[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 Morphotectonics تا Mudlump ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۴ | 
واژه آخر ترجمه نشده است
 MORPHOTECTONICS- مورفوتکتونیک
مورفوتکتونیک اصطلاحی مربوط به ارتباط بین ژئومورفولوژی و تکتونیک است، اگر چه بعضی نویسندگان مفهوم واقعی این ارتباط را کمی متفاوت درک کرده اند. در اکثر موارد مورفوتکتونیک هم معنی با تکتونیک ژئومورفولوژی در نظر گرفته می شود و به صورت ساده بر هم کنش تکتونیک و ژئومورفولوژی را تعریف می کند.
امبلتون[1](1987) چهار خط اصلی مورد توجه در تحقیقات مورفوتکتونیک را لیست کرد: 1- مطالعه لندفرم ها یی که نشان دهنده حرکات معاصر یا اخیر هستند. 2- مطالعه تغییر شکل سطوح فرسایش یافته 3- مطالعه تأثیرات ژئومورفولوژیکی زلزله ها( نگاه کنید به سایزموتکتونیک ژئومورفولوژی) 4- استفاده از شواهد ژئومورفولوژی برای پیش بینی زلزله.
لازم به تأکید است که در بعضی کشورها مورفوتکتونیک اصطلاحی دارای کاربرد بسیار محدود است. برای مثال دو کتاب درسی اخیر آمریکایی درباره تکتونیک ژئومورفولوژی(Burbank and Anderson 2001; Keller and Pinter 2002) مورفوتکتونیک را ذکر نکرده اند اگر چه آنها ظاهرا با این نوع پدیده موافق بوده اند.
فایربیرد[2](1968) یک توضیح متفاوت ارائه می دهد و مورفوتکتونیک را مانند مفهومی از طبقه بندی لندفرم های اصلی جهان به جای لندفرم های مربوط به فرایندهای تکتونیک، درک می کند. بر این اساس او واحد های مورفوتکتونیک را به رتبه اول و دوم متمایز می کند: در رتبه اول قاره ها و حوضه های اقیانوسی، در رتبه دوم، سپرها، کمربند کوههای جوان، ماسیف های کوهستانی قدیمی، مناطق حوضه ای و دامنه ای، مناطق ریفتی و حوضه ها قرار می گیرند. این مفهوم جهانی از مورفوتکتونیک همچنین در مطالعه پرتگاههای بزرگ مشهود است(Ollier 1985).
 در عمل، دیدگاه موفوتکتونیک بیشتر لندفرمها و دیگر پدیده های سطحی(مانند الگوهای زهکشی) را به عنوان کلیدی برای پی بردن به وجود پدیده های تکتونیک استفاده می کند. به ویژه در مناطق نسبتا پایدار که در آن زلزله وجود دارد و نرخ امروزی بالا آمدگی و فرونشست قابل اقماض می باشد. آنها وضعیت نشانگرهای ژئومورفیک حاصل از تکتونیک را کشف و تعیین نمودند.
آنها نقشه های ژئومورفولوژی، نقشه های الگوی زهکشی، مدلهای رقومی ارتفاعی، و مشتقات مختلف آنها را با هدف تعیین مکان ناهنجاری در توزیع لندفرم ها، مسیر رودخانه، شکل کانال، پروفیلهای تراسی، بالا آمدگی محلی یا لندفرم های خاص مانند شکستهای شیب تجزیه و تحلیل کردند. این ناهنجاریها به نوبه خود، اگر هیچ توضیح دیگری برای بروز آنها موجود نیست، برای انعکاس حضور تکتونیکی مناطق یا نواحی فعال در نظر گرفته شده اند.
تجزیه و تحلیل دقیق الگوی رودخانه می تواند یک ابزار ارزشمند در تحقیقات مورفوتکتونیک در نواحی پست باشند، یعنی جایی که شواهد دیگر به سختی در دسترس است.
References
Burbank, D.W. and Anderson, R.S. (2001) Tectonic Geomorphology, Malden: Blackwell.
Embleton, C. (1987) Neotectonic and morphotectonic research, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F.,Supplementband 63, 1–7.
Fairbridge, R.W. (1968) Morphotectonics, in R.W. Fairbridge (ed.) Encyclopedia of Geomorphology, 733–736, New York: Reinhold.
Keller, E.A. and Pinter, N. (2002) Active Tectonics, Englewood Cliffs, NJ: Prentice Hall.
Ollier, C.D. (ed.) (1985) Morphotectonics of passive continental margins, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F., Supplementband 54.
Further reading
Morisawa, M. and Hack, J.T. (eds) (1985) Tectonic Geomorphology, Boston: Allen and Unwin.
Ollier, C.D. (1981) Tectonics and Landforms, London: Longman.
Schumm, S.A., Dumont, J.F. and Holbrook, J.M. (2000) Active Tectonics and Alluvial Rivers, Cambridge:
Cambridge University Press.
Summerfield, M.A. (ed.) (2000) Geomorphology and Global Tectonics, Chichester: Wiley..
SEE ALSO: active and capable fault; active margin;fault and fault scarp; global geomorphology; neotectonics;
passive margin
PIOTR MIGON     ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 
 - MOULINمولین
مولین یا میلهای[3] یخچالی روزنه هایی هستند که نامشان را مدیون سرو صدای آب که در آنها غوطه ور می شود می باشند. آنها در مناطق فرسایشی یخچالها شکل می گیرند(Paterson 1994), جایی که آب های حاصل ذوب[4] (MELTWATER AND MELTWATER CHANNEL را ببینید) به کانالهای جریانی حک شده موازی باشیب یخچال هدایت می شوند. این کانالها سرانجام توسط شکافهایی که عمود یا مایل بر شیب یخچال می باشند در واکنش به جریان یخ در ارتباط با ناهمواریهای سنگهای بستر، متقاطع می شوند. مولینها نتیجه جریان آب حاصل ذوب در داخل شکافها می باشد(Rothlisberger and Lang 1987).
مولینها به وسیله ستونهای عمودی به بلندی 100 متر مشخص می شوند، در طول سطوح واحد یا شکافهای متقاطع توسعه یافته و در داخل دالان های عمیق جریان فرودی امتداد می یابند، که ساختار آن به حرکت یخچال مربوط می شود. شیب دالان تقریبا 45 درجه بوده و بخشی از یک حوضچه را روی یک سطح نامنظم شکل می دهد، اما بعضی مواقع، زمانی که ارتفاع ستون کمتر از 50 متر است شیب دالان تقریبا موازی شیب یخچال می باشد. ستون ها در مقطع افقی و محدوده ای کمتر از یک متر تا بیشتر از 20 متر در امتداد محورشان دایره ای یا بیضوی هستند. اما جزئیات مورفولوژی آنها به وسیله دینامیک آبی که در آنها جریان دارد کنترل می شود(Holmlund 1988). کف مولینها اغلب زیر آب می باشد. سطح آب می تواند در عرض چند ساعت متغیر باشد و از یک فصل تا فصل بعد در ارتباط با وضعیت اقلیمی، حرکت یخچال، شکل پذیری یخ و با توجه به روانی آبی که می تواند در امتداد بستر یخچال حرکت کند، تغییر کند.
در طول تابستان مولینها ورودی اصلی سفره های آب(آکفیرها)، یخچالی را فراهم می کنند. در طول زمستان آنها به وسیله پلهای برفی از سطح جدا می شوند. با وجود این سطح آب در مولین ها در طول زمستان معمولا افزایش می یابد و بنابراین با کاهش شیوه تناوبی(تشنجی)، مولینها شبیه یک مخزن نوسانی عمل می کنند(Schroeder 1998). این بدین معنی است که زهکشی در یخچال در ابتدای فصل سرد تمایل به مسدود کردن پیشانی یخچال را دارد، در حالی که ستون آب ذخیره شده در داخل مولین ها مانع بسته شدن آن می شوند. با آغاز فصل گرم آبی که در داخل مولینها ذخیره شده به راه اندازی جریانهای زیر یخچالی کمک می کند.
عمر مولین ها می تواند به دهها سال برسد. در حرکت همراه با یخچال ها، آنها سرانجام به نفع مولینهای جدیدی که از آنها جریان گرفته ارتباط خود را با جریانهای سطحی یخچال از دست می دهند. در یخهای ساکن مولینها اغلب در سرتاسر یخ به پایین می رسند. تصور می شود چاههای بزرگی(قطر بیشتر از 50 متر) که در میلهای سنگی در مناطقی که یخچالها در طول کواترنر ثابت بوده توسعه یافته اند، نتیجه چرخش طولانی آب در کف مولینها در یخهای ثابت باشد.
References
Holmlund, P. (1988) Internal geometry and evolution of moulins, Storglaciaren, Sweden, Journal of Glaciology 34, 242–248.
Paterson, W.S.B. (1994) The Physics of Glaciers, New York: Pergamon.
Rothlisberger, H. and Lang, H. (1987) Glacial hydrology, in A.M. Gurnell and M.J. Clark (eds) Glaciofluvial Sediment Transfer, 209–284, New York: Wiley.
Schroeder, J. (1998) Hans glacier moulins observed from 1988 to 1992, Svalbard, Norsk Geografisk Tidsskrift 52, 79–88.
JACQUES SCHROEDER     ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 
MOUND SPRING - تپه های چشمه ای
تپه های کوچکی که در امتداد خطهای گسلی به وسیله چشمه های آرتزین تشکیل می شوند. املاحی از کربنات کلسیم، به همراه سیلیسهای متفاوت و نهشته های آهنی و کلوئید ها به شکل تراورتن یا توفا ها رسوبگذاری شده(TUFA AND TRAVERTINE را ببینید). ماسه های بادی و بقایای گیاهی متراکم همراه گل و شن و ماسه حمل شده با آب چشمه ها در این تشکیلات دخیلند. مکانهایی که چشمه ها دارای میزان جریان بالای آب می باشند، به دلیل اینکه آنها بسیار فرساینده هستند تپه ها یا کوچک بوده یا اصلا تشکیل نمی شوند، با این وجود چشمه های با نرخ تخلیه کم و جریان آرام و میزان تبخیر زیاد ( مخصوصا در نواحی خشک) احتمال بیشتری برای تجمع رسوبات شیمیایی دارد.

شکل 82: تپه سیلتی رسوب شده به وسیله فعالیت چشمه در فرافرا اواسیس در بیابان غربی مصر
نمونه مهم از این پدیده در حوضه آبریز بزرگ[5] مرکز استرالیا (Ponder 1986) و فرورفتگی بیابان شرقی مصر شناسایی شده است ، آنجا زمانی که پوشش گیاهی به وسیله چشمه ها آبیاری می شوند، به هم پیوستگی زیادی اتفاق افتاده و رسوبات بادی به دام افتاده اند(Brookes 1989).
References
Brookes, I.A. (1989) Above the salt: sediment accretion and irrigation agriculture in an Egyptian oasis, Journal of Arid Environments 17, 335–348.
Ponder, W.F. (1986) Mound springs of the Great Artesian Basin, in P. de Deckker and W.D. Williams (eds) Limnology in Australia, 403–420, Dordrecht: Junk.
A.S. GOUDIE     ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 
MOUNTAIN GEOMORPHOLOGY - ژئوموفولوژی کوهستان
ژئومورفولوژی کوهستان جزء سازنده منطقه ای داخل ژئومورفولوژی می باشد(Barsch and Caine1984). منطقه در این مورد کوهستانهای جهانی است، که با ارتفاع مطلق( بیشتر از 600 متر از سطح دریا)، ناهمواری موجود(>200mkm-2)، و شیب توپوگرافی(>10 درجه)شناخته می شود. هیچ تعریف استاندارد بین اللمللی وجود ندارد اما عناصر اصلی دیگر که غالبا مطرح شده عبارتند از: تنوع فضایی زیاد، وجود برف و یخ، و شواهد یخچالی اواخر پلیستوسن. کارل ترول[6](1973)، ابداء کننده جدید ژئومورفولوژی کوهستان بود، سیستم کوهستانی را مکانی که بیش از یک کمربند گیاهی داشته باشد، اما هم ارتفاع آلپ نباشد، در مقابل با سیستم های کوهستانی بلند(hochgebirge)که بالای خط رشد گیاهان گسترده شده، تعریف کرد.
فایر بریدج(1968) طبقه بندی از کوهها را بر اساس مقیاس و پیوستگی ارائه کرد: (الف)کوه یک پدیده منفرد، جدا یا یک پدیده برجسته داخل توده کوهستان می باشد،(ب) رشته کوه یک پدیده توپوگرافی خطی از برجستگی های بلند معمولا به شکل خط الراس منفرد می باشد،(ج) رشته کوه اصطلاحی است که برای توپوگرافی خطی برجستگی های بلند به کار برده می شود امام معمولا به پدیده های بزرگ با بیش از هزاران کیلومتر اطلاق می شود، (د) یک توده کوهستانی، ماسیف، بلوک یا گروه اصطلاحی است که برای مناطق ناهموار عوارض زمین، که به وسیله روند خطی ساده مشخص نمی شوند به کار برده می شود،(و) یک سیستم کوهستانی برای بزرگترین پدیده های قاره - پوشا به کار می روند.
یک سیستم ژنتیکی ساده از انواع کوه، که قبل از تکتونیک صفحه ای جهانی توسعه یافته، قابل درک بود، همچنین در فهم مقیاس محلی مفید است. دو گروه گسترده وجود دارد: (1) شکلهای ساختاری، تکتونیکی یا ساختمانی (2) شکلهای فرسایش یافته یا دگرگون شده. در دسته اول می توان موارد زیر را شناسایی کرد: الف) آتشفشان، ب) چین خوردگی و روراندگی، ج) بلوک، ح) گنبد، خ) بالاآمدگی فرسایشی یا برونزدگی، ه) برونزدگی ساختمانی یا کلیپ و) تکتونیک چند دوره ای، ی) کوههای روی زمین.
در گروه دوم موارد زیر قرار دارند: الف) فرسایش دیفرانسیل، ب) بیرون زدگی، ج) مجموعه نفوذی و دگرگونی(پولوتونیک و متامرفیک) ح) فرسایش دوره ای کوهها (Fairbridge 1968).. در گروه کوه های ساختمانی فرایندهای تکتونیک نقش اصلی را بازی می کند. در گروههای فرسایش یافته فرایندهای فرسایشی نقش اصلی را دارند. گذشته سنگ شناسی و اقلیمی اهمیت زیادی در تغییر شکل اجزای این نوع کوهها دارند. در واقع بسیاری از علوم ژئومورفولوژی روی جدایی این اثرات مرتبه دوم متمرکز شده اند.
 ساده ترین گونه شناسی ژئومورفولوژی کوهستان استفاده از تقسیم سه جانبه تاریخی، کارکردی و ژئومورفولوژی کاربردی کوهستان می باشد. ژئومورفولوژی تاریخی کوهستان روی تکامل کوهها و سیستم کوهستان در مقیاس متوسط و بلند مدت تمرکز می یابد. معمول است که در بزرگترین مقیاس بین کمربندهای کوهستانی جوان که در طول دوران سنوزوئیک ایجاد شده اند و هنوز با حاشیه صحات فعال در ارتباط می باشند و حاشیه غیر فعال قاره ای تماییز قایل می شوند. تقریبا همه مطالب در مورد ساخت کوهها در چهل سال گذشته روی حشایه های فعال جایی که برخورد و فرو رانش ممکن است هر دوی کوهها و ساختار داخل آنها را توسعه دهد، متمرکز شده اند. در سالهای اخیر با توسعه ژئوشیمی جدید، زمین شناسی تاریخی و روشهای مساحی بیشتر مطالعات به سمت نسبت کمّی بالا آمدگی و برهنه شدگی تمایل دارند. اما در حقیقت کوهها بر روی حاشیه های غیر فعال قرار دارند(Ollier and Pain 2000).
فرضیه سیر تکاملی این کمربندهای کوهستانی قدیمی فی نفسه پیچیده است به طوری که آنها به سادگی در درون فرضیه تکتونیک صفحه ای تشکیل کوهها به صورت تصادفی قرار نمی گیرند و شامل تاریخ زمین از زمان فروپاشی گندوانا در طول دوران مزوزوئیک می شود. اختلاف اساسی نظریه ها بین کسانی که تأکید زیاد بر داده های رد شکافت[7] دارند و کسانی که از شکل زمین، چینه شناسی و داده های زمین شناسی که می تواند در تفسیر استفاده شود استفاده می کنند، آشکار شده است. از آنجایی که مدلهای ژئومورفیک مبتنی بر تاریخ برهنه شدگی به سختی تأیید می شوند. تفسیر داده های رد شکافتی بر حسب تاریخ برهنه شدگی پیچیده است.
ژئومورفولوژی کارکردی کوهستان، ارزیابی فرایندها، نرخ و الگوهای فضایی و زمانی فرسایش کمربند کوهستانی را شامل می شود. چارچوب فرایندها در حالت ایده آل باید هر دو حالت بالا آمدگی و فرسایش را در نظر بگیرد، مدلهای ژئومورفولوژی زیادی شامل مدلهای واقع بینانه از این جفت شکست خورده اند. در کمربندهای کوهستانی نظر بر این است که میزان بالا آمدگی و فرسایش به حداکثر میزان رسیده است و جفت شدگی فرایندها بحرانی تر از مناطق پست می باشد. بهبود فهم فرایندهای شکاف بستر رودخانه، حرکت توده ای مواد، دره یخچالی کاهشی و مسیر یابی رسوب منجر به توسعه مدلهای تکاملی ژئومورفولوژی گردید.
پسخوراند بین تکتونیک، اقلیم و فرایندهای ژئومورفیک در مدلهای ژئودینامیک کشف شده اند و تراوشات جامد، محلول و ارگانیک کمربندهای کوهستانی محدود شده اند و در درون مفهوم ژئوشیمیایی جهانی مطرح شده اند. سیر تکاملی توپوگرافی کمربندهای کوهستانی می تواند در درون واقعیت گرایی فزاینده ای مدلسازی شود اما مسئله شرایط تعادل در مقابل ناتعادلی هنوزحل و فصل نشده است.
 ژئومورفولوژی کاربردی کوهستان: زیستگاههای کوهستانی مخاطرات طبیعی را به شکل فرایندهای خطرناک ژئومورفولوژیک ایجاد کرده یا تقویت نموده اند. بر هم کنش فرایندهای ژئومورفولوژیکی با جوامع کوهستانی، کاربری زمین آنها و توانایی واکنش آنها میزان خطر را تعیین می کند. تغییرات اجتماعی و محیطی اخیر در کوهستانها منجر به مدرنیزه شدن مخاطرات طبیعی شده است. در نتیجه، واکنش برنامه ریزی شده شامل استراتژی های کاهش خطرات خاص و حوادث کوهستانی، برای کاهش آسیب پذیری مردمان کوهستان باید توسعه یابد. ژئومورفولوژی کاربردی کوهستان نقش خاصی برای اجرا دارد.
سه تلاش رسمی یا نیمه رسمی برای تعریف درست در ادبیات تحقیق وجود دارد: هویت[8](1972)، بارش و کین[9](1984) و اسلای میکر[10](1991).
هویت دو موضوع را نشان داده است: نظریه وضعیت بالای انرژی و ارتباط پدیده های متمایز ژئومورفولوژی با وضعیت ژئومورفولوژی اقلیمی و وضعیت برهنه شدگی تاریخی. این گفته او ژئومورفولوژی کوهستان متمایزی را اظهار می کند. در شرایط انرژی بالا ، او با نرخ منطقه ای از فرسایش خالص، بزرگی و فراوانی حوادث فرسایشی و انرژی در سیستم ژئومورفولوژی کوهستان روبرو شد.
با توجه به عوارض ژئومورفولوژی متمایز او سطوح فرسایشی، عدم تقارن دره و آستانه شیب ها را برای تدبیر بهتر جزئیات جداسازی نمود. زیبایی بیانیه قوی هویت این است که حاکی تأکید فزاینده روی عملکرد فرایندهای ژئومورفیک در مناطق کوهستانی است، بلکه از خطر عدم ارتباط این مشاهدات با مشکلات بزرگتر چشم اندازهای کوهستانی و غفلت برای حل آنها یا برای بیان مجدد انها در شرایط بهتر هشدار می دهد.
بارش و کاین(1984) ژئومورفولوژی کوهستان را به مطالعات شکل کوهستان و مورفودینامیک در کوهستان تقسیم کرده اند. این دو گروه تقسیم بندی آنها به زیر تقسیمات بیشتری تقسیم می شود: الف) مورفومتری و ساختار ب) ایجاد پستی و بلندی و تاریخ، ج) مدلهای مورفوکلیماتیک و د) دینامیک و فعالیت فرایندها. مورفومتری و ساختار به نحو زیادی وابسطه به تکتونیک صفحه ای کوهستان می باشد. چهار صفحه همگرا وجود دارد که سیستم های کوهستانی جهان با بیشترین سرعت تحول در آن قرار گرفته اند. این ها عبارتند از: همگرایی دو صفحه اقیانوسی);( به عنوان مثال آلپهای ژاپن و قوس آلوتیان[11]، آلاسکا ). همگرای یک صفحه اقیانوسی با یک صفحه قاره ای( مانند ایسلند جنوبی، نیوزلند و سلسله آبشار شمال غرب اقیانوس آرام)، همگرایی دو صحه قاره ای( مانند هیمالیا) و جابه جایی طبقات سنگی در امتداد حاشیه های دارای زائده( مانند بریتیش کلمبیا). صفحات واگرا شامل مناطق پراکندگی اقیانوسها مانند جزیره ایسلند و جزیره گالاپاکوز[12]، ) و ریفتهای درون قاره ای، مانند خلیج آقابا[13] و ارتفاعات اسکاتلند. تغییر شکل صفحات به سه شکل می باشد: خطالرأس به خط الرأس[14]( مانند ساحل کالیفرنیا)، خط القعر به خط القعر[15]( مانند آناتولی، ترکیه)، خط الراس به خط القعر[16](مانند پاکستان و افغانستان). فهم آنکه چرا کوهها در حاشیه صفحات قرار گرفته اند مشکل نیست. امام کوهها در داخل صفحات یافت می شوند مانند موارد زیر: نقاط داغ[17](مانند هاوایی و پارک بین المللی یلواستون)، روانه بازالتهای قاره ای( مانند دکان، هند و فلات کلمبیا، شمال غرب اقیانوس آرام)، سپرها( مانند کوههای آهاگار، ساهارا)، مناطق بالا آمده درون کراتونی( مانند برجستگی سان رافائل، یوتا)، مناطق نفوذ ماگمایی بعد از تکتونیک( مانند کوههای آیر، نیجریه)، و دیاپرهای تبخیری( مانند کوههای زاگرس ایران).
آنها متوجه شدند که در اغلب مناطق کوهستانی تعادل بین فرسایش و بالا آمدگی تکتونیکی به سود گذشته حل شده است. آنها نتوانستند بین کوههای بلند و سیستم کوهستانی تنها بر اساس مورفومتری تفاوتی قائل شوند، اما آنها به این مورد پی بردند که داخل سیستم های کوهستانی بلند چهار نوع ناهمواری مشخص وجود دارد، مانند نوع آلپی، نوع کوههای راکی، کوههای قطبی و کوههای بیابانی. نوع آلپی همراه با تأثیر مهم یخهای یخچالی و فرسایش یخچالی می باشد. نوع کوههای راکی دارای تأثیر کمتری از فرسایش یخچالی بوده و شامل نواحی با بالا آمدگی کم روی قله های تخت و اطراف میان آبها[18] می باشد. کوههای قطبی شواهد یخبندان شدید را دارند اما اغلب دارای ناهمواری های محلی کمتر از 1000 متر می باشند. و کوههای بیابانی در حقیقت کوههای مرتفع هستند که در آنها خط رشد درختان وجود ندارد و تنها در دوره پلیستوسن به صورت محدود یخچالی شده اند.
 توسعه ناهمواریها در کوههای بلند پیرامون سوالاتی از سطوح موافق و نیمکتهای دره ای[19] به عنوان شاخصی از کالبد شکافی دره حرکت می کند. توجه به این سمت هدایت شده است که(الف) قله آلپی موافق یا «معبر نشست[20] » به عنوان باقی مانده فرسایش سطوح قدیمی تشریح شده است. (ب)ستیغ آلپی و قله موافق به عنوان نتیجه الگوهای ناهموار از برشی که ستیغ ها را بر ارتفاع تقریبا یکسان تحمیل می کند، تشریح شده است. (ج) خطر رشد درختان[21] و شیب موافق آلپ به عنوان شیب آلپی بین یخبندان مرتبط با خط رشد بالاتر از زمان حاضر تشریح شده است،(د) نیمکتها[22](سطوح هموار) در اطراف دره های اصلی به طرق مختلف به عنوان یخچالهای دوران ترشیری، پلیستوسن و اثرات خط رشد درختان بین یخچالی تشریح شده است. فورد و همکاران(1981) پیشنهاد کردند که سن ناهمواریهای کنونی راکی جنوب کانادی پلیوسن می باشد، به طور قابل ملاحظه ای مسن تر از آنچه قبلا تصور می شد.
بولدینگ و کاین(1974)، بارش و کاین(1984) چهار فرایند سیستمی برای ژئومورفولوژی کوهستان تشخیص دادند:1 ) سیستم یخچالی، 2) سیستم واریزه درشت دانه ، 3) سیستم رسوب آواری ظریف، 4) سیستم ژئوشیمیایی زمین. از این چهار مورد سیستم های یخچالی و سیستم واریزه ه ای درشت دانه در عوارض کوههای بلند مشخص تر می باشند.
بخش پایانی این نوشته به طور مختصر به فعالیتهای ژئومورفولوژی در نواحی کوهستانی مرتفع با استفاده از اندازه گیری شار رسوبیJ km_2 yr_1)) از سوئد، سوئیس و آمریکا می پردازد 1976) (Rapp 1960; Jackli 1957; Caine. جذابتر این که مشاهده شد که تغییرات تالوس، سولیفلوکسیون، خزش خاک و دیگر فرایندهای حرکات توده ای بیشتر از 15 درصد کارهای ژئومورفولوژیکی انجام شده در این سه ناحیه را شامل نمی شده است و اهمیت نسبی آن با افزایش اندازه حوضه کاهش می یابد. نویسنده سه یا دو نیاز مبرم برای ژئومورفولوژی کوهستان را پیشنهاد می کند: 1) ارتباط معنادار بین فرم و فرایند و 2) شناسایی تأثیرات انسانی و روشهایی که آنها ممکن است در میان سیستم کوهستانی منتشر شوند.
اسلای میکرSlaymaker 1991)) بیان کرد که مقیاسهای کوچک و بزرگ تنها مقیاسهای فضایی هستند که در آن نشانه ژئومورفولوژی کوهستان متمایز به احتمال زیاد آشکار است.او روش کندی و چورلی(1971) چارچوب سیستم های باز برای تعیین 5 سیستم کوهستانی را با کمی تغییرات پذیرفت. 1) مورفولوژیکی[23]، 2) مورفولوژی تکاملی[24]، 3) آبشاری[25]، 4) فرایند پاسخی[26] و 5) سیستم های کنترل. هر یک از این سیستم های کوهستانی در مقیاسهای بزرگ و کوچک در بررسی ویژگیهای فرمها و فرایندها ژئومورفولوژی کوهستان بررسی شده اند.
او مدعی شد که این نوع گونه شناسی برای برنامه های مختلف اندازه گیری در در داخل هر یک از ده سیستم کوهستانی تعیین شده مفید می باشد.
در واقع این 10 سیستم ژئومورفولوژی کوهستانی کمک می کنند به شناسایی تغییرات عظیم فرم ها و فرایند ها که ژئومورفولوژی کوهستان را مشخص می کنند، و نظریاتی را که بیان می کنند که ژئومورفولوژی کوهستان با شیب زیاد همچنین انرژی و تعادل توده و واکنش اکولوژیکی ، مشخص می شوند، نه فقط توپوگرافی، را حمایت می کنند، نرخ بالای تغییرات افقی و عمودی وسعت لندفرم ها و فرایندها و نرخ سریع تغییرات زمانی سیستم های ژئومورفولوژی را از مناطق دیگر متمایز می کند. بنابراین ژئومورفولوژی کوهستان به عنوان یک جزء منطقه ای در درون ژئومورفولوژی ارزیابی می شود.
References
Barsch, D. and Caine, N. (1984) The nature of mountain geomorphology, Mountain Research and Development 4, 287–298. Caine, N. (1974) The geomorphic processes of the alpine environment, in J.D. Ives and R.G. Barry (eds) Arctic and Alpine Environments, 721–748, London: Methuen.
——(1976) A uniform measure of sub-aerial erosion, Geological Society of America Bulletin 87, 137–140. Chorley, R.J. and Kennedy, B.A. (1971) Physical Geography: A Systems Approach, London: Prentice Hall. Fairbridge, R.W. (1968) The Encyclopedia of Geomorphology, New York: Reinhold.
 Ford, D.C., Schwarcz, H.P., Drake, J.J., Gascoyne, M., Harmon, R.S. and Latham, A.G. (1981) Estimations of the age of the existing relief within the southern Rocky Mountains of Canada, Arctic and Alpine Research 13, 1–10.
Hewitt, K. (1972) The mountain environment and geomorphic processes, in O. Slaymaker and H.J. McPherson (eds) Mountain Geomorphology, 17–34, Vancouver: Tantalus.
Jackli, H. (1957) Gegenwartsgeologie des bundnerischen Rheingebietes: ein Beitrag zur exogenen Dynamik alpiner Gebirgslandschaften, Beitrage zur Geologie der Schweiz, Geotechnische Serie No. 36.
Ollier, C.D. and Pain, C.F. (2000) The Origin of Mountains, London: Routledge. Rapp, A. (1960) Recent development of mountain slopes in Karkevagge and surroundings, northern Scandinavia, Geografiska Annaler 42-A, 73–200.
Slaymaker, O. (1991) Mountain geomorphology: a theoretical framework for measurement programmes, Catena 18, 427–437.
Troll, C. (1973) High mountain belts between the polar caps and the equator: their definition and lower limit, Arctic and Alpine Research 5, 19–28.
SEE ALSO: plate tectonics
OLAV SLAYMAKER       ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 
MUD FLAT AND MUDDY COAST - کفه گلی و ساحل گلی
گل اصطلاحی که برای اشاره به رسوباتی که عمدتا از سیلت( محدوده اندازه بین 4 تا 63 میکرون) و رس(کوچکتر از 4 میکرون) تشکیل شده است، استفاده می شود. این چنین مواد نرمی به آسانی در حالت معلق نگه داشته شده و می تواند تا فاصله زیادی به وسیله جریانات ساحلی حمل شود. بر خلاف ماسه ها و گراولها، رسوبات گلی چسبنده هستند. خواص الکتروشیمایی ذرات معدنی رس به این معنی است که این مواد می توانند به یکدیگر متصل شده و در یک فرایند شناخته شده مانند مجتمع شدن، ترکیب بزرگی را تشکیل دهند. مجتمع شدن[27] به وسیله عوامل مختلف به ویژه شوری، شاره برشی، و غلظت رسوبات معلق تحت تأثیر قرار می گیرد(Lick and Huang 1993). تأثیر این فرایندها ممکن است در مقیاسهای زمانی و مکانی کوتاه، بخصوص در مصب رودخانه جایی که آب شور و شیرین مخلوط می شوند و جایی که تغییرات مشخص شده در شدت جریان در مقیاس زمانی جزر و مد رخ می دهد، به طور کامل تغییر کند. طبیعت چسبنده رسوبات گلی رفتار آنها را به مراتب پیچیده تر از عدم چسبندگی آنها می کند. رسوبات مجتمع شده معلق با سرعت بیشتری نسبت به رسوباتی که از مواد معدنی تشکیل شده اند ته نشین می شوند، و پایداری رسوبات گلی طبیعی تنها به وسیله فرایندهای طبیعی اداره نمی شود بلکه به وسیله فعالیت غنی و متنوع جاندارانی مانند، خزه های قابل روئیت و میکروسکوپی، بی مهرگان و باکتریها نیز اداره می شود(Paterson 1997)..
 سواحل گلی به طور معمول در امتداد خط ساحلی با انرژی کم که با سیلت و رسوبات رسی به خوبی تغذیه می شوند، قرار می گیرند.. آنها حواشی دهانه رودخانه، دلتای خط ساحلی و نواحی از ساحل باز با امواج دارای انرژی کم را شامل می شوند. این چنین مناطقی معمولا تحت سلطه فرایندهای جزر و مدی هستند. و ویژگیهای لندفرم های سواحل گلی شور، مرداب مانگرو و اراضی جزر و مدی- اغلب به خوبی تحت وضعیت کلان جزر و مدی توسعه می یابند(Hayes 1975).
مقدار زیادی از رسوبات گلی به وسیله برخی از رودخانه های بزرگ جهان تأمین می شوند و مصب و دلتای آنها اغلب در اتصال به کرانه های ساحل گلی توسعه می یابد. کرانه های گلی سواحل آزاد به سمت پایین منابع رسوبی رودخانه های اصلی واقع می شوند، به ویژه در خلیج مکزیک( در ارتباط با رودخانه میسی سی پی)، بیش تر از 850 کیلومتر از خط ساحلی جانگسو[28] در چین به وسیله رودخانه های هوانگ[29] و چانگ جیانگ[30] تأمین می شوند .(Ren 1987) و در امتداد سواحل جنوب غربی هند. هر دو مصب و کرانه سواحل گلی آزاد لندفرم های بسیار پویا هستند که شیوه تغییر پذیری فصلی و دهه ای آنها را در واکنش به تغییر در جریان رودخانه و انرژی موج نشان می دهد. نهشته های آنها اغلب شامل مقدار زیادی آب و گل سیال می باشد که نقش مؤثری در اتلاف انرژی موج دارند(Mehta and Kirby 2001).. در محیط های دیگر منابع رسوبی دریایی و ساحلی اهمیت بیشتری دارند. در دریای شمال به عنوان مثال فرسایش صخره های تثبیت نشده کواترنر منابع اصلی رسوبات گلی را در امتداد ساحل شرق انگلستان فراهم نموده است(Ke et al. 1996).
 منطقه جزر و مدی سواحل گلی به طور معمول شامل: یک منطقه پست، به وسیله اراضی ماسه ای جزر و مدی مشخص می شود ، یک منطقه میانه از اراضی گلی جزر و مدی، و منطقه بالایی جزر و مدی با پوشش گیاهی و مردابی شور یا مانگرو، می باشد. در برخی نواحی، منطقه بالای جزر و مدی به دشت یا سطح بالای جزرو مدی طبقه بندی شده، که فقط به وسیله موجهای شدید به زیر آب می رود( به عنوان مثال در طی طوفانهای شدید). توپوگرافی پست به وسیله شیب کم مشخص می شود و به وسیله جریان های جزر و مدی ضعیف(یا نهرها) توسعه یافته است. این کانالها در پیچیدگی از یک شیار کوچک تا یک شبکه پیچیده متغییر می باشند و معمولا بهترین توسعه را در داخل زیر محیط های سطح گلی و باتلاق نمکی دارند. اندازه ذرات رسوبات سطحی معمولا در جهت خشکی کاهش یافته و و ترتیب چینه بندی افقی معمولا یک ریز شوندگی را به سمت بالا نشان می دهد، معمولا به انتقال بین پهنه جزر و مدی و باتلاق شور به عنوان نتایج رسوبگذاری نسبت داده می شود.
فرایندهای فیزیکی پهنه های گلی رسوبی اساسا از دیدگاه انتقال رسوب و رسوبگذاری زیاد مطالعه شده و روی فرایندهای تثبیت و فرسایش کمتر تأکید شده است( (Amos 1995. کاهش سرعت جریان جزر و مدی به سمت خشکی منجر به ته نشینی رسوبات معلق در طول جذر و مد سیلابی می شود. کاهش توانایی جریان در انتقال مواد اغلب کاهش اندازه ذرات را بیان می کند. اگر چه بخشی ار مواد ته نشین شده جدید مجدد در جریان های جزر معلق می شوند انباشتهای افقی و عمودی رسوبات گلی جزر و مدی نشان دهنده تسلط ته نشینی جزر و مد سیلابی است(. (Evans 1965 در غیاب هر گونه تله یا ته مانده رسوبی حمل و نقل آبهای خشکی، تجمع گل به وسیله مراجعه به مفاهیم«تاخیر ته نشینی[31]» و «تأخیر شستشو[32]» توضیح داده می شود. هر دو این مفاهیم در سال 1950 برای محاسبه پهنه رسوبی جزر و مدی در دریای دوچ وادن توسعه یافته بودند( Amos 1995 را برای یک بازنگری ببینید و این کار را ارزیابی کنید). «تاخیر ته نشینی» به زمان سپری شده بین ضعیف شدن شدت جریان جزر و مدی زیر آستانه تعلیق برای رسوبات معین و ته نشینی رسوبات در بستر اشاره دارد. این به این معنی است که ذرات با فاصله از خشکی، از نقطه ای که ته نشینی مواد معلق شروع می شود، ته نشین می شوند. «تأخیر شستشو» نتیجه شدت بالای جریان لازم برای حمل دوباره مواد ته نشین شده می باشد. این مخصوصا برای رسوبات چسبنده مهم است، یعنی انتقال مستقیم جزر در مدت کوتاهتری از جزر و مد سیلابی رخ می دهد. هر دو مکانیسم تمایل به انتقال گل به سمت خشکی و تجمع آنها در نواحی جزر و مدی کم عمق دارند.
میزان رسوبگذاری گل ممکن است ابتدا سریع باشد(چندین سانتیمتر در سال) اما زمانی که ارتفاع یافتن رسوبات فراوانی سیلاب را کاهش می دهد، کاهش می یابد. تسخیر شدن به وسیله پوشش گیاهی شور پسند( و انتقال به باتلاق شور یا مانگرو) ممکن است با افزایش بیشتر میزان ته نشینی به وسیله انرژی نگه دارنده پوشش گیاهی همراه باشد. با وجود این سرعت کاهش می یابد ، در نتیجه انباشت عمودی مواد سیلاب کاهش یافته زمین های مرطوب مرتفع به سمت تعادل بین رسوبگذاری بیشتر، فشردگی رسوبات اولیه و سطح دریا تمایل دارند.
توپوگرافی پهنه گلی توسط بر هم کنش دینامیکی جزر و مد و هیدرودینامیک موج، رسوبگذاری و مورفولوژی آن بالا می آید. کارهای اخیر نشان داده عمل موج مهمتر از آن است که قبلا تصور می شده، و همچنین اهمیت فرایندهای بیولوژیکی به عنوان واسطه پایداری رسوب مورد توجه قرار گرفته است.
پتیک[33]( 1996) مقایسه ای بین تطبیق مورفولوژی و سطوح گلی با تغییرات در انرژی موج و مورفودینامیک سواحل شنی غیر چسبنده ترسیم نمود. تأثیر موج بین مراکز داخلی خور، با موج های کوچک( رفت و آمد محدود) و خورهای بیرونی یا مناطق ساحلی باز، که گستره بزرگی از موجهای مرتفع را تجربه کرده اند، متفاوت است. در مراکز با رفت و آمد محدود ممکن است موجها نوسانات برشی تنشی اعمال کنند که بیشتر از میزان تولید شده توسط جریانهای جزر و مدی باشد و قادرند رسوبات پهنه گلی را دوباره به حالت معلق درآورند. منطقه تعلیق دوباره با تغییرات جزر و مدی سطح آب به سمت بالا و پایین نیمرخ پهنه گلی حرکت می کند. با گذشت زمان نیمرخ سطح گلی با تنشهای ایجاد شده موج به سمت فرم تعادلی تنظیم می شود. نیمرخ حاصل به طور معمول معقر می باشد، این یافته به وسیله مدلهای کمی آزمایش شده توسط روبرت و همکاران[34](2000) حمایت می شود.
در مناطق بدون پوشش، سطوح گلی ممکن است تنظیمات فرسایشی اتفاقی بیشتری را در واکنش به وضعیت انرژی بالای موج تحمل کند. در این موارد تعادل بین رخدادهای فرسایشی انفرادی و بازیابی رسوبی در دوره های مداخله ای، مورفولوژی بلند مدت پهنه گلی را تعیین کند.
بطور کلی پهنه گلی افزایشی به نیمرخ مرتفع و محدب تمایل دارد، در حالیکه پهنه گلی فرسایشی، با نیمرخ پست و مقعر مشخص می شود. مهتا و کیربی[35](2001) ثبات متضاد مورفولوژی پهنه های گلی را برای تفاوت در ویژگیهای پراکنده سازنده آنها استنباط کردند. در مورد پهنه های گلی مرتفع و محدب خم شدن مخلوط رسوبات آبی اساسا جزر و مد و تنش ناشی از موج را پراکنده می سازد، ویژه جایی که لایه های رسی نازک سیال وجود دارد. در پهنه های گلی پست مقعر، با وجود اینکه پیش از تثبیت نرمال هستند به طوری که تنشهای هیدرودینامیکی در غلبه بر انسجام بین ذره ای و کشیدن رسوبات از بین رفته اند. این چنین سیستم هایی به احتمال زیاد فرسایشی هستند.
 رسوبات سطحی سطوح گلی ارگانیسم های متفاوتی را پشتیبانی می کنند، بعضی از آنها برای ثبات رسوبات عمل می کنند و بعضی در جهت افزایش فرسایش احتمالی عمل می کنند. اغلب سطوح گلی جوامع متراکمی از جلبک های دریایی را حمایت می کند که مقادیر زیادی از مواد پلیمری خارج سلولی(EPS) را دفع می کنند. EPS به طور عمده شامل ترکیبات پلی ساکرید[36] می باشد و و جزء اصلی سطح فیلمها هستند، که پایداری رسوبات سطحی را افزایش می دهند(Paterson 1997). جانداران کوچک و بزرگ در اعماق زیاد فعال هستند، و ممکن است به طرق مختلف رسوبات را تثبیت کنند( به عنوان مثال از طریق سوخت و ساز EPS سوراخ لولها پوشش داده می شود) یا ثبات را کاهش دهد(به عنوان مثال چرای میکرو جلبک ها که به اتصال ذرات رسوب کمک می کنند، یا به وسیله باز سازی رسوبات از طریق گودالها). فرایندهای بیولوژیکی(زیستی) به شدت متغییر هستند و در تعیین تنش آستانه که در آن فرسایش رخ می دهد دارای اهمیت زیادی می باشند. هنگامی که از این آستانه تجاوز شود با این وجود ممکن است فرسایش با سرعت بیشتری در مقدار بیشتری از میزان نزدیک کنترل شده به وسیله خواص حجم رسوبی، پیش برود. سطوح گلی به صورت فزاینده ای به عنوان زیستگاهی برای جمعیت بزرگ بی مهرگان ارزشگذاری شده که به نوبه خود یک منبع غذایی حیاتی برای پرندگان می باشد. چنین لندفرم ها یی اغلب دارای اهمیت مهندسی هستند مانند سیستم های پراکنده ساز که به صورت اسحکامات ثابت به هم پیوسته شده اند، می تواند عناصر مهمی از یکپارچگی و پایداری استراتژی برای حفاظت ساحل فراهم کند. از این دو چشم انداز، سطح گلی مرتفع و محدب برتر از پهنه های گلی پست و مقعر می باشند(Kirby 2000).
در مورد اول، امواج به تدریج همانطور که به ساحل نزدیک می شوند ضعیف می شوند، فرایندی است که به وسیله مرداب های شور حاشیه ای بیشتر تقویت می شود. پهنه های گلی محدب به داشتن جانداران بی مهره بیشتری که در ارتفاع بالاتر در محدوده جزر و مدی متمرکز شده تمایل دارند. و قادر به پشتیبانی از پرندگان و جمعیت ماهی بیشتر می باشد. در مقابل پهنه های گلی فرسایش مقعر تأثیر کمتری در اتلاف انرژی موج داشته و در بخش فوقانی خود مستعد برای شکست چرخشی می باشد و دارای نتایج نامطلوب برای ثبات استحکامی دریا می باشد.
References
Amos, C.L. (1995) Siliclastic tidal flats, in G.M.E. Perillo (ed.) Geomorphology and Sedimentology of Estuaries, 273–306, Amsterdam: Elsevier.
Evans, G. (1965) Intertidal flat sediments and their environment of deposition in The Wash, QuarterlyJournal of the Geological Society of London, 121, 209–245.
Hayes, M.O. (1975) Morphology of sand accumulations in estuaries’, in L.E. Cronin (ed.) Estuarine Research, Volume II, 3–22, New York: Academic Press.
Ke, X., Evans, G. and Collins, M. (1996) Hydrodynamics and sediment dynamics of The Wash embayment, eastern England, Sedimentology 43, 157–174.
Kirby, R. (2000) Practical implications of tidal flat shape, Continental Shelf Research 20, 1,061–1,077.
Lick, W. and Huang, H. (1993) Flocculation and the physical properties of flocs, in A.J. Mehta (ed.) Nearshore and Estuarine Cohesive Sediment Transport, 21–39, Washington, DC: American Geophysical :union:.
Mehta, A.J. and Kirby, R. (2001) Muddy coast dynamics and stability, Journal of Coastal Research, SpecialIssue 27, 121–136.
Paterson, D.M. (1997) Biological mediation of sediment erodibility: ecology and physical dynamics, in N. Burt, R. Parker and J. Watts (eds) Cohesive sediments, 215–229, Chichester: Wiley.
Pethick, J.S. (1996) The geomorphology of mudflats, in K.F. Nordstrom and C.T. Roman (eds) Estuarine Shores: Evolution, Environment and Human Alterations, 185–211, Chichester: Wiley.
Ren, M. (ed.) (1987) Modern Sedimentation in the Coastal and Nearshore Zones of China, New York: Springer-Verlag.
Roberts, W., Le Hir, P. and Whitehouse, R.J.S. (2000) Investigation using simple mathematical models on the effect of tidal currents and waves on the profile shape of intertidal mudflats, Continental Shelf Research 20, 1,079–1,097.
 
Further reading
Healy, T., Ying Wang and Healy, J.A. (eds) (2002) Muddy Coasts of the World: Processes, Deposits and Function, Amsterdam: Elsevier Science.
SEE ALSO: mangrove swamp; saltmarsh; tidal creek;tidal delta
J.R. FRENCH     ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 MUD VOLCANO گل فشان
گل فشانها توپوگرافی مثبت هستند که به وسیله تخلیه دوره ای گل سیال، آب و هیدرکربنها شکل می گیرند (Kopf 2002). گل فشانهای انفرادی تپه های بیضی شکل با قطر 2000 متر و ارتفاع 200 متر می باشند. مخروطها و حوضچه ها اغلب نزدیک قله متمرکز شده اند. و قسمت فعال گل فشان ناهموار، بدون پوشش گیاهی است و به وسیله جریانهای گلی پوشیده شده است. اگر چه رس و سیلت بخش اعظم ته نشین شده گل فشان می باشد قلوه سنگهای به اندازه گراول نیز در آن دیده می شوند. گل فشان ها در سه منطقه جهان مرسوم می باشند، اغلب نمونه ها در مناطق فشاری زمین ساختی(تکتونیکی) مانند صفحات همگرا رخ می دهند. با این وجود گل فشان اغلب در امتداد حواشی غیر فعال و درون قاره ای نیز رخ می دهد. نمونه عالی از گل فشانهای سطح زمین در کشورهای آذربایجان، برمه، کلمبیا، اندونزی، ایران، ایتالیا، مکزیک، پاکستان، پاناما، ترنیداد و ونوزوئلا وجود دارند (Higgins and Saunders 1974). گل فشانهای زیرآب در خلیج مکزیک و مرزهای منشور بالارونده باربادوس رخ می دهد.
گل فشانها معمولا با لایه های متوالی رسوبات اورگانیک و رسوبات غنی از رس مشخص می شوند(Hedberg 1974). رسوبگذاری سریع همراه با تولید متان، دیاژنز کانی رس و فشار تکتونیکی منافذ فشاربالایی را ایجاد می کند که گل سیال را متحرک می کند. گل، آب و هیدروکربن ها در امتداد شکستگی ها و گسل ها که معمولا همراه با هسته های - دیاپر گلی تاقدیسها هستند، به سمت بالا حرکت می کنند. اگر فشار مناسب باشد گل سیال در کف دریا یا سطح زمین فوران کرده و گل فشان را شکل می دهد. در برخی موارد، انفاجارهای شدید همراه شعله ور شدن گاز هستند.
References
Hedberg, H.D. (1974) Relation of methane generation to undercompacted shales, shale diapirs, and mud volcanoes, American Association of Petroleum Geologists Bulletin 58, 661–673.
Higgins, G.E. and Saunders, J.B. (1974) Mud volcanoes – their nature and origin, in P. Jung (ed.) Contributions to the Geology and Paleobiology of the Caribbean and Adjacent Areas, 84, 101–152, Basel: Verhandlungen der Natureforschenden Gesellschaft.
Kopf, A.J. (2002) Significance of mud volcanism, Reviews of Geophysics 40(2), 1–52.
SEE ALSO: diapir; liquefaction; mudlump
ANDRES ASLAN.    ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
MUDLUMP - توده گل(تپه گلی)
یک ساختار دیاپیری ترکیب شده از مواد ریز بافت، خصوصا رس که نزدیک دهانه پخش کننده دلتا شکل می گیرند. توده های گلی در اندازه قله ا ی تا کوچک، جزایر طولی را شکل می دهند. آنها در دو فرم زیر آبی و بالای سطح آب هستند، نوع بالای سطح دریا اغلب در معرض فرسایش شدید به وسیله امواج قرار دارد. سطح توده های گلی معمولا ناهموار و اغلب دارای گاز(متان) و منافذ گلی می باشد. اگر چه چندین تئوری برای این تشکیلات ارائه شده است، در حال حاضر به طور کلی پذیرفته شده است که آنها نتیجه نفوذ رس خمیری پیش دلتایی از طریق پوشیدن لایه های شن و ماسه می باشد. آنها در توالی از دهانه های توزیعی پیش رونده به سمت دریا توسعه می یابند. در ابتدا تصور می شد که توده های گلی پراکنده شده در رودخانه می سی سی پی منحصر به فرد می باشند، امروزه توده های گلی در برخی مناطق دلتایی دیگر نیز شناسایی شده اند.
Further reading
Lyell, C. (1889) Principles of Geology, Vol. 1, 11th edition, New York: Appleton.
Morgan, J.P., Coleman, J.M. and Gagliano, S.M. (1968) Mudlumps: diapiric structures in Mississippi delta sediment, in Diapirism and Diapirs, American Association of Petroleum Geologists, Memoir 8, 145–161.
Walker, H.J. and Grabau, W.E. (1992) Mudlumps, in D.G. Janelle (ed.) Geographical Snapshots of North America, 211–214, New York: Guilford.
H. JESSE WALKER         ((مترجم: علی محمد نورمحمدی
 
 
[1] - Embleton
2- Fairbridge
[3] - mills
[4] - meltwater
[5] - Great Artesian Basin
[6] - Carl Troll
[7] - Fission Track Analysis
[8] - Hewitt
[9] - Barsch and Caine
[10] - Slaymaker
[11] -Aleutian Arc
[12] - Galapagos
[13] - Aqaba
[14] - ridge past ridge
[15] - trench past trench
[16] - ridge past trench
[17] - hot spots
[18] - interfluves
[19] - valley benches
[20] - gipfelflur
[21] - timberline
[22] - benches
[23] - morphological
[24] - morphologic evolutionary
[25] - cascading
[26] - process response
[27] - flocculation
[28] - Jiangsu
[29] - Huanghe
[30] - Changjiang
[31] - settling lag
[32] - scour lag
[33] - Pethick
[34] - Roberts et al
[35] - Mehta and Kirby
[36] - polysaccharides
دفعات مشاهده: 57 بار   |   دفعات چاپ: 6 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.064 seconds with 885 queries by yektaweb 3506