[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 Pan تا Permafrost ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
اندکی نیاز به کنترل معادل سازی ها دارد -  ذکر ماخذ در متن لاتین شوند معادل ها در پانویسی بیایند
Pan پن (چاله بسته)
چاله طبیعی در زمین که در برگیرنده آب، گِل و نمک­های کانی است. این چاله ها همچنین پلایا، فانا[1]، سبخا، شط، کویر و غیره نامیده می شود. این عوارض چاله­های توپوگرافیک بسته ای هستند که اشکال سطوح کم شیب مناطق خشک جهان محسوب می­شوند(Jaeger 1939). مورفولوژی منحصر به فرد آنها اغلب شبیه به یک صدف، یک قلب یا یک تیکه گوشت است. آنها به طور خاصی در دشت­های مرتفع آمریکا، علفزارهای آرژانتین، استپ­های غرب سیبری و قزاقستان، غرب و جنوب استرالیا و مناطق مرکزی آفریقای جنوبی گسترش یافته­اند(Goudie and Wells 1995). این چاله­های طبیعی بر روی سطوح مستعد تکامل می­یابند. به طور مثال در آفریقای جنوبی آنها بهترین توسعه را بر روی سطوح نمکی کالاهاری و شیل­های دانه ریز اکا دارند. آنها همچنین در شرایط خاص توپوگرافی- بستر دریاچه های بادبرده، خطوط زهکشی قدیمی، سطوح صاف و مرطوب بین تپه­های ماسه­ای، در دماغه تپه­ های پارابولیک و بر روی دشت­های ساحلی ایجاد می­شوند (مثل خلیج­های کوچک کرانه های شرقی آمریکا). در بعضی اوقات اما نه به طور ثابت آنها با لونت­ها[2] در ارتباط می­باشند (Sabin and Holliday 1995). آنها اغلب با توجه به روند باد منطقه ای جهت می یابند و در اکثر موارد به داشتن بادپناه های لامپی شکل گرایش دارند. در مناطقی مانند علفزارهای آمریکای جنوبی، دشت­های مرتفع ایالات متحده آمریکا و داخله افریقای جنوبی ده­ها هزارتا از این چاله­های طبیعی وجود دارد و آنها ممکن است معادل یک چهارم سطح زمین باشند.
منشأ این چاله­های طبیعی برای ژئومورفولوژیست­ها بیش از یک قرن مبهم بود. فرضیه ها در این زمینه شامل بادبردگی، کاوش به وسیله جانوران، انحلال آهک می­شود. بحث ها در زمینه این موضوع مجدداً شکل گرفته و در سال های اخیر همکاری های خیلی مهمی در ارتباط با این بحث و جدل دیده شده است (e.g. Gustavson et al. 1995). چیزی که مشخص شده این است که یک دامنه از فرایندها در آغاز و مرمت این چاله های بسته درگیر هستند و هیچ یک از فرضیه ها به تنهای قادر به تشریح همه جنبه های تاریخ طولانی مدت آنها و اندازه ها و مورفولوژی های گوناگون آنها نیست.
یک مدل جامع توسعه چاله های بسته طبیعی در ادامه خواهد آمد ( Goudie 1999). ابندا این چاله ها ترجیحاً در مناطقی که دارای بارش موثر نسبتاً کم می باشند شکل می گیرند. این شرایط مستعد بارش کم به این معنی است که پوشش گیاهی پراکنده است و فعالیت­های بادبردگی می تواند رخ دهد. به علاوه وقتی که یک چاله کوچک شکل گرفت و آب داخل آن تبخیر شد و یک محیط نمکی شکل گرفت، رشد پوشش گیاهی در منطقه بیشتر به تعویق می افتد. این فرایند در آینده موجب تقویت بیشتر بادبردگی می شود. نقش بادبردگی در جابه جایی مواد از یک چاله ممکن است به وسیله جانوران، که به دلیل دسترسی به آب، لیس زدن نمک، نبود مخفیگاه برای شکارچیان گرایش به تمرکز در این چاله­ها دارند تقویت شود. لگدمال کردن و چرای بی رویه خاک را در معرض بادبردگی قرار داده و جانوران همچنین مواد را به صورت فیزیکی بر روی پوست خود و مثانه خود از این چاله­ها حذف می کنند. خشکی همچنین انباشتگی نمک را افزایش داده و در نتیجه هوازدگی نمکی می تواند به سنگ بستری که چاله طبیعی بر روی ان قرار گرفته حمله کند. این امر مهم است که هرگونه چاله طبیعی ابتدایی که به هر دلیلی ساخته شده است، حتما نباید به وسیله عمل سیستم های آبرفتی قوی و دائمی از بین رود. در میان عواملی که موجب عدم شکل گیری جریانهای متمرکز می­شود شیب کم دامنه، خشکی های دوره ای، پیشرفت تپه های ماسه ای، ظهور سنگ­های آتشفشانی نفوذی و آشفتگی های تکتونیکی از مهمترین عوامل می باشند. این مدل از شکل گیری چاله های طبیعی مشابه توسعه آنها در دشت های مرتفع ایالات متحده آمریکا می باشند که به وسیله گوستاوسون و همکارانش(1995) مورد مطالعه قرار گرفته اند. علاوه بر ظهور این اشکال در بیابان، انواع گوناگونی از دریاچه های جهت دار یک نوع عارضه در بعضی از مناطق توندرا هستند.
References
Carson, C.E. and Hussey, K.M. (1962) The orientated lakes of Arctic Alaska, Journal of Geology 70, 419–439.
Goudie, A.S. (1999) Wind erosional landscapes: yardangs and pans, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (eds) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 167–180, Chichester: Wiley.
Goudie, A.S. and Wells, G.L. (1995) The nature, distribution and formation of pans in arid zones, Earth- Science Reviews 38, 1–69.
Gustavson, T.C., Holliday, V.T and Hovorka, S.D. (1995) Origin and development of playa basins, sources of recharge to the Ogallala Aquifer, Southern High Plains, Texas and New Mexico, Bureau of Economic Geology, University of Texas, Report of Investigations, No. 229.
Jaeger, F. (1939) Die Trockenseen der Erde, Petermanns Mitteilungen Ergänzungshelt 236, 1–159.
Sabin, T.J. and Holliday, V.T. (1995) Playas and lunettes on the Southern High Plains: morphometric and spatial relationships, Annals of the Association of American Geographers 85, 286–305.
A.S. GOUDIE       (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
PARAGLACIAL - فرایخچالی
این واژه که به وسیله جون رایدر(1971) معرفی شده است برای توصیف مخروط های آبرفتی در داخله بریتیش کلمبیا که در نتیجه انباشگتی رسوبات از طریق جابه جایی رسوبات یخچالی به وسیله رودها و جریان های واریزه ای در ادامه تحولات دوره بین یخچالی ویسکنسین پسین به کار می رود. او پراکندگی مخروط های آبرفتی در سراسر بریتیش کلمبیای مرکزی و جنوبی را نقشه برداری کرده و خاطرنشان می کند که آنها در حال حاضر به طور ویژه ای غیر فعال بوده و بقای این مخروطها در هولوسن پیشین به جابه جایی تپه های تیل، رسوبات یخچالی و یخ آبرفتی به وسیله جریان­های رودخانه ایی و واریزه ای بستگی داشته است. او نشان میدهد که انباشتگی مخروط ها بلافاصله بعداز آزاد شدن بستر دره از یخ آغاز شده و تا بعداز ته نشست رسوب خاکسترهای آتشفشانی مازاما[3] ادامه یافته است ( 6000 سال قبل).
مفهوم فرایخچالی به وسیله چارچ و رایدر (1972) رسمی شده است. آنها فرایخچالی را به صورت فرایندی غیر یخچالی که مستقیما تحت تاثیر شرایط فرایندهای یخچالی است تعریف می کنند و اضافه میکنند که واژه فرایخچالی هم به فرایندهای پیشانی یخچالی و هم به آنهایی که در اطراف و داخل مرزهای یک یخچال قدیمی که نتیجه مستقیم وجود یخ در گذشته است بر می گردد. در این مقاله جالب توجه آنها شواهدی از مناطق مورد مطالعه خو در بریتیش کلمبیا (رایدر) و بافین ایلند(چارچ) را با هم ترکیب کرده اند و از شرایط محیطی بافین ایلند به عنوان یک مقیاس برای شرایط محیطی اوایل هولوسن در جنوب بریتیش کلمبیای مرکزی استفاده می کنند. آنها نتیجه گیری می کنند که اگرچه میزان انتقال رسوبات آبرفتی احتمالا بعداز یخچال زدایی به سرعت افزایش داشته، جابه جایی آبرفتی رسوبات یخچالی احتمالا به همان اندازه رسوباتی که در اختیار رودها قرار گرفته اند ادامه داشته است. انها سه بعد از تاثیر مخزن رسوبات فرایخچالی بر روی انتقال آبرفتی را تعیین کرده اند: (الف) بخش اصلی رسوب جابه جا شده ممکن است از تپه­ تیل به مخازن ثانویه مثل مخروط افکنه های ابرفتی و انباشت­های دره ایی جابه جا شوند؛ (ب) بالاآیی منطقه ایی( تحت تاثیر حرکات تکتونیک) موجب تعدیل در زمان تغییرات تعادل بین فرایند رسوبگذاری و فرسایشی می شود مثل زمانی که آبشاری از کاوش­های رسوبی به وسیله ته نشست رسوبات منقطع می شود؛ (ث) سرانجام، کل زمان تاثیر شرایط فرایخچالی به فراتراز دوره جابه جایی ابتدایی رسوبات یخچالی امتداد می یابد.
سلی میکر[4] (1977) و سلی میکر و امسی پرسون(1977) خاطرنشان می­کنند که در بریتیش کلمبیا مقادیر برهنه سازی ابتدایی زمین­های مرتفع پایین بوده و اینکه بخش اعظم بار رسوبی کنونی از جابه جایی مجدد ثانویه رسوبات اواخر پلیستوسن و هولوسن مشتق شده است. سلی میکر(1987) همچنین نشان می­دهد در بریتیش کلمبیا و منطقه یوکون[5] سیستم­های رودخانه­ای مقیاس متوسط(10000-100 کیلومتر مربع) بالاترین بار رسوبی ویژه را نشان می دهند که این امر در تناقض با مدل قراردادی ارتباط بار رسوبی و مساحت حوضه است. چارچ و همکاران (1999) این نتیجه را تایید می­کند.
چارچ و سلی میکر(1989) یک تعریف کلی را مورد تاکید قرار داده که این تعریف به طور خاصی تمامی دوره های عقب نشینی یخچالی را تشریح می کند و اینکه دوره فرا یخچالی محدود به فازهای بسته یخچالی نمی­شود اما ممکن است در داخل دوره های بین یخچالی به خوبی گسترش یابد. ماهیت این مفهوم این است که اخیرا دشت هایی که در آنها یخچال ها در حال عقب نشینی هستند اغلب در حالت ناپایدار و نسبتاً پایدار قرار دارند بنابراین نسبت به تغییرات شدید به وسیله عوامل بیرونی آسیب پذیر هستند. بنابراین به طور تاثیر گذاری دوره فرا یخچالی یک دوره سازگاری مجدد از شرایط یخچالی به غیر یخچالی است. عناصر مختلف سیستم های فرایخچالی از شیب، دامنه های پوشیده از رسوب( چند قرن) تا سیستم های آبرفتی بزرگ(10000< سال) در سرعت های مختلفی تغییر می یابند. افزایش در آورد رسوبی ویژه نسبت به مساحت حوضه در حوضه های کمتر از 30000 کیلومتر مربع نشان می دهد که آورد رسوبی ویژه برابر با مساحت حوضه به توان 6/0 می باشد. ایزومتری یک توان 5/0 را اعمال می کند( زیرا آورد رسوبی ویژه می تواند بعد طول حوضه را کاهش دهد)؛ بنابراین در یک سرعت میزان رسوبی که در اختیار جریان قرار می گیرد بزرگتر از میزان افزایش مورد انتظار در مساحت حوضه است. رسوب اضافی از فرسایش در محل و هم ناشی از جابه جایی رسوبات با منشا یخچالی در امتداد کناره های رودخانه مشتق می شود. عملاً این رودخانه ها به دره­های پر از رسوب که تشکیل دهنده سیستم های جریانی تثبیت شده به وسیله تراس های هولوسن در کناره­ها هستند تنزل می یابند. برای حوضه هایی بزرگتراز 30000 کیلومتر مربع همانطوری که مدل­های سنتی پیش بینی می کنند آورد رسوبی ویژه کاهش می یابد زیرا پهلوهای غیر آبرفتی رودخانه از فرسایش در امان می باشند. این داده­ها نشان میدهند که در بریتیش کلمبیا مقیاس زمانی جابه جایی رسوبات در محیط فرایخچالی در برگیرنده کل دوره هولوسن است. چارچ و سلی میکر(1989) تخمین میزنند که پراکندگی نهایی می تواند چند ده هزار سال طول بکشد. این به معنی این است که سیستم های رودخانه ای میان دو دوره یخچالی هنوز هم از دوره یخبندان قبلی آرام بوده­اند وقتی که دوره یخبندان بعدی رسیده است. آنها همچنین دلالت می کند که هیچ تعادلی بین آب و هوا، نرخ برهنه سازی و رسوب وجود ندارد چرا که همه بازده رسوب رودخانه در تمام مقیاس­های بالاتر 1 کیلومتر مربع به عنوان یک نتیجه از حوادث یخبندان کواترنر باقی می ماند.
اُون و سلی میکر (1992) مقادیر انباشتگی رسوبات در سه دریاچه کوچک که به وسیله حوضه­های کوچکتراز یک کیلومتر مربع زهکشی می شده اند در طول 6000 سال را مورد برررسی قرار داده و اثبات می کنند که این مقادیر 1 تا 2 برابر کمتراز آن دریاچه هایی است که حوضه زهکشی بزرگتری دارند. ساچ(1994) سیگنال دوره های فرایخچالی را در پایین دست از طریق سیستم دریاچه هایی که دورتراز منشأ یخچال­ها قرار گرفته اند ردیابی کرده است. چارچ و همکاران(1999) تجزیه و تحلیل آورد رسوبات معلق را در سراسر کانادا گسترش داده و هفت منطقه از کانادا را از طریق داده­های رسوبی مانیتوری شده تشریح می­کنند. پنج مورد از این مناطق نشان می دهد با مناطق بریتیش کلمبیا قابل مقایسه است؛ یک مورد یعنی انتاریو جنوبی به شدت تحت تاثیر آشفتگی های ناشی از کاربری اراضی قرار گرفته و داده ها هیچ گونه روندی را نشان نمی دهند؛ موردی دیگر علفزارهای شرقی که در این منطقه مطابق مدل­های سنتی انباشتگی آبرفتی خالص و آورد رسوبی ویژه با افزایش مساحت حوضه کاهش می یابد. به طور واضحی اثرات محیط­های فرایخچالی در سراسر اکثر مناطق کانادا پایدار باقی مانده است.
بلانتین(2002) در یک خلاصه و بسط ماهرانه از مفاهیم فرایخچالی توسعه یافته در بریتیش کلمبیا نشان می دهد که بین سالهای 1971 و 1985 مفهوم فرایخچالی تاحدود زیادی بیرون از آمریکای شمالی نادیده گرفته می شد. از سال 1985 او چهار روند را مشخص میکند: (الف) یک توسعه در متون ژئومورفیک که در آن مفهوم فرایخچالی به طور واضحی مورد استفاده قرار می گرفت؛ (ب) تمرکز پژوهش بر روی فرایندهای فرایخچالی حال حاضر و سیستم­های زمینی؛ (ث) استفاده از مفهوم فرایخچالی به عنوانی چارچوبی برای پژوهش در دامنه گسترده ای از محیط­های متمایز که به مرور از حاکمیت محیط یخچالی خارج می­شوند؛ و (د) رشد آگاهی از اهمیت محیط دیرینه رخساره­های فرایخچالی در رخساره­های چینه بندی کواترنری.
چم انداز ارائه شده به وسیله بلانتین (2002) چشمگیرترین خلاصه از متون ژئومورفیک است که در آن مفهوم فرایخچالی به همان روشنی است که قبلا مورد استفاده قرار می گرفت. این متون علاوه بر منشأ مخروط واریزه ای، مخروط آبرفتی و رسوبات دره­ای در برگیرنده : (الف) دامنه­های سنگی، (ب) دامنه­های دارای پوشش رسوبی، (ث) زمین­های پیشانی یخچالی، (د) سیستم­های دریاچه یخچالی و ( ی)سیستم­های ساحلی هستند.
ویرول (1977) اولین کسی بود که پاسخ دامنه سنگی در متن محیط­های فرایخچالی را تعیین نمود. هدر رفتن یخ به سمت پایین دامنه و در نتیجه عقب نشینی آن منجر به ناپایداری دامنه­های سنگی می­شود و سه پاسخ را به همراه دارد: شکست ناگهانی بزرگ مقیاس دامنه سنگی، تغییر شکل بزرگ مقیاس توده سنگ پیشرو و وقوع بهمن های سنگی مجزا.
 کار بلانتین و بن (1994) در تعیین دامنه های پوشیده از رسوب در پهنه های فرایخچالی مهم است. آنها اشاره می­کنند که فرایندهای جابه جایی در این دامنه­ها منجبر به شکل گیری گالی های متقاطع و بهم پیوستن انتهای مخروط­های واریزه ای پای دامنه­ها و توده شدن رسوبات جابه جاشده در کف دره­ها مش­شود. فرسایش گالی و فعالیت جریان­های واریزه­ای مشهودترین فرایندهای محیط­های فرایخچالی هستند که در این محیط­ها وجود دارند.
متیو (1992) اولین کار بررسی و تعیین پیشانی­ یخچال­ها در پهنه های فرایخچالی به او نسبت داده می شود. تاثیرات ایجاده شده به وسیله وجود یک یخچال­ قبلی شامل رسوبات غیرهمگون سفت نشده، دامنه­های پرشیب، سطوح بدون پوشش گیاهی و افزایش سرعت حرکات توده­ای، عمل یخبندان، فرایندهای آبی و بادی می­شود.
لئونارد(1985) یکی از اولین محققان مطالعه پاسخ محیط­های فرایخچالی رسوبات دریاچه­ای بود. این چنین کارهایی در سال 1990 سرعت یافته و هم اکنون یکی از عمومی ترین روش­های مورد استفاده برای ارزیابی میزان تغییرات تولید رسوب در طی هولوسن به ویژه تخمین دوره تاثیر محیط فرایخچالی در حوضه­های زهکشی دریاچه­ای خاص است.
توسعه مفهوم فرایخچالی در سیستم­های ساحلی شاید چشمگیرترین توسعه این مفهوم باشد. فوربس و سیویتسکی (1994) سواحل فرایخچالی را به صورت "آن سواحلی که بر روی یا در مجاورت دشت­های یخچالی جائیکه از نظر یخچالی لندفرم­ها یا رسوبات دارای منشأ یخچالی تاثیر چشمگیری بر روی ویژگی و تکامل سواحل و رسوبات بخش کم عمق ساحل دارند" تعریف می کنند. آنها به طور ویژه­ای تاثیرات جهش یخچالی-ایزوستاتیک و تغییرات سطح دریا در نتیجه تغییرات ائوستازی- یخچالی را برروی مناطقی که این تاثیرات گسترده تر هستند و یا حتی در سطح جهانی توزیع یافته اند محدود می­کنند.
از بحث بلانتین روشن است که مفهوم فرایخچالی اهمیت گسترده تری از آنچه قبلا تصور می­شد را دارا می­باشد. این داده­ها هرگونه احتمال وجود شرایط تعادل یا توازن در چشم اندازهایی که تحت تاثیر دوره­های یخچالی کواترنری بوده است را زیر سوال می­برد.  
References
Ballantyne, C. (2002) Paraglacial geomorphology, Quaternary Science Review 21, 1,935–2,017.
Ballantyne, C.K. and Benn, D.I. (1994) Paraglacial slope adjustment and resedimentation following glacier retreat Fabergstolsdalen, Norway, Arctic and Alpine Research 26, 255–269.
Church, M. and Ryder, J.M. (1972) Paraglacial sedimentation: a consideration of fluvial processes conditioned by glaciation, Geological Society of America Bulletin 83, 3,059–3,071.
Church, M. and Slaymaker, O. (1989) Disequilibrium of Holocene sediment yield in glaciated British Columbia, Nature 337, 452–454.
Church, M., Ham, D., Hassan, M. and Slaymaker, O. (1999) Fluvial sediment yield in Canada: a scaled analysis, Canadian Journal of Earth Sciences 36, 1,267–1,280.
Forbes, D.I. and Syvitski, J.P.M. (1994) Paraglacial coasts, in R.W.G. Carter and C.D. Woodroffe (eds) Coastal Evolution: Late Quaternary Shoreline Morphodynamics, 373–424, Cambridge: Cambridge University Press.
Leonard, E.M. (1985) Glaciological and climatic controls on lake sedimentation, Canadian Rocky Mountains, Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie 21, 35–42.
Matthews, J.A. (1992) The Ecology of Recently Deglaciated Terrain: A Geo-ecological Approach to Glacier Forelands and Primary Succession, Cambridge: Cambridge University Press.
Owens, P. and Slaymaker, O. (1992) Late Holocene sediment yields in British Columbia, International Association of Hydrological Sciences 209, 147–154.
Ryder, J.M. (1971) The stratigraphy and morphology of paraglacial alluvial fans in south central British Columbia, Canadian Journal of Earth Sciences 8, 279–298.
Slaymaker, O. (1977) Estimation of sediment yield in temperate alpine environments, International Association of Hydrological Sciences 122, 109–117.
——(1987) Sediment and solute yields in British Columbia and Yukon: their geomorphic significance re-examined, in V. Gardiner (ed.) Geomorphology ’86, 925–945, Chichester: Wiley.
Slaymaker, O. and McPherson, H.J. (1977) An overview of geomorphic processes in the Canadian Cordillera, Zeitschrift für Geomorphologie 21, 169–186.
Souch, C. (1994) A methodology to interpret down valley sediments in records of Neoglacial activity, Coast Mountains, Geografiska Annaler 76A, 169–185.
Wyrwoll, K.-H. (1977) Causes of rock slope failure in cold area, Labrador Ungava, Geological Society of America Reviews of Engineering Geology 3, 59–67.
SEE ALSO: alluvial fan; glacifluvial; glacilacustrine
 
OLAV SLAYMAKER      (مترجم:  صمد عظیمی راد)
 
  - محیط پارالیکPARALIC
این کلمه به محیط­های نزدیک به دریا با تسلط آب­های کم عمق ولو غیر دریایی اشاره دارد. محیط­های پارالیک به طور ویژه­ای با رسوبات دریایی و قاره­ایی بین انگشتی مرتبط است که در پهلوی بسوی خشکی یک ساحل قرار گرفته اند. این مکان شامل محیط­های ساحلی تالابی، دریاکناری، آبرفتی و کم عمق می­شود. رسوبگذاری در محیط پارالیک ترکیبی از رسوبات حوضه­ها، باتلاق­ها( باتلاق­های پارالیک)، مناطق دلتایی، فلات قاره به سختی آبرفت گذاری شده و مرداب­های پلتفرمی است. واژه پارالیک برگرفته از کلمه یونانی پارالیا به معنی ساحل دریا است.
محیط­های پارالیک به طور نمونه محلی بوده و تغییرات ناگهانی رخساره­ها با تنوع زیاد سنگ شناسی را به نمایش می­گذارند. این رسوبات به وسیله انباشتگی­های خاکزاد ضخیم از رس­ها، ماسه­ها و سیلت­ها( اورتوکوارزیت تا سابگری واک) متمایز می­شوند، که به طور نزدیکی با رسوبات مصب رودخانه­ایی، دریایی و خشکی در هم آمیخته شده است. رسوبات پارالیک اطلاعات چینه شناسی مهمی در زمینه تغییرات طولانی مدت در محیط­های ساحلی ارائه می­دهند. اغلب این رسوبات افق­هایی از توالی سازند زغال سنگ (که زغال سنگ پارالیک نامیده می­شود) هستند و انباشت نفت خام در حوضه­های پارالیک فراوان است. اکوسیستم­های پارالیک به وسیله طیف گسترده­ای از گونه­های بیولوژیک که به طورمنحصر به فردی مختص این محیط ویژه هستند مشخص می­شوند و با وجود تغییر شرایط محیطی قادر به حفظ ثبات و پایداری خود هستند(Guelorget and Perthuisot 1992).
References
Guelorget, O. and Perthuisot, J.-P. (1992) Paralic ecosystems: biological organisation and functioning, Vie et Milieu 42, 215–251.
 
STEVE WARD(مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
Parna - پارانا
ذرات گردوخاک(مواد کانی معلق در باد) که به وسیله محتوای رس بالاتر از لس متمایز می­شود. این واژه برای رسوبات داخله استرالیای جنوب شرقی ابداع شده و به یک کلمه بومی به معنی زمین ماسه­ای و گردوخاکی نسبت داده می­شود(Butler 1956: 147). پارنا می­تواند معادل با لس­های بیابانی در نظر گرفته شود. محتوای رس بالا (30 تا 70 درصد) منجر به تمایز پارنا از لس­های یخچالی اروپا می­شود، اما این ویژگی یکی از خصوصیات لس­های بیابانی در آفریقا و مناطق دیگر است. محتوای رس بالا و به ویژه وجود قابل مشاهد رس به شکل انباشت­های آواری، معیار اصلی برای تشخیص پارنا باقی می­ماند اگرچه ترکیب ماسه ریزدانه کوارتز یا سیلت آسان­ترین ویژگی قابل تشخیص است. این ویژگی و خصوصیات دیگر موجب روشن شدن منشأ پارنا از بادبردگی خاک­هایی می­شود که قبلا به طور قابل توجهی تحت تاثیر هوازدگی قرار گرفته­اند. بنابراین ته نشست­های رسوب بادی غنی از رس، برای مثال مشتق شده از بادبردگی بستر دریاچه­ها( ببینید lunette) به عنوان پارنا در نظر گرفته نمی­شوند اگرچه هیچ گونه ناسازگاری در به کارگیری این واژه برای آنها هم وجود ندارد. دیگر ویژگی­ها پارنا مثل رنگ، کربنات کلسیم، نمک­ها، بافت و ساختار با زهکش خاک در یک ارتباط زنجیره­ای بین دانه­ای متفاوت است. عمق و تعداد لایه­های پارنا قابل تغییر است و قویاً با توپوگرافی محلی و فرسایش تراکمی در گذشته همچنین نزدیکی به منطقه منشأ مرتبط است. لایه­های پارنا در طی فازهای اقلیمی خشک کواترنری پسین رسوبگذاری شده­اند.
References
Butler, B.E. (1956) Parna: An aeolian clay, Australian Journal of Science 18, 145–151.
Further reading
Dare-Edwards, A.J. (1984) Aeolian clay deposits of south-eastern Australia: parna or loessic clay?, Transactions of the Institute of British Geographers .S. 9, 337–344.
Hesse, P.P. and McTainsh, G.H. (2003) Australian dust deposits: modern processes and the Quaternary record, Quaternary Science Reviews, 22, 2007–2035.
PAUL HESSED(مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
PASSIVE MARGIN - حاشیه غیرفعال
در تئوری تکتونیک صفحه ای آقیانوس­ها از رشته­های میان آقیانوسی گسترش یافته و به وسیله فرورانش در حاشیه­های فعال مستهلک می­شوند. حاشیه­های قاره­ای غیرفعال آنهایی هستند که همچنین لبه­های صفحات نیستند. آنها به عنوان لبه­های پشتی و حاشیه­های نوع اتلانتیک شناخته می­شوند.
آنها در ابتدا به عنوان دره ­های ریفتی فرض می­شوند و وقتی که این دره­ها به وسیله گسترش بستر دریا تبدیل به آقیانوس­ها می­شوند آنها حاشیه­های قاره­ایی می­شوند. حاشیه­های جدید ممکن است متحمل کمی تغییر شوند اما همچنین ممکن است لندفرم­هایی از زمان­های قبل از شکست را به ارث ببرند. در مقابل حاشیه­های فعال که دارای آتشفشان­ها است این فعالیت­های آتشفشانی در حاشیه­های غیر فعال به ندرت وجود دارد: فقط شرق استرالیا آتشفشان­های زیادی دارد. در هند جریان­های گسترده از محوطه­های آتشفشانی دیکان[6] مصادف با شکل گیری این حاشیه­های غیرفعال بوده است.
براساس حرکات مورفوتکتونیک دو نوع حاشیه غیرفعال وجود دارد: (1) حاشیه غیرفعال بدون تغییر شکل­های عمودی مهم؛ و (2) حاشیه­های غیرفعال با برآمدگی­ها و پرتگاه­های بزرگ. ما توضیحات خوبی برای این دو نوع یا پراکندگی آنها نداریم. چرا استرالیای شرقی یک ساحل نوع برجسته دارد اما بیشتر ساحل جنوبی بدون تغییر شکل­های عمودی است؟ چرا بیشتر آفریقای جنوبی دارای پرتگاه­های عظیم است و در حالی که آفریقای شرقی فاقد آن است؟.
حاشیه­های غیر فعال بدون تغییر شکل­های عمودی به وسیله حرکات ساده واگرایی یک قاره شکل می­گیرند. دریای سرخ یک نمونه از مرحله اولیه این فرایند است. خلیج بایت گریت استرالیایی[7] نمونه ایی از مراحل پسین این فرایند است. آهک­های افقی ترشیاری قرار گرفته در زیر دشت هموار نولاربور[8] تقریبا بستر یک دریای قدیمی است. در پاتاگونی(آرژانتین) آقیانوس اطلس به وسیله بریدگی گسترده دشت در امتداد سنگ­های قدیمی محدود می­شود. منطقه دور از ساحل به وسیله به وسیله گسل­های لیستریک معتدد مشخص می­شود.
حاشیه­های با برجستگی حاشیه­ای نوع غالب حاشیه غیرفعال هستند (Ollier 2003) و شامل دراکنزبرگ، گات­های غربی، آپالاشین، قسمت­هایی از گریلند، برزیل، قطب جنوب و نقاط دیگر می­شود. اساس ژئومورفولوژی اینگونه حاشیه­ها در شکل 119 نشان داده شده است.
فلات­ها سرزمین­های مرتفعی با توپوگرافی نسبتا هموار و سطوح فرسایشی متعدد هستند. آنها ممکن است تا زمانی که فقط قطعات مجزایی از آنها باقی بماند گسترش یابند. آنها بر روی دامنه گسترده ایی از انواع سنگ­ها شامل لایه­های افقی، سنگ­های دگرگونی، گرانیت و توالی­های جریانی لاوای بزرگ ایجاد می­شوند.
برجستگی حاشه­ایی یک برامدگی گسترده در امتداد لبه­های یک قاره است(Randschwellen در زبان آلمانی و bourrelets marginaux در زبان فرانسوی). تمام سطح زمین تبدیل به یک برآمدگی نامتقارن با دامنه­های پرشیب به سمت ساحل (اگرچه شیب دامنه هنوز چند درجه است) می­شود. برآمدگی حاشیه­ایی بعد از تسطیح سطح فلات و تشکیل دره­های بزرگ شکل می­گیرد.
پرتگاه­های عظیم پرتگاه­هایی با صدها یا هزاران متر طول و تا هزار متر ارتفاع هستند. آنها در همه انواع سنگ­ها تشکیل و از نظر ساختاری کنترل نمی­شوند. این مورد به طور ویژه­ای در گات­های غربی هند چشمگیر است جائیکه پرتگاه­های عظیمی در شمال امتداد بازالت­های افقی را بریده و بدون هیچ گونه تغییری در شکل تا گنیس­ها و گرانیت­های پره­کامبرین هند جنوبی امتداد می­یابد. پرتگاه­های عظیم به طور ناهمواری موازی ساحل بوده و فلات مرتفع را از دشت­ ساحلی جدا می­کند. راس پرتگاه عظیم بسیار پرشیب است. آنها بدون شد کاوشی هستند. در مکان­هایی نسبتاً مستقیم هستند اما در مکان­های دیگر پیچ و خم زیادی دارند. در بعضی از موارد راس پرتگاه خط تقسیم زهکشی بین ساحل و داخله سرزمین است( برزیل، نامیبیا)؛ در مناطق دیگر زهکش اصلی تقسیم کننده حاشیه قاره ممکن است هزاران کیلومتر در داخل پرتگاه عظیم قرار گرفته باشد (استرالیا). آبشارهای خیلی بزرگی در مناطقی که رود پرتگاه عظیم را قطع می­کند یافت می­شود.

شکل 119: عوارض مورفوتکتونیک حاشیه قاره­ای غیرفعال با برجستگی کناری
مناطق کوهستانی اغلب کاملاً ناهموار و خشن در زیر پرتگاه عظیم شکل می­­گیرند جائیکه سطح فلات قاره قدیمی تا حدود زیادی از بین رفته است.گهگاهی یک تکه از فلات قاره به صورت مجزایی یک پنینسولا یا زمین صاف و هموار مجزا را تشکیل می­دهد.
دشت­های ساحلی در بین کوهستان­ها و دریا قرار می­گیرند.
لندفرم­ها در چینین حاشیه­هایی تاحدود زیادی به شرایط اقلیمی حال و گذشته بستگی دارد. در جنوب نروژ چشم انداز غالب فیورد­ها و دره­های یخچالی هستند، اما عوارض اصلی فلات و پرتگاه­های عظیم قبلا وجود داشته­اند. شرایط یخچالی موجب مستقیم شدن و عمیق شدن دره­ها شده است اما آنها قیبل از تشکیل محیط­های یخچالی شکل گرفته اند (Lidmar-Bergström et al. 2000). گریلند و قطب جنوب دارای حاشیه­های نوع برجسته هستند که به وسیله وجود یخچال­ها تغییر شکل یافته­اند اما از بین نرفته­اند. در تضادی چشمگیر پرتگاه عظیم نامیبیا به وسیله فعالیت فرسایش آبرفتی ایجاد شده اما هم اکنون تاحدود در یک محیط بیابانی قرار گرفته است. یک قطعه از رسوباتی که نزدیک به ساحل و از سمت حاشیه قاره بالاتر ازیک دگرشیبی ته نشست شده­اند شکست دگرشیبی نامیده می­شوند ( به این معنی که مرتبط با فروپاشی یک ابر قاره بوده است. این رسوبات تاریخ بالاآیی در سرزمین­های پشت ساحل را در خورد ضبط می­کنند. در اسکاندیناوی و آفریقای جنوبی تفسیر رسوبات منطقه نزدیک به ساحل دو فاز اصلی بالاآیی در پالئوژن و نئوژن را نشان می­دهند. منشأ رودخانه­ای منحصر به فرد رسوبات ممکن است نشان دهد که: دلتایی بعد از 103 میلیون سال در نزدیکی دهانه کنونی رودخانه اورنج، آفریقای جنوبی توسعه یافته است.
دو مدل در زمینه تکامل حاشیه­های غیرفعال وجود دارد. یک مکتب بر روی داده­های حاصل از روش تعیین سن فیژن ترک و روش­های مشابه تاکید می­کند و معتقد است یک حرکت بالاآیی ممتد به سمت حاشیه وجود دارد که در آن لبه قاره­ای در یک گسل عظیم به اتمام می­رسد. عقب نشینی دامنه­ای از حاشیه گسلیده اصلی به سمت پرتگاه­ عظیم کنونی حرکت کرده است. دیدگاه دیگر انحراف دشت­های قدیمی به زیر سطح دریا است. دره­ها کناره­های ساحلی پرشیب را فرسایش داده تا زمانی که باهم یک پرتگاه عظیم را شکل می­دهند جایی که سپس عقب نشینی خواهد کرد. این مدل دگرشیبی واژگون را با سطح فلات و برجستگی حاشیه­ایی را با پهلوی بالاآمده از دره­های ریفتی کنونی (مثل ریفت دریاچه آلبرت، اوگاندا) یکسان فرض می­کند. این امر اشاره داره بر اینکه برجستگی حاشیه­هایی به زمان اولین روزهای شکست قاره­ای بر می­گردد.
بعضی از حاشیه­های غیر فعال الگوی زهکشی ساده­ایی دارند و خطوط زهکشی آنها در جهت مخالف با راس پرتگاه عظیم جریان می­یابند و دور می­شوند (برزیل، گات­های غربی). بر روی بعضی از حاشیه­های غیرفعال جریان­های رودخانه ایی قبل از شکست قاره­ایی وجود داشته­­اند و هنوز می­توانند بروی چشم انداز جدید آنها را ردیابی کرد (استرالیا و آفریقای جنوبی). سیستم زهکشی ممکن است تغییر شکل داده یا حتی معکوس شده باشد. خطوط تقسیم زهکش اولیه ممکن است با جنبش تکتونیکی اولیه سازنده برجستگی­ حاشیه­ای مرتبط باشد و نوک برجستگی خط تقسیم زهکشی را تشکیل دهد. محل خطوط میاناب ممکن است به وسیله تحول سیستم زهکشی تغییر یابد به ویژه کاوش به سمت راس رودهای جریان یافته به سمت ساحل نقش مهمی را در این تحول بازی می­کند.
اینکه چه چیزی موجب حرکت بالاآیی برجستگی حاشیه می­شود مشخص نیست، اگرچه دامنه گسترده­ای از فرضیات در این زمینه مطرح شده و حتی ممکن است سوال درستی برای پرسش نباشد. بعضی از حاشیه­های قاره­ای غیرفعال از همان ابتدا ممکن است حاشیه برجسته­ای داشته باشند مانند فلات­های مرتفعی که خیلی از دره­های ریفتی کنونی را احاطه کرده­اند. مکانیسم ثانویه برای این امر تنظیم ایزوستاتیک نسبت به فرسایش زمین است، بارگذاری رسوبات در محیط دریا و ( در مکان­هایی مثل گریلند و قطب جنوب) بارگذاری به وسیله صفحات یخی.
تحول ژئومورفیک بعضی از حاشیه­ها به دوران مزوزوئیک بر میگردد مثل استرالیای شرقی. در مکان­های دیگر تحول چشم انداز به دوران میوسن و جدیدتر برمیگردد مانند دشت­های کوهپایه­ای در ایالات متحده. ممکن است بیش از یک دوره از این حرکات وجود داشته باشد. چندین حاشیه غیرفعال تصور می­شود که تغییرات آن از مزوزوئیک آغاز و در نئوژن به وسیله حرکات بیشتر تغییر یافته­اند.
چندین مورد از حاشیه­های غیر فعال در دو گروهی که در بالا مشخص شد جای نمی­گیرند. بعضی از حاشیه­ها تحت تسلط ته نشست رسوبات قرار داشته و به عنوان گودال­های پوسته شناخته می­شوند. سواحل خلیج در ایالات متحده و قسمتی از سواحل دشت حاصلخیز پامپین چاکو آرژانتین نمونه­هایی از این مورد هستند. شرق ایالت پرت در غرب استرالیا تحت تسلط گسل شمالی-جنوبی دارلینگ قرار دارد. این امر موجب شکل گیری یک توپوگرافی پرتگاه گسل شده که یک سطح فرسایشی را محدود می­کند که امتداد سنگ­های پره کامبرین را برش می­دهد. در غرب این گسل حوضه پرت در بر گیرنده تقریبا 11 کیلومتر از رسوبات سیلورین تا کرتاسه است که نشان دهنده فرورانش طولانی مدت گسل است. این حوضه یک دره ریفت نیست همچنانکه هیچ گسلی در غرب آن قرار ندارد، از این رو یک حاشیه فعال گسلی است. سواحل جنوبی در غرب استرالیا، غرب خلیج کوچک بیگت، نشان دهنده یک انحراف ساده است که موجب خم شدن سطح صاف استرالیای غربی به سمت ساحل شده است. دره­های قدیمی که قبل از شکست و جدا شدن از قطب جنوب در امتداد سطح جریان داشته­اند به صورت خطوط دریاچه­های نمکی قابل ردیابی اند و زمانی که سیستم زهکشی معکوس شده است رودهای فعال جنوبی حال حاضر را شکل داده­اند (Clarke 1994). با وجود زمان طولانی در دسترس (قطب جنوب تقریبا 55 میلیون سال قبل شروع به جدا شدن نموده) هیچ نشانه­ایی از آغاز شکل گیری دیواره عظیم وجود ندارد که این امر ناهمواری بزرگتری از این حاشیه کنونی را پیشنهاد می­کند.
با در نظر گرفتن ارتباط رودهای بزرگ، دلتا و حرکات تکتونیکی جهانی، پوتر (1978) خاط نشان می­کند که 28 رود بزرگ در جهان همه به سمت حاشیه­های غیرفعال زهکشی می­شوند. 25 دلتای بزرگ جهان همچنین بروی این حاشیه­های تشکیل شده­اند.
References
 Clarke, J.D.A. (1994) Evolution of the Lefroy and Cowan palaeodrainage channels, Australian Journal of Earth Sciences 41, 55–68.
Lidmar-Bergström, K., Ollier, C.D. and Sulebak, J.R. (2000) Landforms and uplift history of southern Norway, Global and Planetary Change 24, 211–231.
Ollier, C.D. (2003) Evolution of mountains on passive continental margins, in O. Slaymaker and P. Owens (eds) Mountain Geomorphology, London: Edward Arnold.
Potter, P.E. (1978) Significance and origin of big rivers, Journal of Geology 86, 13–33.
Further reading
Ollier, C.D. (ed.) (1985) Morphotectonics of passive continental margins, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband, N.F. 54.
Summerfield, M.A. (ed.) (2000) Geomorphology and Global Tectonics, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: active margin; isostasy
CLIFF OLLIER (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
PATERNOSTER LAKE - دریاچه دانه تسبیحی (دریاچه مقدس)
پهنه آبی که پیشتر در محیط­های یخچالی شکل گرفته، اغلب به وسیله رسوبات مورنی و یا حائل­های سنگی از هم جدا می­شوند و موازی با دریاچه­های مشابه کناری هستند. آنها اغلب به وسیله یک نهر، تندآب یا آبشار­هایی که از یک دره می­گذرند بهم متصل می­شوند بنابراین وقتی که به طرح آنها نگاه کنیم شبیه رشته­ای از دانه­های تسبیح هستند. واژه پاترنوستر از این الگو مشتق می­شود، با هر دریاچه که شبیه به یک پاترنوستر (دانه) در یک تسبیح است. دریاچه پاترنوستر به وسیله کندن و شستشوی بستر یک دره به وسیله یخچال تشکیل می­شود، اگرچه ممکن است همچنین از طریق سد شدن دره به وسیله رسوبات یخچالی( به وسیله مورن­ها، بارهای سنگی و یا زبانه­ها، ایجاد شوند.
مقاومت مختلف سنگ­ها به این معنی است که یخچال سنگ­های ضعیف تر را زودتر فرسایش می­دهد و چاله­هایی در کف دره­ها ایجاد می­شود. سپس آب در زمان عقب نشینی یخچال در این چاله­ها جمع می­شود و یک سری از دریاچه­های طویل را باقی می­گذارد که بازتاب دهنده مسیر شستشوی یخچالی است که آنها در آن توسعه یافته­اند. تعداد، اندازه و شکل دریاچه­های مقدس (دانه تسبیحی) تابعی از عملکرد سستی، امتدادیافتگی و لیتولوژی سنگ بستر دره، در کنار خصوصیات گوناگون یخچال، شیب دره و گستردگی یا فشردگی جریان است. این دریاچه­ها در کشور سوئد رواج داشته و به داخل دریای بالتیک زهکشی می­شوند. همچنین دریاچه لیان دیناس و لیان گوینانت، اسنودونیا (بریتانیا) نمونه­هایی از اینگونه دریاچه هستند.
STEVE WARD   (مترجم:  صمد عظیمی راد)  
 
PATTERNED GROUND - زمین الگودار
زمین الگودار شامل یک دامنه از پدیده­ها و اشکال - دایره­ایی، شبکه­ایی، پلیگونی، پله­ایی و راه راه- در موارد سطحی است. چنین پدیده­هایی در طیف گسترده ایی از محیط­ها رخ می­دهند و علل متعددی دارند. به ویژه در محیط­های نواحی گرمسیری بین مدارین آماس شدن رس و خاک­های دارای بافت متفاوت موجب توسعه ناهمواری­های در مقیاس میکرو می­شوند که شامل تپه­ها و چاله­هایی با الگوهای تصادفی تا منظم هستند. این عوارض معمولاً گیلگای نامیده می­شوند. بیشترین مکانیسم­های توسعه گیلگای شامل آماس شدن و کوچک شدن حجم رس در لایه­های زیرین خاک تحت تاثیر تغییرات فصلی شدید اقلیم است.
در بعضی از مناطق خشک و مجاور یخچالی زمین الگودار به شکل پلیگون­ها و شیارهای ناشی از خشک شدن است. این امر برآیند کاهش حجم در رسوبات دانه ریز چسبناک است که تحت تاثیر خشک شدن به وسیله تبخیر آب رخ می­دهد. این فرآیند فشار کششی موثر برای ایجاد گسیختگی را فراهم کرده و در نهایت شکاف­ها تشکیل می­شوند.
در دیگر مناطق خشک زمین الگودار میتواند در ارتباط با وجود نمک باشد به ویژه در بستر پلایا و سبخاها(Hunt and Washburn 1960). ساختارهای فشاری که تی پیز نامیده می­شوند نیز می­تواند توسعه یابد، این امر به دلیل شباهت آنها به شکل سکونتگاه­های مخفی بومیان آمریکا است (Warren 1983).
در مناطق خشک دیگر الگوها می­تواند به وسیله نوارهای پوشش گیاهی ایجاد شود. خیلی از سطوح زمین­های خشک از بالا به صورت تناوبی از نوار­های روشن و تیره دیده می­شوند که بوته ببری نامیده می­شوند. این نوارها اختلاف در نسبت علف­ها و بوته­ها را نشان می­دهد. این امر به ترتیب با عمل جریان صفحه­ای بر روی سطوح کم شیب (2/0 تا 2 درصد) در مناطقی با میانگین بارش سالیانه 50 تا 750 میلی متر مرتبط می­باشد(Warren 1983). فرایندهای ارگانیک همچنین از طریق ایجاد تپه­ها به وسیله ارگانیسم­هایی مثل موش­ها و موریانه­ها قادر به ایجاد الگو می­باشند ( ببینید TERMITES و  TERMITARIA). در مورد تپه­های میما[9] در ایالات متحده و هئوولتجیس[10] در آفریقای جنوبی منشأ نامشخص است (Reider et al. 1996).
به هر حال، زمین الگودار (صفحه86) در مناطق مجاور یخچالی( ببینید ژئومورفولوژی مجاور یخچالی؛ گوه یخی و ساختارهای مرتبط) و مناطق پرمافروست گستردگی زیادی دارد. تنوع زیادی از اشکال و فرایندها در این امر درگیر هستند (Washburn 1956)، که شامل ترک­های انقباض حرارتی، ترک­های یخبندان فصلی و ترک­های حاصل از خشک شدن می­شود. اشکال دایره­ای به وسیله شدت یخبندان ایجاد می­شود (نوسان یخبندان). مناطقر مجاور یخچالی همچنین نشان دهنده توسعه هوموک­های زمین هستند (توفور) (Schunke and Zoltai 1988) و نوسانات یخبندان در تشکیل آنها نقش ایفا می­کنند.پدیده­های زمین الگودار باقی مانده در مناطق مجاور یخچالی در طی فازهای سرد گذشته که در مناطق عرض­های میانه گسترش داشتنه اند توسعه یافته­اند(Boardman 1987).

عکس 86 :زمین الگودار پلیوستوسن پسین تحت شرایط مجاور یخچالی در منطقه تدفورد در شرق انگلستان توسعه یافته است. خطوط راه راه که امروزه مشابه آن در الاسکا وجود دارند به وسیله خاربن (کالونا وولگاریس) و علف ایجاد شده است.
References
Boardman, J. (ed.) (1987) Periglacial Processes and Landforms in Britain and Ireland, Cambridge: Cambridge University Press.
Hunt, C.B. and Washburn, A.L. (1960) Salt features that simulate ground patterns found in cold climates, US Geological Survey Professional Paper 400B.
Mabbutt, J.A. and Fanning, P.C. (1987) Vegetation bandings in arid western Australia, Journal of Arid Environments 12, 41–59.
Reider, R.G., Hugg, J.M. and Miller, T.W. (1996) A groundwater vortex hypothesis for Mima-like mounts, Laramie Basin, Wyoming, Geomorphology 16, 295–317.
Schunke, E. and Zoltai, S.C. (1988) Earth hummocks (Thufur), in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 231–245, Chichester: Wiley.
Warren, J.K. (1983) Tepees, modern (southern Australia) and ancient (Permian-Texas and New Mexico) – a comparison, Sedimentary Geology 34, 1–19.
Washburn, A.L. (1956) Classification of patterned ground and review of suggested origins, Geological Society of America Bulletin 67, 823–865.
A.S. GOUDIE            (مترجم:  صمد عظیمی راد)      )اند.یانه گسترش داشتنه اند توسعه یافتهجاور یخچالی در طی فازهای سرد گذشته که در مناطق عرض
 
PEAT EROSION - فرسایش تورب زار
زمین­های تورب زار بخش بزرگی از مناطق میکروترمال نیمکره شمالی در کشورهایی مثله کانادا، روسیه و فلاند را در برمی­گیرد، اما این مناطق عمدتا ساکن بوده و ذغال سنگ تورب تاحودو زیادی دست نخورده باقی می­ماند. پوشش لجنی در مناطق مرتفع بسیار کمیاب بوده و به علت مقادیر بارش بالا و سیب زیاد، فرسایش به شدت محتمل تر است. در حدود 8 درصد سطح زمین در جزایر برطانی بریتانیا به ویژه مناطق شمالی و غربی به وسیله ذغال سنگ تورب پوشیده شده است. این پوشش باتلاقی بیشترین نسبت (10 تا 15 درصد) از مقادیر جهانی این منبع کمیاب را تشکیل می­دهد. این مناطق ذغال سنگ تورب به دلایل زیادی اهمیت دارند: حوضه­های آب، کشاورزی در تپه­ها، تیرندازی، تفریح و چشم انداز.
پوشش ذغال سنگی پنینس جنوبی بدون شک بیشترین میزان کاهش را داشته و سه چهارم این پوشش ذغال سنگی تحت تاثیر فرسایش گالی از بین رفته است. این زمین­های تورب دار به مناطق شهری بزرگ (منچستر، لیدز، شفیلد) نزدیک بوده و یکی از منابع مهم آلودگی محسوب می­شود و در مقایسه با سایر مناطق مشابه از نظر اقلیمی در حاشیه قرار گرفته و جنوبی ترین منطقه محسوب می­شود و سالیانه بیش از 1500 میلی متر بارش دریافت می­کند (Tallis 1997). فرسایش زمین­های تورب دار در سراسر قرن گذشته مورد مطالع قرار گرفته اما تاحدود زیادی کارهای مارگارت باور (1960، 1961) به عنوان محرکی برای کارهای جدید محسوب می­شود. او دو نوع سیستم گالی را تشخیص می­دهد: شبکه متراکم از گالی­های شاخه­ایی آزاد و پیچیده برروی زمین خیلی صاف(کمتراز شیب 3 درجه)؛ و گالی­های خطی که شاخه­های آن بیشر به سمت زمین­های شیب دار گرایش دارند. مقادیر فرسایش برای سطوح تورب دار که شدید تحت تاثیر گالی قرار گرفته­اند برای انگلستان بالا است. لابادز و همکاران(1991) با استفاده از مطالعات رسوبگذاری مخزن سدها مقادیر بار رسوبی طولانی مدت را مورد بررسی قرار داده­اند: در مجموع 200 تن در کیلومتر مربع در یک سال که شامل یک بخش آلی تقریباً 40 تن در کیلومتر مربع در یک سال است. این مقادیر بالای بار رسوبی به این معنی است که بیشتر مخازن سدهای کوچک که در قرن بیستم ساخته شده­اند در حال حاضر به وسیله رسوبات پر شده­اند و عملا برای ذخیره آب غیر قابل استفاده می­باشند. درحالی که نرخ فرسایش ذغال سنگ نارس نسبتاً کم بوده و با توجه به چگالی حجمی پایین از ذغال سنگ نارس، این در واقع نشان دهنده تلفات بزرگ حجمی است که یادآوری می­کند که بسیاری از خندق­ها ممکن است در طول سه قرن گذشته توسعه یافته است.
جان تالیس بهطور ویژه­ایی تاریچه فرسایش ذغال سنگ نارس را در پنینس جنوبی مورد مطالعه قرار داده است.تجزه و تحلیل­ نیمرخ­های گرده­ایی او نشان داد که در طی دوره گرم اواخر قرون وسطا در قرون دوازده و سیزده سطوح لجنی منطقه کاملا خشک شده است.به دنبال این دوره یک دوره سردتر و مرطوب تر شکل گرفته و به نظر می رسد که تغییر اقلیم فرسایش گالی را در منطقه در آن زمان فعال نموده است( و همچنین شاید در فازهای خشک اخیر).
اخیرا فشارهای حاصل از فعالیت­های انسان احتمالا تاثیر بیشتری داشته و گاهی اوقات با تغییرات اقلیمی بعدی عمل کرده است. آتش( به طور تصادفی یا عمداً) و چرای بیش از حد به وسیله گوسفندان مهمترین فشار مستقیم است که منجر به فرسایش می­شود؛ همچنین کاهش خزه­های حساس به آلودگی به ویژه اسپباگنوم[11] احتمالاً بسیار مهم است. حذف کامل اسپباگنوم بلافاصله بعد از شروع تحولات صنعتی در قرن بیستم احتمالاً موجب فرسایش گسترده گالی حتی بیشتراز آنچه به تنهایی به وسیله تغییرات اقلیمی رخ داده، شده است.
در ذغال سنگ­های نارس تراز آب حتی در زمان خشکسالی­های شدید نزدیک به سطح باقی می­ماند. بنابراین بیشترین میزان رواناب به وسیله اشباع بیش از حد سطح زمین تولید می­شود اگرچه به طور محلی جریان­های پیپ ممکن است دارای اهمیت باشد (Holden and Burt 2002). بروی سطوح صاف اغلب توپوگرافی­های کوچک مثله هوموک و برگه توسعه می­یابند. اگر ذغال سنگ نارس کاملاً خشک شود گالی­ها شروع به تشکیل شدن می­کنند به ویژه با افزایش پایین افتادن تراز آب در تابستان. زمانی که در پاییز ذغال سنگ نارس مجدداً خیس می­شود شرایط برای شستشوی کربن ارگانیک محلول (DOC) بیشتر محیا بود و موجب تغییر رنگ مخازن آب محلی و در نتیجه افزایش چشم گیر هزینه­های گنداب زدایی می­شود(Holden and Burt 2002). روی هم رفته افزایش تولید ذرات و کربن محلول به این معنی است که در مدت زمان نه چندان دور لایه ذغال سنگ تورب مخزنی از کرب را تشکیل داد و به طور فزاینده تبدیل به منشأ صادرکننده کربن خواهد شد. از سال 1950 به منظور افزایش تولید خیلی از مناطق پوشش ذغال سنگ تورب زهکشی شده است( با استفاده از زهکش­های شیاری باریک یا ­نهرهای کوچک). اخیرا صاحبان زمین به منظور احیای زیست بوم شروع به پر کردن نهرهای کوچک کرده و کاهش صادرات کربن ارگانیک محلول کرده­اند.
به سمت مناطق شمالی تر در تپه­های پنین امروزه نشانه­های واضحی از رشد و نمو مجدد پوشش گیاهی برروی پوشش ذغال سنگ تورب که به شدت فرسایش یافته بود دیده می­شود. این امر ممکن است نشان دهد فشارهایی که در گذشته منجر به فرسایش منطقه شده است کاهش یافته­اند. در مناطق جنوبی پنینس در سراسر بیست سال گذشته بعضی از گالی­ها شروع به پر شدن نموده اما به طور کلی نشانه ­های کمی از رشد و نمو مجدد گیاهان وجود دارد که شاید نشان می­دهد که تاثیرات همزمان چرای بی رویه دام و آلودگی هوا به طور مداوم مانع بازیافت در آنجا شده است.
References
 Bower, M.M. (1960) The erosion of blanket peat in the Southern Pennines, East Midland Geographer 13, 22–33.
——(1961) The distribution of erosion in blanket peat bogs in the Pennines, Transactions of the Institute of British Geographers 29, 17–30.
Holden, J. and Burt, T.P. (2002) Infiltration, runoff and sediment production in blanket peat catchments: implications of field rainfall simulation experiments, Hydrological Processes 16, 2,537–2,557.
Labadz, J.C., Burt, T.P. and Potter, A.W.R. (1991) Sediment yield and delivery in the blanket peat moorlands
of the southern Pennines, Earth Surface Processes and Landforms 16, 225–271.
Tallis, J.H. (1997) The Southern Pennine experience: an overview of blanket mire degradation, in J.H. Tallis, 768 PEDESTAL ROCK
R. Meade and P.D. Hulme (eds) Blanket Mire Degradation: Causes, Consequences and Challenges, Aberdeen: Macaulay Land Use Research Institute.
Worrall, F., Burt, T.P., Jaeban, R.Y., Warburton, J. and Shedden, R. (2002) Release of dissolved organic carbon from upland peat, Hydrological Processes 16, 3,487–3,504.
TIM BURT     (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
PEDESTAL ROCK - کلاهک سنگی (قارچی شکل)
کلاهک سنگی شکل یک توده سنگی کاوشی مجزا است که شامل یک تنه بلند و باریک، گردن یا ستونی که یک کلاهک پهن تر را محافظت می­کند. همچنین با عناوین سنگ­های قارچی شکل، سنگ­های متوازن و بلوک­های میله­ای و نام­های محلی مانند لوگانستون (جنوب- غرب انگلستان) و بادوو راک (امیریکای شمالی) و معادل های غیر انگلیسی مانند rocas fungiformas, roches champignons, Pilzfelsen شناخته می­شود.
 ستون­های سنگی در اقلیمی و سنگ شناسی گوناگونی توسعه می­یابند؛ اما بطور ویژه­ایی در ماسه سنگ، گرانیست و سنگ آهک به خوبی تشکیل می­شوند.
دلیل شکل گیری آنها هوازدگی و فرسایش دیفرنشیال در کلاهک و تنه آن است. در بعضی موارد ساختاری هستند، سنگ کلاهک ذاتاً مقاوم تراز سنگ تنه آن است. کلاهک­های سنگی به تاثیرات اپیژنی گوناگون نسبت داده می­شوند و مطمئناً بعضی در رودها و روی سواحل، بطور ویژه جایی که سنگ آهک رخنمون دارد قرار دارند و همگی به علت حمله فیزیکی، بیوتیک و بیوشیمی پیرامون سطح آب است. بهرحال ایجاد اشکال کلاهک­های سنگی نشان می­دهد که رطوبت به جایی حمله می­کند که نخستین فرورفتگی، اشکال مقعر و گود در سطح سنگ بستر ایجاد کند. هوازدگی سطح زیرین پیرامون پایه سنگ یا یک بلوک سنگی یا تخته سنگ موجب کاهش مساحت ستون شده که منجر به تولید یه شکل قارچی می­شود.
تاثیرات شکل گیری در سطح زمین مانند خیس یا خشک شدن متفاوت در جنبه­های مختلفی به توسعه و بقای شکل بعد از در معرض قرار گرفتن کمک خواهد کرد. متلاشی شدن ماسه ممکن است در نگاه اول مسئول شکل گیری ستون سنگی باشد اما استخراج سنگ بستر ممکن است قبلاً آن را اسیب پذیر کرده باشد. ستون­های سنگی اشکال همگرایی هستند، اما بسیار از آنها دو مرحله­ای یا در منشأ کنده کاری شده­اند.
Further reading
Twidale, C.R. and Campbell, E.M. (1992) On the origin of pedestal rocks, Zeitschrift für Geomorphologie 36, 1–13.
C.R. TWIDALE     (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
PEDIMENT - دشت سر (پدیمنت)
پدیمنت یک دامنه نسبتاً کم شیب انتقال و یا فرسایش است که در آن سنگ­ها بریده می­شوند و دامنه­های کاوشی و دامنه های پرشیب را به مناطق ته نشست رسوبات در سطوح پایین تر متصل می­کند (Oberlander 1989). آنها در مناطق قطبی، مرطوب و مناطق خشک یافت می­شوند. اما به طور گسترده ایی در محیط­های مناطق خشک یافت شده و مورد مطالعه قرار می­گیرند (Whitaker 1979) و به طور کلی به عنوان پدیده­ای از ژئومورفولوژی مناطق بیابانی پذیرفته شده­اند.
پدیمنت­ها بخشی از خانواده لندفرم­های توسعه یافته در منطقه پیدمنت هستند منطقه­ای که دارای ژئومورفولوژی متمایزی بوده و پهلو به پهلوی مناطق مرتفع با تسلط فرسایش کاوشی رسوبات و مناطق پست پایین دست با تسلط انتقال و ته نشست رسوبات قرار گرفته است. بنابراین پیدمنت­ها در معرض قلمرو فرایندهای کاوشی، انتقال و ته نشست رسوبات قرار دارد. این قلمروها می­تواند از نظر مکانی و زمانی تغییر کنند و منجر به تنوع پیچیده­ای از لندفرم­های پیدمنت شامل مخروط افکنه­های آبرفتی، باجادا و پدیمنت­ها شوند.
پدیمنت­ها از نظر ادبیاتی دارای تعاریف گوناگونی هستند. این تعاریف شامل تعاریف خیلی عام مانند " سطح فرسایشی زمین که دارای شیب کم بوده و ناهمواری چشم گیری ندارد" (Whitaker 1979) و تعاریف خاص تر مثل " سطوح کنده شده در امتداد سنگ بستر یا سطح رسوبات آرفتی، که معمولاً با ساختار عدم انطباق داشته و پروفایل طولی آن به سمت بالادست یا مقعر بوده یا به صورت یک خط مستقیم است، شیب آن معمولاً کمتراز یازده درجه است و به صورت نازک و ناپیوسته با یک لایه نازک از سنگ­های واریزه­ایی پوشیده شده است" (Whitaker 1979). اگرچه شیب­ها آن می­تواند دامنه­ای از 5/0 درجه تا 11 درجه باشد با این وجود پدیمنت­های پرشیب تراز 6 درجه در محیط طبیعی کمیاب هستند (Dohrenwend 1994). جائیکه دو پدیمنت در امتداد یک خط میاناب به هم می­رسند پیوستگی توده کوهستان از بین می­رود و یک گذرگاه پدیمنت تشکیل می­شود که اغلب مسیر­های مفید قابل حمل و نقل را در مناطق مرتفع ایجاد می­کند. یک پدیپلین از طریق بهم پیوستن پدیمنت­های متعدد تشکیل می­شود. این عارضه باید از پنه پلین تمایز داده شود زیرا پنه پلین جایی است که تصور می­شود به جای عقب نشینی دامنه کاهش شیب فرایند اصلی است.
پدیمنت­ها اولین بار به وسیله گیلبرت (1877) تشریح شده­اند، اما واژه پدیمنت به وسیله ام سی گی(1897) اختراع شد و برگرفته از یک واژه در علوم معماری که به منظور سقف کم شیب به ویژه فرم سه گوش به طور گسترده­ای در معماری کلاسیک استفاده شده است. در نهایت این واژه برای یک گونه از اشکال ژئومورفولوژی بکار رفته که منجر به ابهام و مشکلات جدی در تعریف آن شده است(Whitaker 1979).
این مشکلات زمانی بروز می­کنند که سعی در تعریف طرح کلی پدیمنت­ها به منظور تهیه نقشه­های ژئومورفولوژی داریم. این امر همچنین موجب ایجاد مشکلات در استخراج ویژگی­های مورفومتریک آنها مانند طول، مساحت، میانگین شیب و غیره می­شود(Cooke 1970). مرز بالایی به طور کلی توافق شده که منطبق بر زاویه پیدمنت ( محل اتصال بین پدیمنت و پیشانی کوهستان که به صورت خط تغییر حداکثر شیب در نیمرخ شیب دامنه تعریف می­شود) و یا در حوضه آبخیز باشد اگر انشعابات فرعی در زمین­ مرتفع وجود نداشته باشد. بهرحال تعیین و تعریف مرز به سمت پایین دامنه با مشکل بیشتذی روبه رو است. کوک (1979) پیشنهاد میدهد این مرز باید در محلی که پوشش رسوبات آبرفتی ادامه دارد قرار گیرد؛ هاوارد (1942) و تاتور (1952، 1953) پیشنهاد می­دهد که این مرز در محلی که عمق پوشش رسوبات آبرفتی برابر عمق شستشوی جریان (15) است قرار گیرد. محققان دیگر این مرز را در محلی که ضخامت پوشش رسوبات آبرفتی بیشتر از یک نسبت کم (مثلا 1 درصد) کلا طول پدیمنت است قرار دهند (Dohrenwend 1994).
انواع مختلفی از پدیمنت­ها شناسایی و دسته بندی شده اند. سه نوع شکل مختلف از پدیمنت­ها را با استفاده از معیار ساده ژئومورفولوژی می­توان شناسایی کرد؛ آپرون پدیمنت شکل عمومی از پدیمنت­هاست که بین منطقه مرتفع به عنوان منشأ و منطقه رسوبی پست گسترش می­یابد؛ پدیمنت گنبدی شکل که از طریق به هم پیوستن پدیمنت­ها شکل می­گیرد زمانی که منطقه مرتفع کاملاً از بین می­رود؛ پدیمنت پادگانه­ای که در مجاورت یه سطح پایه نسبتاً پایدار مثل یک نهر جاری توسعه می­یابد. طبقه بندی­های دیگر براساس تمایز بین اشکال پوشیده و غیر پوشیده است: یک پدیمنت پنهان در جایی است که سنگ بستر کریستالی به وسیله لایه رسوبی حاصل از هوازدگی پوشیده شده است و استنباط می­شود که به وسیله هوازدگی زیر جلدی سنگ بستر و حذف و شستشوی واریز­های حاصل تشکیل می­شود؛ پدیمنت سنگی گمان می­شود به وسیله حذف واریزه قرار گرفته بر روی پدیمنت پنهان شکل میگیرد؛ و پدیمنت پوشیده که بطور ناموزون در امتداد سنگ­های رسوبی که دارای یک پوشش واریزه­ایی دانه درشت هستند توسعه می­یابند.
ابرلندر (1989) یک تمایز مهمی بین دو نوع عمده از پدیمنت­ها قائل می­شود؛ پدیمنت­هایی که سنگ­های نرم­تر را در مجاورت کوهستان مقاوم­تر برش می­دهند و آنهایی که هیچ گونه تغییر سنگ شناسی بین کوهستان و پدیمنت وجود ندارد. نوع اول به طور گسترده­ایی گزارش شده­اند و بطور چشمگیر در حاشیه شمالی بیابان صحرا وجود دارند. این نوع لندفرم­ها به طور گسترده­ای به وسیله ژئومورفولوژیست­های فرانسوی مورد مطالعه قرار گرفته اند و واژه فرسایش گلاسی­ها را برای آنها انتخاب نموده­اند. این لندفرم­ها رسوبات غیرمقاوم را بریده و گرایش به پوشیده شدن به وسیله رسوبات گراولی دارند که نشان دهنده اهمیت فرایندهای آبرفتی در آفرینش آنها است. نوع دوم که ثابت شده دشواری بیشتر در تشریح آنها وجود دارد و ابرلندر از آنها به عنوان پدیمنت واقعی یاد می­کند. در این مورد پدیمنت­ها در سطوحی با لیتولوژی مشابه در مجاورت کوهستان بریده می­شوند که معولاً از سنگ­های مقاوم آذرین و دگرگونی تشکیل شده­اند. آنها به طور نمونه فاقد پوشش رسوبی نوع گلاسی بوده و شواهد کمی را از فرایندهای آبرفتی در تشکیل آنها نشان می­دهند. در نبود یک مکانیسم روشن تعداد کمی تئوری برای تشکیل و تکامل آنها پیشنهاد شده است اما آنها بد تعریف شده و مورد بحث باقی مانده­اند.
اساساً پدیمنت­ها به طور طبیعی به عنوان نتیجه فرسایش مناطق کوهستانی مشاهده شده­اند. رسوبات در امتداد پدیمنت­ها به مناطق ته نشست پایین دست منتقل شده­اند و عقب نشینی پیشانی کوهستان موجب برجای گذاشتن سطوح بزرگ انتقال پدیمنت­ها می­شود. بهرحال مشکلات زمانی بروز می­کنند که به دنبال تعیین فراینده­های خاص شکل­دهنده پدیمنت باشیم. فرایندهای متعددی پیشنهاد شده اما اهمیت آنها به حدی نیست که در اینجا ارائه شوند. این فرایندهای شکل­گیری پدیمنت طرح شده می­تواند تحت سه عنوان در نظر گرفته شوند؛ هوازدگی سطحی، هوازدگی زیر سطحی و فرایندهای آبرفتی.
فرایندهای هوازدگی سطحی در برگیرنده دامنه گسترده­ایی از فرایندهای روی سطح زمین است که منجر به تخریب سنگ بستر و رگولیت[12] می­شود. بهرحال این فرایندها قادر به تشریح تشکیل زاویه متمایز پیدمنت بر روی سنگ­هایی با مقاومت یکسان به هوازدگی نیستند. این منجر به تاکید مابوت(1966) و دیگران بر روی اهمیت هوازدگی زیر سطحی در تشکیل پدیمنت­ها شد. این امر تاحدود زیادی براساس مشاهداتی است که نشان می­دهد پدیمنت­ها به طور گسترده­ایی بر روی سنگ­های آذرین که به طور ویژه مستعد هوازدگی زیر سطحی هستند توسعه یافته­اند. شاید مهم در اینجا ماهیت مواد تولید شده توسط هوازدگی عمیق گرانیت است. مواد با جورشدگی خوب، شن و ماسه به اندازه درنا تشکیل دهنده مواد غیر چسبنده کناره کانال هایی هستند که مستعد تغییر جانبی کانال و مسطح شدن زمین در اثر فرسایش می­باشند و منجر به مقدار محدودی از برش کانال می شوند (Dohrenwend 1994). این دانه­های دانه ریز می­توانند به شیب­های کم پدیمنت در پایین منتقل شوند. مابوت (1966) تشکیل زاویه پیدمنت را به شکاف خوردن پایه دامنه نسبت می­دهد (هوازدگی در لایه زیر سطحی در پای پیشانی کوهستان). با این حال، بسیاری از این مدل های شکل گیری بر اساس فرضیات مطرح شده بر مبنای شکل و وقوع می­باشند نه براساس فرایندهای قابل مشاهده و خوب شناخته شد که می­توانند به راحتی اعتبار سنجی شوند.
فرایندهای آبرفتی به طور گسترده ایی در تشکیل پدیمنت دخیل هستند به ویژه با تاثیر زیادی که در مسطح سازی جانبی دارند. جریان­های منشأ گرفته از حوضه­های زهکشی کوهستانی از طریق جابه­هایی جانبی کانال موجب فرسایش و پسروی پیشانی کوهستان می­شوند. برش کانالی به علت بار رسوبی بالای این جریانات محدود است.
محققین دیگر بر اهمیت سیلاب­های صفحه­ایی تمرکز می­کنند اما این فرایند به ندرت در محیط طبیعی رخ می­دهد و اهمیت آن در تشکیل پدیمنت باید مورد سوال قرار گیرد. سیلاب صفحه­ایی قادر به ایجاد سطوح صاف و هموار نیست زیرا به منظور ایجاد یک سیلاب صفحه­ایی وجود یه سطح صاف و هموار لازم و ضروری است (Cooke et al.1993). این تمایز مهم بین فرایندهای تشکیل دهنده پدیمنت و فرایندهای تغییر دهنده آن به وسیله لوستیگ (1969) مورد تاکید قرار گرفته است، کسی که پیشنهاد می­کند که پدیمنت­های کنونی مکان نادرستی برای جستجوی تشریح چکونگی شکل گیری آنها است از آنجائیکه پدیمنت­ها قبلا از این فرایندهای فعال وجود داشته­اند. او پیشنهاد می­دهد که ژئومورفولوژیست­ها در عوض باید بر روی مطالعه فرایند­های فرسایشی که در مجاورت حوضه­های زهکشی کوهستان عمل می­کنند تمرکز کنند زیرا در این محل فرسایش بیشترین فعالیت را دارد. محققین دیگر پیشنهاد می­دهند که بیشترین فرسایش که منجر به تشکیل پدیمنت­ها می­شود در محل خروج جریان از کوهستان رخ می­دهد (Parsons and Abrahams 1984). همانطوری که مدل هوازدگی زیر سطحی در بالا تشریح شد، مدل­های آبرفتی به دلیل مشکلات ناشی از ارتباط اشکال قابل مشاهده با فرایندهای فیزیکی کاملاً مشخص باید با دقت مورد بحث قرار گیرند.
مشکل اصلی در تشریح توسعه پدیمنت­ها مشکل حفظ عقب نشینی به صورت یک خطی مستقیم و موازی در دامنه­های نفوذپذیر یک چشم انداز پوشیده نرم است. ابرلندر(1989) پیشنهاد می­دهد که عقب نشینی خطی مستقیم اتفاق می­افتد زیرا فرایندهای انتقال رسوب به وسیله نفوذپذیری عمیق دانه­های ماسه و شن، انتقال دانه­های ریز به وسیله جریان و هوازدگی زیر سطحی سریع به وسیله رطوبت خاک محدود می شود و در پای دامنه متمرکز می­شود. تویدال( 1978) نشان می­دهد که ویژگی­های سنگ شناسی و ساختاری در توده­های گرانیتی (اختلافات پترولوژی و اختلاف در چگالی مشترک) کنترل­های مهمی بر روی مورفولوژی پدیمنت­ها دارند اما کار دیگری در نشان دادن هرگونه ارتباط واضح با شکست روبه رو شده است. اهمیت حرکات تکتونیک در تشکیل پدیمنت­ها نیز نامشخص است اگرچه به طور کلی به نظر می­رسد پدیمنت­ها بیشترین توسعه را در مناطق دارای پایداری طولانی مدت از خود نشان می­دهند (Dohrenwend 1994).

عکس 87: پدیمنت در بیابان موهاوی جنوب غرب ایالات متحده امریکا
 
با بهبودی در تکنیک­های تعیین سن یک مقدار روبه رشدی از شواهدنشان می­دهد که بعضی از پدیمنت­ها بسیار قدیمی هستند. در بیابان صحرا و موهاوی، جریان­های لاوایی را می­توان دید که موجب مدفون شدن سطوح پدیمنت موجود شده­اند. این احتمال که آنها ممکن است لندفرم­های قدیمی شکل گرفته تحت شرایط اقلیمی مختلف متعلق به دوران ترشیاری یا حتی مزوزوئیک پسین باشند افزایش یافته است (Oberlander 1989). به طور خاص فرایندهای منطقه خشک که بر روی پدیمنت­های بیابانی کنونی عمل می­کنند ممکن است برای تشریح لندفرم­هایی توسعه یافته در مقیاس­های زمانی در برگیرنده فازهای مرطوب و همچنین خشک مناسب نباشد. یک گونه از شرایط به عنوان شرایط مطلوب برای توسعه پدیمنت در سنگ­های کریستالی پیشنهاد شده است؛ این شرایط شامل رطوبت فصلی، جنگل عرض جغرافیایی پایین، ساوانا و بیابان­های سرد زمستانی تحت تاثیر فرایندهای برودتی است. ابرلندر (1989) پیشنهاد می­کند که در حال حاضر پدیمنتاسیون در قسمت­های مرکزی اریزونا که به نظر می­رسد شرایط بیابان موهاوی در میوسن تکرار شده فعال است. به نظر می­رسد بسیاری از پدیمنت­ها باید تا به اندازه­ایی به عنوان لندفرم­هایی قدیمی در نظر گرفته شوند که در حال حاضر تحت شرایط محیطی بسیار متفاوت از آنچه مربوط به مراحل اولیه شکل گیری آنها است در حال تغییر هستند.
References
Cooke, R.U. (1970) Morphometric analysis of pediments and associated landforms in the Western Mojave Desert, American Journal of Science 269, 26–38.
Cooke, R.U. and Reeves, R.W. (1972) Relations between debris size and slope of mountain fronts and pediments in the Mojave Desert, California, Zeitschrift für Geomorphologie 16, 76–82.
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: UCL Press.
Dohrenwend, J.C. (1994) Pediments in Arid Environments, in A.D. Abrahams and A.J. Parsons (eds) Geomorphology of Desert Environments, 321–353, London: Chapman and Hall.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains: United States Geological Survey of the Rocky Mountain Region, Washington, DC: Department of the Interior.
Plate 87 Pediment in the Mojave Desert, southwest USA PENEPLAIN 771
Howard, A.D. (1942) Pediment passes and the pediment, problem, Journal of Geomorphology 5, 3–31, 95–136.
Lustig, L.K. (1969) Trend surface analysis of the Basin and Range Province and some geomorphic implications, US Geological Survey Professional Paper 500–D.
Mabbutt, J.A. (1966) Mantle-controlled planation of pediments, American Journal of Science 264, 79–91. McGee, W.J. (1897) Sheetflood erosion, Geological Society of America Bulletin 8, 87–112.
Oberlander, T.M. (1989) Slope and pediment systems, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 56–84, London: Belhaven.
Parsons, A.J. and Abrahams, A.D. (1984) Mountain mass denudation and piedmont formation in the Mojave and Sonoran Deserts, American Journal of Science 284, 255–271.
Tator, B.A. (1952) Pediment characteristics and terminology (part 1), Annals of the Association of American Geographers 42, 295–317.
——(1953) Pediment characteristics and terminology (part 2), Annals of the Association of American Geographers 43, 47–53.
Twidale, C.R. (1978) On the origin of pediments in different structural settings, American Journal of Science 278, 1,138–1,176.
Whitaker, C.R. (1979) The use of the term ‘pediment’ and related terminology, Zeitschrift für Geomorphologie 23, 427–439. SEE ALSO: alluvial fan; desert geomorphology; glacis d’érosion
KEVIN WHITE    (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
PENEPLAIN دشتگون (پنی پلین)
پنی پلین واژه­ایی که به وسیله دیویس ابداع شده و به معنی سطحی با ناهمواری کم که تا نزدیک سطح دریا را در برگرفته و از طریق فرسایش در طول فواصل زمانی ممتد شکل گرفته است. توضیحات او در زمین این واژه عبات است از:
با توجه به زمان کافی برای عمل نیروهای سایشی بروی توده­ایی از زمین که بروی یک سطح اساس ثابت قرار دارد و اینکه این سطح خیلی آرام و هموار فرسایش می­یابد کاملاً سزاوار اسم دشت می­باشد. اما خیلی غیر معمول است که یک توده از زمین موقعیت ثابت خود را انگونه که ما در اینجا ثابت فرض کرده ایم، حفظ کند... بنابراین من در جای دیگری پیشنهاد داده­ام یک منطقه قدیمی که تقریباً سطح اساس داشته باید یک دشت نامیده شود؛ یک پنی پلین است(Davis in Chorley et al. 1973: 190).
بنابراین پنی پلین محصول پایانی یک سیکل فرسایش نیست و اگر نگرش دیویس را در نظر بگیریم نباید با یک دشت بی پایان و بدون عارضه اشتباه گرفته شود که این امر اغلب اتفاق می­افتد.
در عوض پنی پلین یک چشم اندازی منطقه­ای در مرحله ماقبل آخر توسعه فرسایش است که هنوز در حال فرسایش به منظور تبدیل به یک دشت واقعی است. در جایی دیگر دیویس خود می­گوید:
در مرحله کمتر پیشرفته تخریب، زمین هنوز دارای تپه­های کم و دست نخورده در امتداد میاناب­ها و مناطق بینابین بستر عریض رودها است. این مناطق در آینده تقریباً تبدیل به دشت یا پنی پلین خواهند شد. یک پنی پلین به ندرت سطح اساس آن بالای سطح دریا قرار می­گیرد، اما اگر منطقه بزرگ باشد ممکن است ارتفاعات 2000، 3000 و 4000 فوت در مناطق داخلی سرزمین به سمت سرچشمه رودها را به دست آورد و کوه­ها و تپه­های آن با دامنه­های هموارتر ممکن است هنوز مرتفع تر باقی بمانند (Davis in King and Schumm 1980: 8).
این فرایندها منجر می­شود یک پنی پلین عمدتاً در سطح زمین باشد. فرایند­های آبرفتی و نیروی جاذبه بروی دامنه­ها فعال می­باشند. این فرایندها باید به حدی فعال باشند که تاثیر ناهمسان مقاومت سنگ­ها را محو کرده و فقط مقاومترین سنگ­ها شکل دهنده تپه­های مشرف به پنی پلین و مونادنوک­ها باشند. وگرنه دامنه­های هموار و ملایم برروی سنگ­های عمیقاً هوازده با یک پوشش هوازده با ضخامت متجاوز از 10 متر قرار گرفته­اند. تا آنجاییکه که ناهمواری نسبی یک پنی پلین مورد توجه قرار گرفته به نظر می­رسد دیویس در تعریف ارتفاعات تپه و زاویه­های شیب نسبتاً در ابهام قرار داشته است. بنابراین دو ویژگی مهم برای پنی پلین وجود دارد. یکی مفهوم زمان در سیکل فرسایش سطح زمین است. برای اینکه یک پنی پلین باشد، سطح نسبتاً هموار باید در طول یک فرایند برهنه سازی ممتد و طولانی تشکیل شود. پیش نیاز دوم متمایل بودن به سمت سطح دریا است.
بیشتر سردرگمی­های پیرامون این واژه از این واقعیت نشأت می­گیرد که محققین بعدی همیشه تعریف اولیه دیویس را ادامه نداده و این واژه را در زمینه­های گوناگونی مورد استفاده قرار داده­اند. به طور مثال پنی پلین­ها اغلب با سطوح صاف یکسان فرض شده­اند یا یک شکل خاص از تحول دامنه برای پنی پلین به کار گرفته شده است. خیلی از متون ژئومورفولوژی پنی پلین­هایی که عمدتاً به وسیله فرسایش به سمت پایین دامنه و متعاقباً کاهش ناهمواری شکل گرفته­اند را با پنی پلین­هایی که به وسیله فرسایش به سمت بالای دامنه و ناهمواری نسبی بالا تا مرحله نسبتاً آخر توسعه تشکیل شده اند باهم مقایسه می­کنند. در موارد دیگر شرط قرارگیری نزدیک به سطح دریا و یا شیب ملایم به سمت آن را نادیده گرفته­اند. در نتیجه سطوح قله­ایی هموار شده در رشته­های کوهستانی مکرراً پنی پلین نامیده شده­اند، با وجود اینکه نه منشأ و نه سن آنها به حد کافی شرایط لازم برای استفاده از این واژه به سبک دیویس را تضمین نمی­کند. دیویس خود واژه دشت قدیمی[13]را برای توصیف یک پنی پلین که بالا آمده و در حال حاضر مرحله ابتدایی تجزیه را تجربه می­کند پیشنهاد می­دهد.
استفاده آزاد از این واژه و ارتباط آشکار آن با مدل تحول سیکلی لندفرم­های دیویس و رویکرد توالی زمانی برهنه­سازی از سال 1960 به شدت مورد انتقاد قرار گرفت و سرانجام منجر به کاهش محبوبیت و حذف تدریج آن شد. در توصیف چشم اندازها اولویت بیشتر به سطوح صاف داده شد درحالی که در زمینه نظریه، تحقیق در زمینه مدل­های غیر سیکلی تحول ژئومورفیک به شدت دنبال شد.
با این وجود فایربریج و فینکل(1980) پیشنهاد بازگشت به پنی پلین­ها را مطرح می­کنند اما با درک پتانسیل ابهام و سوءاستفاده از این کلمه آنها جدایی از محدودیت­های بکار رفته در تعیریف دیویس راه مطرح می­کنند. در عوض آنها ترجیح می­دهند یک معنی غیر ژنتیک از این واژه، ساده برای توصیف سطوح نسبتاً صاف بدون توجه به منشأ، موقعیت و مراحل تحول آنها ارائه دهند. این نکته­ایی است که به طور واضح به وسیله تویندل(1983) به منظور توصیف پنی پلین­ها به عنوان "سطوح هموار و موجدار با ناهمواری کم" بدون اشاره به موقعیت آنها نسبت به سطح اساس بکار گرفته شده است. علاوه بر این او استدلال می­کند که هیچ ابزاری برای کشف حالت تحولا شیب گذشته که منجر به تشکیل پنی پلین امروزی شده است وجود ندارد؛ بنابراین بحث برروی مسئله فرسایش روبه عقب یا روبه جلو کاملاً بی معنی است. از طرف دیگر او به طور محکم به درک دیویس از پنی پلین به عنوان چشم اندازی در مرحله ماقبل اخر تکیه کرده و التی پلین­ها[14] را به عنوان محصول نهایی واقعی توسعه ناهمواری معرفی می­کند. از طریق مقایسه فیلیپس(2002) در جدیترین بازبینی خود تعریفی گسترده­تری از پنی پلین پیشنهاد می­دهد که در آن شرایط بودن در هر مرحله معین از یک سیکل اضافه شده است. با وجود همه این رویکردهای متفاوت، بسیار دشوار است که واژه­ای برای کاربرد عادی آن در توصیف وتشریح لندفرم­ها پیشنهاد داده شود.
بحث­های زیادی پیرامون اینکه آیا پنی پلین و یا پنی پلینیشن در معنای واقعی دیدگاه دیویس واقعا رخ داده است. فیلیپس (2002) اکثر محققان سابق را دنبال می­کند و ادعا می­کند که درحال حاضر پنی پلین­های نزدیک به سطح دریا تقریبا وجود ندارند و دلایل را در متغیرهای ثابتی در نیروهای تکتونیکی، اقلیم و سطح اساس به ویژه در دوره کواترنر دنبال می­کند. همه این تغییرات اجاز نخواهند داد که پنی پلین برای مدت زمان طولانی دوام بیاورد و منجر به تفکیک سطح به جای مسطح سازی می­شود. از طرف دیگر تویندل(1983) تعدادی از مثال­های دشت­های تقریباً بریده شده در سنگ را ارائه می­دهد اما ثابت می­کند که قدمت آنها در یک زمان یکسان بوده است.خیلی از این دشت­ها مربوط به دوره کرتاسه و حتی ماقبل تر از آن بوده­اند. در فنوسکاندیا بدون شک یک پنی پلین در مقیاس شبه قاره در انتهای پره کامبرین وجود داشته است (Lidmar Bergström 1995). مثال­های بیشتر از دشت­های گذشته یا پالئودشت­ها به وسیله اولیر (1991) ارائه شده­اند. به نظر می­رسد تطبیق شواهد برای کم یا عدم تشکیل پنی پلین در حال حاضر و تشکیل دشت در دوره­های گذشته زمین شناسی یکی از جدال­های ژئومورفولوژی تکاملی است.
References
Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms. Vol. 2: The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. Jr (1980) Cratonic erosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
King, P.B. and Schumm, S.A. (eds) (1980) The Physical Geography (Geomorphology) of William Morris Davis, Norwich: GeoBooks.
Lidmar-Bergström, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Ollier, C.D. (1991) Ancient Landforms, London: Belhaven.
Phillips, J.D. (2002) Erosion, isostatic response, and the missing peneplains, Geomorphology 45, 225–241.
Twidale, C.R. (1983) Pediments, peneplains and ultiplains, Revue de Géomorphologie Dynanique 32, 1–35.
Further reading
Adams, G. (ed.) (1975) Planation Surfaces, Benchmark Papers in Geology 22, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Melhorn, W.N. and Flemal, R.C. (eds) (1975) Theories of Landform Development, London: George Allen and Unwin.
SEE ALSO: Cycle of Erosion; denudation chronology
PIOTR MIGO´N    (مترجم:  صمد عظیمی راد)      
 
 
 
PERIGLACIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی مجاور یخچالی
شاید به طور شگفت آوری هیچ توافقی برسر اینکه دقیقاً چه زمینی می­تواند به عنوان مجاور یخچالی در نظر گرفته شود وجود ندارد زیرا پارامترهای کمی قابل تعریفی که پذیرش جهانی داشته باشد وجود ندارد. بهرحال اکثراً این گزاره را می­پذیرند که دو رویکرد برای علامت گذاری اینکه چه چیزی مجاور یخچالی است وجود دارد و اینکه هردو را می­توان توجیه کرد.
یک رویکرد بر روی ضرورت عمل یخبندان شدید به شکل سیکل­های مکرر یخبندان ذوب و یخبندان فصلی عمیق تاکید می­کند. اگر این معیار را برای تعیین حدود پراکندگی مناطق مجاور یخچالی بکار گیریم در نتیجه آن تقریباً 35 درصد سطح قاره­های کره زمین (عمدتاً در نیمکره شمالی زمین) در طبقه مجاور یخچالی قرار می­گیرند. رویکرد دیگر تصریح می­کند که وجود زمین یخ زده دائمی مثل پرمافراست معیار اصلی است. پرمافراست ممکن است به صورت هرگونه مواد زمین که دارای دمای صفر یا زیر صفر برای حداقل یک دوره دوساله است تعریف شود. توجه شود که در این تعریف هیچ ارجاعی به محتوای آبی یا لیتولوژی نشده است. اگر پرمافراست ویژگی اساسی است بنابراین یک آب و هوای سخت به تنهایی بیش از آنکه موردنیاز برای عمل یخبندان باشد نیازمند دارا بودن شرایط لازم برای وضعیت مجاور یخچالی است همچنانکه پرمافراست یازمند یک میانگین دمایی سالانه زیر صفر است. در نتیجه مناطق مجاور یخچالی جهان اساساً کمتر از 20 درصد کل سطح خشکی است. با این وجود از هر دو چشم انداز این مساحت کل که به عنوان مجاور یخچالی در نظر گرفته شده است بخش چشمگیری از محیط خشکی زمین را تشکیل می­دهد. در مقایسه با این مساحت برف دائمی و یخ یخچالی تنها 3 درصد را شامل می­شود.
ناهمواری همچنین نقش تاثیرگذاری در تعیین پراکندگی مناطق مجاور یخچالی دارد. هردو سیکل­های یخبندان- ذوب و پرمافراست که با اقلیم در ارتباط هستند به وسیله دو عامل عرض جغرافیایی و ارتفاع تحت تاثیر قرار می­گیرند. در نتیجه گسترده ترین مناطق مجاور یخچالی عمدتاً سرزمین­های پستی در اوراسیای شمالی و شمال آمریکا هستند و ترکیبی از مناطق تندار و چشم انداز جنگل­های شمالی را تشکیل می­دهند. دماهای کوهستانی تحت تاثیر ارتفاع نسبت به میزان کاهش دما با افزایش ارتفاع حساس هستند. این امر می­تواند سرمایش کافی را در عرض­های پایین تر ایجاد کند که موجب شرایط دمایی معتدل تری در مناطق مجاور پایین تر می­شود. در نتیجه مناطق مجاور یخچالی آلپی حتی می­تواند در مناطق استوایی ایجاد شود. معمولاً آنها یه منطقه تندرایی که مرز پایین آن تقریباً منطبق بر مرز بالایی خط درختان است را نشان می­دهند.
فرایندهای اصلی مناطق مجاور یخچالی (Basic periglacial processes)
ژئومورفولوژی مناطق مجاور یخچالی اصولاً بروی فرایندها، رسوبات و لندفرم­های منتج در سطحی زمین تمرکز می­کند که مشخصه مناطق سرد غیر یخچالی سطح کره زمین است. دانش رفتار فیزیکی تقریباً غیرعادی ماده آب اساس درک این است. ابتدا تغییر حالت از مایع به جامد با 9 درصد افزایش حجم همرا است و همچنین به طور معکوس با تغییر حالت از جامد به مایع 9 درصد کاهش حجم وجود دارد که در طی سیکل­های یخبندان و ذوب رخ می­دهد. این امر با گرمای نهان ذوب (84 کاری بر گرم) همراه است که بسیار کمتر از گرمای مورد نیاز در (100 کالری بر گرم) تغییر درجه حرارت حالت مایع از انتقال جامد به گاز نیست. نتیجه خالص اینکه نرخ هردو حالت یخبندان و ذوب بیش از آنکه انتظار می­رود به تعویق می­افتد. دوم اینکه، تغییرات حجمی در طی نوسانات درجه حرارت در حالت جامد(یخ زده) زمانی که سرمایش انقباض و بالعکس تولید می­کند رخ می­دهد. این به خودی خود امری غیر معمول نیست اما به منظور جلوگیری از سردرگمی به طور کلی به صورت مستقل از 9 درصد تغییر حجم در تغییر حالت مایع- جامد- مایع در نظر گرفته می­شود. سوم، حداکثر تراکم به دست آمده در حالت مایع، تقریبا 98/3 درجه سانتی گراد بالای نقطه انجماد، تضمین می­کند که حالت جامد بروی مایع شناور باشد. این مفخوم عمیقی از زندگی است به این معنی که آب در دریاچه­ها و رودها در زیر سطح پوشش یخی وجود دارد. حتی در شدیدترین شرایط آب و هواها پهنه­های آبی با عمق بیش از 3 متر یخبندان را به لایه­های زیرین خود انتقال نمی­دهند همچنانکه توسعه سالیانه یخ به ندرت بیش از دو متر ضخامت ندارد. چهارم، در خلل و فرج رسوبات نقطه انجماد آب در بدترین موارد می تواند به پایین تر از منفی 22 درجه سانتی گراد برسد. این امر به ویژه در رسوبات ریز دانه (رس و سیلت) موثر است جائیکه حرکت لایه­های نازک آب حتی در زمین­های یخ بسته اتفاق می­دهد. این امر انباشتگی توده­های یخی با حجم­های بیش از ظرفیت منافذ را تسهیل می­بخشد. همه این عوامل در فرایندهای شکل دهنده چشم انداز مرتبط با محیط­های مجاور یخچالی شرکت می­کنند و به طور کلی ماهیت فرایندهای مجاور بخچالی را تعیین می­کنند. محرک این فرایندها تغییرات درجه حرارت و به نوبه خود هواشناسی و آب و هواشناسی است.
 
فعالیت مجاور یخچالی دیرینه (Palaeoperiglacial activity)
جدا از رفتار فیزیکی غیرمعمول ماده آب، عامل پیچیده­تر در درک عوارض مجاور یخچالی بعد زمان است به ویژه اینکه با تغییر اقلیم متحد است. این می­تواند به وسیله مثالی از بریتانیا نشان داده شود. اگر تعیین مرز مناطق تحت تاثیر شرایط محیط مجاور یخچالی براساس سیکل­های یخبندان- ذوب پذیرفته شود بنابراین قلل مرتفع تر بریتانیا در چارچوب فعالیت محیط مجاور یخچالی قرار می­گیرند. این نکته نظر بلانتین و هریس (1994) در استنتاج عمدتاً منطقه­ای محور خود است. به هرحال اتخاذ یک رویکرد جایگزین آسان­تر براساس وجود یا عدم وجود پرمافراست به ناچار به این معنی است که جزایر بریتانیا از آخرین پرمافراست در تقریباً 11500 سال قبل در آخرین مرحله یخچالی نمی­تواند به عنوان منطقه مجاور یخچالی در نظر گرفته شود. از آن زمان تا دوره بین یخچالی فلاندریان[15] (بعد از یخبندان) متعاقب آن مکان­های دارای شدیدترین شرایط اقلیمی هم قادر به حفظ هیچ گونه پرمافراست نبوده­اند. این موضعی است که به وسیله وورسلی (1977) در بررسی شرایط مجاور یخچالی شدن در بریتانیا اتخاذ کرده است زمانی که نتیجه گرفته شده بود که همه شواهد محیط مجاور یخچالی در بریتانیا به طور موثری باقی مانده­اند.
پیش از 11500 سال قبل در طی اخرین دوره یخچالی اکثر مناطق بریتانیا پرمافراست گسترده دوره­ایی را تجربه می­کرده است. به روشنی اکثر مناطق جهان در آخرین دوره یخچالی شاهد گسترش چشمگیر تسلط شرایط مجاور یخچالی تا 50 درصد بوده اند. اما این تسلط احتمالاً خیلی چشمگیر نبوده چنانچه در اروپای غربی میانگین دمای سالیانه در طی این دوره زمانی که جریان گلف بی اثر بوده است تقریباً تا 20 درجه سانتی گراد افت داشته است. یک بعد کم اهمیت از مراحل یخچالی جهان این است که اگر سطح دریا را به عنوان یک پروکسی برای اقلیم دیرینه در نظر بگیریم بنابراین دوره های کاهش زیاد سطح دریا ( حداکثر گسترش حجم یخچال­ها) نسبتاً کوتاه بوده است. به طور مشابه در دوره کواترنر رکوردهای نسبت ایزوتپی اکسیژن دریایی به عنوان بازتاب دهنده درجه یخبندان جهانی تا حدود زیادی تفسیر شده­اند و نقاط اوج نسبت منفی منحنی­های ایزوتوپی مطابق با دوره­های حداکثر گسترش پوشش یخ یخچالی (مطابق با پایین ترین سطح دریا) بوده است. در طی آخرین مرحله یخچالی در بیشتر مناطق جهان تحت پوشش یخچال­ها، شواهد چینه شناسی نشان می­دهد که توسعه یخچال در صفحات یخی بسیار گسترده در اواخر این مرحله به اوج خود می­رسند. این داده­ها نشان می­دهد که در بیشتر این مرحله یخبندان در آن مناطقی که با وجود سرما تحت تاثیر پوشش یخی دائمی نبوده­اند فرایندهای مجاور یخچالی به جای فرایندهای یخچالی تسلط داشته­اند. ازاین رو بیشتر چشم انداز های یخ بسته شرایط مجاور یخچالی جزئی را تحمل کرده اند. به طور طبیعی این مناطق در خارج از مرزهای حداکثر گسترش یخ شاهد یک رژیم مجاور یخچالی برای بخش اعظم دوره یخچالی بوده­اند و ازین رو تاثیرات شرایط مجاور یخچالی واضح­تر هستند. در نهایت، فازهای ابتدایی عقب نشینی یخ از مرزهای حداکثر در درجه اول ناشی از کاهش بارش برف و نه افزایش دما بوده است. این شرایط موجب گسترش محیط­های مجاور یخچالی به داخل مناطقی می­شود که اخیراً خالی از یخ شده­اند. شرایط فرایخچالی با عقب نشینی یخ همراه بوده و گسترش آن ممکن است به عنوان بخشی از شرایط مجاور یخچالی شدن در نظر گرفته شود.
 
توسعه تاریخی مفهوم مجاور یخچالی (the periglacial concept Historical development of)
واژه مجاور یخچالی ابتدا به وسیله یک زمین شناس و خاک شناس لهستانی دابلیو. لوزینسکی (1909) در محاسبه هوازدگی مکانیکی ماسه سنگ و تولید بلاکفیلد (ببینیدBLOCKFIELD و BLOCKSTREAM) تحت شرایط اقلیمی سرد در کوه­های کاراپاتیان[16] ابداع شد. سه سال بعد لوزینسکی مفهوم رخساره­های مجاور یخچالی تولید شده به وسیله هوازدگی میکانیکی را مطرح ساخت، اگرچه او هیچ گونه پارامتر اقلیمی کمی را ارائه نداد. بهرحال، بدیهی است که لوزینسکی مفهوم مجاور یخچالی را در تلاشی برای بازسازی بافت اقلیم دیرینه رخساره خود پیشنهاد می­داده است. او آن را به عنوان درکی از فرآیندهای سابق فعال در سرزمین­های مجاور به یخچال­های طبیعی و صفحات یخی دوره پلیستوسن و نه به عنوان یک تابع از فعالیت معاصر می پروراند. مقاله دوم او به عنوان بخشی از مجموعه مقالات کنگره زمین شناسی بین المللی که در استکهلم در سال 1910 برگزار شد منتشر شد و این تضمین کننده انتشار گسترده واژه مجاور یخچالی بود. دیگر فعالیت­ها در کنگره شامل یک گردش میدانی به اشپیتزبرگ جایی که رخساره­های مجاور یخچالی می­تواند با فرایندهای محیطی کنونی مرتبط باشد و از این طریق انگیزه بیشتری برای مطالعه علمی را فراهم آورد. بنابراین منحصراً واژه مجاور یخچالی که در اصل به وسیله لوزینسکی پرورانده شد باید به یک ناحیه یا منطقه که قبلاً تحت تاثیر شرایط اقیلمی نوع قطبی و در مجاورت یه یخچال قرار قرار داشته ارجاع داده شود.
از نقطه نظر کاربرد مدرن این واژه، یک درک اشتباه ممکن است این باشد که عوارض محیط مجاور یخچالی منحصراً با منطقه مجاور حاشیه­های یخچالی مرتبط است. در مقابل برخی از مناطق عمده پرمافراست امروزی هرگز یخچالی نشده­اند یا در واقع در مجاورت صفحات یخی پیشین قرار نداشته­اند. مثال نخست شرق سیبری است جائیکه در آن پرمافراست می­تواند بیش از یک کیلومتر عمق داشته باشد. این احتمالاً به وسیله این حقیقت توضیح داده می­­شود که این منطقه طولانی ترین تاریخ توسعه پایدار پرمافراست نسبت به هر نقطه بر روی زمین را دارا است. نقطه ضعف بیشتر این است که ممکن است فرض شود که مناطق در مجاورت یخچال­ها آب و هوای نه چندان شدیدی را تجربه می­کنند و اینکه بدتر شدن شرایط آب و هوایی لزوماً موجب تغییر شرایط محیطی از مجاور یخچالی به یخچالی می­شود و تشکیل یخچال­ها نشان دهنده بدترین حالت آب و هوایی است. علی رغم اینکه تعدادی از محققان به دلیل عدم دقت واژه مجاور یخچالی سعی در کنار گذاشتن آن داشته اند با این وجود در حال حاضر کاربرد آن گسترش یافته و درجه ای از مسامحه در تعریف آن به صورت خودکار توسط کاربران آن پذیرفته شده است. جالب توجه این بوده که یک تغییر در عنوان در نسخه اول و دوم سنتز محیط مجاور یخچالی توسط ای ال واشبورن وجود دارد (Washburn 1973, 1979). در نسخه دوم واژه ژئوکرایولوژی[17] معرفی شده است (مثل بررسی مواد زمین یخ بسته). این کلمه از یک معادل روسی گرفته شده است و اگرچه می­تواند شامل یخچال­ها باشد معمولاً به زمین یخ بسته اشاره دارد. اگرچه لوزینسکی مفهوم منطقه مجاور یخچالی را در اوایل قرن بیستم رسمیت بخشید با وجود این خیلی از مفاهیم در علوم زمین که توسط محققین قبلی پیش بینی شده بود بعداً قاعده­مند شد. برای مثال، آغاز نقشه برداری زمین شناسی در انگلستان با حمایت دولت در سال 1830 به زودی منجر به شناسایی پوشش باقی مانده از واریزه سنگی توسط دی لا بیچه بر روی دامنه­های کورنوال و دیون در پنینسولا جنوبی و غربی شد. ارتباطات میدانی به او نشان داد که رأس پوشش قطعات سنگی گوشه دار از هوازدگی مکانیکی سنگ بستر منشأ گرفته است و از طریق برداشت از دامنه بالا حاصل شده است و اینکه حرکات دامنه­ای وجود دارد که گرایش به سمت آَشفتگی­های دامنه­ایی دارد و از این طریق چیزی شبیه به حرکات سولی فلکسیون را پیش بینی کرد.
 
فرایندها و اشکال خاص محیط مجاور یخچالی (Unique periglacial processes and landforms)
ادبیات تحقیق برگرفته از تحقیقات ژئومورفولوژی مجاور یخچالی منجر به ارائه طیف گسترده ای از اصطلاحات تخصصی و نام لندفرم های منحصر به فرد شده است. این اسم­ها از منابع زبانی گوناگون منشأ گرفته و به دلیل کاربرد متناقض موجب سردرگمی شده است.
در این زمینه یک مثال از برنامه ریزی این دایره المعارف می­آوریم جائیکه در فهرست موضوعات پیش نویس دو واژه التی پلنیشن[18] و کرایوپلنیشن[19] را به صورت دو ورودی جدا مشخص کرده بود. در حقیقت تفاوتی بین این دو کلمه وجود ندارد. پادگانه­های آلتی پلنیشن ابتدا به وسیله اچ ام ایکین در سال 1918 به دنبال نقشه برداری در قسمتی از شرق آلاسکا توصیف شد جائیکه او با سطوح قله ­ای و سکو مانندی برخورد کرد که تاحدود زیادی مستقل از سنگ شناسی و ساختار زمین در سنگ بستر بریده شده بودند. ارتباطات مشابهی پیش تر در روسیه شناسایی شده بود و واژه پادگانه­های گولتز[20] برای آنها بکار گرفته شده بود. واژگان دیگری که بکار گرفته شده بود شامل ایکویپلنیشن[21] و پادگانه­های نیواسیون[22] است. برایان (1946) یک بررسی گسترده از اصطلاحات مجاور یخچالی موجود را انجام داد و یک واژه جدید کرایوپلنیشن[23]- را برای بیان مفهومی یکسان از عمل یخبندان و حرکت واریزه­ به سمت پایین دامنه تحت تاثیر یخبندان که موجب ایجاد یک سیستم فرسایش دامنه­ای شده است را پیشنهاد می­دهد. در حال حاضر این واژه برای چنین عوارضی از نظر بین المللی پذیرفته شده است.
خوشبختانه مشکل این نامگذاری گیج کننده در یک فهرست واژگان جامع تولید شده به وسیله یک تیم بین رشته­ایی باتجربه از محققین پرمافراست کانادایی برطرف شده است (Harris et al. 1988). این فهرست یک منبع عالی از کاربرد کنونی، تعاریف و مترادف­ها مورد استفاده در ژئومورفولوژی مجاور یخچالی است. همچنین دارای مزیت بحث اندیشمندانه در مورد بیشتر واژگان و نویسندگانی است که توصیه به ترک برخی از واژگان دارند.
ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مانند هر ژئومورفولوژی ریخت شناسی، باید همه عوامل شکل دهنده چشم انداز را در نظر بگیرد. به طور طبیعی تمایل به تمرکز بر آن دسته از عوامل وجود دارد که یا منحصر به فرد هستند و یا به آسانی در طیف وسیعی از محیط­ها معمول هستند. برای توضیح این نکته بیش از پنجاه ورودی مربوط به ژئومورفولوژی مجاور یخچالی در این دانشنامه وجود دارد. با این حال، تنها نیمی از این­ها به احتمال زیاد به بحث گذاشته شود و به قلمرو مجاور یخچالی ارجاع داده شوند. بررسی بسیاری از محیط­های مجاور یخچالی به صورت میدانی یا از طریق نقشه­ها و عکس­های هوایی به طور عادی یک چشم انداز اساساً آبرفتی را آشکار می­سازد که یک شبکه زهکشی نرمال را به نمایش می­گذارند. چند استثنا و بخش­های مهمی از مناطق مجاور یخچالی وجود دارد که چشم اندازهای بیابانی را به نمایش می­گذارند. در نظر گرفتن اینکه در زیر برخی از خشکترین مناطق جهان پرمافراست وجود دارد تعجب آور نیست. اما این مناطق بیابان­های سردی هستند. تمایل به درنظر گرفتن بیابان­ها به عنوان مناطقی گرم به این دلیل است که اکثر ژئومورفولوژیست­های بیابان در این نوع بیابان­ها تحقیق انجام می­دهند.
 
ژئومورفولوژی مجاور یخچالی کاربردی(Applied periglacial geomorphology)
هرجایی که یخ یر روی سطح زمین وجود دارد همیشه این احتمال وجود دارد که ذوب شود. تحت شرایط طبیعی این یک فرایند مداوم است و می­تواند از طریق طیفی از رخدادها مثل آتش سوزی جنگل، فرسایش ساحلی و کناره رود، یا تغییر آب و هوا اتفاق افتد. به طور واضح چشم انداز گرمایش جهانی حامل نشانه­های بدی برای تمام جهان پرمافراست است.
سراسر قرن گذشته سکونتگاه­های انسانی در دشت­های پرمافراست توسعه یافته است. انسان­هایی که از مناطق جنوبی مهاجرت کرده و انتظار امکانات مشابه با جنوب منطقه پرمافراست دارند. این حرکت تحت تاثیر جنگ جهانی دوم و ایجاد امکانات دفاعی در طی جنگ سرد شدت یافت. استخراج اقتصادی منابع کانی و استخراج هیدروکربن موجب افزایش تقاضا برای حمل و نقل، شهرسازی و تاسیسات موردنیاز آنها شد.
ایجاد همه نوع ساخت و ساز بر روی پرمافراست اگر موجب برهم خوردن تعادل حرارت طبیعی زمین و در نتیجه ذوب یخ و آب شدن لایه جامد شود می­تواند پتانسیل مخاطره را افزایش دهد. تحت تاثیر فشار جنگ اشتباهات زیادی در تاسیسات لوله کشی و جاده رخ داد اما تجربیات زیادی از این مخاطرات تحمیل شده به مناطق پرمافراست به دست آمد. انتشار برجسته در این زمینه به وسیله مولر (1947) تحت عنوان حالت بعدی درک هنری از پرمافراست و مشکلات مهندسی آن تدوین شد. این انتشار به طور گسترده­ایی براساس تجربیات روس­ها بود. این امر منجر به بنیان بخش تحقیقات مناطق سرد در ارتش ایالات متحده آمریکا و آزمایشگاه مهندسی که در نهایت یکی از موسسات برجسته درگیر در تحقیقات مناطق مجاور یخچالی بود. آزمایشگاه­های مشابهی در یاکوتا و کانادا با ماموریت­های اساساً کشوری تاسیس شدند.
در کانادا در سال 1950، آکلاویک[24]، مرکز اداری واقع در دلتای مکنزی تحت تاثیر سیلاب­های سالیانه قرار داشت. تصمیم گرفته شده به وسیله دولت فدرال مبنی بر ساخت شهر جدیدی برای جابه جایی آن بود که بهترین عمل برای همکاری در ساخت پرمافراست بود(Johnston 1981). چند منطقه در ابعاد ویژگی­های ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مورد ارزیابی قرار گرفت و اینوویک[25] برای ستوسعه انتخاب شد. اینوویک از آن زمان به یک نمونه نمایشی مبدل شد که چگونه شهری با عرضه امکانات جهان غیر مجاور یخچالی می­تواند بدون خسارت­های محیطی چشمگیری ساخته شود. در این شهر همه ساختمان­ها به خوبی عایق شده و معمولاً بر روی ستون­هایی قرار گرفته­اند که از مواد مستعد یخبندان نفوذ کرده و با دقت بر روی پوشش گیاهی اصلی مستقر شده­اند. یک شکاف هوایی به ارتفاع یک متر در نوک ستون­ها امکان نگهداشت رژیم حرارتی طبیعی زمین را فراهم می­کرد. با بکارگیری یک رویکرد مشابه یک سیستم آب، فاضلاب، لوله­های گرم کننده در یک شبکه مجرایی عایق نصب شد. در بعضی موارد مثل واحدهای تولید برق ستون­ها امکان پذیر نبودند و معبرهای ضخیم مواد زاویه دار که از میان آن لوله­های تهویه کار گذاشته شده بود در دست دستیابی به اهداف یکسان با موفقیت روبه رو شد.
درک بسیار بهبود یافته از حساسیت چشم انداز مجاور یخچالی تاحدود زیادی تضمین کننده فعالیت­های کاربری اراضی است که می­تواند بدون پیامدهای ناگوار عمده­ایی انجام شود. با این حال ساخت و ساز باید به شدت به وسیله مدیران محیطی آشنا به اصول ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مانیتورینگ شود و در زمینه استخراج هیدروکربن تعدادی از محل­های حفاری در تابستان به دلیل ترس از ایجاد آشفتگی گسترده برای یخ زمین در پرمافراست بسته شده­اند.
 
References
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
Bryan, K. (1946) Cryopedology – the study of frozen ground and intensive frost-action with suggestions on nomenclature, American Journal of Science 244, 622–642.
Harris, S.A., French, H.M., Heginbottom, J.A., Johnston, G.H., Ladanyi, B., Sego, D.C. and Everdingen, R.O. (1988) Glossary of Permafrost and Related Ground-ice Terms, Ottawa: National Research Council of Canada Technical Memorandum 142.
Johnston, G.H. (ed.) (1981) Permafrost Engineering Design and Construction, Toronto: Wiley.
Muller, S.W. (1947) Permafrost or Permanently Frozen Ground and Related Engineering Problems, Ann Arbor, MI: J.W. Edwards.
Washburn, A.L. (1973) Periglacial Processes and Environments, London: Arnold.
——(1979) Geocryology, London: Arnold.
Worsley, P. (1977) Periglaciation, in F.W. Shotton (ed.) British Quaternary Studies Recent Advances, 203219, Oxford: Clarendon Press.
Further reading
Clark, M.J. (ed.) (1988) Advances in Periglacial Geomorphology, Chichester: Wiley.
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, 2nd edition, Harlow: Longman.
Harris, S.A. (1986) The Permafrost Environment, Beckenham: Croom Helm.
Jahn, A. (1975) Problems of the Periglacial Zone, Warszawa: Polish Scientific Publishers.
King, C.A.M. (ed.) (1976) Periglacial processes, Benchmark Papers in Geology 27, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) the Frozen Earth: Fundamentals of Geocryology, Cambridge: Cambridge University Press.
PETER WORSLEY (مترجم:  صمد عظیمی راد)   
 
PERMAFROST پرمافراست ( اراضی با تناوب یخبندان)
پرمافراست به صورت زمین (خاک و سنگ) که دمای آن حداقل برای دوسال زیر صفر درجه سانتی گراد باقی می­ماند تعریف می­شود و این واژه صرفاً برحسب درجه حرارت تعریف می­شود نه آب یخ زده (Permafrost Subcommittee 1988). بنابراین پرمافراست ممکن است شامل یخ نباشد و یا ممکن است شامل هم یخ و هم آب یخ نزده باشد. به هر حال در خیلی از موارد یخ زمین مولفه اصلی پرمافراست را تشکیل می­دهد، به ویژه در جائیکه لایه­ زیرین شامل رسوبات سفت نشده ریز دانه باشد. گرادیان زمین گرمایی در زیر سطح زمین به طور میانگین در حدود 30 درجه سانتی گراد به ازای هر یک کیلومتر است (Williams and Smith 1989) و این افزایش دما با افزایش عمق تعیین کننده ضخامت پرمافراست است( شکل 120). نوسانات فصلی درجه حرارت در تابستان منجر به افزایش دمای سطح زمین به بالای صفر و نفوذ به سمت پایین پیشانی ذوب پرمافراست می­شود. لایه سطحی که به طور فصلی یخ و ذوب می­شودلایه فعال نامیده می­شود و ضخامت آن بستگی به ویژگی­های گرمای زمین و نسبت شاخص ذوب تابستان( تعداد روزهایی که دارای درجه حرارت بالای یخبندان دارد) به شاخص یخبندان زمستان (تعداد روزهایی که دارای درجه حرارت زیر یخبندان دارد) دارد. سیکل سالانه سرمای زمستان و گرمای تابستان موجب افزایش ضخامت پرمافراست به سمت پایین می­شود اما به سرعت کاهش یافته به طوری که در عمق 15 متر غیر قابل کشف می­شود. این عمق نوسان صفر درجه نامیده می­شود (Brown and Péwé 1973). تغییرات طولانی تر در حرارت­های سطح زمین موجب افزایش نوسانات حرارتی به سمت عمق می­شود و در خیلی از مکان­های پرمافراست امروزی گرادیان زمین گرما غیر خطی با یک انحراف به سمت گرما است که به سمت سطح زمین افزایش می­یابد(Lachenbruch and Marshall 1986) و نشان دهنده افزایش گرما در طول قرن گذشته یا بیشتر است (شکل 120).

شکل 120: نیمرخ حرارتی پرمافراست : (الف) تعادل و (ب) تنظیم حرارتی با گرمای اطراف
 

شکل 121:  ویژگی­های نمونه پرمافراست در امتداد نیمرخ عرضی شمالی- جنوبی، شمال- غرب کاناد (بعداز Lewkowicz 1989)
 
در شمال کانادا ضخامت پرمافراست تا 600 متر می­رسد و به سمت جنوب با گرم تر شدن آب و هوا ضخامت آن کاهش می­یابد. در نهایت تغییرات محلی در شرایط زمین منجر به شکست در پیوستگی پرمافراست می­شود و الگوهای پیچیده­ای از پرمافراست­های ناپیوسته ایجاد می­شود. تحت شرایط آب و هوایی گرم­تر پرمافراست ممکن است فقط در قطعات مجزا و به صورت پراکنده تشکیل شود( اغلب مرتبط با مناطق دارای پوشش ذغال سنگ تورب). پرمافراست سیبری سردتر از آمریکای شمالی است و در بعضی جاها ضخامت آن بیش از 1000 متر است (Williams and Smith 1989). به هر حال هزاران سال طول خواهد کشید که پرمافراست ضخیمی با گرمای سطح زمین تطبیق یابد و این احتمال وجود دارد پرمافراست سیبری به وسیله شدت اخرین دوره سرد کواترنری خنک باقی مانده است و در تعادل گرمایی با شرایط امروزی نیست.
تالیک­ها[26] مناطق غیر منجمد در داخل دشت پرمافراست هستند که اساساً در زیر توده­های بزرگ آبی مثل دریاچه­ها و رودخانه­ها که در زمستان لایه­های زیرین آنها یخ نبسته تشکیل می­شوند. آب دریاچه یا رود یخ نبسته گرمتراز صفر درجه سانتی گراد است بنابراین با ایجاد یک منبع گرمایی موجب توسعه عدسی­های ذوب شده در زیر سطح پرمافراست می­شوند. زهکشی دریاچه­ها موجب توسعه پرمافراست به سمت پایین می­شود و یک تالیک بسته را ایجاد می­کند که به طور کامل به وسیله پرمافراست احاطه شده است (شکل 121). تالیک­های هیدروشیمی ممکن است کرایوتیک باشند (زیر صفر) اما به علت جریان آب­ زیر زمینی کانی به صورت غیر منجمد باقی بمانند، درحالی که تالیک­های گرمابی ممکن است به علت گرمای ناشی از جریان آب زیرزمینی غیر کرایوتیک باشند.
میانگین سالانه دماهای سطح زمین پرمافراست معمولاً چند درجه بیشتر از میانگین دمای هوا است بنابراین تعریف پراکندگی پرمافراست براساس دمای هوا گمراه کننده است. بهرحال، براون و همکاران (1981) با استفاده از میانگین سالانه دمای هوای تقریباً منفی 8 درجه سانتی گراد مرز بین پرمافراست پیوسته و غیر پیوسته در آمریکای شمالی را تعیین کرده اند و دمای هوای منفی 1 درجه سانتی گراد را برای تعیین مرز جنوبی پرمافراست ناپیوسته به کار برده­اند. ویلیام و اسمیت (1989) بسیاری از عوامل تاثیرگذار بر توسعه و بقای پرمافراست را مورد تاکید قرار می­دهند و یک انتقال تدریجی به سمت جنوب از پرمافراست پیوسته به ناپیوسته و پراکنده و عوامل محلی که منجر به تغییرات گسترده ایی در میانگین دماهای هوا می­شوند را خاطرنشان می­کنند.   
جائیکه که پرمافراست در رسوبات سفت نشده توسعه می­یابد معمولاً دارای یخ زمین است. مک کی (1972) یک طبقه بندی از یخ زمین را ارائه می­دهد و چهار طبقه را تعیین می­کند: یخ منفذی، یخ تفکیک شده(تکه شده)، یخ رگه دار، یخ نافذ. هر دو یخ منفذی و تفکیک شده در خاک­های یخ زده فصلی تشکیل می­شوند اما یخ رگه دار و نافذ فقط در پرمافراست تشکیل می­شوند. یخ منفذی اشاره به یخ پرکننده فضای خلل و فرجی پرمافراست یخی سیمانی شده دارد و به ویژه در ماسه­ها و گراول­ها مهم است. در خاک­های ریزدانه (سیلت و رس) و سنگ­های متخلخل بیشتر آب منفذی به صورت لایه­های نازکی ایجاد می­شوند که در آن تاثیرات موئینگی و جذب تا چند درجه سیلیسوس پایین­تر از نقطه انجماد است (Burt and Williams 1976; Williams and Smith 1989). انجماد تدریجی چنین آبی منجر به توسعه عمل کرایوساکشن[27] شده و در نتیجه آب به سمت پیشانی انجماد حرکت می­کند. در این نقطه منجمد می­شود و عدسی­های یخ شفاف را ایجاد می­کند( یخ تفکیک شده)، محتویات یخ بیش از محتوای رطوبت اشباع طبیعی افزایش می­یابد. یخ تفکیک شده (قطعه، مجزا) در طی انجماد خاک­های ریزدانه منجربه افزایش چشمگیر حجم خاک و با حرکت به سمت بالا موجب بالا آیی سطح زمین می­شود. یخ رگه دار یخی است که در داخل پرمافراست به صورت گوه­های یخی در نتیجه ترک خوردگی در نتیجه انقباض حرارتی انباشته می­شود (گوه های یخی و ساختارهای مرتبط را ببنید).
در نهایت یخ نافذ ممکن است در نتیجه جریان آب تحت فشار به سمت منطقه انجماد منجر به تشکیل لایه­هایی با ضخامت چند متر شود. آب تحت فشار ممکن است از جریان آب زیرزمینی در زیر پرمافراست (سیستم باز)، یا از دفع آب منفذی نشت کرده از پیشانی انجماد در ماسه­ها و گراول­های دانه درشت اشباع(سیستم بسته) منشأ گرفته باشد. دفع آب به علت انبساطی است که در نتیجه تغییر حالت آب منفذی از آب به یخ رخ می­دهد. انجماد آب تحت فشار در نزدیک سطح زمین در هردو سیستم باز و بسته مسئول تشکیل تپه­های مخروطی متمایز یا پینگوها است. یخ پینگو شایع ترین شکل یخ زمین به صورت توده نفوذی است (Mackay 1998). با این حال منشأ همه توده­های یخ عظیم در داخل پرمافراست پیوسته مانند یخ نفوذی نیست. در سیبری و قسمت­هایی از شمال کانادا پهنه­های یخی به وسیله برخی از محققین برای نشان دادن یخ یخچال­های مدفون در نظر گرفته شده­اند (Astakhov et al. 1996; French and Harry 1990).
وجود پرمافراست غنی از یخ منجر به افزایش حساسیت زمین به نوسان گرمای سطح می­شود. تخریب پرمافراست به وسیله گرم شدن آب و هوا موجب ناپایداری دامنه­ایی و تغییرات سکونتگاهی در نتیجه ذوب شدن یخ زمین است (French and Egginton 1973). ناهمواری نامنظم سطحی ایجاد شده ترموکارست نامیده می­شود. سکونت گسترده در قطب شمال به علت گرمایش جهانی قرن بیست و یکم است (Nelson et al. 2001). در کوه­های مرتفع مثل راکی، هیمالیا، آلپ اروپایی پرمافراست ناپیوسته معمولاً وجود دارد. پراکندگی پرمافراست کوهستانی کاملاً پیچیده است و بازتاب دهنده ارتفاع، جهت و پوشش زمین به ویژه پوشش برف در زمستان است. حساست زمین به گرمایش اتمسفر افزایش یافته و وجود دامنه­های کوهستانی پرشیب پتانسیل مخاطرات زمین لغزش، جریان واریزه­ایی و بهمن سنگی را افزایش می­دهند (Harris et al. 2001).
References
Astakhov, V.I., Kaplyanskaya, F.A. and Tarnogradsky, V.D. (1996) Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable glacier bed, Permafrost and Periglacial Processes 7, 165–192.
Brown, R.J.E. and Péwé, T.L. (1973) Distribution of permafrost in North America and its relationship to the environment: a review, 1963–1973, in North American Contribution, Permafrost Second International Conference, Yakutsk, 13–28 July, 71–100, Washington, DC: National Academy of Sciences.
Brown, R.J.E., Johnston, G.H., Mackay, R.J., Morgenstern, N.R. and Smith, W.W. (1981) Permafrost distibution and terrain characteristics, in G.H. Johnson (ed.) Permafrost Engineering 31–72, Toronto: Wiley.
Burt, T.P. and Williams, P.J. (1976) Hydraulic conductivity in frozen soils, Earth Surface Processes and Landforms 1, 349–360.
French, H.M. and Egginton, P. (1973) Thermokarst development, Banks Island, Western Canadian Arctic, in North American Contribution, Permafrost Second International Conference, Yakutsk, 13–28 July, 203–212, Washington, DC: National Academy of Sciences.
French, H.M. and Harry, D.G. (1990) Observations on buried glacier ice and massive segregated ice, western Arctic coast, Canada, Permafrost and Periglacial Processes 1, 31–43.
Harris C., Davies M.C.R. and Etzelmüller, B. (2001) The assessment of potential geotechnical hazards associated with mountain permafrost in a warming global climate, Permafrost and Periglacial Processes 12, 145–156.
Lachenbruch, A.H. and Marshall, B.V. (1986) Changing climate: geothermal evidence from permafrost in the Alaskan Arctic, Science 234, 689–696.
Lewkowicz, A.G. (1989) Periglacial systems, in D. Briggs, P. Smithson and T. Ball (eds) Fundamentals of Physical Geography (Canadian Edition), 363–397, Toronto: Copp, Clark, Pitman.
Mackay, J.R. (1972) The world of underground ice, Annals of the Association of American Geographers 62, 1–22.
——(1998) Pingo growth and collapse, Tuktoyaktuk Peninsula area, Western Arctic Coast, Canada: a long-term field study, Géographie physique et Quaternaire 52, 271–323.
Nelson, F.E., Anisimov, O.E. and Shiklomonov, O.I. (2001) Subsidence risk from thawing permafrost, Nature 410, 889–890.
Permafrost Subcommittee (1988) Glossary of permafrost and related ground-ice terms, National Research Council Canada Technical memorandum 142.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) The Frozen Earth, Cambridge: Cambridge University Press.
CHARLES HARRIS (مترجم:  صمد عظیمی راد)     
 
 
[1] Phannen: کلمه ایی آلمانی به معنی سطح صاف است.
[2] Lunette
[3] Mazama رسوبات خاکسترهای آتشفشانی که در شمال غربی آمریکا و جنوب غربی کانادا پراکنده شده اند.
[4] Salymaker
[5] Yukon
[6] Deccan
[7] Great Australian
Bight
[8] Nullarbor
[9] MIMA
[10] Heuweltjies
[11] Sphagnum
[12] REGOLITH یک وازه کلی برای سنگ­های سفت نشده، رسوبات و ذرات خاک که بر روی سنگ بستر قرار گرفته­اند.
[13] pastplain
[14] ultiplains
[15] Flandrian
[16] Carpathian
[17] GEOCRYOLOGY
[18] altiplanation
[19] CRYOPLANATION
[20] goletz
[21] equiplanation
[22] nivation terraces
[23] مسطح سازی به وسیله عمل یخ
[24] Aklavik
[25] Inuvik
[26] Taliks
[27] cryosuction
دفعات مشاهده: 39 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 0.092 seconds with 885 queries by yektaweb 3506