[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 Sand تا Scree ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 

ترجمه بسیار نارساست - لازم است از نو با متن تطبیق داده شده یا ترجمه شود -  مغایرت در برخی قسمت ها نیز وجود دارد برخی جملات ترجمه نشده است معادل سازی ایراد کلی دارد  مترجم اغلب تحت الفظی ترجمه کرده است.- واژگان تخصصی پانویسی نشده اند اشتباه در ترجمه و از قلم افتادگی زیاد است

 

SAND-BED RIVER رودخانه ماسه ای 

به یک رودخانه آبرفتی گفته می شود که مواد بستر آن غالبا" اندازه ماسه است(0625/0- 2میلیمتر). اندازه رسوب کنترل کننده اولیه در شکل و فرایند رودخانه‌ای است. رودخانه‌های با بستر ماسه‌ای را با تأکید بر اندازه‌های رسوب بستر و برخی دیگر از فرایندهای مشخص و نیز ویژگی‌های مورفولوژی آبراهه آن مشخص می کنند. رودخانه‌های آبرفتی توسط ژئومورفولوژیست‌ها به عنوان رودخانه پایه معرفی می‌شود. از رودخانه‌ها با بستر گراولی، که در واقع مواد بستر درشت‌تر (>2mm) با جورشدگی کمتر مشخص می‌شوند. در داخل شبکه زهکشی پایین دست که مطمنا"رسوبات اندازه شن غالب است بار رسوبی به قسمت مبدا فرستاده می‌شود. رودخانه‌‌هایی با بستر گراولی در بالادست و سری هایی از سنگ فرش‌ها در نتیجه به کانال‌‌های ماسه‌ای در پایین دست را می‌پوشاند. اگر چه دریافت‌های ماسه‌ای در جایی که ماسه به وفور است، به عنوان مثال، عملکرد سنگ‌های محلی یا کاربری اراضی، توسعه پیدا خواهد کرد.
ویژگی‌های دانه‌ای و اهمیت نسبی بار معلق و بار بستر به طور متفاوت در رودخانه‌هایی با بستر شنی و تامین رسوب و ویژگی‌های جریانی حمل و نقل می‌شود. اما دانه‌های معلق معمولا ریزتر از 2. میلیمتر هستند و مقدار انها نسبت به کل بار رسوبی بیشتر است. در مورد محدودی، رودخانه‌های با بستر شنی را می توان با، بار معلق غالب تصور کرد(e.g Parker in press).  بررسی چنین کانال‌هایی نشان می‌دهد که فشار برشی مرزی که به وسیله جریانات متوسط تولید می‌شود (برای مثال جریان کناری) حداقل یک مرتبه بزرگتر از فشارهای مورد نیاز برای کشش‌های متوسط است.این اشاره دارد به این که در رودخانه‌های شنی افزایش حجم رسوب و حمل و نقل در شبکه‌های زهکشی که بخوبی تحت زهکشی مرتبط با سیلاب‌های نادر اتفاق می افتد، جریانات متوسط مسول حداکثر بار رسوبی جمع‌اوری شده هستند. شرایط حمل و نقل غالبا" در باربستر غالب متفاوت است، رودخانه‌هایی با بستر گراولی جایی که جریانات نسبتا به ندرت به حد آستانه می‌رسند. کانال‌هایی با بستر شنی از این رو با افزایش بیش از حد فشارهای هیدرولیک آستانه مشخص می‌شوند، جابجایی و واکنش بیشتر دارند،"بسترهای زنده"، و بار رسوبی بیشتری که[M1]  بوسیله  …… بیشتر از کارایی جریان برای جابجایی ذرات قابل دسترس حمل می‌‌کنند. زمانی که فشارها با اندازه کافی باعث کشیدگی دانه‌ها می‌شوند. چرخاب‌های متلاطم برای معلق کردن آنها کافی نیست. دانه‌ها به عنوان بار بستردر درجه اول به صورت جهشی جابجا می‌شوند. نزدیک حد آستانه‌یشان دانه‌ها بصورت تصادفی بر سطح بستر جابه جا می‌شوند اما همین که شدت جریان افزایش پیدا می‌کند الگوهای فرسایشی و رسوب‌گذاری در فضا مرتب می‌شوند و گروه‌‌‌های دانه‌های ماسه‌ای بایکدیگر به عنوان اشکال بستر مهاجر جابجا می‌شوند. ریپل‌ها و سپس اشکال تپه‌ای شکل می‌گیرند، اما نقطه‌ای که[M2]  ...........
و تلماسه‌ها یا یک رژیم بالایی سطح بستری جایگزین می‌شوند. با افزایش بیشتر جریان سطح آب، امواج گسترش پیدا می‌کنند،و در زیر antidunes رشد می‌کنند. این توالی اشکال بستری وابسته هم به بار بستر و هم میزان حمل رسوبات معلق است و افزایش درجه‌ای از بزرگی انها در بین مراحل پیشرونده بررسی‌های جوی‌های کوچک مشاهده شده است. تنظیمات متقابل پیچیده مابین تولید اشکال بستر، چرخاب‌های بزرگ، مقاومت جریان، و تمرکزرسوب معلق که نهایتا" ویژگی‌های هیدرولیکی را تعیین می‌کنند و میزان حمل و نقل رسوب کاملا" قابل درک[M3]  است، اما .............
بخاطر اینکه ابعاد شکل بستر به مراتب بیشتر از ابعاد دانه‌ها در کانال‌های ماسه‌ای برتری دارد، قسمت بیشتری از مقاومت کل جریان در ارتباط با اشکال بستری و مقاومت دانه‌ها به طور نسبی مهم نیست. افزایش کشیدگی همانطور که بستر هموار می‌شود (فقط ناهمواری دانه‌ها) ریپل مارک‌ا بیشتر از تلماسه‌ها گسترش پیدا می‌کند. بنابراین گذار از تلماسه‌ها به بستر صاف همراه  با کاهش قابل توجه در مقاومت است که علائم یک جابجایی  به اصطلاح از پایینتر به رژیم‌جریان بالایی دارند و اطمینان از سرعت مرحله‌ای روابط غیرخطی است. انرژی از دست رفته دوباره بالا می‌اید اگر جریان بحرانی تر شود و سطح اب از طریق امواج شکسته گسترش پیدا کند. کنترل اضافی در سرعت جریان کانال‌های بستر ماسه‌ای باعث تمرکز رسوب معلق می‌شود، که کاهش مقاومت باکاهش شدت تلاطم همراه است. گذار معمولی از بستر گراولی به شنی اغلب ناگهانی و همراه با شکست مشخص شیب است. این مورد عناوین که شیب مورد نیاز برا حمل ماسه و بار گراولی را توضیح می‌دهد. اهمیت مربوط به ظرفیت کانال و رقابت بین سیستم بار معلق و بار بستر است. شیب ها در بستر ماسه‌ای نسبتا کوچک هستند معمولا بین .002 و .0001 (2-01 متر در هر کیلومتر) و تعدیل به سمت پایین کمتر نشان داده می‌شود در بستر گراولی  و جایی که تغییرات بزرگ در اندازه دانه‌ها نیاز به تغییرات متوالی در توانایی جریان دارد. موروفولوژی ..سطح مقطع.. ممکن است بیشتر به عنوان بعد مورفولوژیکالی قابل تعدیل و تنظیم در رودخانه‌های بستر ماسه‌ای مورد توجه قرار گیرد. عنصر متمایز در روابط ژئومتری هیدرولیک برای کانال‌های بستر ماسه‌ای آشکار است. اما طبیعت چند متغییره مسله تعمیم ‌های گسترده را مشکل می‌سازد. برای مثال، بسیاری از کانال‌های بستر ماسه‌ای مقادیر مهمی از دانه‌های ریز را حمل می‌کنند، رسوب منسجم (سیلت و رس) که در موقعیت‌های بالاتر از bank[M4]  در طول سیلابها نهشته گذاری می‌شوند. تسهیلات دشت سیلابی اتحاد و افزایش قدرت bank  تولید کانال‌هایی که نسبت پهنا به عمق کم دارند ار زودخانه‌هایی با بستر گراولی تخلیه مشابهی را دارند. در نتیجه ، کانال‌های با بستر ماسه‌ای که مقادیر قابل توجهی از ذرات ریز به ویژه bank ضعیف  را حمل نمی‌کنند به طور کامل تمایل به عریض شدن دارند.
رودخانه‌های مستقیم، ماندری، شریانی، شاخاب ممکن است بسترهای شنی یا گراولی داشته باشند اگرچه الگوهای در دو نوع غالب هستند lewin  و brewer0[M5] (2001) پیشنهاد دادند که ساختار شریانی و ماندری اساسا" متفاوت هستند در کانال‌های گراولی و بستر شنی تفاوت‌ه تابعی از در تنش برشی بیش از حد و سپس تحرک رسوب و مقاومت شکل بستر است. مطمنا درجه مشخصی از کنترل‌های درنوع planform  اشکار است. برای مثال؛ مطالعات زیادی از حجم آستانه‌ها شبکه زهکشی و شیب کانال‌هایی که اشکال تفکیک شده ماندری و شریانی  مشخص شده است. اما تجزیه و تحلیل جزییات اشاره به این دارد که آستانه شیب برای شریانی همچنین بستگی به اندازه مواد بستری دارد. رودخانه‌های با سنگ بستری ماسه‌ای تمایل به شیب‌های ملایم  تا زهکشی روی دهد. (Knighton 1998:211). به طور مشابه بررسی‌های کنترل رو ی ژئومتری ماندرها پیشنهاد می‌دهد که کانال‌ها بارهای معلق بیشتری حمل می‌کنند و بیشتر مواد چسبنده را حمل می‌کنند( با        کانال‌هایی [M6] بستر ماسه‌ای با بار معلق غالب) تمایل بیشتر به حرکات سینوسی و یا طول موج‌های کوچکتر از کانال‌های ماندری در سیستم‌های با بار رسوبی غالب دارند.
References
Knighton, D. (1998) Fluvial Forms and Processes, London: Arnold.
Lewin, J. and Brewer, P.A. (2001) Predicting channel patterns, Geomorphology 40, 329–339.
Parker, G. (in press) Transport of gravel and sediment mixtures, in Sedimentation Engineering, AmericanSociety of Civil Engineers, Manual 54.
Further reading
Simons, D.B. and Simons, R.K. (1987) Differences between gravel- and sand-bed rivers, in C.R. Thorne, J.C. Bathurst and R.D. Hey (eds) Sediment Transport in Gravel-bed Rivers, 3–15, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: bedform; downstream fining; gravel-bed river; hydraulic geometry; suspended load
STEPHEN RICE      (مترجم: ؟؟؟)

SAND RAMP[M7] 

از نظر توپوگرافی نهشته‌های بادی کنترل‌شده با لایه‌هایی از رسوبات رودخانه‌ای، دامنه کوهی و تالوس در هم  ادغام شده‌اند که این رسوبات از کوههای محلی منشاء گرفته اند و خاک‌های دیرینه که نشان ازثبات دوره‌های ژئومورفولوژیکی دارد. کوه‌ها به عنوان موانعی در برابر حمل ماسه عمل می‌کنند و انباشت ماسه در دامنه‌های کوهپایه‌ای در جهت پشت به باد و در جهت باد صورت می‌گیرد. در جایی که ترانشه‌ها وجود دارند، دوره‌های چندگانه انباشت ماسه و گسترش palaeosal می‌تواند [M8] مشخص شود و مانند مراحل که می‌تواند شماره گذاری کرد با تکنیک‌هایی از جملهdating  luminescence.  ای[M9] ن تکنیک‌ها می‌تواند یک  رکورد از دوره‌های گذشته فعالیت بادی و ثبات را فراهم کنند(مراجعه شود،برای مثال، Allchin et al.1978 on the thar and Lancaster and Tchakerian 1996 on the Mojave) 
 
References:
Allchin, B., Goudie, A.S. and Hegde, K.T.M. (1978) The Prehistory and Palaeogeography of the Great Indian Desert, London: Academic Press.
Lancaster, N. and Tchakerian, V.P. (1996) Geomorphology and sediments of sand ramps in the Mojave Desert, Geomorphology 17, 151–165.
A.S. GOUDIE           (مترجم: ؟؟؟)
 
SAND SEA AND DUNEFIELD-  دریا ماسه و میدان تلماسه [M10] 
مجموعه‌ای از تپه‌های شنی [M11] که بهتر است با عناوین قابل فهم ساده نام گذاری شود. میدان‌های تلماسه زمانی که بزرگ می‌شوند دریای ماسه نامیده می‌شوند. بسیاری از ژئومورفولوژیست‌ها از عنوان ارگ برای مجموعه بزرگی از تپه‌ها استفاده می‌کنند (رجوع به تلماسه، بادی) اما جدای از استفاده مشخص مسائلی د رارتباط با این عنوان وجود دارد. یک، ارگ یک عنوان بومی متعلق به قسمت کوچکی از شمالغرب بیابان صحرا است جایی که بیش از یک قرن در نقشه توپئگرافی [M12] برای هر چیزی از یک تپه شنی [M13] بزرگ تا دریا ماسه بزرگ استفاده می‌شد.دوم، تعداد زیاد دیگری از عناوین بومی برای دسته های تلماسه در قسمت‌های دیگر دنیا استفاده می‌شد (حتی در شمالغربی صحرا). و سوم، نقشه کشی بخوبی نشان می‌دهد که دو گروه مشخص از میدان‌های تلماسه وجود دارد.
یک تفاوت آشکار از نظر اندازه پراکندگی تلماسه‌ها وجود دارد و تقریبا" به مساحت 32000 کیلومترمربع و گروه بزرگتر یک بیشینه مشخص از نظر اندازه تقریبا" 200000کیلومتر مربع (Wilson1973).( شکل 139)  به عبارت دیگر، میدان تلماسه‌های بزرگ اینجا به عنوان دریا ماسه نامیده می‌شود. شباهت خیلی ظریفی از نظر اندازه دریاها که به صورت مشترک درکاربرد انگلیسی از گروههای کوچکتر ابی وجود دارد. پراکندگی بیشتر تابعی از تکتونیک است. چین‌های ملایم در سنگ اساس در بیابان ‌های آفریقا، آسیا، استرالیا this size order. اغلب میدان تلماسه‌ها و دریا ماسه‌‌ها در حوضه‌ها و زمین‌های پست روی می‌دهند. و بسیاری از دریاماسه تقریبا " حوضه‌های خودشان را پر می‌کنند. میدان‌های تلماسه معمولا" خیلی کم این کار را انجام می‌دهند. اگرچه تعدادی قسمت بزرگی از حوضه‌های کوچکشان را پر میکنند به عنوان مثال، تلماسه Kelso  در کالیفرنیا و تلماسه  Great Sand  در کلرادو.
اگر ماسه‌های بادی درمیدان تلماسه‌ای با قطعه‌ای از کف بیابان شکسته شود(روکش یا سنگ‌های برهنه) که بزرگتر از interduneاست ، پس دقیقا" بیانگر این است که این لبه میدان است اما تا حدودی محدودیت موشکافانه است[M14] . قضاوت‌‌هایی مانند این فقط یک مثال مبهم در تعریف وسعت دریا ماسه است (یا میدان تلماسه)، حتی با این شرط بزرگترین دریاماسه ‌های فعال و نیمه فعال شامل، Rub al Khali در Arabia (560000کیلومتر مربع) و Great Eastern Erg در Algeria  (تقریبا" 192000 کیلومتر مربع)  مورد دیگر تعریف بیهوده کوچکترین اندازه میدان تلماسه  که می تواند 2 تلماسه باشد.
 
نمودار [M15] 139- پراکندگی وسعت منطقه ای گروههای ماسه‌ای بادی، نشان دادن تمایز بین دریاماسه و میدان تلماسه‌ها (after Wilson 1973)
 
[M16] 
نمودار[M17]  140: دریا ماسه‌های اولیه در Sahra و Sahel
 
   منابع شن[M18]  (Sources of sand)
جدای از معیار توپوگرافی مهمترین معیار در پخش و پراکندگی گروه‌های تلماسه ها نزدیکی به منبع تامین کننده است که انواع متنوعی دارد: سنگ بستر هوازده، نهشته‌های رودخانه‌ای ، سلول های رسوبات ساحلی و دیگر میدان‌های تلماسه ای که رایج ترین آنها هستند. بسیاری از میدان های تلماسه‌ای بزرگ و دریا ماسه‌ها از شن‌های که ترکیبی از این منابع هستند منشاء می‌گیرند. در بسیاری از دریاماسه‌های قدیمی‌تر شن [M19] انباشت شده و در چرخه‌های زیادی برای کاربرد مجدد مهیا‌ می‌شوند. بسیاری از میدان‌های تلماسه قسمتی از جابجایی شن [M20] در سیستم های منطقه‌ای هستند، یه قطعه زمین از شن [M21] منطقه مجاور تغذیه می‌کند. در بیابان صحرا جابجایی به طور کلی از شمال شرق به جنوب غرب است. جابجایی منطقه‌ای همچنین در Majave ، Namib  و احتمالا در استرالیا اتفاق می افتد. پیامد این منبع (منابع شنی[M22] ) که بهتر است با مطالعات کانی شناسی توضیح داده‌شود. بحث‌های گسترده‌ای در ارتباط با دریاماسه [M23] به صورت جداگانه به وجود اورده است. (Muhs,2003)
  تجمع تلماسه (Dune assemblages)
بسیاری از دریا ماسه‌ها [M24] برخلاف اغلب میدان‌ تلماسه شامل تنوعی از انواع تلماسه ها هستند. یک، این تنوع تابعی از اندازه است بخاطر رژیم‌های متفاوت بادی که بر بالای چنین مناطق بزرگی می‌تواند اتفاق بیفتد،چراکه رژیم‌های بادی یک عامل عمده تنوع تلماسه‌ها هستند. دریا ماسه‌ها [M25] بخش‌های شمالی بیابانSaharan  و Arabian  پیشامد بادهای (پیشانی)frontal در زمستان و بادهای تجاری در تابستان هستند.  .....در جنوب در دریای ماسه [M26] مشابه تاثیر بادهای پیشانی کم رنگ می‌شود. در عرض‌های پایین‌تر دریای ماسه در جنوب افریقا و استرالیا که سیستم بادهای تجاری غالب است تلماسه‌ها تنوع کمتری دارند. دوم، تنوع شکل تلماسه‌ها تابعی از سن است. گروه‌های بزرگ شن [M27] فقط می‌تواند نتیجه انباشت شن در طول هزاران سال باشد. که در طول زمان تغییرات آب و هوایی به خود دیده‌اند. تلماسه‌های قدیمی‌تر ممکن است از نظر نوع و جهت متفاوت از تلماسه‌های جدید باشند. علاوه براین، بسیاری از تلماسه‌های بوسیله فرسایش ملایم خاک‌هایی را در زمانی که آب وهوا مرطوب‌تر بوده توسعه داده‌اند. توپوگرافی ملایم‌شان ممکن است به وسیله واکنش‌های ناگهانی خراشیده شوند یا ممکن است به وسیله تپه‌های شنی [M28] جوانتر ومتنوع دفن شوند. این مورد در the great Western Erg  در Algeria دیده [M29] شده است. در بخش‌های شمالی، در گذشته حاکمیت با تلماسه‌های غالبا خطی بوده ولی امروزه تلماسه‌های ملایم(زمیندیس) که موجب توسعه خاک شده اند حاکمیت دارد. علاوه براین در بخش جنوبی فعالیت بیشتر و تلماسه‌های مرتفع‌تر در تشکیلات متنوع وجود دارد. (جابجایی خطی و ستاره‌ای)(Callot1988). مثال دیگر، چگونه سن تنوع در دریای ماسه‌های Wahiba در عمان را به وجود آورده‌است. قدیمی‌ترین تلماسه‌ها که دچار سنگ شدگی شده‌اند(مراجعه شود به aeolianite) ، کاملا فرسایش یافته و تبدیل یه سطح دشتی شده‌است. شکل‌گیری تلماسه‌های خطی بزرگ جدید تا حدی این تپه‌های سنگ‌شده را می‌پوشاند و بر روی آنها حرکت می‌کند وبه سمت شمال پیش می‌رود. در جنوب، این تلماسه‌ها به طور منظم به وسیله تپه‌های شنی سنگ‌شده مورب و شبکه‌ای پوشیده شده اند که از شن ‌های جدید پلیستوسن ساخته شده‌اند. این تپه‌های شنی از سمت دریاماسه [M30] از سمت دریا مورد هجوم قرار می گیرند. که خودشان از فرسایش دریایی تپه‌های شنی [M31] سنگ‌شده بادی نشات گرفته‌اند(Warren1988). سن به عبارتی موجب انتروپی و بی نظمی بیشتر در سطح دریاماسه [M32] و تلماسه‌ها می‌شود.
سوم، تنوع انواع تلماسه‌ها در دریاماسه [M33] ها بزرگتر تابعی از جابجایی کل بدنه است.Porter(1986) یک مدل برای دریاماسه های قدیمی ارائه داد که امروزه تپه‌های شنی [M34]  سنگی بادی شکل می‌گیرند.  این مدل همچنیم برای تعدادی از دریاماسه های Saharan کاربردی است. در این مدل شن‌های ریزتر از شن‌های دانه درشت‌تر سریع‌تر به سمت جلو جابه جا می‌شوند که در نهایت لبه های تیغه‌ای از low zebra  را به جا می‌گذارند.
عوارض غیربادی (Non-aeolian features)
دریای ماسه [M35] و میدان تلماسه تعدادی عوارض مشخص غیربادی دارند. جالب‌ترین این عوارض در ارتباط با محاصره حوضه‌های زهکشی از قبل موجود و حاشیه‌ای به وسیله تلماسه‌ها است. حوضه‌های زهکشی و سفره‌های ابی تپه‌های [M36] شنی ......
این‌ها حتی بعد از طوفان‌های نادر امروزی پر ‌می‌شوند. اما اغلب آنها در دوره کواترنر گذشته پر بودند. این دریاچه‌های قدیمی از خود نهشته‌های دامنه‌ای از سنگ آهک chara تا دیاتومیت، گاها" سنگ خیلی نازکتر (با ضخامت 5-10cm)در هم آمیخته با شن به جای می‌گذارد. گرشدگی این دریاچه‌ها، در بسیاری دریا ماسه‌های Saharan  و Arabian ، نشان از وجود سکونت‌گاههای انسانی (عصر سنگ ....) که این می توان از روی شکل ابزارها و توده‌های فضولات        . دریاچه‌هایی [M37] مثل این به صورت مشترک در Taklamakan  در چین و دریای ماسه Nebraska  می‌باشد.

فعالیت سیاره‌ای دریای ماسه [M38] (Activity/planetary sand seas)

میدان‌های تلماسه و دریای ماسه یک طیف از فعالیت کامل تا سنگ‌شدگی و دفن شدگی کامل می‌باشد. تعدادی از میدان‌های تلماسه کوچک تقریبا به طور کامل فعال هستند به عبارت دیگر همه تلماسه‌ها در حال جابجایی و حرکت هستند و اغلب دارای سطح برهنه و بریده شده توسط باد می‌باشند. اما حتی در مناطق بیش از خشک  Sahara و Arabia  مرکزی[M39] ، بسیاری از دریای ماسه دارای قسمت‌هایی هستند که در آن‌ها تا حدی ثبات است. بقایای موجود از باقی مانده خاک‌های قدیمی
همانطور که جابجایی به حواشی این بیابان‌ها درشمال Arabia یا [M40] حتی سایر جهات دریای ماسه  Sahara و Astralian  اتفاق [M41] می افتد. تلماسه‌ها بطور پیش رونده‌ای به وسیله پوشش گیاهی و خاک توسعه یافته باثبات‌تر می‌شوند. محدودیت‌های آب و هوایی فعالیت‌های بادی قابل بحث است. اگر فقط به یک دلیل جابجایی مرزهای آب وهوایی ریگ‌های هم‌تافته پایداری را به جای می‌گذارد که این فعالیت مجدد تلماسه‌های جدید را به دنبال دارد. بحثی وجود ندارد ، بنابراین میدان تلماسه و دریای ماسه وجود دارد که امروزه کاملا غیر فعال هستند. تعدادی به وسیله جنگل‌های عمیق پوشیده شده‌اند. تعدادی با سطح بزرگتری از دریای ماسه برای مثال Proto-Kalahari(2500000 km) یا Nebraska Sand Hils( 57000 km)، Sudanese qoz ( 240000 km)  امروزه کاملا پایدار و ثابت هستند. تلماسه‌های پایدار و دریای ماسه همچنین در مناطقی که الان بیابان در ان‌ها وجود ندارد نیز رخ ‌می‌دهند به عنوان مثال در شمال کانادا، شمال اروپا، شمال تاسمانی.
دریای ماسه و میدان تلماسه به تدریج تحت تاثیر عوامل مختلف دچار سنگ شدگی می‌شوند و تبدیل به سنگ آهکی بادی می‌شوند. رسوبات خیلی قدیم در رسوبات پرکامبرین رخ می‌دهد. نهشته‌های این دریا ماسه‌های به طور کلی پیچیدگی‌های زیادی را نشان می‌دهد که نتیجه تغییرات در آب و‌هوا و تکتونیک است. (Blakey 1988). دریا ماسه‌ها و میدان تلماسه  همچنین در مریخ وجود دارد، تعدادی از آن‌ها  شبیه عوارض زمینی هستند( Landcaster and Greeley1990).
 
References:
Blakey, R.C. (1988) Basin tectonics and erg response, Sedimentary Geology 56, 127–151.
Callot, Y. (1988) Evolution polyphasée d’un massif dunaire subtropical: Le Grand Erg occidental (Algérie), Bulletin de la Société géologique de France, Série 8, 4, 1,073–1,079.
Lancaster, N. and Greeley, R. (1990) Sediment volume in the North Polar Sand Seas of Mars, Journal of Geophysical Research – Solid Earth and Planets 95, 921–927.
Muhs, D.R. (2003) Mineralogical maturity in dune fields of North America, Africa and Australia, Geomorphology in press.
Porter, M.L. (1986) Sedimentary record of erg migrations, Geology 14, 497–500.
Warren, A. (1988) The dunes of the Wahiba Sands, Journal of Oman Studies, Special Report 3, 131–160.
Wilson, I.G. (1973) Ergs, Sedimentary Geology 10, 77–106.
Further reading:
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: University College Press.
Livingstone, I. and Warren, A. (1996) Aeolian Geomorphology: An Introduction, Harlow: Addison Wesley Longman.
SEE ALSO: dune, aeolian
ANDREW WARREN                         (مترجم: ؟؟؟)
 

SANDSHEET- صفحه شنی [M42] 

منطقه‌ای که عمدتا تحت شن‌های [M43] بادی است جایی که تپه های شنی و رخساره لغزشی عموما وجود حضور ندارند. سطوح صفحه ماسه‌ای می‌تواند دارای موج‌های کوچک باشد یا نباشد و گستردگی از سطح صاف تا سطوح موجی نامنظم را داشته باشد( Kocurek and Nielson 1986). صفحات شنی در ارگ‌ها (دریای ماسه) و نقاطی که شرایط برای تپه‌های شنی ثابت نیست یا فاکتورهای ویژه‌ای در تشکیلات تلماسه دخالت دارند، شکل می‌گیرند. این فاکتورها شامل سفره آب بالاآمده، سیلاب‌های دوره‌ای، سخت شدگی یا سیمانی شدن، وجود پوشش گیاهی و اهمیت اجزاء دانه درشت می‌باشد. فاکتورهای مشابه همچنین در گسترش انباشت صفحه ماسه‌ای تاثیر دارد. در غیر این صورت فقط حمل شن بدون رسوب‌گذاری اتفاق می افتد.
صفحه شنی باستانی Selima  که در بیابان Libyan است. سطح حدودا 120000km را پوشش می‌دهد عمدتا سطحی بدون عارضه از قلوه‌سنگ‌های ضعیف و شن‌های ریز شکسته شده که فقط به وسیله میدان‌های تلماسه‌ای و ریپل‌مارک‌های بزرگ تفکیک شده‌اند. Maxwell و Haynes (2001) بر نقش میان سانی نهشته های ابی و بادی در گسترش صفحه شنی تاکید کرده‌اند.
 
References:
Kocurek, G. and Nielson, J. (1986) Conditions favourable for the formation of warm-climate Aeolian sandsheets, Sedimentology 33, 795–816.
Maxwell, T.A. and Haynes, C.V. Jr (2001) Sandsheet dynamics and Quaternary landscape evolution of the Selima Sand Sheet, Southern Egypt, Quaternary Science Reviews 20, 1,623–1,647.
A.S. GOUDIE      (مترجم: ؟؟؟)
 
 
SANDSTONE GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی ماسه سنگ
عوارضی که ماسه سنگ توسعه پیدا می کند می‌تواند به صورت سلسله مراتبی از مقیاس خیلی ریز تا مقیاس منطقه‌ای مرتب کرد. برای مثال، عوارض در سطح متنوع ؛ 1. نقش و تصویر حفره در دانه‌های کوارتز و لایه‌های سیلیکا 2. تافونی سطوح موزاییکی، ابراهه‌‌های انحلال یافته 3. پرتگاه‌ها، گنبدها، برج‌ها، کمان‌ها 4. کواستا و مجموعه پرتگاهها، فلات و مجموع کانیون‌ها، شبه کارست، مجموع ruiniform.
تشریح عوارض در هر مقیاسی درکی از ویژگی‌های متغیر و متنوع ماسه‌سنگ‌ها را لازم دارد. که ماسه‌سنگ‌ها در این عوارض را می توان خیلی ساده به عنوان سنگ‌اواری تعریف کرد که قطعات به اندازه شن در انها غالب است اما تنوع قابل توجهی مابین آنها وجود دارد این تنوع تغییر ناشی از اهمیت ژئومورفولوژی است. اندازه ذره آواری غالب مهم است، ذرات ریز ، سیلتی ماسه سنگ واکنشی را که به فرسایش نشان میدهند متفاوت از ذرات درشت مثل ذرات آواری ریگدار است. همچنین نسبت بافت میان دانه مهم است، و شن‌های تمیز یا سنگ ماسه (بافت 15>) که لازم است از شن‌های کثیف یا ماسه سنگ ناخالص( بافت 15< ) . ترکیب دانه‌ها میتواند خیلی متنوع باشد برای مثال ماسه سنگ می‌تواند به چند زیر مجموعه تقسیم شود، زیرمجموعه‌هایی شامل؛  کوارتز ( فلدسپات 5> یا قطعات سنگی)، سنگی (قطعات سنگی 25< در هر سانتی متر)، آرکوز (سنگ شنی حاوی فلدسپات) (فلدسپات 25< در هر سانتی متر)، و آتش‌فشانی (50<ذرات آتش‌فشانی در هر سانتی متر). مقدار و ترکیب سیمان بین دانه‌ای، خلل و فرج و نفوذپذیری و الگوهای bedding  و اتصال تاثیر خیلی مهمی در اجزاء ماسه سنگ از نظر ویژگی‌‌های مکانیکی و شیمیایی دارد. قدرت ماسه سنگ بستگی خیلی زیادی به ترکیبات‌اش دارد برای مثال، ماسه سنگ تک محوری یا(نامحدود) قدرت تراکمی متنوعی از 200 mpa  (1 مگاپاسکال=b/In 145  ( در ماسه سنگ کوارتزی سیمانی قوی،20 mpa در ماسه سنگ ضعیف، 2mpa در شن‌های یکپارچه خیلی ضعیف. هر چند قدرت ماسه خیلی متنوع است در رابطه با انواع فشارهایی که به کار برده می‌شود. این قدرت برشی به طور کلی کمتر از نصف مقاومت کششی شان فقط 5 تا 15 درصد از قدرت فشاری (تراکمی) است. علاوه براین، قدرت ماسه‌سنگ اشباع شده از 90 درصد فقط 10 درصد قدرت همان سنگ زمانی که خشک است را دارد. تفاوت مابین قدرت ماسه سنگ مرطوب و خشک عمدتا" با مقدار رس در ماسه شنگ افزایش می‌یابد. مقدار رس، با درجه‌ای از سیمان کاری همچنین میزان دگردیسی ماسه سنگ را مشخص می‌کند. دراین موارد دارای مقدار بالایی سیمانی شدن است و مقدار کمی رس دارد و گرایش بیستر به ترک برداشتن و ساختار بی دوامی دارد. در حالی که مواردی که خیلی ضعیف سیمانی شده‌اند و مقدار قابل توجهی رس دارند تمایل به تغییر شکل بطور انعطاف‌پذیری قبل از گسستگی دارند. قدرت توده ماسه سنگ بستگی فقط به حفظ قدرت اجزاء سالم ندارد بلکه بستگی به میزان آزادی عمل در حرکت نیز دارند، به این ترتیب که، بستگی به فاصله بندی جهت و موقعیت قدرت برشی ناپیوسته دارد. اتصال، لایه بندی، مسیر را برای نفوذ آب در ماسه سنگ فراهم می‌کند. درنتیجه تاثیر هوازدگی بر سنگ و فشار اب خالص وارده که ممکن است درز و شکاف  را درسنگ ارتقاء دهد.
ماسه سنگ محکم عمدتا" درصخره‌های حجیم تشکیل می‌شود، اما حفره‌های ناشی از درز‌ها در صخره‌ها،  و از این رو مورفولوژی خود صخره‌‌‌ها، با ویژگی‌های توده سنگ متفاوت از توده سنگ ویژه است.بهمین دلیل ماسه سنگ زمانی که در حالت کشش است ،ضعیفترین سنگ است، طرح‌های افقی سنگ از صخره‌ها، مگر اینکه در شکلی کمانی مورد حمایت قرارگیرد در کل گسترش زیادی ندارد بین 10 تا 20متر.
الگوهای پرتگاه‌ها به وسیله شکافهای کششی که اشاره شد به وجود می‌آید که تقریبا" 50 درصد شکاف‌ها از طریق ماسه سنگ تازه در جهت رو به بالا ایجاد می‌شود، حدودا" 40 درصد شکافهای متعاقبا" به وجود می‌اید و برخلاف پیش بینی های معمولی استفاده شده در مدل‌ها، فقط 10 درصد شکاف‌ا رو به پایین است.در ماسه سنگ‌های با درز و شکاف خوب ، مکانیسم غالب درز سقوط تخته سنگ‌های تفکیک‌شده است که دارای برش‌های زیرین هستند. یکباره برش‌های زیرین قسمت مرکزی حدود 1/3 تخته سنگ نفوذ کرده و تخته سنگ کاملا به سمت بیرون می‌افتدمگر اینکه در مکانی به وسیله فشار بیرون زده در تخته سنگ‌های بهم پیوسته نگه داشته می‌شود. زیربرشی ماسه سنگ عمدتا" نتیجه شکست به سمت پایین با مقاومت کم تخته سنگ‌‌‌‌‌‌‌ها اساسی است. در حالی که نشست(نفوذ) درزپلاستیکی سنگهای غنی از رس را ارتقاء میدهد مانند شیل، حتی در این نوع سنگ‌ها ، گسیختگی به وفور شکل ساختار شکننده‌ای در امتداد لایه‌های با فاصله کم و درز‌ها ایجاد می‌کند. فرسایش زیربری همچنین در امتداد سطح لایه‌بندی در ماسه سنگ، در لایه‌های کنگلومرایی که معمولا در پایه چرخه‌های ریزشده رو به بالا نهشته‌های ماسه‌سنگ رخ می‌دهد. نشست در فرسایش زیربری توسعه پیدا می‌کند به خصوص در ماسه‌سنگ ‌های تراوایی، اما فرسایش زیربری ضرورتا" نتیجه تمرکز خیلی بالای فشار در اساس و پایه صخره که بوسیله وزن سنگ بالایی ایجاد می‌شود. همانطور که سنگ در پایه به طور جانبی تغییر شکل می‌دهند  زمانی که فشار کناره‌ها به سمت بیرون رانده می‌شود در داخل فرسایش زیربری نیروی تنشی افزایش پیدا می‌کند و سنگ ترک بر‌می‌دارد. نیروهای تنشی در این مورد در پایه و اساس صخره‌های ماسه سنگی تولید می‌شود که می‌تواند به طور وسیع به وسیله فشارهای‌تکتونیکی باقی مانده و فعال تکثیر شوند، برای مثال فشارهای افقی اندازه‌گیری شده در جنوب سیدنی،استرالیا ، 3 برابر بزرگتر از فشارهای عمودی است. دراین شرایط، مناطق تنشی، یعنی نقاطی که از تخته سنگ‌ها جدا شده‌اند باز می‌شود در کل سطح صخره و لبه سطح فلات مجاور گسترش پیدا می‌کند. در جایی که ماسه سنگ کج می‌شود تخته های محدود با درزها ممکن است واژگون یا تضعیف شوند. تخته سنگ‌های باریک و بلند تمایل به واژگونی و تخته سنگ‌های پهن و عریض تمایل به لغزیدن دارند. حرکنت و جابجایی تخته سنگ‌ها بستگی به شیب روی دامنه و مقاومت اصطکاکی در اساس سنگ دارند.همچنین شکل صخره‌ها نه تنها بستگی به استحکام توده سنگی خود ماسه سنگ دارد بلکه به ویژگی‌های سنگ‌های زیرین آنها نیز بستگی دارد. در Arnhemland Escarpment  در شمال استرالیا ماسه سنگ Kombolgie  در صخره‌های افقی جایی که شیست کمترین مقاومت را دارد و گرانیت تحت تاثیر ان است  قرار گرفته است. اما اشکال با دامنه‌های نامنظم درشیب پایینتر جایی که ارتفاع کامل سرازیری آن را در برگرفته است ، واقع شده است. لایه حفاظتی روی سنگ‌های ضعیف با واریزه‌هی باقی مانده ا از رخنمون ماسه سنگی و هچنین باقی مانده از فرسایش زیربری شکل می‌گیرد. در جنوب غربی امریکا ، بود یا نبود لایه ضخیمی از تالوس به نظر می‌رسد تعیین کننده است، که دامنه‌ها د رتعادل با ویژگی‌های ماسه سنگ هستند یا به وسیله فرایندهای پای دامنه‌ای و فرسایش زیربری کنترل می‌شوند. توده‌های وسیعی از ماسه سنگ ممکن است در گسیختگی‌های عمده در سنگهای ضعیف و تحتانی‌ترین سنگ‌ها یکپارچگی ایجاد شود. ( رجوع شود به toreva block). گسیختگی عمده تنشی در رس‌های در قسمت جنوبی Msak Mallat Escarpment  در لیبای مرکزی تخته سنگهایی از ماسه سنگ Nubian  به عرض 3 کیلومترو ارتفاع 100 متر یکپارچه شده‌اند. جابجایی ناشی از فشارهای محصورکننده نتیجه ای از بریدگی کانیون Cataract  رودخانه Colorado که اجازه می‌دهد تبخیر به ارامی دگرشکلی را کند کند و به سمت پایین حرکت ‌کند که علت گسیختگی ها و برخوردها بیش ازحد ماسه سنگ است. نتیجه این مجموعه چشمگیر گودال گرابنی شکل که حدود 150 تا 200 متر پهنا دارند و حدود 25 تا 75 متر عمق دارند. سرخوردن تخته سنگ‌های ماسه‌ای از خطوط پرتگاه به مناطقی که دگردیسی بالایی دارند محدود نیست ، جنوب سیدنی، استرالیا، جابجایی تخته سنگ‌های بزرگ ماسه سنگ Nowra از خطوط صخره‌ای نتیجه‌ای از خزش‌های خیلی کند سنگ‌های صیقلی شنی زیرین است. بسیاری از رخنمون‌های ماسه سنگ در داخل گنبدها و دامنه‌های گردشده شکل گرفته ‌است به عنوان سنگ لغزنده شناخته شده است. در بسیاری موارد صفحات انحنادار در ماسه سنگ موازی توپوگرافی گردشده است. اغلب دامنه‌های گردشده، به نظر می‌رسد نتیجه شکست‌های دانه‌ای ماسه‌سنگ ، پوسته‌شدن ‌های نازک، لایه‌های هوازده سطحی است. این موارد هم سنگ‌های ارکوزیک مانند ماسه سنگ Navajo فلات کلرادو و arenites کوارتز،از جمله انهایی که در آرایش پیچیده‌ای از برج‌های گرده شده در Bungle Bungle Range  شمالغربی استرالیا برش داده شده اند.  دانه‌های ریز شکست‌شده و درز تخته سنگ‌ها همچنین فرایند‌های اولیه در توسعه قوس‌ها هستند که تا حدی در تعدادی از ماسه سنگ‌ها رایج است. گنبدها و دامنه‌های slickrock که میتواند ویژگی بسیاری کنگلومراهای درشت و ویژگی دانه‌های ریز شکست‌شده و درزو شکاف تخته سنگ‌ها باشد. هوازدگی ماسه سنگ متفاوت با کانی‌شناسی ساختارشان است. جایی که ماتریس(ریگ، سنگواره) قابل توجهی وجود دارد، هیدراسیون رس مهم است. در ماسه سنگ ارکوزیک ، فرایند اولیه هوازدگی فلدسپات است. حتی در ماسه سنگ‌های با کوارتز بالا هوازدگی در معرض گسترش است، هرچند کند،هوازدگی شیمیایی، با درجه‌ای از فروپاشی درکل ابتدا در سیلیس سپس در سیمان میان دانه‌ای و دانه های کوارتز بیش از حد رشدیافته شروع می‌شود. حضور کلروسدیم ، یا به صورت اسپری دریایی یا به صورت  ذرات ریز در باران ،تاثیر فزاینده قوی در میزان انحلال سیلیکا دارد. این فرایندهای متنوع بستگی به توانایی نفوذ آب در ماسه سنگ دارد. بازکردن درز و شکاف و ایجاد درزهای خیلی ریز با آزادکردن اولیه فشارهای محدودکننده مسیرهای بسیاری را برای نشست به وجود می‌اورد. حتی تغییر از ماسه سنگ دست نخورده تا ماسه سنگ تا حدی هوازده می تواند نتیجه‌ کاهش یک فاکتور از دو یا سه قدرت متوسط، و تقریبا" شش در توانایی تغییر شکل باشد، همانطور که تخلخل و حجم رطوبت افزایش می‌یابد. گسترش هوازدگی بستگی خیلی زیادی به میزان تراوایی ماسه سنگ دارد، بخاطر اینکه در جایی فضاهای خالی اصلی با کوارتز بیش از حد رشدیافته یا سیمان سیلیکاتی پر می‌شود، هوازدگی فعال ضرورتا محدود به لایه سطحی نازک است. با وجود این، هوازدگی طولانی می‌تواند عوارض انحلالی عمیقی حتی در کوارتزها ایجاد کند. جابجایی سازندهای محلول‌تر در ماسه سنگ، بارش سیلیکات و مواد غنی از اهن، ممکن است نتیجه از سخت شدن موردی لایه سطحی باشد. تعدادی از سطوح سخت شده الگوهای چندگوشه ترک ‌ها مشخص که به عنوان "پوست فیلی " شناخته شده است. به نظر می‌رسد ترک‌ها نتیجه فرسودگی در لایه‌های سخت شده موردی و تغییر سطح فشارها  است، شبیه ترک و شکستن سطوح سفالی صیقلی. آتش عامل مهمی در شکستن سطوح ماسه سنگ در مناطق با پوشش گیاهی خوب است. نزدیک سیدنی، سطوح مانند این به احتمال زیاد یکباره 10 یا 20 ساله  در معرض آتش قرار می‌گیرد. اتش سریعا جابجا می‌شود بر بالای ماسه سنگ حرکت می‌کند و سنگریزه های خیلی ریز و تجزیه دانه‌های ریزرا  تولید می‌کند در حالی که آتش‌های شدید ممکن است سنگریزه‌های تا عمق 2 سانتیمتر را به وجود آورند. انفجار شن از سطوح ماسه سنگی در امتداد بادهای مرتفع مبالغه شده ، به ویژه به عنوان عامل هوازدگی غارمانندی در مناطق مرطوب ، اما در مناطق خشک خیلی مهم است. پراکندن با فشارهای کریستالی توسعه یافته در درزها در ارتباط با یخ زدگی به ویژه در آب و هوای سرد و درکوارتز، که خیلی مقاوم به سایش هستند، سنگ‌های شکننده که مقاوم اند فقط در تغییر شکل کرنشی کمی قبل از اینکه انها دچار گسستگی انفجاری شوند.
طبقه بندی اولیه از عوارض ماسه سنگی در مقیاس منطقه‌ای براساس اثر کنترل احتمالی اب وهوا بنا شده است. اب و هوا بدون شک کنترل مهمی در باد حیرت اور در چشم انداز یاردانگ‌های فرسایش یافته منطقه خشک- مرطوب Boukou  بیابان صحرا دارد. مجموعه اشکال شبه کارستی، مانند ردیف‌های قابل توجهی از دولین‌های عمیق و غارهای حکاکی شده داخل کوارتزها منطقه Roraima در Venezuela ،به صورت خاص در مناطق گرمسیرمرطوب بخوبی توسعه یافته‌اند. اما عوارض قابل انحلال بطور وسیع در خارج از مناطق گرمسیر ماسه سنگ روی می‌دهد.  تعدادی از رایج‌ترین مناطق ماسه سنگی ، مانند relif silckrock گردشده وبرج‌های زاویه‌دار، صخره‌های بزرگ از تجمع ruiniform، که در شرایط اب و هوایی مختلف اتفاق می افتد. ویژگی‌های متغییر سنگ، ممکن است بیشتر از آب و هوا، اهمیت اساس دز شکل دهی عوارض ناهمواری ماسه سنگ داشته باشد.    
 
 
شکل [M44] 110، صخره‌هایی با هوازدگی غار مانند در Nawra sandstone ، جنوب شرقی استرالیا
 
Further reading:
Howard, A.D., Kochel, R.C. and Holt, H.E. (eds) (1988) Sapping Features of the Colorado Plateau, A Comparative Planetary Geology Field Guide, Washington: NASA.
McNally, G.H. and McQueen, L.B. (2000) The engineering properties of sandstones and what they mean,in G.H. McNally and B.J. Franklin (eds) Sandstone City, Sydney’s Dimension Stone and Other Sandstone Geomaterials, 178–196, Sydney: Geological Society of Australia.
Mainguet, M. (1972) Le modelé des grès: Problèmes généraux, Paris: Institut Geographique National.
Oberlander, T.M. (1977) Origin of segmented cliffs in massive sandstones of southeastern Utah, in D.O. Doehring (ed.) Geomorphology of Arid Regions, 79–114, Boston: Allen and Unwin.
Wray, R.A.L. (1997) A global review of solutional weathering forms on quartz sandstone, Earth Science Review 42, 137–160.
Young, R.W. and Young, A.R.M. (1992) Sandstone Landforms, Berlin: Springer.
R.W. YOUNG        (مترجم: ؟؟؟)
 

SAPROLITE[M45] 

سنگ ‌هوازده ای که از بافت سنگ اصلی حفاظت می‌کند این لغت از لغت یونانیsapro به معنی پوشیده گرفته شده است که در سال 1895بوسیله becker استفاده شد.این عنوان در کل برای سنگ‌هایی که از نظر شیمیایی تغییر پیدا کرده‌اند کاربرد دارد یعنی همه یا قسمتی از مواد معدنی اولیه به مواد معدنی جدید تغییر شکل داده است. اغلب Saprolite  به سنگ‌های     برمی‌گردد اما این عنوان برای ترکیبات هوازده هر نوع سنگی کاربرد دارد. گروهی از سنگ‌های هوازده به Saprolite اشاره دارند که ممکن است شامل یک تعدادی از مناطق(لایه‌های) که بستگی به میزان نسبی هوازدگی، فرسایش و ترکیب ویژگی‌های هیدرومورفیک سنگ پوش دارد. شکل 141 خلاصه‌ای از داده‌های در Saprolite و عناوین مختلف که به وسیله نویسندگان مختلف برای قسمت‌های متنوع پروفایل‌های هوازده استفاده می‌شود. شروع از انتهای نیمرخ هوادزده Saprolite بخشی از پروفایل که نزدیکتر به جبه هوازده است. (شکل 142). Saprock  سنگی که شروع به هوازدگی می‌کند اما فقط 20 تا 30 درصد مواد معدنی اولیه از نظر شیمیایی تغییر می‌کنند.برآورد این سخت است و تعریفی ارجح است که مواد به یک چکش تیز نیاز دارند تا  ان را بشکند. منطقه saprock  [M46] ممکن است شامل تخت سنگ‌‌ها، سنگ بستر یا توده ‌های دیگری از سنگ بستر غیرهوازده باشد. در جبهه هوازده که ممکن است تغییرات سنگی خیلی شدید یا کند از قسمت‌های دست نخورده تا قسمت  تا حدی هوازده باشد. نوسانات فلدسپات و مواد معدنی رسی دیده می‌شود و کانی شناسی مواد معدنیFe2  که اکسید شده به رنگ قرمز- زرد Fe3  هیدرواکسید شده یا اکسیده شده ازاد می کند. شکل جبه هوازده ممکن است نسبتا" صاف یا خیلی هموار باشد که شکل خیلی همار رایج‌تر است، شکل‌اش اساسا" بستگی به طبیعت سنگ‌های هوازده دارد. در گروه‌‌هایی از سنگ‌های آذرین کلا  شکل خیلی هموار است اما با تخته سنگ‌های جدا افتاده از تخته‌سنگ‌های نیمه کروی یا هسته سنگ‌ تازه در saprock  - بیشتر از سنگ‌های رسوبی کنده شده و یا سنگ‌های دگرگونی . تعداد و جهت درزها و ترک و شکاف و لایه مرزها که آبگذری‌های اولیه را شکل می‌دهند و عمدتا" هوازدگی ناشی از انحلال این را کنترل می‌کند. صفحات 111-115 مثال‌هایی از انواع متفاوت رس بازسازی شده و جبهه هوازده آورده شده است.  حرکت رو به بالا در نیمرخ‌های saprock  تدریجا" راهی برای رس بازسازی شده جایی که اکثریت مواد معدنی ناپایدار( هوازدگی شیمیایی به اسانی صورت می‌گیرد) تغییر پیدا می‌کنند و با مواد معدنی جدید جایگزین می‌شوند و با هوازدگی شیمیایی شکل می‌گیرند. رایج ترین مواد معدنی در Saprolite ) رس بازسازی شده) ؛ رس‌ها، اهن اکسیده شده، اکسیدها و هر نوع ماده معدنی که مقاومت خیلی زیادی در برابر هوازدگی دارد.(کوارتز،مگنتیت، مواد معدنی رسی از پیش موجود). مواد معدنی رسی در کل به آرامی تغییر پیدا می‌کنند از smectite ( si/Al=<1) پایینتر در نیمرخ‌ها نقطه ای که زهکشی خیلی ضعیفتر از نقاطی که رس غالب کالونیت است (si/Al=1).اشکال کالونیت در زهکشی‌هایی که هوازدگی ناشی از انحلال خیلی مناسب است، شکل می‌گیرد . بالای منطقه Saprolite(رس بازسازی شده)  Saprolite ریزش می‌کند یا منطقه متحرک است. در این منطقه (شکل 141) Saprolite ((رس بازسازی شده) از نظر شیمیایی تا درجه بالایی فرسایش یافته (هوازده شده) که بافتی از سنگ اصلی طولانی مدت از خودش حفاظت نمی‌کند و در نهایت فرو می‌ریزد. فرایند ریزش همچنین ممکن است به وسیله فرایند bioturbation (ریشه درختان، termits) و یا pedorutbation  (رطوبت و خشکی و illuvation) افزایش پیدا کند همچنین از این نقطه در پروفایل ، سنگ فرش ممکن است تحت تاثیر گرانش به سمت پایین جابجا شود. و همینطور شن کوارتزی و رسی شروع به جدا شدن بکند و  به داخل لخته‌هایی از رسی که با شن احاطه شده است(Taylor and Eggleton 2001:161) با فرایندهای pedorubiation.      
 
 
شبه کارست
شکل 141- تعداد متنوعی واژگان برای توصیف نیم‌رخ ‌های هوازده استفاده می‌شود شامل saprolite. در سمت چپ 2 مثال ار اینکه چگونه تنوع کانی شناسی از طریق saprolite و در سمت راست مثالی از اینکه چگونه ویژگی‌های هیدرولوژیکی نیمرخ هوازده و saprolite با عمق متفاوت وجود دارد.( modified from Taylor and Eggleton 2001)
عکس 111- باقی مانده فرسایشی کوچکی از هوازدگی معمولی،  نیمرخ توسعه یافته در سنگ گنیس فلیسک در Yilgarn  نزدیک Kalgoorlie  در استرالیای غربی .تقریبا 3 متر ارتفاع دارد با کلاهک سخت آهن دار.0.25 متر ارتفاع با ضخامت 0.5 متر  Saprolite  کلاهکدار که درسنگ Saprolite  گنیس تاحدود 3 متر است،Saprolite  متشکل از باقی مانده دانه‌های کوارتز، کالونیت با مقدار کمی هماتیت. ترکیب saprolite لکه‌دار بیشتر شبیه است با مقادیری افزایش یافته هماتیت. پوسته آهن دار عمدتا" هماتیت با کوارتز و مقدار کمی goethite  (عکس از Ian Roach)
 
شکل 113:نیمرخ شدیداً هوازده در سنگ‌های ultra- mafic در Marlborough در Queensland central  استرالیا. تقریبا 40 متر از نیمرخ دیده می‌شود اما هیچ سنگ سالمی در این گودال قرار نگرفته، عمق کل پروفایل بیشتر از 100متر است، حجم مواد معدنی در عکس ،ترکیبsaprolite ترکیبی از موتد معدنی رسی، عمدتا nontronite و talc با اکسیدFe3 و گوتیت، هماتیت و سیلیکات ثانویه مانند عقیق سبز و chakcedony . قسمت بالاتر نیمرخ نهشته‌هایی که از مکانهای کاملا کارستی درقسمت بالاتر saprolite  منتقل شده است. تپه‌هایی که با سیلیکای شبه کارستی که منشاگرفته از سیلیکای متحرک در طول هوازدگی سنگهای ultra-mafic پوشیده شده اند.
 
شکل 112 نیمرخ هوازده عمیق در Yilgarn Carton استرالیای غربی عوارض مشابه به عوارضی که در شکل 111 توصیف شد را نشان میدهد. این نیمرخ ها 30 متر ضخامت دارند . در پای گودال جبهه هوازده نامنظم مابین گرانیت فلیسک هوازده .سنگ سالم و دست نخورده. مشاهده می شود ساختار سنگ اصلی (درزها) به وضوح در این یمرخ در saprolite  دیده میشود.
 
شکل114 بخش 10 متری از نیم رخ هوازده 20 متری که در Ordovician   سنگهای متوسطه اتسفشانی Northpatkes در New South Wales استرالیا. این نیمرخ غیرمعمولی است که saprolite رنگ پریده یا سفید شده در بالای منطقه لکه دار روی میدهد.
 
شکل 115 بخشی با ضخامت 7 متر در کوارتزیت Proterozoic  دگرشیبی که قرارگرفته در saprolite تشکیل شده از ماسه سنگ cretaceous labile و پوشش جابجا شده کواترنری در Darwin استرالیا.  سنگهای پتروزوئیک سالم و دست نخورده هستند. Cretaceous کاملا به saprolite کوارتز / کولونیت تغییرشکل میدهد. همه توالی با گراولlag اهن دار و ماسه و رس پوشش داده شده است.
 
شکل 116 حرکت رسوبات به سمت پایین در شیب 5/1 درجه در Mary River Northern Territory
 
شکل 117 شکل نزدیک لکه ها در صفحه بریده شده موجی در Darwin استرالیا. چکش دارای مقیاس است. این لکه ها حدود 15 سانتی متر و از هماتیت، دارای رنگ قرمز و saprolitic سیمانی شده ترکیبی از کالونیت و کوارتز تشکیل شده اند. Saproliteسفیده شده  بطور یکسان  است ه استثنا اینکه هماتیت ندارد
 
References
Becker, G.F. (1895) Gold fields of the southern Appalachians, Annual Report of the United States Geological Survey, Part III. Mineral Resources of the United States, Metallic Products 16, 251–331.
Pillans, B., Tonui, E. and Idnurm, M. (1999) Palaeomagnetic dating of weathered regolith at Northparkes Mine, NSW, in G. Taylor and C.F. Pain (eds) Regolith ’98, New Approaches to an old Continent, Proceedings, 237–242, Perth: CRC LEME.
Taylor, G. and Eggleton, R.A. (2001) Regolith Geology and Geomorphology, Chichester: Wiley.
GRAHAM TAYLOR

SASTRUGI -

پشته های کوچک نامنظم تیز یا تپه‌های کوچک و تلماسهای. که در سطح ورقه‌های یخی، کلاهک‌های یخی، سطوح یخ‌های دریایی و توندرا ( به طور خاص در صفحه قطب جنوب و گرینلند )شکل می‌گیرند که ازیخ و برف فشرده تشکیل شده‌اند.  ریشه این کلمه از یک لغت روسی zastrugi گرفته شده است اشکالی هستند که به وسیله فرسایش بادی و رسوب گذاری برف‌های جا به جا شده شکل می‌گیرند و معمولا به طول 1-2 متر و ارتفاع 10-15 سانتیمتر ( به استثنا مواردی که 5/1 متر ارتفاع و صدها متر طول دارند). Sastrugi آرایش طولی با حاکمیت جهت بادی است که ممکن است با دخالت بادهای رایج در زمان توسعه Sastrugi در پیکر بندی شان ساخته شده باشد که اغلب بعد از بوران‌ها در سطح یخی سخت شکل می‌گیرند به مرور سختر و بزرگتر می‌شوند در حین عبور بوران که در طول زمستان ار انجا عبور می‌کنند. Sastrugi  معمولا در پشت موانع بادی یافت می‌شوند اما همچنین در شرایط باز هم وجود دارند.
 
Reference
Gow, A.J. (1965) On the accumulation and seasonal stratification of snow at the South Pole, Journal of Glaciology 5, 467–477.
Further reading
Warren, S.G. and Brandt, R.E. (1998) Effect of surface roughness on bidirectional reflectance of Antarctic snow, Journal of Geophysical Research – E: Planets 103 (E11), 25,779–25,788.
STEVE WARD
 

SCABLAND[M47]  -

 یک Scabland یک چشم انداز فرسایشی که به وسیله سیلاب های ناگهانی شکل‌ می‌گیرند و در کل برای تاثیرات Jokulhlaups به کار برده می‌شود. در ابتدا به وسیله Bretz(1923)  معرفی شد جهت توصیف فرسایش و سطوح خط خطی بازالت های فلات کلمبیا که بوسیله سیلاب‌های ناشی از دریاچه یخچالی Missoula  در غرب واشنگتن در امریکا. Bretz  عنوانی که برای کشاورزی محلی برای توصیف سرزمین‌های پوشیده شده به کاربرده است. عناوین scabland  و scabrock  در شمالغرب اطلس برای توصیف مناطقی که ساییدگی موجب برداشت یا مانع پوشش خاکی می‌شود وسنگ زیرین در معرض قرار می‌گیرد یا به طور وسیع با دانه‌های درشت نهشته‌های زاویه‌دار پوشیده می‌شود. .
جدول 41- فرمهای بستر در کانال Scabland
  آبشستگی در سنگ آبشستگی در رسوب رسوب‌گذاری
اشکال مقیاس بزرگ (که با عرض کانال کنترل می‌شود.) چاله ها و شیارهای آبی متوالی
اشکال چهارگوش باقیمانده در کانال‌ها
به هم پیوستگی
اشکال باقیمانده خط جریان در مقیاس بزرگ بار طولی شامل:
الف) بار Pendant
ب) بار جایگزین
پ) بار توسعهexpansion bars
بار متلاطم
اشکال مقیاس متوسط (که با عمق کانال کنترل می‌شود.) شیارهای طولی
چاله‌ها(Pot-holes)
کانالهای داخلی
 آبشارها (Cataracts)
علایم آبشستگی موجها متقاطع مقیاس بزرگ
اشکال مقیاس کوچک گودالها (Scallop pits) بدون محافظ امواج مقیاش کوچک طبقه بندی شده
Source: From Baker (1978a)
کانال های اسکابلند(Channeled Scabland)
منطقه فیزگرافیکی ..... که به عنوان Channeled Scabland شناخته شده‌ است. که در قسمت شمال فلات کلمبیا در غرب واشنگتن امریکا واقع شده است. شامل یک منطقه تقریبا به مساحت 40000 کیلومتر می‌باشد. یک کانال جالب ترکیبی از مناطق عمدتا فرسایش یافته داخل تپه‌های بادرفتی با سنگ بستر بازالت است. زهکشی سیلاب‌های بزرگ تقسیمات سیلاب های قبلی داخل دره‌های مجاور را بین می‌برد. و موجب ایجاد کانال‌های تفکیک شده میشود و دوباره بهم متصل می‌کند تا مجموعه‌ای انشعابی ......شکل گیرد (مراجعه شود به .....). این تقاطع‌ها چندین هزار فیت بالاتر از دره‌های سیلابی قرار دارند. یک scabland  نمادین شامل اشکال فرسایشی و تراکمی است  . Baker(1978)  یک طبقه بندی سلسله مراتبی از اشکال بستری برای کانال scabland  انتخاب کرد. عوارض فرسایشی شامل شیارک‌‌ها pot- holes   حوضه‌های سنگی و کانال‌های داخلی و آبشارها. Bretz et al (1956)  چند عارضه scabland  را به تفاوت مابین جریان های بازالتی متنوع نسبت داد آبشارهای مانند Dry falls  شکل گرفته است  به عنوان یکی از گروه‌های جریانات بازالتی که از جریانات مقاوم زیرین خالی شده است. در جایی که این جریانات به وسیله سیلابها در معرض دید قرارگرفته است به صورت ستونی بهم متصل شده‌اند به بازالتهای exerted  به نقاط کنترل و عمل plucking   توسط سیلابها تخته سنگهایی به شعاع بزرگتر از 30 متر به دست می‌اید. جالبترین اشکال نهشته‌گذاری، نهشته‌های کانالی جریان خطی است تعدادی superimposed  به وسیله ریپل های بزرگ امروزی به ارتفاع . نیم تا 7 متر و طول 18 تا 130 متر می‌باشد. که عمدتا از گراول و تخت سنگ تشکیل شده‌اند. نهشته‌های Slackwater  در مناطق با سرعت پایین در ورودی دره‌های اصلی در پیش یلابهای دره‌های فرعی انباشت شده‌اند. Scabland   بوسیله فورانهای مجزا از منابع مختلفی شکل گرفته‌اند. شامل : آبگیری مجاوریخچالی بزرگ که بیشتر در قسمت مرکزی B.C  گسترش یافته‌اند (بااحتیاط  حجم آب را 10 کیلومتر براورد می‌کنند). این دریاچه حدود 2184 کیلومتر مکعب آب را زمان حداکثری در خود نگه می‌دارد. اخرین دوره سیلاب Scabland  تقریبا بین 13000 و 18000 سال بوده است.  تجزیه و تحلیل رخساره‌های متوالی پیشنهاد میدهد که احتمالا 40 سیلاب در منطقه رخ داده است. Waitt 1985) ) هر کدام از طریق دهه یا قرن از هم تفکیک شده‌اند. Shaw et al 1999   تعداد کمی سیلاب وجود دارد که تغییرات را در رسوبهای متوالی می تواند توصیف کند بعلاوه ورودی و خروجی منابع چندگانه متعددی که اب سیلابها در طول این جریان‌ها هستند.
شکل 118 بخشی از شکل MOC ، M2101914  که موقعیت 7.89N, 153.95E پیکسل و وضوح 4.4m است. Malin et al 2001). این شکل الگوهای کانالی بهم پیوسته را نشان میدهد و خطوط رودخانه ای چند  خطی که در کانالهای سیلابی ناشی از درز شکل میگیرند برا جزییات بیشتر ببینید Burr et al 2002
 
References:
Baker, V. R. (1978a) Large-scale erosional and depositional features of the Channeled Scabland, in V.R. Baker and D. Nummedal (eds) The Channeled Scabland, 81–115, Washington, DC: NASA.
—— (1978b) Paleohydraulics and hydrodynamics of Scabland floods, in V.R. Baker and D. Nummedal (eds) The Channeled Scabland, 59–79, Washington, DC: NASA.
——(1982) The Channels of Mars, Austin: University of Arizona Press. Bretz, J.H. (1923) The channeled scablands of the Columbia Plateau, Journal of Geology 31, 617–649.
Bretz, J.H., Smith, H.T.U. and Neff, G.E. (1956) Channeled Scabland of Washington; new data and interpretations, Geological Society of America Bulletin 5, 957–1,049.
Burr, D.M., Grier, J.A., McEwen, A.S. and Keszthelyi, P. (2002) Repeated aqueous flooding from the Cereberus Fossae: evidence for very recently extant, deep groundwater on Mars, Icarus 159, 53–73.
Malin, M.C., Edgett, K.S., Carr, M.H., Danielson, G.E., Davies, M.E., Hartmann, W.K., et al. (2001) M21–01914, Malin Space Science Systems Mars Orbiter Camera Image Gallery (http://www.msss.com/moc_gallery/). (http://photojournal.jpl.nasa.gov/).
O’Connor, J.E. and Baker, V.R. (1992) Magnitudes and implications of peak discharges from Glacial Lake Missoula, Geological Society of America Bulletin 104, 267–279.
Shaw, J., Munro-Stasiuk, M., Sawyer, B., Beaney, C., Lesemann, J., Musacchio, A., Rains, B. and Young, R.R. (1999) The channeled scabland: back to Bretz? Geology 27, 605–608.
Waitt, R.B.J. (1985) Case for periodic, colossal jokulhlaups from Pleistocene glacial Lake Missoula, Geological Society of America Bulletin 96, 1,271–1,286.
MARY C. BOURKE
 
SCANNING ELECTRON MICROSCOPY اسکن کردن با میکروسکوپ الکترونی
 SEM  گاهی اوقات در ارتباط با Energy Dispersive Spectrometry استفاده می‌شود، جهت مطالعه بافت‌های سطحی (شیمی، با EDS) رسوبات (بخصوص دانه‌های کوارتز) از سال 1962 استفاده شده است. استفاده از SEM کاربرد بسیار زیادی برای ژئومورفولوژی داشته است. شامل تعیین منشاء لندفرم‌های تراکمی، منشاء رسوبات، انرژی محیط، فرایندهای ته نشینی رسوبات و هوازدگی و تحول‌شان در طول زمان .
مثال‌هایی از استفاده SEM شامل تفکیک تیل از یخچال(glacilacustrine) و دانه‌‌های جریان یخچالی در محیط‌های رسوبی یخچالی، مطالعات منشاء سیلت ریز و ذرات رس در ستون‌هایی(column) ژئومورفولوژی تشریح مکانیزم ‌های بادی و دیگر مکانیز‌های سایشی-درزی محیطی در زمین‌ها و ازمایشگاه ، تجزیه و تحلیل تغییرات دانه‌ها تحت رژیم‌های مختلف هوازدگی و بجث کامل بافت دانه در رابطه با فرایندهای بادی، رودخانه‌ای، حرکات توده‌ای، یخچالی، تکتونیک و فرایندهای هوازدگی و بازشناختی(diagenetic) که توسط  Mahaney تهیه شده است. (2002)
 
Reference
Mahaney, W.C. (2002) Atlas of Sand Grain Surface Textures and Applications, New York: Oxford University Press.
A.S. GOUDIE
 

SCHMIDT HAMMER چکش اشمیت[M48] 

تست سختی چکش در اصل توسط E.Schmidt در سال 1948 طراحی شده است، برای انجام آزمایشات اولیه بر روی سختی سیمان انجام می‌شود. این ابزار مدت واکنش ضربه بر سطح سنگ را اندازه‌گیری می‌کند. به دلیل بازیابی فنری(فاصله پس زنی حجم فنری و تاثیر روی آن) که بستگی به سختی سطح و سختی  مربوط به قدرت مکانیکی دارد. مدت واکنش(R) یک اندازه نسبی در سختی سطح یا قدرت را به ما می‌دهد. چکش Schmidt مدل N (به وزن 2.3 کیلوگرم) انرژی موثر (0.224 kg) که از طریق realeasing a spring- controlled plunfer.
 مقدار R  که بوسیله یک شاخص دارای مقیاس در گوشه‌ای از ان را با دامنه (10-100) نشان داده می‌شود. این مقدار مدت جهش به عنوان درصدی از حرکت رو به جلو را نشان می‌دهد. چکش نوع N سبک و قابل حمل است و می‌توان ازمایشات اولیه در زمین را انجام داد. توانایی کمی در مقایسه با سختی مواد به عنوان ابزاری مفید برای ژئومورفولوژیست‌ها فراهم میکند  از میان استفاده‌هایی که از چکش می‌شود می‌تواند توصیف نیم‌رخ‌های nari(calcrete) و سختی موردی در سطوح کارستی گرمسیری و انواع متنوعی از منابع تراکمی (Day and Goudie 1977). همچنین در موارد زیادی برای تشخیص درجه هوازدگی و سن عوارض ژئومرفیک استفاده می‌شود و نقاطی که پدیده‌های هوازدگی رخ می ‌دهد (Ballantyne et al. 1989, Mccarroll 1991) . ارزش‌های تک به تک چکش Schmidt  در مقایسه با سایر وسایل اندازه گیری مانند Young s Modulus and Uniaxial Strength دیده می‌شود. (Katz et al 2000).
 
References
Ballantyne, C.K., Black, N.M. and Finlay, D.P. (1989) Enhanced boulder weathering under late-lying snowpatches, Earth Surface Processes and Landforms 14, 745–750.
Day, M.J. and Goudie, A.S. (1977) Field assessment of rock hardness using the Schmidt Test Hammer, BGRG Technical Bulletin 18, 19–29.
Katz, O., Reches, Z. and Roegiers, J.-C. (2000) Evaluation of mechanical rock properties using a Schmidt Hammer, International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences 27, 723–328.
McCarroll, D. (1991) The Schmidt Hammer, weathering and rock surface roughness, Earth Surface Processes and Landform 17, 477–480.
A.S. GOUDIE
 

SCREE- واریزه

عناوین scree  و talus  هم معنی هستند، از خیلی قبل‌تر‌ها در انگلستان و بعدها (یک کلمه فرانسوی معادل شیب) غالبا" در شمال آمریکا و جاهای دیگر استفاده می‌شد. هر دو کلمه انباشت و تجمع واریزه درشت معمولا" نهشته‌های سنگ زاویه‌دار در پای دامنه‌های سنگی شیب‌دار را توصیف می‌کند. این عناوین برای توصیف عارضه و مواد تشکیل‌دهند آن استفاده می‌شود. شکل‌گیری انباشت واریزه‌های scree  بایستی ضخامت کافی برای توسعه ویژگی‌های مورفولوژی مستقل در پای دامنه را داشته باشد. لایه‌های وایزه‌ای ساده فقط به اندازه چندین قطعه ضخامت دارند که " دامنه‌های پوششی واریزه‌ای نامیده می‌شوند(.     Church et al.1979). دامنه‌های واریزه‌ای دردامنه‌ی وسیعی از مناطق رخ می‌دهد. اما مهترین آنها در محیط‌هایی که فرایندهای هوازدگی فیزیکی غالب است رخ می‌دهد. تولید و تجمع واریزه‌ها باید بیشتر از هوازدگی متوالی یا برداشت و جابجایی باشد. درشتی اغلب وایزه‌های scree اغلب آنها را در برابر فرسایش مداوم مقاوم می‌سازد.  این واریزه‌ها اغلب عناصری با مقاومت بالا در تشکیل چشم‌‌اندازها هستند و ممکن است از اشکال فسیلی حفاظت کنند. ویژگیهای اصلی دامنه‌های واریزه‌ای در ابتدا بستگی به مورفولوژی ( و زمین ‌شناسی) پرتگاه‌های کناری و فرایندهای ژئومورفیک در توسعه شان دارد. اگرچه به نظر می‌رسدفرایند غالب ریزش باشد، تغییرات و انباشت scree ممکن اشت نتیجه عمل چندین فرایند متفاوت به تنهایی یا به صورت ترکیبی باشد و برخی از انواع متفاوت و مشخص ممکن است شناسایی شود. طرح مورفولوژی واریزه‌های scree بستگی به شکل صخره‌‌‌هایی که وایزه‌ها را تامین می‌کنند و مورفولوژی سطحی که واریزه‌ها انباشت می‌شوند، دارد. صخره‌های نسبتا" ساده،صاف از دید طرح مورفولوژی، تمایل به تولید تالوس‌های صاف(ورقه‌ای) دارند، فقدان تغییرات جانبی در ویژگی‌هایشان نبایستی نادیده گرفته شود. هر چقدر که صخره‌ها پرگسل می‌شوند، واریزه‌ها تجمع بیشتری درپای آبکندها(گالی‌ها) پیدا می‌کنند و شکا مخروطی آنها توسعه پیدا می‌کند. علاوه براین، ریزش‌های قیفی شکل کانال آبکند و سایر فرایندهای ریزشی (جریان رودخانه‌ای سطحی، سقوط برف) (رجوع شود به avalanche,snow) که گاها نتیجه تغییزات مهم در scree زیرین می‌باشد. بنابراین مخروط‌ها زیر صخره‌های مشخص توسعه پیدا می‌کنند و به ندرت فرم‌های تک فرایندی ساده را شکل می‌دهند.در محیط‌های آلپی مخروط‌های واریزه‌ای به وسیله فعالیت سقوط برف(بهمن) تغییر پیدا می‌کند. تولید جریان واریزه‌ای همچنین ممکن است در باران‌های طوفانی سنگین رخ دهد زمانی که حوضه زهکشی از نقطه پرتگاهی به وسیله گالی‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌‌های که در قسمت بالایی scree پر از مواد ریز است تمرکز پیدا می‌کند   
واریزه‌های ریزشی نتیجه‌ای از تجمع واریزه‌ها در دوره‌های طولانی است. ویژگی‌های اساسی جورشدگی ریزشی(افزایش لگاریتمی در اندازه دانه‌های پایین دامنه) و شیب مستقیم اغلب با دامنه‌ای مقعر بینابینی به خوبی توسعه پیدا کرده‌اند. بحث مداوم درباره این که شیب مستقیم منعکس می کند زاویه آرامش(رجوع به repose,angle of) در مواد دانه درشت با چسبندگی کم  حدودا" 35 درجه ، وجود دارد. نیمرخ‌های اندازه‌گیری شده قسمت بالایی بسیاری از تالوس‌ای ریزشی ، شیبی بین 32تا37 درجه دارند اما گاها (به صورت محلی) تا 40 نیز می‌رسد. میزان درجه دامنه مقعر پایه ، در ارتباط با طول دامنه و ویژگی‌های منطقه اصلی تغییر می‌کند. جورشدگی ریزشی در دامنه‌های واریزه‌ای ریزشی در مقیاس جهانی مورد توجه قرار نمی‌گیرد، اساسا" نتیجه دو مکانیزم است. تخته سنگ‌های بزرگ شتاب بیشتری دارند و در نتیجه تمایل به جابجایی بیستر در روی دامنه دارند. دوم، مقاومت اصطکاکی( زبری) سطح تخته سنگ، لغزندگی تخته سنگ‌ها، غلتیدن، پرش که بوسیله رابطه بین میزان جابجایی تخته سنگ و ناهمواریهای سطح (تخته سنگها و حفره‌‌ها) مشخص و تعریف می‌شود بیشتر موقتی و گذرا است.تخته سنگ‌های بزرگ به طور چشمگیری در حفره‌های بزرگ یا زمانی که با دیگر تخته سنگ‌ها برخورد می‌کنند به دام می افتند. درجه جورشدگی به طول دامنه، ارتفاع صخره، اندازه و شکل ذرات غالب بستگی دارد. به صورت محلی، تاثیرات نامنظم یا متفاوت اشکال در ذرات ممکن است نتیجه‌ای از نبود یا الگوهای مغایر با جورشدگی باشد. شیب‌های واریزه‌ای با سقوط برف مواد سطحی سست از بالای دامنه تا انتهای دامنه در مسیر بهمن یا در پشت واریزه‌ها جاروب می کند، در بسیاری موارد زبانه تخته سنگی بهمن شکل می‌گیرد. این واریزه‌ها جورشدگی در اندازه کوچک در بالای دامنه‌ها را نشان می‌دهند اما افزایش سریع در اندازه دانه‌های اصلی به سمت نهشته‌های اساسی ناشی از پراکنش ناپایدار نهشته‌های سنگی سست در سطح سنگ‌آواری بزرگتر است. بهمن screeرا که فرروفتگی قوی و اساسی دارند را تغییر می‌دهد.بسیاری از مخروط‌های واریزه‌ای شکل گالی به وسیله فعالیت‌های رودخانه‌ای به خود می‌گیرند در قسمت راس شان ممکن است جریان نهشته‌های مهمی شکل گیرد ( خاکریز، کانال‌ها و گوشه‌های انتهایی) در جهت عرض شیب واریزه‌ها گسترش پیدا می‌کنند. در بسیاری موارد به عنوان تالوس آبرفتی نامیده می‌شوند. اشکالی مانند scree به واسطه یک جداشدگی ریزش سنگ بزرگ به تنهایی و در کل نبود جورشدگی به وجود می آیند و معمولا نیمرخ‌های خیلی پیچیده کشیده‌ای را دارند. در مناطق الپی چند فرایندی بزرگ مخروط‌های واریزه‌ای ممکن است ویژگی‌های سطحی پیچیده‌ای را در ارتباط با مداخله این فرایندها نشان دهد. اغلب دامنه‌های واریزه‌ای برخلاف نهشته‌های درشت لایه روی‌شان مقدار قابل توجهی مواد ریز بینابینی در عمق یا قسمت‌های بالاتر بدون حفاظ دامنه دارند آنها منحصرا" در مواد دانه درشت چسبندگی همانطور که در بسیاری از مدل‌های جدید این را فرض کرده‌اند. قسمت‌های بالاتر شیب‌های واریزه‌ای دستخوش خزش تالوس می شوند که مجموع جابجایی ها موجب ریزش سنگی و دیگر برخوردها می‌شود، چرخه ذوب یخ یا فعالیت سنگین سرمازدگی، جریان‌های نفوذی، حیوانات ....
مواد سست در بخش‌های بسیار شیبدار ممکن است تحت سقوط‌های خشک اتفاق بیفتد اما معمولا درز و شکاف‌های ریزی دارند. درزو شکاف هر چند ریز در هر نوع خزش تالوسی به نظر می‌رسد در دامنه‌های واریزه‌ای دانه درشت اتفاق می‌افتد.
Scree  اغلب در مناطق مجاوریخچالی مطالعه می‌شود در تعدادی از این مکان‌ها برف دائم(یخبرف) ممکن است در پای دامنه گسترش پیدا کند. فرود آوارها در سطح یخی تا پایه انباشت آوارها خط الراس لغزیده می‌شود ( پیش تالوس برج یا خط الراس...... در مناطق آلپی ضخامت انباشت تالوس ممکن است تا لایه منجمد دائمی زمین توسعه پیدا کند. تغییر شکل متوالی و  خزش مخلوط سنگ- یخ منجر به توسعه یخچال‌های سنگی می‌شود.
 
شکل119 واریزه Multiprocess، Bow lake، Alberta، کانادا . صفحات پیچیده و مخروط‌های واریزه‌ای تاثیر متنوع ابرفت و جریانات واریزه‌ای نشان می‌دهد و فعالیت بهمن برف در مورفولوژی این عوارض که عمدتا" با ریزش سنگ به وجود می‌اید. منطقه اصلی این مخروط‌ها شاهدی برا خزش پرومافراست و اشکال یخچالی سنگی اولیه.
 
References
Carson, M.A. (1977) Angles of repose, angles of shearing resistance and angles of talus slopes, Earth Surface Processes 2, 363–380.
Church, M., Stock, R.F. and Ryder, J.M. (1979) Contemporary sedimentary environments on Baffin Island, N.W.T., Canada: debris slope accumulations, Arctic and Alpine Research 11, 371–402.
Further reading:
Luckman, B.H. (1988) Debris accumulation patterns on talus slopes in Surprise Valley, Alberta, Canada, Géographie physique et Quaternaire 42, 247–278.
Rapp, A. and Fairbridge, R.W. (1968) Talus fan or cone: scree and cliff debris, in R.W. Fairbridge (ed.) The Encyclopaedia of Geomorphology, 1,107–1,109, New York: Reinhold.
SEE ALSO: frost and frost weathering; geomorphological hazard; grèze litée; hillslope, form; hillslope, process; mass movement
BRIAN LUCKMAN

 [M1]ترجمه ناقص است
 [M2] [M2]ترجمه ناقص است
 
 [M3]ادامه ترجمه نشده است
 [M4]کناره
 [M5]؟؟؟؟؟؟با متن باید تطبیق داده شود
 [M6]؟؟؟؟؟؟؟
 [M7]کوه ریگ معادل سازی شود
واژه معادلی است که در حال حاضر استفاده میشود
 [M8]سال چینه
 [M9]سن سنجی به روش لومینسانس
 [M10]ریگ و پهنه ماسه ای
 
 
 [M11]ماسه ای
 [M13]ماسه ای
 [M14]ایراد ترجمه
 [M15]شکل
 [M16]شکل ترجمه شد
 [M17]شکل
 [M18]ماسه
 
 [M23]پهنه ماسه ای
 [M29]ریگ غربی الجزایر
 [M36]ترجمه نشده است
 [M37]ترجمه؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟؟
 [M38]پهنه ماسه ای
 [M42]Sand همه حا ماسه ترجمه شود
 [M44]عکس
 [M45]باید جستجو شود تا معادل ـن
 [M48]همان چکش اشمیت در ایران گفه می شود و در آزمایشگاه داریم
دفعات مشاهده: 39 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 0.086 seconds with 885 queries by yektaweb 3506