|
|
| |
 |
از Sichelwanne تا Soil |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
SICHELWANNE – داس دره یخچالی
شیار هلالی شکل با فعالیت یخچالهای طبیعی شکل گرفته است. این اصطلاح از کلمات آلمانی گرفته شده است که "معنای داسی شکل" دارد، اما بخشی از یک مجموعه شناخته شده به عنوان اشکال مجسمه ای پلاستیکی یا p شکل می باشد.
Sichelwannen (جمع) در محیط های خنک در تخته سنگ های کریستالی به وجود می آید و طول آن در محدوده اندازه های 1 تا 10 متر، عرض آن 5 تا 6 متر و عمق آن از چند میلیمتر تا چندین متر است. آن ها اشکال p مانند عرضی هستند که به طور معمول خطوطی را نمایش داده و دارای شاخ هلالی شکل به سمت پایین یخچال های طبیعی می باشد. ریشه به وجود آمدن sichelwannen نامعلوم می باشد و چندین روش شکل گیری برای آن ها در این زمینه مطرح شده است. محتمل ترین شیوه شکل گیری، فرسایشی می باشد. برخی معتقدند که این اشکال با اعمال فشار ناشی از ذوب یخ در دوره های فرعی یخبندان به وجود آمده اند. اشکال مشابه sichelwannen توسط جریان هایی در سنگ های با مقاومت کم ایجاد می شوند. مسیر این کانال ها در دوره فرعی یخبندان توسط تغییر شیب توپوگرافی مسدود شده و ویژگی هایی همچون الگوی نعلی شکل در نتیجه مانع موجود پیدا می کنند. فرسایش در یخ ها نیز پیش بینی شده است که با پشتیبانی وجود خطوط در sichelwannen به وجود می آید. با این حال مدافعان منشا رودخانه بر این باورند که ماهیت خطوط ممنوعه از یخ تشکیل شده است.
Further reading
Benn, D.I. and Evans, D.J.A. (1998) Glaciers and Glaciation. London: Arnold.
Shaw, J. (1994) Hairpin erosional marks, horseshoe vortices and subglacial erosion, Sedimentary Geology 91, 269–283.
STEVE WARD (مترجم: ملیحه پورعلی)
SILCRETE – سیلکرت
رسوب ژئوشیمیایی زمینی ناشی از دمای پایین نزدیک به سطح فیزیکی و شیمیایی فرآیندهای عملیاتی در منطقه هوازدگی که در آن سیلیس انباشته شده است، و یا خاک ها، رسوب و سنگ هایی که از قبل موجود می باشد، جا به جا می شود. Silcrete و بیش از 85 درصد وزن آن حاوی سیلیس همراه با برخی از نمونه های خالص شامل بیش از 95 درصد سیلیس می باشند. این سنگ ها از دیگر سنگ های رسوبی سیلیس مانند orthoquartzites که نشان دهنده porphyroclastic می باشد که همانند دانه ها، بافت ها در بخش نازک میکروسکوپی مشاهده شده است (واتسون و نش 1997). Silcretes به طور معمول شامل مواد سخت، شن و ماسه سیلیس سیمانی یا کوارتز شکننده با ساختار صدفی می باشد. سیمان می تواند از طیف وسیعی از مواد معدنی شامل اویال، کلسدونی، سیلیس و کوارتز به طور وسیعی ثبت شده است. وجود دیگر مواد معدنی رنگ این مواد را تحت تاثیر قرارمی دهد و با خاکستری، قهوه ای و سبزهای مختلف گزارش شده است. اگر چه همانند بسیاری از DURICRUSTs رایج نیست، silcretes به طور گسترده ای در طول و عرض و محیط های دیگر توزیع شده است به ویژه مناطقی که در اواخر دوره ی سوم و یخبندان کواترنر به وجود آمده است. این مواد در هر قاره ای به جز قطب جنوب پیدا می شوند اما به طور گسترده ای در داخل و جنوب استرالیا و مناطق ساحلی کالاهاری و دماغه جنوب آفریقا توزیع شده اند. مکان های دیگری که مقدار قابل توجهی از این مواد دارند از جمله بریتانیا، اروپا، sahara، تانزانیا، آمریکا، اروگوئه و برزیل می باشد. با توجه به سختی و ثبات شیمیایی، این مواد در برابر فرسایش بسیار مقاوم می باشند و اغلب به عنوان CPROCKs می باشد و بر تاثیر نفوذ، اثر می گذارد. Silcretes معمولا به عنوان افق مجزا رخ می دهد، همچنین یک پوشش بر روی رخنمون های سنگ و یا فلز فرم مانند CALCRETE وجود دارد. SILCRETE پیشرفته افقی بین 0.5 و 3 متر ضخامت دارند، اگر چه ضخامت کمتر از 10 متر ثبت شده است. بسیاری از کلمات برای توصیف شرایط استفاده می شوند که از جمله این کلمات همانند عظیم، تونی، ندولر، منعکس کننده موفولوژی سطحی متعدد و حالت و منشا بسیاری از SILCRETE ها می باشد. بیشتر شدن SILCRETE ها می تواند از طریق فرآیندهای خاکسازی و غیر خاکسازی اتفاق بیفتد اما همه آن ها به منابع سیلیسی احتیاج دارند، وسیله ای که سیلیکا را به منطقه ای با این فرم تبدیل می کند و شامل یک مکانیزم بارشی می باشد. بیشترین منبع قابل توجه هوازدگی شیمیایی silicate ها شامل سنگ های غنی، به خصوص حاوی مواد معدنی و خاک رس می باشد. سیلیس از این طریق آزاد می شود و سپس برای حمل و نقل یک راه حل باشند.
در محیط های بشدت قلیایی، مانند شرایط حاکم بر دریاچه های مناطق خشک، انحلال سیلیکات های معدنی بشدت افزایش پیدا میکند. کوارتز در pH خنثی آب های سطحی انحلال پذیری کمی دارد(در حدود 10 ppm در 25 ºC)؛ شایان ذکر است که انحلال پذیری در pH بالاتر از 9 بشدت افزایش پیدا می یابد. جانشینی کوارتز در حین ته نشینی کربنات، انحلال مواد آتشفشانی و سایر ریزگردها و همچنین ورودی های بیولوژیکی حاصل از گیاهان غنی از سیلیکا و میکروارگانیسم ها از دیگر منابع سیلیکا هستند. حرکات جانبی یا عمودی آب های زیرزمینی و سطحی می تواند از ته نشینی سیلیکا حاصل از این منابع جلوگیری کرده و به تشکیل سیلکرت کمک کند. عوامل مختلفی مانند تبخیر، سردسازی، فرآیندهای آلی، جذب جامدات، واکنش های کاتیونی و تغییرات pH (تغییر به سمت pH کمتر از 9 در محیط های قلیایی) از جمله عوامل مهمی هستند که به ته نشینی سیلیکا کمک می کنند.
تجمع سیلیکا بعلت نفوذ رو به پایین آب در خاک در حین شستشو و بارش های متوالی به تشکیل سیلکرت در فرآیندهای خاک ساز منجر می شود. چنین سیلکرت هایی عموما در بخش ستونی قوس مانند خود دارای ساختارهای ابرفتی و اجزای کلاهکی می باشند.کانی شناسی (علم مطالعه مواد معدنی) سیلیکا در مقاطع مختلف متفاوت است، بدین صورت که سیمان سیلیسی در بخش های بالایی منظم تر بوده و در بخش های پایینی ساختار نامنظمی دارد. سیلکرت های پدوژنیک غالبا نیمه پیوسته بوده، بصورت مستقیم با سطوح پادگانه ای در ارتباط هستند و می توانند در مناطق وسیع تر توسعه پیدا کنند. مدل های غیر پدوژنیک در محیط های متنوعی مانند مناطقی با نوسانات آبی یا خروج آب های زیرزمینی، نواحی متصل به خطوط فاضلاب و استخرها و دریاچه های فصلی تشکیل می شوند. معمولا با استفاده از تبخیر، تغییر pH یا فرآیندهای آلی می توانیم ته¬نشینی سیلیکا را در چنین محیط هایی کنترل نماییم. سیلکرت های غیرپدوژنیک اگرچه از لحاظ ماکرو/میکرومورفولوژی ساده هستند، با این حال طیف گسترده ای از سیمان های در دسترس می باشد. این سیلکرت ها غالبا عاری از پروفیل های سازمان یافته مربوط به سیلکرت های پدوژنیک بوده و در مقایسه با انواع پدوژنیک در عمق بیشتری تشکیل می شوند. لذا در سطوح پادگانه نشان داده نمی¬شوند. به نظر می رسد که بزرگترین مشکلsilcrete برای زمانی که به عنوان شاخص های زیست محیطی مورد استفاده قرار می گیرند درجه حرارتی است که شکل گیری محیط زیست را کنترل می کند، می باشد. پیشنهاد شده است که silcrete در آب و هوای بارانی نیمه خشک موسمی بر اساس ژئوشیمیایی و شواهد میکرومورفولوژیکی و مقایسه جغرافیایی و چینه شناسی و توزیع آب و هوای معاصر و گذشته را با silcrete مقایسه می کند. این وضعیت در شرایطی که silcreteها باقی مانده باشند، پیچیده تر می شوند. تشکیل silcrete قدیمی از یک مکان، دریاچه فوق شور در کالاهاری ثبت شده است. متاسفانه سیلیس در این نواحی از مواد آلی با ثابت سیلیکا گرفته شده است در نتیجه از نظر یک آنالوگ مدرن ایده آل نیست. تنها در صورتی می توان نتیجه ایده آل گرفت که با شرایط خاص زیست محیطی رو به رو نشود. تثبیت ساختار اصلی هر SILCRETE و نمایش شکل گیری درونی دیگر آب و هواها در شاخص های زیست محیطی بسیار مهم می باشد. SILCRETE های خاکساز همانند نمونه هایی که در جنوب آفریقای جنوبی پس از گذشت هزاران سال شکل گرفته است در نتیجه اثرات آب و هوایی یکپارچه ای در دوره های زمانی قابل توجه دارند. در مقابل بعضی از SILCRETE های غیر خاکساز در آب های زیر زمینی همانند نمونه هایی که در حوضه پاریس در چند ده هزار سال گذشته تحت فشار خروجی آب های زیر زمینی ثابت شده است میباشد.
References
Milnes, A.R. and Thiry, M. (1992) Silcretes, in I.P. Martini and W. Chesworth (eds) Weathering, Soils and Palaeosols, 349–377, Amsterdam: Elsevier.
Nash, D.J., Thomas, D.S.G. and Shaw, P.A. (1994) Siliceous duricrusts as palaeoclimatic indicators: evidence from the Kalahari Desert of Botswana, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 112, 279–295.
Shaw, P.A., Cooke, H.J. and Perry, C.C. (1990) Microbialitic silcretes in highly alkaline environments: some observations from Sua Pan, Botswana, South African Journal of Geology 93, 803–808.
Summerfield, M.A. (1983) Silcrete, in A.S. Goudie and K. Pye (eds) Chemical Sediments and Geomorphology, 59–91, London: Academic Press.
Watson, A. and Nash, D.J. (1997) Desert crusts and varnishes, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 69–107, Chichester: Wiley.
DAVID J. NASH
SINGING SAND - ماسه های صدادار
دو نوع ماسه که صداهای قابل شنیدن با الگوی موجی می باشند، که توسط باد و دیگر مکانیزم ها پخش می شود، در قرن های گذشته در سرتاسر جهان گزارش شده بود. در ماسه های غران (موجود در گرد و خاک تپه های ماسه ای) به عنوان جیک جیک یا آواز(بر روی سواحل) شناخته می شوند. مکانیزم دقیقی که به وسیله آن این صداها توسط این مواد تولید می شود، هنوز ناشناخته است. بسیاری از مواد آکوستیک در سایزهای 100-500 میکرون، که ذرات تقریبا گرد حاوی ذرات کوارتز می باشند، موادی با نگهدارندگی بالا می باشند. علاوه بر آن مواد ماسه ای غران در Kauai، Hawaii با آهک فراوان یافت می شود.
تکنیک های علمی مختلف در ذرات ماسه ای برای نشان دادن وجود یک لایه نازک پوست مانند استفاده شده است. آزمایش میکروسکوپی اسکن مستقیم الکترون ها در ذراتی که توسط عملیات سنگ زنی قطعه قطعه شده بودند، نشان داد که این لایه در هر دو ماده خالص آواز ژل سیلیکا و ماسه های آهکی Kauai وجود دارد. در مورد اول لایه پوست مانند از سیلیکا آمورف و در مورد دوم از مواد رس مانند سیلیکات آلومینو تشکیل شده اند. عرض پوسته در حدود 5 میکرون می باشد.
آنالیز تبدیل فوریه مادون قرمز(FTIR) نشان می دهد که ماسه های آگوستیک گستره ی جذب در رنج 2800cm-1 را نشان می دهد. این گروه به علت آب های جمع شده در لایه پوست مانند وجود دارند. عملیات قلم زنی ماسه های آکوستیک با هیدروفلوریک اسید(HF) لایه های سطحی را از بین می برد و باعث می شود که ماسه ها صدای خود را از دست بدهند. در ماسه های Kauai روش فراصوت برای از بین بردن این لایه مناسب می باشد و این تکنیک گاهی ویژگی غرندگی را خاموش می کند. مواد ماسه ای که آواز خوان نیستند می توانند از طریق عملیات سنگ زنی دانه ها در آسیاب، از بین بردن جریمه ها و آبرسانی مجدد، ترک مواد به خوبی طبقه بندی شده اند و مواد جلا داده شده که "آواز می خوانند" و ویژگی های FTIR وسعت باند 3400 cm-1 را نشان می دهد. در نهایت عملیات حرارتی این مواد آواز و غرش ماسه ها را از بین می برد. فایده ی پیدا کردن یک مکانیسم اساسی برای تولید پدیده ی موج های منسجم در مواد دانه ای با توجه به امکان استفاده در یک دستگاه برای چکش صوتی می باشد.
Further reading
Goldsack, D.E., Leach, M.F. and Kilkenny, C. (1997) Natural and artificial ‘Singing Sands’, Nature 386, 29.
DOUGLAS GOLDSACK AND MARCEL LEACH
SINUOSITY - حرکت سینوسی
کمتر رودخانه طبیعی را می توان یافت که بیش از عرض آبراهه خود مسیر مستقیمی داشته باشند. رودخانه هایی که مستقیم نیستند به صورت سینوسی می باشند، حتی اگر به وضوح پیچ های تو در تو نداشته باشند، در جهت حرکت خود به طور منظم و یا غیر منظم کم و بیش نوسانات دارند. Schumm در سال 1963 یک تعریف کمی از حرکت موجی به عنوان فاصله ای در طول رودخانه بین نقطه A و B که به وسیله دره ای بین نقطه ی A و B جدا شده اند، ارائه داد. بنابراین این یک نسبت بدون بعد با حداقل ارزش 1.0 و حداکثر واقع بینانه حدود 3 تا 4 که پس از آن گردنه تمام می شود، می باشد. این را میتوان برای یک خم جداگانه ( زمانی که A و B تقاطع های پی در پی هستند)، مجموعه ای از خم ها و یا بیشتر محاسبه نمود. حرکت موجی یک کانال مدرن و یا wellpreserved palaeochannel به آسانی از طریق نقشه و یا عکس های هوایی مشخص می شود. برخی از ابهامات در تعاریف عملیاتی در هنگام مقایسه مقادیر گفته شده از نویسندگان مختلف باید در ذهن نگه داشته شود. آیا دره به عنوان یک خط راست تعریف شده است و یا در مقیاس های بزرگ می تواند پیچ و خم داشته باشد؟ اگر رودخانه بافت مانند باشد ( نگاه کنید به رودخانه های بافت مانند) آیا حرکت موجی برای خط مرکزی، بزرگترین کانال و یا به پیشنهاد ریچارد مجموع کانال ها محاسبه می شود؟ حرکت موجی می تواند به صورت متناوب با استفاده از variograms ومفاهیم فرکتال مورد ارزیابی قرار بگیرند که می تواند هر مقیاس وابستگی را به عنوان یک حرکت از یک خم ساده تا حلقه های پیچ در پیچ و متعدد آشکار نماید. حرکت موجی palaeochannel پراکنده میتواند با استفاده از واریانس که کانال در قسمت هایی که می تواند بازسازی شود، تخمین زده شود. بدیهی است که تفاوت حرکت موج های فضایی با توجه به مستقیم بودن، پیچ های پی در پی و یا دیگر الگوها می باشد. علاوه بر آن حرکت موجی می تواند در مرور سال ها و یا قرن ها به عنوان خم های فعال در کانال های پیچ های تو در تو رشد کند و یا متوقف شود و حتی میتواند به تدریج با تغییرات آب و هوایی تغییر کند و یا در جریان سیستم اختلال ایجاد کند. حرکت موجی برای فرآیندهای رودخانه ای و رژیم کانال قابل اهمیت می باشد زیرا می تواند نه تنها به عنوان دامنه فاصله ای بلکه به عنوان دامنه نوشته شود: شیب دره به وسیله تقسیم شیب کانال تقسیم می شود. از آنجا که شیب تا حد زیادی به وجود می آید، افزایش پیچ های تو در تو نه تنها منجر به تشکیل رودخانه می شود بلکه حرکت های موجی بیشتر، شیب کانال را کاهش می دهد. این موارد در نتیجه سرعت، تنش برشی و حمل و نقل بار بستر به وجود می آید. بنابراین حرکت موجی ترجمه ناتمام مانده است
References
Ferguson, R.I. (1977) Meander sinuosity and direction variance, Geological Society of America Bulletin 88, 212–214.
Lancaster, S.T. and Bras, R.L. (2002) A simple model of river meandering and its comparison to natural channels, Hydrological Processes 16, 1–26.
Nikora, V.I. (1991) Fractal structures of river plan forms, Water Resources Research 27, 1,327–1,333.
Richards, K. (1982) Rivers: Form and Process in Alluvial Channels, London: Methuen.
Schumm, S.A. (1963) Sinuosity of alluvial rivers on the Great Plains, Geological Society of America Bulletin 74, 1,089–1,100.
ROB FERGUSON
SKERRY - ا؟؟؟؟؟؟؟ این واژه نیز ترجمه نشده است صفحه 962
Further reading
Bird, E.C.F. and Schwartz, M.L. (eds) (1985) The World’s Coastline, New York: Van Nostrand Reinhold.
JIM HANSOM
SLAKING - ا؟؟؟؟؟؟؟ این واژه نیز ترجمه نشده است صفحه 963
Reference
Czerewko, M.A. and Cripps, J.C. (2001) Assessing the durability of mudrocks using the modified jar slake index test, Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrology 34, 153–163.
A.S. GOUDIE
SLICKENSIDE - سطح صیقلی صخره (سوده رخ)
سطح صیقلی شیاردار روی گسل یا بستره به وسیله حرکات مالشی صخره ها بر روی هم ایجاد می شود. سطح صیقلی صخره یک مشخصه نمایان معمولی بر روی بستره ها می باشد، اگرچه گاهی نمایان نمی باشند اما شیارهای موازی برجسته ای را نشان می دهند. این شیارها ممکن است به صورت لایه معدنی (کانی) مانند کوارتز و کلسیت و یا خود صخره نشان داده شود و می تواند مسیر حرکت گسل ها و جهت آنها را نمایان سازد. اگرچه گاهی این شیارها با حرکات گسلی ناپدید می شوند و بنابراین باید به عنوان نشانه ای از حرکات گسلی اخیر در نظر گرفته شوند.
علاوه بر این از تجزیه و تحلیل دنباله شیارهای سطح صیقلی صخره می توان بزرگی میدان تنش را در محل طبیعی آن تخمین زد. منشاء شیارهای سطح صیقلی صخره نامشخص است. بعضی ها ممکن است شیارهایی باشند که در اثر مقاومت صخره در مقابل بیرون زدگی در قطعه گسل روبرویی ایجاد شده اند و یا در اثر خط خطی شدن مواد معدنی که به موازات محور خود تا مسیر حرکات گسلی پیش می روند. سطح صیقلی صخره شیاردار اغلب دارای پله های کوچک است که به یک سو در جهت شیارها قرار دارند. اصطلاح سطح صیقلی صخره به سطح های ترک خورده طبیعی خاک سست در طول صفحات بر می گردد که در نتیجه حرکات توده ای از خاک در مقابل توده دیگر ایجاد شده اند. این امر در نتیجه آماس و انقباض خاکی که دارای مقدار زیادی خاک رس می باشد صورت می گیرد (مثال: مونتموریونیت). سطح صیقلی صخره همچنین به سطح صاف صیقل داده شده گفته می شود که در اثر عبور سیل ایجاد شده است.
Further reading
Doblas, M. (1998) Slickenside kinematic indicators, Tectonophysics 295, 187–197.
Tjia, H.D. (1964) Slickensides and fault movements, Geological Society of America Bulletin 75, 638–686.
SEE ALSO: fault and fault scarp
STEVE WARD
SLOPE, EVOLUTION - تکامل شیب
مناظر در طول زمان در واکنش به توزیع مجدد رسوب گذاری داخلی تغییر می کنند که معمولا وارد شدن مقداری از مواد به رودخانه ها و اقیانوس ها همراه می باشند. روشی که مناظر و شیب ها تکامل می یابند به شکل اولیه آنها بستگی دارد، شیب به صورت تدریجی و با شرایط مرزی پیشرفت می کند که بیانگر این است که چگونه و چقدر رسوب از بین رفته است. این بحث عمدتا روی برش های عمودی دو بعدی تمرکز می کند اما بعضی از مشخصه ها تنها در حالت سه بعدی در زیر بحث می شود.
تکامل شیب می تواند در بخش های پیشرفت مفهومی بحث شود، بخش زیادی از تاریخ ژئومورفولوژی (علمی که درباره برجستگی های سطح زمین وعلل پیدایش آنها بحث می کند) در اوایل قرن بیست در مورد دفاع از مدل های مفهومی پیشنهادی بود (کورلی و همکاران 1973) که زیر نظر دیویس، والتر پنک و دیگران صورت می گرفت. رویکرهای اخیر روی کاربرد مدل ها در ژئومورفولوژی تمرکز کرده اند و مقایسه بخش های مختلف پیشرفت برای فهم شرایطی که تحت آن هرکدام مهم ترین هستند بسیار سازنده است.
اگرچه جی.کی. گیلبرت عمدتا یک نظریه پرداز نبود اما آثارش در هنری مونتینز (1877) به طور مکرر برش های عمودی شیب را در بافت تعاملات بین شکل و فرایند تفسیر می کند و اصطلاح تعادل پویا را برای توصیف این تعادل معرفی می کند. او بطور صحیح برجستگی تقسیمات را به خزیدن خاک و فرایندهای خیزنده مشابه و تورفتگی شیب های پایینی را به فرایندهای فرسایش خاک ربط می دهد.
رابلیو.ام.دیویس (1909) بخش زیادی از زندگی خود را به بررسی مفهوم چرخه جغرافیایی پرداخت که توصیف می کند آنچه را که او به عنوان بخش های نرمال تغییرات سطح زمین در اثر عوامل طبیعی مثل رسوب دریافت کرده است که این بر اساس تجربه او از شرایطی با رطوبت هوایی بود.
مفهوم چرخه شامل بالا آمدگی سریع مناظر دارای برجستگی کم و رسوب آنها در طی دوره ای با شرایط زمین ساختی پایدار می باشد. عموما منظره شامل پوشش خاک با سه دوره از زندگی می شود. در مرحله جوانی رودخانه ها به طور عمیق به داخل زمین نفوذ می کند و دامنه کوه ها به تدریج از سطح اصلی که بخش هایی از آن ممکن است به عنوان سطح فرسایشی باقی مانده باشد تجاوزمی کنند. شیب ها بالغ می شوند هنگامی که سطح اصلی مصرف شود و بلندترین نقاط متحمل رسوب گذاری بالایی شوند. در طی بلوغ درجه شیب ها در همه جا کاهش می یابد و سیستم مدرجی را تشکیل می دهد که مواد را به پایین ترین نقاط منتقل می کند. نهایتا بلوغ راه را برای عصر پیری باز می کند به طوری که در آن سطح زمین به صورت سطح نیم برجسته یا فرسوده ای کاهش یافته است که ممکن است هنوز مقداری از تپه های باقیمانده یا کوه ها و صخره های مستقل را حفظ کرده باشد. این تسلسل همیشه کاهنده می تواند بوسیله نقص هایی در سطح دریا متوقف شود که منجر به جوانسازی مناظر زمینی و ایجاد یک رشته رسوب سطحی می شود که شکل شناسی چرخه های متوقف شده قبلی را حفظ می کند.
دیویس و شاگردانش جانسون و وولدریج از روش شناسی چرخه جغرافیایی برای ساختن دوباره سطح پیشین دریا و از تاریخچه منظره زمین که در آثار باقیمانده سطوح بالای رسوب آمده بود و از تسلسل رودخانه ها و کناره های ساحلی استفاده کردند. دو فرضیه اصلی از رویکردهای دیویس شامل 1) لایه برداری سریع و دوره های طولانی زمین ساختی و 2) اینکه کوه ها دارای پوشش خاکی بودند. والتر پنک (1953{1924}) که درمنطقه زمین ساختی غنی تری از اندس کار می کرد؛ فکر می کرد که شکل شیب ها به میزان لایه برداری مربوط می باشد که فرض او بر این بود که اگر فرایند بخشی باشد این روند پیوسته می باشد. احتمالا مدل مفهومی او که شیب محدبی بود در جایی ایجاد می شد که میزان لایه برداری در حال تسریع بود. وضعیت نرمال لایه برداری ثابت به شیب های یکنواخت مربوط می شد و این می توانست موجب عقب نشینی های موازی با یکدیگر شود در حالیکه لایه برداری ادامه دارد. این رویکرد با رویکرد دیویس از دو جهت تفاوت دارد: 1. در فرض ساختمان طبقات زمین شناسی و 2. در پیوستگی تکامل شیب در شرایط پایه ای شیب. هر دوی این فرضیات بیشتر در جایی که شیب ها پوشش سنگ پوش کمی دارند یا فاقد آن می باشند و همه مواد منفصل بلافاصله جدا می شوند مربوط می باشد. لیستر کینگ (1953) در آب و هوای نیمه خشک جنوب آفریقا کار می کرد یک مدل مفهومی ریخت شناسی متوسط ارائه کرد که شیب های بالایی صخره ای و عمیق به صورت موازی عقب نشینی دارند و با آرایش سنگفرشی جایگزین می شوند که سطحی با شیب کم و مقداری پوشش سنگپوش می باشد. سنگفرش ها بتدریج با هم یکی می شوند و نهایتا هرگونه توده رسوبی کوهی را مصرف می کنند. مخلوط صخره و پوشش پوشیده از سنگفرش در این مدل نمایان است در حالی که فرضیات زمین شناختی به تعادل که دیویس یکی از طرفداران آن بود برمی گردد. در مقایسه این مدل های مفهومی یکی از مهم ترین تمایزها در مورد حضور یا عدم حضور سنگفرش روی شیب ها می باشد. در جایی که سنگفرش عمیقی وجود دارد، فرایندهای شیب سازی می توانند با قابلیت بالا عمل کنند و جداشدگی سیر آرام و محدودی را دارد. جایی که سنگفرش نازک است یا وجود ندارد و شیب ها عمیق می باشند و مواد به سرعت جدا و یا دچار هوازدگی می شود و گفته می شود که جداشدگی دارای هوازدگی محدود می باشد. در این مورد میزان انتقال واقعی زیر ظرفیت انتقال فرایند های انتقال رسوب می باشد. تکامل شیب بر حسب اینکه کدام یک از این دو مدل فعال هستند متفاوت می باشد و احتمال یک مدل میانه وجود دارد که هم میزان جداشدگی و هم ظرفیت انتقال اهمیت دارد. ماهیت این مدل از طریق فاصله حرکت مواد در طی انتقال مشهود است. جایی که فاصله حرکت در مقایسه با طول شیب کوتاه می باشد مثلا در خزش خاک، نفوذ باران، انتقال بار بستر یا فرسایش خاک، جدا شدگی حمل و نقل محدودی دارد درحالیکه در جایی که فاصله حرکتی زیاد باشد مثلا درسقوط صخره، جریان های واریزه ای، انتقال بار شستشو شده یا حرکت املاح، جداشدگی دارای هوازدگی محدود است. مدل های مفهومی زیادی مطرح شده اند تا شرایط و شکل های مربوط به تعادل یا شبه تعادل را برای نمای شیب توصیف کنند. ضرورت این رویکردها این است که شکل نمایه مستقل از شکل سطح اولیه که فرسوده شده است در نظر گرفته شده است. جی.تی.هک (1960) با شکل خاصی از تعادل پویا ربط داده شده است که در آن شکل زمین با وجود فرسایش ثابت باقی می ماند. این شکل ممکن است تنها در جایی که با فرسایش برابر زمین ساختی پایدار شده است رخ بدهد اما هک می گوید که در طی مرحله بلوغ دیویس منظره آپالیس با تغییرات کمی در شکل به جز نزدیک به سطح پایه فرسوده شده است. به طوریکه تعادل پویا تخمین کاری را برای شرایط قابل مشاهده فراهم کرده است. ام.جی.کیرکبی (1971) مفهوم شکل های نهادین را ارائه کرد که در آن مطابق با بلوغ دیویس تا دوره پیری نمایه شیب شکل خود را با کاهش زیاد در جداشدگی حفظ می کند همانطور که از لحاظ تکاملی کاهش می یابد. این به عنوان شبه تعادل دیده شده است که در آن شکل نمایه مشخصه ای از مجموع فرایندهاییست که روی آن کار می کند. با مقایسه این مفهوم های کیفیتی با مدل شیب، شرایط می تواند برای همه این شکل های ساده به روش کمی مقایسه شود. برای نمایه شیب، تکامل به وسیله چهار مجموعه از محدودیت ها کنترل می شود. اول اینکه توده باید حفظ شود، دوم اینکه تکامل از شکل نمای اولیه رخ می دهد، سوم اینکه تکامل در معرض شرایط مرزی است. که اینگونه تعریف می شود: برای مثال شرایطی در بالا (تقسیم) و پایین (جریان) یک تپه و چهارم تکامل از طریق فرایند نقل و انتقال به وسیله یک یا فرایندهای بیشتر رخ می دهد. ظرفیت انتقال برای هر فرایند در چند روش با توپوگرافی معمولا با فاصله از تقسیم و شیب فرق می کند و جداشدگی همچنین در معرض انتقال و یا محدودیت هوازدگی می باشد که با نمایان سازی فرایند شیب تعریف می شود. معادله تعادل توده برای نمایه شیب نشان می دهد که:
ورودی - خروجی = افزایش خالص در ذخیره سازی
یا به روش ساده تر از تقسیم یک نمای ساده شیب به جریان:
1. 
جایی که S انتقال رسوب در هر واحد عرض، Z ارتفاع بالاتر از سطح مبنا دلخواه، X فاصله افقی اندازه گیری از تقسیم بندی و t زمان سپری شده است. هوازدگی و محدودیت انتقال مواد با استفاده از یک معادله رسوبگذاری تمایز داده می شوند:
2. 
جایی که در آن D نرخ جدا شدن رسوب، و h فاصله صفر (متوسط فاصله صفر با رسوب در یک رویداد) است. اصطلاح دوم از سمت راست میزان رسوبگذاری است. جاییکه جدا شدن رسوب، رسوبگذاری را متعادل می سازد و گفته می شود که جریان در ظرفیت صفر خود است . جاییکه فاصله صفر کوتاه است (در رابطه با طول شیب)، و جداشدگی محدودیت انتقال دارد و  . بطوریکه معادله 1 با جایگزینی C به جای S برای تعریف تکامل شیب استفاده می شود. جاییکه فاصله صفر طولانی است  ، جداشدگی دارای محدودیت هوازدگی است و تکامل شیب به معادله 2 نزدیک است که با اصطلاح دوم در سمت راست قابل چشم پوشی است. بین این بی نهایت ها ضروری است که هر دو معادله 1 و 2 را حفظ کرد تا مشخص شود که چگونه شیب ها تکامل می یابند. ساده ترین شرایط مرزی، شرایط یک نشست ثابت در حالت افقی هستند ( در X=0) و یک جریان ثابت در بعضی نقاط ( X=X0). برای چندین فرایند، ظرفیت میزان انتقال رسوب به شکل زیر نوشته می شود:
3. 
به عنوان مثال ساده ترین و قابل قبول ترین فرمول ها در جدول 43 نشان داده شده اند.
جدول 43: Table 43 Exponents for some sediment transport processes in equation (3)
| فرآ یند |
مسیر جابجایی |
m |
n |
| خزش خاک |
اندک |
0 |
1 |
| فرسایش قطره بارانی |
<1m |
0 |
1 |
| روانه گلی |
<1m |
0 |
1 |
| کشاورزی (شخم) |
<1m |
0 |
1 |
| شستشوی خطی |
10m |
2 |
1-2 |
| انحلال |
>1km |
1 |
0 |
اگرچه هم پایایی تا حدی به مقدارهای توان امکان پذیر اجازه می دهد. حرکت های توده ای نیز ممکن است در یک طرح مشابه گنجانده شوند، اما با دو شیب آستانه.
در آستانه پایین هیچگونه حرکتی رخ نمی دهد و در آستانه بالا مواد هرگز متوقف نمی شوند. آستانه پایین  مطابق است با شیب ثابت ماکسیمم تحت شرایط اشباع و آستانه بالا  برابر است با زاویه ریپوز برای آور (باقیمانده). یک فرمول ساده به این صورت است:
4. 
با ظرفیت c تعریف شده با دامنه   و فاصله صفر از طول شیب کلی. با در نظر گرفتن حرکت توده به عنوان فرایندی پیوسته، بازخوردهای ایجاد شده بوسیله سایز یک صفحه لغزنده انفرادی نادیده گرفته می شوند به طوریکه این فرمول برای صفحات کوچک و کم عمق و سقوط سنگ از صخره کاربرد دارد. بدون اینکه وارد تحلیل کلی از این معادلات بشویم، بعضی از نتایج می تواند در اینجا بدون اثبات گفته شوند. اول، شرایط کاهش
در یک میزان یکنواخت ثابت، T مربوط به کاربرد تعادل پویای هک است از این قرار می باشد:
5. 
این کاملا درست است زیرا در شرایط پایدار فرایندهای شیب سازی باید تمام مواد فرسوده شده را حمل کنند. برای هر فرایند جداسازی با محدودیت انتقال  معادله 3 می دهد:
6. 
بنابراین در شرایط پایدار برش پایینی، دامنه ها محدب می باشند (شیب به طرف پایین افزایش می یابد) هنگامیکه توان فاصله  و تورفتگی . این بدین معنی است که شیب برای خزش خاک، نفوذ باران، روانه گلی، فرسودگی کشاورزی، وحل شدگی محدب و برای شستشوی جاری مقعر (تورفته) می شود. بطور واقع گرایانه ترکیب فرایندها در حال عمل هستند به عنوان مثال نفوذ باران و شستشوی جاری. ظرفیت انتقال ممکن است به صورت زیر نوشته شود:
7. 
جاییکه u فاصله ایست که اصطلاح شست و شوی جاری (اصطلاح دوم در سمت راست) از اصطلاح نفوذ باران (اولین اصطلاح در RHS) بزرگتر می شود. بنابراین برای  نفوذ باران فرایند غالب و برای  شست و شوی جاری غالب است.
حل شدن برای برش ثابت پایینی مانند قبل
8. 
در این مورد شیب برای  کاهش می یابد و شیب برای  کاهش می یابد. به عبارت دیگر شکل برش ثابت پایینی محدب است جاییکه نفوذ باران فرایند غالب می باشد (شکل 152). اگرچه این رابطه جامع نیست و برش پایینی کاهش یابد، تقعر به داخل ناحیه نفوذ باران گسترش می یابد. یک نمایش ساده از کاهش دیویس با این فرض انجام می شود (که به جای برش پایینی ثابت) ، میزان برش پایینی که به طور مستقیم به نقطه اساسی بستگی دارد. با این فرض تمام دامنه باید نهایتا فرسوده شود و به صورت صاف و یکنواخت درآید و معادله 3 جایگزین می شود با:
9. 
برای یک ثابت مناسب  . اگرچه همیشه یک راه حل ساده تحلیلی برای این معادله وجود ندارد، تفاوت بین دامنه دیویس و شکل ثابت برش پایینی در شکل 153 کاملا واضح است. شکل 152 جاییکه نفوذ باران غالب است.
در هر مورد از تقسیم، تحدب به همان صورت شروع می شود اما برای شکل کاهشی، میزان افزایش در شیب کمتر از شکل با برش ثابت پایینی و تقعر است، جایی که شست و شوی جاری وجود دارد تحدب گسترده تر است.
نشان داده می شود که شکل های برش ثابت پایینی و کاهنده به ترکیب فرایندهای عمل کننده مربوط می باشد و اثر شکل اولیه در طول زمان محو می شود. این بدین معنی است که بقایای فیزیکی سطوح قبلی فرسوده شده زمین تنها برای مدت کوتاهی از زمان باقی می مانند قبل از اینکه از سطح زمین محو شوند. معمولا در مناطق صاف و طولانی جایی که فرسودگی در حالت حداقل باشد بیشتر جان سالم به در می برند. هنگامیکه فاصله صفر طولانی باشد جداشدگی مواد محدودیت هوازدگی دارد. در این مورد پیشرفت شیب معادله 2 بالا را که اصطلاح آخری قابل چشم پوشی است را دنبال می کند (زیرا h بزرگ است)، داده می شود هنگامیکه با معادله 1 ترکیب شود:
10. 
برای مورد حرکات توده ای با استفاده از معادله 3 داریم
11. 
راه حل به این معادله آخرین عقب رفتگی شیب های عمیق را در محور افقی نشان می دهد  . این تکامل منظره زمین یک عقب نشینی موازی از زمین را به روشی که به مدل های مفهومی پنک و کینگ نزدیک است را توصیف می کند.
شکل 153 تکامل شیب با نفوذ باران و شست و شوی جاری
اگرچه جا برای گسترش این بحث نیست اما رابطه قوی بین جداشدگی انتقالی و شیب های کاهنده دیویس و بین جداشدگی با محدودیت هوازدگی و عقب رفتگی نهایی شکل زمین وجود دارد. زیرا این تمایز به طور قریبی به حضور و عدم حضور سنگپوش بستگی دارد. همچنین یک رابطه کلی بین این مجموعه از شرایط و آب و هوا و ساختمان زمین وجود دارد. همینطور با آب و هوا رابطه دارد زیرا در آب و هوای خشک، جریان آب کمی از میان خاک و در نتیجه خیس شدگی کم و هوازدگی آهسته بستر صخره وجود دارد. بیشتر محصولات هوازدگی با فرایندهای فرسایش مشابه جدا می شوند قبل از اینکه خاک های عمیق و ریزدانه ها گسترش پیدا کنند. برعکس در آب و هوای مرطوب هوازدگی سریع تر است و مواد به خاک هایی با بافت غنی تبدیل می شوند قبل از اینکه فرسوده شوند. شیب های عمیق فرایندهای فرسایش را افزایش می دهند اما اثر کمی بر روی میزان هوازدگی دارند بطوریکه خاک نازک تر از شیب ملایم است. لایه برداری زمین ساختی فعال نقش مهمی را با ایجاد و حفظ شیب های عمیق بازی می کند. از این بحث مشاهده می شود که مدل های مفهومی متفاوت بطور برجسته با تجارب نویسندگانشان شکل گرفته اند. دیویس که در مناطقی با دمای بالای مرطوب شمال غربی آمریکا کار می کند روی فرایندهای انتقالی محدود و کاهش شیب به سمت فرسایش نهایی تمرکز می کند. پنک و کینگ روی مناطق خشک تمرکز می کنند شاهد عقب رفتگی شیب های عمیق با سنگپوش کم بودند.
مشخص است که با وجودی که جزئیات زیادی نامشخص هستند تنها یک تعداد از قوانین می تواند اعمال شود و شامل مدل های مفهومی اولیه به عنوان موارد خاص می شود. شکل 154 تصویری از تکامل معمولی شیب از سطح زمین با برشی را نشان می دهد اما جداشدگی ساختمان زمین را که در آن مواد با جریانات پایه از بین رفته باشد را نشان نمی دهد. مشاهده می شود که عناصر جداشده از انتقال و هوازدگی در دو ناحیه رخ داده است در حالیکه شیب ها عمیق هستند اما عناصری با محدودیت هوازدگی در این شرایط نسبت به شرایط شبه خشک طولانی تر باقی می مانند. اگرچه بیشتر ویژگی های دامنه ممکن است در نمایه شیب توصیف شده باشند اما کل مقیاس منظره مشکلی است که تنها در سه بعد توضیح داده می شود که با روابط زیر ربط داده می شوند:
12. طول شیب میانه: 1/(2DD)
با دنبال کردن این ایده که توسط اسمیت و برترتون (1972) ارائه شد بحث می شود که جایی که فرایندهای انتقالی فرسایشی بیشتراز لایه لایه شدن با حوضه آبخیز گسترش یابد هرگونه بی نظمی در منظره با بازخورد مثبت گسترش می یابد تا به صورت دره در آید. آستانه ای که در آن این امر رخ می دهد چگالی زهکشی منظره را نشان می دهد. یک مدل منظره سه بعدی قادر است تا این رفتار را نشان دهد. نزدیک تقسیم هرگونه بی نظمی در منظره در طول زمان ملایم تر می شود در حالیکه در شیب پایینی، تعدادی فضای خالی در داخل دره ایجاد می شود. شکل معادلات انتقال رسوب از قبیل معادله 3 و 4 در بالا، آستانه این ثبات دره را نشان می دهد. به عنوان مثال اگر ترکیب نفوذ باران و شستشو به شکل زیر باشد (این با معادله 7 فرق میکند)
13. 
سپس نشان داده می شود که فاصله حیاتی برای گسترش فضای خالی به صورت زیر است:
14. 
جدول 44. شرایط مربوط به انتقال محدود و جداشدگی محدود هوازدگی
محدودیت انتقال
محدودیت هوازدگی
سنگپوش -عمق کافی برای فرایند انتقال-فضای خالی و عموما سنگی
آب و هوا- دمای مرطوب- نیمه خشک
شیب- ملایم- عمیق
فرایندهای فرسایش غالب- خزیدگی، نفوذ باران، شستشو- حرکات توده
میزان فرسایش هوازدگی- بالا- پایین
References
Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology. Volume 2. The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
Davis, W.M. (1909) Geographical Essays, Boston: Ginn; (1954), New York: Dover.
Dietrich, W.E. and Dunne, T. (1993) The Channel Head, in K. Beven and M.J. Kirkby (eds) Channel Network Hydrology, 175–219,Chichester: Wiley.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains, Washington, DC: US Geological and Geographical Survey.
Hack, J.T. (1960) Interpretation of erosional topography in humid temperate regions, American Journal of Science 258A, 80–97.
King, L.C. (1953) Canons of landscape evolution, Geological Society of America Bulletin 64, 721–752.
Kirkby, M.J. (1971) Hillslope process-response models based on the continuity equation, Institute of British Geographers Special Publication 3.
Penck, W. (1953) Morphological Analysis of Landforms, trans. by H. Czech and K.C. Boswell, London: Macmillan.
Smith, T.R. and Bretherton, F.P. (1972) Stability and the conservation of mass in drainage basin evolution, Water Resources Research 8, 1,506–1,529.
MIKE KIRKBY
SLOPE STABILITY - پایداری شیب
ثبات شیب و بی ثباتی شیب هم روند به عنوان گرایشی برای شیب تعریف شده است که فرایندهای از هم گسیخته شکل شناسی را بخصوص در صفحه لغزنده زمینی متحمل می شود (شکل 125).
عکس 125. شیب های بی ثبات، در معرض جریان های زمینی عمیق، نیوزیلند
شکل های توزیع شده آرام حرکات توده از قبیل خزش خاک به اندازه کافی مخرب در نظر گرفته نمی شوند تا در این تعریف گنجانده شوند. از دیدگاه مهندسی ارزیابی ثبات شیب روی دوره هایی متغیر از روزها و قرن ها تمرکز شده است. اگرچه ثبات شیب ممکن است به عنوان جزئی از تکامل زمین پنداشته شود و بنابراین اهمیت آن با حساب کردن دوره های طولانی از زمان قضاوت شود. در هر شیب، تنش هایی وجود دارد که شیب پایین حرکات مواد را گسترش می دهد (تنش برشی) و تنش های متضاد که تمایل دارند حرکات را مقاوم کنند (برش مقاومتی). به منظور ارزیابی درجه ثبات، این تنش ها می توانند برای شکست سطحی داخل شیب محاسبه و مقایسه شوند تا عامل امنیت را فراهم کنند (به عنوان میزان برش مقاومتی تعریف شده است: برش تنشی).
در شیب ایستا، برش مقاومتی از برش تنشی بیشتر است و عامل امنیت از 1.0 بیشتر می باشد در حالیکه برای شیب هایی در نقطه حرکت برش مقاومتی تنها با برش تنشی و عامل امنیت که 1.0 است متعادل می شود.
در حالیکه کدهای مهندسی تمرین ممکن است فاکتور خاصی از امنیت را برای کارهای زمینی مشخص کند. دو شیبی که فاکتور مشابه امنیت و تفاوت های عمده مطلق در افزایش قدرت دارند برای نشان دادن محدودیت های فاکتورهای امنیت استفاده می شوند. به عنوان مثال مقاومت نسبت تنش در واحدهای نامشخص تنشی برای شیب (A) 400/200 و برای شیب (B) 200/100 هر دو فاکتور امنیت 2.0 را آزاد می کنند. اگرچه شیب (A) مقاومت بیشتراز 200 واحد دارد درحالیکه B تنها 100 واحد دارد. همانطور که قدرت اضافی کمیتی است که باید کاملا کاهش پیدا کند (با کاهش در مقاومت یا افزایش در برش تنش) تا با شکست مواجه شود، مرز ثبات یا مقاومت رو به شکست را نشان می دهد. بی ثباتی اگرچه تنها با ثبات مرزی شیب موجود مشخص نمی شود بلکه با بزرگی نیروهای بی ثبات کننده ای که ممکن است روی شیب تاثیر بگذارند تا مرز را کاهش بدهند نیز مشخص نمی شود. شیب ها ممکن است در نقاط مختلف مشاهده شوند که در طول طیف ثبات قرار دارند و از مرزهای بالای ثبات تا احتمالات کم شکست در یک انتها تا شیب افتان بدون مرز و ثبات در طرف دیگر متفاوت است. مفید است تا سه حالت نظری ثابت را در کنار این طیف بر پایه توانایی نیروهای خارجی پویا برای ایجاد شکست تعریف کنیم. اول حالت پایدار است که به عنوان شیب هایی با مرز ثابت تعریف می شوند که به اندازه کافی بالا هستند تا بتوانند در برابر عمل همه نیروهای بی ثبات را که احتمال دارد متحمل روش های فعلی باشند مقاومت کنند. دوم حالت ثبات مرزی است که به وسیله شیب های ایستایی نمایش داده می شود که متحمل شکست نشده است اما مستعد شکست در هر زمانی است که نیروهای خارجی پویا از آستانه تجاوز کند. سوم حالت بی ثبات فعال است که با شیب هایی نشان داده می شود که دارای مرز ثبات نزدیک به صفر می باشند و متحمل حرکات پیوسته می شوند. مرز ثبات یک شیب فشاری از صفحه های لغزان مستعد آن به همراه نیروهای بی ثبات کننده و پویای بزرگ کننده است که سنجش احتمال شکست را فراهم می کند. در عوض احتمال شکست با بزرگی خود سنجشی را برای مخاطره صفحات لغزان فراهم می کند. مفهوم سه حالت باثبات چارچوب مفیدی را برای فهم و توسعه این ثبات پیشنهاد می دهد. در این بافت، چهار گروه فاکتورهای بی ثبات کننده مشخص می شوند (شکل 155).
1. پیش شرایط (فاکتورهای پیش رسوبی) ثابت، و ماندگار هستند که روی مرز ثبات اثر می گذارند و مهم تر از آن در این بافت به عنوان کاتالیزور عمل می کند تا به فاکتورهای بی ثبات کننده پویای دیگر اجازه بدهد تا بیشتر عمل کنند.
کامل ترجمه نشده است و ایرادات اساسی دارد
Further reading
Crozier, M.J. (1989) Landslides: Causes, Consequences,and Environment, London: Routledge.
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
MICHAEL J. CROZIER
این قسمت از تر جمه از صفحه 958 شروع از واژه SICHELWANNE و پایان تا واژه SOIL EROSION باید انجام می شده است که قسمتهای بالا آن هم بسیار نارسا ترجمه شده که نیازمند بازنگری اساسی است از ابتدا تا انتها پنج واژه زیر نیز باید
تر جمه شوند
SLOPEWASH - ااین واژه نیز ترجمه نشده است
SLUSHFLOW این واژه نیز ترجمه نشده است
SOIL CONSERVATION این واژه نیز ترجمه نشده است
SOIL CREEP این واژه نیز ترجمه نشده است
SOIL EROSION این واژه نیز ترجمه نشده است
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
