[صفحه اصلی ]   [ English ]  
بخش‌های اصلی
آشنایی با ژئومورفولوژی::
آشنایی با انجمن::
اخبار رویدادها::
کارگاه های میدانی انجمن::
دانشنامه ژئومورفولوژی::
اخبار علمی::
عضویت در پایگاه و انجمن::
بخش آموزش::
دریافت فایل::
داده ها و تصاویرماهواره ای::
موسسات ژئومورفولوژی::
منابع ارشد و دکترای جغرافیا::
نشریات ::
درگاه دانشگاه ها::
تسهیلات پایگاه::
پست الکترونیک::
برقراری ارتباط::
::
جستجو در پایگاه

جستجوی پیشرفته
..
دریافت اطلاعات پایگاه
نشانی پست الکترونیک خود را برای دریافت اطلاعات و اخبار پایگاه، در کادر زیر وارد کنید.
..
پایگاه مرتبط

مجله پژوهش های ژئومورفولوژی کمی 

سایت کنفرانس های انجمن ایرانی ژئومورفولوژی 

انجمن علمی باستانشناسی ایران 

..
:: از Mire تا Morphometric ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۴ | 
MIRE - باتلاق
اصطلاح باتلاق را نمی­توان به سادگی تعریف کرد زیرا باتلاق­ها در طیف وسیعی از سیستم­های آبی تا سیستم­های موجود در خشکی­ها یافت می­شوند و مرزهای آنها به سادگی قابل تعیین و شناسایی نیست. درنتیجه، باتلاق­ها منشا و الگوهای مختلفی از توسعه را نشان می­دهند؛ به طور گسترده­ای در موقعیت­های جغرافیایی مختلف و تحت رژیم­های اقلیمی مختلف یافت می­شوند؛ مجموعه­های مختلفی از نیروهای کنترل­کننده را دربرمی­گیرند و مراحل مختلف توسعه متوالی را منعکس می­سازند (Hofstetter, 2000).
اساساَ، باتلاق­ها عوارضی هستند که در آنها تورب­[1] انباشته می­شود و در شرایط طبیعی در مناطقی تشکیل می­شوند که سطح آب زیر زمینی نزدیک سطح زمین بوده و درنتیجه یک لایه هوازی[2] بسیار نازک ایجاد می­شود. این شرایط آبیوتیک[3] (عقیم) مستعد گونه­های خاص گیاهی و جانوری یعنی خزه­ها یا میکروارگانیسم­هایی می­باشند که خود را با شرایط مرطوب و اغلب ضعیف از نظر مواد مغذی وفق داده­اند. پراکنش و اختلاف در نوع باتلاق، ترکیب پوشش گیاهی و نوع خاک در درجه اول توسط زمین­شناسی، توپوگرافی و اقلیم ایجاد می­شود اما شکل­گیری، دوام، اندازه و عملکرد باتلاق­ها بواسطه فرایندهای هیدرولوژیکی کنترل می­شوند. منبع آب، کمیت و کیفیت آن و مکانیسم تامین آب باتلاق با هم ترکیب شده و توسعه و خصوصیات باتلاق را تحت تاثیر قرار می­دهند و درنتیجه باعث ایجاد طیف متنوعی از باتلاق­ها می­شوند (به عنوان مثال، Gore 1983., Heathwaite and Gottlich 1993., Moore 1984). در این رابطه، میتش و گوسلینک[4] (1993) تا آنجا پیش رفتند که بیان می­دارند: «احتمالا هیدرولوژی به تنهایی مهمترین عامل تعیین­کننده شکل­گیری و ماندگاری انواع خاص باتلاق­ها و فرایندهای باتلاقی است».
روشی دقیق و واحد برای طبقه­بندی باتلاق­ها وجود ندارد زیرا: (1) آنها توسط طیف پیوسته­ای از ویژگی­ها توام با ناپیوستگی­های متغیر مشخص می­شوند (2) شکل­گیری آنها بواسطه تغییر شرایط اقلیمی، ژئومورفولوژیکی و هیدرولوژیکی تحت تاثیر قرار می­گیرد، و (3) تغییرات در انواع باتلاق­ها در مقیاس­های مختلف رخ می­دهد. بنابراین جای تعجب نیست که اصطلاحاتی همچون مرداب[5]، مانداب[6]، باتلاق[7] و زمین باتلاقی[8] به طور گسترده­ای مورد استفاده قرار می­گیرند اما اغلب به صورت مبهم و گاها به جای یکدیگر! این ابهام به دلیل طیف گسترده­ای از معیارهایی می­باشد که جهت تعریف و طبقه­بندی باتلاق­ها مورد استفاده قرار می­گیرند. این معیارها شامل ترکیب پوشش گیاهی، هیدرولوژی محل، توپوگرافی محل، ویژگی­های شیمیایی و وضعیت مواد مغذی آب، و ساختار تورب می­باشند. این معیارها گاهی به صورت جداگانه و گاهی در ترکیب با هم مورد استفاده قرار می­گیرند. گروه بین­المللی حفاظت از باتلاق­ها[9] (www.imcg.net) ویژگی­های زیر را به ترتیب اولویت برای تمایز انواع باتلاق­ها پیشنهاد داده است:
  1. منبع آب
  2. هیدرولوژی و ژئومورفولوژی غالب
  3. محتویات پایه[10] (درصد اشباع) یا pH
  4. میزان در دسترس بودن مواد مغذی و C:N، و
  5. جوامع گیاهی غالب
در زیر برخی از این معیارهای طبقه­بندی با جزئیات بیشتر مورد بررسی قرار می­گیرد:
 
هیدرولوژی باتلاق­ها (Mire hydrology)
یکی از ویژگی­های مشترک تمامی باتلاق­های طبیعی، مازاد آب یا لااقل یک موازنه هیدرولوژیکی کافی برای ایجاد شرایطی است که در آن سطح زمین برای حداقل قسمتی از سال معمولا اشباع از آب باشد. شرایط مرطوب باتلاق­ها می­تواند ناشی از زهکشی نامناسب و تاخیری، آهنگ بالای تامین آب و یا هر دو عامل باشد. تامین آب ممکن است ناشی از آب تلوریک[11] (یعنی آبی که با کانی­های زمین تماس داشته است ازقبیل آب رودخانه، رواناب سطحی یا بده آب زیرزمینی) یا آب جوی (یعنی بارش) باشد. روابط هیدرولوژیکی، نقش اساسی در فرایندهای اکوسیستم باتلاق، تعیین ساختار و رشد آن دارد. از اینرو، باتلاق­های مختلف یک دوره هیدرولوژیکی مشخص یا الگوی فصلی سطح آب دارند که بالاآمدن و پایین رفتن آب سطحی و زیرسطحی را تعیین می­کند. یک ­شاخص زمینی مهم، بودجه (ورودی و خروجی) آب یک باتلاق است که ورودی­های حاصل از آب زیرزمینی، رواناب، بارش و نیروهای فیزیکی (باد، جزر و مد) را با خروجی­های ناشی از زهکشی، نفوذ و تبخیر و تعرق ارتباط می­دهد. تغییرات سالانه یا فصلی در سطح آب، مجموعه زیستی[12] (بوم) سطحی قابل مشاهده، فرایندهای تجزیه، نرخ­های انباشت و انتشار گازها را تحت­تاثیر قرار می­دهد. چنین تغییراتی می­تواند در پاسخ به طیف وسیعی از عوامل خارجی، ازقبیل نوسانات در منبع تامین آب (انحرافات رودخانه، پمپاژ آب­های زیرزمینی)، اقلیم یا کاربری اراضی (جنگل­زدایی) رخ دهد. از نظر شیمیایی، آب­هایی که از باتلاق­ها خارج می­شوند متفاوت از آب­هایی هستند که به باتلاق­ها جریان می­یابند، زیرا هنگامیکه آب از میان مواد آلی ازقبیل تورب­ها عبور می­کند طیفی وسیع از واکنش­های فیزیکی و شیمیایی رخ می­دهد که باعث می­شود برخی عناصر (به عنوان مثال، فلزات سنگین) تفکیک و ته­نشین شده و عناصر دیگر (به عنوان مثال کربن آلی محلول، اسیدهای هومیک) جابجا شوند.
از آنجا که پوشش گیاهی باتلاق تا حد زیادی وابسته به عوامل محیطی اصلی، ازقبیل عوامل هیدرولوژیکی و هیدروشیمیایی می­باشد، طبقه­بندی­های هیدرولوژیکی ازقبیل موردی که در جدول (33) برای باتلاق­های بریتانیا ارائه شده است (رجوع شود به Heathwaite 1995) اغلب واضح­ترین توضیح برای انواع باتلاق­ها ارائه می­دهد زیرا فرم و ویژگی­های زیستی باتلاق­ها توسط این ویژگی­ها تعیین می­شوند.
جدول 33: طبقه­بندی هیدرولوژیکی باتلاق­های بریتانیا
منبع آب مساحت
کوچک (کمتر از 50 هکتار) متوسط (1000 50 هکتار) بزرگ (بیشتر از 1000 هکتار)
بارندگی قسمتی از باتلاق­های حوضه­ای باتلاق­های برآمده[13] باتلاق­های پوششی[14] (سطحی)
چشمه­ها باتلاق­های ریزشی[15] (آبفشانی)، دره اسیدی و حوضه­ای باتلاق­های حوضه­های ماندابی، دره اسیدی و حوضه­ای مجموعه مانداب­ها، سطوح سامرست[16]
سیلاب­ها دشت­های سیلابی کم­پهنا دشت­های سیلابی دره­ای مجموعه دشت سیلابی
 
مورفولوژی باتلاق­ها (Mire morphology)
از مدت­ها قبل معلوم شده که اختلافات در وضعیت توپوگرافی و مکانیسم تامین آب تاثیر زیادی در نوع باتلاق­ها دارد. این امر اساس سیستم­های طبقه­بندی اولیه و ماندگار باتلاق­ها می­باشد. فون پست و گرانلوند[17] (1926) باتلاق­ها را به سه نوع طبقه­بندی کردند: باتلاق­های اومبروژنز[18] (با منشا بارش)، که صرفا تحت تاثیر بارش توسعه می­یابند؛ باتلاق­های توپوژنز[19] (با منشا توپوگرافیکی)، بواسطه آب تلوریک دارای آب می­شوند که به طور طبیعی در زمین­های مسطح و چاله­های توپوگرافیکی جمع می­شوند؛ و باتلاق­های سولی­ژنز[20] (وابسته به خاک) بر روی دامنه­ها توسعه می­یابند و توسط یک منبع آب تلوریک مرطوب نگه داشته می­شوند. مور و بلامی[21] (1974) این اصل را برای طبقه­بندی باتلاق­های بریتانیا به گروه­های گسترده­تر براساس فیزیوگرافی آنها مورد استفاده قرار دادند بر این اساس که توسعه باتلاق عمدتا توسط شرایط اقلیمی، هیدرولوژیکی و ژئوشیمیایی تعیین می­شود که اجتماعات پوشش گیاهی را کنترل می­کنند و منجر به توسعه نوع خاصی از باتلاق می­شود (جدول 34).
جدول 34- طبقه­بندی فیزیوگرافیکی باتلاق­های بریتانیا
باتلاق­های سولی­ژنز آب یا آبفشان یا چشمه­های متحرک، تشکیل آرام تورب (به علت O2)
باتلاق­های حوضه­ای در گودال­ها و فرورفتگی­های عمیق، مانند دیگ­چال­ها[22] یافت می­شوند؛ تورب ضخیم؛ سطح پوشش گیاهی ممکن است شناور باشد؛ حرکت محدود آب زیرزمینی
باتلاق­های دره­ای توسط جریان آب در امتداد محور دره مشخص می­شوند؛ تنوع زیاد pH، مواد مغذی و جوامع گیاهی
باتلاق­های دشت­سیلابی بر روی آبرفت­های درمعرض سیلاب توسعه می­یابند ؛ تنوع زیاد pH، مواد مغذی و جوامع گیاهی
باتلاق­های برآمده توسط یک سطح تورب مشخص می­شوند که از سفره آب زیرزمینی منطقه­ای ایزوله شده­اند؛ امبروتروفیک؛ شکل گنبدی
باتلاق­های پوششی (سطحی) معمولا بر روی مواد غیرقابل­نفوذ در مناطق با بارندگی بالا و دمای پایین توسعه می­یابند
 
توسعه باتلاق­ها (Mire development)
از دید استاتیک، انواع باتلاق­ها نشان­دهنده نوعی پهنه­بندی سطح ایستابی از آب­های کم و بیش آزاد تا شرایطی است که در آن سطح ایستابی به ندرت همواره در بالای سطح لایه مجاور قرار می­گیرد. از منظر دینامیک، باتلاق­ها تغییرات متوالی یا هیدروسرال[23] را نشان می­دهند. در بریتانیا، نشان دادن مراحل مختلف توالی مشکل است زیرا اکثر هیروسرها تقریبا به صورت هم­زمان در دوره بعدیخچالی (فلاندرین[24]) شروع به توسعه کردند و بنابراین در مراحل توالی اغلب مشابه هم می­باشند. با وجود این، بازسازی­های دیرینه براساس چینه­شناسی نهشته­های تورب­های انباشته شده می­تواند برای نشان دادن ویژگی­های دینامیک توسعه باتلاق در طی زمان مورد مورد استفاده قرار گیرند.
توسعه طبیعی توالی باتلاق اتوژنیک[25] (برجازا) درجهت افزایش اسیدیته است زیرا رشد مداوم سطح تورب به صورت پیش­رونده­ای باتلاق را از اثر تغذیه­ای آب زیرزمینی و آب خاک محروم کرده و به مواد مغذی آب باران وابسته­تر می­سازد. معیارهای ژئومورفولوژیکی، اقلیمی، توپوگرافیکی و زمین­شناسی لایه مجاور، در هدایت تغییرات به این توالی برجازا (اتوژنیک) اساسی می­باشند. ازاینرو، پهنه­بندی باتلاق­های توپوژنز به طور مشخصی از شیب سطح ایستابی حوضه­های بسته مدور یا چاله­هایی که جریان در آنها تجمع می­یابد پیروی می­کند و انباشت تورب درجایی که حرکت جانبی آب وجود ندارد امکان­پذیر می­شود. باتلاق­های سولی­ژنز در جایی توسعه می­یابند که تراوش گرانشی[26] جانبی آرام، شرایط اشباع از آب را در سطح زمین حفظ می­کند. با اینکه توپوگرافی مهم است اما همین تراوش آهسته آب در این نوع باتلاق است که آن را از سایر باتلاق­ها متمایز می­کند. آبی که از میان باتلاق­های سولی­ژنز جریان می­یابد معمولا نسبت به شرایط راکد باتلاق­های توپوژنز دارای اکسیژن بیشتری است و درنتیجه آهنگ تجزیه مواد آلی بیشتر و عمق انباشت تورب پایین­تر است. باتلاق­های اومبرژنز در جایی توسعه می­یابند که بارش نسبت به تبخیر و تعرق بیشتر است. توپوگرافی، با اینکه مهم است، اما تا حد زیادی به عنوان عامل تاخیر رواناب از باتلاق عمل می­کند و نه تمرکز رواناب به آن از سایر نواحی. وابستگی محض به ورودی­های جوی، نوعی از بوم­های[27] (زیستگاه) باتلاقی ایجاد می­کند که به طور مشخصی وضعیت پایه[28] پایین دارند و در آن تجزیه مواد آلی کم بوده و انباشت تورب اسیدی بدون هوموس شدگی نسبت به سایر باتلاق­ها بیشتر است. در انگلستان، باتلاق­های اومبرژنز به باتلاق­های برآمده[29] و باتلاق­های پوششی[30] یا مرداب­ها[31] تقسیم­بندی می­شوند. باتلاق­های پوششی در جایی توسعه می­یابند که سطح زمین به طور دائم مرطوب بوده و تورب­ها بر روی زمین مسطح و با شیب ملایم شروع به تشکیل می­کنند. باتلاق­های برآمده در شرایط آب و هوایی مختلف بوجود می­آیند و ممکن است نشان­دهنده مرحله آخر در توالی برجازای باتلاق­های توپوژنز باشند. در زمین­های پست بریتانیا، باتلاق­های برآمده در حوضه­ها، دشت­های سیلابی و راس خورها[32] گزارش شده­اند، برای نمونه، ذخیره­گاه طبیعی ملی تورن مورز[33] که بخشی از زمین­های توربی هامبرهد[34] را تشکیل می­دهند.آنها بواسطه یک ناحیه مرکزی برآمده مشخص می­شوند که در آن تورب­ها به حدی انباشته می­شوند که آن را از تغذیه آب از کناره­های باتلاق محروم می­سازند و درنتیجه تنها به ورودی­های بارش وابسته می­شوند. بنابراین، اسیدی شدن نتیجه می­شود، آهنگ تجزیه کاهش می­یابد، انباشت تورب افزایش می­یابد و نوع باتلاق از باتلاق­های توپوژنز یا سولی­ژنز به انواع اومبرژنز تغییر می­یابد. باتلاق­های برآمده، گنبدهای مشخص کم ارتفاعی از تورب­ها تشکیل می­دهند که در آن توپوگرافی معمولا محدب بوده و شیب ملایمی از مرکز به سمت کانال زهکشی خندق­مانند اطراف یا لگ­های[35] احاطه کننده مرداب وجود دارد.
 
هیدروشیمی باتلاق (Mire hydrochemistry)
علاوه بر عوامل کنترل­کننده هیدرولوژیکی در توسعه باتلاق، وضعیت پایه و مواد مغذی منابع تامین آب نیز نوع باتلاق را تحت تاثیر قرار می­دهند. شیمی آب باتلاق­ها عمدتا ناشی از شرایط زمین­شناسی، موازنه آب (نسبت­های جریان ورودی، جریان خروجی و ذخیره)، کیفیت آب ورودی، نوع خاک و پوشش گیاهی، و فعالیت­های انسانی در داخل یا نزدیک باتلاق می­باشد. باتلاق­های با تسلط جریان ورودی و خروجی آب سطحی، شیمی رودخانه­ها یا دریاچه­های مربوطه را منعکس می­کنند. باتلاق­هایی که آب خود را عمدتا از طریق بارش دریافت می­کنند و آن را از طریق جریانات خروجی آب سطحی و (یا) نفوذ به آب زیرزمینی از دست می­دهند تمایل دارند که غلظت­های پایین­تری از مواد شیمیایی داشته باشند. ازاینرو باتلاق­های امبروتروفیک[36] تحت تسلط آب باران بوده و درنتیجه کمبود پایه دارند در حالیکه باتلاق­های مینروتروفیک[37] با کانی­ها و مواد مغذی لایه مجاور باتلاق تغذیه می­شوند که آن به نوبه خود وابسته به زمین­شناسی حوضه و کیفیت آب زهکشی می­باشد. باتلاق­های مینروتروفیک بسته به کیفیت آب منبع خود ممکن است از انواع الیگوتروفیک[38] (با مواد مغذی کم) تا مزوتروفیک[39] (با مواد مغذی متوسط) یا ائوتروفیک[40] (غنی از مواد مغذی) باشند. از اینرو در طبقه­بندی هیدروشیمیایی باتلاق­ها تا حد زیادی به منبع و کیفیت آبی که به یک باتلاق جریان می­یابد تمرکز می­کنند، با توجه به این امر طیف متنوعی از انواع باتلاق­ها از باتلاق­های برآمده اومبروتروفیک، تا باتلاق­های انتقالی به باتلاق­های مینروتروفیک یا مرداب­ها وجود دارد (جدول 35)
براساس تغییرات گیاهی در باتلاق­های سوئد، دوریتز[41] (1949، 1954) پیشنهاد کرد که باتلاق­ها می­توانند تقسیم­بندی شوند به سطوحی که اغلب منحصرا توسط بارش تغذیه می­شوند و آنهایی که در آن تامین آب توسط آب تلوریک (زمینی) تکمیل می­شود. این مفاهیم اولیه مهم می­باشند چرا که تا حد زیادی با اختلافات زیستگاه­های (بوم­ها) اصلی که امروزه هنوزهم شناخته شده­اند مطابقت دارند. اصطلاح مانداب[42] به طور گسترده­ای به عنوان مترادفی برای باتلاق­های مینروتروفیک و اصطلاح مرداب[43] برای اشاره به نمونه­های اومبروتروفیک مورد استفاده قرار گرفته است (رجوع شود به Wheeler and Proctor 2000). با این حال، این اصطلاحات محاوره­ای هنوز هم گیج­کننده و نامفهوم هستند مخصوصا که پوشش گیاهی مانداب­ها و مرداب­ها می­توانند بسیار مشابه باشند. تمایز بین این دو زیستگاه طبیعی براساس منابع آب مربوطه می­باشد. مرداب­ها آب خود را تنها از بارش باران بدست می­آورند و این آب اساسا راکد است، حداقل در لایه­های پایین­تر مرداب یا کاتوتلم[44]. آب در یک مانداب جریان می­یابد، اگرچه جریان آب ممکن است به صورت بسیار آهسته­ای صورت گیرد. جوستن[45] (1998) برای متمایز کردن انواع باتلاق­ها، شرایط پایه و وضعیت تروفیک[46] (تغذیه­ای) را مورد استفاده قرار داد، رجوع شود به جدول 36.
عرضه مواد مغذی به مرداب­ها به طور مشخصی پایین است اگر چه ممکن است که تامین نیتروژن بواسطه غنی­سازی اتمسفری حاصل از منابع صنعتی، شهری و کشاورزی تکمیل شود. تنوع زیستی مرداب­ها پایین است. به طور معمول pH آنها کمتر از 5/4 است درحالیکه در مانداب­ها pH در محدوده 5/7 5/4 می­باشد.
جدول 35: مقادیر متوسط غلظت یون­های اصلی حاصل از آب­های باتلاق­های اروپا
هیدروشیمی باتلاق   یون­های اصلی
pH HCO3 Cl SO4 Ca Mg Na K H کل
ائوتروفیک
 
 
 
 
 
 

الیگوتروفیک
1 5/7 9/3 4/0 8/0 0/4 6/0 5/0 05/0 0 25/10
2 9/6 7/2 5/0 0/1 2/3 4/0 4/0 08/0 0 28/8
3 2/6 0/1 5/0 7/0 2/1 4/0 5/0 02/0 0 32/4
4 6/5 4/0 5/0 5/0 7/0 2/0 5/0 04/0 01/0 85/2
5 8/4 1/0 3/0 5/0 3/0 1/0 3/0 07/0 03/0 70/1
6 1/4 0 4/0 4/0 2/0 1/0 3/0 04/0 14/0 58/1
7 8/3 0 3/0 3/0 1/0 1/0 2/0 04/0 16/0 20/1
 
منبع: )اقتباس از Moore and Bellamy 1974)
جدول 36: شرایط پایه، شرایط تروفیک و انواع باتلاق
نسبت C/N 33 <       20 >
pH   8/4 >   4/6 <  
  الیگوتروفیک اسیدی مزوتروفیک اسیدی مزوتروفیک نزدیک به خنثی مزوتروفیک آهکی ائوتروفیک
مرداب زمین­های پست          
مرداب کوهستانی          
باتلاق دیگ­چال          
باتلاق تراوشی          
باتلاق جریان سطحی          
باتلاق خشکی شده[47]          
باتلاق چشمه­ای          
باتلاق دشت سیلابی ساحلی          
باتلاق دشت سیلابی رودخانه­ای          
منبع: اقتباس از جوستن (1998)
 
اهمیت باتلاق­ها در چشم­انداز (Significance of mires in the landscape)
در اروپای غربی، اکثر باتلاق­های طبیعی بواسطه تغییرات انسانی در هیدرولوژی (چه در مقیاس منطقه­ای و چه در مقیاس محلی) عمدتا برای مقاصد کشاورزی از بین رفته­اند. این اقدامات ترکیب زیستی، ویژگی­های فیزیکی و شیمیایی خاک، پویایی کربن و مواد مغذی، همچنین عملکردهای اکولوژیکی باتلاق­ها را تحت تاثیر قرار داده است.
تا همین اواخر، کارکرد تنظیمی[48] باتلاق­هایی که از نظر هیدرولوژیکی مختل نشده­اند در مقایسه با باتلاق­های تخریب شده نادیده گرفته شده بود. باتلاق­های طبیعی به عنوان اکوتون­ها[49] (منطقه گذر) بین محیط­های خشک­زی و آبزی عمل می­کنند و با توجه به کیفیت­های انتقال، حائل بودن و ذخیره­گاه بودن آنها از اهمیت زیادی برخوردارند. به عنوان مثال، باتلاق­های مینروترفیک یا مانداب­ها بواسطه چندین مسیر هیدرولوژیکی از قبیل جریان آب­های زیرزمینی، رواناب سطحی، جریان آب داخلی یا مازاد آب رودخانه، با نواحی خشکی پیرامون در ارتباط می­باشند. مواد مغذی، همراه با آب جریانی به این باتلاق­ها منتقل شده و بواسطه چندین فرایند بیوشیمیایی تبدیل یا انباشته می­شوند. درنتیجه، غلظت مواد مغذی در جریان خروجی می­تواند کاهش یافته و کیفیت آب بهبود پیدا کند. از اینرو باتلاق­های زمین­های پست اغلب مناطقی با بهره­وری و تنوع بیولوژیکی بالا بوده و واسط فرایندهای محیطی بزرگ و کوچک مقیاس بواسطه تغییر دادن حوضه­های پایین­دست می­باشند. به عنوان مثال، باتلاق­های زمین­های پست می­توانند هیدرولوژی محلی را از طریق عمل به عنوان یک فیلتر، جذب یا جداسازی و ذخیره فلزات سنگین و سایر آلاینده­ها تحت تاثیر قرار دهند و به عنوان حائل­های سیل و در مناطق ساحلی به عنوان حفاظی درمقابل طوفان­ها و کنترل فرسایش عمل کنند. باتلاق­های اراضی مرتفع می­توانند به عنوان ذخیره­گاه[50] کربن عمل کرده و کربن آلی را در رسوبات اشباع از آب ذخیره کنند. حتی تورب­هایی که به آرامی افزایش می­­یابند ممکن است سالانه بین 5/0 تا 7/0 تن کربن را در هر هکتار جذب کنند. باتلاق­ها همچنین می­توانند به عنوان یک منبع کربن محسوب شوند یعنی هنگامیکه کربن از طریق انتشار گازها در طی فرایندهای تجزیه، یا بعد از زهکشی و خشک شدن و برش، به عنوان یک نتیجه از اکسیداسیون یا احتراق آزاد می­شود. در سطح جهانی، در طی دو قرن گذشته باتلاق­های زمین­های مرتفع عمدتا به دلیل بهره­برداری انسان، از محل ذخیره کربن به منبع تولید کربن تبدیل شده­اند.
Reference
Du Rietz, G.E. (1949) Huvudenheter och huvudgränser i svensk myrvegetation, Srensk Botanisk Tidskrift 43,
274–309.
—— (1954) Die mineralbodenwasser-zeigegrenze als Grunlage einer natürlichen Zweigliederung der nord- und Mitteleuropäischen Moore, Vegetatio 5/6, 571–585.
Gore, A.J.P. (1983) Ecosystems of the World, 4B: Mires, Swamp, Bog, Fen and Moor, Regional Studies, Amsterdam: Elsevier.
Heathwaite, A.L. (1995) The hydrology of British mires, in J. Hughes and A.L. Heathwaite (eds) Hydrology and Hydrochemistry of British Mires, 11–20, Chichester: Wiley.
Heathwaite, A.L. and Gottlich, Kh. (1993) Mires – Process, Exploitation and Conservation, Chichester: Wiley.
Hofstetter, R.F. (2000) Universal Mire Lexicon, Greifswald: International Mire Conservation Group.
Joosten, J. (1998) Mire Classification for Nature Conservation, IMCG Working paper, Greifswald: International Mire Conservation Group.
Mitsch, W.J. and Gosselink, J.G. (1993) Mires, New York: Van Nostrand Reinhold.
Moore, P.D. (ed.) (1984) European Mires, London: Academic Press.
Moore, P.D. and Bellamy, D.J. (1974) Peatlands, London: Elek. Science.
Von Post, L. and Granlund, E. (1926) Sodra Sveriges tortillangar I, Sver. Geol. Unders. 19 C 335, Stockholm.
Wheeler, B.D. and Proctor, M.C.F. (2000) Ecological gradients, subdivisions and terminology of north-west European mires, Journal of Ecology 88, 187–203.
Key websites
RAMSAR: http://www.ramsar.org
Irish Peatland Conservation Council:
http://www.ipcc.ie
Society of Mire Scientists: http://www.sws.org
International Peat Society: http://www.peatsociety.fi
British Ecological Society Mires Research Group:
http://www.britishecologicalsociety.org/groups/mires/index.php
LOUISE HEATHWAITE (ترجمه منصور خیری زاده)
MOBILE BED - بستر متحرک
یک سیال، ازقبیل هوا یا آبی که بر روی رسوبات غیرچسبناک جریان می­یابد قادر به کشیدن ذرات جامد است. سطح بستر هنگامی متحرک می­شود که تنش برشی که توسط جریان بر ذرات اعمال می­شود از تنش برشی بحرانی مخلوط رسوب تجاوز کند. شروع حرکت ذرات پدیده­ای تصادفی است که به میانگین جنبش­های سیال و، از آنجا که ابعاد ذرات رسوب در مقایسه با ابعاد جریان به طور معمول نسبتا کوچک است، به بزرگی انحرافات تلاطم[51] (آشفتگی) از میانگین بستگی دارد (Nelson et al. 2001). همچنین وابسته به موقعیت یک ذره در بستر (که در معرض قرارگیری آن نسبت به جریان را تعیین می­کند) (Kirchner et al. 1990; Buffington et al. 1992)، و سهم نسبی هر اندازه در مخلوط رسوب می­باشد (Wilcock 1993). تنش برشی در حالتی که حرکت ذره در رسوبات ناهمگن آغاز می­شود می­تواند توسط رابطه شیلدز[52] تخمین زده شود، مشروط بر اینکه اندازه ذره میانه برای توصیف کل مخلوط رسوب مورد استفاده قرار گیرد (Kuhnle 1993; Buffington and Montgomery 1997).
هنگامیکه شرایط آستانه برای آغاز حرکت ذره فرا برسد یک افزایش ناگهانی در آهنگ حرکت رسوب بوجود می­آید. حرکت ذرات بر روی بستر نه یکنواخت و نه مداوم است، به دلیل جاروب­های آشفته[53]، ساختارهای مسئول جنبش ذره، گروه­هایی از ذرات را به طور متناوب در موقعیت­های تصادفی در بستر جابجا می­کنند (Drake et al. 1988; Williams et al. 1990). هنگامیکه تنش برشی (و آهنگ انتقال رسوب) افزایش می­یابد جاروب به صورت جانبی پایدارتر شده و نوارهای طولی در بستر تشکیل می­شود، و در رسوبات ناهمگن یک الگویی از نوارهای متناوب درشت و ریزدانه ظاهر می­شود (McLelland et al. 1999). در تنش­های برشی بالاتر، رسوبات درشت­تر سیال­تر شده و اشکال بستر متقاطع یا عرضی جایگزین نوارها می­شوند (Gyr and Müller 1996).
در ابتدا تصور می­شد که رسوبات به صورت لایه­های لغزشی حرکت می­کنند که لایه­ی با سریع­ترین میزان حرکت در نزدیکی و مجاورت جریان واقع می­شود، اما به زودی مشخص شد که تنها دانه­های سطحی حرکت می­کنند. در غیاب آبشستگی[54] یا توسعه شکل بستر قابل­توجه، عمق لایه فعال به میزان 4/0 2D90 است (که در آن D90 اندازه­ای است که 90 درصد توزیع اندازه مواد بستر سطحی کوچکتر از آن است). رسوباتی که منتقل می­شود بار مواد بستر[55] نامیده می­شوند. ممکن است مواد بستر بواسطه تلاطم به داخل بخش اصلی جریان جاروب شده و به صورت معلق حمل شوند، یا اینکه ممکن است به صورت غلتیدن یا لغزیدن یا به صورت جهش[56]، به عنوان بار بستر[57] در یک لایه بلافصل در بالای بستر جابجا شوند. ضخامت این لایه به میزان دو تا چهار برابر قطر ذرات در آب، و چند ده سانتی­متر در هوا است. هنگامیکه شدت جریان به بالاتر از مقدار بحرانی افزایش می­یابد، ذرات ابتدا از طریق غلتیدن جابجا می­شوند. هنگامیکه شدت جریان بازهم افزایش می­یابد جهش به سرعت نوع غالب حرکت می­شود و در شدت­های جریان بازهم بالاتر تعلیق شروع به غلبه کردن می­کند. یک تفاوت فیزیکی آشکار بین دو حالت اساسی انتقال وجود دارد (Abbott and Francis 1977). وزن یک ذره­ی درحال جهش توسط بستر تقویت (حمایت) می­شود درصورتیکه جریان، وزن ذره معلق را تقویت می­کند. با وجود این، دو حالت انتقال نمی­تواند براساس اندازه ذره به آسانی متمایز شود و یک مبادله پیوسته ذرات بین باربستر و بارمعلق وجود دارد. همچنین یک تفاوت مهم بین حرکت ذرات ازطریق جهش در هوا و آب وجود دارد. در مورد هوا، هنگامیکه جهش شروع شد حرکت بعدی توسط اثر ذرات برخوردکننده به بستر تحریک می­شود و نه توسط نیروهای هیدرودینامیک که بر روی ذرات ساکن عمل می­کند، به نحوی که در مورد آب وجود دارد. این تفاوت از آنجا ناشی می­شود که چگالی غوطه­وری[58] ذرات رسوب اساسا بیشتر از چگالی هوا در فشار اتمسفری است، درحالیکه آن کمتر از دوبرابر چگالی آب است.
ذرات معلق در سرعت جریان حرکت می­کنند. ذرات متشکل از باربستر به طور مداوم از ذخیره­گاه­های[59] [رسوب] موجود بر روی بستر جابجا شده و یا به آن وارد می­شوند و الگوی حرکت آنها می­تواند به صورت مجموعه­هایی از گام­های نسبتا کوتاه با طول تصادفی مشخص شود که هر یک بواسطه یک دوره سکون با مدت تصادفی دنبال می­شود (Habersack 2001). همچنانکه اندازه به پایین­تر از قطر میانه لایه مجاور کاهش می­یابد میزان حساسیت مسافت پیمایش نسبت به اندازه ذره کاهش می­یابد (Church and Hassan 1992)، اما در مقایسه با سرعت جریان که ممکن است به اندازه چندین متر در ثانیه باشد، سرعت واقعی حرکت ذرات در آب تنها به میزان چند متر در ساعت است (Haschenburger and Church 1998). این امر به این دلیل است که هر ذره درمقایسه با زمانی که در سکون سپری می­کند زمان ناچیزی را برای حرکت صرف می­کند. در مورد رسوباتی که در جهت پناهگاهی یک فرم بستر ته­نشین می­شوند، سرعتی که در آن ذرات جابجا می­شود بسیار آهسته­تر بوده و توسط آهنگ حرکت فرم بستر تعیین می­شود (Grigg 1970; Tsoar 1974).
Reference
Abbott, J.E. and Francis, J.R.D. (1977) Saltation and suspension trajectories of solid grains in a water stream, Philosophical Transactions of the Royal Society of LondonA284, 225–254.
Buffington, J.M. and Montgomery, D.R. (1997) A systematic analysis of eight decades of incipient motion studies, with special reference to gravel-bedded rivers, Water Resources Research33, 1,993–2,029.
Buffington, J.M., Dietrich, W.E. and Kirchner, J.W. (1992) Friction angle measurements on a naturally formed gravel streambed: implications for critical boundary shear stress, Water Resources Research28, 411–425.
Church, M.A. and Hassan, M.A. (1992) Size and dis-tance of travel of unconstrained clasts on a streambed, Water Resources Research28, 299–303.
Drake, T.S., Shreve, R.L., Dietrich, R.L., Whiting, P.J. and Leopold, L.B. (1988) Bedload transport of fine gravel observed by motion-picture photography, Journal of Fluid Mechanics192, 193–217.
Grigg, N.S. (1970) Motion of single particles in alluvial channels, Journal of the Hydraulics Division, American Society of Civil Engineers 96, 2,501–2,518.
Gyr, A. and Müller, A. (1996) The role of coherent structures in developing bedforms during sediment transport, in P.J. Ashworth, S.J. Bennett, J.L. Best and
S.J. McLelland (eds) Coherent Flow Structures in Open Channels, 227–235, Chichester: Wiley.
Habersack, H.M. (2001) Radio-tracking gravel parti-cles in a large braided river in New Zealand: a field test of the stochastic theory of bed load transport proposed by Einstein, Hydrological Processes15, 377 –391.
Haschenburger, J.K. and Church, M.A. (1998) Bed material transport estimated from the virtual velocity of sediment, Earth Surface Processes and Landforms 23, 791–808.
Kirchner, J.W., Dietrich, W.E., Iseya, F. and Ikeda, H. (1990) The variability of critical shear stress, friction angle, and grain protrusion in water-worked sedi-ments, Sedimentology37, 647–672.
Kuhnle, R.A. (1993) Fluvial transport of sand and gravel mixtures with bimodal size distributions, Sedimentary Geology85, 17–24.
McLelland, S.J., Ashworth, P.J., Best, J.L. and Livesey, J.R. (1999) Turbulence and secondary flow over sed-iment stripes in weakly bimodal bed material, Journal of Hydraulic Engineering125, 463–473.
Nelson, J.M., Schmeeckle, M.W. and Shreve, R.L. (2001) Turbulence and particle entrainment, in M.P. Mosley (ed.) Gravel-Bed Rivers V, 221–248, New
Zealand Hydrological Society, Wellington. Tsoar, H. (1974) Desert dunes, morphology and dynam-ics, El Arish (northern Sinai), Zeitscrift für Geomorphology Supplementband 20, 41–61.
Wilcock, P.R. (1993) Critical shear stress of natural sedi-ments, Journal of Hydraulic Engineering 119, 491–505.
Williams, J.J., Butterfield, G.R. and Clark, D.G. (1990) Rates of aerodynamic entrainment in a developing boundary layer, Sedimentology 37, 1,039–1,048.
BASIL GOMEZ (ترجمه منصور خیری زاده)
MODELS - مدل­ها
دراصل، «علوم[60]» تالیف ریاضیدان جان فون نیومن[61] (1963)، سرآغاز مدل­ها بود. همانند سایر علوم، مدل­سازی به عنوان بخشی از ژئومورفولوژی قرن بیست و یکم محسوب می­شود. یک مدل، در مفهوم بسیار کلی، نمایش ساده یا آرمانی شده[62] یک واقعیت موجود یا بالقوه است. طیف متنوعی از انواع مدل­ها از مینیاتورهای معماران گرفته تا تئوری کوانتومی وجود دارد. در ژئومورفولوژی، مدل­ها برای نمایش فرایندها و لندفرم­های سطح زمین به خدمت گرفته می­شوند و به این ترتیب آنها تجسمی از تئوری می­باشند که زیربنای علم است. تمامی ژئومورفولوژیست­ها به یک یا چند مدل استناد می­کنند. با وجود این، در ژئومورفولوژی اصطلاح مدل در زمینه­های مختلفی مورد استفاده قرار گرفته و بهتر است بین سه نوع مدل تمایز قائل شود: مدل­های مفهومی، مدل­های سخت­افزار[63] (یا تجربی) و مدل­های ریاضی.
ریشه­های مدل­های مفهومی لندفرم مطمئنا به قبل از کلمه ژئومورفولوژی برمی­گردد. همچنانکه زمینه­های علمی ژئومورفولوژی از اواخر قرن نوزدهم درحال شکل­گیری بود، شخصیت­های تاثیرگذاری همچون ویلیام موریس دیویس، والتر پنک و جی. کی. گیلبرت مدل­های مفهومی سیستم­های چشم­انداز را توسعه دادند که راهنما و انگیزه­ای برای تحقیقات ارائه نمودند. چرخه جغرافیایی دیویس نمونه­ای کلاسیک از یک مدل مفهومی در ژئومورفولوژی است. این مدل تبیینی برای بسیاری از لندفرم­های مشاهده شده ارائه می­دهد، درباره دوره تکاملی آنها پیش­بینی­هایی انجام می­دهد، برای تفسیر عناصر لندفرم­های خاص (مانند سطوح با ناهمواری کم) مفروضاتی ارائه می­کند و نوع سوالات محققان را تحت تاثیر قرار می­دهد. اگرچه بسیاری از ایده­های دیویس هنوز ثابت نشده است، اما ایجاد و اصلاح مداوم مدل­های مفهومی هنوز هم از بخش­های اساسی ژئومورفولوژی می­باشد. به صورت اجتناب­ناپذیری، ایده­های ما درباره نحوه عملکرد سیستم­های ژئومورفیکی همیشه راهنمای نوع سوالات و تفاسیر ما خواهد بود (Brown 1996).
مدل­های سخت­افزار نشان­دهنده جنبه­های تجربی ژئومورفولوژی می­باشند. یک مدل سخت­افزار، نمایش فیزیکی اغلب (اما نه همیشه) کوچک مقیاس از یک سیستم خاص ژئومورفیک است. آزمایشات فلوم[64] جی.کی.گیلبرت (1914) در برکلی[65]، که منجر به مقاله کلاسیک او «انتقال واریزه[66] توسط آب جاری» شد، نشان­دهنده یکی از اولین مطالعات تجربی در ژئومورفولوژی می­باشد. درواقع، داده­های گیلبرت، هنوز هم مورد استفاده قرار می­گیرد و توسط بسیاری از مطالعات فلوم انتقال رسوب تکمیل شده است. ادبیات ژئومورفولوژی مملو از نمونه­هایی از مدل­های تجربی سیستم­های ژئومورفیک است. از پدیده­هایی که به صورت تجربی مورد مطالعه قرار گرفته­اند می­توان به تکامل حوضه زهکشی، لغزش سنگ بستر، خزش خاک، هوازدگی سنگ­ها، مخروط­افکنه­ها، و جریانات واریزه و غیره اشاره کرد. در برخی موارد، تجربیات آزمایشگاهی، فرایندهای ژئومورفیکی را با فرایندهای تکتونیک، ائوستاتیک و یا فرایندهای نهشته­گذاری مرتبط ساخته است. در برخی موارد، مدل­های سخت­افزار با مقیاس فضایی مشابه سیستم ژئومورفیکی مورد مطالعه اجرا می­شوند؛ فلوم جریان واریزه تجربی سازمان زمین­شناسی ایالات متحده آمریکا نزدیک بلینگهام واشنگتن یکی از این موارد است (Major and Iverson 1999). اما به صورت متداول­تر، مقیاس سیستم فیزیکی کوچک­تر می­شود که می­تواند منجر به ایجاد مسائلی در خصوص حفظ روابط مقیاس­بندی اساسی بین ویژگی­های فیزیکی همچون ویسکوزیته[67] و گرانش[68] سیال شود. با این حال، مدل­سازی سخت­افزار همچنان به صورت یکی از منابع مهم اطلاعات و بینش به طیف گسترده­ای از سیستم­های ژئومورفیک محسوب می­شوند.
یک مدل ریاضی، همانند یک مدل مفهومی، به عنوان نمایشی ساده یا ایده­آل شده از واقعیت عمل می­کند که چارچوبی برای هدایت و تفسیر مشاهدات فراهم می­سازد. از این منظر، یک مدل ریاضی می­تواند به عنوان یک فرضیه کمّی یا مجموعه­ای از فرضیات مرتبط به هم درنظر گرفته شود. یک مدل ریاضی مزیت­های آشکاری نسبت به مدل­های صرفا مفهومی در میزان دقت، عدم ابهام و توانایی آن برای رفع محدودیت­های اساسی ازقبیل پیوستگی جرم[69]، اندازه حرکت[70] و انرژی دارد. در عین حال، مدل­های ریاضی همانند مدل­های سخت­افزار، میزانی از آزمایش را امکان­پذیر می­سازند- به معنای آزمون رفتار سیستمی (شامل یک مجموعه از مفروضات و قیاس­های ریاضی- منطقی، و نه یک ساختار فیزیکی) که به عنوان قیاس برای یک سیستم طبیعی ساخته شده است. کاربرد مدل­های گردش عمومی اقیانوسی و اتمسفری برای آزمون فرضیات پالئوکلیمایی (به عنوان مثال، Cane and Molnar 2001) مثال خوبی از این نوع آزمایش­ها است.
اگرچه هیچگونه توافق اصولی برای طبقه­بندی انواع مدل­های ریاضی وجود ندارد، اما طبقه­بندی پیشنهاد شده توسط کرکبای[71] و همکاران (1992) چهارچوب مفیدی را در این زمینه ارائه می­دهد. آنها بین مدل­های جعبه سیاه[72] (آماری یا تجربی)، مدل­های فرایندی[73]، مدل­های موازنه جرم[74] و مدل­های تصادفی[75] تمایز قائل شدند. همپوشانی قابل­توجهی بین این طبقات وجود دارد و در واقع بسیاری از مدل­های ریاضیاتی عناصری را از هر کدام از این مدل­ها ترکیب می­کنند.
مدل­های ریاضی در ژئومورفولوژی پس از جنگ جهانی دوم شکل گرفتند. بسیاری از این مدل­های اولیه ماهیتا توصیفی یا تجربی (یعنی جعبه سیاه) بودند. به عنوان مثال، قوانین شبکه زهکشی آر. ای. هورتون[76] (امروزه به عنوان قوانین هورتون شناخته می­شوند)، یک توصیف کمّی از توپولوژی[77] (روابط مکانی) شبکه رودخانه ارائه می­دهد، درحالیکه معادلات هندسه هیدرولیک لئوپلد و مادوک[78] (1953) توصیف مشابهی از تغییرات مجرای رودخانه در طی زمان و مکان ارائه می­دهد. این موارد و بسیاری دیگر از مدل­های مورفومتریک اساسا دارای ماهیت آماری هستند.
درآغاز دهه 1960، اینگونه مدل­های آماری توسط مدل­های فرایندی تکمیل شدند. درحالیکه یک مدل جعبه سیاه روابط را به صورت کاملا تجربی نمایش می­دهد، یک مدل فرایندی تلاش دارد تا مکانیسم­های دخیل در یک سیستم را توصیف کند. به عنوان مثال، یک مدل جعبه سیاه فرسایش خاک مبتنی بر معادلات رگرسیونی خواهد بود که مستقیما از داده­ها حاصل شده، در حالیکه یک مدل فرایندی تلاش خواهد نمود تا مکانیک جریان سطحی و جدا شدن ذرات را نشان دهد. مدل­های فرایندی اغلب با مدل­های موازنه جرم (یا موازنه انرژی) همپوشانی دارند، بدین معنی که معادلات فرایندها برای مدل­سازی انتقال جرم یا انرژی میان منابع (ذخیره­گاه) مختلف مورد استفاده قرار می­گیرند که در آن یک منبع می­تواند نشان­دهنده هر چیزی باشد ازقبیل آب در یک دریاچه، جمعیت یک گونه در یک اکوسیستم، انرژی ذخیره شده به عنوان گرمای نهان در یک ستون اتمسفری، جرم کربن در یک درخت، یا عمق خاک در نقطه­ای بر روی یک دامنه.
مدل­های فرایندی به صورت گسترده­ای برای مطالعه تکامل لندفرم­ها مورد استفاده قرار گرفته­اند. معمولا از لحاظ مکانیک پیوسته، اینگونه مدل­های تکامل لندفرم ارتباطی بین فیزیک و شیمی فرایندهای ژئومورفیک و شکل توپوگرافی حاصله ارائه می­دهند. از جمله پیشگامان در مدل­سازی فرایند - پاسخ لندفرم در اواخر دهه 1960 و اوایل دهه 1970 اف. اهنرت[79] و ام. جی. کرکبای می­باشند. به عنوان مثال، کرکبای نشان داد که شکل محدب - مقعر دامنه­ها می­تواند از روی قوانین ساده انتقال رسوب پیش­بینی شود (Kirkby 1971).
بسیاری از مدل­های فرایندی جبری هستند، بدین معنی که برای یک مجموعه مشخص از ورودی تنها یک مجموعه از خروجی پیش­بینی می­کنند. با وجود این، غالبا ورودی­ها به یک سیستم خاص ژئومورفیک در زمان یا مکان بسیار متغیر می­باشند و اساسا غیرقابل پیش­بینی یا غیرقابل اندازه­گیری هستند. به عنوان مثال، ممکن است درباره مشخصه­های فراوانی و بزرگی بارش مواردی را بدانیم اما نمی­توانیم توالی یا دنباله­ای از رخدادهای بارش را در طی دوره زمانی بیش از چند روز پیش­بینی کنیم. به همین ترتیب، ممکن است یک برآورد خوبی از میانگین هدایت هیدرولیکی یک آبخوان[80] داشته باشیم اما هیچگونه اطلاعاتی درباره ناهمگنی آن نداشته باشیم یا اینکه اطلاعات اندکی داشته باشیم. علاوه بر این، یکی از مشخصه­های بسیاری از سیستم­های غیرخطی (ازجمله برخی سیستم­های ژئومورفیک) میزان حساسیت آنها نسبت به شرایط اولیه است: یک اختلاف کوچک در حالت اولیه یک سیستم می­تواند منجر به نتایج کاملا متفاوتی شود (رجوع شود به Gleick 1988). مدل­های تصادفی برای بررسی این عدم قطعیت­ها طراحی شده­اند که شامل یک عنصر تغییرپذیر تصادفی می­باشند. این مدل­ها به طور معمول یک مولد عدد تصادفی[81] برای ایجاد مجموعه­ای از ورودی­های جایگزین (به عنوان مثال بارش­های رگباری) یا برای آغاز حوادث گسسته (به عنوان مثال زمین­لغزش) مورد استفاده قرار می­دهند. بحث و نمونه­هایی از مدل­های تصادفی توسط کرکبای و همکاران (1992- فصل 5) ارائه شده است.
در کانون اغلب مدل­های ژئومورفیک فرایندی، چه جبری و چه تصادفی، معادله پیوستگی جرم واقع شده است.

که در آن η ارتفاع از سطح، t زمان، qs نرخ حجمی بالک[82] انتقال جرم (سنگ، رسوب یا املاح) در هر واحد عرض و  شیب در دو بعد را نشان می­دهد. معادله پیوستگی به زبان ریاضی به سادگی بیان می­دارد که ماده نه می­تواند تولید شود و نه از بین رود (مگر به صورت کوتاه­مدت در واکنش­های هسته­ای). این شکل خاص معادله پیوستگی عموما برای تمامی مسائل ژئومورفیکی قابل اجرا نیست؛ فرمی که به آهستگی تغییر می­یابد لازم است که به صورت افقی توصیف شود (برعکس حالت عمودی) به عنوان مثال، عقب نشینی جبهه پرتگاه، تکامل یک قطعه گسل تحت عملکرد حرکت افقی، یا تغییر سطح به دلیل تغییرات در چگالی و نه جرم. با وجود این، قانون پیوستگی در صورت­های مختلف آن یکی از اصول اساسی قابل بحث در مدل­سازی ژئومورفولوژیکی است. هنگامیکه با یک بیان مناسب برای qs که نشان­دهنده یک فرایند یا فرایندهای خاص است ترکیب شود، معادله پیوستگی می­تواند مشمول فرضیات ساده شده مشخصی شود و می­تواند به منظور پیش­بینی ویژگی­های لندفرم­ها ازقبیل شکل نیمرخ­های دامنه، هندسه نیمرخ رودخانه و نیمرخ­های عمق خاک حل شود.
یک مزیت آشکار مدل­های فرایندی ریاضیاتی نسبت به مدل­های مفهومی (همچون مفاهیم تاثیرگذار جی.کی.گیلبرت) این است که آنها اجازه می­دهند که محقق نه تنها درباره «چگونگی» یا «چرایی» بلکه همچنین درباره «چه­قدر یا میزان» اظهارنظر کند. به عنوان مثال، یک مدل ریاضیاتی دامنه به محقق اجازه می­دهد که براساس فرایندها پیش­بینی کند که اگر آهنگ بالاآمدگی دوبرابر شود در نهایت ناهمواری در یک حوضه زهکشی کوهستانی چه میزان تغییر خواهد کرد (به عنوان مثال Snyder et al. 2000).
کانون مدل­های ژئومورفیکی فرایندی مفهوم «قوانین انتقال ژئومورفیک[83]» است (Dietrich et al. 2003). یک قانون انتقال ژئومورفیک بیان ریاضی درباره نرخ­های متوسط انتقال جرم در طی یک دوره زمانی به اندازه کافی طولانی است. تعریف «به اندازه کافی طولانی[84]» وابسته به فرایند مورد بررسی است، اما در حالت کلی بسیار طولانی­تر از دوره بازگشت حوادث گسسته انتقال مانند سیلاب­ها، اثرات قطرات باران، زمین­لغزش­ها، و غیره است. یکی از محدودیت­های تحقیقات کنونی در زمینه فرایند ژئومورفیک مربوط به شناخت روابط بین رخدادهای انتقال کوتاه مدت و نرخ­های میانگین انتقال بلندمدت می­باشد.
حل معادله پیوستگی به منظور پیش­بینی شکل لندفرم نیازمند فرض شرایط ایده­آل است، به عنوان مثال، در مورد لندفرم­ها با ویژگی­های خاک یا رسوب یکنواخت، اقلیم یکنواخت، و تغییرات ارتفاع تنها در یک جهت. عموما مدل­سازی سه­بعدی لندفرم­ها مستلزم حل تقریبی یک شکل مناسب معادله پیوستگی، معمولا از طریق کاربرد تکنیک­های عددی همچون روش­های تفاضل محدود[85]، حجم محدود[86] یا المان محدود[87]، ماشین­های خودکار سلولی[88]، یا (در برخی موارد) ترکیبی از روش­هاست (به عنوان مثال Press 2002; Slingerland et al. 1994). به طور معمول، این روش­ها یک راه­حل تقریبی از طریق تقسیم فضا به عناصر گسسته ارائه می­دهند. سپس شار یا جریان جرم درون یا بین این عناصر محاسبه می­شود. با شروع از یک پیکربندی لندفرم مشخص اولیه، تکامل لندفرم­ها در طی زمان از طریق محاسبه تکرارشونده نرخ­های انتقال در هر نقطه، تعمیم این نرخ­ها در زمان در طی یک گام زمانی گسسته، و سپس تغییر توپوگرافی مطابق با آن محاسبه می­شود. این به نوبه خود آهنگ­های انتقال در گام زمانی بعدی را تحت­تاثیر قرار می­دهد، بطوریکه لندفرم به عنوان نتیجه­ای از یک تعامل بین شکل و فرایندهای عمل­کننده بر روی آن ظاهر می­شود.
توسعه و کاربرد مدل­های عددی تکامل لندفرم از دهه 1980 به طور قابل­توجهی افزایش یافته است. در این زمینه می­توان به مواردی از قبیل مدل­های فرسایش شیاری[89]، تکامل حوضه رودخانه، شکل­گیری دره یخچالی، و بسیاری از سیستم­های پیوسته تکتونیک ژئومورفیک - رسوبی اشاره کرد. مدل­های عددی تکامل لندفرم و چشم­انداز به طور کلی عمل می­کنند براساس آنچه که شوم و لیچتی[90] (1965) «زمان چرخه­ای[91]» نامیدند و عبارت از زمانی است که صرف می­شود که در طی آن لندفرم­ها بتوانند به طور قابل توجهی تغییر یابند که به استثنای فرایندهای سریع مانند فرسایش شیاری، عموما بسیار طولانی­تر از طول عمر انسان است. در کنار این مدل­های «زمان چرخه­ای» مدل­های عددی «زمان پیشامد[92]» می­باشد که هدف آن درک دینامیک فرایند است. در اینجا، زمان پیشامد اشاره به مقیاس­های زمانی رخدادهای فرایند­های خاص مانند سیلاب­ها دارد. در این مقیاس زمانی آزمایش مستقیم، مشاهده و کاربرد مکانیک نیوتنی عملی می­باشد. به عنوان مثال، مدل­های محاسباتی دینامیک سیالات جهت بررسی پدیده­هایی از قبیل وقوع سیلاب رودخانه، انتقال رسوب ساحلی، فرسایش خاک و جریانات واریزه مورد استفاده قرار گرفته است. اغلب، این مدل­ها براساس تئوری­های بنیادین دینامیک سیالات یا رئولوژی[93] (علم جریان و تغییر شکل ماده) پایه­گذاری شده­اند و اصول فیزیکی به خوبی اثبات شده (به عنوان مثال معادلات ناویر-استوکس[94] برای جریان سیال) را با قوانین تجربی حاصل از تجربیات آزمایشگاهی ترکیب می­کنند (برای پیشینه و مثال­ها رجوع شود به Middleton and Wilcock, 1994).
هر دو مدل زمان پیشامد و زمان چرخه­ای تاثیر فوق­العاده­ای بر توانایی ژئومورفولوژیست­ها در درک دینامیک فرایندها و ارتباط آنها با لندفرم­های شکل­دهنده داشته است. کاربرد این مدل­ها طیف بسیار گسترده­ای را دربرمی­گیرد که هم شامل پیش­بینی عملی و هم تحلیل تحقیقی می­باشد. مدل­های زمان پیشامد اغلب در زمینه­های کاربردی، پیش­بینی برای اهداف برنامه­ریزی، مدیریت زمین و ارزیابی بیمه مورد استفاده قرار می­گیرند. به عنوان مثال، مدل­های فرسایش خاک به طور معمول به این طریق مورد استفاده قرار می­گیرند. در عمل، درحالت پیش­بینی، یک مدل مشخص به طور کلی «درست[95]» در نظر گرفته می­شود و معمولا با داده­های موجود واسنجی می­شود و برای پیش­بینی نتایج سناریوهای مختلف مورد استفاده قرار می­گیرد.
مدل­های عددی در ژئومورفولوژی نقش­های مهم دیگری نیز داشته­اند. هر دو مدل زمان پیشامد و زمان چرخه­ای در یک حالت اکتشافی[96] مورد استفاده قرار گرفته و می­گیرند؛ به عبارت دیگر، آنها به عنوان ابزار تئوریکی برای توسعه نگرش و فهم کلی و نه جهت انجام پیش­بینی­های دقیق در یک مطالعه موردی خاص مورد استفاده قرار می­گیرند. درحقیقت، یکی از ارزشمندترین نقش­های مدل­های ریاضیاتی در ژئومورفولوژی این است که درباره ارتباطات فرایند و فرم پیش­بینی­های قابل آزمونی را انجام می­دهند. به عنوان مثال، مدل­های تکامل حوضه رودخانه­ای متعددی در حالت «چه چیز- اگر[97]» برای پیش­بینی پیامدهای مورفولوژیکی اظهاراتی همچون «میانگین آهنگ کف­کنی[98] طولانی­مدت یک مجرای رودخانه متناسب است با آهنگ اتلاف انرژی در واحد مساحت بستر» مورد استفاده قرار گرفته است (به عنوان مثال Whipple and Tucker 1999). این فرایند اکتشافی مدل­سازی پیشرو، ردّ برخی مدل­ها به نفع سایر مدل­ها را براساس توانایی آنها برای بازتولید ویژگی­های لندفرم­های مشاهده شده با توجه به مجموعه­ای قابل قبول از شرایط اولیه و مرزی امکان­پذیر می­سازد.
همانند سایر علوم، مدل­ها در ژئومورفولوژی هم محرک کارهای مشاهداتی و تجربی بوده­اند و هم اینکه توسط نتایج کارهای مشاهداتی و تجربی هدایت و جهت­دهی شده­اند. در برخی موارد، یک مدل برای بیان هدف تبیین مجموعه­ای از داده­ها توسعه یافته است. در مواردی دیگر، یک یا چند مدل قبل از اینکه هرگونه داده مربوطه وجود داشته باشد ارائه شده است و درنتیجه محرک تحقیقات جدید بوده­اند. در این خصوص، یک مثال مربوط به رابطه بین ضخامت خاک و نرخ پایین رفتن محل تماس خاک - سنگ بستر می­باشد. در دهه 1960 و 1970 چندین مدل پیشنهاد شد (رجوع شود به Cox 1980). از این تعداد، برخی یک کاهش نمایی در نرخ تولید رگولیت[99] با افزایش عمق خاک را پیش­بینی کردند که نرخ تولید حداکثر در سطح یا نزدیک سطح اتفاق می­افتد. برخی مدل­ها یک «منحنی کوژ» پیش­بینی کردند که نرخ تولید حداکثر در بخشی از عمق بهینه خاک، به دلیل افزایش اثر نگهداری آب صورت می­گیرد. این مدل­ها برای سال­های زیادی اساسا به صورت آزمون نشده باقی ماندند، تا اینکه تجزیه و تحلیل نوکلید با منشا کیهانی[100] برآورد نرخ­های تولید رگولیت را امکان­پذیر ساخت. تحقیقات شروع شده در دهه 1990 شواهدی برای یک وابستگی معکوس نرخ تولید رگولیت به ضخامت رگولیت ارائه داد، بسته به فرایند و محیط در برخی موارد حداکثر نرخ تولید در نزدیک سطح (به عنوان مثال، Heimsath et al. 1997)، و در سایر موارد در عمق بوده است (به عنوان مثال، Small et al. 1999).
مثال مدل­های تولید رگولیت نشان می­دهند که دربرابر این باور عمومی که یک مدل تا وقتی که اعتبارسنجی نشده هیچ ارزشی ندارد باید با احتیاط برخورد کرد. درحقیقت، در ژئومورفولوژی مدل­های ریاضیاتی آزمون­نشده - مانند مدل­های تولید رگولیت زمانیکه برای اولین بار پیشنهاد شدند- به دو طریق به خوبی خدمت کرده­اند: اول، بواسطه وادار کردن ما به سخت­گیری و دقت بیشتر در فرضیات خود، و دوم، از طریق ترغیب به گسترش تلاش­ها، ایده­ها و تکنولوژی­های جدید برای آزمون مدل­ها (برای بحث مراجعه شود به Bras et al. 2003).
یکی از محدودیت­های معمول مدل­ها در ژئومورفولوژی این است که مدل­های مختلف نتایج مشابهی را پیش­بینی می­کنند. به عنوان مثال، انواع مختلفی از مدل­های فرایندی رودخانه­ای پیش­بینی می­کنند که نیمرخ رودخانه­های درجه­بندی­شده[101] (تعادل) باید به شکل مقعر باشند- درنتیجه چندین توضیح مختلف و گاها متناقض برای مشاهده یکسان ارائه می­دهند. این مساله کلاسیک هم­پایانی[102] که در بین تمامی علوم زمین متداول است، منعکس­کننده کمبود داده­ها درباره سیستم­های ژئومورفیک است. این محدودیت جزء لاینفک مساله زمان عمیق[103] (بسیار طولانی­مدت) در علوم زمین (و در زمینه­های دیگری همچون نجوم و فیزیک نجومی) است. سیستم­هایی که ژئومورفولوژیست­ها مطالعه می­کنند اغلب بسیار بزرگ­تر یا بسیار آهسته­تر از آن هستند که آزمایشات مستقیم امکان­پذیر باشد. علاوه بر این، اغلب سیستم­های ژئومورفیک ماهیتا اتلافی[104] هستند (Huggett 1988). سیستم­های اتلافی، طبق قانون دوم ترمودینامیک، همچنانکه تکامل می­یابند اطلاعات را از دست می­دهند (به عنوان مثال، درنظر بگیرید، تلاش برای بازسازی یک بلور برف حاصل از یک قطره آب). بنابراین ژئومورفولوژیست­ها مجبورند به استنباط، قیاس و شواهد غیرمستقیم تکیه کنند. تعجبی ندارد که مسائل هم­پایانی و محدودیت زمان عمیق در مدل­سازی ریاضیاتی همان است که به طور کلی­تر دانش ژئومورفیک را محدود می­سازند. دراصل، را­ه­حل هر دو مساله بدست آوردن اطلاعات بیشتر درباره آهنگ­های فروسایی[105]، شرایط مرزی[106] (همچون تغییرات تکتونیکی، اقلیمی یا سطح دریا) و ماهیت تغییرات در توپوگرافی در طی گذشته زمین­شناسی است. بنابراین، قبل از هر چیز توسعه تکنیک­هایی برای بدست آوردن چنین داده­هایی مسلما یکی از چالش­های ژئومورفولوژی محسوب می­شود.
مساله زمان عمیق این حقیقت را برجسته می­سازد که در ساخت مدل­های تکوین لندفرم، ژئومورفولوژیست­ها مجبورند تا مقیاس فرایندهای معاصر را درطی زمان زمین­شناسی و سراسر مقیاس­های فضایی مربوط به لندفرم­های مورد بررسی تعمیم دهند. بدیهی است که این رویکرد نتیجه طبیعی ایده­های هوتن[107] (1795) می­باشد. عدم امکان آزمایشات، مخصوصا توسعه قوانین دقیق فرایندهای سازنده و توجه دقیق و بااحتیاط به نقش تغییرپذیری طبیعی در نیروهای محرک (ازقبیل هوا و اقلیم) و مواد (ازقبیل ویژگی­های خاک) را مهم می­سازد. این امر نشان­دهنده یک چالش قابل­توجه در مقیاس­بندی است، زیرا فرایندهای سازنده (تکوینی) اغلب در آن مقیاس­های زمانی رخ می­دهد که نسبت به مقیاس زمانی موردنیاز برای تغییر قابل توجه لندفرم بسیار کوچک­تر می­باشند. به عنوان مثال، سیلاب­ها ممکن است چند دقیقه تا چند روز تداوم داشته باشند درحالیکه کند و کاو حوضه­های زهکشی آنها ممکن است درطی صدها هزار سال شکل گرفته باشد.
 علی­رغم محدودیت­های موجود، آینده مدل­های ریاضی در ژئومورفولوژی روشن به نظر می­رسد. پیشرفت­های مداوم در توان محاسباتی، مساله مقیاس­بندی را از طریق اجازه به مدل­سازان برای مرتبط ساختن طیف وسیع­تری از مقیاس­های زمانی و مکانی حل خواهد کرد. درحالیکه مساله زمان عمیق هرگز از بین نخواهد رفت، توانایی ژئومورفولوژیست­ها برای بررسی و آزمون چندین فرضیه کاری به رشد خود ادامه خواهد داد. به همین ترتیب، تداوم پیشرفت و بهبود در داده­های توصیف­کننده توپوگرافی سطح زمین و تکنولوژی سن­یابی و برآورد آهنگ­های تغییر، آزمون مدل­ها را توام با افزایش میزان دقت امکان­پذیر خواهد ساخت.
Reference
Bras, R.L., Tucker, G.E. and Teles, V. (2003) Six myths about mathematical modeling in geomorphology, in P.R. Wilcock and R. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, Geophysical Monograph, Washington, DC: American Geophysical :union:.
Brown, H.I. (1996) The methodological roles of theory in science, in B.L. Rhodes and C. Thorn (eds) The Scientific Nature of Geomorphology, 3–20, Binghamton, NY: State University of New York.
Cane, M.A. and Molnar, P. (2001) Closing of the Indonesian seaway as a precursor to East African aridification around 3–4 million years ago, Nature 411(6,834), 157–162.
Cox, N.J. (1980) On the relationship between bedrock lowering and regolith thickness, Earth Surface Processes and Landforms 5 (3), 271–274.
Dietrich, W.E., Bellugi, D., Sklar, L., Stock, J.D., Heimsath, A.M. and Roering, J.J. (2003) Geomorphic transport laws for predicting landscape form and dynamics, in P.R. Wilcock and R. Iverson (eds) Prediction in Geomorphology, Washington, DC: American Geophysical :union:, 103–132.
Gilbert, G.K. (1914) The transportation of debris by running water, US Geological Survey Professional Paper 86.
Gleick, J. (1988) Chaos: Making a New Science, London: Heinemann.
Heimsath, A.M., Dietrich, W.E., Nishiizumi, K. and Finkel, R.C. (1997) The soil production function and landscape equilibrium, Nature 388 (6,640), 358–361.
Huggett, R.J. (1988) Dissipative systems; implications for geomorphology, Earth Surface Processes and Landforms 13 (1), 45–49.
Hutton, J. (1795) Theory of the Earth, Edinburgh.
Kirkby, M.J. (1971) Hillslope process-response models based on the continuity equation, slopes, form and process, Transactions of the Institute of British Geographers, Special Publication 3, 15–30.
Kirkby, M.J., Naden, P.S., Burt, T.P. and Butcher, D.P. (1992) Computer Simulation in Physical Geography, Chichester: Wiley.
Leopold, L.B. and Maddock, T., Jr (1953) The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications, river morphology, US Geological Survey Professional Paper 252.
Major, J.J. and Iverson, R.M. (1999) Debris-flow deposition; effects of pore-fluid pressure and friction concentrated at flow margins, Geological Society of America Bulletin 111(10), 1,424–1,434.
Middleton, G.V. and Wilcock, P.R. (1994) Mechanics in the Earth and Environmental Sciences, Cambridge: Cambridge University Press.
Press, W.H. (2002) Numerical Recipes in C++: The Art of Scientific Computing, Cambridge: Cambridge University Press.
Schumm, S.A. and Lichty, R.W. (1965) Time, space, and causality in geomorphology, American Journal of Science 263 (2), 110–119.
Slingerland, R., Furlong, K. and Harbaugh, J.W. (1994) Simulating Clastic Sedimentary Basins, Englewood Cliffs, NJ: PTR Prentice Hall; Prentice-Hall International.
Small, E.E., Anderson, R.S. and Hancock, G.S. (1999) Estimates of the rate of regolith production using 10Be and 26Al from an alpine hillslope, Geomorphology 27(1–2), 131–150.
Snyder, N.P., Whipple, K.X., Tucker, G.E. and Merritts, D.J. (2000) Landscape response to tectonic forcing; digital elevation model analysis of stream profiles in the Mendocino triple junction region, Northern California, Geological Society of America Bulletin112 (8), 1,250–1,263.
von Neumann, J. (1963) The role of mathematics in the sciences and in society, and method in physical sciences, in J. von Neumann – Collected Works Vol. VI, ed. A.H. Taub, 477–498, New York: Macmillan.
Whipple, K.X. and Tucker, G.E. (1999) Dynamics of the stream-power river incision model; implications for height limits of mountain ranges, landscape response timescales, and research needs, Journal of Geophysical Research, B, Solid Earth and Planets 104 (8), 17,661–17,674.
Further reading
Harmon, R.S. and Doe, W.W. III (eds) (2001) Landscape Erosion and Evolution Modelling, New York: Kluwer Academic/Plenum Publishers.
Rhodes, B.L. and Thorn, C.E. (ed.) (1996) The Scientific Nature of Geomorphology, Chichester: Wiley.
Wilcock, P.R. and Iverson, R. (ed.) (2003) Prediction in Geomorphology, Geophysical Monograph, Washington, DC: American Geophysical :union:.
SEE ALSO: complexity in geomorphology; computational fluid dynamics; equifinality; laws, geomorphological; mathematics; mechanics of geological materials; non-linear dynamics
GREG TUCKER (ترجمه منصور خیری زاده)
MORAINE - یخرفت
یخرفت یک نوع لندفرم یخچالی است که بواسطه نهشته­گذاری یا تغییرشکل رسوبات توسط یخ یخچال ایجاد می­شود. انواع بسیار مختلفی از یخرفت­ها وجود دارد که منعکس­کننده فرایندهای بسیار مختلفی است که بواسطه آن یخچال­ها نهشته­گذاری کرده یا رسوبات را تغییرشکل داده­اند و همچنین نشان­دهنده موقعیت­ها و محیط­های مختلفی در سیستم یخچالی است که در آنجا نهشته­گذاری می­تواند صورت گیرد. همچنین مواد تشکیل دهنده یخرفت­ها، که عموما تیل[108] نامیده می­شوند، بسیار متغیرند زیرا ویژگی­های آنها وابسته به ویژگی­های واریزه­های تامین­شده توسط یخچال و همچنین به فرایندها و محیط نهشته­گذاری یخچال است.
اصطلاح یخرفت پس از معرفی به طرق مختلفی مورد استفاده قرار گرفته و تعریف آن موردبحث باقی مانده است. در اصل، طبیعت­دان سوئیسی هورس بندیکت دوسوسور[109] این اصطلاح را در سال 1779 بکار بست و بیان داشت که یخرفت­های قدیمی نشان­دهنده گسترش پیشین یخچال­های موجود هستند. در طی دو قرن بعد این اصطلاح به طور گسترده­ای مورد استفاده قرار گرفت جهت توصیف لندفرم­هایی که توسط نهشته­گذاری یخچال ایجاد شده­اند، مواد رسوبی که این لندفرم­ها از آن تشکیل شده­اند و واریزه­هایی که در درون، زیر یا در سطح یخچال­ها حمل می­شوند. اگرچه تعاریف ژئومورفولوژیکی جدید، این اصطلاح را به لندفرم­های خاصی محدود می­سازد اما هنوز هم در برخی مواقع به طور گسترده­تری به واریزه­های یخچالی و رسوبات حاصل از یخچال­ها بکار گرفته می­شود. بسیاری از عبارات ترکیبی از قبیل یخرفت زمینی[110] و یخرفت میانی[111]، عناصری از این تعابیر مختلف را در خود ترکیب کرده­اند و بنابراین یخرفت در برخی ادبیات ژئومورفولوژیکی، یخچال­شناسی و رسوب­شناسی همچنان به صورت مبهمی مورد استفاده قرار می­گیرد. دریمانیس[112] (1989) بررسی خوبی از تاریخچه این اصطلاح ارائه کرده است.
یخرفت­ها هم از نظر ژنتیکی براساس فرایند شکل­گیری و هم از نظر جغرافیایی براساس موقعیت آنها در سیستم یخچالی طبقه­بندی می­شوند. بین یخرفت­هایی که بر روی سطح یخ واقع شده­اند و یخرفت­هایی که بر روی سطح زمین زیر یخ یا در حاشیه یک یخچال جای گرفته­اند تفاوت اساسی وجود دارد. یخرفت­های موجود بر روی سطح یخ، معروف به یخرفت­های سطح یا فوق یخچالی[113]، عوارض موقتی هستند که همراه یخ حرکت می­کنند و ممکن است که تخریب شده یا به هنگام ذوب یخ زیرین دوباره برروی سطح زمین ته­نشین شوند. آنها لندفرم واقعی نیستند و اطلاق یخرفت به آنها ناشی از تعاریفی است که در حال حاضر منسوخ شده است (ازجمله واریزه­های حمل یخچالی).
یخرفت­های سطح یخچالی شامل یخرفت­های جانبی[114] (Small 1983یخرفت­های میانی[115] (Vere and Benn 1989) و یخرفت­های درونی[116] (Weertman 1961) می­باشند. یخرفت­های جانبی در کناره یخچال­های دره­ای واقع می­شوند و شامل واریزه­های حاصل از دیواره­های دره واقع در بالا و زیر یخ می­باشند. یخرفت­های میانی از انباشت طولی واریزه­های حاصل از به­هم­پیوستن یخچال­های متقاطع یا همریز[117] بوجود می­آیند و شامل واریزه­های حاصل از یخرفت­های جانبی هر یک از انشعابات می­باشند. یخرفت­های درونی یا داخلی انباشت­های عرضی یا متقاطع واریزه­های حاصل از ذوب نوارهای واریزه­های زیرین در نزدیکی حاشیه یخچال هستند. تمامی این یخرفت­ها می­توانند به صورت پشته­های بزرگ بر روی سطح یخچال توسعه یابند بطوریکه پوشش واریزه، یخ بلافصل زیرین را از ذوب حفاظت می­کند درحالیکه سطح اطراف آن، آزاد از واریزه بوده و یخ بواسطه ذوب پایین می­رود. سابقا انباشت­های ضخیم و نامنظم واریزه­های رها شده بر روی سطح یخچال بواسطه ذوب، به عنوان یخرفت­های فرسابی[118] یا تفکیک­شده[119] شناخته می­شد که بخشی از یک سیستم زمین سطح یخچالی را تشکیل می­دهد، اما این اصطلاحات به طور فزاینده­ای به لندفرم­های زمینی که پس از ذوب یخچال باقی مانده­اند محدود شده است. به واریزه­های سطح یخچالی که عوارض توپوگرافیک گسسته­ای بر روی سطح یخچال تشکیل نداده­اند یخرفت اطلاق نمی­شود.
یخرفت­ها می­توانند بر روی سطح زمین زیریخچالی[120] یا در کناره یخچال، و بواسطه ته­نشست واریزه­های سطح یخچالی بر روی زمین در طی عقب­نشینی یخچال تشکیل شوند. آنها می­توانند هم توسط یخ فعال (در حال حرکت) و هم یخ راکد تشکیل شوند. فرایندهای اصلی ایجاد یخرفت­ها شامل آزاد شدن واریزه از یخ بواسطه ذوب و تغییرشکل رسوبات جبهه یخچالی[121] یا زیریخچالی بواسطه حرکت یخ می­باشد.
یخرفت­های ایجاد شده ازطریق پایین افتادن (ته­نشست) واریزه­های سطح یخچالی بر روی زمین در طی ذوب و عقب­نشینی یخچال معمولا یک توپوگرافی آشفته و رسوب­شناسی بسیار متغیر ایجاد می­کنند زیرا لندفرم ایجاد شده درنتیجه رسوب­گذاری مجدد، عمل آب و حرکت توده­ای در طی شکل­گیری خود به شدت تحت­تاثیر قرار می­گیرند.
یخرفت­های زیریخچالی می­توانند به صورت موازی و عمود بر جریان یخ یا در الگوهای نامنظم بوجود آیند. اغلب یک گذر تدریجی بین اشکال با جهت­گیری­های متفاوت ازقبیل روگن­ها[122] (در زیر توصیف شده است) و دروملین­ها[123] وجود دارد. منشا بسیاری از این عوارض همچنان مورد بحث باقی مانده است. برخی مواقع به سطوح نهشته­های زیریخچالی بدون ناهمواری مشخص یخرفت زمینی[124] اطلاق می­شود، اما این اصطلاح در حال منسوخ شدن است و به جای آن از اصطلاحات غیرتوپوگرافیکی مانند تیل زیریخچالی[125] استفاده می­شود.
یخرفت­های موازی با جریان یخ شامل عوارض جریان­های خطی شکل[126] داخل تیل­های زیریخچالی می­باشند، از قبیل فلوت­ها[127] و انواع خاصی از دروملین­ها. خاستگاه برخی از این عوارض مورد بحث باقی مانده است. درحالیکه تجزیه و تحلیل­های سنتی، آنها را به نهشته­گذاری زیریخچالی و کاوش (کند و کاو) نهشته­های زیریخچالی توسط یخ در حال حرکت نسبت می­دهد، تفسیرهای دیگری مبتنی­بر فرایندهای آب ذوب زیریخچالی می­باشند (به عنوان مثال Shaw et al. 1989) بدین مفهوم که این عوارض همیشه یخرفت­های واقعی نیستند.
یخرفت­های زیریخچالی متقاطع شامل عوارض مشابه در موقعیت­های متفاوت می­باشند که نام­های متنوع و تفاسیر مختلفی را کسب کرده­اند. اصطلاحات یخرفت­های روگن، دگیر[128]، ریبد[129] (آجدار)، واش­بورد[130]، مواج[131]، چرخه­ای[132] و عرضی دره­ای برای عوارض متقاطع مرتبط با فرایندهای زیریخچالی مورد استفاده قرار گرفته­اند. یخرفت­های روگن پشته­های بزرگ با چند ده متر ارتفاع، با بیش از 1 کیلومتر طول و با قله­هایی که چندصدمتر جدا از هم قرار گرفته­اند، با یک ظاهر راه­راه[133] نامنظم تا نواحی بزرگی از چشم­انداز ظاهر می­شوند. آنها اغلب مرتبط با فلوت­ها و دروملین­ها هستند و عموما به قرار گرفتن یخ زیرین غنی از واریزه در داخل پشته­های موضعی زیر یخ در جریان فشاری، یا به تغییر شکل رسوبات زیریخچالی نسبت داده می­شوند. فرضیه تغییر شکل، روگن­ها را از یک سو در داخل اشکال تغییرشکل­یافته قرار می­دهد و از سوی دیگر در طبقه پشته­های طولی ازقبیل فلوت­ها و دروملین­ها دسته­بندی می­کند. یخرفت­های دگیر عموما در مقیاس کوچک­تری وجود دارند و توسط نهشته­های برجاگذاشته شده توسط آب درون یخرفت مشخص می­شوند که نشان­ می­دهد از منشا آب موجود در یخ زیرین می­باشند.
به یخرفت­های زیریخچالی فاقد جهت­گیری مشخص یخرفت­های زمینی هوموکی[134] اطلاق می­شود. این یخرفت­ها یا به پایین افتادن یخرفت­های فرسابی رها شده از سطح یخچال یا به آزاد شدن واریزه زیر یخ راکد نسبت داده می­شوند. فرضیه زیریخچالی یخرفت­های هوموکی را در طیف اشکال متشکل از یخرفت­های واش­بورد (مواج) (هوموک­های با جهت­گیری ضعیف) و دروملین­ها (هوموک­های جریان خطی شکل منعکس­کننده نهشته­گذاری زیر یخ درحال حرکت) قرار می­دهد (Eyles et al. 1999). اخیرا برخی نواحی یخرفت هوموکی به عنوان تجمعات پیچیده از پشته­های یخرفتی زیریخچالی، سطح یخچالی و حاشیه یخی متقاطع و ناپیوسته بازتفسیر شده­اند.
یخرفت­های حاشیه­ای[135] یخ در اطراف کناره­های یخچال­ها واقع می­شوند و با توجه به موقعیت آنها به عنوان یخرفت­های جانبی[136] یا جبهه­ای[137] (پیشانی) تعریف می­شوند. یخرفت­هایی که نشان­دهنده حداکثر گسترش یک پیشروی یخچالی است یخرفت­های پایانی یا انتهایی[138] نامیده می­شوند. یک یخرفت جبهه­ای انتهایی به یخرفت نهایی[139] موسوم است. یخرفت­هایی که در موقعیت­های متوالی حاشیه در طی یک دوره عقب­نشینی پیشرونده نهشته­گذاری شده­اند یخرفت­های پس­رفتی[140] نامیده می­شوند. یخرفت­هایی که در موقعیت­های متوالی حاشیه در طی دوره­های پیشروی نهشته شده­اند معمولا بواسطه یخ­های در حال پیشروی از بین می­روند و در چشم­انداز باقی نمی­مانند، به استثنای یخرفت­های انتهایی.
یخرفت­های حاشیه­ای در یخچال­های موجود معمولا به صورت پشته­های رسوبی هستند که بخشی از آنها بر روی کناره یخچال و بخشی بر روی زمین آزاد از یخ حاشیه قرار گرفته­اند. پس از عقب­نشینی یخچال، یخرفت­های با هسته یخی تکیه­گاه یخی خود را از دست می­دهند و بنابراین تمایل به کوچک شدن در اندازه دارند و ممکن است از نظر ساختمانی ناپایدار شوند (Bennett et al. 2000). یخرفت­های حاشیه­ای ممکن است چند ده متر ارتفاع و ده­ها یا صدها متر عرض داشته باشند و ممکن است صدها کیلومتر پیرامون حاشیه­های صفحات یخی بزرگ امتداد یابند. فرایندهای اصلی تشکیل یخرفت­های حاشیه­ای عبارت است از ته­نشینی و انباشت واریزه­های سطح یخچالی، داخل یخچالی یا زیرین حمل شده توسط یخچال، و به جلو راندن[141] رسوباتی که قبلا در جبهه یخچال نهشته شده­اند.
یخرفت­های فشاری[142] کوچک می­توانند توسط به جلو راندن فصلی رسوبات جبهه یخچالی تشکیل شوند که در آنجا حاشیه یخ با ذوب فصلی متغیر در نوسان است. یخرفت­های فشاری بزرگتر می­توانند درنتیجه انطباق چندین یخرفت فصلی یا توسط یک پیشروی قابل­توجه حاشیه به داخل مواد تغییرشکل­پذیر تشکیل شوند. نوع دیگر عوارض گلاسیوتکتونیک شامل یخرفت­های تشکیل شده بواسطه فشردن رسوبات شکل­پذیری همچون تیل اشباع شده حاصل از زیر حاشیه یخ می­باشد.
یخرفت­های ذوب یا فشاری در جایی بوجود می­آیند که رسوبات داخل یخچالی یا سطح یخچالی به حاشیه منتقل شده و در جایی که یخچال به پایان می­رسد انباشته می­شوند. اندازه یخرفت­های فشاری تا زمانیکه حاشیه یخ برای تامین رسوبات در محل باقی می­ماند افزایش می­یابد، آهنگ رشد آنها وابسته به آهنگ­های تامین رسوب و ذوب می­باشد.
مورفولوژی و رسوب­شناسی یخرفت­ها می­تواند برای بازسازی ویژگی­های یخچال­های پیشین مورد استفاده قرار گیرد. توزیع و پراکندگی یخرفت­ها، جغرافیای یخچال­ها و محیط­های فرایندهای یخچالی پیشین را منعکس می­سازد. سن­یابی یخرفت­های انتهایی و پس­رفتی تاریخچه اضمحلال یک یخچال را آشکار می­سازد و یخرفت­های تحت کنترل فرایند، موقعیت­های فرایند خاص را آشکار می­سازند. به عنوان مثال پشته­هایی که شکاف­های زیریخچالی را پر کرده­اند و بواسطه فشرده شدن رسوبات زیریخچالی به داخل شکاف­ها در زیر یک یخچال تشکیل می­شوند به عنوان شاخص­های پیشروی و پسروی[143] یخچالی ذکر شده­اند (Sharp 1985). ویژگی­های رسوب، موقعیت منبع واریزه­ها را منعکس می­سازد: واریزه­های سطح یخچالی به طور مشخصی زاویه­دار هستند، در حالیکه واریزه­های مشتق از پایه معمولا به صورت تراشیده، تاحدی گردشده و شیاردار می­باشند. نایت[144] و همکاران (2000) نشان دادند که چگونه توزیع ذرات در اندازه رس در یک یخرفت توزیع نوع خاصی از واریزه­ها در درون یخچال را منعکس می­سازد که تنها در محیط­های فرایند خاص بوجود می­آید. ساختارهای پیچیده درون یخرفت­ها می­تواند نوسانات فصلی و طولانی­مدت در فرایندهای رسوب­گذاری را آشکار سازد. اسمال[145] و همکاران (1984) نشان دادند که چگونه وجوه ساختمان داخلی پشته­های یخرفت جانبی از نوسانات فصلی در تامین واریزه حاصل می­شود.
یخرفت­ها در سیستم انتقال رسوب یخچالی یک اشکوب هستند، ذخیره طولانی­مدت و یک منبع واریزه به منطقه جنب یخچالی[146] محسوب می­شوند. جریان رسوب در داخل حوضه­های یخچالی به موقعیت یخچال­ها نسبت به یخرفت­های آنها بسیار حساس است. هنگامیکه یخچال­ها در پشت یخرفت­های حاشیه­ای قرار می­گیرند بخش عمده رسوباتی که در حاشیه تولید می­شود می­تواند در کمربند یخرفت ذخیره شده و به منطقه جنب یخچالی نرسد. هنگامیکه یخچال­ها یخرفت­های حاشیه­ای نداشته باشند، رسوبات به طور مستقیم به سیستم جنب یخچالی عبور می­­کنند. هنگامیکه یخچال­ها دوباره بر روی یخرفت­های قدیمی پیشروی می­کنند، مقادیر زیادی از رسوبات یخرفت­ها می­تواند از ذخیره­گاه آزاد شده و به چشم­انداز جنب یخچالی منتقل شود. یخرفت­ها همچنین می­توانند دبی آب ذوب را متمرکز سازند، فرایندهای رودخانه­ای را متمرکز کنند و باعث شوند که آب ذوب حاصل از یخچال برکه­هایی را به شکل دریاچه­های سد یخرفتی ایجاد کنند. این دریاچه­ها به­طور بالقوه ناپایدار بوده و تهدیدی جدی به صورت وقوع سیلاب­های ناگهانی محسوب می­شوند.
یخرفت­ها از عوارض مهم چشم­اندازهای یخچالی شده، شاخص­های مفیدی برای فعالیت یخچالی گذشته و مولفه­های مهمی از سیستم انتقال رسوب یخچالی هستند.
Reference
Bennett, M.R., Hambrey, M.J., Huddart, D. and Glasser, N.F. (2000) Resedimentation of debris on an ice-cored lateral moraine in the high-Arctic (Kongsvegen, Svalbard) Geomorphology 35, 21–40.
Dreimanis, A. (1989) Tills: their genetic terminology and classification, in R.P. Goldthwaite and C.L. Matsch (eds) Genetic Classification of Glacigenic Deposits, 17–83, Rotterdam: A.A. Balkema.
Eyles, N., Boyce, J.I. and Barendregt, R.W. (1999) Hummocky moraine: sedimentary record of stagnant Laurentide Ice Sheet lobes resting on soft beds, Sedimentary Geology 123, 163–174.
Knight, P.G., Patterson, C.J., Waller, R.I., Jones, A.P. and Robinson, Z.P. (2000) Preservation of basal-ice sediment texture in ice sheet moraines, Quaternary Science Reviews 19, 1,255–1,258.
Sharp, M. (1985) Crevasse-fill ridges – a landform type characteristic of surging glaciers? Geografiska Annaler 67A, 213–220.
Shaw, J., Kvill, D. and Rains, B. (1989) Drumlins and catastrophic subglacial floods, Sedimentary Geology 62, 177–202.
Small, R.J. (1983) Lateral moraines of Glacier de Tsidjiore Nouve: form, development and implications, Journal of Glaciology 29, 250–259.
Small, R.J., Beecroft, I.R. and Stirling, D.M. (1984) Rates of deposition on lateral moraine embankments, Glacier de Tsidjiore Nouve, Valais, Switzerland, Journal of Glaciology 30, 275–281.
Vere, D.M. and Benn, D.I. (1989) Structure and debris characteristics of medial moraines in Jotunheimen, Norway: implications for moraine classification, Journal of Glaciology 35, 276–280.
Weertman, J. (1961) Mechanism for the formation of inner moraines found near the edge of cold ice caps and ice sheets, Journal of Glaciology 3, 965–978.
Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation, London: Arnold.
Bennett, M.R. and Glasser, N.F. (1996) Glacial Geology, Chichester: Wiley.
Goldthwaite, R.P. and Matsch, C.L. (eds) (1989) Genetic Classification of Glacigenic Deposits, Rotterdam: A.A. Balkema.
Hambrey, M.J. (1994) Glacial Environments, London: UCL Press.
Knight, P.G. (1999) Glaciers, Cheltenham: Nelson Thornes.
SEE ALSO: glacial deposition
PETER G. KNIGHT (ترجمه منصور خیری زاده)
MORPHOGENETIC REGION - مناطق مورفوژنتیک
یک منطقه مورفوژنتیک[147] گستره­ای است که در آن لندفرم­ها درنتیجه فرایندهای یکسان یا مشابه شکل گرفته­اند یا در حال شکل­گیری می­باشند که عمدتا توسط اقلیم کنترل می­شود. در ژئومورفولوژی اقلیمی دو طبقه­بندی فضایی وجود دارد: در مناطق مورفوکلیمایی، فرایندهای معمول مورد توجه­اند، درحالیکه در مناطق کلیماتو- مورفوژنتیک، مورفوژنز مشخص یک ناحیه مورد بررسی قرار می­گیرد. این تعاریف کم و بیش در اروپای قاره­ای پیروی می­شود. از سوی دیگر، در ژئومورفولوژی انگلیسی - آمریکایی، اصطلاح مورفوژنتیک به صورت متفاوتی مورد استفاده قرار می­گیرد یعنی: «ناحیه­ای که در آن رژیم­های اقلیمی متفاوت به طور بالقوه قادر به اعمال اثرات مستقیم و غیرمستقیم بر روی فرایندهای ژئومورفیک هستند و درنتیجه مجموعه­های مختلف لندفرم مورفوژنتیک ایجاد می­کنند» (Chorley et al. 1984: 466). این تعبیر تقریبا مترادف با اصطلاح آلمانی «klimamorphologische Zonen» (مناطق مورفوکلیماتیک) و اصطلاح فرانسوی «les zones morphoclimatiques» است. در ادبیات انگلیسی این اصطلاحات آلمانی و فرانسوی برخی مواقع به غلط به صورت «مناطق کلیماتو- مورفوژنتیک» ترجمه شده­اند.
اصطلاحات «خشک، مرطوب، و برفی» توسط ای.پنک[148] در سال 1909 به عنوان نام­هایی برای مناطق با اقلیم، هیدرولوژی و ژئومورفولوژی مشخص معرفی شدند. او تشخیص داد که این مناطق در طی دوره­های گرم و سرد پلئیستوسن جابجا شده­اند و در سال 1913 اصطلاح پلویال[149] (بارانی) را معرفی کرد. در سال 1926، در سمپزیومی در دوسلدورف[150] با عنوان «مورفولوژی مناطق اقلیمی»، نه ژئومورفولوژیست نمای کلی از تحقیقات خود را در مناطق مشخص که از قطبی تا حاره­ای مرطوب متفاوت بود ارائه کردند. هر یک یافته­های خود را با با تاکید بر مشخصات اروپای مرکزی مقایسه کردند. در سال 1948 بودل[151] «سیستم ژئومورفولوژی اقلیمی» را معرفی کرد. او توصیفی از فرایندهای معمول در هر منطقه مورفوکلیمایی را ارائه کرد. مهمترین جنبه، رابطه متقابل فرایندها در یک منطقه بود، به عنوان مثال عمل یک رودخانه وابسته به ناهمواری منطقه است که در کنار بارش، زمان و مقدار دبی را کنترل می­کنند. بار رسوبی که منتقل می­شود از دامنه­ها و آبراهه­های کوچک تولید می­شود. بواسطه روابط متقابل آنها، توان یا تاثیر نسبی فرایندهایی که لندفرم­ها را شکل می­دهند روشن می­شود. به خصوص ارتباط بین فرسایش رودخانه­ای و فروسایی اهمیت می­یابد. از اینرو، تخمین­هایی از آهنگ­های فرسایش نیز وجود دارد. نه تنها در مورد لندفرم­هایی که به آسانی قابل مشاهده­اند، بلکه همچنین در مورد آنهایی که به گسترده­ترین شکلی توزیع شده­اند. نه تنها حوادث ناگهانی (کاتاستروفیک) بلکه همچنین فرایندهایی که عملکرد آنها آهسته است مورد بررسی قرار می­گیرند. برای هر منطقه مورفوکلیماتیک فرایندها درنتیجه مشاهدات حاصل از رخدادهای جدید، مشاهده رگولیت، و تطبیق آنها با لندفرم­ها ثبت می­شوند. مفهوم مناطق مورفوکلیماتیک گسترده است و ممکن است بسیار متغیر باشد، به عنوان مثال، با توجه به مقاومت سنگ (اختلاف سنگ) یا تکتونیک (اختلاف تکتونیکی). این رویکردی گسترده و توام با عدم قطعیت بوده و حتی اشتباهات نیز ممکن است. مقایسه مناطق مشابه و نتایج حاصل از تحقیقات مختلف، دانش ما از مناطق مورفوکلیماتیک مختلف را افزایش داده است، هرچند پس از کتاب راهنمای بودل[152] (1977، 1982) نسخه جدید و کاملی ارائه نشده است. با این حال، مطالعات تفصیلی بسیاری در این مفهوم یافت می­شود.
به منظور ارتباط متقابل فرایندهای شکل­ساز، اصطلاحات «Prozessgefüge» (ساختار فرایند[153]) یا «Formungsmechanismus» (مکانیسم تشکیل ناهمواری) مورد استفاده قرار گرفت. برای یکی از مناطق مورفوکلیماتیک، یعنی عرض­های میانی مرطوب «منطقه ساخت دره تاخیری هولوسن[154]»، بودل (1982: 14) این مولفه­ها را مشخص کرد که «مکانیسم­های شکل­ساز فرایندها و پدیده­های بسیار پیچیده: انحلال، هوازدگی مکانیکی، هوازدگی شیمیایی، پوشش گیاهی، توسعه خاک، فروسایی[155]، فرسایش خطی، حمل، و نهشته­گذاری» را ایجاد یا کنترل کرده­اند. آنها درارتباط با «سطوح یکپارچه بسیار پیچیده[156]» هستند. در نقل مضاعف «بسیار پیچیده» و افزودن «رخ­دهنده تنها در طبیعت، غیرقابل بازتولید»، او می­خواست تاکید کند که در این سطح، اندازه­گیری­های میدانی و آزمایش­های آزمایشگاهی باید با « تحلیل کیفی ناهمواری غالب[157]» ترکیب شود. روش­های عمده، مشاهدات میدانی در «مکان­های آزمون طبیعی[158]» هستند که در آن پدیده­ها معمول بوده و دارای قابلیت تحقیق می­باشند. سپس از طریق مقایسه با نواحی مشابه دنبال می­شود که در آن به عنوان مثال تاثیر سنگ­های مختلف می­تواند بررسی شود. بنابراین از طریق مقایسه، اختلاف سنگ و اختلاف تکتونیکی می­تواند تفکیک شده و فرایندهای کنترل شده توسط اقلیم روشن شوند.
آسان­تر این است که مکانیسم­های شکل­دهنده ناهمواری به عوامل اکولوژیکی ارتباط یابد که در آن اقلیم یک عامل اصلی است، بطوریکه این امر درمقایسه با ایجاد یک سیستم بر روی لیتولوژی منطبق با یک نظم منطقه­ای است. بدیهی است لندفرم­های مشخصی در سنگ­های آهکی، ماسه­سنگ­ها و گرانیت­ها وجود دارند و در این زمینه کتاب­های راهنمای بسیار عالی موجود است، اما هیچ نظم سیستماتیکی از فرم­ها به علت اختلافات در سختی یا ساختمان سنگ وجود ندارد. بنابراین یک منطقه مورفوژنتیک مبتنی بر هر یک از این گروه­های سنگ، کم و بیش با یک نقشه زمین­شناسی منطبق خواهد بود که یک بینش و دید جدیدی نخواهد بود. ترسیم کلی قلمروهای مورفوتکتونیک امکان­پذیر است اما ارتباط آنها با فرایندهای ژئومورفولوژیکی به کندی در حال توسعه است، بطوریکه شناخت دقیق تاثیر حرکات تکتونیکی بر روی فرایندها، به استثنای زمین­لغزش، تا کنون بسیار اندک بوده و برای کراتون­ها تقریبا ناشناخته باقی مانده است. در هر دو مورد، اشکال دیرینه به سختی به صورت نظام­مند مشارکت می­کنند، اما این امر در ژئومورفولوژی اقلیمی آسان است.
یک منطقه مورفوکلیماتیک که توسط مکانیسم­های شکل­زای ناهمواری تعریف می­شود چهارچوبی برای مطالعات تفصیلی است که می­تواند شامل اشکال کلان، اشکال متوسط یا اشکال میکرو باشد و بکارگیری روش­های مختلف بسیاری امکان­پذیر است. برای مثال، اگر وجوه (سطوح) لندفرم به ضخامت و بافت رگولیت و یا رسوبات مرتبط شود، سن نسبی و تکامل آنها مورد بررسی قرار گرفته است. این امر می­تواند از طریق تحقیقات آزمایشگاهی مواد و سن­یابی مطلق وارسی شود. اگر وسعت لندفرم­ها نقشه­برداری شده یا تغییرات آنها از توالی­ها یا نظارت حاصل شود، یک تخمینی از حجم حمل ممکنه صورت گرفته است. از آنجا که این امر عمدتا برای چند صد سال یا هزاران سال تداوم می­یابد، درنتیجه یک بررسی طولانی­مدت برای اندازه­گیری­های کوتاه­مدت انتقال مواد فراهم می­سازد. بنابراین تمایز بین آهنگ­های فرسایش طبیعی و ناشی از دخالت انسان امکان­پذیر می­شود. مفهوم مناطق مورفوکلیماتیک برای ارائه فرضیه­سازی با توجه به گستره کامل فرایندهای ممکنه، وابستگی متقابل و توان نسبی آنها سودمند است. مخصوصا در تعمیم خصوصیات اندازه­گیری شده، یک ارزیابی از مکانیسم­های شکل­دهنده ناهمواری باید گنجانده شود.
اساس مفهوم مناطق مورفوکلیماتیک رابطه متقابل فرایندها می­باشد و تقریبا هیچ تلاشی در ژئومورفولوژی اقلیمی برای ارتباط لندفرم­ها به داده­های اقلیمی صورت نگرفته است. بطوریکه در منطقه مورفوکلیماتیک رابطه متقابل هوازدگی، فروسایی و فرسایش رودخانه­ای توصیف می­شود و واضح است که تنها یک ترکیب کلی با اقلیم امکان­پذیر است. خود بودل (1977، 1982) ده منطقه مورفوکلیمایی مشخص کرد. دراصل (1948) دوازده [منطقه مورفوکلیمایی] وجود داشت، اما این مناطق در سال 1963 به پنج منطقه با تاکید بر روی منطقه نیمه­مرطوب حاره­ای با مسطح شدن مفرط[159] و منطقه مجاور قطبی با برش دره مفرط[160] کاهش یافتند. همچنین نام­ها، هرچند به صورت جزئی، تغییر یافت. این امر نشان می­دهد که پهنه­بندی هدف اصلی بودل نبود. او هرگز سعی نکرد تا مرزهای مناطق را به داده­های اقلیمی ارتباط دهد. او تا حدی بر روی پیچیدگی تحلیل ناهمواری اصرار داشت و عوامل اکولوژیکی بسیاری را تا حد امکان گنجاند. در این زمینه، یک تناقض نیز وجود دارد. منطقه همواری مفرط باید به حاره­ای بسیار مرطوب جابجا شود، بطوریکه تنها هوازدگی به اندازه کافی شدید برای مفهوم هموار شدن مضاعف وجود دارد که هنوز هم بسیار معتبر است. اصطلاح ژئومورفولوژی اقلیمی عنوان نامناسبی است، اما تلاش برای تغییر به ژئومورفولوژی دینامیک موفقیت­آمیز نبوده است بطوریکه این اصطلاح برای یک مدت طولانی در مقابل با ژئومورفولوژی تکتونیک معرفی شد.
تفاوت رویکرد انگلیسی- آمریکایی نسبت به مناطق مورفوژنتیک بر دو قسم است: ارتباط داده­های اقلیمی در آغاز و گستردگی رویکرد. اولین تلاش در تعیین مناطق مورفوژنتیک در ایالات متحده آمریکا نمودارهای پلتیر[161] (1950) بود. با اینکه بسیار استناد شد اما تاثیر اندکی در مطالعات تفصیلی داشت. حتی نمودارهای پیچیده­تر چورلی و همکاران (1984) از طریق مطالعات منطقه­ای یا ناحیه­ای پربار نشد. بنابراین به نظر نمی­رسد که مناطق اقلیمی به عنوان یک نقطه آغاز و استنباط فرایندهای ممکنه بسیار ثمربخش باشد. درعوض عوارض خاصی مانند تراکم زهکشی وجود دارد که در ارتباط با داده­های اقلیمی می­باشند، یا شیب­های رودخانه­ها یا دامنه­ها با انتقال رسوب و متغیرهای بارش ارتباط دارند. لندفرم­های پلی­ژنتیک غالبا با شناخت اقلیم­های دیرینه به دست می­آیند. از سوی دیگر کتاب­های بسیار عالی در خصوص ژئومورفولوژی حاره­ای، بیابانی، مجاور یخچالی، یخچالی و کارست وجود دارد که لندفرم­ها و فرایندها را شرح داده و تبیین کرده­اند. هرچند این کتاب­ها اغلب شامل یک فصل در خصوص اقلیم منطقه می­باشد اما روابط متقابل اندک و اغلب بدون ارتباط با داده­های اقلیمی وجود دارد.
توسعه مناطق مورفوژنتیک توسط برون­سدن[162] با هدف ایجاد مناطق تکتونیکی - اقلیمی صورت گرفته است. او ارتباط بین قلمروهای ژئوتکتونیک با مناطق مورفوکلیمایی را پیشنهاد داد. به عنوان مثال، او به یک نقشه شرایط کنونی صفحه هند - استرالیا ابتدا مناطق مورفوکلیمایی اخیر و سپس شرایط محیطی 18000 سال قبل از میلاد را وارد کرد. مقایسه این دو عکس، نواحی پایداری تکتونیکی- اقلیمی را فراهم کرد. اینها فرضیات جال­توجهی هستند، اما در اینجا نیز نقطه آغازین مفهومی است که خارج از ژئومورفولوژی حاصل می­شود و تنها در مراحل بعدی با مشاهدات میدانی پربار خواهد شد. این روشی است که از بالا به سمت پایین، نه از پایین به سمت بالا پیش می­رود.
همیشه ممکن است که بر روی یک فرایند فضایی تمرکز شود اما این امر نه به روشی ایزوله بلکه در قلمرو مکانیسم تشکیل­دهنده ناهمواری انجام خواهد شد. بنابراین این امر به تحلیل روابط متقابل اشکال بزرگتر تا کوچک­تر، از فرایندهای خاص تا ساختار فرایند گره خورده است. ازاینرو، تعمیم فرایندهای خاص و منفرد و تحلیل لندفرم­ها ایمن­تر می­شود. یک نمونه می­تواند تراس­های رودخانه­ای در عرض­های میانی باشد اینکه آنها از منشا اقلیمی هستند یا تکتونیکی؟ نه تنها مواد تراس­ها و شیب آنها بلکه منشا قلوه­سنگ­ها و نحوه انتقال از ناحیه منبع بر روی یک دامنه (به عنوان مثال توسط سولی­فلکسیون به داخل رودخانه­ها) شاخص هستند. چندین عارضه ازقبیل قالب­های گوه­های یخی[163] مجاور یخچالی و پوشش­هایی مانند لس­ها در رابطه با قدمت و شرایط اقلیمی گذشته مطالعه شده­اند. آیا تراس­های مشابه در مناطق همجوار توسعه یافته­اند؟ کدام یک درنتیجه کف­کنی[164] در تراس­های قدیمی­تر شکل گرفته­اند؟ مثال­هایی از این قبیل منجر به یک تاریخچه تفصیلی از کف­کنی دره راین[165] میانی شده است. این بخش از دره پیشین­رود[166] بوده و در طی بالاآمدگی آرام توسعه یافته است، اما این اشکال در جزئیات توسط اقلیم کنترل شده­اند. این نمونه­ای برای یک منطقه مورفوژنتیک در مفهوم آلمانی آن است. مطالعات منطقه­ای مشابه در ادبیات انگلیس وجود دارد. این روش­ها در ژئومورفولوژی کلیماتوژنتیک بسیار تفصیلی هستند.
Reference
Brunsden, D. (1990) Tablets of stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband 79, 1–37.
Büdel, J. (1977) Klima-Geomorphologie, Borntraeger: Berlin. Translated by L. Fischer and D. Busche (1982) Climatic Geomorphology, Princeton: Princeton University Press.
Chorley, R., Schumm, S.A. and Sugden, D.E. (1984) Geomorphology, London: Methuen.
Peltier, L.C. (1950) The geographical cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology, Annals of the Association of American Geographers 40, 214–236.
HANNA BREMER (ترجمه منصور خیری زاده)
 
MORPHOMETRIC PROPERTIES - ویژگی­های مورفومتریک
ویژگی­های مورفومتریک[167] یک حوضه زهکشی صفات کمّی چشم­انداز می­باشند که از عوارض زمین[168] یا سطح ارتفاع و شبکه زهکشی درون یک حوضه زهکشی حاصل می­شوند. ژئومورفومتری اندازه­گیری و تحلیل ویژگی­های مورفومتریک است. به طور سنتی ویژگی­های مورفومتریک از روی نقشه­های توپوگرافی و با استفاده از روش­های دستی تعیین می­شود، اما با ظهور فن­آوری سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS)، بسیاری از ویژگی­های مورفومتریک می­تواند به صورت خودکار محاسبه شود.
ویژگی­های اندازه (Size properties)
متغیرهای اندازه، معیارهایی برای مقیاس فراهم می­سازند که می­توانند برای مقایسه بزرگی دو یا چند حوضه زهکشی مورد استفاده قرار گیرند. متغیرهای اندازه یا از اندازه­گیری­های نمای کلی[169] حوضه حاصل می­شوند که توسط خط تقسیم زهکشی تعریف می­شود یا اینکه از روی شبکه زهکشی به دست می­آیند. بسیاری از متغیرهای اندازه با یکدیگر همبستگی قوی دارند بطوریکه می­توانند به جای یکدیگر مورد استفاده قرار گیرند.
مساحت زهکشی یعنی تصویر دوبعدی مساحت اندازه­گیری شده در سطح نقشه، مهمترین معیار اندازه است و به عنوان مساحت موجود در داخل خط تقسیم زهکشی تعریف می­شود. در بسیاری از مناطق، تولید رواناب و فراوانی سیلاب­ها همبستگی مستقیمی با مساحت زهکشی دارد.
طول حوضه نشان­دهنده فاصله­ای از خروجی حوضه تا یک نقطه بر روی خط تقسیم زهکشی است، اما روش­های بسیار مختلفی برای اندازه­گیری طول حوضه ارائه شده است. به عنوان مثال، نقطه انتهایی اندازه­گیری طول می­تواند مرتفع­ترین نقطه بر روی خط تقسیم یا نقطه­ای بر روی خط تقسیم باشد که دارای فاصله مساوی از خروجی در امتداد خط تقسیم است. محیط یک معیار مسافت در پیرامون حوضه زهکشی است که در امتداد خط تقسیم زهکشی اندازه­گیری می­شود.
طول کانال اصلی طولی از خروجی تا راس کانال در امتداد مجرای اصلی است که به صورت ذهنی تعریف می­شود یا به صورت عینی­تر، طول طولانی­ترین مسیر جریان تا خط تقسیم زهکشی می­باشد. طول کل کانال، مجموع طول تمامی کانال­ها در یک حوضه است.
رده آبراهه نیز می­تواند برای نشان دادن اندازه حوضه مورد استفاده قرار گیرد (مراجعه شود به رده­بندی آبراهه­ها). رده یک حوضه، رده آبراهه خروجی آن است. بزرگی آبراهه[170] تعداد آبراهه­های رده اول در یک حوضه است. بزرگی نسبت به رده یک معیار قابل­فهم­تری از اندازه است.
ویژگی­های سطح (Surface properties)
ویژگی­های سطح، کمیت­های تعیین شده توسط فیلدهایی مشتمل بر یک مقدار در هر نقطه در داخل یک محدوده (حوضه زهکشی) هستند. فن­آوری GIS قابلیت­هایی برای استخراج ویژگی­های سطح از یک مدل رقومی ارتفاع (DEM) که نمایش عددی یک سطح ارتفاعی است را فراهم می­سازد. سطح ارتفاعی اساسی­ترین فیلد ویژگی سطح است و ارتفاع سطح زمین در هر نقطه را کمّی­ می­سازد (بدون توجه به موارد فضایی غار و آویزان[171]). انواع DEM شامل شبکه­های ارتفاعی رقومی مربعی یا مستطیلی، شبکه­های نامنظم مثلثی، مجموعه­ای از منحنی­های میزان رقومی یا نقاط تصادفی است (Wilson and Gallant 2000).
فیلد جهت جریان، جهتی است که آب بر روی یک سطح تحت عمل جاذبه جریان می­یابد. این فیلد ممکن است توسط مولفه افقی سطح نرمال تعریف شود. فیلد جهت جریان به صورت عددی توسط یک شبکه جهت جریان نمایش داده می­شود. ساده­ترین شبکه جهت جریان، شبکه جهت جریان D8 است که در آن جهت جریان توسط یکی از مقادیر هشت­گانه نمایش داده می­شود. این مقدار وابسته به هشت سلول همسایه (چهار سلول در محورهای اصلی، چهار سلول در چهارگوشه) در جهت پرشیب­ترین نزول است و ازاینرو زهکش­های آن را دریافت می­کنند. سایر فیلدهای جهت جریان عددی می­تواند با استفاده از تفاضل محدود یا چندجمله­ای محلی یا برازش­های سطح به ارتفاعات سلول­های شبکه در همسایگی هر نقطه حاصل شود (Tarboton 1997).
شیب زمین[172] فیلدی است که شیب زمین را در جهت فیلد جهت جریان در هر نقطه ارائه می­دهد. این فیلد به صورت عددی با درنظرگرفتن اختلافات ارتفاع حاصل از فیلد ارتفاع در یک مسافت کوتاه بین مرکز هر نقطه محاسبه می­شود.
مساحت مشارکت کننده[173] فیلدی است که نشان­دهنده مساحت زهکشی بالادست هر نقطه می­باشد. این فیلد از طریق ردیابی و ترسیم مسیرهای جریان به سمت بالادست هر نقطه در امتداد فیلد جهت جریان تا خط تقسیم زهکشی و اندازه­گیری مساحت محصور تعیین می­شود. در یک GIS مبتنی بر شبکه، مساحت مشارکت­کننده از طریق شمارش تعداد سلول­های شبکه که به هر سلول شبکه، زهکشی می­شود محاسبه می­گردد. مساحت مشارکت­کننده تحت عنوان مساحت حوضه آبگیر[174] یا مساحت تجمع جریان[175] نیز نامیده می­شود.
مساحت حوضه آبریز ویژه[176] فیلدی است که مساحت مشارکت­کننده در هر واحد طول منحنی میزان را نشان می­دهد. بر روی یک سطح صاف و هموار، مساحت مشارکت­کننده نسبت به یک نقطه ممکن است خطی باشد که دارای مساحت صفر است. مساحت حوضه آبریز ویژه با استفاده از مساحت مشارکت­کننده قابل اندازه­گیری تا طول کوچکی از منحنی میزان کمّی می­شود (Moore et al. 1991: 12). مساحت حوضه آبریز ویژه دارای واحدهای طول است. بر روی یک سطح مسطح با جریان موازی، مساحت حوضه آبریز ویژه برابر با فاصله تا خط تقسیم زهکشی است.
ویژگی­های شکل (Shape properties)
شکل حوضه زهکشی یک ویژگی مورفومتریکی می­باشد که توصیف آن دشوار است و تلاش­های زیادی در جهت تعیین متغیرهای شکل صورت گرفته است. ساده­ترین معیارهای شکل حوضه، مساحت، طول، عرض یا محیط حوضه زهکشی یا شکلی با مساحتی معادل با آن حوضه را به کار می­گیرند. توابع پیچیده­تر شکل حوضه زهکشی یا شبکه زهکشی به بهترین وجه با استفاده از پلات­های گرافیکی دوبعدی به تصویر کشیده می­شوند.
تابع توزیع مساحت تجمعی به عنوان نسبتی از یک حوضه زهکشی تعریف می­شود که دارای مساحت زهکشی بزرگتر یا مساوی با یک مساحت مشخص است. این تابع به طور معمول از طریق ترسیم مساحت تجمعی در مقابل مساحت بر روی یک نمودار خطی لوگ-لوگ نمایش داده می­شود.
دیاگرام مساحت فاصله­ای، مساحت حوضه را به عنوان تابعی از فاصله در امتداد مسیرهای جریان تا خروجی حوضه به تصویر می­کشد. تابع عرض شبکه کانال، تعداد کانال­ها در یک فاصله مشخص از خروجی حوضه زهکشی است، بطوریکه در امتداد شبکه زهکشی اندازه­گیری شده و معمولا به صورت یک نمودار خطی یا میله­ای ترسیم می­شود. هم دیاگرام مساحت فاصله­ای و هم تابع عرض شبکه کانال شاخصی برای پاسخ هیدرولوژیکی حوضه ارائه می­دهند و به آبنمود واحد لحظه­ای مربوط می­شوند.
ویژگی­های ناهمواری (Relief properties)
ویژگی­های ناهمواری، بعد ارتفاع را به تحلیل­های مورفومتریک وارد می­سازند. از آنجا که بسیاری از فرایندهای چشم­انداز بواسطه نیروی جاذبه پیش می­روند، ویژگی­های ناهمواری به فراوانی به عنوان شاخص­های پتانسیل فرسایش و آهنگ­های فروسایی مورد استفاده قرار می­گیرند.
ناهمواری کل حوضه، اختلاف ارتفاع بین خروجی و مرتفع­ترین نقطه بر روی خط تقسیم حوضه زهکشی است. نسبت ناهمواری اثر اندازه را از طریق تقسیم ناهمواری کل بر طول حوضه برطرف می­سازد. آشکار شده که بار رسوب (مراجعه شود به بار رسوب) در حوضه­های زهکشی کوچک به صورت نمایی با نسبت ناهمواری در ارتباط می­باشد (Hadley and Schumm 1961: 172).
یک نمایش پیچیده­تر ناهمواری حوضه رابطه مساحت- ارتفاع یا منحنی هیپسومتریک است. منحنی هیپسومتریک ترسیم مساحت یک حوضه (بر روی محور x) بالای هر مقدار ارتفاع (بر روی محور y) است. محورها معمولا در دامنه بین صفر و یک نرمال می­شوند. منحنی هیپسومتریک معادل با یک منهای توزیع تجمعی ارتفاع در یک حوضه زهکشی است. مرحله تکاملی مدل دیویسی می­تواند از روی شکل یک منحنی هیپسومتریک حوضه استنباط شود.
ویژگی­های بافت (Texture properties)
بافت[177] نشان­دهنده میزان قطعه­قطعه شدن (تجزیه) چشم­انداز توسط یک شبکه کانال است. منحنی­های میزان بر روی یک نقشه در یک چشم­انداز به شدت بافتی شده تضاریس­های (تکانش­ها) بسیار کوچک خواهند داشت که نشان­دهنده وجود کانال­های بی­شمار است.
تراکم زهکشی (Horton 1945: 283)، شاخص بافتی که به خوبی شناخته شده، به عنوان طول تمامی آبراهه­ها در یک حوضه زهکشی تقسیم بر مساحت زهکشی تعریف می­شود و واحدهای طول/1 دارد. تراکم زهکشی از کمتر از 1km-1 تا بیش از 800km-1 متغیر است، مقادیر حداکثر در نواحی نیمه­خشک به دست می­آید (Gregory 1976: 291). تراکم­های زهکشی بالا نشان­دهنده چشم­اندازهای به شدت بافتی شده، دامنه­های کوتاه و تسلط رواناب جریان سطحی نوعی از بدلندها می­باشد.
رابطه مساحت- شیب، مساحت زهکشی شده به یک نقطه را در مقابل شیب زمین در آن نقطه کمّی می­سازد، معمولا بر روی یک نمودار با مقیاس لوگ - لوگ ترسیم می­شود. پراکنش[178] هنگامیکه تمامی نقاط یا سلول­های شبکه مورد استفاده قرار می­گیرد ازطریق بینینگ[179] (به عنوان مثال با استفاده از میانگین متحرک) برای آشکار کردن یک رابطه مساحت - شیب مشخص دو منطقه مجزا برطرف می­شود. برای نواحی کوچک، شیب با مساحت زهکشی افزایش یافته و برای نواحی بزرگ، شیب با مساحت کاهش می­یابد.
Referece
Gregory, K.J. (1976) Drainage networks and climate, in E. Derbyshire (ed.) Geomorphology and Climate, 289–315, London: Wiley.
Hadley, R.F. and Schumm, S.A. (1961) Sediment Sources and Drainage-Basin Characteristics in the Upper Cheyenne River Basin, Washington: US Geological Survey Water Supply Paper 1,531.
Horton, R.E. (1945) Erosional development of streams and their drainage basins; hydrophysical approach to quantitative morphology, Geological Society of America Bulletin 56, 275–370.
Moore, I.D., Grayson, R.B. and Ladson, A.R. (1991) Digital terrain modelling: a review of hydrological, geomorphological, and biological applications, Hydrological Processes 5, 3–30.
Tarboton, D.G. (1997) A new method for the determi-nation of flow directions and contributing areas in grid digital elevation models, Water Resources Research 33, 309–319.
Tarboton, D.G., Bra, R.L. and Rodriguez-Iturbe, I. (1992) A physical basis for drainage density, Geomorphology5, 59–76.
Wilson, J.P. and Gallant, J.C. (2000) Terrain Analysis: Principles and Applications, New York: Wiley.
Further reading
Gardiner, V. (1975) Drainage Basin Morphometry, British Geomorphological Research Group Technical Bulletin No. 14, Norwich: GeoAbstracts.
SEE ALSO: Horton’s Laws
CRAIG N. GOODWIN AND DAVID G. TARBOTON (ترجمه منصور خیری زاده)
 
 
 
[1] - Peat
[2] - Aerobic
[3] - Abiotic
[4] - Mitsch and Gosselink
[5] - Bog
[6] - Fen
[7] - Mire
[8] - Moor
[9] - International Mire Conservation Group
[10] - Base content
[11] - Telluric
[12] - Biota
[13] - Raised mires
[14] - Blanket mires
[15] - Flushes
[16] - Somerset Levels
[17] - Von Post and Granlund
[18] - Ombrogenous
[19] - Topogenous
[20] - Soligenous
[21] - Moore and Bellamy
[22] - Kettleholes
[23] - Hydroseral
[24] - Flandrian
[25] - Autogenic
[26] - Gravitational seepage
[27] - Habitats
[28] - Base status
[29] - Raised mires
[30] - Blanket mires
[31] - Bogs
[32] - Estuaries
[33] - Thorne Moors
[34] - Humberhead Peatlands
[35] - Lagg
[36] - Ombrotrophic
[37] - Minerotrophic
[38] - Oligotrophic
[39] - Mesotrophic
[40] - Eutrophic
[41] - Du Rietz
[42] - Fen
[43] - Bog
[44] - Catotelm
[45] - Joosten
[46] - Trophic status
[47] - Terrestrialization mire
[48] - Regulatory function
[49] - Ecotones
[50] - Sink
[51] - Turbulent deviations
[52] - Shields’s relation
[53] - Turbulent sweeps
[54] - Scour
[55] - Bed material load
[56] - Saltation
[57] - Bedload
[58] - Submerged density
[59] - Storage
[60] - The science
[61] - John Von Neumann
[62] - Idealized
[63] - Hardware
[64] - Flume
[65] - Berkely
[66] - Debris
[67] - Viscosity
[68] - Gravity
[69] - Continuity
[70] - Momentum
[71] - Kirkby
[72] - Black-box models
[73] - Process models
[74] - Mass-balance models
[75] - Stochastic models
[76] - R.E.Horton
[77] - Topology
[78] - Leopold and Maddock
[79] - F. Ahnert
[80] - Aquifer
[81] - Random number generator
[82] - Bulk volume rate
[83] - Geomorphic transport laws
[84] - Suitably long
[85] - Finite differencing
[86] - Finite volume
[87] - Finite element
[88] - Cellular automata
[89] - Rill erosion
[90] - Schumm and Lichty
[91] - Cyclic time
[92] - Event time
[93] - Rheology
[94] - Navier–Stokes equations
[95] - As read
[96] - Heuristic
[97] - What if
[98] - Incision
[99] - Regolith
[100] - Cosmogenic nuclide
[101] - Graded
[102] - Equifinality
[103] - Deep-time
[104] - Dissipative
[105] - Denudation
[106] - Boundary conditions
[107] - Hutton
[108] - Till
[109] - Horace-Bénédict de Saussure
[110] - Ground moraine
[111] - Medial moraine
[112] - Dreimanis
[113] - Superaglacial
[114] - Lateral moraines
[115] - Medial moraines
[116] - Inner moraines
[117] - Confluent
[118] - Ablation moraine
[119] - Disintegration moraine
[120] - Subglacially
[121] - Proglacial
[122] - Rogen
[123] - DRUMLIN
[124] - Ground moraine
[125] - Subblacial till
[126] - Stream-lined features
[127] - Flutes
[128] - De Geer
[129] - Ribbed
[130] - Washboard
[131] - Corrugated
[132] - Cyclic
[133] - Ribbed
[134] - Hummocky
[135] - Marginal moraines
[136] - Lateral moraines
[137] - Frontal moraines
[138] - Terminal moraines
[139] - End moraine
[140] - Recessional
[141] - Pushing
[142] - Push moraines
[143] - Surging
[144] - Knight
[145] - Small
[146] - Proglacial
[147] - Morphogenetic region
[148] - A. Penck
[149] - Pluvial
[150] - Düsseldorf
[151] - Büdel
[152] - Büdel
[153] - Process fabric
[154] - Zone of Holocene retarded valley building
[155] - Denudation
[156] - Highly complex integration levels
[157] - Predominant qualitative relief analysis
[158] - Natural test sites
[159] - Excessive planation
[160] - Excessive valley cutting
[161] - Peltier
[162] - Brunsden
[163] - Ice wedges
[164] - Incision
[165] - Rhine
[166] - Antecedent
[167] - Morphometric properties
[168] - Terrain
[169] - Outline
[170] - Stream magnitude
[171] - Overhang
[172] - Terrain slope
[173] - Contributing area
[174] - Catchment area
[175] - Flow accumulation area
[176] - Specific catchment area
[177] - Texture
[178] - Scatter
[179] - Binning
دفعات مشاهده: 50 بار   |   دفعات چاپ: 8 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.109 seconds with 885 queries by yektaweb 3506