[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 Raind تا Relaxation ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
 
                                                                                   R
 
 
 
RAIND DROP IMPACT, SPLASH AND WASH- تأثیر قطرات باران، داغ باران و شستشو
یکی از مهم‌ترین نیروهای مؤثر در فرسایش خاک و شیب تپه‌ها، انرژی جنبشی ناشی از ضربات قطرات باران برخوردکننده به سطح خاک است. تأثیر قطرات باران؛ به‌طور مستقیم با پخش کردن ذرات به پایین دامنه و با واردکردن ذرات به جریانات سطحی که خارج از محوطه‌ای بود که نتوانست مواد را بردارد در فرسایش خاک شرکت می‌کنند. همچنین تأثیر قطرات باران می‌تواند به‌طور غیرمستقیم با بر هم ریختن توده خاک، افزایش فرسایش‌پذیری، با ضربه زدن به سطح پوسته و درزگیری آن (کبره بستن خاک را ببینید) که نفوذپذیری را کاهش و تخلیه رواناب در طی بارندگی را افزایش می‌دهد؛در فرسایش خاک شرکت می‌کند. (تولید رواناب را ببیند)
انرژی جنبشی یک جسم متحرک این‌گونه بیان می‌شود که در آن M جرم یک جسم و V شتاب هست. در مورد قطرات باران، منظور از شتاب همان شتاب نهایی است که، در هوای ساکن یعنی بدون باد، برای قطرات با قطر 5 میلی‌متر در حدود  می‌رسد (law 1941). در هنگام باد و باران، این مقدار به‌طور فراوانی توسط باد و آشفتگی‌های نزدیک سطح زمین تحت تأثیر قرار می‌گیرد. جرم قطره باران حتی کنترل حساس‌تری است بر انرژی اثر قطره باران. اندازه قطره باران بسیار متغیر است از قطره خیلی کوچک به قطر چند میکرون تا اندازه بالاتر در حدود 5/6 میلی‌متر هست. ازآنجاکه جرم قطره باران مطابق با قطر آن است، یک تفاوت بزرگ و عظیم در انرژی جنبشی منبسط‌شده از قطرات کوچک و بزرگ که به سطح ضربه می‌زنند وجود دارد. درک همه‌جانبه و فراگیر از رابطه بین تأثیر قطر باران و ویژگی‌های باد و باران به خاطر عدم اطلاع دقیق و صحیح از دانه‌های باران به‌ویژه در باد و باران با شدت بسیار بالا, محدود گشته است. اگرچه، هودسون(1981)، در میان بسیاری دیگران، نشان داده است که باد و باران به‌طور خاص یک طیف پراکنده نرمال از اندازه قطرات دارد که می‌تواند در قطره‌ای با قُطر متوسط بازنمود شود. این برد از حدود 1. 8 میلی‌متر برای باد و باران با شدت تا 2. 3 میلی‌متر برای باران با شدت تغییر میکند. داده‌ها در مورد ویژگی‌های باران با شدت بسیار بالا محدود است، چراکه بیشتر باران‌های شدید معمولاً در حد و زمان محدود رخ می‌دهند. این‌طور گفته‌شده که شدت‌های بالای خیلی نادر هستند و عمدتاً به مناطق حاره‌ای محدود شده اند، اما مشاهدات اخیر نشان می‌دهد که شدت‌های به‌مانند به هیچ وجه غیر معمول نیستند، به‌خصوص برای دوره های بسیار کوتاه, بالاخص در ابتدا وشروع باد وتوفان.
اگرچه داده‌ها در باره اندازه قطر باران و شدت‌های بارندگی هنوز دارای کمبود ها هستند، بسیار روشن است که تفاوت های سیستماتیک کلانی در بین انواع مختلف بارندگی و در بخش های گوناگون جهان است که در انرژِی جنبشی حاصله از گنجایش تأثیر فرسایش زایی قطره باران، بازتاب یافته است. بالاترین مصرف انرژی، مطمئنا با قطرات درشت، توفان های با شدت‌های زیاد و بارش های کوهستانی انجام می‌شود و بنابراین بارندگی فرسایندگی سالانه (فرسایندگی باران را ببینید) در مناطقی مانند آسام[1] و هاوایی[2] اتفاق می‌افتد که این گونه بارندگی ها با مجموع بالای سالانه ترکیب شده است. بهطور مقایسه ای جبهه بارانی غالب مناطق معتدل، انرژی جنبشی بسیار پایینی را تولید می‌کند، گرچه، البته طوفان های سخت و شدید اتفاقی می توانند خسارات بسیاری به بار آورند. هر چندتاثیر ضربات قطرات باران، توسط پوشش گیاهی تا حد زیادی گرفته می‌شود. یک پوشش گیاهی متراکم، می‌تواند از همه نظر انرژی جنبشی قطرات باران را جذب کند، تقریبا مخاطره فرسایش را دفع کند. هرچند، گرچه 30 متر سقوط برای قطره طول می کشد تا به‌سرعت نهایی برسد، آن قطرات می توانند به 60-70 درصد سرعت با سقوط حدود 3 متری هم برسند. مگر اینکه یک پوشش گیاهی متراکم در روی زمین یا نزدیک سطح زمین باشد. بنابراین قطرات باران می توانند بیشینه قدرت انرژی جنبشی شان را پیش از برخوردبه سطح، باز یابند. درنتیجه، در غیاب پوشش زمین، درختان معمولاً چندان نمی‌توانند در پایش فرسایش خاک مؤثر باشند.
ضربه قطره باران به چند طریق بر سطح خاک تأثیر می‌گذارد. ممکن است با فشرده کردن سطح، افزایش چگالی خاک و شکستن دوام خاک, روی زمین را بپوشاند. همچنین می‌تواند انبوه خاک غیر ثابت را بر هم بریزد، شکاف های کوچکی ایجاد کند که می‌تواند منافذ و درز ها را بشوید و به‌طور موثری سطح زمین را ببندد. درنتیجه درزگیری نازک (اغلب کمتر از یک میلی‌متر ضخامت) می‌تواند اغلب سطح خاک را به‌طور کل غیر قابل نفوذ کند. تاثیرگذاری ضربات قطرات باران در ایجاد فشردگی، پوسته پوسته شدن و آب بندی بستگی به ویژگی‌های باران، خواص خاک،رطوبت محتوای خاک بستگی دارد. اختلال سنگدانه‌ها با شکافتن، روی خاک خشک خیلی تأثیر گذار است, درحالی که فشردن بیشترین تأثیر را روی رس مرطوب دارد، جایی که چسبندگی ذرات نزدیک به صفر است. اگر چه رگبار های باران‌های فوق العاده سهمگین، که شدید ترین اختلال را ایجاد می‌کنند، معمولاً خیلی ناپایدار هستند، آنان به‌طور قوی می توانند بر تاثیرات آتی فرایند فرسایش اثر بگذارند. این به‌ویژه در باره رعد و برق های شدید تابستانی در جاهای است که بارش های خیلی شدید آغازین، اغلب بروی زمین‌های خشک می بارد صادق است. این رگبار های باران تنها چند دقیقه طول می کشد، اما با بستن منافذ سطح، می‌تواند منجر به جریان تقریبا آنی روی زمین شود.
 ضربه قطرات باران ممکن است به‌طور کامل توسط خاک یا پوشش گیاهی گرفته شود، اما در طوفان های شدید معمولاً انرژی کافی برای تولید فرایند های فرسایشی وجود دارد. فرایند های مورد انتظار بستگی به توازن بین مقدار آب (بارش) رسیده به سطح و ظرفیت نفوذ خاک دارد. این تعیین خواهد کرد که آیا تمام آب می‌تواند در خاک نفوذ کند یا اینکه مازاد آنقدر خواهد بود تا جریانی در سطح به راه اندازد و آبگیر ایجاد کند. جای که مازاد نباشد، فرسایش شستشواتفاق نمی‌افتد، اما ترشح و خیس کردن می‌تواند اتفاق بیفتد. در مناطق خاک خشک،ضربه قطره باران می‌تواند لکه لکه های خیلی کوچک و مینیاتوری در سطح ایجاد کند، اما نمی‌تواند ذرات خاک را جابه جا کند. چنانچه حجم آب باران افزایش یابد، استحکام خاک به‌سرعت کاهش می‌یابد و سطح می‌تواند سیال و روان گردد. ضربه قطره باران به یک نیروی رو به بالا تبدیل می‌شود که می‌تواند ذرات خاک را آهسته به دنبال هم بکشد و شکل یک سهمی خلاف جهت نقطه ضربه جا به جا کند. مسافت این حرکت بستگی به جرم این ذرات دارد، اما به ندرت بیش از 0. 6 میل روی سطح زمین یا بیش از 2 میل در جهت افقی هست، مگر اینکه پاشاندن با یک باد قدرتمند باشد. در سطح افق (در غیاب باد) حرکت چشمگیر نیست، چون آخرین تأثیر خیلی از قطرات باران که با سطح برخورد می‌کنند جنبش های فراوانی می‌کنند، اما شبکه انتقال به جهت خاصی نیست. هنگامی‌که سطح شیب بگیرد، به هر حال این روند تغییر می‌کند که تا 60 درصد از نقطه ابتدایی برخورد مواد به سمت پایین شیب حرکت داده می‌شود و شبکه انتقال خیلی مؤثر رخ می‌دهد.
آسیب پذیری نسبی ذرات خاک و سنگ دانه‌ها توسط داغ باران یک مولفه ای مهم در قابلیت فرسایش خاک است. پوسن و ساوآت (1981) در تجربیات آزمایشگاهی نشان دادند که رابطه بین اندازه ذرات و تأثیر انرژی آستانه ضروری موجب دنبال هم کشیده شدن، بسیار شبیه انحنای هجیل استریمبرای آب جاری است. به دنبال هم کشیدن ذرات با قّطرهای در حدود 0. 125 میلی‌متر به‌طور معمول نیازمند کمترین اثر انرژی است. فرسایش آب پاشی در بیشتر شیب ها در طی بیشتر طوفان ها بنابر این یک فرایند انتخابی است، که سر انجام مواد سطحی را منتقل و واریز های فرسایشی تاخیر یافته را تولید می‌کند که به تدریج خاک‌های زیرین را از کشیدگی محافظت می‌کند.
فرسایش محض آب پاشی(که مواد با آب پاشی، هم کشیده می‌شود و هم جا به جا می‌شود)به نسبت نادر هستند، اما د پلی و ثاوات [3](1968)، که در اصل تأثیر گرادیان شیب بر توازن شیب بالا و شیب پایین نهشته‌های مواد ترشح شده را شناسایی کرداند، همچنین تکامل تپه‌های شنی نزدیک کنسا و کنگو[4]را توصیف کرده اندکه تقریبا به‌طور انحصاری توسط آب پاشی کنترل می‌شود. در جای دیگر تاثیرات فرسایش آب پاشی نامحسوس است و اغلب غیر قابل تشخیص، اما جای که بخشی از سطح خیلی فرسایش پذیر،توسط سنگ یا اندکی پوشش گیاهی محافظت می‌شود، تأثیر آب پاشی به‌آسانی می‌تواند باوقوع دودکش های جن و گرز دیو مینیاتوری زمین دیده شود.
فرسایش قطره باران می‌تواند بدون وجود هیچ آبی در سطح اتفاق افتد، اما شرایط باران‌های شدید که بیشترین داغ باران ها را می سازد، این چنین لایه آبی را معمولاً بسیار سریع شکل می‌دهد. در ابتدای شروع به تجمع در فرورفتگی های کوچک می‌کند، اما در نهایت به‌طور کافی ازدیاد پیدا می‌کند تا عمق را پر کرده و ناصافی ها را بپوشاند و جریان سطحی را به راه اندازد. هرچندحتی پیش از رسیدن به این حد، شروع به تأثیر بر فرایند فرسایشی قطره باران می‌کند. ابتدا، به جز خاک‌های سنگی، لایه آب درواقع ترشحداغ باران را افزایش می‌دهد، بنابر عمق بحرانی که تجربیات آزمایشگاهی نشان می‌دهد، بسته بهقُطرقطرات باران(Palmer 1963)در حدود یک پنجم ارزش آن (Torri et al. 1987)تغییر می‌کند. از آنجایی که اندازه قطره باران به اندازه خیلی زیاد در باد و طوفان های متفاوت فرق می‌کند، نتایج دقیق یک ترکیب پیچیده از فرایند سطح زمین است.
در نهایت، با همه این اوصاف، لایه عمقی آب به‌طور فزاینده ای بخش های از سطح را از فرسایش آب پاشی محافظت می‌کند. از آنجایی که نخستین مناطق حفاظت شده فرورفتگی های ریز تو پوگرافی هستند، تمام تأثیر فرسایش ترشحی ممتد، پخش ذرات خاک از نقاط بالاتر به آن فرورفتگی هاست، تدریجا دامنه ریز توپوگرافی را کاهش می‌دهد. دیگر تأثیر مهم آن ویژگی ناهمگونی در حال افزایش نفوذپذیری خاک است، به خاطر اینکه، ساختار پوسته که در نقاط بالا شکل می‌گیرد، معمولاً ظرفیت نفوذ تا شش برابر بالا تر از قشر های نهشته ای را دارد که در فرورفتگی ها شکل می گیرند(Boiffin And Monnier 1985).
تعامل فضایی بارش متنوع، آب پاشی و ریزتوپو گرافی، در بیشتر دامنه ها شرایط پیچیده و نا متجانس ایجاد می‌کنند، به‌ویژه با در نظر گرفتن انتقال از مناطق با تسلط آب پاشی تا آن مناطقی که جریان‌های سطحی و فرایند شستو شو تسلط دارد. در تپه شیب های همگون، ساده و ایده آل، تشخیص منطقه تسلط آب پاشی از یک منطقه تحت تسلط شستو شوی پایین و در نهایت، از منطقه ای که فرسایش متمرکزجویبار اتفاق می‌افتد؛ امکان پذیر است. عملا مرز این مناطق بسیار نا منظم و پویا[5] هستند. اگر چه، انتقال رو به پایین، هنگامی‌که آب سطحی تدریجا پایین رود اتفاق می‌افتد، درنتیجه از سطح در برابر ضربات باران محافظت می‌کند. نخستین مراحل جریان زمینی اگرچه، معمولاً خیلی کم ژرف هستند. به لحاظ مفهومی، در یک سطح نرم درواقع ممکن است یک صفحه نازک و ممتد از آب باشد، اماچون عملا سطوح کاملا نا منظم هستند، این خیلی کمیاب است. جریان‌های اولیه معمولاً متشکل از تمرکز های نامنظم و غیرمستقیم در فرورفتگی ها هستندکه در عمق و پهنا متفاوت اند و توسط برآمدگی هایریز تو پو گرافیک جدا شده اند. زمینه های عددی و مطالعات آزمایشگاهی نشان داده است که جریان‌های از این نوع معمولاً لایه ای یا گذرا هستند، یا اعداد رینولدی اغلب درستزیر 2500، و به‌طور نسبی نرم، با اعداد فرویددرست زیر 1. جریان، چه به‌طور ورقه ای وچه به صورت رود متمرکز، آهسته و ضرباتی هستند، و معمولاتنش کافی برای کشیدن ذرات خاک را اعمال نمی‌کنند. اگر چه، از آنجایی که انحنای شاخص هیلستروم نشان می‌دهد، جریان شتاب های لازم برای حمل سیلت ریز و رس به‌طور چشمگیر پایین تر اند از مقداری که لازم است برای کشیدن مواد. در این شرایط، ضربه قطر باران و آب پاشی هنوز مهم اند، چراکه آنها می توانند موادی را کهتوسط جریان جا به جا شود حمل کنند. چنین جریان‌های معمولاً به‌عنوان جریان نهفته باران،و فرایند های فرسایشی با عنوان جریان بارش یا فرسایش شستو شوی باران یاد می‌شود(De Ploey 1971).
فاصله حمل و نقل ذرات و تأثیر گذاری فرسایش جریان بارش در حد زیادی توسط گچالی ذرات و سرعت ته نشینی اداره می‌شود(Kinnell 2001). انتقال قابل توجه معمولاً به جریان‌های کم عمق محدود است و بیشتر از حدود 1. 5 برابر متوسط قًطر قطره باران نیست(Kinnell 1991). به خاطر اینکه سطوح نامنظم هستند و جریان اغلب ناپیوسته اند، فاصله جا به جایی اغلب بسیار کوتاه است، که به جای ماندن تکه های کوچکی از رسوببر روی دامنه منجر می‌گردد. با این وجود، در بسیاری از مناطق، جریان بارش فراوان ترین و مؤثر ترین فرایند فرسایش در شیب های بالا تر و جاری شدن بین مناطق است و می‌تواند به وطور قابل توجهی به حرکت خاک به پایه های شیب منجر شود. این امر بویژه در جایکه توده خاک شل با تراکم پایینی یا پس زننده آب هستند واقعیت دارد. در برخی موارد، تکه های رسوبات ته نشین شدهتوسط جریان‌های متناوب در شیب،به تدریج به هم می رسند تا یک پهنه کامل رسوبی یا تهنشین شده را شکل دهند. اینها معمولاً بسیار غیر قابل نفوذ هستند، و مکان های مطلوب برای تولید رواناب و فرسایش شستو شودر طی بارش های آتی هستند(Bryan et al. 1978).
هنگامی‌که جریان رو زمینی به اندازه کافی عمیق است تا از سطح در برابر ضربات قطره باران حفاظت کند، فرسایش جریان باران راه را برای فرسایش شستو شو باز می‌کند. بی نظمی های سطح موید آن است که بیشتر دامنه هابخش های از فرسایش شستو شو آمیخته با داغ بارانوجریان بارش را خواهند داشت. هنگامی‌که سطح کاملا پوشیده باشد، تنها نیروی که می‌تواند منجر به کشیدن موادر شود تنش اعمال شده بر بستر از جریان آب است. پس انتقال تنها هنگامی روی می‌دهد کهتنهاتنش برشی فراتر از حد آستانه لازم برای حرکت بیشتر مواد فرسایش پذیر خاک شود. این حد بحرانی بستگی به متعلقات خاک دارد، اما مرو و بیرچ[6](1986) دریافتند که این مقدار برابر بود با یک واحد جریان قدرتms_1 0. 002 برای بسیاری از خاک ها. هر وقت که واحد جریان قدرت فراتر از ارزش ms_10. 01 انتقال به نحوی سریعی افزایش می‌یابد، و فرسایش شستو شو به جایگزینی با جویبار های متمرکز متمایل می‌شود.
References
Boiffin, J. and Monnier, G. (1985) Infiltration rate asaffected by soil surface crusting caused by rainfall, inF. Callebaut, D. Gabriels and M. DeBoodt (eds)Assessment of Soil Surface Crusting and Sealing,210–217, Ghent: State University.
Bryan, R. B. , Yair, A. and Hodges, W. K. (1978) Factorscontrolling the initiation of runoff and piping inDinosaur Provincial Park Badlands, Alberta, Canada,
Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 34,48–62.
De Ploey, J. (1971) Liquefaction and rainwash erosion, Zeitschrift fur Geomorphologie, Supplementband 15, 491–496.
De Ploey, J. and Savat, J. (1968) Contribution a l’etude de l’erosion par le splash, Zeitschrift fur Geomorphologie 12, 174–193.
Hudson, N. W. (1981) Soil Conservation, London: Batsford.
Kinnell, P. I. A. (1991) The effect of flow depth on sediment transport induced by raindrops impacting shallow flow, Transactions of the American Society of
Agricultural Engineers 34, 161–168.
——(2001) Particle travel distances and bed and sedimentcompositions associated with rain-impactedflows, Earth Surface Processes and Landforms 26,749–768.
Laws, J. O. (1941) Measurement of fall velocity ofwater-drops and raindrops, Transactions of theAmerican Geophysical :union: 22, 709–721.
Moore, I. D. and Burch, G. J. (1986) Sediment transportcapacity of sheet and rill flow: application of unitstream power theory, Water Resources Research 22,
1,350–1,360.
Palmer, R. S. (1963) The influence of thin water layer onwater drop impact forces, International Associationof Scientific Hydrology Publication 68, 141–148.
Poesen, J. and Savat, J. (1981) Detachment and transportationof loose sediments by raindrop splash. PartII Detachability and transportability measurements,
Catena 8, 19–41.
Torri, D. Sfalanga, M. and Del Sette, M. (1987) Splashdetachment: runoff depth and soil cohesion, Catena14, 149–155.
Further reading
Morgan, R. P. C. (1995) Soil Erosion and Conservation,London: Longmans.
 
RORKE BRYAN            (مترجم: امیر صادق اوسطی)
 
RAINFALL SIMULATION - شبیه سازی باران
هدف از باران مصنوعی رسانیدن بارش به سطح خاک در حالت کنترل شده با شبیه سازی واقع گرایانه شدت بارش و پراکندگی اندازه قطره است. شبیه ساز باران به‌طور گسترده ای در چند دهه گذشته هم به‌طور میدانی و هم آزمایشگاهی به کار رفته است. عوامل مختلفی بر شیوه تولید باران تأثیر می گذارند، شامل هدف آزمایش، محیط سطح خاکی که مورد بررسی است،اندازه قطره توزیع باران شبیه سازی شده و نیاز تولید همانند آخرین سرعت های واقعی ونیاز به همانند سازی دقیق ویژگی‌های باران در حین آزمایش ها.
به‌طور وسیعی، باران شبیه سازی شده در سه دسته قرار می‌گیرد(Foster et al. 2000):پاشش، پاششی چرخان و قطرای-صفحه ای. چون آنها قطرات باران را تقریبا از بلندای بر فراز سطح زمین خارج می‌کنند، سامانه‌های پاششی قادراند همانند باران طبیعی آب را با همان شتاب نهایی به سطح زمین برساند. هر چند که پاییدن شدت بارش خیلی سخت است، چراکه تفاوت در میزان مکش و تواتر بارندگی معمولاً با طی مسافت از چرخش نازل کاهش می‌یابد. برای فائق آمدن بر مشکل دومی، چندین چرخش نازل با هم پوشانی فاصله بین نزولات تعیین‌شده توسط منطقه ای که شبیه سازی قرار است در آن انجام گیرد، به کار رفته است (Foster etal. 2000). سامانه‌های قطره‌ای، تزریق زیر پوستی یا مسئله افت، معمولاً در سطوحی با مساحت کوچک به کار می‌رود(به‌طور نمونه کوچک تر از یک متر مربع). آنان به خاطر مشقت در بالا بردن پرده قطره‌ای به اندازه کافی،کمتر احتمال دارد که به‌سرعت های نهایی واقع گرایانه دست یابند،اما شدت بارندگی را بهتر می پاید. شدت‌های پایین مانند 3 میلی‌متر بر ساعت به توان منفی یکمی‌تواند حفظ شود و شبیه سازی ها ی مابین آزمایش ها خوب درمی آید(Bowyer-Bower and Burt 1989).
با وجود استفاده گسترده از شبیه سازهای باران در پژوهش‌های ژئومورفولوژیکی، تا کنون تلاش هایهماهنگاندکی برای گردآوری همه اطلاعات در دسترس با در نظر گرفتن طراحی واهداف این چنین شبیه سازها یا بحت در باره آینده استفاده از این فن انجام‌شده است. برای این منظور، گروه پژوهشی ژئومورفولوژی انگلستان، یک کارگروه شبیه سازی بارن را در 1995 برای پرداختن به این مسئله تاسیس کرد. نتیجه کار کتاب :«یک مسئلهخاص از فرایند های سطح زمین و لند فرم ها»وراه اندازی این درگاه اینترنتیhttp://www. geog. le. ac. uk/bgrg/index. htmlبود که شامل پایگاه داده‌های شبیه سازی و فهرست مفصل از مراجع می شد. لاسکلیس[7](2000) این نکته را می گوید که،هنگامی‌که شبیه سازی باران برای مطالعات صریح فضایی استفاده شد، برخی از تجزیه‌وتحلیل‌های پیشین تغییر پذیری ذاتی شبیه سازی بسیار ضروری است.
References
Bowyer-Bower, T. A. S. and Burt, T. P. (1989) Rainfall simulators for investigating soil response to rainfall, Soil Technology 1–16.
Foster, I. D. L. , Fullen, M. A. , Brandsma, R. T. and Chapman, A. S. (2000) Drip-screen rainfall simulators for hydro- and pedo-geomorphological research: the
Coventry experience, Earth Surface Processes and Landforms 25, 691–707.
Lascelles, B. , Favis-Mortlock, D. T. , Parsons, A. J. and Guerra, A. J. T. (2000) Spatial and temporal variation in two rainfall simulators: implications for spatially
explicit rainfall simulation experiments, Earth Surface Processes and Landforms 25, 709–721.
 
TIM BURT                         (مترجم: امیر صادق اوسطی)
 
RAISED BEACH- ساحل بالا آمده
یک ساحل بالا آمده نوعی لندفرم رسوبی پس کرانه ای است که عمدتاً متشکل از مواد رسوبی منتقل شده امواج است و بالای خط ساحل فعال بسوی خشکی تثبیت شده است. نخستین بار توسط جمیسون[8] توصیف شد (1908)، ساحل های بر آمده می‌تواند در کنار سواحل دریایی و خط ساحل های دریاچه ای شکل بگیرد و خیلی خوب به‌عنوان شاخصی از کاهش در سطح نسبی دریا (یا دریاچه) در نظر گرفته می‌شود. در شرایط معین،چندین ساحل با لا آمده ممکن است که در کنار یکدیگرشکل بگیرند، یک ساحل دشت پشته ای، یا کران دشت به وجود می آورند(Otvos 2000). اینجا ساحل های با لا آمده از پادگانه های دریایی بالا آمده متمایز می‌شوند که تشکیل‌دهنده های آن تنها محصول ساز و کارهای فیزیکی رسوب گذاری، با در نظر گرفتن اینکه دومی می‌تواند پیدایش گسترده تری داشته باشد که ممکن است با فرایند های رسوب گذاری، فرسایشی و یا زیستی(i. e. reefal) ترکیب شوند.
جایگاه مرتفع یک ساحل با لا آمدهنسبت به فرایند های ساحلی فعال ممکن است ساخت وپرداخته یک یا چند راهکار زیر باشد:(1) بالا آمدگی تکتونیک مرتبط با همگرایی حاشیه صفحه (برای مثال ساحل شرقی نیوزیلند ؛ Garrick 1979);)؛ (2) ایزوستاتیک ارتجاعی مربوط به تخیله یخ یک منطقه وسیعی از زمین (برای مثال قطعه اصلی اسکاتلند؛ اسمیت و همکاران،2000)؛ (3) رگرسیون رسوبی مربوط به رساندن رسوبات به خط ساحل در یک روند مناسب برای شکل گیری و رهاشدن کرانه ماسه‌ای پیاپی (برای مثال ساحل شرق استرالیا؛ تام،1984)؛ (4) رگرسیون تحمیلی که به موجب آن نزول سطح دریا منجر به ترک خط لب ساحل می‌شود(برای مثال ساحل جنوبی استرالیا، میرای-والس و بلپیرو 1991). در مورد رسوب گذاری و رگرسیون تحمیلی، کرانه ساحل در همان ارتفاع اصلی خودش باقی می ماند که بر حسب مورد بسیاری از نهشته‌های ساحل ها در طی آخرین دوره بین یخبندان بالای سطح دریاc. 125ka BPشکل گرفتند. بنابراین واژه "بالاآمده" برای تمام این چنین ساحل های مربوط به دوران گذشته، بدون در نظر گرفتن اینکه آیا منطقه وسیعی از زمین بالا آمده یا ثابت باقی مانده، به کار می‌رود.

پایان پاراگراف دوم از ستون اول در صفحه 827 در کتاب

شناسایی روشن یک ساحل با لا آمده ته نشین شده نیازمند طیف مطلوبی از معیار ها ی مربوط به شکل شناسی و رسوب شناسی آن نهشته است. انجام این کار سبب تمایز آن از لندفرم های رسوبی ساحلی مشابه (see CHENIER RIDGE)و تپه پشته ای خطی می‌شود. برای ساحل های بدون یخ، تانر[9] (1995) چهار فرایند رسوب گذاری که به شکل گیری تلماسه‌های نوک تیز خطی می‌شود: عمل شستو شوی موج، تاخیر ته نشینی، موج طوفان و عمل فرسایش باد در کنار ساحل های که تجربه یخ بستن سالانه در سطح دریا (یا دریاچه) را دارند، فشار یخ پوش دریا یک سازوکاراضافه ای است برای شکل گیری تلماسه‌های ساحلی می انجامد. هر یک از این پنج عوامل مکانیکی نهشته‌های ساحلی با مورفولوژی و رسوب شناسی متفاوتی را همان طور که در زیر توضیح داده شده ایجاد می‌کنند.
رایج ترین شکل از ساحل بر آمدهتوسط فرایند شستو شوی امواج در ساحل های شنی تا ماسه‌ای هست. انتقال و مرتب کردن رسوبات واقع در کرانه جزر و مدییک سکویی که تحت تأثیر شرایط جزر و مد بهاری می‌شود، را ایجاد می کرداند. تغییرات نامحسوسی در مرفولوژی سکو وجود دارد، از خطی، کوژی بالای برآمدگی با زاویه پایین مشرفه بستر تا سطح یکنواخت ملایم شیبدار به سوی خشکی با بستر زیر افقی پیوسته. با توجه به تغییرات انرژِی امواج در امتداد خط لب دریا، هر دو فرم ممکن است در بخش های مختلف خط ساحل در یک زمان حاضر باشد. متعاقبا، می‌شود که به‌طور برابر مرفولوژی های متغیر و ساختار داخلی را، در یک ساحل با لا آمده پیدا کرد.
شکل گیری خط الراس ساحلی با تاخیر ته نشینی به‌طور مقایسه ای به ندرت اتفاق می‌افتد، در شرایط واکشی محدود آب کم ژرف مانند یک برگه یا مرداب کوچک توسعه پیدا می‌کند. رسوب گذاریتوسط شن در حال فرونشینی که از سطح آب بیرون می آینداتفاق می‌افتدتا یک یال مسطح زیرآبی یا نوار ناپیوسته بستر افقی. از آنجایی که عمل امواج در کمینه است، رسوبات به‌مانند رسوباتساحل موج ساخت، جور شده نیستند و ویژگی‌های برش عرضی چینه ها به‌طور مشخص وجود ندارند. حفاظت از یک یال ته نشینی با تاخیر مانند یک ساحل با لا آمده معمولاً نیازمند پایین روی نسبتا سریع و همیشگی سطح نسبی دریا (یا دریاچه) هست.
موج طوفان معلوم است که منجر بهنهشته گذاری در بالای ارتفاعات یعنی آب بالای سطح جزر و مد بهاری، چه در حد فاصل تلماسه ساحل چهبه از نتیجه ویژگی رشته خطی مافوق جزر و مدی سطح به سمت خشکی ساحلی با آب و هوای متعادل. اندازه دانه‌ها متفاوت تر است از آنهایی که رسوب گذاری شده خیزاب امواج آب و هوای مطلوب اند، بزرگترین مواد در دسترس را ادغام می‌کند. ساختار رسوبی امواج بالاترانرژی را بازتاب می‌دهد، از ماسه مقطع عرضی لایه های ماسه ها گرفته تا قطعات درشت ریگ. اینجاست که بیناین نهشته‌های واقعا بلند شده طوفان و یکشستوشوی سطحی مخروط افکنه (see OVERWASHING) که همچنین محصول امواج خروشان طوفان است و معمولاً در طرف مردابی کم ارتفاع سد ساحلی است، اما بر فراز دامنه ارتفاعات فعال فرایند های رسوبی نیست، تشخیص داده می‌شود. نقش طوفان ها به‌عنوان یک عامل در شکل گیری ساحل های با لا آمده، در نوشته ها بحث شده است(Tanner,1995 برخی از نویسندگان طوفان را به‌عنوان یک عامل صرفا فرسایش ساحلی استدلال می‌کنند، تا رسوب گذاری. موارد مستند از پشته های طوفان(e. g. hurricane ridges, Florida; Tanner،1995) اینها را به‌عنوان ویژگی‌های زودگذرثبت می‌کند،که تنها تا طوفان بعدی دوام می آورد. مثال های خوبی از چندن ساحل بالا آمده طوفان در کنار ساحل دریای روزای[10] جنوبگان است جای که ایزوستازی یخ در طی هولوسن تا کنون منجر به بالا آمدن ساحلی شده(e. g. Hall and Denton 1999).
عمل رفتوروب بادی می‌تواند در شکل گیری ساحل با لا آمده مشارکت کند به حدی که شن و ماسه‌ای بادمستقیما در بالای موج ساخت یا انباشت رشته های ماسه‌ای موج ساخت قرار گیرد. ساحل با لا آمده با کنده کاری فرسایش بادیناهموار نامنظم در امنداد مقطع عرضی لایه ها با زاویه پایین به بالای که به‌طور چند جهته و نا پیوسته است، شخصیت گرفته. اگر داری پوشش گیاهی است، ساختار درونی ممکن است به‌طور گسترده ایدر منطقه ریشه ای پا گرفته باشد. رشته ماسه‌ای پسکرانه ای موازی با خط ساحلی جهت گرفته اند اما صرفا ساخت و پرداخته فرایند های فرسایش بادیاست و در محدوده اشکال ساحل با لا آمده نیستند.
فشار یخ پوش دریا همچنینممکن است منجر به شکل گیری خط الراس ساحل ها در امتداد لب دریا شود که دست خوش یخبندان سالانه سطح دریا(یا دریاچه)هست. یک خط الراس فشار یخ پوش دریا معمولاً یک انباشتگی ناپیوسته از شنتا ته‌نشست های به اندازه تخت سنگ های با جورشدگی ضعیف استکه در امتداد حواشی صفحات دریای یخی زمستانی شکل گرفته است. ارتفاع پشته ها تابعی از اندازه رسوبات موجود است، با پشته های تخت سنگی به ارتفاع حدود 5 متر هم می‌رسد. به دلیل جور نشدگی دانه‌ها، ساختار داخلی خط الراس های فشار یخ پوش سطحی دریا، به‌طور مشخص عظیم است. امواج بازسازی تابستانی ممکن است جورشدگی های متعاقب رسوبات و تولید برش عرضی چینه های شنی را در پی داشته باشد. اگر چه، این ویژگی ها عمدتاً زودگذراند، که توسط فشار یخی بعدی به کار می‌افتد.
یک ساحل با لا آمده می‌تواند به‌عنوان بازمانده از سطح دریا(یا دریاچه) دیرینه در نظر گرفته شود، طیفی از ساختار رسوبی فیزیکی تشخیصی را فراهم می آورد و بافت بیان شده فوق در این نشست ها محفوظ هستند. به‌طور منحصر به فرد، تمایز بینپشته های ماسه‌ای موج ساختواحد های رسوبیفرسایشبادی وضروری است. بنابراین، یک انتقال عمودی از شبه افق با زاویه پایین بستر متقابل در حد متوسط تا شن های دانه کوارسی تا بستر متقابل زاویه بالا در شن ریز ومتوسط و یا ساختار اساسی عظیم بین ساحل های بریم وفردن تمایز ایجاد می‌کند. جایی که چندین ساحل با لا آمده در یک دشت ماسه ساحلی حفظ شده، ترسیم نقشه ساحل فردون در تماس با نیمرخ به سمت سراشیبی می‌تواند احیای مجدد ساختار تغییرات سطح دریا (یا دریاچه) را فراهم کند. نمونه های از این کاربری ها رکورد های رسوبی ساحل با لا آمده از نوسانهای مقیاس ددیکال در موقعیت خط ساحل در امتداد دریاچه میشیگان (Thompson and Baedke, 1995)برای استنتاج سقوط سطح آب دریا درامتداد خط ساحلی شمال شرقی نیوزیلند به جهت نزدیک آخرین دوران بین دو دوره یخبندان(Nichol 2002)
درجایی که مواد مناسب برای یک سن سنجی قابل اعتماد در رسوب گذاری ساحل با لا آمده ترکیب شده، آرایش ترتیب زمانی در آنممکن است. این مسئلهبه‌طور ویژه ای برای برآورد میزان بالابردنایزوستاتیک(e. g. Smith et al. 2000)و یا برای پیش بینی پیشروی خط ساحل در ارتباط با سطح محلی دریا و تأمین رسوب(e. g. Tanner 1993). به‌طور سنتی، تحلیل های ترتیب زمانی رادیو کربن در باقیمانده اندامگاه باقی مانده در جانداران دریایی مانند نرم تنان آب های کم عمق، در سن سنجیساحل های با لا آمده به کار می‌رود(Taylor and Stone 1996). این روش مشکلات بسیاری را برانگیخته، هرچند، اگر مواد به کار رفته برای سن سنجی در جای طبیعی نباشد. بیشتر مواد آلی ادغام شده در ساحل با لا آمده به‌طور معمول توسط محیط کرانه زیرآب تعدیل شده و بنابراین ممکن است به‌طور فراوان ای مسن تر و قدیمی تر از رسوبات نزدیک ساحل باشند. دیگر فنون سن سنجی جایگزین، مانند سن سنجی نوری ساحل وتلماسه‌های شنی،راه های قابل اعتماد بیشتری برای تاسیس گاه شماری دقیق و پرجزئیات ساحل با لا آمده را عرضه می‌کند، از این رو می‌تواند به‌عنوان لندفرمی که مانند یک نشانگر فرایند های محلی زمین شناسی وژئومورفولوژیکی مفید تر استفاده شوند.
References
Garrick, R. A. (1979) Late Holocene uplift at Te Araroa, East Cape, North Island, New Zealand, New Zealand Journal of Geology and Geophysics 22,
131–139.
Hall, B. L. and Denton, G. H. (1999) New relative sealevel curves for the southern Scott Coast, Antarctica: evidence for Holocene deglaciation of the western
Ross Sea, Journal of Quaternary Science 14, 641–650.
Jamieson, T. F. (1908) On changes of level and the production of raised beaches, Geological Magazine 5, 22–25.
Murray-Wallace, C. V. and Belperio, A. P. (1991) The Last Interglacial shoreline in Australia – a review, Quaternary Science Reviews 10, 441–461.
Nichol, S. L. (2002) Morphology, stratigraphy and origin of last interglacial beach ridges at Bream Bay, New Zealand, Journal of Coastal Research 18,
149–160.
Otvos, E. G. (2000) Beach ridges – definitions and significance, Geomorphology 32, 83–108.
Smith, D. E. , Cullingford, R. A. and Firth, C. R. (2000) Patterns of isostatic land uplift during the Holocene: evidence from mainland Scotland, Holocene 10,
489–501.
Tanner, W. F. (1993) An 8000-year record of sea level change: data from beach ridges in Denmark, Holocene 3, 220–231.
Tanner, W. F. (1995) Origin of beach ridges and swales, Marine Geology 129, 149–161.
Taylor, M. and Stone, G. W. (1996) Beach-ridges: a review, Journal of Coastal Research 12, 612–621.
Thom, B. G. (1984) Transgressive and regressive stratigraphies of coastal sand barriers in eastern Australia, Marine Geology 56, 137–158.
Thompson, T. A. and Baedke, S. J. (1995) Beach-ridge development in Lake Michigan – Shoreline behavior in response to quasi-periodic lake-level events,
Marine Geology 129, 163–174.
SEE ALSO: beach ridge; chenier ridge; sea level; strandflat
 
SCOTT NICHOL                                (مترجم: امیر صادق اوسطی)
 
 
RAMP, COASTAL- شیب کرانه ای، جلگه
اصطلاحشیب کرانه ای تا کنون توسط برخی کارگران به خاطر شیب ملایم سکوی ساحل استفاده شده است، به‌ویژه آنهایی که در ساحل های شمال اقیانوس اطلس اند، برای تمایز آنان از سکوهای شبه افقی که بیشتر از استرالیا رایج و متداول هستند. در کل، هرچند، این اصطلاح هم برای بخش های گرادیان بالا، در عقب سکوهای ساحلی با شیب ملایم استفاده می‌شود با برای سطوح شیب تند سنگی(به‌طور معمول در شیب ˚4 تا ˚10) که تمام زون جزر و مدی را اشتغال کرده و حتی به سمت ارتفاعات فراتر از سطح بالای جزر و مدی هم گسترش پیدا می‌کند، استفاده می‌شود. هر دو گونه ای شیب کرانه ای بار ها و بارها از امواج متلاطم دور و بر استرالیا و دیگر جاهای در اطراف اقیانوس آرام گزارش شده و کمتر گزارش شده که از امواج طوفانی اطراف عرض های میانی نیمکره شمالی باشد. اظهار شده است کهوقوعشیب کرانه ایو مورفولوژی به فراوانی و قدرت خیزاب موج تولید شده از امواج طوفانی دارد، برای حرکت دادن انتقال که از سطح سکوها روبیده شده و برای حظور یافتن مواد زبر و زمخت به پای صخره. در شمال شرقی انگلستان، سایش باعث فرسایش سریع می‌شود، تا سرعت 30 میلی‌متر در سال به توان منفی یک، در یک شیب کرانه ای سراشیبی تند که ساحل شن و سنگریزه است، با در نظر گرفتن که گسیختن رسوبات شیل در روی شیب های ملایم تر سکو مسلط شده است(Robinson 1977). در برخی جاها پیدایششیبکرانه ای بازتاب تفاوت های ساختار و سنگ شناسی سنگ ها را نشان می‌دهد. ظهور بستر های صدفی ضخیم و دیگر مواد ضعیف نزدیک بالای سطح جزر و مدی به نظر می‌رسد به‌طور ویژه ای برای توسعه همیشگی شیب کرانه ای در شرق کانادا و شمال شرق انگلستان مناسب باشد و این توسط مدل های ریاضی تایید و اثبات شده، که بیان می‌کند که شیب کرانه ای ها در جاهای متداول تراست که فرسایش سریع سکوهای گسترده جزر و مدی را می سازد. جاییکه سرعت فرسایش معاصر پایین است، هرچند، هم مانند شمال غرب اسپانیا، شیب های کرانه ایتا چندین متر فراتر از سطح بالای جزرو مدی کنونی هم گسترش می یابند، که از سطح بالاتر دریا در طی آخرین دوره دوران بین یخچالی ناشی شده است(مراجعه شود به دوران عصر یخ) (Trenhaile et al. 1999). در استرالیاجنوبی، شیب کرانه ای شیب دار که بیش از 10 متر بالای سطح کنونی دریا گسترش یافته، احتمالا چند ریشه ای اند،که در طی دوران سنوزئیک تحت فرازو فرود سطح دریا توسعه یافته اند. (Young and Bryant 1993).
References
Robinson, L. A. (1977) Erosive processes on the shore platform of northeast Yorkshire, England, Marine Geology 23, 339–361.
Trenhaile, A. S. , Perez Alberti, A. , Martinez Cortizas, A. , Costa Casais, M. and Blanco Chao, R. (1999) Rock coast inheritance: an example from Galicia, northwestern
Spain, Earth Surface Processes and Landforms 24, 605–621.
Young, R. W. and Bryant, E. A. (1993) Coastal rock platforms and ramps of Pleistocene and Tertiary age in southern New South Wales, Australia, Zeitschrift fur
Geomorphologie 37, 257–272.
 
ALAN TRENHAILE                                                  (مترجم: امیر صادق اوسطی)
RAPIDS - تند آب ها
تند آب های کانال های بستر سنگی به‌طور فنی در ادبیات رودخانه ای تعریف نشده اند، اما مفهوم آن تلویحا مستلزم آب پر تلاطم ناشی از شیب تند، عمق های بسیار متغیر دربین گودیهای کم شیب تر رودخانه است. (Leopold 1969) منشا اصلی آنان به خاطر تغییر شیبهای ناگهانی و قسمت های نامنظم تخته سنگی کانال است، هم از آوارهای سرشاخه ها و ازسقوط سنگ ها و بهمن سنگی اطراف دره ها تأمین می‌شود. (Howard and Dolan 1981; Webb et al. 1984) جریان شتاب یافته درون ساختار،متعاقبا تخته سنگ ها را به اطراف پایین دست جریان بازپراکنی می‌کند و تا حدی قسمتی از بستر کانال را به فرم پهنه پخش شده سنگی شبه پایدار شکل دهی مجدد می‌کند. (Graf 1979; Kieffer 1987)
References
Graf, W. L. (1979) Rapids in canyon rivers, Journal of Geology 87, 533–551.
Howard, A. D. and Dolan, R. (1981) Geomorphology of the Colorado River in the Grand Canyon, Journal of Geology 89, 269–298.
Kieffer, S. W. (1987) The rapids and waves of the Colorado River, Grand Canyon, Arizona, Report 87–096, United States Geological Survey.
Leopold, L. B. (1969) The rapids and the pools – Grand Canyon, United States Geological Survey Professional Paper 669-D, 131–145.
Webb, R. H. , Pringle, P. T. , Reneau, S. L. and Rink, G. R. (1984) Monument Creek debris flow, 1984: implications for formation of rapids on the ColoradoRiver in Grand Canyon National Park, Geology 16,50–54.
 
KEITH J. TINKLER  (مترجم: امیر صادق اوسطی)
 
RASA AND CONSTRUCTED RASA- ایوان ساحلی و ایوان ساحلی ساختار یافته
اصطلاحایوان ساحلی، از مشتقات زبان اسپانیایی، بهسطوحتسطیحشده حاشیههایقدیمیونشسته کرده یا سطوح مسطح شدن زمین دراثرفرسایش اشاره دارد. پهنای آنان می‌تواند به چندین کیلومتر برسد. سطوح فرسایشی توسط برجستگی های تند و توسط صخره های رو به دریا به طرف داخله محدود می‌شوند. برای نخستین بار توسط هرنانرز و پاشکو[11] در 1950 در ساحل کانتابرن[12]، شمال اسپانیا توصیف شد. گلیچر[13] در سال 1974 برداشت قابل توجهی را انجام داد. این اشکال هم چنین در کلیکا(Nonn 1966) نیز مشاهده‌شده بود، در شمال شیلی (Paskoff 1970)، در جنوب مرکو، و بریتزی و کرآول در انگلستان (Guilcher 1974) و ساردین (Ozer 1986). گلچر 3 نوع از ایوان ساحلی را متمایز کرد. گونه ای نخست در بالا توصیف شد، گونه دوم پیچیده تر است و توسط جایگزینی مرتبه های سطح بندی شده تشکیل شده است وسوم هنگامی است که گذرگاه به سمت داخله شیب تدریجی و آهسته دارد.
 

عکس 93: ایوان ساحلی: ساحل گالیورا(شمال ساردینیا)

عکس 94: ایوان ساحلی مستحکم: ساحل آنگلونا (شمال ساردینیا). انباشت روفت و روب های بادی بر روی تراس های آخرین سطح دریا در دوران بین بخبندان.
بسیاری از این ایوان ساحلی ها با نهشت های دریایی(شن و سنگریزهای گرده شده)پوشیده شده اند. این رسوبات در زمان دیگری آورده شده بودند، در طی فرارویهای دوران سوم،که تنها دستکاری اندکی به روی این سطوح هموار شده بود. اسناد این فرایند در صخرهای باستانی دریاهای یبریتنی(Guilcher1974)، شمال ساردین(Ozer 1986)، جنوب تانجرو مروکو(Ozer, 2001 observation)یافت شده است.
هرچند تلاقی اشکال هم می‌تواند وجود داشته باشد، که در این صورت، ایوان ساحلی های ترکیب شده خوانده می‌شود. این یک انباشتگی باد ساحلی است،به‌طور کلی سفت شده و اغلب با رسوبات سیل آورده ترکیب شده. این انباشتگی ها اغلب دوباره در اشکال کفه ای با شیب ملایم به سمت دریا که متعاقب فرسایش روانابی هستند، ختم می‌شوند.
خارق العاده ترین ایوان ساحلی های ترکیب یافته در شیب های جلوتر از صخره های قاره ای بسیار توسعه یافته رو به باد غالب توسعه یافته اند. در طی پسروی هایدوره کواترنری، باد ها شن های متروک را از کفه های قاره ای تا نخستین برجستگی شکل گرفته توسط صخره های باستانی که در دوران فراروی کواترنری توسعه یافته بوداند، جابه جا می‌کنند. این نهشته‌ها، به‌ویژه رفت و روب های بادی، محکم می‌شوند و بعدا نسبت به همین سطح کنونی دریا به صورت صخره ظاهر می‌شوند. اینها توسط برجستگی های قوی که همان صخره های بی جان کواترنری است به سمت داخل هم مرز می‌شوند.
References
Guilcher, A. (1974) Les ‘rasas’: Un probleme de morphologie littorale generale, Annales de Geographie 455, 1–32.
Hernandez-Pacheco, E. (1950) Las rasas litorales de la costa cantabrica en su segmento asturiano, C. R. Congres Internationnal Geographie de Lisbonne
2, 29–86.
Nonn, H. (1966) Les regions cotieres de la Galice (Espagne), etude morphologique, Paris, Strasbourg: These.
Ozer, A. (1986) Les niveaux marins au Pleistocene superieur en Mediterranee occidentale, Atti del Convegno ‘Evoluzione dei litorali’, ENEA, Policoro
(Italia), 241–261.
Paskoff, R. (1970) Recherches geomorphologiques dans le Chili semi-aride, Bordeaux: These.
 
ANDR OZER                     (مترجم: امیر صادق اوسطی)
RATES OF OPERATION- دامنه عملیات
میزان عملکرد فرایند های ژئومورفیک از راه های مختلفی تعیین می‌شود که بستگی دارد به،زمان و فضای مقیاس هایمورد علاقه، و اینکه آیا فرد علاقه مند به میزان عملکرد فراینده های انفرادی است یا بهنرخ کلی که نتیجه ترکیب تمام فرایند هاست.
نیاز است که شرایط تکتونیک دینامیکی کنونی را در کنار میزان کلی برهنه سازی به منظور جا دادن برنامه های اندازه‌گیری انجام‌شده در مقیاس سایت یا حوضه آبخیزدریک چشم انداز مناسبرا در نظر گرفت(Brunsden 1990). برآنسدن بیان کرد که با توجه به ایالات زمین تکتونیک کلان، مناطق کوهزایی سنوزئیک و به‌ویژه مناطق زیرراندگی در حاشیه صفحات،می‌تواند حرکات عمودی فراتر از را تجربه کند ودر حال میزان کلی برهنه سازی به‌طور فوق العاده ای از  فراتر می‌رود. در منتهی الیه دیگر،سپرها، سکوها، و مناطق پوسته پایا و حوضه های درون پایا پوسته ای حرکات عمودی کمتر از 1 mm/1,000 yrsرا تجربه می‌کنند؛ با این وجود، میزان کلی برهنه سازی به دشواری از فراتر می‌رود. اضافه شده بر این حرکات کوهزایی و خشکی زایی، سازگاری مجددهای تعادل ایزوستازی اند که در مناطق که به تازگی از زیر پوشش ضخیم ورق یخ سردر آورداند، واقع می‌شوند. در مناطق پایا پوسته ای دریای بالتیک و خلیج هودسون، میزان تعدیل مجدد تعادل ایزوستازینزدیک یخسار ویسکونسینان[14] به حد و در خلیج بوتیا به حد  بالا باقی می ماند. مفهوم ضمنی برگرفته شده از این داده‌ها هم خوانی نزدیک با مفهوم اسکیم نشان می‌دهد(1963) برای مثال گونه و موقعیت تغییرات لندفرم با نوع و موقعیت و میزان جنبش های زمین ساخت و مکمل های تنشگاها در زمان مربوط و در چارچوب فضای مجموعه شکل اراضی تعیین می‌گردد(Brunsden 1990: 3). . یک توافق همگانی بر ترتیب حیطه عمل این منوالها در مقیاس جهانی تا محلی وجود دارد؛ حال اینکه چقدر مربوط به سایت و چقدر مربوط به حوضه آبخیز باشد خود جای بحث دارد.
متوسط روند عملیات این فرایند ها می‌تواند این واقعیت را عیان کند که بسیاری از فرایندها اپیزودیک هستند و آن سطوح زمین ممکن است در یک سری از گام های جهشی با دوره های پایداری نسبی در پی دورهای مختصر فرسایش سریع یا بالا آمدگی شتاب یافته، تکامل یابد. تغییرات درترخ تغییر در طول زمان بیشتر از تغییرات پیچیده در فضا است. حتی در حوزه عمل زمین ساخت، تغییرات فضایی می‌تواند بزرگ باشد.
اساسا، ثبات چشم انداز و میزان تغییر بستگی به میزان مقاوت در برابر تغییرات نیروهای ارتقای دهندی تغییر دارد. جای که این نیروها متوازن هستند، تغییر اندکی رخ می‌دهد؛ جای که مقاومت از نیروهای برهنه سازی فراتر رود فرایند های هوازدگی باعث گودشدگی نیمرخ های خاک می‌شوند. این وضعیت جابه جایی محدود خوانده می‌شود. در جای که برهنه سازی عظیم تر از مقاومت چشم انداز است، فرسایش  خاک را از بین می برد و هوازدگی به محض اینکه آنان شکل می گیرند رخ می‌دهد. این موقعیت را هوازدگی محدود خوانده می‌شود.  روشن است که میزان فرسایش به‌طور وسیعی به در دسترس بودن خاک و رسوبات قابل حملبستگی خواهد داشت. از آنجای که خاک تنها می‌تواند در شرایط پایدار تا عمق معینی تجمع پیدا کند و رسوبات فرسایش یافته می توانند تنها در مقیاس محلی تحت شرایط یخبندان مقیاس قاره ای انباشته شوند، شدید ترین میزان فرسایش هنگامی رخ می‌دهد که یک تغییر چشمگیر از یک مجموعه از فرآیندها به دسته دیگری از فرایند هاروی دهد. هنگامی‌که حد آستانه بین یک مجموع از فرایندها و مجموعه دیگری گذشت، بالاترین روند های برهنه سازی ممکن است بروز کند. دوره زمانی که این روند های شتاب یافته می‌توانددوام یابد با تأمین خاک و رسوبات به‌آسانی فرسوده شده،محدود می‌شود. ژئومورفولوژی فرا یخچالی یکی از نمونه های قابل توجهفرسایش شتاب یافته و رسوب گذاری زیر حد آستانه هست. حساسیت چشم انداز به تغییرات بنابراین به همان اندازهدر کنترل میزان برهنه سازیدر کوتاه مدت مؤثر است که انرژی فرایندهای فرسایش و جابه جایی مؤثر اند.
به‌طور خلاصه در یک طرح کلی تاریخی توسعه میزان عملیات فرایند های ژئومورفولوژِی، آرچیبالد گیکی و چارلز داروین[15]دو تن از نخستین پژوهشگرانی هستند که تلاش کرداند تا میزان عملیات اختصاصی فرایند ها را تعیین کنند. گیکی میزان هوازدگی سنگ ها را با اندازه‌گیری تغییرات زمان بندی شده بر روی سنگ مزار ها در یک حیاط کلیسا در ادنبرگ، برآورد کرد و داروین میزان جابه جایی خاک در دامنه های که توسط کرم به هم می‌ریزد را برآورد کرد. نخستین برآورد های فضایی معرف نرخ کلی از دست دادن زمین،از خلاصه ای از بارگذاری رسوبات رودخانه ای در ایالات متحده گرفته شده است. برآورد های اوایلقرن بیستم در باره میزان عقب نشینی صخره در آلمان در ماسه سنگ و در برزیل در گرانیت زیر جنگل های انبوه نشان داد که این میزان در برزیل بسیار بیشتر از آن میزان در آلمان بود. روند فصلی حرکات سنگ ها در تالوس در کوههای آلپ و در دراز مدت یکپارچگی عناصر مختلف خزش پس از دوری یخچالی (135 متر در 30000 سال) و برآورد لستر کینگ[16] از میزان عقب نشینی صخره یدکنزبرگ در آفریقای جنوبی(240 کیلومتر در 150 میلیون سال)اینها برخی از روند های کمی برآورد فرسایش پیش از دهه 1950بود اند. به نظر می‌رسد از بس که داده‌ها پراکنده بوداند، هیچ کس نتوانسته رابطه همبستگی ساده ای بین آنان بر قرار کند و روش شناسی رسمی ندارد. یک استثنای قابل توجه داد های سازمان حفاظت خاک امریکا بود. نخستین برنامه سامان یافته برای اندازه‌گیری فرسایش خاک در ایالات متحده آمریکا در طی دهه1930 به وجود آمد
هنگامی‌که یکی از برنامه های قرارداد جدید ریس جمهور روزولت، مصمم شد تا اشاعه بیکاری را متوقف کند، که منجر به احداث ده ها هزار سد کوچک توسط سازمان حفاظت از منابع خاک امریکا شد. درنتیجه مجموعه های بزرگ از داده از حجم رسوبات رسیده به مخازن کوچک در دسترس قرار گرفت. طرح فرسایش شتاب گرفته معمولاً شامل طرح کنترل مجاورت است که تاثیرات منفی استفاده از اجرایضعیف کاربری اراضی را نشان می‌دهد. از یک دیدگاه صرفا ژئومورفیک، طرح کنترل دادها سرنخ های می‌دهد از تغییرات فضایی روند شستشوی سطحی، اما تجزیه و تحلیل های یکپارچه تا اواخر دهه 1940 چاپ نشد. یکی از همیاری های نظریه ای داده‌های حفاظت خاک امریکا فرمول بندی مفهوم پویای منابع رسوب بود. یک تشخیص بود بین تفاوت های منابع رسوب و رسوب رسانی در خروجی هر حوضه و میزان رسوب رسانی، به یک وسیله کارا برای تعیین ذخیره رسوبات تبدیل گشت. دهه 1950 یک دهه مطالعات پیشگام در میزان فرایند های ژئومورفیک بود، همه راه ها از بودجه رسوب(Jackli 1957; Rapp 1960; Leopold et al. 1966) تا شستشوی سطحی(Schumm 1956) و انواع فرایند های خزش (Jahn 1961).
تا 1983، ساندرز و یانگ[17] هزاران داده گزارش شده از میزان فراینده عملیات را (تا حدودی غیر انتقادی) به معنی واقعی کلمه خلاصه کرداند. در زمینه اطلاعات دیگر مشکلی نیست، اما داده‌های استاندار شده، هم در روش گردآوری و هم در واحد اندازه‌گیری، یک معضل جدی باقی مانده. با توجه به فرایند های درون زایی[18]، انگلند و مولنار[19] (1990) مشکلات عمده ای را به‌طور خلاصه بیان کرداند. بسیاری از گزارشات بالا آمدگی سطحی در سلسله کوهها بر پایه ای اشتباه استخراج سنگ ها یا بالا آمدگی سنگ ها برای بالا آمدگی سطح است و هیچ اطلاعاتی از میزان بالاآمدگی سطح فراهم نمی آورد. برخی از مشاهدات اندازه‌گیری های قابل اعتمادی از بالا آمدگی سنگ ها ارایه می‌کند اما، چون میزان فرسایش ممکن است بالا باشد، ارتفاع متوسط سطح ممکن است در هنگامی‌که صخره ها در حال بالا آمدگی هستند کاهش یابند.
Standardization of data- استاندار سازی داد ها
چگونه ممکن است که،(a)حرکات خطی شیب پایین بالا ترین لایه سنگپوش با (b)حرکت شیب پایین حجمی از کل سنگپوش با (c) عقب نشینی شیب یا از دست دادن زمین عمود بر سطح زمین با (d)جرم رسوبات منتقل شده گذشته یک بخش کنترل با (e) سنگ بستر جرم برخاسته بالای سطح ژئوئید ؛ را با هم مقایسه کرد؟ اینها همه راههای معمول گزارش دادن نتیجه های فرایند اندازه‌گیری های معاصر هستند. کین[20](1976) مشکل را به‌طور منسجم اظهار داشت. نه تنها مشکل استفاده از ابعاد و واحد های پراکنده وجود دارد، بلکه نیاز به تعریف فرسایش شیب دامنه ای و فرسایش شبکه رودخانه در شرایطی که متقابلا سازگار هستند، و عوامل ذخیر سازی درون سامانه رودخانه ای نیز باید تخمین زده شود. راه حل اومحاسبه یک واحد از کار ژئومورفولیک است که محصول توده رسوبات، تغییر در ارتفاع و شتاب گرانشی را در هم می آمیزد. رویکرد به‌طور منطقی قانع کننده است اما به‌طور گسترده اتخاذ نشده است.
 یک راه حل جایگزین این بوده است کهتمام داده‌ها را در یک اندازه خطی برهنه سازیبه‌طور مساوی توزیع شده در سراسر حوضهتبدیل کرد. واحد بودنوف[21] (Fischer 1969)، که برابر یک میلی‌متر برهنه سازی در 1000 سال است، همچنین با برخی از سرسختی ها مواجه شده است، تا حدودی در حساب از وزن مخصوص مطلقو بسته بندی از تصحیحاتی که باید انجام شود، اما همچنین به خاطر اثر به وجود آمده از حتی برهنه سازی در سراسر یک سطح فضایی بسیار متغییر. منصفانه به نظر می‌رسد اگر بگوییم که نگرش غالب،تأمین واحد های مختلف اندازه‌گیری برای شیب، کانال و داده‌های حوضه است.
 
تعادل بین فرسایش دامنه ای و میدان رسوب دهی
 (Equilibria between hillslope erosionand sediment yield)
برخی از مطالعات به مسئله یتوازن کمی بین فرسایش دامنه ای و بالا آمدگی معاصر و میدان رسوبدهی پرداخته اند. در اینجا تنها دو نمونه از توازن آشکار از روندهای اندازه گیر ی شده را در نظر می گیریم. آدامز[22](1980) آلپ جنوبی در نیوزیلند را مورد بررسی قرار داد و میزان کوتاه شدن پوسته، بالاآمدگی زمین ساختی، رسوب گذاری رودخانه، بارمحلول و رسوب گذاری کرانه نزدیک ساحلی را مورد مقایسه قرار داد. در میلیارد ها کیلوگرم در سال به توان منفی یک، نرخ ها به ترتیب منظور 700، 600، 700 و 580 بوداند. داده‌های کوتاه شدگی پوسته ای بدست آمده از برآورد های ژئوفیزیکی میزان همگرایی صفحه ای در سراسر صفحه مرزی اقیانوس هند و آرام، بالغ بر حدود 22 میلی‌متر در سال به توان منفی یک شد. این فرایند می‌تواند منجر به ساخت پوسته سنگ کره شود. داده‌ها درباره بالاآمدگی زمین ساخت با تبدیل کوتاه شدگی به بلند شدگی در راستای گسل آلپ برآورد شد است. داده‌های بروی بارگیری رودخانه ای از تجزیه و تحلیل های آب گرفته شده(بار محلول)، برآورد ها از فرمول و اندازه‌گیری های میدانی (بار بستر) و داده‌های ردیابی شده تکمیل شده توسط رواناب در مقابل روابط تمرکز رسوب(بار معلق). مقدار متوسط حذف شده کافی بود تا (به صورت سالانه) اثر بالا آمدگی زمین ساخت را متوازن گرداند. در نهایت، داده‌ها دربارهته‌نشست های کرانه ساحلی دریایی سری اثرات بزرگ مشابه ای را نشان داد، که بهاز دست رفتن رسوبات خاور وباختر حاشیه های صفحه همگرا منجر می‌گردد. مدل توصیف شده توسط آدامز یک حالت ثابت رشته کوهها با برخاستگی سریع که توسط فرسایش سریع متوازن شده است، هست. جزئیات ادامه دارند، اما مثالآموزنده است که در آن نشان میدهدکه داده‌های گسترده برروی یک چنین تفسیری قرارداده شده اند. نویسنده کامل از اشتباه های ناشی از برآورد ها آگاه است. او یافته های اش را در پژوهشی جالب بروی شکل کوههای نیوزیلند تایید می‌کند. رشته کوههای آلپ جنوبی کوه تند و تیز هستند(شرایط ماندگار را نشان می‌دهد) درحالی‌که بلا فاصله در مجاورت، در اتاگو[23]، کوه های راس تخت [24]هستند و باقی مانده های یک سطح پیش از برخاستگی های عوارض ارضی کم ارتفاع اند.
رنو و دیتریش[25] (1991)یک بخش از سواحل جنوبی اورگان را بررسی کرداند و داده‌های میزان لایه برداری سنگ بستر، ضخامت و زمان تجمع سنگ های دامنه کوهی در حفره های پستی و بلندی و اندازه مؤثر منابع منطقه تحت نظارت به حالت تعلیق و بار داده‌های محلول از منطقه ؛ را مقایسه کردند. نوآوری این رویکرد مستلزمبرخی مقدمات است، با توجه به تأثیر گذاری چاله های پستی و بلندی در به دام انداختن کوهرفت ها و توانایی اطمینان بخش تعیین زمان پر کردگی های سنگهای دامنه کوهی تا پنج سطح راهبردی. اگر پذیرفته شود که روند های جا به جایی دامنه کوهی پایین محور فرو رفتگی ها وابسته به شیب هستند و در بخش های که ارزیابی می‌شوند ثابت هستند، پس رسوب گذاری محض کاملا مربوط به کوهرفت های است که از طرف مجاورت شیب اضافه شده باشد. محاسبات حجمی میزان کوهرفتی جابه جا شده در هر فرو رفتگی با استفاده از معیار های همگرایی محلی، متوسط تراکم خاک و میزان جرم رسوبی کوهرفت ها، انجام می‌شود. برآورد های متوسطمقدارفرسایش از چاله های زمان بندی شده در حدود 70 بودنوف (میلی‌متر در 1000سال) هست؛ میزان لایه برداری های برآورد شده برابر حدود 90 B و میزان برهنه سازی برآورد شده بین 50-80 B متغییر است. باز هم، نویسندگان میزان خطا را در داده‌هایشان با دقت شناسایی کرداند اما نتیجه گرفتند که به خاطر شیب دامنه ای و میزان فرسایش گستره حوضه ای بسیار شبیه هستند، تولید رسوب شیب دامنه ای و جریان میدان رسوب دهی در ساحل اورگان تقریبا در تعادل هستند. تغییرات صرف ذخیرسازی رسوبی جریان ها پایین دست نیز لزوما کوچک هستند. باز هم باید توجه داشت که بدست آوردن داده‌های موردنیاز طاقت فرسا هستند و برنامه های اندازه‌گیری خلاقانه ضروری هستند.
در مقابل با روند فرایند ژئومورفیک در محیط های به ظاهر ثابت،به‌طور نسبی چند برنامه اندازه‌گیری بر میزانبریدگی سنگ بستر گزارش شده است.
ویپل[26] و همکاران (2000) زمانانحراف بالای رودخانه یوکاک در آلاسکا را توسط یک جریان خاکستر در 1912 گرفتند تا میزان شکاف در راستای بستر سنگی کانال تازه شکل گرفته را اندازه بگیرند. اگر چه کمینه روند های بریدگی بالا است (10-100 میلی‌متر در سال به توان منفی یک)، آنها در محدوده های پیشتر چاپ شده برآورد شده بوداند(e. g. Stock and Montgomery). در این گرایش از ژئومورفولوژی به‌طور فراوان ای نرخ های مدل شده عملیات های فرایند ها بیشتر هستند تا داده‌های تایید شده میدانی. همچنان ابهام قابل توجهی بر سر اهمیت میزان اندازه‌گیری شده فرسایش در مقیاس مکانی و مدت زمانی کوتاه که با هم شکل چشم انداز ها را می سازند، باقی می ماند. در طی دهه 1960 خوشی بینی بود که روند های اندازه‌گیری شده ممکن است در مقیاس مکانی و از اندازه‌گیری های کوتاه مدت در چشم انداز های بزرگ و میزان دراز مدت برونیابی شده باشند. این چنین انتظار های نشان داده که ساده و خام اند و از بخشی از فرض ها در باره تعادل حاصل شده، یک شرایط متوازن و نادیده گرفتن محدودیت محیط‌زیستی مشروط. شاید پرسش های اساسی که اکنون مطرح می‌شود این است که چگونه اندازه‌گیری های روند های عملیات های فرایند های ژئومورفیک در یک مقیاس (چه مکانی و چه زمانی) را به مقیاس دیگری لینک دهیم. به‌طور مبرم این اطلاعات در مورد نگرانی درباره تغییر آب و هوای جهانی احتیاج است (در چه مقیاس های تاثیرات فعالیت های انسان به وضوح از تاثیرات تغییرات آب و هوایی متفاوت است؟) و همچنین در زمینه درک بهتر از تاریخ زمین.
References
Adams, J. (1980) Contemporary uplift and erosion of the Southern Alps, New Zealand, Geological Society of America Bulletin 91, 1–114.
Brunsden, D. (1990) Tablets of stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift fur Geomorphologie Supplementband 79, 1–37.
Caine, N. (1976) A uniform measure of subaerial erosion, Geological Society of America Bulletin 87, 137–140.
England, P. and Molnar, P. (1990) Surface uplift, uplift of rocks and exhumation of rocks, Geology 18, 1,173–1,177.
Fischer, A. G. (1969) Geological time-distance rates: the Bubnoff unit, Geological Society of America Bulletin 80, 549–552.
Jackli, H. (1957) Gegenwartsgeologie des bundnerischen Rheingebietes: ein beitrag zur exogenen Dynamik Alpiner Gebirgslandschaften, Beitrage Geologie
Schweiz Geotechnische Serie, No. 36.
Jahn, A. (1961) Quantitative analysis of some periglacial processes in Spitzbergen, Panstwowe Wydawnictno Naukowe, Warsaw, Geophysics, Geography and Geology, IIB.
Leopold, L. B. , Emmett, W. W. and Myrick, R. M. (1966) Channel and hill slope processes in a semi-arid area, US Geological Survey Professional Paper 352-G.
Washington, DC: US Geological Survey.
Rapp, A. (1960) Recent development of mountain slopes in Karkevagge and surroundings, northern Scandinavia, Geografiska Annaler 42A, 65–200.
Reneau, S. L. and Dietrich, W. E. (1991) Erosion rates in the southern Oregon Coast Range: evidence for an equilibrium between hill slope erosion and sediment
yield, Earth Surface Processes and Landforms 16, 307–322.
Saunders, I. and Young, A. (1983) Rates of surface processes on slopes, slope retreat and denudation, Earth Surface Processes and Landforms 8, 473–501.
Schumm, S. A. (1956) Evolution of drainage systems and slopes in badlands at Perth Amboy, New Jersey, Geological Society of America Bulletin 67, 597–646.
——(1963) The disparity between present rates of erosion and orogeny’, US Geological Survey Professional Paper 454-H, Washington, DC: US Geological Survey.
Stock, J. D. and Montgomery, D. R. (1999) Geologic constraints on bedrock river incision using the stream power law, Journal of Geophysical Research 104,
4,983–4,993.
Whipple, K. X. , Snyder, N. P. and Dollenmeyer, K. (2000) Rates and processes of bedrock incision by the Upper Ukak River since the 1912 Novarupta ash flow
in the Valley of Ten Thousand Smokes, Alaska, Geology 28, 835–838.
Further reading
Burbank, D. W. and Beck, R. A. (1991) Rapid, long-term rates of denudation, Geology 19, 1,169–1,172.
Gage, M. (1970) The tempo of geomorphic change, Journal of Geology 78, 619–625.
SEE ALSO: Bubnoff unit; chemical denudation;denudation
 
OLAV SLAYMAKER         (مترجم: امیر صادق اوسطی)
REDUCTION- کاهش
کاهش، باز یافتن الکترون منفی است، پس یک عنصر کمتر به‌طور مثبت شارژ می‌شود، برای مثال ترکیبات آهن، (یا آهن III) تبدیل می‌شود به آهن یا آهنII. این فرایند عمدتاً در غیاب اکسیژن رخ می‌دهد اما می‌تواند به‌طور برابر زمانی که آهن در یک محلول اسید است هم اتفاق بیفتد. فرایند بعدی مسئول حل شدن و از دست رفتن اکسید آهن در بخش های بالای نیمرخ های خاک است، جایی که درواقع، اکسیژن قابل دسترس استاما جایی که اسید های آلی از تجزیه مواد گیاهی ناشی می‌شوند، خاک را اسیدی می‌کند.
در ژئومورفولوژی، تمرکز بر روی تجهیز آهن تحت شرایط کاهنده و جابه جایی آن در آب های اسیدی/ بی هوازی، اغلب در آب های زیرزمینی ژرف، و تجزیه مجدد اکسید آهن در شرایط محیط اکسیدیاست. ریتالاک[27](1992) پیشنهاد کرد که مطالعه خاک‌های فسیل نشان می‌دهد که چگونه هوا کره زمین با یک افزایش تدریجی اکسیژن که ناشی از برخاستگی سیارات همراه بودهتکامل یافته. در حدود 1000 میلیون سالپیش از حال حاضربه‌طور بالقوه تمام خاکهای فسیل شدهی متشکل از آهن اکسید شده بودند، اما خاکهای فسیل شده با آهن کاهش یافته پیش از آن تاریخ واقع شده اندو 3000میلیون سال پیش خاک‌های فسیل خیلی کم با آهن اکسید شده وجود داشت.
Reference
Retallack, G. J. (1992) Soils of the Past, London: Unwin Hyman.
 
STEVE TRUDGILL      (مترجم: امیر صادق اوسطی)
REEF-  ریف (آبسنگ مرجانی)
ریف به‌طور وسیعی می توانند به‌عنوان ساختارهای سه بعدی، ویژه ناهمگن که فرم های ریخت شناسی آن با لایه های زیرین تفاوت داردطبقه بندی شوند. از لحاظ تاریخی و به‌طور شایع اصطلاح ریف برای طبقه بندی یک دسته از سازه های معدنی و آلی شامل ریف های سنگی، ریف های صدفی، ریف های مرجانی، جزیره های مرجانی، مرجان لوله ای، ریف های جلبکی و ریف های مصنوعی هست. با توجه به طیف نا همخوان از عوارض متفاوت که به‌عنوان ریف طبقه بندی شده اند، بحث های زیادی بر سر اینکه چه چیزی در تشکیل ریف هست و چه نیست؛ در متون علمی وجود دارد. اگر چه بسیاری ازمتخصصان ریف، هم زیست شناسان و هم زمین شناسان، استدلال کرده اندکه ریف ها بایدازمنشأ زیستی باشند تا به‌عنوان ریف طبقه بندی شوند، بسیاری از کاربرد های اصطلاح ریف دریایی در مورد ترکیبهای معدنی هم مورد استفاده قرار گرفته است. دراواخر قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم، دانشمندان برجسته علوم طبیعی و زمین شناسان به ساختارهای غیرآلی، مانند دریابار صخره ای و یا بندآب[28] خارق العاده در پرنامبوکو، برزیل، را به‌عنوان صخره های سنگی اشاره کرده اند(e. g. Branner 1905). به تازگی، به کارگیری اصطلاح ریف دریایی برای ترکیب های غیر آلی به‌عنوان ریف های مصنوعی از سرگرفته شده و رایج گشته است. در بسیاری از محیط های جلگه ای، صخره های مصنوعی برای طیف وسیعی از اهداف، ازجمله به‌عنوان دفاع ساحلی دریایی مانند آنهایی که در ساحل پالینگ[29]،نورفولک[30] در انگلستان اند یا به‌عنوان سازه های زیر جزر و مدی طراحی شده به منظور افزایش تنوع زیستی در پیش کرانه آب ها؛ساخته می‌شوند. از دیدگاه ژئومورفولوژیک، هر دو سازه های صخره ای آلی و معدنی بر فرایند های ژئومورفولوژیک و مرفولوژی محیط های جلگه ای تأثیر می گذارند. همین طور، هر دو سازهای ریفتی آلی و غیر آلی، به‌عنوان ریف های جهت اهداف پژوهشی ژئومورفولوزیکی طبقه بندی شده اند. صخره دریایی های کوچکتر اغلب به‌عنوان کومه آبسنگی و مرجان لایه ای نامیده شده اند: کومه آبسنگی ها اشکال ریف مانند، تپه مانند، عدسی مانند با منشا صرفا آلی اند که در سنگ های با لیتولوژِی های متفاوت جاگیر شده یافت می‌شوند، درحالی‌که مرجان لایه ای ها لایه های آلی اند، که نسبت به کومه آبسنگی ها نازک تراند و ساختارهای کمتر توسعه یافته دارند، مانند ریف های دریایی صدفی(Cummings 1932).
مهم اینکه، کامینگز[31]یکی ازنخستین نویسندگانی بود که تصریح کرد که ریف های دریایی اشکال آلی هستندکه میتوانند توسط چندین گونه های گوناگون تولید شوند وآنها شکلهای مختلفی را نمایش می‌دهند، از صخره دریایی ها گرفته تا عدسی مرجانی و مرجان لایه ای، جایی که مرجانها فقط یکنوع شکل صخره هستند. گرچه این تقسیم بندی فرعی ریف ها به دسته های تخصصی تر بسیاری امتیازات داشت، نویسندگان مدرن هنوز هم ترجیح می‌دهند از واژه ریف استفاده کنند.
ریف دریایی در اکوسیستم های دریایی معتدل تا استوایی یافت می‌شوند، با ماندنی ترین انواع صخر های دریایی، مرجان وجزیره ای مرجانی،که در مناطق گرمسیری و نیمه گرمسیری یافت می‌شوند. ریفهای جلبکی وعدسی مرجانی معمولاً در مناطق آب وهوایی معتدل تر مانند مدیترانه ای، یافت می‌شوند و شامل پیشانی سنگی ها، پیشانی سکوی ساحلی و آتل کوچک که توسط آبسنگ مرجانی، مرجان حلقوی، مرجان خاردار ابتدا ساخته شده بوداند. درمناطق معتدله، صخره اغلب به لحاظ ساختاری بیشتر مانند خرمن مرجانی یا مرجان لایه ای اند و شامل جوامع ریفتی مانند مرجان خوشه ای، صدف ویاصخره های کربنات اسکلتی هستند. ریفهای مناطق معتدل درحوزه مناطق بیش از حد دریایی  یافت میشود و معمولاً در لایه های استوار زیرین توسعه می یابند. ریف های دریایی میتواند رشد وتداوم گونه های دیگر را با فراهم آوردن زیستگاه امن یا فراهم آوردن یک بستر ثاب تافزایش دهند؛ که براساس آن گونه های کم نظیر را ایجاد می‌کنند و آنها همچنین می توانند با تله گذاری و ذخیره رسوب بر دینامیک رسوبات تأثیر گذارند.
References
Branner, J. C. (1905) Stone reefs on the northeast coast of Brazil, Geological Society of America Bulletin 16, 1–12.
Cummings, E. R. (1932) Reefs or bioherms? Geological Society of America Bulletin 43, 331–352.
Further reading
Fagerstrom, J. A. (1987) The Evolution of Reef Communities, New York: Wiley.
Riding, R. (2002) Structure and composition of organic reefs and carbonate mud mounds: concepts and categories, Earth-Science Reviews 58 (1–2), 163–231.
Wood, R. (1993) Nutrients, predation and the history of reef-building, Palaios 8, 526–543.
 
LARISSA NAYLOR       (مترجم: امیر صادق اوسطی)
REGELATION- انجماد مجدد
یعنی دوباره یخ بستن. در متون یخچالی به آن فرایند های اشاره دارد که اجازه می‌دهد تابه واسطه اینکهیخچال ذوب شدن در یک سد بالای جریان یخچالی جریان یخچالی در یک بستر ناهموار سر بخورد و دوباره در پایین دست جریان منجمد شود. انجماد مجدد به خاطر اینکهبیشترین مقاومت در مقابل حرکات یخچالی در بالا دست سدجریان هست رخ می‌دهد. پیامد آن فشارهای قدرتمند محلی ویک افت نقطه ذوب فشاری است. بنابراین ذوب یخ بلافاصله در بالا دستسدجریان یخچال رخ می‌دهد و آب ذوب شده از آن به منطقه کم فشارتر در طرف پایین دست سد جریان یخچالیسرازیر می‌شود. یخبندان های مجدد، به خاطر نقطه فشار ذوب بالاتر هست. در سراسر این مکانیزم ست که، یخ درواقع با تبدیل‌شدن موقتی به آب و برعکس بر مانع غلبه می‌کند. پس، این یک فرایند مهم درسریدن یخچالی است و توسط مشاهدات مستقیم در حفره های حاشیه یخچالی تایید شده است.
Further reading
Weertman, J. (1957) On the sliding of glaciers, Journal of Glaciology 3, 33–38.
 
A. S. GOUDIE      (مترجم: امیر صادق اوسطی)
REGOLITH- پوشه سنگ
این اصطلاح توسط مریل[32]ابداع شد(1897)برای توصیف "توده نامنسجم از ضخامتهای مختلف متشکل از همان موادی که خودشان اساس سنگ ها را تشکیل میدهند، اما تا حد زیادی در شرایط مختلف مکانیکی وترکیب شیمیایی. او درادامه به این نکته اشاره می‌کند که سنگپوش ممکن است سر جای اصلی خود و یا از رسوبات حمل شده ازمنبع دیگری تشکیل شود.
مریل این واژه را از واژه یونانی ریگوس[33]( )یعنی پتو یا پوشش و لیتوس[34]( ) یعنی سنگ یا تخته سنگ برگرفته بود. جکسون[35](1997) سنگپوشرا به‌عنوان یک اصطلاح برای لایه یا جبه مقطعی و غیر تثبیت شده مواد، تعریف می‌کند، خواه باقیمانده و یاحمل شده و در خصلت بسیار متنوع، که تقریبا در همه جا سطح زمین را تشکیل می‌دهد و روی سنگ بستر خوابیده است. تعریف ساده دیگر این است که " هر چیزی که بین سنگ دست نخورده و هوای تازه قرار گیرد.
سنگ پوشه به محیط های خشکی زی[36]محدود است وبه‌طورکلی شامل بقایای سنگ هوازده مکانیکی وشیمیایی است چه در محل اصلی خود و چه جا به جا شده باشد. این در برگیرنده سنگ هوازده به درجات مختلف، رسوبات دامنه کوهی، آبرفتی، باد رفتی، حاشیه دریایی و منشاء یخبندان وهمچنین خاکسترآتشفشانی و تاخیر شن ها، سنگ آلودگی[37]و شن و ماسه هست. محدوده آن از نرم و شل گرفته تا تثبیت شده و/ یا سیمانی شده و بسیار سخت هست.
سنگپوش همان مواد زمین است که معمولاً توسط بسیاری از دانشمندان و مهندسان خاک خوانده می‌شود. مهندسان تمایل دارند هر مواد زمینی که می توانند توسط بلدوزر یا کاونده مکانیکی جابه جا شوند را خاک بخوانند. زمین شناسان پزشکی قانونی نمونه گیری شان را خاک می نامند. دانشمندان کشاورزی از سوی دیگر خاک را به‌عنوان یک محیط رشد از محصولات کشاورزی و مرتع درنظر می گیرند. در نظر یک دانشمند پوشه سنگ، خاک بخشی از پوش سنگ است، در بالاترین بخش تمام بدنه مواد غیر تثبیت شده است که آنها پوشه سنگ می خوانند. پوشه سنگ همچنین می‌تواند متشکل از خاک‌های مدفون باشدکه در طی دوره هایی که اندکی تجمع لای و شن و ماسه و غیره که به وسیله جریان آب ایجاد شد، در چشم انداز های یکپارچه (رسوبی یا آتشفشانی )شکل گرفته اند.
 مریل و جکسون هر دو پوشه سنگ را غیر تثبیت شده در نظر گرفته اندر، اما هنگامی‌که پوش سنگ در نظر گرفته شوند این مفهوم موضوعیت خودش را از دست می‌دهد. برای مثال، سیلکریت به سختی یک سنگ است که می‌تواند پیدا کرد، اما بیشتر مردم به‌عنوان بخشی از پوشه سنگ در نظر گرفته می‌شود. به‌طور برابر در بسیاری از نقاط جهان جریان‌های گدازه با پوشه سنگ ها محصور شده اند(شکل 130). آیا این بدان معنی است که گدازه ها بخشی از پوشه سنگ ها هستند یا اینکه دو گونه متفاوت از پوشه سنگ ها در بالا و پایین گدازه است؟ در شکل 130 روشن است که در بخش Αاین یک مورد است، اما به‌طور جانبی در بخش تنها یک پوشه سنگ وجود دارد، بخش معادل جانبی که یکی در زیرگدازه و یکی هم به‌طور جانبی برابر آنکه در بالاست.
این معضل موضوعات سن سنجی و چینه شناسی پوشه سنگ ها را بر می انگیزد. در بخش جابه جا شده پوشه سنگ ها اعمال اصول لیتواستراتیگرافی ممکن است که این یاد آورنده آن است که این در راه کنترل ترتیب زمانی اندکی مواد پوشه سنگ را فراهم می‌کند. لیتواستراتیگرافی در بخش Α (شکل 130) خیلی متفاوت از آن که در بخش B است. سن هوازدگی در قسمت پوشه سنگ های زیر گدازه ها می‌تواند بسیار صریح از قسمت بالای آن متفاوت باشد. تعیین سن هوازدگی در قسمت B پیچیده خواهد بود چراکه نسبت به بخش های بالایی پوشه سنگ در قسمت Α زمان طولانی تری در معرض هوازدگی قرار گرفته استو احتمالا نیمرخ هوازدگی پیچیده تری که دارای اجزای پیش و پس از هوازدگی گدازه ای است، خواهد داشت. علاوه بر این چون هوازدگی به‌طور ممتد اتفاق می‌افتد، البته در میزان متفاوت، رختگی های بیش از اندازه هوازدگی بروی مواد پوشه سنگ نمی‌تواند برای اصطلاح به کار رود مگر اینکه قدمت هوازدگی توازن را داشته باشد. بدون سن سنجی بر مواد پوشه سنگ این معمای حل نشدنی نمی‌تواند باز گشایی شود جز با یک مفهوم نسبی و حتی پس از آن با برخی دشواری ها.
سن پوشه سنگ بخشی از تعریف آن را تشکیل نمی‌دهد، اما بسیاری نظر بر این دارند که مواد پالئوزیک (یا حتی قدیمی تر) الان در سطح پیدا هستند،پوشه سنگ نیستند اما سطوح نبش قبر شده‌اند که روی آن برخی پوشه سنگ ها حفظ شده. در برخی بخش های جهان پوشه سنگ باستانی در روی یا نزدیک سطح های مدرن وجود دارد. در برخی موارد خیلی بعید به نظر می‌رسد که این سطوح ومواد تا کنون دفن شده باشند(Craig and Brown 1984). در موارد دیگر آنان مدفون شده بوداند و از زیر خاک بیرون آمده بوداند(Lidmar-Bergstrom 1995). نیمرخ های هوازدگی کربونیفری توسط روش های دیرینه مغناطیس تا 1الی 2 متر از سطح در نیوساوت میانی ولز، استرالیا سن سنجی شداند(Pillans et al. 1999
 

شکل139 : آیا این منطقی است که پوشه سنگ ها را شامل گدازه تعریف کنیم یا اینکه آن را جدا تعریف کنیم و احتمالا بخشی از سنگ های دست نخورده بدانیم،اگر چه ممکن است دارای ترکیب و سن متفاوت باشد؟
اما این‌طور مطرح شده که این نیمرخ چندین باز از خاک بیرون آمده، 3. 5 کیلومتر در طی پرومو-کربونیفر[38]و 2. 5 کیلومتر در طی تریاس تا اوایل(O’Sullivan et al. 2000). بیشترپوشه سنگ ها از پالئوزیک خیلی جوان تر هستند و هنوز سراسر سطح زمین را تشکیل می‌دهند.
در محل اصلی پوشه سنگ های به‌طور کلی نیمرخ های هوازده را می سازند و این نیمرخ ها اغلب ویژگی‌های پیامد مواد توسعه یافته در آنان را دارند. تیلور و اگلتون[39] (2001) توصیف ها و تفسیر های دقیقی را از نیمرخ هوازدگی ارایه می‌کنند. به‌طور اساسی مراحل این‌طور است:
  • خاک
  • آلومنیوم آهن دار و/ یا آلومینیوم دار
  • پوده سنگ فروریخته(ممکن است توسط هیدرواکسید های آهن دار لکه دار شود)
  • پوده سنگ خالدارشده توسط هیدرواکسید ها
  • پوده سنگ (ترکیب شده از کائولینیت و/ یا کوارتز با ترکیب دانه بندی رو به پایین به رسی پیچیده تر و کوارتز و دیگر کانی های اصلی)
  • سنگ سطحی
  • جبهه هوازدگی
  • سنگ بستر
نیمرخ هوازدگی این الگو اغلب معیار و حد وسط در نظر گرفته می‌شود و اگر بخش های بالایی نیمرخ (برای مثال تاخیر و/ یا پوده سنگ فروریخته) حاضر نباشد اغلب این‌گونه استنباط می‌شود که فرسایش رخ داده است. این یک برداشت اشتباه است که غالبا هم مدرکی نیست تا اثبات کند که نیمرخ به‌طور کامل توسعه یافته یا اینکه تمام اجزای را داشته است. این چنین برداشت های منجر به نتیجه گیری های بسیار زیادی می‌شود با توجه به تکامل چشم انداز و پیدایش مواد پوشه سنگی گوناگون.
References
Craig, M. A. and Brown, M. C. (1984) Permian glacial pavements and ice movement near Moyhu, north-east Victoria, Australian Journal of Earth Sciences 31,
439–444.
Jackson, J. A. (1997) Glossary of Geology, 4th edition, Alexandria, VA: American Geological Institute.
Lidmar-Bergstrom, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Merrill, G. P. (1897) A Treatise on Rocks, Rock Weathering and Soils, New York: Macmillan.
O’Sullivan, P. B. , Pain, C. F. , Gibson, D. L. et al. (2000) Long-term landscape evolution of the Northparkes region of the Lachlan Fold Belt, Australia: constraints
from fission track and paleomagnetic data, Journal of Geology 108, 1–16.
Pillans, B. , Tonui, E. and Idnurm, M. (1999) Palaeomagnetic dating of weathered regolith at Northparkes Mine, N. S. W. , in G. Taylor and C. F Pain (eds) Regolith ’98: New Approaches to an Old Continent, 237–242, Perth: CRC LEME.
Taylor, G. and Eggleton, R. A. (2001) Regolith Geology and Geomorphology, Chichester: Wiley.
 
GRAHAM TAYLOR            (مترجم: امیر صادق اوسطی)
REJUVENATION - جوان شدگی لندفرمی
ریشه واژه جوان شدگی در جوانی[40] است، معادل لاتین برای مفهوم جوان. از این رو جوان شدگی لندفرمی یعنی دوباره جوان شدن. این اصطلاح برای لندفرم های انفرادی مانند یک شیب دامنه یا یک کانال رودخانه به کار می‌رود، امابه‌طور کل عمدتاً و مناسب تر در زمینه کلی چشم انداز به کار می‌رود. این اصطلاح بسی در میان جغرافیدانان طبیعی گرا و به‌طور تاریخی توسط ژئومورفولوژیست ها استفاده شده است. سر آغاز و نحوه استفاده آن در ژئومورفولوژی می‌تواند در تفسیر چندین گفتمان فلسفی در اواخر قرن نوزدهم هنگامی‌که برخی از انگاره های کلان تکامل چشم انداز بلند مدت برای نخستین بار بنیان گذاری شد؛ ردیابی شود(Davis 1889, 1899).
چرخه جغرافیایی دیویس (1899) ( see CYCLE OF EROSION) ادامه دارد تا بر اندیشه های نوین در یک روند طولانی مدت تکاملی چشم انداز ها تأثیر گذارد. نظریه دویسی، چشم انداز و لندفرم های تشکیل‌دهنده اش را که عمدتاً درزمینه مدت زمانی که آنان در معرض نیروهای فرسایشی قرارگرفته اند را توضیح می‌دهد. چشم انداز ها به‌عنوان زاییده های از تکانش بالا آورده صخره از سطح دریا دیده می‌شوند. این بالا آمدگی با یک دوره طولانی مدت از فرسایش دنبال می‌شود که متوسط ارتفاع چشم انداز رابا نخستین بریدگی عمیقپایین می آورد،دره ها را تنگ می‌کند، سپس کف های دره را پهن می‌کند و دامنه تپه‌ها را گرد می‌کند، در نهایت منجر به کاهش میاناب ها به نقطه ای که تمام چشم انداز به یک دشت مسطح یا دشت گون[41] کاهش می‌یابد؛ می‌گردد. در طی دوره برش خوردگی دره، چشم انداز به‌طور سنتی به‌عنوان دوران جوانی توصیف شده،در مرحله فراخیدگی [42]دره و گردشدگی شیب دامنه، چشم انداز را بالغ می دانند، و به‌عنوان یک دشتگون، چشم انداز قدیمی تصور می‌شود. دیوس (1899)، به خوبی نسل های آتی اندیشه های ژئومورفولوژیک، این واقعیت را تشخیص می‌دهد که چرخه جغرافیایی تقریبا هرگز اقدام به تکمیل دشتگون گسترده نکرده. در عوض، تکتونیسم به دفعات کافی فهمیده شده بود؛ همانند چشم انداز های که در دوره های متفاوت بلوغ یا کهن سالی بالا آمداند، متوسط ارتفاع را افزایش داد اند، باعث تجدید برندگی آبراهه ها می‌شود، و به‌طور مؤثر کاری می‌کند تا چشم انداز ها، دوباره جوان به نظر بیایند. این چنین تکتونیک های پویا تأثیر بر جوان شدگی دوباره چشم انداز دارد.
جوان شدگی لندفرمی هنگامی مفهوم مفیدی هست که تکامل چشم انداز ها در یک مقیاس زمانی طولانی(106الی107ساله) دیده شود، به‌ویژه هنگامی‌که جریان از رسوبات که از آن چشم انداز ها فرسوده شده است مد نظر قرار گیرد(Schumm and Rea 1995). عملکرد دراز مدتبده رسوب از فرسایش چشم انداز به یک رابطه تصاعدی پوسیدگی می گراید که پاسخ ابتدایی، بزرگ فرسایش هم آهنگ با بالا آمدگی سنگ را ثبت می‌کند، پس از یک دوره طولانی مدتدر جایکهدر آن نرخ فرسایش از آنجایی متوسط ارتفاع و شیب کاهش یافته، کمتر می‌شود(Ahnert 1970; Pazzaglia and Brandon 1996). افزایش ضربات در مقدارمیدان رسوبات طی این مقیاس های زمانی احتمالا به‌طور صحیحی به‌عنوان برخی تغییرات عمده در فرایند فرسایش تفسیر می‌شود و میزان عملیاتی روی چشم انداز های مجدد جوان شده مواجه شده با بالا آمدگی مجدد سنگی، یک تغییر در اقلیم و یا هر دو؛ را ارزیابی می‌کند.
متاسفانه، کاربرد اصطلاح دوباره جوان شدگی برای توضیح اشکال و تغییرات در مولفه های انفرادی چشم انداز در طی یک دوره کوتاه تر زمانی(100الی 105 سال)،تعمیم داده شدهاست اما کاربرد پذیری آن در این زمینه احتمالا بجا نیست. برای مثال در یک تفسیر صریحدیویسی، یک کانال رودخانه مئاندری جاری در یک دره پهن رود یک لند فرم بالغ یا حتی کهن است درحالی‌که یک کانال رودخانه شیب دار جاری در دره تنگ یک لندفرم جوان است. لندفرم های انفرادی مانند کانال های رودخانه خیلی بهتر به‌عنوان تعادل پویا[43] بین نیروهای محرک و نیروهای پایدارنده توضیح داده شده اند در جایی که شکل و فرایندها به‌طور متقابل وابسته هستند. کانال مئاندری این واقعیت را بیشتر می گویند که رودخانه یک تخلیه ثابت، عمدتاً از دانه‌های ریز اندازه، با شیب های ملایم و ثابت، ساحل کرانه ای پوشیده از گیاه نسبت به سن اش در چرخه جغرافیایی؛ دارد. درواقع، کانال های مئاندر در بستر سنگی شناخته‌شده اند که حتی در سریع ترین چشم انداز های درحال بالا آمدگی وجود دارند مانند تایوان جایی که سندی نیست که آنان از فرم های پیشین به ارث رسیده اند یا تلفیق شده اند(Hovius and Stark 2001; Hartshorn et al. 2002). به‌طور متشابه، دره های تنگ و باریک رودخانه در روی ابر پرتگاه های قاره های جنوبی مشترک هستند که در میان آهسته ترین چشم انداز های فرسایشی و تغییر کننده در روی سیاره زمین هستند(Bierman and Caffee 2001). واژه جوان شدگی لند فرمی به‌طور نامناسبی در این موارد به کار رفته شده است که تلاش می‌کند تا سن نسبی لندفرم یا تغییرات در چشم انداز را تنها از طریق بررسی اشکال، بدون در نظر گرفتن فرایند هایا تنظیمات زمین ساختی را توضیح دهد.
References
Ahnert, F. (1970) Functional relationship between denudation, relief, and uplift in large mid-latitude drainage basins, American Journal of Science 268,
243–263.
Bierman, P. R. and Caffee, M. (2001) Slow rates of rock surface erosion and sediment production across the Namib desert and escarpment, southern Africa,
American Journal of Science 301, 326–358.
Davis, W. M. (1889) The rivers and valleys of Pennsylvania, National Geographic Magazine 1, 183–253.
——(1899) The Geographical Cycle, Geographical Journal 14, 481–504.
Hartshorn, K. , Hovius, N. , Dade, W. B. and Slingerland, R. L. (2002) Climate-driven bedrock incision in an active mountain belt, Science 297, 2,036–2,038.
Hovius, N. and Stark, C. P. (2001) Actively meandering bedrock rivers, EOS Transactions 82(47), 506.
Pazzaglia, F. J. and Brandon, M. T. (1996) Macrogeomorphic evolution of the post-Triassic Appalachian mountains determined by deconvolution of the offshore basin sedimentary record, Basin Research 8, 255–278.
Schumm, S. A. and Rea, D. K. (1995) Sediment yield from disturbed earth systems, Geology 23, 391–394.
 
FRANK J. PAZZAGLIA                        (مترجم: امیر صادق اوسطی)
 
واژه آخر مترجم نشده است
 
RELAXATION TIME
Geomorphological change may be envisaged as a set of responses to the varying frequencies and magnitudes of formative events at all scales (Graf 1977; Brunsden and Thornes 1979). The concept of LANDSCAPE SENSITIVITY to changes in the operation of controlling processes suggests three divisions of time (Brunsden 1980, 1990; Figure 131): the time taken to react to an impulse of change (lag or reaction time); the time taken to attain the characteristic state (relaxation time); and the time over which the form exists (characteristic time or landform lifetime) (McSaveney and Griffiths 1988). Relaxation time is an important measure because landforms can only reach a slowly changing (stable?) state if the interval between formchanging events is greater than the sum of reaction and relaxation times. If the interval is shorter then the landforms will be in a state of constant readjustment and strong flux. This state may be called transient.
 

Figure 131 A schematic representation of the concepts of reaction (lag) time, relaxation (recovery, healing,
form adjusting) time and characteristic form (form constant?) time
A further application of the idea of relaxation is to define the term as ‘recovery’. After a severe or land forming event the more ‘normal ‘ frequent events will seek to erase the landform or to modify the form until it is compatible with them. The process can also be an attempt to ‘heal’ the scars and to return the landscape to its former state. Crozier (1986; see also Crozier et al. 1990) regards this as a process of ‘ripening’ in which the landscape is again prepared for another effective event. This idea is usually applied to soil erosion and mass movement on hillslopes where hollows produced by these processes are weathered and infilled until critical depth is reached and failurecan again take place (Deitrich and Dorn 1984, Deitrich et al. 1992).
References
Brunsden, D. (1980) Applicable models of long term landform evolution, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 36, 16–26.
——(1990) Tablets of Stone: toward the ten commandments of geomorphology, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F. Supplementband 79, 1–37.
Brunsden, D. and Thornes, J.B. (1979) Landscape sensitivity and change, Transactions Institute of British Geographers NS4, 463–484.
Crozier, M.J. (1986) Landslides: Causes, Consequences and Environment, London and Dover: Croom Helm.
Crozier, M.J., Vaughan, E.E. and Tippett, J.M. (1990) Relative instability of colluvial-filled bedrock depressions, Earth Surface Processes and Landforms 15,
326–339.
Deitrich, W.E. and Dorn, R. (1984) Significance of thick deposits of colluvium on hillslopes, a case study involving the use of pollen analysis in the coastal
mountains of southern California, Journal of Geology 92, 147–158.
Deitrich, W.E., Wilson, C.J., Montgomery, D.R., McKean, J. and Bauer, R. (1992) Erosion thresholds and land surface morphology, Geology 20, 675–679.
Graf, W.L. (1977) The rate law in fluvial geomorphology, American Journal of Science 277, 178–191.
McSaveney, M.J. and Griffiths, G.A. (1988) A General Theory for Frequency Distribution of Age and Lifetime of Steepland Elements Formed by Physical
Weathering, New Zealand Geological Survey, Christchurch, NZ 1–10.
 
DENYS BRUNSDEN
 
[1]-Assam
[2]-Hawaii
[3]-But De Ploey And Savat (1968),
2- Kinshasa, Congo
[5]-Dynamic
[6] -Moore And Burch
[7]- Lascelles et al
[8]-Jamieson
[9]-Tanner
[10]-Ross Sea
[11]-Hernandez-Pacheco
[12]-Cantabrian
[13]-Guilcher
[14] -Wisconsinan Glaciation
[15] -Archibald Geikie And Charles Darwin
[16] -Lester King
[17]- Saunders and Young
[18]-endogenic
[19] -England and Molnar
[20] -Caine
[21]- Bubnoff
[22]- Adams
[23]-Otago
[24] -Flat- Topped
[25]-Reneau and Dietrich
[26]- Whipple
[27] -Retallack
[28]-bar
[29]- Palling
[30]- Norfolk
[31]-Cummings
[32]- Merrill
[33]- regos
[34]- lithos
[35]-Jackson (1997)
[36] -Terrestrial
[37]- pisolites
[38]- Permo-Carboniferous
[39]- Taylor and Eggleton
[40] -Juvenis
[41]-PENEPLAIN
[42]-Widening
[43]-Dynamic Equilibrium
دفعات مشاهده: 36 بار   |   دفعات چاپ: 3 بار   |   دفعات ارسال به دیگران: 0 بار   |   0 نظر
::
انجمن ایرانی ژئومورفولوژی Iranian Association Of Geomorphology
Persian site map - English site map - Created in 0.089 seconds with 885 queries by yektaweb 3506