[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 Palaeochannel تا Palsa ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
P
 
 
PALAEOCHANNEL آبراهه قدیمی (کهن رود یا دیرینه آبراهه)
آبراهه قدیمی زمانی ایجاد می شود که آبراهه تلاش دارد به سیستم رودخانه ای فعال تبدیل شود. پالئوکانالها بسیار قدیمی هستند. جوان ترین آنها (شاید مربوط به ده ها تا صدها سال پیش باشند) پیچانرود های برکه ها مناطقی هستند که به مدت طولانی توسط جداسازها[1] [2] ترک شده اند. اگرچه در حال حاضر، این آبراهه ها از جریان رودخانه فعال جدا شده اند، اما در طول دوره طغیان دشت سیلابی به سیستم جریان جاری پیوند می خورند. بسیاری از آبراهه های قدیمی تر در مقایسه با پالئوکانالهای جدید لبریزی (تهی سازی) گسترده تری دارند. قدیمی ترین آبراهه قدیمی در مریخ مشاهده شده است، جاییکه جریان های عظیم آب سطحی، بیش از 5/3 بیلیون سال پیش طرح پیچیده ای از آبراهه ها را حک کرده اند. پرواضح است که این آبراهه های مریخی نمی توانسته اند در محیط بی آب کنونی این سیاره شکل گرفته باشند. درصورتیکه از این آبراهه قدیمی به خوبی محافظت شود، اطلاعات ارزشمندی را درباره سیستم جریان های گذشته در اختیار ما قرار خواهند داد. ابن اساس بازسازی لبریزی از آمارهایی به دست آمده است، که میان لبریزی بر اساس شکل گیری آبراهه و جنبه های ژئومورفولوژی آن ارتباط برقرار کرده اند. این آمارها به وسیله بررسی های جغرافیایی امریکا[3] و در طول سال های 1950 و 1960 ثبت شده اند و شامل اطلاعات کاملا تایید شده ای درباره سطح مقطع و طول موج پیچانرود می باشند.
به طور مشخص، پیچانرودها، به دلیل پتانسیل بالا در حفظ پلان قوسی و گاهاّ شکل هندسی سطح مقطع، برای این کار مناسب هستند. ارتباط میان طول موج پیچانرود و تهی سازی(لبریزی) رود (دری[4] 1965)، اطلاعات مفید اما غالبا نادقیق و مبهمی درباره کهن جریان[5] در اختیار قرار می دهد. بر اساس آزمایش میدانی انجام گرفته درباره رودخانه پروسنا[6] در هلند، راتنیکی[7] (1983) استدلال می کند که به دلیل حفظ کامل ابعاد آبراهه در این مناطق، برش های سطح مقطعی آبراهه در برکه های گلوگاه پیچانرود، ارزیابی های قابل اعتمادتری در اختیار ما قرار داده است.
اطلاعات ما از نحوه شکل گیری آبراهه ها باعث می شود که بتوانیم در گلوگاه برکه ها از آنها حفاظت بیشتری کنیم. بلافاصله پس از ایجاد یک مسیر کوتاه، رسوبات به منظور ایجاد یک دریاچه هلالی، انتهای برکه های را مسدود می کنند. در محیطی که انرژی دریاچه کمتر است، رسوبات بسیار ریز معلق، سطح نازکی بر روی بستر رودخانه قدیمی تشکیل می دهند. اثر رسوبی تشکیل شده، به صورت موثری سطح مقطع آبراهه پیشین را از چیزهایی که زمین را سوراخ می کنند، حفظ می کند.
راتنیکی (1983) در پژوهشی مقایسه ای، با استفاده از چهارده معادله به ارزیابی ارتباط طول موج پیچان رود و لبریزی، در مقایسه با میزان سطح مقطع حفاظت شده در برکه ها پرداخته، و بدین وسیله جریان لبریزی را مورد بررسی قرار داد. در یک جریان لبریزی معادل ، دامنه طول موج از 0.2 تا  یا بیش از دو مرتبه بزرگی تخمین زده می شود. استفاده فراوان از معادله های دری و کارلستون به ترتیب خطای 36 درصد و 78 درصد را نشان می دهد. محاسبه میزان لبریزی جریان براساس سطح مقطع برکه ها و معادله منینگ[8]، خطا را تا 10 درصد کاهش داد.
بسیاری از آبراهه قدیمی به طرح های کاملا متفاوتی از الگوی آبراهه و بارگذاری رسوب اشاره دارند. گذار از شرایط یخبندان پیشین به دوران کنونی[9] پاسخ مبرهن و جهانشمولی به چگونگی سازوکار آبراهه می دهد. در مناطقی که مستقیما تحت تاثیر یخبندان قرار گرفته اند، بسیاری از آبراهه های بافته (ر.ک. رود بافته[10]) و یخرودی تحت تسلط رسوبات بستر، مسیر را برای بارهای (رسوبات) معلق و مخلوط در آبراهه ها باز کردند. می سی سی پی واقع در شمال امریکا بهترین مثال است. در همین زمان، در مناطقی که بسیار دورتر از لایه های بزرگ یخی کواترنری قرار دارند، تغییرات مشابهی رخ می دهد. برای مثال، دردشت رودخانه ای( ریورین پلین[11]) که در جنوب شرقی استرالیا واقع است، حرکت موجی کم ارتفاع آبراهه های ماسه بستر توسط رسوبات ریز به سیستم حرکت موجی مرتفع تبدیل می شود. در اینجا، تغییر شرایط آبگیری که ناشی از افزایش دما و مرز رویش درخت و هم چنین کاهش برف انباشت زمستان است، باعث شکل گیری آبراهه می شود. مثال های که در ادامه به آنها اشاره خواهیم کرد آبراهه قدیمی هستند که در مقالات علمی به آنها اشاره شده است.
 
رودهای کوچک (Underfit streams)
از اواخر قرن نوزدهم، وجود دشت سیلابی در برخی از دره های موجی تائید شد. رودخانه های موجود در این دشت های سیلابی طول موج کمتری را در ارتباط با دره ای که در آن قرار گرفته اند، نشان می دهند (دیویس[12] 1899). این رودها از نظر ظاهری بسیار کوچک هستند. ارتباط آنها به این صورت است که کاهش میزان آب گذری، به کاهش طول موج پیچانرود منجر می شود. پژوهش های جزیی­تر جرج دِری در اروپا و شمال امریکا بر رودخانه ای بودن ساختار دره های بزرگ و پیچ در پیچ و گستردگی توزیع منطقه ای رودهای کوچک اشاره دارد. دِری، با از میان بردن دلایل احتمالی که شامل کور کردن سرچشمه و فقدان آب ناشی از ذوب یخرود می شد، به این نتیجه دست یافت که تغییرات آب و هوایی منطقه ای مهمترین عامل کاهش آب گذری قابل مشاهده است. رادیو کربن خاکریزهای دره نشان می دهد که بیشترین میزان افت آب گذری بین 10000 تا 12000 سال پیش و در اوایل دوره هولوسن اتفاق افتاد.
دری براساس برقراری ارتباط میان طول موج پیچانرود و آب گذری، آب گذری آبراهه های قدیمی بزرگ را ارزیابی کرد. اگرچه آب گذری محاسبه شده، افزایش میزان آب رودخانه های کنونی را تا 60 فاکتور در پی داشته است. دِری استدلال می کند، که این افزایش ممکن است در نتیجه یخبندان اتفاق افتاده باشد؛ زیرا در این دما تبخیر اتفاق نمی افتد و بارش نیز 50 تا 100 درصد افزایش می یابد. بسیاری از آب گذری های نوسازی شده، به بزرگترین آب گذری که تابحال بر روی زمین وجود داشته، دست یافته اند (بزرگترین از جهت تعدد آبگیرهای حوضه رودخانه) و بسیاری از کارگران نیز به این موضوع اذعان دارند، به خصوص در مناطقی که پستی و بلندی کم، مناسب تولید جریان های بزرگ نیست. به طور مشخص، بیش از اینکه آب گذری در طول موج پیچانرود، موضوع مورد توجه زمین شناسان باشد، تاثیر پارامترها، مهم تلقی شده است. آزمایشات متنوع نشان داده است که طول موج پیچانرود به تنهایی ارزیابی های قابل قبولی در مورد آب گذری لبریزی در اختیار ما قرار نمی دهد.
 
آبراهه های قدیمی فراسیلاب (Superflood palaeochannels)
جی هارلن برتز[13](1923) درطول سال های 1920، برای اولین بار آبراهه های قدیمی فراسیلاب را در منطقه فلات کلمبیا در شمال غربی ایالات متحده شناسایی کرد. تصویربرداری فضایی، شبکه پیچیده ای از انشعابات[14] آبراهه ها را نشان می دهد (ر.ک چمرود[15] و رودخانه انشعابی) که در سنگ بستر بازالت و تپه های لسی[16] و رسوبات دیگر حک شده اند. ویژگی های رودخانه ای شامل آبشارهای بزرگ، چالاب ها، شیارهای طولی حک شده در سنگ بستر، و تخته سنگ هایی که به این منطقه انتقال یافته و در نوار سیلی باقی مانده اند و جریان های تندآب می شوند. برتز این ویژگی ها را به جریان ویرانگر نسبت داد و آن را سیل اسپوکن[17] نامید.
به نظر بیکر[18](1978)، آزمایش نهایی برتز برروی فرضیه سیل فاجعه بار، علی رغم مخالفت سخت با درخواست او، یکی از جالب ترین موضوعات در علم مدرن بود. نتایج به دست آمده از نوسازی جریان توسط شاو[19] و همکارانش(1999) نشان می دهد که سیلاب های عظیم واقع در زمین های مرتفع کم خاک[20] منابع متعددی دارند؛ این منابع شامل دریاچه میسولا[21] که در دوران پلیستوسن متاخر[22] توسط یخ مسدود شده بود و آبگیرهای یخرودی بزرگ که منطقه وسیعی از بریتیش کلمبیا را در بر گرفته اند، می شوند. میزان کلی جریان ارزیابی شده در گستره زمین های مرتفع کم خاک معادل 105 km3 است، که در  به نهایت آب گذری دست میابد. قدرت هر واحد از بستر جریان که توسط این جریان ها تولید شده بود 30000 برابر بیشتر از میزانی بود که در حال حاضر در آمازون تولید می شود.
سیلاب های طغیانگر مشابهی در حاشیه آبریزها و صفحات یخی لارنتید[23] و در لاپلند[24] سوئد مشاهده می شود. جریان های ویرانگر تولید شده توسط ذوب یخ پلیستوسن[25] دریاچه یخ در دره چوجا[26] واقع در کوه های اطلس مرکز سیبری که تا  افزایش یافته­اند، قابل مقایسه با بزرگترین جریانهای آبراهه های زمین های مرتفع کم خاک هستند. زمین بود قابل مشاهده آبراهه های قدیمی دره چوجا شامل آبراهه های فرسایش یافته، بندآب های عظیم و ردیف های شنی موج مانند می شوند. پارامترهای آبی موثر که به سیلاب های دره چوجا مرتبطند شامل عمق جریانی برابر با 400 تا 500 متر، شتاب جریان فوق العاده ای برابر با و قدرت جریانی برابر با  می شوند. سیلاب های طغیانگر آبراهههای زمین های مرتفع کم خاک و دره چوجا، معروفترین آب گذر زمینی آب شیرین به شمار می روند.
مجموعه ویژگی های زمین بود سیلاب های ویرانگر در حال حاضر در مریخ نیز مشاهده می شوند. تصاویر آبراهههای برون ریز مریخ که برای اولین بار در ماموریت فضایی وایکینگ و مارنیر 9 به دست آمده، بسیار بزرگتر از تصاویری هستند که از آبراهه های زمین های مرتفع گرفته شده است. این آبراهه ها احتمالا آب گذری به بزرگی  را تجربه خواهند کرد. بنابراین، سیستم های آبراهه های قدیمی مریخ معروفترین و همچنین قدیمی ترین آبراهه های قدیمی هستند که پیش از 5/3 بیلیون سال پیش به وجود آمده اند.
 
آبراهه های قدیمی واقع در استرالیا (Palaeochannels in Australia)
در مقایسه با قاره های دیگر، کمترین میزان آب گذری رود استرالیا، نشان از موقعیت عمدتاً نیمه گرمسیری این کشور دارد که پستی و بلندی آن نیز متوسط روبه پایین است. جای تعجب نیست که بدانید که در دو حوضه زهکشی درون مرزی استرالیا (مورای دارلینگ[27] و دریاچه ایری[28]) با محدوده ای بالغ بر یک میلیون کیلومتر مربع، سیستم های آبراهه های قدیمی عظیمی وجود دارند (شکل 112). این دومنطقه علاقه خاص ژئومورفولوژیست ها که در حال تحقیق بر روی نوسازی دوره آبی کواترنری متاخر هستند، به خود جلب کرده اند.
از اواخر سال 1940 آبراهه های قدیمی رودخانه مورومبیج[29] در حوضه مورای دارلینگ مورد مطالعه قرار گرفته اند. آبراهه های قدیمی که در گذشته، رودهایی کوچک توصیف شده بودند، در حال حاضر سیستم توزیع گسترده ای در منطقه دارند که به شکل جریان های های پیچ در پیچ کوچک نشان داده شده اند. پژوهش های انجام گرفته پیش از سال 1970، آبراهه های قدیمی را از نظر شکل پیدایش به دو گروه متفاوت تقسیم کرده بود: جریانهای پیشینی قدیمی تر و رودخانه های اجدادی(باستانی) جوانتر. آبراهه ها، در گروه جریان های پیشینی قرار گرفته اند. آنها سیستم باربستر را فراانباشته اند، موج کوچک، و عرض بلندی تا عمق خاکریزها دارند و منشا آنها تل ماسه است. دشت های سیلابی در گروه آبراهه های باستانی طبقه بندی شده اند؛ آنها نسبت به رودخانه های کنونی در این منطقه، حرکت جانبی و آب گذری گسترده تری داشته اند. تاریخ گذاری حرارتی[30] (TL) که توسط پیج[31] وهمکارانش (1996) انجام گرفت منجر به بازبینی عمده در مدل پیشینی/باستانی شد. نتایج به دست آمده از این آزمایش حاکی از آن است که مابین 12000 تا 100000 سال پیش چهار سیستم اصلی آبراهه های قدیمی سطحی(کلمبالی[32]، کراربری[33]، گام گریک[34] و یانکو[35]) فعال بوده اند که به طور مستمر جایگزین یکدیگر (پیشین/باستانی) می شدند. مطالعات چینه شناسی حاکی از آن است که آبراهه هایی که با باربستر فراانباشته شده اند (جریان های پیشینی) معمولا با رسوبات بسیار ریز بالاسو، مرزکشی شده اند که مرتبط با آبراهه های حرکتی جانبی هستند (رودخانه های اجدادی). واضح است که مدل موجود به بازبینی نیاز داشت؛ یعنی در جایی که جریان های پیشین، پیش از رودخانه های اجدادی گروه بندی شده بودند. پیج و نانسان[36] (1996) جایگزینی حرکت جانبی با فراانباشت عمودی را در سه فاز ابتدایی فعالیت آبراهه های قدیمی مورومبیج، نشان دادند. هر فاز با فراانباشت عمودی و تشکیل تلماسه مرزی در اطراف منبع اتمام می یابد (شکل 113). فقط فاز پایانی (یانکو) نتوانست فراانباشت باربستر را به اتمام برساند، شاید به این دلیل که آغاز آب و هوای دوره هولوسن اندازه بیشینه سیلاب را کاهش داد و نیز باعث کاهش ذخیره باربستر از باران شده و جریانها را وارد مورفولوژی کنونی موجی شکل بار معلق کرد.

شکل 112: نقشه استرالیا، موقعیت های دریاچه ایری و حوضه آبگیر مورای-دارلینگ را نشان می دهد.

 
عکس 84 : a) آبراهه های قدیمی گرین گالی باستانی و b)آبراهه کنونی رودخانه مورای در جنوب استرالیا در نقشه مشابه و منطقه زهکشی

شکل 113 : مدل چینه شناسی آبراهه های قدیمی رودخانه مورومبیج (پیج و نانسان 1996: 943)
نوسازی آب گذری آبراهه محافظت شده در سطح مقطع آبراهه های قدیمی مورومبیج نشان می دهد که جریان های لبریزی چهار تا هشت برابر، بیشتر از رودخانه های کنونی هستند.
آبراهه منطقه­ای حوضه دریاچه ایری (شکل 112)، که کوپرگریک و رودخانه دیامانتینا[37] را در خود دارد، شامل سیستم گسترده ای از آبراهه های انشعابی با شیب کم می شود که با بار ماسه بسیار ریز معلق انباشته شده اند. آبراهه های کم شیب، که قدمت آنها به حدود 80000سال پیش می رسند، خط مرزی گلی با دیواره هایی بسیار محکم دارند که منشا آنها دشت های وسیع سیلابی و گلی است. تصاویر هوایی و اکتشاف زیر سطحی دامنه میانی و پایین کوپرگریک، در زیر هر واحد گل به وجود نوارهای پیمایشی کم اثر و آبراهه های قدیمی اشاره کرده است. این مقادیر ثبت شده که تعداد چمآب های پیشین را بیشتر از سیستم کنونی می دانند، از رودخانه های حرکت جانبی و بارهای ترکیبی تشکیل شده اند. آنها واحدهای ماسه ای زیادی را ته نشین می کنند که ساختارهای جریان را در خود دارند(ترکیب کاتیپری[38]). اطلاعات به دست آمده از تعیین سن TL که توسط نانسان و همکارانش انجام گرفت، حاکی از آن است که قدمت ماسه های کاتیپری به بیش از حداقل 250000 سال پیش می رسد.
References
Baker, V.R. (1978) The Spokane Flood Controversy andthe Martian Outflow Channels, Science 202,1,249–1,256.
Baker, V.R., Benito, G. and Rudoy, A.N. (1993)
Paleohydrology of Late Pleistocene Superflooding,Altay Mountains, Siberia, Science 259, 348–350.Bretz, J.H. (1923) The Channeled Scabland of the
Columbia Plateau, Journal of Geology 31, 617–649.Davis, W.M. (1899) The drainage of cuestas,Proceedings of Geological Society London 16, 75–93.
Dury, G.H. (1964a) Principles of Underfit Streams,United States Geological Survey Professional Paper452-A, Washington.
Dury, G.H. (1964b) Subsurface Exploration andChronology of Underfit Streams, United StatesGeological Survey Professional Paper 452-A,
Washington.——(1965) Theoretical Implications of UnderfitStreams, United States Geological Survey Professional
Paper 452-C, Washington.
Nanson, G.C., Young, R.W., Price, D.M. and Rust, B.R.(1988) Stratigraphy, sedimentology and Late-Quaternary chronology of the Channel Country of western Queensland, in R.F. Warner (ed.) FluvialGeomorphology of Australia, 151–175, Sydney:
Academic Press.
Page, K.J. and Nanson, G.C. (1996) Stratigraphic architectureresulting from Late Quaternary evolutionof the Riverine Plain, southeastern Australia,Sedimentology 43, 927–945. Page, K.J., Nanson, G.C. and Price, D.M. (1996)Chronology of Murrumbidgee River palaeochannels on the Riverine Plain, southeastern Australia, Journalof Quaternary Science 11, 311–326.
Rotnicki, K. (1983) Modelling past discharges of meanderingrivers, in G.K. Gregory (ed.) Background toPalaeohydrology, 321–354, London: Wiley.
Shaw, J., Munro-Stasiuk, M., Sawyer, B., Beaney, C.,Lesemann, J-E., Musacchio, A., Rains, B. andYoung, R.R. (1999) The Channeled Scabland: backto Bretz? Geology 27, 605–608.
 
KEN PAGE                     (مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن)
 
PALAEOCLIMATE - دیرینه اقلیم
آب و هوای گذشته: palaeo از ریشه لاتین به معنای قدیمی یا دیرین و climate به معنی آب و هوا و اقلیم است که به مجموعه پیوسته ای از سیستم های زمین که موقعیت های آب و هوایی(دما، رطوبت، باد وغیره و تفاوت فضا/زمان در این عوامل) را در سطح و در طولانی مدت تحت کنترل دارند، اشاره می کنند. مطالعه اقلیم گذشته، پالئوکلایماتولوژی[39] نامیده می شود. تعاریف خاصتری از دیرینه اقلیم نیز وجود دارد (برای مثال، اقلیم پیشین به ثبت ابزاری ارجحیت دارد) اما در این مورد ،تعریف کلی تری از پالئوکلایمیت، که به تمامی اقلیم های پیشین تا حال حاضر اشاره می شود، مورد نظر ماست. تقسیم بندی مشخص دوره های زمانی جغرافیایی، در ادامه ارایه شده (عصرهولوسن[40]، کواترنری[41]، پرمین[42]) و برخی از آنها به اختصار توضیح داده می شوند.
اقلیم تاثیر مهمی در بیشتر فرایندهای ژئوموفولوژی دارد. درک سیستم های چشم اندازی بدون اطلاع از اقلیم کنونی و تاریخ اقلیم امکان پذیر نیست. پالئوکلایمیت و هم چنین تفسیر موارد ثبت شده ژئومورفولوژی( برای مثال، به شکل ثبت و ضبط رسوب شناسی)، تاحد زیادی باعث کنترل سیستم های ژئومورفولوژی می شود، که دستیابی به این امر، وابسته به ارزیابی تفاوت های اقلیمی است.
اقلیم در تمامی مقیاس های فضایی و مکانی تغییر می یابد و مفهوم مقیاس، خصوصا در پژوهش های ژئومورفولوژی و اقلیم مهم به نظر می رسد. دلیل تغییر اقلیمی در مقیاس فضا/مکان تا حدی به عواملی بستگی دارد که تغییر را تحمیل می کنند. با مشاهده زمانبندی های جغرافیایی بلندمدت، مشخص شده است که حرکت زمین ساختی و فعالیت های آتشفشانی مرتبط با آن، بر تغییرات دور از دسترس اما تدریجی اقلیم جهانی تاثیر می گدارند. تاثیر تابش آفتاب بیش از صدها هزار سال باعث تغییرات مداری (همانگونه که تئوری میلانکویچ[43] اشاره دارد) شده است و تغییرات عظیمی در اقلیم جهانی دوره کواترنری بوجود آورده است ( در ادامه ببینید). نیروهای زمین ساختی و مداری، دو نمونه از عوامل خارجی سیستم های اقلیمی هستند. این تفییرات، در مقیاس زمانی کوچکتر (برای مثال، هزار ساله)، تا حد زیادی تابع عوامل داخلی اند. این عوامل درونی شامل تفاوت های موجود در زمان واکنش مولفه های موجود در سیستم اقلیم و پویایی نابسامان سیستم های به شدت جفت شده (غیرخطی) می شوند. بازبینی های درونی حاکی از آن است که با دستیابی به آستانه ها و تکامل سیستم های واکنشی، تغییرات ناگهانی در اقلیم افزایش می یابند. سیستم اقلیمی، در این مقیاس های زمانی کوچک، به شدت پیچیده به نظر می رسند، زیرا جداسازی علت از معلول کار مشکلی است.
در برخی موارد، دستیابی به اطلاعات شرایط اقلیمی گذشته از مستندات تاریخی (مستندات کشاورزی، سن یابی، تعیین قدمت ابزاری) به دست می آید. با این وجود، برخی از این مستندات از نظر فضایی و مکانی، محدود و ناپیوسته بوده و صحت آنان زیر سوال است. روش دوم، به کارگیری پدیده طبیعی مرتبط به اقلیم است که در مستندات جغرافیایی اثری از خود به جا می گذارد.
کالیبراسیون[44]این تاثیرات نماینده اقلیم گذشته است. کالیبراسیون شامل توصیف وابستگی هر نماینده به اقلیم می شود؛ برای این عمل گاهی از آنالوگ های مدرن و گاهی از محاسبات نظری ( اصل همسانسازی و سپس به کارگیری) استفاده می شود. به طورکلی، دو نوع اطلاعات نمایندگی (پروکسی) وجود دارد: (1) مستندات چندبخشی / منقطع (برای مثال: رسوبات سیلابی، پیشروی های یخرودی) که از همبسازی شرایط اقلیمی نتیجه می شود و (2) مستندات پیوسته/ تدریجی (انباشت ثابت گل و لای دریایی) که اسناد شبه پیوسته ای که شرایط اقلیمی/محیطی را ثبت می کنند، در خود دارند. برخی از نمونه های مستندات پروکسی در ادامه آمده است:
  1. یخرود شناسی: ترکیب و ساختار یخ که از صفحات عظیم یخی (برای مثال. قطب جنوب، گرینلند) و یخچال های کوهستان نمونه برداری شده است، اطلاعاتی را در باب دمای هوای منطقه ای و ترکیب اتمسفر منطقه ای / جهانی فراهم می کند.
  2. جغرافیایی: درونه­های رسوبات اقیانوسی (ژئوشیمی- مخصوصا ویژگی های ایزوتوپ اکسیژن و ترکیب گونه های جانداران ریز)، ویژگی های یخرود، ته نشین های رسوبات (بادرفت، ریگروان ماسه­ای)، شیمی غارسنگ ها .
  3. زیست شناسی: گرده­ های احیا شده از رسوبات زمینی/دریایی، بقایای حشرات و جانداران ریز، ترکیب و ساختار حلقه های موجود در تنه درخت.
میزان اثرپذیری این پروکسی ها از تاثیرات جهانی/ منطقه ای/ محلی به عوامل بسیاری بستگی دارد (برخی از آنها خاص هر موقعیت هستند) و تا حد زیادی، هر آنچه ما می بینیم، به انتخاب روش مشاهده ما به مستندات اقلیمی بستگی دارد. به طورکلی، نشانه های اقلیمی جهانی، از ژئوشیمی رسوبات دریایی، ته نشت بادرفتی /[45] دیرینه خاک و هسته های صفحات یخی به دست می آید. با این وجود، تمامی پروکسی ها تحت تاثیر تغییرات تصادفی(صدا)، فرایندهای نامرتبط به اقلیم و کندی زمان واکنش بوده و همگی حساسیت های متفاوتی به شرایط اقلیمی دارند. این عوامل بر اهمیت مجموعه اطلاعات پروکسی چندگانه، در پژوهش های پالئوکلایمیت تاکید دارند.
براساس دیگر مسایل جفرافیایی، گفتگو درباره پالئوکلایمیت ها به عنوان مجموعه ای از اطلاعات اولیه یا حتی شاخص های کالیبره شده (دما)، کار ساده ای نیست و به تفسیر بیشتری (گاهی اوقات کمی و گاهی کیفی، برای مثال. مرطوب تر یا گرمتر) نیاز دارد. به منظور ساده سازی مفهوم، پالئوکلایمیت ها، معمولا بسیار ساده توصیف می شوند مانند گرمتر/سردتر، خشکتر/ مرطوب تر و یا اینکه حتی در مواقعی با واژه هایی بسیار کلی مانند، مراجعه به شرایط یخرودی/ درون یخرودی توضیح داده می شوند. درهنگام استفاده از این واژه ها باید بسیار مراقب بود زیرا آنها اغلب معانی متفاوتی در بخش های متفاوت جهان دارند. با این وجود، در مقیاس منطقه ای این واژه ها واقعا مفید بوده و در ادبیات پالئوکلایمیت باقی مانده اند.
اقلیم، در طول تاریخ زمین تغییرات گسترده ای را تجربه کرده است. شواهد به دست آمده از دوران پرکامبرین (تقریبا، 550-860 Ma) به یخبندان گسترده اشاره دارد، اما میزان پوشش یخ در طول این دوران مورد بحث است.برخی شواهد حاکی از آن است که زمین با یخچال هایی که تا منطقه استوایی ادامه داشته اند، کاملا از یخ پوشیده شده بود، اما در همین حین، برخی شواهد دیگر منطقه تحت تاثیر یخبندان را در عرض جغرافیایی بالاتر می داند. از دوران کامبرین تا بحال، میانگین دمای زمین بین شرایط یخی عصر یخبندان پرمین تا دمای استوایی اواخر کرتاسه[46] به طور قابل توجهی تغییر کرده است. از اواخر ، شواهد محکمی در دست است که به روند سرما در دوقطب و در طول عرض های جغرافیایی پایین تر که به شرایط یخبندان در اواخر دوره کواترنری منجر شده، اشاره دارد. دوره کواترنری با گستردگی وسیع و تغییرات اقلیمی متعدد، اهمیت زیادی در فهم زمینه ژئوموفولوژی چشم اندازهای کنونی دارد.
 
دیرینه اقلیم کواترنری (Quaternary palaeoclimate)
در طول دوران کواترنری ، اقلیم زمین در معرض نوسانات اقلیمی گسترده ای در مقیاس فضا و مکان قرار گرفته است. شاید مهمترین ویژگی دوره کواترنری نوسان میان شرایط یخبندان و میان یخبندانی است. در طول شرایط یخبندان، صفحات عظیم یخی قاره ای در اروپای شمالی/ اوراسیا و کانادا/ شمال امریکا، در مقایسه با اکنون، باعث کاهش سطح دریا تا بیش از 120 متر شده اند. در طول دوران بین یخبندانی که گرمتر بود، صفحات یخی به قطب ها و گرینلند محدود می شدند. در آن دوران، دما مشابه دمایی است که در حال حاضر تجربه می شود. فشار تابش آفتاب که ناشی از تغییرات مداری (تئوری میلانکویچ) در دوره های 100، 40 و 20 ka است نقش مهمی در این نوسانات اقلیمی بازی می کند، البته نقش عوامل دیگر را نمی توان نادیده گرفت. در مناطق کم عرض جغرافیایی، تاثیرات فشار تابش آفتاب متفاوت بودند، که برای مثال بر شدت و توزیع بارش تاثیر می گذاشتند (مخصوصا سیستم های مانسون[47]).
به نظر می رسد، عوامل دیگری، مانند توزیع گرما که تحت تاثیر چرخش جریان اقیانوس و ترکیب گاز گلخانه ای قرار دارد، نقش مهمی داشته باشند. برخی شواهد حاکی از تغییرات گسترده و سریع در طول دوره کواترنری است. میانگین تغییر دمای منطقه ای در طول دهه ها و قرون ها 1 درجه سانتیگراد است. این تغییرات، تاثیرات مهمی در فرایندهای ژئوموفولوژی گذاشته است و این تاثیرات اغلب در مستندات رسوب شناسی و ژئوموفولوژی ثبت شده اند.
Further reading
Bradley, R.S. (1996) Palaeoclimatology: ReconstructingClimates of the Quaternary, San Diego: Academic
Press.
Kutzbach, J. (1976) The nature of climate and climaticvariations, Quaternary Research 6, 471–480.
Lowe, J.J. and Walker, M.J.C. (1997) ReconstructingQuaternary Environments, 2nd edition, London andNew York: Addison-Wesley-Longman.
Ruddiman W.F. (2001) Earth’s Climate: Past andFuture, San Francisco: W.H. Freeman.
SEE ALSO: El Nino effects; Holocene geomorphology; ice ages
RICHARD BAILEY                          ( مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن )
 
PALAEOFLOOD - دیرینه سیلاب
دیرینه سیلاب از نظر لغوی به معنای " سیلاب قدیمی" است، اما این واژه لزوماً به دوره خاصی اشاره ندارد، و اغلب برای هرگونه سیلابی که سنجش نشده، مورد استفاده قرار می گیرد. ویژگی های سیلاب های سنجش نشده، با استفاده از شواهد تاریخی، گیاه شناسی و جغرافیایی به سنجش درمیآیند (وول[48] و انزل[49] 1995). شواهد تاریخی از مستندات کیفی سیلاب که توسط افراد ثبت شده اند، به دست می­آید. نشانه­های بالا بودن آب بر روی ساختارها یا دیواره های کانیون، دفترچه های خاطرات، گزارش های روزنامه یا خبرهای آسیب دیدگی با هدف استفاده از بیمه، همگی برای ارزیابی میزان و تاریخ وقوع سیلاب مورد استفاده قرار می گیرند. ممکن است این گزارشات به 2000 سال پیش برگردند یا اینکه در کشورهای مختلفی مانند چین اتفاق افتاده باشند.
شواهد گیاه شناسی، سیلاب های دیرین از گیاهان رشدیافته در نوار ساحلی به دست می آیند (هاپ[50] 1988). ممکن است آوارهای تولید شده توسط سیلاب بر درختان کنار رودخانه تاثیر گذاشته و باعث نابودی بخشی از کامبیون[51] درخت شوند و آن را دچار ساییدگی کنند که در اینصورت با استفاده از رشد سالانه حلقه های برخی از گونه های درختی قابل اندازه گیری است. ماکزیمم ارتفاع اثر سایش، به منظور ارزیابی پایین­ترین پیک چینه مورد استفاده قرار می گیرد. علاوه براین، برخورد آوارها و قطعات حمل شده توسط سیلاب به درخت های نزدیک آبراهه آنها زخمی، شکسته یا خم می کنند. بسیاری از گونه های درختی قادر به تحمل این آسیب ها بوده و در طول سال های آسیب دیدگی، ساقه های نابرجا تولید می کنند. این ساقه ها نیز با استفاده از حلقه های درخت قابل سن یابی است. ناهنجاری در پهنا یا تقارن حلقه های رشد سالانه از تغییرات دسترسی به آب، خمیدگی درخت یا بی برگی ناشی می شود، که همه اینها می تواند به دلیل سیلاب باشد. ساختار گیاهان عصر ریپارین، به زمان کوتاه آن از رسوب اولیه گرفته تا فرسایش سطوح آبرفتی اشاره دارد. هریک از این نشانگرهای گیاه شناسی، اطلاعات زمانی دقیقی در دامنه جریان ها و درباره گونه هایی که حلقه های نابهنجار دارند، در اختیار ما قرار می دهد. اما کاربرد این نشانگرها، وابسته به حضور و سن پوشش گیاهی محدود می شود.
شواهد جغرافیایی سیلاب های اندازه گیری نشده از ابعاد گوناگونی مانند آبراهه های بازمانده از دوران کهن، سایز رسوبات انتقال یافته رودخانه ای، یا ویژگی های رسوبی، فرسایشی به دست می آید، این اطلاعات به سطح بالای سیلاب دلالت می کنند. دیرینه شناسی سیلاب به شکل نمونه های جامع آشکار، آبراهه های ترک شده بر روی سطح یا آبراهه های اعیان محافظت می شوند (ویلیامز[52] 1988). از پارامترهایی مانند غلظت زهکشی، پادگانه ها، ساختار آبراهه، طول موج پیچانرود و ابعاد سطح مقطعی آبراهه مورد استفاده قرار می گیرد تا شناسایی پارامترهای جریان که شامل محاسبه متوسط شتاب و زهکشی توسط معادلات تجربی می شود، همگی برای آبراهه های فعال مورد استفاده قرار می گیرند. بسیاری از این دست پارامترها در رودخانه های که منشا رودی داشته و شیب کمی دارند به خوبی حفظ می شوند. زبرا حرکات جانبی و مستمر آبراهه باعث شده است که آبراهه های متروکه به خوبی حفاظت شوند.در این رودها، پارامترهای شکلی، سیلاب هایی که حجم کمتری از نظر متوسط تخلیه یا متوسط تخلیه سالانه دارند، را ثبت می کنند. ممکن است، ارزیابی پارامترهای جریان که با استفاده از ویژگی های آبراهه صورت می گیرد، نادقیق باشد، زیرا معادلات رگرسیونی به دست آمده بر اساس اطلاعات محدود بوده و در نتیجه ناقص است؛ کاربرد معادلات موجود، به دلیل برون یابی به شرایط گوناگون شکل و اقلیم آبراهه نادرست است؛ محافظت از آبراهه های متروکه کافی نیست؛ تاثیر جبری معادلات تجربی غلط است؛ و در نهایت توصیف برخی متغیرها غیرقابل اطمینان است (ویلیامز 1988).
احتمال می رود، ویژگی های رسوب از سایز اولین جزء گرفته تا قابلیت برخی شاخص های انتفال محلی، مانند قدرت جریان[53] به پارامترهای جریان مرتبط باشد. متغیر انتقال با استفاده از معادله جریان هیدرولیکی، مانند معادله مننیگ، به ارزیابی تخلیه تبدیل می شود.رسوبات شنی و ریز در توده های سنگ دانه ای مورد استفاده قرار می گیرند و متوسط جریان را نشان می دهند. این رویکرد، معمولا برای آبراهه های رودخانه ای که شیب کمتری دارند، کاربرد دارد. با رسوبات درشتتر اغلب مانند اجزای مستقل رفتار می شود، و تمرکز ما در این مورد بر قابلیت جریانی است که برای انتقال اجزای بزرگتر موجود، لازم است (اُ کانر[54] 1993).
این رویکرد معمولا برای آبراهه های پرشیب مانند سنگ بستر کانیون[55] کاربرد دارد. محاسبه پارامترهای جریان با استفاده از رسوبات ریز یا درشت، بوسیله ارتباطات تجربی که بین اجزای انتقالی و شرایط جریان استنباطی، محاسبه شده و مشاهده شده برقرار می شود، انجام می گیرد.
ویژگی های فرسایشی و رسوبی، نشانگرهای کهن چینه­گی[56] هستند که بیشینه چینه های جریان را ثبت می کنند. ویژگی های فرسایشی شامل خطوطی می شوند که از سایش خاک دیواره دره و شن انباشت بوجود آمده اند؛ برش در لایه های زمین مانند فروگذاشت جریاناتی که با آبراهه تماس داشته اند؛ محدوده پوشش گیاهی که گونه های خاص گیاهی در آن قرار ندارند (جرت[57] و مالد[58] 1987).
ویژگی های رسوبی شامل خطوط گلی، رسوبات بسیار ریز و گیاهانی که به بستر آبراهه چسبیده اند؛ و مجموعه ای از فروگذاشت های اجزای ریز بر روی تنه درختان؛ و رسوبات مانده از جزرمد می شوند. اجزای معلق در فضای جریان تفکیکی، این رسوبات جزرمدی را بوجود آورده اند. برای مثال: حاشیه آبراهه یا فرورفتگی های دهانه شاخابه ها یا غارها (کاشل و بیکر 1982). نشانگرهای کهن چینه­گی درطول آبراهه های محصور با مرزهای مستحکم به خوبی حفظ می شوند، یعنی جایی که افزایش تخلیه باعث می­شود چینه های بیشتری تولید شده و تغییرات هندسه آبراهه نیز در طول و میان سیلاب ها به حداقل برسد؛ این نشانگرها در آب وهوای خشک تر نیز حفظ می شوند یعنی در جایی که نشانگرها کمتر در معرض هوا قرار گرفته یا توسط فرایندهای غیر رودی نابود شده اند. تعیین زمان رخداد سیلاب ها با استفاده از نشانگرهای کهن چینه گی و با روشهای باستان شناسی زمین، مانند رادیوکربن و گرمانورافشانی[59]، و روش های وابسته مانند موقعیت چینه شناسی یا تشکیل خاک،انجام می گیرد. نشانگرهای چینه می توانند برای ارزیابی بزرگی سیلاب و شکل هندسی آبراهه های نقشه برداری شده مورد استفاده قرار گیرند (وب[60] و جرت[61] 2002). نشانگرهای کهن چینه گی معمولا برای ارزیابی بزرگترین سیلاب در آبراهه نیز مورد استفاده قرار می گیرند.
بیشتر پژوهش های دیرینه سیلاب بر سیلاب هایی اشاره دارند که در طول دوره های پلیستوسن[62] و هولوسن اشاره دارند. دوره پلیستوسن متاخر با سیلاب های ناگهانی بسیار بزرگ مانند، سیلاب هایی که در اسکاتلند و سیبری تولید شده شناخته می شود. این سیلاب ها، با رها شدن آب های تولید شده از ذوب یخ در حاشیه صفحات یخی قاره ای تولید می شوند.
روش های جغرافیایی برای ارزیابی بزرگی دیرینه سیلاب های زمین و هم چنین آبراهه های مریخ استفاده می شوند (بیکر 1982).
مطالعات انجام گرفته بر روی دیرینه سیلاب ها از انواع دیگر دیرینه آب شناسی[63] با منشا رودخانه ای متفاوت هستند. مطالعات دیرینه آب شناسی، معمولا بر بیشینه جریانهای آبراهه تمرکز کرده و کمتر بر دامنه آنها توجه دارد. پژوهش های دیرینه سیلابی بخشی از پژوهش هایی به شمار می روند که بر تغییرات آبراهه که در پادگانه ثبت شده اند (ر.ک. پادگانه، رودخانه). تشکیل جویبار[64] یا واکنش پیچیده، و یا اطلاعات دیرینه سیلابی به منظور تحلیل فراوانی سیلاب، آب شناسی آن و تاثیرات زمین ریخت شناسی سیلاب تمرکز دارد.
تحلیل فراوانی سیلاب به فاصله محاسبه شده یا برون یابی شده میان زمان های تخلیه میزان بار داده شده بستگی دارد. این وقفه ها با استفاده از مقیاس دوره زمانی تخلیه سیستماتیک محاسبه می شوند، که طولانی تر از صد سال است. وقفه های برون یابی شده از گسترش منحنی فراوانی سیلاب فراتر از مقیاس دوره زمانی یا از ترکیب اطلاعات ثبت شده از مناطق همسایه و با استفاده از میزان اطلاعات ثبتی به دست می آیند. این دورویکرد نشان می دهند که ویژگی های آماری مجموعه زمان های آب شناسی با گذر زمات تغییر نمی کنند، به این وضعیت، ایستایی گفته می شود. با این وجود، تغییرات ناشی از گذر زمان در نوع یا فراوانی طوفانهای تولید کننده سیلاب یا تغییرات موجود در تولیدهرزآب بارش باران که ناشی از استفاده زمین است در همه جا رایج است.ثبت سیستماتیک سیلاب با استفاده از اطلاعات دیرینه سیلابی از مشکلات ناشی از بی ثباتی در گذشته جلوگیری می کند، زیرا نشانگرهای دیرینه سیلابی، سیلاب های گذشته را واقعی تر ثبت می کنند (بیکر و دستیارانش 2002). مستندات دیرینه سیلابی، همچنین باعث ایجاد محدودیت در ارزیابی بیشینه احتمالی وقوع سیلاب، و بزرگترین رخداد سیلاب که از لحاظ نظری می تواند در حوضه آبگیر اتفاق افتاده باشد، می شود. ترکیب اطلاعات آماری دیرینه سیلابی با اطلاعات سیستماتیک به شناسایی تفاوت ها ی این دونوع اطلاعات بستگی دارد. برای مثال، اطلاعات سیستماتیک شامل اطلاعات تمامی سیلاب ها میشود که میزان بزرگی آستانه آنها ثابت است. در حالیکه، میزان بزرگی آستانه­ در اطلاعات دیرینه سیلابی در طول طمان تغییر می یابد (بلاینی[65] و دستیارانش 2002).
نشانگرهای دیرینه سیلاب که تغییرات موجود در فراوانی سیلاب را در طول زمان ثبت می کند، قادر است تغییرات موجود در الگوهای گردش اقلیم را نیز نشان دهد (ردموند[66] و دستیارانش 2002). ثبت بزرگی و فراوانی سیلاب های بزرگ، میزان تغییرات ژئومورفولوژی را در آبراهه ها ایجاد شده توسط سیلاب نشان می دهد (وول 200) (ر.ک. سیلاب).
References
Baker, V.R. (1982) The Channels of Mars, Austin, TX: University of Texas Press.
Baker, V.R., Webb, R.H. and House, P.K. (2002) The scientific and societal value of paleoflood hydrology, in P.K. House, R.H. Webb, V.R. Baker and D.R. Levish (eds) Ancient Floods, Modern Hazards, 1–19, Washington, DC: AGU Press.
Blainey, J.B., Webb, R.H., Moss, M.E. and Baker, V.R. (2002) Bias and information content of paleoflood data in flood-frequency analysis, in P.K. House, R.H. Webb, V.R. Baker and D.R. Levish (eds) Ancient Floods, Modern Hazards, 161–174, Washington, DC: AGU Press.
Hirschboeck, K.K. (1988) Flood hydroclimatology, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 27–49, New York: Wiley.
Hupp, C.R. (1988) Plant ecological aspects of geomorphology and paleoflood history, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 335–356, New York: Wiley.
Jarrett, R.D. and Malde, H.E. (1987) Paleodischarge of the late Pleistocene Bonneville Flood, Snake River, Idaho, computed from new evidence, Geological Society of America Bulletin 99, 127–134.
Kochel, R.C. and Baker, V.R. (1982) Paleoflood hydrology,Science 215, 353–361.
O’Connor, J.E. (1993) Hydrology, hydraulics, and geomorphology of the Bonneville Flood, Geological Society of America Special Paper 274.
Redmond, K.T., Enzel, Y., House, P.K. and Biondi, F.(2002) Climate variability and flood frequency atdecadal to millennial time scales, in P.K. House, R.H.Webb, V.R. Baker and D.R. Levish (eds) Ancient Floods, Modern Hazards, 21–45, Washington, DC: AGU Press.
Webb, R.H. and Jarrett, R.D. (2002) One-dimensional estimation techniques for discharges of paleofloods and historical floods, in P.K. House, R.H. Webb, V.R. Baker and D.R. Levish (eds) Ancient Floods, Modern Hazards, 111–125, Washington, DC: AGU Press.
Williams, G.P. (1988) Paleofluvial estimates from dimensions of former channels and meanders, in V.R. Baker, R.C. Kochel and P.C. Patton (eds) Flood Geomorphology, 321–334, New York: Wiley.
Wohl, E. (2002) Modeled paleoflood hydraulics as a tool for interpreting bedrock channel morphology, in P.K. House, R.H. Webb, V.R. Baker and D.R. Levish (eds) Ancient Floods, Modern Hazards, 345–358, Washington, DC: AGU Press.
Wohl, E.E. and Enzel, Y. (1995) Data for palaeohydrology, in K.J. Gregory, L. Starkel and V.R. Baker (eds) Global Continental Palaeohydrology, 23–59, Chichester: Wiley.
ELLEN E. WOHL  (مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن )            
 
 
 
PALAEOHYDROLOGY - دیرینه آب شناسی
دیرینه آب شناسی، مطالعه تاریخ وقوع، توزیع و حرکت آب های قاره ای است. این پژوهش ها میان رشته ای بوده و بین آب شناسی علمی، علم تاریخ زمین و محیط های گذشته ارتباط بر قرار می کنند (شام[67] 1987). این ارتباط از دوسو امتداد می یابد ؛ در حالیکه، اطلاعات آب شناسی مدرن به منظور خلق وسایل بازسازی کننده محیط زیست دیرین مورد استفاده قرار می گیرد(شام 1965).، اطلاعات به دست آمده از فرایندهای آب شناسی دیرین، به منظور سنجش و آزمایش مدل های آب شناسی کنونی کاربرد دارند(بیکر 1998).
واژه دیرینه آب شناسی در ابتدا به وسیله لئوپولد[68] و میلر[69] (1954) در پژوهش درباره شرایط آب شناسی دیرین و در ارتباط با ترتیب پادگانه های رودخانه ای کواترنری متاخر در وایومینگ[70] مورد استفاده قرار گرفت. اگرچه، این اطلاعات برای تمامی عناصر چرخه آب شناسی قابل استفاده هستند.بنابراین، بسیاری از جوانب تشکیل غار در آبخوان[71] کارست[72]از نشانگرهای آب شناسی برای آن دسته از آبخوان ها محافظت می کنند. هم چنین، تغییرات گذشته در سطوح دریاچه، در ارتباط با توازن آب شناسی قابل ثبت است. تمامی این شاخه های آب شناسی از روش های سنتی گذشته در ارتباط با زمین شناسی و علوم زمین اشتقاق یافته اند . برای مثال، پتون[73](1987) علایق زمین شناسان قرن نوزده و اوایل قرن بیست را مبنی بر مشاهده تغییرات پیشین در فرایندهای رودخانه ای ثبت کرده است؛ این تغییرات در رسوبات، پادگانه ها اشکال ویژه دیگر قابل مشاهده بودند. از همه مهمتر، می توان به پژوهش های برتز[74] (1923) اشاره کرد. او منشا سیل فاجعه بار منطقه اسکبلند را در شمال غربی امریکا یافت. نتایج به دست آمده از آب شناسی های بعدی نشان دهنده این است که (بیکر 1973) مقدار زیاد مواد تخلیه شده ناشی از سیل فاجعه بار، ویژگی های اسکبلند را در طول پلیستوسن متاخر بوجود آورده است که این امر باعث متلاشی شدن یخ های دریاچه میسولا شده است.
 روش های درک آب شناسی (Modes of palaeohydrological inference)
سه حالت کلی درک و استنتاج در آب شناسی وجود دارد. در یک روش، تئوری های کلی آب شناسی به منظور درک تاثیرات خاص مورد استفاده قرار می گیرند. این تاثیرات بعدها در مشاهده فرایندهای منطقی آب شناسی دیرین قابل درک هستند. این روش استقرایی کلاسیک در پژوهش منطقی است. و مثال آن، مشکل سیل فاجعه باری است که در ارتباط با نابودی دریاچه یخی رخ داد. دیرینه آب شناسان از مدلهای نظری موجود استفاده می کنند تا نشان دهند، یک سد چگونه خراب می شود. البته، استفاده موثر از این مدل نیازمند همانند سازی حالت کنونی سد خراب شده با مدل است (شکل 114). با وجود این شرایط، مدل قادر به پیش بینی هیدروگراف ناشی از سیل است. همانندسازی ویژگی های هیدروگراف پیش بینی شده با شواهد محافظت شده، اطلاعاتی را در اختیار قرار خواهد داد تا بتوان فرایند آب شناسی دیرین را بازسازی کرد.

شکل 114: حالت شماتیکی و استقرایی برای درک دیرینه آب شناسانه که از تئوری کلی، هیدروگراف طغیان سیل را برای شکست دریاچه یخی پیش بینی می کند.

شکل 115: حالت شماتیک و استنتاجی برای درک دیرینه آب شناسانه که در مسئله ارزیابی ارتباط میان حجم دریاچه و بالاترین میزان تخلیه آن در مورد شکست دریاچه های یخی مورد استفاده قرار می گیرد.
روش معمول دیگر، استفاده از ارتباطات تجربی است، این ارتباطات از مشاهدات گسترده در ارتباط با پدیده آب شناسی به دست می آید. این روش استدلال علمی، استنتاجی است. در ارتباط با مسئله شکست سد یخی، ممکن است روشی به جمع آوری اطلاعات درباره دریاچه های یخی جدید بپردازد. با برقراری ارتباط میان بیشینه خروجی مواد تخلیه با حجم دریاچه های مرتبط با آنها، می توان به ارتباط تجربی بین این دو متغیر پی برد(شکل 115) این ارتباط که باعث برون یابی شواهدی از حجم دریاچه های دیرین شده است (یا بیشینه تخلیه) می تواند برای ارزیابی مواد تخلیه ای مرتبط با آن نیز مورد استفاده قرار گیرند(یا حجم دریاچه). البته ممکن است فرضیه آزمایش حاکی از کاهش پدیده گذشته در اطلاعات سیلاب های طغیانگر جدید باشد. و این مورد محدودیت تمامی استدلالات استنتاجی است، به این دلیل که طبیعت محدود به چیزی نیست که ما بر اساس مشاهدات محدود خود تصور می کنیم.
دست آخر، سومین حالت استدلال که به صورت گسترده در دیرینه آب شناسی مورد استفاده قرار می گیرد روش دوسویه[75] یا قیاسی است (بیکر 1996، 1998). در مورد مسئله سیلاب، با استفاده از روش دوسویه مطالعه می توان شواهد یا نشانه های سیلاب دیرین را مورد مطالعه قرار داد.

شکل 116: طرح شماتیک حالت دوسویه یا قیاسی در روش دیرینه آب شناسی که در مسئله ارزیابی بیشینه مواد تخلیه شده از دیرینه سیلاب قابل استفاده است. این اطلاعات براساس نظریه هیدرولیک و از شواهد متعددی در ارتباط با سطوح دیرینه سیلاب به دست آمده اند.
این شواهد یا نشانه ها شامل رسوبات جزرمدی قرار گرفته در حاشیه های آبراهه های سیلابی، یا نشانه های دیگر بالا آمدگی آب در سطوح جریانات دیرین می شوند، همانگونه که آب شناسی دیرینه سیلاب نیز به آن اشاره کرده است (بیکر 1987).سپس با استفاده از مدل هیدرولیک، می توان تاثیرات سیلاب دیرین را بر علت تخلیه نشان داد (شکل 116). بنابراین روش استدلالی دوسویه از معلول به علت ادامه می یابد و این حالت برخلاف روش استدلال استقرایی است که از علت به معلول منتهی می شود.
 
دیرینه آب شناسی رودخانه ای (Fluvial palaeohydrology)
اساسی ترین ارتباط میان ژئوموفولوژی رودخانه ای و آب شناسی، استفاده از آب و رسوب از بالارود آبراهه است. توابع مهم در معادله زیر خلاصه شده اند.

 درحالیکه Qw مقیاس متوسط تخلیه آب سالانه است و QS مقیاس نوع رسوبی است که به نسبت باربستر (معمولا ماسه و شن) بر کل بار رسوبی (که شامل گل و لای است) به دست می آید. Qw و QS، متغیرهای کنترل و مستقل هستند. متغیرهای مستقل شامل عرض آبراهه w و عمق آبراههd، شیب یا گرادیان آبراهه S، سینوس اتصال P و طول موج پیچانرود ʎ می شوند. در مسایل دیرینه آب شناسی، معادله بالا بر حسب معادلات تجربی و با استفاده از یافته های استنتاجی به دست می آید.
مثال استدلال اشاره شده در ارتباط با پدیده جریان های کوچک قابل مشاهده است. اینها همان جریاناتی هستند که مقیاس واقعی رودخانه های جدید آنها، معمولا طول موج پیچانرود ʎ، در مقایسه با دره ای که جریان را در داخل خود دارد بسیار کوچک است. در سالیان دراز تصور می شد که دلیل این امر آبگیری جریان است و کوچکی آنها نیز در تغییر اقلیمی مشاهده می شد (دوری[76] 1954، 1965). استدلال دوری حاکی از این است که طول موج پیچانرود مستقیما مرتبط با عرض لبریزی آبراهه است و به دلیل اینکه عرض لبریزی تابع تخلیه ای به قدرت 0.5 است (لئوپولد و ماداک 1953)، طول موج پیچانرودهای رودخانه های معاصر ʎ باید متناسب با تخلیه های لبریزی معاصر qb باشد. دوری (1965) با کاربرد این نظریه در پیچانرود های دره ای که طول موج های بزرگتر L دارند و از تخلیه مواد Q تشکیل شده اند، به معادله زیر دست یافت:

دوری با مطالعه رودخانه های بیشمار واقع در ایالات متحده و اروپا نشان داد که نسبت L/l از 5 به 10 متغیر است، و این امر نشان دهنده این است که مواد تخلیه شده دیرین Q، 25 تا 100 برابر بیشتر بودند. تغییرات ناشی از پیامدهای اقلیمی شدید، باعث شد تا ارزیابی های دوری زیرسوال قرار گیرد. در کارهای بعدی، به این نتیجه دست یافتند که مواد تخلیه شده ای که مسئول تشکیل پیچانرود های دره هستند، و اغلب در سنگ بستر تشکیل می شوند، با سایز آبراهه ارتباط دارند.
این کشف مهم در دیرینه آب شناسی رودخانه ای زمانی به دست آمد که تلاشها در جهت کاربرد تئوری دوری در جریانات کوچک (نهرهای کوچک)در جلگه ریورین[77] در جنوب شرقی استرالیا بود. رودخانه کنونی مارومبیج در مقایسه با پیچانرودهای بسیار بزرگ آبراهه های دیرین، کوچک است. این رودخانه، آبراهه های بسیار باریکتری داشته و طول موج پیچانرودهای آن بسیار کوچکتر هستند. علاوه بر این، آبراهه های دیرینی وجود دارند که از سیستم های قدیمی تر دیرینه آبراهه تشکیل شده اند . این دیرینه آبراهه ها با رسوباتی پر شده اند که بسیار درشتتر از آن چیزی هستند که در مورومبیج کنونی یا جریانات دیرین مشاهده شده بودند. زیرا آبراهه های دیرین پهن تر بوده و طول موج پیچانرودهای آن، بسیار بیشتر از رودخانه های کنونی است. تئوری دوری پیش بینی می کند که تخلیه لبریزی آنها بسیار بیشتر خواهد بود. اگرچه، خاک شناسان استرالیایی بر این موضوع تاکید دارند که شرایط اقلیمی در آن زمان بسیار خشک بوده است. تعارض آشکار زمانی برطرف شد که شام (1968) نشان داد که آبراهه های دیرین توسط جریانات انتقالی نسبتا شیب دار، با موج پایین و رسوبات درشت ایجاد شده اند. از نسبت های بالا اینگونه به دست می آید که، آشکار است که عامل تخلیه طبق نظریه دوری بیش از اینکه به طول موج پیچانرود و پهنای آبراهه بستگی داشته باشد، به پارامترها ارتباط دارد. شیب، اندازه رسوب، سینوس و نسبت پهنا به عمق، همگی عامل تاثیر گذار بوده و ترکیب اینها با یکدیگر باعث تشکیل آبراهه های دیرین در طول دوره اقلیمی خشک و بی باران شده است. در حالیکه بیشتر مسایلی که عنوان شد در ارتباط با رویکر د دیرینه آب شناسی رودخانه ای بود، اما روش های دیگری نیز وجود دارند. اندازه های اجزای باربستر که در طول جریان ها پیشین به اینجا انتقال یافته اند به مقیاس های دیگری نیز بستگی دارند، که شامل حجم جریان، فشار حاصل از بستر و قدرت در هر واحد سطح بستر می شود (کاستا 1983). همچنین، سطوح دیرین جریان از نشانگرهای دیرینه شناسی سطح نیز قابل شناسایی است که شامل مطالعه رسوبات جزرومدی سیلاب می شود (بیکر 1987). در حال حاضر،این تکنیک های متنوع در پژوهش های پیمایشی ارزیابی خطر سیلاب و پژوهش های آکادمیک فرایندهای رودخانه ای، به استفاده بین المللی رسیده اند.
 
دیرینه آبشناسی دریاچه ای (Lacustrine palaeohydrology)
به صورت ایده آل، توازن آب در آبگیرهای بسته با معادله زیر مشخص می شوند.

در صورتی که V حجم آب دریاچه، t زمان PLورودی بارش به دریاچه، R خروج حوضه های شاخابه ای که دریاچه را سیراب می کنند، U جریان زیرسطح (آب زیرزمینی) در دریاچه، E تبخیر از دریاچه و O جریان زیرسطح خارج از دریاچه است. برای محاسبه سطوح دریاچه ای داده شده، توازن آب شناسانه به صورت زیر به دست می آید، بنابراین،

به طور کلی، میزان درون ریز و برون ریز زیرسطحی برای بسیاری از دریاچه ها نسبتا کم است یا اینکه ارزیابی آن بسیار مشکل است. با چشم پوشی از این عوامل، موازنه معادله توازن آب می تواند در ارتباط با فضای دریاچه AL و فضای آبگیری شاخابه ها AC که از طریق آنها آب به داخل دریاچه تخلیه می شود، به صورت زیر ساده شود:

درحالیکه PC متوسط بارش در هر واحد از سطح آبگیری بوده ،و k ضریب خروج است. و pck مساوی خروج در هر واحد از مکان آبگیری است، و PL متوسط بارش در هر واحد مکان در دریاچه، و EL میزان تبخیر در هر واحد از سطح دریاچه است. معمولا فقط AL و AC در دریاچه های دیرین شناسایی شده اند، و این امر باعث بروز مشکل در ارزیابی تاثیرات مرتبط با بخار در مقایسه با میزان بارش در توازن کلی دریاچه شده است:

توجه کنید، درصورتیکه بخار EL کاهش یابد، خروج از آبگیر PCk افزایش یابد، بارش بر روی دریاچه PL افزایش یابد، یا اگر ترکیبی ازاین تغییرات با هم اتفاق بیافتند، مساحت دریاچه افزایش می یابد. به دلیل اینکه تبخیر به دما و عوامل اقلیمی دیگر بستگی دارد، تشخیص آن به ابزار مستقل ارزیابی اقلیم گذشته نیاز دارد. پیچیدگی ها در زمینه بارش است. بنابراین، ظاهر ساده معادلات کهن آب شناسی دریاچه درباره مسئله ارزیابی توازن دریاچه های دیرین باعث گمراهی می شود.
References
Baker, V.R. (1973) Paleohydrology and sedimentology of Lake Missoula flooding in eastern Washington, Geological Society of America Special Paper 144, 1–79.
——(1987) Paleoflood hydrology of extraordinary flood events, Journal of Hydrology 96, 79–99.
——(1996) Discovering Earth’s future in its past, in J. Branson, A.G. Brown and K.J. Gregory (eds) Global Continental Changes: The Context of Palaeohydrology, 73–83, London: Geological Society Special Publication 115.
——(1998) Paleohydrology and the hydrological sciences, in G. Benito, V.R. Baker and K.J. Gregory (eds) Palaeohydrology and Environmental Change, 1–10, Chichester, Wiley.
Bretz, J. H. (1923) Channeled Scabland of the Columbia Plateau, Journal of Geology 31, 617–649. Costa, J.E. (1983) Paleohydrologic reconstruction of flash-flood peaks from boulder deposits in the Colorado Front Range, Geological Society of America Bulletin 94, 986–1,004.
Dury, G.H. (1954) Contribution to a general theory of meandering valleys, American Journal of Science 252, 193–224.
——(1965) Theoretical implications of underfit streams, US Geological Survey Professional Paper 452-C, 1–43.
Leopold, L.B. and Maddock, T. (1953) The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications, US Geological Survey Professional Paper 252, 1–57.
Leopold, L.B. and Miller, J.P. (1954) Postglacial chronology for alluvial valleys in Wyoming, US Geological Survey Water-Supply Paper 1,261, 61–85.
Patton, P.C. (1987) Measuring the rivers of the past: a history of fluvial paleohydrology, in E.R. Landa and S. Ince (eds) The History of Hydrology, 55–67, Washington, DC: American Geophysical :union: History of Geophysics, Volume 3.
Schumm, S.A. (1965) Quaternary paleohydrology, in H.E. Wright and D.G. Frey (eds) The Quaternary of the United States, 783 794, Princeton: Princeton University Press.
——(1967) Palaeohydrology: application of modern hydrologic data to problems of the ancient past, in International Hydrology Symposium, Proceedings Volume 1, 161–180, Fort Collins, CO.
——(1968) River adjustment to altered hydrologic regimen, Murrumbidgee River and paleochannels, Australia, US Geological Survey Professional Paper 596, 1–65.
SEE ALSO: cave; palaeochannel; palaeoflood; pluvial lake; prior stream; scabland; underfit stream
 
VICTOR R. BAKER       (مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن)
 
PALAEOKARST AND RELICT KARST -دیرینه کارست[78] و کارست بازمانده از دوران کهن
دیرینه کارست به اشکالی از زمین اشاره دارد که کارست نامیده می شود. کارست از سیستم شیمی آب که آن را تشکیل داده، تفکیک شده است؛ دیرینه کارست از کارست بازمانده از دوران کهن تفاوت دارد زیرا دومی از موقعیت مورفوژنتیک که در آن شکل یافته بود، جدا شده است، اما تحت تاثیر آن است و توسط فرایندهای ژئومورفیک قابل شناسایی است (فورد[79] و ویلیامز[80] 1989). اصطلاح مرتبط با دیرینه کارست پیچیده و مبهم است، اما بوساک[81] و همکارانش توضیحی کامل ارایه داده اند. شکل 117 ارتباطات ژئومورفیک مهمی را به تصویر کشیده است.
دیرینه کارست معمولا در زیر صخره های دیگر یافت می شود، بسترهای پوششی آن جوانتر از کارست هستند، و گاهی اوقات کارست مدفون[82] نیز نامیده می شود. درصورتی که زمان دفن طولانی نباشد، به رسوبات آواری غیربومی مانند رسوبات آبرفتی، آتشفشانی، زیردریایی یا یخرودی گرایش دارد. کارست بازمانده از دوران کهن هنوز به دنبال حل مساله رسوبات پوششی هستند و تنها بخشی از آن در زیر زمین مدفون شده است. دیرینه کارست قدیمی و مدفون شده­ از فرونشست ساختی بوجود آمده و باعث تغییر شکل زمین شناسی نیز می شود. تخته سنگ ترکیب خاصی دارد و دیرینه کارست در بین چینه ها و زیر ترکیبات غیر کارستی قرار دارد. این شکلی از کارست بین چینه ای است اما مشابه کارست بین چینه ای که در حال حاضر فعال است، نیست. دیرینه کارست، قدیمی تر از صخره های پوششی است و ارتباطی با سیستم آب شناسانه کنونی ندارد.

شکل 117 ارتباطات ژئومورفیک دیرینه کارست
بین صخره های کارستی و تخته سنگها ناهماهنگی یا دگرشیبی وجود دارد. گاهی اوقات دیرینه کارست کاملا مبهم بوده و لندفرم های خاصی را از خود نشان نمی دهد و تنها از روی ترتیب کربنات ناهماهنگ که از خود لایه ا­ی نازک و نامحلول باقی گذاشته، شناسایی می شود. این موقعیت، وقفه ای کوتاه در هوازدگی سطحی را نشان می دهد که در ادامه آب گستری دریا اتفاق افتاده است. گاها بین کارست چینه دار و بین چینه ای تمایز قایل شده اند. کارست چینه دار، در صفحه های بستر تشکیل شده و دگرشیب است، درحالیکه، کارست بین چینه ای خود را درون مرزهای چینه محدود نکرده است. کارستی که در زیر بسترپوششی قرار گرفته کارست زیرنهشت نیز نامیده می شود، اگر چه این کارست در حال حاضر فعال است، اما شامل دیرینه کارست نمی شود. دیرینه کارست هایی که عمیقا در خاک مدفون شده اند حفره های نفتی خوبی به شمار می آیند زیرا هیدروکربن ها را انتقال داده و بزرگترین منابع گازی و نفتی جهان را در خود دارند. برجستگی های بعدی منجر به سایش بسترهای پوششی و نمایانی دیرینه کارست می شود. پیدایش این شرایط، باعث استقرار مجدد سیستم هیدروژئوشیمی کنونی شده و در نتیجه نوسازی زمین می شود.
کارست بازمانده از دوران کهن به دو شکل قابل مشاهده است: ممکن است محتوای زمین آب شناسی یا موقعیت اقلیمی (مورفوژنتیک) آنها تغییر کند (فورد و ویلیامز 1989). اولین مورد معمولا در زیرزمین و در نتیجه متوقف سازی جریانهای غار مشاهده می شود، زیرا این عمل باعث می شود آب قطع شده و دالان های غار که سطح بالایی از آب را در خود دارند خالی شوند، و درنتیجه آنها را همانگونه ترک می کنند. در اینصورت آنها کاملا از سیستم آب شناسی فعال خارج نمی شوند بلکه در ناحیه هواده باقی می مانند و آب های نفوذی را دریافت کرده و غارسنگ می سازند، اما مشابه پادگانه رودخانه ها که در سطح رودخانه ها قرار دارند، از جریاناتی که آنها را می سازند جدا می شوند.
دومین مورد از تغییر اقلیم در بازه زمانی 105 یا بیشتر ناشی می شود. تغییر اقلیم به تغییرات عرضی مناطق اقلیمی مرتبط است و باعث می شود که لندفرمهای تشکیل شده در زیر یک سیستم مورفوژنتیک (مرطوب و استوایی) بعدها در معرض شرایط فرایندی کاملا متفاوت( شاید دمای بسیار خشک یا خنک یا حتی پیش از یخبندان) قرار گیرد. این امر از تغییرات جهانی سیستم اقلیمی زمین ناشی می شود، همانگونه که در انتقال از دوره ترشیاری به کواترنری یا در نتیجه حرکت قاره ای در صفحات زمین ساختی در طول میلیونها سال شاهد آن بوده و هستیم. این امر باعث جایگزینی عرضی وبالاآمدگی کامل صفحات بسیار بزرگ خشکی (و کارست آن) می شود، مانند تبت. این امر موجب می شود که کارست از موازنه با محیط های اطرافش خارج شود. این چشم انداز که محتوای مورفوژنتیک متفاوتی نسبت به آنچه که در آن تشکیل شده است، دارد، کارست فسیلی نامیده می شوند. خلاصه اینکه، تغییرات اقلیمی، مشابه آنچه در چرخه های یخبندان- بین یخبندان مشاهده شد، بر روی چشم اندازها نیز تاثییر می گذارد، به شکلی که آنها را در معرض شرایط چندپیدایشی قرار می دهد، بدون اینکه لزوما آنها را در طول سالیان دراز در محیط رها کند، بلکه آنها را با شرایط جدید هماهنگ می کند.
اگرچه بیشتر کارست ها توسط فرایندهای مرتبط با گردش آب سرد باران شکل گرفته اند، برخی از آنها از تجزیه آب های گرمابی و برخی دیگر از انحلال آب های گرم زیرزمینی ناشی از گدازه رانی، ایجاد می شوند. کارست زیرنهشتی عمیق جایی تشکیل می شود که آب گرم در آبخوان های محدود می چرخد. اغلب در طول اکتشافات معدنی با این کارست ها برخورد می کنیم، زیرا حفره های ایجاد شده اغلب کاملا با مواد معدنی که معمولا سنگ معدن های سولفیدی هستند، پر می شوند (بوساک 1989). وقتی کارست ها از موقعیتی که در آن تشکیل شده اند، جدا شوند ( که اغلب در عمق قرار دارند و میلیونها سال پیش تشکیل شده اند)، دیرینه کارست زیرزمین زاد[83] نامیده می شوند. دیرینه کارست در سرتاسر جهان دیده شده و در صخره های کربناتی که حداقل در عصر کامبرین وجود داشته اند وجود دارند. بوساک در کتاب خود بهترین ها را که در حال حاضر در دسترس هستند، در اختیار قرار داده است.
References
Bosak, P. (ed.) (1989) Paleokarst: A Systematic and Regional Review, Prague: Academia.
Bosak, P., Ford, D.C. and Glazek, J. (1989) Terminology, in P. Bosak (ed.) Paleokarst: A Systematic and Regional Review, 25–32, Prague: Academia.
Ford, D.C and Williams, P.W. (1989) Karst Geomorphology and Hydrology, London: Unwin Hyman.
 
PAUL W. WILLIAMS          (مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن )
 
PALAEOSOL - کهن خاک
کهن خاک، خاکی است که در فضای گذشته تولید شده است (رتالاک[84] 2001). خاک ها، محصولات فیزیکی، شیمیایی و یا بیولوژیک رسوبات و سنگ های هوازده هستند (ر.ک. ژئومورفولوژی). کهن خاک معمولا در (1) دگرشیبی (ناهماهنگی) و (2) در رسوباتی که در حوضه ها را انباشت می شوند، تشکیل می شوند. کهن خاک های آبرفتی رایج ترین نوع کهن خاک هستند، و اغلب در رسوبات باتلاقی، بادی، دلتایی و ساحلی و هم چنین در رسوبات کربنات (کراوس 1999) اتفاق می افتند. کهن خاک ها در رسوبات دوره کواترنری به وفور یافت می شوند و در صخره هایی به قدمت 5/3  بیلیون سال مشاهده می شوند (رتالاک 2001).
کهن خاک ها ویژگی های فراوانی دارند و در بقایای ریشه، مواد پر شده در سوراخ ها، رگه ها، کلوخه ها، شکاف ها، لایه های گلی، لایه های خاک رسی (برای مثال، کالکریت[85]، سیلکریت[86]، فریکریت[87])، سطح صیقلی صخره ها و مایکروفیبرهای سرچشمه مشاهده می شوند. تمرکز بر این ویژگی ها به شناسایی لایه های کهن خاک کمک می کند، و ویژگی های خاص آن شامل لایه های خاکی انباشته شده به صورت عمودی می شود. کهن خاک ها مشابه خاک های کنونی تنوع عمودی و افقی دارند. یکی از عمده ترین مشکلات در شناسایی کهن خاک ها، تاثیر سنگ شدگی(دیاژنز) است. فرایندهای سنگ شدگی(دیاژنز) مانند تراکم و دگرگونی های معدنی و مستحکم سازی به طور قابل توجهی بافت، کانی شناسی و شیمی کهن خاک را تغییر می دهد.
کهن خاک ها اطلاعات مهمی در مورد محیط زیست دیرین در اختیار ما قرار می دهند. کهن خاک های مشابه به منظور تفسیر شرایط آب و هوایی گذشته و تغییرات سطح مورد استفاده قرار می گیرند آنها با قرینه سازی ته نشین های رسوبی، نشانگرهای سنگ شناسی مهمی به شمار می آیند. در تشکیل صخره های رسوبی ضخیم، کهن خاک های آبرفتی شتاب و حالت انباشت حوضه آبگیر را ثبت می کنند (کراوس 1999) . دلیل سستی برخی از کهن خاک ها، سرعت بالای انباشت رسوب است و شباهت زیادی به سیستم های آبراهه دیرین دارند. از طرف دیگر، کهن خاک هایی که به خوبی شکل گرفته اند، تشکیل آنها سرعت پایینی داشته است. انباشت و رسوب گذاری سریع باعث می شود که مواد به صورت عمودی روی هم قرار گیرند، درحالیکه، فراانباشت توده ای حاکی از سرعت ثابت و پایین رسوب گذاری خاکزایی است. کهن خاک، هم چنین، شرایطی را جهت مطالعه تشکیل چشم انداز در فضاهای متفاوت در اختیار ما قرار می دهد. در مقیاس محلی، ویژگی های کهن خاک براساس تغییرات موجود در اندازه شن ها و توپوگرافی تغییر می کند. در مقیاس منطقه ای، کهن خاک تفاوت های اقلیمی، توپوگرافی، شکل زمین ساختی و سنگ شناسی را نشان می دهند.
یکی از بهترین ابزار مطالعه کهن خاک، پژوهش های کهن اقلیمی است. تحقیق بر روی ایزوتوپ ثابت آهن و کهن خاک کربناتی به ما در ثبت افزایش و کاهش اکسیژن و دی اکسیدکربن اتمسفر، الگوهای جهانی گرمایی و سرمایی، متوسط دمای سالانه و میزان بارش کمک می کند (رتالک 2001). مطالعه موازنه جرم بر روی کهن خاک ها به منظور سنجش مقدار هوازدگی و آب شناسی دشت سیلابی دیرین انجام می گیرد. در آخر اینکه، کهن خاک ها، تحولات اکوسیستم را نیز ثبت می کنند. پوشش گیاهی زمین و توسعه اکوسیستم های جنگلی و علقزاری توسط مورفولوژی کهن خاک ها قابل ثبت است، مانند افق خاک مالیک (رتلک 2001).
References
Kraus, M.J. (1999) Paleosols in clastic sedimentary rocks: their geologic applications, Earth Science Reviews 47, 41–70.
Retallack, G.J. (2001) Soils of the Past: An Introduction to Paleopedology, Malden: Blackwell Science.
SEE ALSO: calcrete; catena; chemical weathering; chronosequence; climatic geomorphology; duricrust; ferricrete; silcrete; soil geomorphology
ANDRES ASLAN      ( مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن )
 
PALI RIDGE - خط الراس پالی
واژه ای هاوایی است که برای شیب های تند یا صخره های بزرگ استفاده می شود. پالی ها سنگ های شیب داری هستند که میان دره هایی که جریان از آنها می گذرد قرار دارند، آنها معمولا از بازالت تشکیل شده اند و ارتفاع آنها معمولا بیش از 1000 متر است. مکانیسم های متفاوتی برای پیدایش آنها پیشنهاد شده است که حاکی از شکل گیری بر اساس بالا بودن سطح دریا و رانش های عظیم است. به نظر می رسد ترکیب چندین مکانیسم با یکدیگر باعث شکل گیری پالی ها باشند.
 Further reading
Wierzorek, G.F., Wilson, R.C., Jibson, R.W. and Buchanan-Banks, J.M. (1981) Seismic slope instability; a consequence of sensitive volcanic ash? Earthquake Notes 52(1), 77.
STEVE WARD            (مترجم:  محمدرضا یوسفی روشن)
 
واژه آخر ترجمه  نشده است
PALSA
Palsas are small mounds of peat rising out of  mires in the subarctic region characteristic to the discontinuous circumpolar permafrost zone provided that the peat layer is thick enough. They contain a permanently frozen core of peat and/or silt, small ice crystals and thin layers of segregated ice, which can survive the heat of summers. An insulating peat layer is important for preserving the frozen core during the summer. The peat should be dry during the summer, thus having a
very low thermoconductivity, and wet in autumn, when freezing starts, giving a much higher thermoconductivity.
This allows the cold to penetrate so deep into the peat layers that they do not thaw during the summer. Palsas can be classified according to their morphology: dome-shaped, elongated string-form, longitudinal ridge-form, and extensive plateau palsas as well as palsa complexes with many basins, hollows and ponds of thermokarst origin (Plate 85). The diameter of dome-shaped palsas ranges from 10 to 150 m and the heights from 0.5 up to 12 m. Longitudinal ridge-form palsas could be up to 0.5 km long and 6 m in height. Palsa plateaux rise 1–1.5 m above the surface of the surrounding peat surface and can cover areas of several square km. Once a palsa hummock rises above the mire surface peat formation on its top ceases almost entirely. The surface peat on an old palsa is produced mainly by Bryales mosses, lichens and Ericales shrubs. It could also be by wind eroded old moss peat. Below the dry surface peat is the original mire peat formed by Sphagnum, Carex and Eriophorum remains. It is normally permanently frozen forming the permafrost core. In Finnish Lapland the summer thawing forms only a 50 to 60-cm thick active layer on the palsa surface.
On the southern slopes of palsas the active layer gets deeper and on the edges the permafrost table is almost vertical. To date a palsa formation, samples should be collected from the contact of normal mire peat and of the dry peat formed on the palsa after its formation.
 

Plate 85 Aerial photograph (nr. 8634 17) of Linkinjeaggi palsa mire, Utsjoki, Finland. Published with the permission of Topografikunta
 
 
Low air temperatures together with low precipitation and a thin snow cover are found to be the most prominent factors for palsa formation. The hypothesis that palsas are formed in places with thin snow cover has been proved experimentally
by cleaning the snow off the mire surface several times during three winters; a permafrost layer formed in the peat and a man-made small palsa. Wind drift controls the thickness of snow cover on the mire surface. Thin snow cover allows the frost to penetrate deep into the peat, and in these places the frost fails to disappear completely during the seasonal thawing and part of it remains under the insulating peat. In the following winters the unthawed layer of frost becomes thicker and the mound starts to rise. The wind then carries away snow from the exposed hump more easily and the freezing process accelerates. The freezing front sucks moisture and segregated ice lenses are formed in the frozen core. This process increases the water content of the frozen core which can be 80–90 per cent of the volume. The concept of cyclic palsa development is based on field observations and experimental studies in Finnish Lapland (Figure 118):
 (A, B) The formation of a palsa begins when snow cover is locally so thin that winter frost penetrates sufficiently deeply to prevent summer heat from thawing it completely. The surface of the bog is then raised somewhat by frost processes.
(C) During succeeding winters the frost penetrates still deeper, the process of formation accelerates and the hump shows further upheaving due to freezing of pore water and ice segregation. As the surface rises, the wind becomes ever more effective in drying the surface peat and keeping it clear of snow.
 (D, E) When the freezing of the palsa core reaches the till or silt layers at the base of the mire then the mature stage of palsa development begins. By this time the palsa stands well above the surface of the mire, typically displaying a relief of about 7 m in western Finnish Lapland. (F) Degradation now starts, and peat blocks from the edges of the palsa collapse along open cracks into the pools which often surround the hummocks. During later stages, the vegetation may be removed so that the palsa surface is exposed to deflation and rain erosion.
(G) Old palsas are partially destroyed by thermakarst, and become scarred by pits and collapse forms. Dead palsas are unfrozen remnants: either low (0.5 to 2 m high) circular rim ridges; or rounded open ponds and pond groups; or open peat surfaces without vegetation.
(H) From such pools a new palsa may ultimately emerge after a renewed phase of peat formation, and the cycle of palsa development recommences from the beginning.
 

Figure 118 A general model of the formation of the frozen core (1) of a palsa in a mire (2) with a silty till substratum (3). A: the beginning of the thaw season. B: the end of the first thaw season. C: embryo palsa. D: young palsa. E: mature palsa.
F: old collapsing palsa surrounded by a large water body. G: fully thawed palsa giving a circular pond on the mire (5). The thawed peat is decomposed (4). H: new peat (6) formation starts in the pond (Seppala 1982, 1986, 1988)
 
 
 
 
 
 
References
Seppala, M. (1982) An experimental study of the formation of palsas, Proceedings 4th Canadian Permafrost Conference, 36–42.
——(1986) The origin of palsas, Geografiska Annaler 68A, 141–147.
——(1988) Palsas and related forms, in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 247–278, Chichester: Wiley.
Further reading
Ahman, R. (1977) Palsar i Nordnorge (Summary: Palsas in northern Norway), Meddelanden Lunds Universitets Geografiska Institutionen, Avhandlingar 78, 1–165.
Gurney, S.D. (2001) Aspects of the genesis, geomorphology and terminology of palsas: perennial cryogenic mounds, Progress in Physical Geography 25, 249–260.
Lundqvist, J. (1969) Earth and ice mounds: a terminological discussion, in T.L. Pewe (ed.) The Periglacial Environment. Past and Present, 203–215, Montreal: McGill-Queen’s University Press.
Nelson, F.E., Hinkel, K.M. and Outcalt, S.I. (1992) Palsa-scale frost mounds, in J.C. Dixon and A.D. Abrahams (eds) Periglacial Geomorphology, 305–325, Chichester: Wiley.
Seppala, M. (1994) Snow depth controls palsa growth, Permafrost and Periglacial Processes 5, 283–288.
——(1995) How to make a palsa: a field experiment on permafrost formation. Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 99, 91–96.
Zoltai, S.C. (1972) Palsas and peat plateaus in Central Manitoba and Saskatchewan, Canadian Journal of Forest Research 2, 291–302.
 
MATTI SEPPÄLÄ    (مترجم:  ؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟)
 
 
[1] . Avulsion
[2]. جدا شدن زمینی از یک ملک و پیوستن بملک دیگردر نتیجه سیل یا تغییر مسیررودخانه
[3] . US Geological Survey
[4] . Dury
[5] . palaeoflow
[6] . Prosna
[7] . Rotnicki
[8] . Manning Equation
[9] . Holocene
[10] . Braided river
[11] . Riverine Plain
[12] . Davis
[13] . J. Harlen Bretz
[14] . anastomosing
[15] . anabranching
[16] . Loess
[17] . Spokane Flood
[18] . Baker
[19] . Shaw
[20] . scabland
[21] . Missoula Lake
[22] . late Pleistocene
[23] . laurentide
[24] . lapland
[25] . Pleistocene
[26] . Chuja Valley
[27] . Murray-Darling
[28] . Lake Eyre
[29] . Murrumbidge
[30] . thermoluminescence dating
[31] . page
[32] . Coleambally
[33] . Kerarburry
[34] . Gum greek
[35] . Yanco
[36] . Nanson
[37] . Diamantina River
[38] . Katipiri formation
[39] . palaeoclimatology
[40] . Holocene
[41] . Quaternary
[42] . Permian
[43] . Milankovitch Theory
[44]. تنظیم
[45] . palaeosol
[46] . Cretaceous
[47] . monsoon
[48] . Wohl
[49] . Enzel
[50] . Hupp
[51] . لایه زاینده چوب و آبکش
[52] . Williams
[53] . stream power
[54] . O' Connor
[55] . canyon
[56] . palaeostage
[57] . Jarrett
[58] . Malde
[59] . thermoluminescence
[60] . Webb
[61] . Jarrett
[62] . Plestocene
[63] . palaeohydrology
[64] . Arroyo
[65] . Blainey
[66] . Redmond
[67] . Schumm
[68] . Leopold
[69] . Miller
[70] . Wyoming
[71] . aquifer
[72] . karst
[73] . Patton
[74] . Bretz
[75] . retroductive
[76] . Dury
[77] . Riverine Plain
[78] . Palaeokarst
[79] . Ford
[80] . Williams
[81] . Bosak
[82] . buried karst
[83] . hypogene palaeokarst
[84] . Retallack
[85] . Calcrete
[86] . Silcrete
[87] . Ferricrete
دفعات مشاهده: 41 بار   |   دفعات چاپ: 5 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.087 seconds with 885 queries by yektaweb 3506