[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 Tafoni تا Tracer ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
 
 
TAFONI- تافونی
تافونی(جمع کلمه تافون می‌باشد). تافونی از اشکال هوازدگی حفره‌ای[1] می‌باشد که حجمشان چندین مترمربع است و ورودی‌های کمان مانندی دارند، دیواره‌های داخلی مقعر و لبه‌های پیش‌آمده آویزان[2] ودامنه کاملا صاف و همواری دارند و در کف آنها از واریزه پوشیده شده است(Mellor et all. 1997). دربیشتر مناطق کره زمین (see Goudie and Viles 1999:table 6. 1)از جمله درمناطق قطبی، اتفاق می‌افتند اما به‌طور گسترده ‌ایی در مناطق ساحلی ودر سرزمین‌های خشک اتفاق می‌افتند و درانواع گسترده‌ایی از سنگ‌ها به ویژه در گرانیت(با اندازه ذرات درشت تا متوسط) و سنگ‌آهک و ماسه‌سنگها رخ می‌دهند. تنها فقط در سنگهایی که تقریبا دارای فضاهای منفصل هستند(دردرزوشکافها، و دربستر و لایه‌های زیرین)مانند صدفها و سنگهای متورق به نظرمی‌رسد که تحت تأثیر این نوع هوازدگی حفره‌ای قرارنمی‌گیرند. اعتقاد براین است که حفره‌های توخالی تافونیبه‌طورگسترده‌ایی در نتیجه تخریب دانه‌ای و پوسته‌پوسته‌شدن می‌باشند که آن نیز توسط انواع فرآیندهای هوازدگی مانند هیدراسیون، تبلورنمک وحمله‌های شیمیایی توسط محلولهای شور صورت می‌گیرد. عده‌ایی به شواهدی ازتأثیر هوازدگی نمک در تافونی اشاره کرده‌اند وافراد دیگر به تأثیر آن اشاره نکرده اند. نقش سخت‌شدگی در تشکیلات آنها یک موضوع قابل بحث است اما می‌تواندبه شرح وتوصیف چگونگی تشکیل لبه‌های برگشته تافونی کمک کند. همچنین یک تافونی ممکن است که به واسطه یک پسخورند مثبت ایجاد شده باشد که در آن موقع یک حفره شروع به ایجاد شدن می‌کند و به ویژه در محیطی که هوازدگی در آن مطلوب است(Smith andMcAlister1986). برای اینکه یک حفره رشد پیدا کندنیاز به مکانیسم‌هایی است که سنگ را ورقه‌ورقهیا پوسته‌پوسته[3] کند. باد نیز ممکن است که یک نقشی را داشته باشد گرچه قبلا تصور می‌شد که کنده‌کاریهای حفره‌ها احتمالا باید مربوط به عمل برداشتگی باد باشداما بیشتر تافونی‌ها درجاهایی که طوفانهای ماسه‌ایی نمی‌وزد ایجاد می‌گردند به‌طوریکه ممکن است که دریک وضعیتهای خاصی مثلا(یا در بادپناه[4] یک تخته‌سنگ هستند)و یا در بلندی یک پرتگاه قرار گرفته باشند. اما به هر طریقی که تافونی‌ها شکل گرفته باشند می‌توانند به‌طور قابل توجهی دربیشتر از 100 هزار سال توسعه پیدا کنند(Norwick and Dexter2002).
References
Goudie, A. S. and Viles, H. A. (1997) Salt WeatheringHazards, Chichester: Wiley.
Mellor, A. , Short, J. and Kirkby, S. J. (1997) Tafoni inthe El Chorro area, Andalucia, southern Spain, EarthSurface Processes and Landforms 22, 817–833.
Norwick, S. A. and Dexter, L. R. (2002) Rates of developmentof tafoni in the Moenkopi and Kaibabformations in Meteor Crater and on the Colorado
Plateau, northeastern Arizona, Earth SurfaceProcesses and Landforms 27, 11–26. Smith, B. J. and McAlister, J. J. (1986) Observationson the occurrence and origins of salt weatheringphenomena near Lake Magadi, Southern Kenya,Zeitschift fur Geomorphologie NF 30, 445–460.
A.S. GOUDIE                (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
 

عکس136: یک تافونی فوق‌العاده توسعه یافته در سنگهای آتشفشانی دربیابان آتاکاما نزدیک آریکا[5] در شمال شیلی و               عکس 137: یک تافونی بزرگ توسعه یافته در سنگ گرانیت نزدیک کالوی[6] در کورسیکا[7]
 
TALSAND- تالسند(دره ماسه‌ای)[8]
دره‌هایی با مقیاس بزرگ در سرزمینهای کم ارتفاع لهستان و شمال آلمان که مربوط به دوره پلیوستوسن است ایجاد شده است. این واژه همچنین برای نشان دادن هر منطقه ماسه ای صاف با منشأ مجاور یخچالی و رودخانه‌ای-یخچالی به کار می‌رود(شوان 1987) و به یک دشت تالسندی برمی‌گردد. بنابراین تالسند یک واژه ژئومورفولوژیکی است که منحصر به دوران کواترنری شمال آلمان می‌شود و به عنوان یک دره ماسه‌ایی ترجمه شده است. تالسندترکیبی از رسوبات مجاور یخچالی و رودخانه‌ای- یخچالی می‌باشدگرچه اغلب پوششی از ماسه‌های بادی نیزدرآن وجود دارد. اکثریت رسوبات تالسند در طی آخرین دوران یخچالی(دوران یخبندان ویچلسیان[9] مطابق با یخچال دونسین[10] در بریتانیا[11] ویخچال ویسکونسین[12] درایالات متحده آمریکامی‌باشد) نهشته‌گذاری شده است. با این وجود این تشکیلات ممکن است قبل ازدوره سالین پسین[13] آغاز شده باشد. قرارگیری نهشته‌های بادی از اواخر ویچسلیان آغاز گردید وتا هولوسن ادامه یافت. تغییر شکل از رسوبات آبرفتی به بادی به واسطه افزایش شدت باد و پایین رفتن آبهای زیرزمینی به علت از بین رفتن پرمافراست[14] می باشد.
Reference
Schwan, J. (1987) Sedimentological characteristics of a fluvialto aeolian succession in Weichselian Talsand in theEmsland (F. R. G. ), Sedimentary Geology 52, 273–298.
STEVE WARD             (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
TALUS- تالوس(دامنه ‌واریزه‌ای)
تالوس یک واژه‌ای با منشأ فرانسوی می‌باشد که می‌تواند معانی مختلفی داشته باشد. برای ژئومورفولوژیست های آنگلوساکسون [15]به معنی واریزه به کار می‌رود. یک انباشتی از قطعات هوازده سنگی در زیر دامنه پرتگاهی می‌باشد. مکانیسم‌هایی که این انباشتگی را کنترل می‌کند پیچیده است. هوازدگی سنگ‌ها اغلب مربوط به یخبندان می‌باشد(WEATHERINGAND FROSTsee FROST) و یا به حرکات زمین‌لرزه مربوط می‌باشد. منتقل شدن مواد تخریبی از پرتگاه به محل انباشتگی می‌تواند توسط یک یا چندین فرایند باشد. در نتیجه ویژگیهای رسوب‌شناسی این نهشته‌ها به نوع این فرایندها و سنگ‌شناسی بستگی دارد. در موارد نادری این انباشتگی تنها به ریزش سنگ‌ها مربوط می‌باشد. این تالوس‌های ریزشی یک دامنه پرشیب ویک جورشدگی طولی را نشان می‌دهد و هیچ نوع لایه بندی را در مقطع عرضی نشان نمی‌دهد. در بیشتر موارد حمل‌ونقل توسط فرایندهای مختلفی مانند بهمن و جریان‌های سنگی روی میدهد. ویژگیهای رسوب‌شناسی این نهشته‌ها به فرایند یا فرایندهای مسلط بستگی خواهد داشت.
Further reading
Bertran, P. (ed. ) (2003) Depots de pente continentaux:dynamique et facies, BRGM.
Jomelli, V. and Francou, B. (2000) Comparing characteristicsof rockfall talus and snow avalanche landformsin an alpine environment using a new
methodological approach, Geomorphology 35,181–192.
VINCENT JOMELLI                        (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
TALUVIUM- تالوویم
یک انباشت دامنه‌ای می‌باشد که از خرده‌سنگهای ریزدانه تشکیل‌شده است که گپ و شکاف بین تالوس(تشکیل‌شده از قطعه سنگ‌ها) و کوهرفت(فقط مواد ریزدانه) را پر می‌کند. با گذشت زمان تالوس نهایتا به تالوویم تبدیل می‌شود و در پی آن به کوهرفت[16] تبدیل می‌شود. توسعه تالوویم از تالوس به هوازدگی سنگ مربوط بوده است. گرچه در تشکیلات تالوویوم می‌توان به مواد ریز منتقل شده از طریق هوا مانند لس1982)Pierson) و تفراهای آتشفشانی[17] نیز اشاره کرد. تجمع مواد ریزدانه سطح کلی تماس موادرا افزایش می‌دهد که اصطکاک داخلی را افزایش داده و ساییدگی را تقویت می‌کند. به هرحال تجمع بیشترموادریزدانه سهم فضاهای خالی را کاهش داده ومانع زهکشی شده ومنجر به افزایش فشار آب منفذی[18] می‌گردد. بنابراین پایداری دامنه تالوویم(به‌طور خاص با شیب 25-28 درجه) غالبا تحت تأثیر ویژگیهای هیدرولوژیکی‌اش قرار می‌گیردبه‌طوریکه در موقع اشباع شدن از آب، پایداری شیب آن نسبت به وضعیت خشک آن کاهش می‌یابدوبه تقریباً نصف آن می‌رسد.
 
Reference
Pierson, T. C. (1982) Classification and hydrologicalcharacteristics of scree slope deposits in the northernCraigieburn Range, New Zealand, JournalofHydrology (New Zealand) 21(1), 34–60.
STEVE WARD                (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
TECTONIC ACTIVITY INDICES- شاخص‌های فعالیت‌های تکتونیکی[19]
تکنیک‌های مورفوتکتونیک به عنوان ابزارهای شناسایی هستند که برای تشخیص مناطقی که تغییرات تکتونیکی شدیدی را تجربه می‌کنند استفاده می شود. از میان شاخص های شناسایی شده به موثرترین آنها در ذیل اشاره می‌گردد(2002PinterandKeller).
 
انتگرال هیپسومتری (The hypsometric integral)
 منحنی هیپسومتریک، توزیع سطوح ارتفاعی یک منطقه را توصیف میکند. با ترسیم ارتفاع کل حوضه(ارتفاع نسبی) در مقابل مساحت کل حوضه(مساحت نسبی) ترسیم می‌شود. ارتفاع کل(H)، ناهمواری حوضه(حداکثر ارتفاع منهای حداقل ارتفاع) می باشد. مساحت کل حوضه(A)، مجموع کل سطوح بین خطوط میزان مجاور یکدیگر در حوضه زهکشی می‌باشد. سطح (a) مساحتی از حوضه را در بر می‌گیرد که بالای ارتفاع (h) قرار داشته باشد. مقدار مساحت نسبی() معمولاً بین 1 در پایین‌ترین نقطه حوضه () تا صفر در بالاترین نقطه حوضه() تغییر می‌کند. یکی از ساده ترین راه ها برای توصیف شکل منحنی هیپسومتریک یک حوضه زهکشی مشخص، محاسبه انتگرال هیپسومتریک آن حوضه می‌باشد(Hi). انتگرال به وسیله مساحت زیر منحنی هیپسومتریک مشخص می‌شود. یک راه برای محاسبه انتگرال هیپسومتریک رابطه زیرمی‌باشد(8,9):
 =انتگرال هیپسومتریک
مقدار زیاد انتگرال هیپسومتریک، توپوگرافی جوان را نشان می‌دهد. Dem محاسبات را آسان می‌کند( 1990 Gardner et al. ).
 
شاخص عدم تقارن شبکه زهکشی(Drainage basin asymmetry)
عامل عدم تقارن(AF) برای شناسایی ارتباط کج شدگی جانبی حوضه نسبت به مسیر رودخانه دراثر نیروهای تکتونیکی، توسعه پیدا کرده است. که از رابطه زیر بدست می‌آید.
AF=100(
Ar مساحت قسمت راست حوضه(در جهت پایین رود) وAt مساحت کل حوضه زهکشی می باشد. AF به خم‌شدگی عمودی بر امتداد رود اصلی در حوضه زهکشی حساس می باشد.
 
شاخص شیب طولی رودخانه (SL Index)Stream Length–Gradient Index)
 از طریق رابطه زیر بدست می‌آید:
SL=(
H اختلاف ارتفاع قطعه موردنظر L طول شاخه و L طول کل کانال از نقطه‌ای که شاخص محاسبه می‌شود تا مرتفع‌ترین نقطعه آبراهه در بالادست. این شاخص برای شناسایی فعالیت‌های اخیرتکتونیکی با تشخیص بالا رفتن غیرعادی شاخص در یک نوع سنگ مشخص به کارمی‌رود.
 
شاخص سینوسی جبهه کوهستان(Mountain-front sinuosity)
 این یک شاخصی است که تعادل بین نیروهای فرسایشی که تمایل به بریدن و ایجاد شکل‌های خلیجی شکل در داخل جبهه کوهستان را دارد از یک طرف و نیروهای تکتونیکی که تمایل به ایجاد یک جبهه کوهستانی مستقیم به‌طور همزمان با گسل‌خوردگی متوالی را دارند را بیان می‌کند( SCARPAND FAULTsee FAULT ). که به صورت زیر بیان می گردد:
Smf =
Smfشاخص سینوسی جبهه کوهستان است               lmf طول جبهه کوهستان در مرز بین کوهستان و دشت است وLsطول خطی مماس در امتداد جبهه کوهستان است. در جبهه های کوهستانی فعال مستقیم مقدار Smf کم می‌باشد.
Ratio of valley floor width to valley height -نسبت پهنای کف‌دره به ارتفاع آن[20]
vfنسبت پهنای دره به ارتفاع آنvfw=پهنای کف دره EldوErd= ارتفاعات متوسط خط تقسیم آب در سمت چپ و راست Esc= ارتفاع کف دره مقدارزیاد vf همراه با نرخ بالاآمدگی پایین می‌باشد که رودخانه‌ها را قادر می‌سازد که کف دره‌های پهن را برش بدهند. مقدار کم vf همراه با بالاآمدگی می‌باشد. استفاده از این شاخص‌ها به ویژه در ارتباط باهم تعیین فعالیت‌های نسبی تکتونیکی در منطقه را فراهم می‌سازد.
 
References
Gardner, T. W. , Sasowsky, K. C. and Day, R. L. (1990)Automated extraction of geomorphometric propertiesfrom digital elevation data, Zeitschrift furGeomorphologie 80, 57–68.
Keller, E. A. and Pinter, N. (2002) Active Tectonics. Earthquakes, Uplift and Landscape, 2nd edition,Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall.
A. S. GOUDIE              (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
 
TECTONIC GEOMORPHOLOGY- تکتونیک ژئومورفولوژی
براساس اظهارات بربنک و اندرسن(20001:1)[21]"مسابقه تسلیم نشدنی بین فرآیندهای تکتونیکی که گرایش به ساختن توپوگرافی دارند و فرآیندهای سطحی که تمایل به از بین بردن دارند هسته علم ژئومورفولوژی را نشان می‌دهد". بااهمیت دادن به فرایندهای ژئومورفولوژی در مقیاس کوچک، ژئومورفولوژیستها به‌طور قابل توجهی در کشف کردن مدل هایی مانند مدلهای مربوط به تکتونیک صفحه ای وپیدا کردن مجموعه‌ای از منابع و داده‌های تکتونیکی جدیدی که برای تعریف نرخ تخریب در مقیاس بلند مدت به کار می‌رفتندسست شده‌اند(Summerfield 2002:3). با این وجود در طی سالهای اخیر رشد عظیم در داده‌های‌ توپوگرافیکی( see for example,DIGITAI ELEVATION MODEL) وداده‌های زمین‌باستان‌شناسی‌ (see,for example,COSMOGENIC DATING,FISSION TRACK ANALYSIS ) فرصتهای جدیدی را برای پاسخ دادن به سوالات بلندمدت مربوط به تحول چشم اندازها در مقیاسهای ناحیه‌ای و قاره‌ای فراهم کرده است(Morisawa and Hack 1985). اشکال زیادی در سطح زمین هستند که شکلشان را به مقدار زیادی مدیون فعالیت‌های تکتونیکی می باشند (see ACTIVE AND CAPABLE FAULT; FAULT AND FAULT SCARP;FOLD;MANTLE PLUME;PULL-APARAT AND PIGGY-BACK BASIN;PING COMPLEX OR STRUCTURE TECTONIC ACTIVITY INDICES). همچنین فعالیت‌های تکتونیکی گوناگونی وجود دارد(see CYMATOGENY;DIASTROPHISM; EPEIROGENY;ISOSTASY; SEAFLOORSPREADING; WILSON CYCLE). در مقیاس بزرگ بعضی از اشکال اصلی چشم‌‌اندازها در مرزبین صفحات رخ می‌دهد(see ACTIVE MARGIN; ESCARPMENT; MOUNTAIN GEOMORPHOLOGY; PASSIVE MARGIN; SEISMOTECTONIC GEOMORPHOLOGY; VOLCANO etc. ,). هدف از تکتونیک ژئومورفولوژی مدرن را می توان در کتاب اخیر بربنک و اندرسن (2001)درک کرد. آنها در ابتدابه نشانه‌های ژئومورفیکی توجه‌کردند سپس روش‌های سن‌سنجی را بررسی‌کردند که برای تعیین مقدار حرکت گسل ها یا تغییر شکل سطوح ضروری می‌باشد و بعد به گسل‌ها و چین خوردگی‌ها تأکید کردندبرای تجزیه و تحلیل کردن تغییرات کوتاه مدت از Gps کمک گرفتند قبل از اینکه از روش‌های ژئودیتیک[22] استفاده کنند. سپس به تعادل بین میزان بالا‌آمدگی و فرسایش و تغییرشکل‌ها در مقیاس‌های مختلف زمانی از هولوسن تا سنوزوئیک پسین توجه کردند. در نهایت آنها با استفاده از مدل‌های کمی در تحول چشم‌اندازها به نتیجه گیری از مباحث می‌پردازند.
References
Burbank, D. W. and Anderson, R. S. (2001) TectonicGeomorphology, Oxford: Blackwell Science.
Morisawa, M. and Hack, J. T. (eds) (1985) TectonicGeomorphology, Boston: Unwin Hyman.
Summerfield, M. A. (ed. ) (2000) Geomorphology andGlobal Tectonics, Chichester:
Wiley. A. S. GOUDIE                     (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
 
TERMITES AND TERMITARIA- موریانه‌ها و لانه‌ موریانه‌ها(تپه موریانه‌ای)
موریانه‌ها حشراتی هستند که چند هزار نوع مختلف دارند. از اعضای طبقه ایزوپترا(راسته قرینه بالان)[23] هستند و از چهل و پنجمین گونه‌های شناخته شده‌ای هستند که متعلق به خانواده ترمیتیدایی[24] می‌باشند(Harris 1961). آنها براساس نوعشان از نظر اندازه تغییر می‌کنند و از اندازه‌های بزرگ ماکروترمس[25] آفریقایی با طول حدود 20 میلیمتر و طول بالهایی در حدود 90 میلیمتر گرفته تا اندازه‌های کوچک میکروکروترمس[26]خاورمیانه‌ایکه فقط حدود 6 میلیمتر درازا و 12 میلیمتر طول بالهایشان می‌باشد تشکیل‌شده‌اند. به مقدار زیادی در حدود 2. 3- میلیون  در سنگال و 9. 1 میلیون  در ساحل ایوری[27] مشاهده شده است(UNESCO, UNEP, FAO 1979). یک مقدار وسیعی از انواع موریانه‌ها در مناطق حاره‌ای مشاهده شده‌اند گرچه پراکندگیشان بیشتر از اینها است ودر عرض‌های 45 تا 48 درجه شمالی تا 45 درجه جنوبی گسترده شده‌اند. تپه‌های موریانه‌ها[28] ازقابل توجه‌ ترین ظهور فعالیت موریانه‌هااست که اشکال و اندازه‌های زیادی دارند(Goudie1988). ارتفاع این تشکیلاتموریانه‌ها بر طبق گونه‌ها به‌طور قابل توجهی تغییر می‌کند. در تاریخچه ثبت شده این تپه‌ها، بلندیهایی تا 9 متر هم مشاهده شده است اگرچه ارتفاع بیشتر اینها از این مقدار کمتر می‌باشد. از گونه‌هایی که بلندترین تپه‌ها را ایجاد می‌کنند گونه بلیکسی ترمس بلیکسس[29] می باشد. به‌طور کلی تراکم تپه ها به‌طور قابل توجهی برطبق هم شرایط محیطی(مانند نوع خاک) و هم نوع موریانه ها تغییر می‌کنند. به عنوان مثال تپه های خیلی بزرگ از گونه هایی مانند ماکروترمس بلیکسس[30]، ماکروترمس سابیهلینس[31]، ماکروترمس فالسیگر، بلیکسی ترمس بلیک سس و ناستی ترمس تریتریا[32] تشکیل‌شده‌اندکهدر حدود 2-10  می‌باشد. و یک تعداد کمتری از تپه ها در حدود 200-1000  می باشد. بدون شک ویژگی‌های خاک از عوامل مهم کنترل کننده تشکیلات یا ساختمان تپه‌ها می‌باشد. در روی ماسه‌ها(که از مواد نامناسب تشکیل‌شده اند)و یا در کودهای گیاهی عمیق رسی (که ناپایدار هستند) و یا درخاک های کم عمق، تپه‌هاکمیاب هستند و به ندرت تشکیل می‌شوند(Lee andWood1971) . زهکشی خاک مانند فعالیت‌های انسانی مهم می باشد. درمورد منشأ تپه هایی که در مناطق حاره ای و یا در جاهای دیگری پیدا شده‌اند یک بحث و جدلی بوده است(MOUNDsee MIMA ). به عنوان مثال کاکس و گاکاها[33](1983) دلیل آوردند که تپه‌های کنیا توسط نوعی موش کور[34]به نام تاچیریکتس اسپلندس[35] ایجاد شده‌اند در حالیکه دارلینگتون[36](1985)دلیل می‌آورد که در تپه‌های مشابه آن توسط نوعی از موریانه ها به اودونتوترمس[37] ایجاد شده‌اند. در حالیکه موریانه‌هاییکه در اتاقهای مخفی شده در زیرخاک و یا در تپه ها زندگی می‌کنند یک مقدار به علت فعالیت‌های مکانیکی‌یشانو یک مقدار به علت عادتهای غذا خوردنشان روی خاکها تأثیر می‌گذارند. به عنوان مثال آنها می‌توانند که باعث شوند که خاکها غنی از کلسیم شوند ودر چرخه تغذیه یک نقش مهمی را بازی می کنند و مواد زائد آلی را از خاک دور می‌کنند وبخش دیگری از خاک را جابه جا می‌کنند(مانند رس ها). اینکه آیاآنها می توانند به لاتریتی‌شدن کمک‌کنند یا منجر به فرسایش شوند به هرحال یک موضوع مورد بحث بوده است(Runge andLammers2001). موریانه‌هامی‌توانندبه سریع شدن میزان فرسایش خاک کمک کنند. لی ووود(1971)[38]3 روش مهم را که موریانه‌ها می‌توانند این کار را انجام دهند را شناسایی کردند:1. با از میان بردن پوشش‌گیاهی 2. بابرداشتن یا هضم کردن مواد آلی که خاک را بیشترمستعد فرسایش می‌ساختند که در غیر اینصورت خاک به صورت متصل و چسبیده می‌گردید. 3. با ایجاد کردن مواد ریزدانه که زمینه شستشو وخزش را فراهم می‌کرد. موریانه‌ها وبیومس‌های (زیستگاه‌های )[39] بزرگ آنها اهمیت این 3 فرآیند را تأیید می‌کرد. زندگی بیومس‌های موریانه‌ها می‌تواند با بیومس‌های حیوانات بزرگ گیاهخوار در مناطق حاره‌ای قابل مقایسه باشد. به هرحال علاوه بر پتانسیل وقوع فرسایش و بده رسوب که توسط تپه ها ایجاد می‌گردد مهم است که پیامدهای دیگرآنها را در جابه جایی خاک یادآوری کرد. یک تشکیلاتی هستند که از ذرات خاک وبه صورت لایه لایه و محکم به چسبیده شده اند(Bagine1984). به علت تأثیر موریانه‌ها روی برهنه‌سازی[40] ممکن است که تأثیرگسترده‌ای در سیستم رودخانه‌ای نیزداشته باشند. به‌طوریکه دراموند(1888:158)[41] ادعا کرد که مصر یک نعمت برای رودخانه نیل است به‌طوریکه رسوبات این رودخانه توسط کارگران محقر (موریانه‌ها)واقع در دامنه‌های جنگلی پیرامون دریاچه ویکتوریا[42] حاصل گردید.

عکس138:یک تپه‌موریانه‌ای بزرگ در جنگلهای موپا[43] در بوتساوانای[44] شمالی که توسط گونه ماکروترمتس گسترش یافته است
 
References
Bagine, R. K. N. (1984) Soil translocation by termites ofthe germs Odontotermes (Holmgren) (Isoptera: Macrotermininae) in an arid area of northern Kenya,Oecologia 64, 263–266.
Cox, G. W. and Gakaha, C. G. (1983) Mima mounds inthe Kenya Highlands: significance of the Dalquest- Scheffer hypothesis, Oecologica 57, 170–174. Darlington, J. P. E. C. (1985) The underground passages and storage pits used in foraging by a nest of termiteMacrotermes michaelseni in  Kajiado, Kenya, Journal of Zoology, London 198, 237–247.
Drummond, H. (1888) Tropical Africa, London:Hodder and Stoughton. Goudie, A. S. (1988) The geomorphological role of termites and earthworms in the tropics, in H. A. Viles (ed. ) Biogeomorphology, 166–197, Oxford:Blackwell.  
Harris, W. V. (1961) Termites: Their Recognition andControl, London: Longman. Lee, K. E. and Wood, T. G. (1971) Termites and Soils, London and New York: Academic Press.
Runge, J. and Lammers, K. (2001) Bioturbation by termitesand Late Quaternary landscape evolution in theMbomou Plateau of the Central African Republic,Palaeoecology of Africa 27, 153–169.
UNESCO, UNEP, FAO (1979) Tropical Grazing LandEcosystems, Paris: UNESCO.
A. S. GOUDIE (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
 
 
[1] - Cavernous Weathering
[2] - Overhanging Margins (Visors)
[3] - Spalls or Flakes
[4] - Leeward
[5] - Arica
[6] - Calvi
[7] - Corsica
[8]-Talsand
[9] - Weichselian Glacial
[10] - Devensian
[11] - United Kingdom
[12] - Wisconsin
[13] - Late Saalian
[14] - Permafrost Degradation
[15] - Anglo-Saxon
[16] - Colluvium
[17]- Volcanic Tephra
[18] - Pore-Water Pressure
[19] - Tectonic Activity Indices
[20] - Ratio of valley floor width to valley height
[21] - Burbank & Anderson
[22] - Geodetic Methods
[23] - Isoptera
[24] - Termitidae
[25] - Macrotermes
[26] - Microcerotermes
[27] - Ivory
[28] - Termite Mounds
[29] - Bellicositermes bellicosus
[30] - Macrotermes bellicosus
[31] -Macrotermes subhyalinus
[32] -Nasutitermes triodiae
[33] - Cox & Gakaha
[34] - Mole- rat
[35] - Tachyoryctes
[36] - Darlington
[37] - Odontotermes
[38]- Lee & Wood
[39] - Biomass
[40] - Denudation
[41] - Drummond
[42] - Victoria Nyanza(Victoria Lake)
[43] - Mopane
[44] - Botswana
TERRACE, RIVER - پادگانه، رودخانه
یک پادگانه رودخانه‌ای سطح مسطحی است که توسط رودخانه و در کنار کف دره قدیمی رودخانه به وجود می‌آید. تراس‌های رودخانه‌ای، کانال‌های رودخانه‌ای و دشت‌های سیلابی متروکه هستند. وجود آن‌ها در دره‌های رودخانه‌ای در سراسر جهان، روند تغییرات در رژیم جریانی رودخانه و رسوب‌گذاری آن‌ها در طول زمان را نشان می‌دهد.
سطح صاف تراس که رده (Tread) نامیده می‌شود نشان‌دهنده بالاترین ارتفاع کف دره قبل از برش رخ داده است. هم‌چنین هر رده از تراس‌ها، نیمکت یا سکو نیز نامیده می‌شود که این سکوها مرکب است از آبرفت، سنگ بستر و یا سنگ‌ بستری که با یک لایه رسوب آبرفتی نازک پوشیده شده است. شیب آن‌ها رو به پایین دره و براساس شیب کانالی است که آن‌ها را شکل داده است، مگر آنکه بر اثر بالاآمدگی تکتونیکی و ایزوستاری، متعاقباً آن‌ها تغییر یافته باشند. شیب تند بین سکوها یا یین سکو و دشت سیلابی فعال پله (riser) نامیده می‌شود. پلکانی بودن تراس‌ها نشان‌دهنده تعدد آن‌هاست بخش‌های مجزا از برش‌های پایین، به وسیله‌ی دوره‌های نبات یا AGGRADATION نشانه‌گذاری شده‌اند. ممکن است تراس‌ها به طور مداوم در طول یک دره شکل گرفته باشند و یا از هم گسسته باشد که این ممکن است بر اثر جبهه‌گیری یک شاخه یا سایر فرایندهای ژئومورفیک از هم تجزیه شده باشند. ممکن است بیشتر رسوب‌های اخیر از جمله‌ جابجایی‌های توده‌ای، مخروط‌ افکنه‌ها، خاکسترهای آتشفشانی و ذرات ریز معلق در باد، در درون این سکوهای تراس‌ها دفن شده باشند.
در یک منطقه فعال تکتونیکی، گسلش می‌تواند روابط ارتفاعی بین تراس‌ها را تغییر دهد. به لحاظ منشأ تراس‌ها به دو دسته لندفرم‌های فرسایشی یا رسوبی در نظر گرفته می‌شوند. تراس‌های رسوبی (Depositional terrace) در نتیجه یک دوره ثبات و خندق‌سازی بعدی آبرفت‌ها تشکیل می‌گردند آن‌ها دشت‌های سیلابی متروک هستند و استراتیگرافی آن‌ها فرایندهای قائم و جانبی بهم‌پیوستگی رسوبات را نشان می‌دهد. تراس‌های فرسایشی سطوحی هستند که بر اثر از بین رفتن سنگ بستر یا آبرفتی کف دره‌های سابق، شکل گرفته‌اند. زمانی‌که سن یا سن نسبی هرکدام از سطوح تراس‌ها معرفی می‌شوند سطوح تراس‌ها معمولاً با عدد مشخص می‌شوند به طوری که عدد یک برای قدیمی‌ترین سطح استفاده می‌گردد با نیت تغییرات در رژیم جریانی رودخانه‌ها، تراس‌ها شاخص‌های مهمی در تاریخچه فعالیت‌های تکتونیکی، اقلیمی و حتی رخددهای انسانی هستند.
 
 فرایندهای تشکیل‌دهنده تراس‌ها (Terrace-forming processes)
فرایندها و شرایط‌های مختلف به تنهایی و یا به صورت ترکیبی باعث می‌شوند تا رودخانه‌ها اقدام به کاوش کف دره های خود کنند. این برش ممکن است به صورت تدریجی و یا ناگهانی صورت گیرد.
یک رودخانه  زمانی‌که انرژی جریان بیشتر، سطح پایه پایین‌تر و یا بار رسوبی کمتر و ظرفیت فرسایش آن بیشتر است، نهشته‌های رسوبی خود را کاهش می‌دهد. میزان دبی و انرژی جریان می‌تواند با تغییرات اقلیمی و یا سایر فرایندها مانند کاهش سطح اساس که باعث افزایش شیب کانال می‌شود، افزایش یابد. برش‌های اقلیمی زمانی‌که آب و هوا مرطوب‌تر می‌شود زمانی‌که یخ‌ها ذوب می‌شوند (اقلیم گرم می‌شود)، یا زمانی‌که روابط بین خاک، پوشش گیاهی و اقلیم بالادست منجر به شستشوی سطحی می‌شود، رخ می‌دهد.
حالت دوم زمانی رخ می‌دهد که کاهش بارش باعث تبدیل شدن یک منطقه نیمه‌خشک به خشک گردد به طوری‌که پوشش گیاهی پراکنده گردد، فرسایش خاک شتاب گیرد، سرعت نفوذ کاهش یابد و نسبت رواناب‌ها افزایش پیدا کند به طوری‌که در نتیجه‌ی آن سیلاب‌ها افزایش می‌کنند. فعالیت‌های انسانی از جمله جنگل تراشی و جاده‌سازی باعث افزایش تأثیر رواناب‌ها (Flashiness) رواناب‌ها می‌شود. عواملی که باعث افزایش شیب کانال رودخانه می‌شوند باعث می‌گردند که انرژی جریانی رودخانه افزایش پیدا کرده و در نتیجه‌ی آن رودخانه قادر خواهد بود که موادی را که قبلاً رسوب کرده‌اند را نشسته و با خود حمل نماید.
افزایش شیب در نتیجه‌ی بالاآمدگی تکتونیکی و ایزوستازی، انتشار بخش کینک‌ پوینت‌ها (Knickpoints)، گسلش و یا کاهش سطح پایه‌ی فرسایشی صورت می‌گیرد.
بسیاری از تراس‌های چشم‌اندازهای معاصر در عصر هولوسن و وپلیستوسن و در نتیجه‌ی تغییرات صورت گرفته در رژیم آبی رودخانه‌ها صورت گرفته است که به دلیل تغییرات آب و هوایی و در نتیجه فرایندهای ژئومورفیک صورت گرفته بین دوره‌های یخچالی و بین یخچالی بوده است. در میان عوامل کاهش سطح دریاها در طول دوره یخبندان، زمانی‌که بیشتر آب‌های زمین به صورت یخ انباشته شده بودند منجر به برش رودخانه پلیوستوسن و تشکیل تراس‌ها می‌شدند. تغییرات در عرصه رسوب باعث تعادل بین ثبات و تخریب در یک رودخانه می‌شود ظرفیت رودخانه در انتقال رسوبات از هم و گنجایش رسوبات تأمین شده‌ی آن و انرژی موجود برای حرکت رسوبات ناشی می‌شود. در یک دوره‌ی همراه با تغییرات زیست‌محیطی کوچک، هندسه‌ی کانال رودخانه از جمله شیب نشان‌دهنده‌ی دبی، انرژی و مشخصات رسوباتی است که محیط در آن زمان داشته است. برای مثال هنگامی‌که یک یخچال فعال به عنوان یک منبع رسوب فراوان باشد در نتیجه‌ی آن کانال رودخانه به صورت شیب‌دار، سریع، سطحی و احتمالاً به صورت رشته رشته خواهد شد. بنابراین کاهش تولید رسوب بالادست منجر به فرسایش تهاجمی‌تر و برش جریان‌های پایینی می‌شود. این حالت تا زمانی‌که رژیم جریانی با انرژی و رسوب موجود به تعادل برسد، ادامه خواهد داشت تولید و بازده رسوب یک رودخانه می‌تواند با تغییرات در اقلیم یا شیوه‌ی مدیریت اراضی که منتج به افزایش پوشش گیاهی و یا کاهش حرکات توده‌ای و فرسایش بادی در سطوح اراضی بالادست می‌شود، کاهش یابد. هم‌چنین سدها رسوبات را متوقف می‌کنند. چنین تغییراتی انرژی فرسایشی رودخانه را در پایین‌دست افزایش داده و احتمالاً از آن نقطه شروع به بریدن نهشته‌های خود می‌کند.
هم‌زمان با افزایش شیب، دبی جریان دراسارت نیز ممکن است با توجه به افزایش که در حوضه زهکشی صورت گرفته است، افزایش یابد. در نهایت حوادث کاتاستروفیک متل جاری شدن سیلاب ناگهانی ناشی از یک دریاچه یخچالی یا یک دریاچه‌ای که بر اثر زمین لغزش ایجاد شده است، می‌تواند باعث برش و کندن ناگهانی و آغاز شکل‌گیری یک تراس شود.
 
تراس‌های رسوبی و آبرفتی (Depositional terraces)
 یک تراس آبرفتی یک دشت سیلابی اولیه است که به وسیله رودخانه بریده شده است که متفاوت از دشت سیلابی فعال است نهشته‌های آبرفتی عظیم در تراس‌های بزرگ نشان‌دهنده‌ی شرایط عرضه‌ی رسوب فراوان در رودخانه‌هاست (شکل a 164) رسوبات در تراس‌های رسوبی توسط رسوبات آبرفتی که به صورت عمودی یا جانبی و در طول یک دوره‌ای که این سطح، دشت سیلابی فعال رودخانه بوده است شکل گرفته‌اند. در دشت‌های سیلابی ایجاد شده از پیوستگی‌های عمودی، یک مقطع برشی از تراس، یک طبقه‌بندی افقی را نشان می‌دهد که در آن نهشته‌های سیلابی براساس اندازه و پوشش بر روی هم به سمت بالا مرتب شده‌اند. اگر دشت سیلابی از به هم‌پیوستگی جانبی ساخته شده باشد آن‌گاه نهشته‌ها استراتیگرافی یونیت  بارها را دارند. تراس‌های رسوبی ممکن است چندین متر یا چندین کیلومتر عرض داشته و به دنبال دوره‌های کنونی و گذشته‌ی یک رودخانه هزاران کیلومتر طول داشته و اغلب در هر دو طرف رودخانه گسترش دارند، رشته‌های پلکانی در تراس‌های رسوبی زمانی رخ می‌دهد که در آن رودخانه‌ها دشت‌های سیلابی جدیدی را بین قسمت‌های جداگانه از پایین‌بری‌ها گسترش می‌دهند.
 
تراس­های فرسایشی (Erosional terraces)
قبل از اینکه رودخانه شکل تراس را برش دهد، سطح  یک تراس رودخانه‌ای فرسایشی به وسیله فرسایش جانبی رودخانه همسطح شده است. همانند تراس‌های رسوبی، تراس‌های فرسایشی بقایای کف یک دره قدیمی‌تر هستند که توسط رودخانه قطع شده‌اند. تراس‌های فرسایشی که در سنگ بستر شکل گرفته باشد به عنوان تراس‌های rock-cut, strath bench نیز نامیده می‌شوند (Ho ward et al. 1968. 111).
اصطلاح 'Strath" یک واژه اسکاتلندی است که به معنای دره عریض است. رودخانه‌ها "Strath"ها را به وسیله فرسایش جانبی برش می‌دهند در این حالت رسوبات آبرفتی ساینده با فرسایش بستر کانال موجب مهاجرت مئاندرها از یک سمت کانال به سمت دیگر می‌شوند و یا باعث افزایش شعاع مئاندرها می‌شوند. سطح سنگ بستر زیرین به عنوان سطح نزدیکی به بستر کانال و کف دره‌ها هستند که امروزه به موازات سطح با یک پوشش نازک آبرفتی پوشیده شده است (شکل c14).
ضخامت پوشش آبرفتی نشان‌دهنده‌ی میزان شستشو در رژیم پیشین رودخانه است: لایه آبرفت باید به اندازه کافی نازک باشد تا رودخانه بتواند تماس فرسایشی با کف سنگ بستر دره داشته باشد. از سوی دیگر، ضخامت زیاد آبرفت‌های دره از فرسایش کف آن جلوگیری می‌کند. حداکثر ضخامت نهشته‌های آبرفتی آخری، معمولاً شن است که برروی تراس‌های "Strath" بستگی به اندازه و سطح انرژی رودخانه دارد. مک‌کین (Mackin) (1931: 823) در دره‌ی وایومینگ ایالات متحده، گراول‌هایی با 5/2 متر که با پوششی از سلیت بودند گزارش داده، وگمن[1]  و پازگلیا[2] (2004: 734) 3 متر را به عنوان حداکثر عمق معمولی نشان دادند. همه‌ی تراس‌های فرسایشی، تراس‌های "Strath" که از سنگ بستر فرسایش یافته و یا فقط در زیر سطح باشندرا شامل نمی شوند کف یک دره ممکن است با فرسایش‌ جانبی قطع شده و پس از آن این برش‌ها رشته‌هایی را به وجود آورده و تبدیل به تراس‌های رودخانه‌ای شوند. چنین تراس‌هایی (Bull, 1990: 355) Fill-cut یا Fill strath (Howard et al. 1968: 1119) نامیده می‌شوند. تراس‌های ساختاری نیمکت‌های فرسایشی بستر مقاوم در برابر فرسایش دیفرانسیل و نه تغییرات در رژیم رودخانه‌ها هستند.
تراس‌های ساختاری در گراند کانیول رودخانه کلرادو به وفور یافت می‌شوند که در آنجا سایش‌پذیری متقابل لایه‌های رسوبی به سطح افقی بستر موجب شده است که دیواره‌های کانیون به صورت پله سنگی به نظر برسند.

شکل 164: مقطع عرضی دره و توضیحات مربوط به بلوک دیاگرام‌های آن (a): تراس‌های رسوبی زوجی (b) تراس‌ها رسوبی متشکل (c) تراس‌های (Strath) ناهمگن.
تراس­های رودخانه ای همگن و ناهمگن (Paired and unpaired river terraces)
تراس‌های رودخانه‌ای همگن و ناهمگن (جفت و ناجفت در جای که تراس‌ها در طول دره و به صورت هم ارتفاع رخ می‌دهند آن‌ها را تراس‌های جفتی (Paired) می‌نامند (شکل a 164) در غیر این صورت آن‌ها جفت نشده هستند. تراس‌های جفتی و جفت نشده می‌توانند از نوع فرسایشی و یا رسوبی باشند؛ هم‌چنین این نوع تراس­ها هم در سنگ بستر و هم در رسوبات آبرفتی شکل می‌گیرند. تراس‌های زوجی نشان‌دهنده شرایطی است که در آن برش رو به پایین بیشتر از برش‌های جانبی بوده است. جریان رودخانه با عبور از وسط یک دشت سیلابی آن را برش می‌دهد که در نتیجه‌ی آن یک کانال پایین‌تر بین یک جفت تراس به وجود می‌آید. اگر سطح باقی‌مانده برای یک مدت زمان طولانی در حال موقعیت باقی بماند، دوره‌ی برش رو به پایین، همراه با حرکات توده‌ای رخ داده، در کناره‌های کانال در دوره‌های ثابت در آن رودخانه می‌تواند یک دشت سیلابی جدید را در امتداد کانال تثبیت شده به وجود آورد. دوره دوم زمانی رخ می‌دهد که ظرفیت فرسایش‌پذیری رودخانه افزایش پیدا کرده و در نتیجه در مرحله‌ی دوم فرسایش رو به پایین باعث می‌شود که رودخانه دشت سیلابی جدید را برش داده و آن را ترک کند و یک مجموعه تراس جفتی دوم شکل گیرد. در چنین شرایطی تراس‌های رسوبی متقارن را به صورت هم‌سن فرض می‌کند. تراس‌های رودخانه‌ای نامتقارن منعکس‌کننده‌ی شرایطی هستند که در آن برش رو به پایین به صورت آهسته است و هم‌زمان با آن فرسایش جانبی نیز رخ می‌دهد (Ritter, 1968: 269). مهاجرت جانبی کانال رودخانه می‌تواند باعث فرسایش و از بین بردن تراس‌های قدیمی، و ایجاد سطح فرسایشی و رسوبی نامتقارن گردد. از نظر سنی، تراس‌های نامتقارن بعید است که هم‌سن باشند و این تراس‌ها به احتمال زیاد در اصل به صورت فرسایشی هستند. تراس‌های "Strath" معمولاً از نوع تراس‌های نامتقارن هستند.
 
تراس­ها به عنوان شاهدی از تغییرات زیست محیطی (Terraces as evidence of environmental changes )
تراس‌ها به عنوان شواهدی از تغییرات زیست‌محیطی هستند. تراس‌ها ممکن است رویدادهای تکتونیکی، تغییرات اقلیمی و دیگر تغییرات محیطی را که ظرفیت فرسایش و رسوب رودخانه‌ها را تغییر می‌دهند ر ثبت نمایند. قدمت سطوح تراس‌ها محققان را قادر می‌سازد تا میزان برش رودخانه‌ها را محاسبه نمایند و درک بهتری از اقلیم و تکتونیک در منطقه بدست آورند. سن یک تراس به وسیله موقعیت نسبی آن در داخل یک دره و هم‌چنین دیگر شواهد بیولوژیک، شیمیایی و تغییرات انسانی ثبت شده تعیین می‌گردد. ذرات آبرفتی برروی یک تراس "strth" همسن با یک دوره فرسایشی هستند. در حالی‌که ذرات آبرفتی در یک تراس رسوبی زمان تشکیل تراس را نشان می‌دهند که در این زمان رسوب به این مکان انتقال داده شده است و در سیستم رودخانه‌ای زمان بین حفره رسوبگذاری را نشان می‌دهد (Bull, 1990: 360)...
مواد آلی موجود در تراس‌ها را می‌توان با استفاده از تکنیک‌های سن‌سنجی رادیوکربن (C14) تعیین سن نمود.
(e.g. wegmann and pazzaglia, 2002: 734)
و محققان براساس غلظت ایزوتوپ‌ها مانند Al26 , B10 اقدام به تعیین سن تراس‌ها کرده‌اند (e.g. Hancock et al. 1999: 47) گاهی اوقات سن‌تراس‌ها را می‌توان از وضع محیطی به تصویر کشیده شده در وقایع ثبت شده‌ی بیولوژیکی استنباط نمود. حضور نرم‌تنان sub-Arctic (Sub-Arctic mulluscs) و تیکه‌های یخ فسیل شده در تراس‌های واقع در امتداد رودخانه تایمز[3]، نشان می‌دهد که مواد رسوبی این تراس مربوط به یک دوره‌ی سرد اقلیمی بوده که این دوره را به عنوان یک دوره یخبندان در پلیوبستوسن تغییر می‌کنند. (Goudie 1984: 292).
تراس‌های اواخر دورن سوم و یا پلیوستوسن را، نه تنها به وسیله‌ی موجودات زنده و موقعیت آن‌ها در چشم‌اندازها، بلکه به واسطه‌ی درجه هوازدگی مواد آن‌ها، می‌توان از تراس‌های هولوسن متمایز نمود در برخی تراس‌های قدیمی‌تر، مواد تراس‌ها قبلاً به کربنات، سیلیکا و یا اکسید آهن تبدیل شده‌اند. (Costa and Baker 1981: 161).
آثار باستانی انسان مانند سازه‌های تخریب شده و سکه‌های رومی (Judson, 1963: 399) نیز در تعیین سن سطوح تراس اواخر هولوسن کمک نموده‌اند. در برخی از تحقیقات شکل‌گیری تراس‌ها به یک عامل واحد، نسبت داده می‌شود.
برای مثال برن[4] و ریتر[5] (1240: 1970) دلیل شکل‌گیری تراس‌های متعدد در رودخانه‌ تراکی[6] در بالادست دریاچه‌ی پریماید[7] (کالیفرنیا، ایالات متحده را کااهش آنتروپولوژیک سطح اساس می‌دانند.
در روش دیگر، تشکیل تراس می‌تواند نشان‌دهنده‌ی پاسخ های پیچیده چشم‌اندازها به یک تغییر محیطی (به عنوان مثال عامل اقلیمی) و یا به مجموعه از تغییرات مانند اقلیم و تکتونیک باشد.
ترا‌س­های ایجاد شده در رودخانه‌ی راین[8] در نتیجه‌ی اقلیم و فرسایش بوده است که بالاآمدگی در وسط دره و فرونشست در بخش‌های پایین‌تر آن نیز، این تراس‌ها را تحت‌تأثیر قرار داده است (Fairbridge, 1968: 1131). شواهد بدست آمده در تغییر تراس‌های رودخانه‌ای می‌تواند پیچیده و چالش‌برانگیز باشد. بخش‌های فرسایشی می‌توانند در تراس‌های قدیمی‌تر حذف شده باشند: در واقع توالی تراس‌های کاملاً دست‌نخورده به ندرت یافت می‌شوند. تراس‌ها در یک حوضه‌ی زهکشی ممکن است پاسخ بیشتری به عامل‌های محلی نسبت به تکتونیک و اقلیم ناحیه داشته باشند. به عنوان مثال بریکنریچ[9] (1981: 15) تراس‌ها در طول رودخانه یامده‌تر[10] یافت که تاریخچه سطح اساس آن‌ها در خلیج مکزیک یا گاه‌شناسی یخچالی لایه‌های بالایی حوضه‌ی مسبوری می‌سی‌سی‌پی مطابقت ندارد.
آن‌ها تفسیرهای خود را با کار شووم نشان دادند که بر این اساس پاسخ‌های پیچیده سیستم‌های رودخانه‌ای می‌تواند منجر به شکل‌گیری تراس‌های کوچک رودخانه‌ای بدون متغیرهای خارجی باشد.
بل (1990: 352) بر تفاوت مقیاس بین تراس‌های بزرگ تأکید می‌کند به ویژه عوامل اقلیمی که باعث سطوح ثابت شده است و زمین ساخت‌های بزرگ باعث ایجاد تراس‌های "Straths" می‌شود و تراس‌های کوچک که در پاسخ به عوامل محلی ایجاد می‌گردند. اگرچه شکل‌گیری سکوی تراس‌ منعکس‌کننده شرایط نسبتاً پایدار در دوره‌های زمانی نسبتاً طولانی است اما تراس‌هایی نیز وجود دارند که به طور ناگهانی و یا فقط در عرض چندین سال شکل گرفته‌اند.
برن ورتیر (1240: 1970) شواهد تاریخی و عکاسی را ارائه دادند که براساس آن‌ها حداقل شش تراس رودخانه‌ای تکامل یافته در بالادست دریاچه‌ی پایریمد (کالیفرنیا، ایالات متحده) در طی چهل و چهارسال و از زمان کاهش آب این دریاچه شکل گرفته‌اند. سطوح پلکانی تراس‌ها در چشم‌اندازهای معاصر، ممکن است هنوز به وسیله‌ی کانال فعال رودخانه از بین نرفته باشند. مهاجرت چنین تراس‌ها یک CHRONOSEQENCE از هوازدگی و خاک‌ها ارائه می‌نماید. تراس‌هایی که سن آن‌ها مشخص شده‌اند در حال حاضر فرصت‌های ویژه‌ای برای مطالعه توسعه‌ی خاک را فراهم می‌آورند. (Bull, 1990: 352). در مناطق مسکونی، فرصت‌های مطالعه‌ی تراس‌ها معمولاً در نیجه اختلافات بوجود آمده توسط انسان، محدود گردیده است.
تراس‌های جوان به عنوان منابع شن و ماسه مورد استفاده قرار گرفته و اغلب برروی سطح تراس‌ها فعالیت هایی مانند شهرنشینی، کشاورزی وهم‌چنین احداث بزرگراه‌ها و فرودگاه‌ها صورت گرفته است. مسطح بودن نسبی آن‌ها در محیط‌های بالا آمده و موقعیت آن‌ها که نسبت به دشت‌های سیلابی بالاتر قرار گرفته‌اند و زهکشی ضعیف باعث می‌شود سطوح تراس‌ها مکان مناسبی برای سکونت انسان‌ها مورد توجه قرر گیرد.
References
Born, S.M. and Ritter, D.F. (1970) Modern terrace development near Pyramid Lake, Nevada, and its geologic implications, Geological Society of America Bulletin 81, 1,233–1,242.
Brakenridge, G.R. (1981) Late Quaternary floodplain development along the Pomme de Terre River, southern Missouri, Quaternary Research 15, 62–76.
Bull, W.B. (1990) Stream-terrace genesis: implications for soil development, Geomorphology 3, 351–367.
Costa, J.E. and Baker, V.R. (1981) Surficial Geology. Building with the Earth, New York: Wiley.
Fairbridge, R.W. (1968) Terraces, fluvial–environmental controls, in R.W. Fairbridge (ed.) Encyclopedia of Geomorphology, 1,124–1,138, New York: Reinhold.
Goudie, A. (1984) The Nature of the Environment, Oxford: Basil Blackwell.
Hancock, G.S., Anderson, R., Chadwick, O. and Finkel, R. (1999) Dating fluvial terraces with 10Be and 26Al profiles: application to the Wind River, Wyoming, Geomorphology 27, 41–60.
Howard, Arthur D., Fairbridge, R.W. and Quinn, J.H. (1968) Terraces, fluvial – Introduction, in R.W. Fairbridge (ed.) Encyclopedia of Geomorphology, 1,117–1,123, New York: Reinhold.
Judson, S. (1963) Erosion and deposition of Italian stream valleys during historic time, Science 140, 898–899..
Mackin, J.H. (1937) Erosional history of the big Horn Basin, Wyoming, Geological Society of America Bulletin 48, 813–893.
Ritter, D.F. (1982) Complex terrace development in the Nenana Valley near Healy, Alaska, Geological Society of America Bulletin 93, 346–356. (1986) Process Geomorphology, 2nd edition,
Dubuque, IA: William C. Brown. Schumm, S.A. (1975) Episodic erosion: a modification of the geomorphic cycle, in W. Melhorn and R. Flemal (eds) Theories of Landform Development, 69–85, London: George Allen and Unwin.
Wegmann, K. and Pazzaglia, F. (2002) Holocene strath terraces, climate change, and active tectonics: the Clearwater River basin, Olympic Peninsula, Washington State, Geological Society of America Bulletin 114, 731–744.
Further reading
Selby, M.J. (1985) Earth’s Changing Surface, Oxford: Oxford University Press.
SEE ALSO: floodplain; fluvial geomorphology; sediment load and yield; valley.
CAROL HARDEN    (مترجم: عذرا خسروی)
 
TERRACETTE - تراستک­ها
تراستک‌ها در سراسرشیب به شیوه‌ای مشابه و هرچند عمدتاً در پایین‌تر از خطوط کنتور زمین گسترش می‌یابند. تراستک‌ها یک ویژگی miniator unvegetated step-like هستند که بر روی دامنه‌ها شکل می‌گیرند. آن‌ها معمولاً بر روی اراضی ناپایدار دامنه‌ها و به ویژه کرات که دارای شیب متوسط تا دامنه‌های شیب‌دار هستند شکل می‌گیرند. تراستک‌ها به ندرت بیشتر از 5/0 متر ارتفاع و عمق دارند، و با فاصله حدود 1 متر ممکن است از لحاظ عرضی حدود 10متر گسترش داشته باشد. آن‌ها ممکن است در محیط‌های متفاوت اقلیمی شکل بگیرند افت عمودی در معرض نمایش در یک تراس به عنوان یک بالابرنده شناخت می‌شود در حالی‌که پلت فرم افقی، سکو یا آج نامیده می‌شود. علاوه بر این از پایه‌ی بالابر به عنوان پای تراستک یاد می‌شود، در حالی‌که نقطه‌ی تلاقی سکو و بالابر تاج نامیده می‌شود. تراستک‌ها اشکال نامنظم و اغلب آناستوموسینگ هستند و ممکن است مراحل متناوب یا یک شبکه کامل از مراحل پوششی دامنه‌ها را داشته باشند. برآورد شده است که در شیب‌های ْ24 درجه واقع در زمین‌های لسی، 11درصد و در شیب‌های ْ37 درجه چهل درصد سطح زمین را در برمی‌گیرند (Selby, 1993). به علاوه واژه‌ی معادل دیگر برای تراستک‌ها، شبه تراس یا تراس کاذب است. در تشکیل تراستک‌ها زاویه‌ی شیب بسیار مهم است. میانگین زاویه‌ی شیب برای مرز شکل‌گیری تراستک‌ها، حدود 30درجه تعیین شده است. در زیر این زاویه منظر شیب شکسته نخواهد شد اما در عوض یک سطح متمایز مواج به نمایش گذاشته می‌شود. در مورد منشأ تراستک‌ها اختلاف‌نظر وجود دارد و توضیحات متعددی در مورد توسعه‌ی آن‌ها ارائه شده است. با این حال، این احتمال وجود دارد که مکانیسم‌های زیر تشکیل‌‌دهنده‌ی وابسته هستند و هر مثال ترکیبی از نتایجی است که منحصر به آن سایت است. مکانیسم غالب در شکل‌گیری تراستک‌ها خزش خاک است و زمانی اتفاق می‌افتد که مواد پوششی ناپایدار در نتیجه‌ی لغزیدن نمی‌توانند ثابت باقی بمانند. شکل‌گیری تراستک‌ها محدود به مراتع نمی‌شود و ممکن است در اراضی جنگلی که خاک به سمت پایین دست نشسته شد، و لاشبرگ‌ها به دنبال ریشه‌ی درختان تجمع پیدا کردند نیز توسعه یابند علاوه بر این، لگدمال شدن زمین توسط دام و چهارپایان نیز ممکن است باعث تحریک و افزایش فرسایش شود. سم احشام و گوسفندان می‌تواند باعث حذف و به پایین راندن مواد سطحی، به ویژه در گردشگاه‌ها و پیاده‌روهایی که به طور متناوب مورد استفاده قرار می‌گیرند، (اراضی گاو و گوسفندی نیز نامیده می‌شوند.) هم‌چنین تراستک‌ها ممکن است در نتیجه‌ی گسلش نزدیک به سطح زمین ایجاد گردد که در این مواقع اراضی پوششی شکسته شده و چندین تراستک‌ کوچک شکل می‌گیرند. علاوه بر این تراستک‌ها می‌توانند در نتیجه‌ی فعالیت انسان و کشاورزی در دامنه‌ها، شکل گیرند، و در نتیجه سولیفکسیون و آنتی‌پلنیستن یا تراس‌های آبرفتی کوچک تولید گردند.
Reference
Selby, M.J. (1993) Hillslope Materials and Processes, Oxford: Oxford University Press.
Further reading
Rahm, D.A. (1962) The terracette problem, Northwest Science 36, 65–80.
Vincent, P.J. and Clarke, J.V. (1976) The terracette enigma – a review, Biuletyn Peryglacjalny 25, 65–77.
STEVE WARD        (مترجم: عذرا خسروی)
TERRAIN EVALUATION - ارزیابی سرزمین
اصطلاح ارزیابی سرزمین جهت توصیف طیف گسترده‌ای از تکنیک‌های ژئومورفولوژی استفاده می‌شود و هیچ معنای واحد قطعی برای آن مقرر نگردیده است. در جامع‌ترین تعریف از ارزیابی سرزمین از آن به عنوان مترادف با نقشه‌برداری از سیستم‌های اراضی یاد می‌شود که روشی است جهت طبقه‌بندی چشم‌اندازها و تقسیم آن‌ها از منظر لندفرم‌هایی که با یکدیگر در ویژگی‌های ناحیه‌ای، خاک، پوشش گیاهی و زمین‌شناسی شباهت دارند (Mitchel, 1973)
در یک تعریف کمی گسترده‌تر، لاوراسن[11] و همکاران (1993) ارزیابی سرزمین را به عنوان روشی برای خلاصه‌سازی جنبه‌های طبیعی و فیزیکی یک چشم‌انداز در نظر می‌گیرند که ابتدا از طریق طبقه‌بندی و سپس جمع‌بندی به ارزیابی شرایط زمین پرداخته و شرایط مورد نیاز برای مهندس را ارزیابی می‌نماید. گریفت[12] و ادواردز[13] (2001) از واژه ارزیابی سطح زمین به عنوان جایگزینی برای واژه‌ی ارزیابی سرزمین در مهندسی ژئومورفولوژی و مهندس زمین‌شناسی استفاده کردند زیرا استفاده متنوع از مفهوم اصطلاح ارزیابی سرزمین سردرگمی‌هایی را ایجاد نموده و منجر به سوء‌تفاهم شده بود. با این حال، اصطلاحات ارزیابی سرزمین و ارزیابی سطح زمین مترادف هستند و تعریف ارائه شده توسط گریفت و ادواردز (2001) مناسب‌ترین تعریف می‌باشد. این نشان می‌دهد که تکنیک‌های مورد استفاده در ارزیابی تغییر ویژگی‌های سطح زمین و یا نزدیک سطح زمین شامل عملیات اکتشافی مانند حفاری و یا ژئوفیزیک نمی‌شود (به جز استفاده از چاله‌ها و سوراخ‌های کوچکی که با استفاده از دست و یا متدهای دستی حفر می‌شوند.) بر این اساس تعریف ارزیابی سرزمین را می‌توان از ارکان مهم در توسعه‌ی مدل زمین که به وسیله‌ی فوکس[14] و به عنوان نقطه‌ای در همه‌ی ساخت و سازهای موفق مهندسی در سال 1997 پیشنهاد گردید، در نظر گرفت. این تعریف زمانی مناسب است که ارزیابی سرزمین به عنوان یک تکنیک از ژئومورفولوژی، در برنامه‌ریزی و مطالعات زیست‌محیطی مورد استفاده قرار گیرد (مراجعه شود Smith and Ellison, 1999). در این مطالعات ارزیابی سرزمین علاوه بر فرایندها و اشکال ژئومورفولوژی شامل یک ارزیابی از خاک، پوشش گیاهی استفاده از اراضی، مصالح، زهکشی و فعالیت‌هاع انسانی می‌شود.
تکنیک‌هایی که می‌توانند در ارزیابی سرزمین به کار گرفته شوند عبارتند از نقشه‌برداری ژئومورفولوژی، نقشه‌برداری زمین‌شناسی، نقشه‌برداری مهندسی زمین‌شناسی، تفسیر سنجش از دور، فتوگرامتری تحلیل سیستم‌های نقشه‌برداری اراضی، ارزیابی ریسک و مخاطره محیطی و استفاده از سیستم اطلاعات جغرافیایی (GIS). نتیجه‌ی خروجی ارزیابی سرزمین مجموعه‌ای از نقشه‌هاست که یا به عنوان نقشه چاپ شده یا به صورت مجموعه‌ای از لایه‌ها در محیط GIS همپوشانی و نگهداری می‌شوند.
داده‌های نقشه‌ای را می‌توان به سه دسته طبقه‌بندی نمود:
1ـ نقشه‌های عناصر یا حقیقی که شرایط واقعی زمین را ثبت می‌کنند (جدول a 45).
2ـ نقشه‌های مشتق که از تلفیق نقشه‌های عناصر یا برمبنای تغییر نقشه‌های عناصر بدست می‌آیند (جدول b45).
3ـ نقشه‌های خلاصه شده که از ترکیب نقشه‌های عناصر و مشتق و به منظور شناسایی مخاطرات، منابع و مسائل استفاده از اراضی به کار می‌روند که در عمل این‌گونه نقشه‌ها برای نشان دادن محدودیت‌ها و یا هرگونه توسعه و یا پتانسیل‌های بهره‌برداری از اراضی به کار می‌روند (جدول c 45).
جدول 45: گروه‌بندی نقشه‌های ارزیابی سرزمین
گروه‌بندی نقشه‌های ارزیابی سرزمین نمونه‌هایی از نقشه‌های متداول
-a نقشه‌های عناصر مورفولوژی، توپوگرافی، زمین‌شناسی سنگ بستر
 زمین‌شناسی سطحی، سنگ‌شناسی، پوشش گیاهی، خاک‌شناسی، کاربری اراضی، خصوصیات ژئوتکنیکی، مکان سایت‌های مخصوص تحقیقات علمی، چاه‌ها و حفره‌های اکتشافی، هیدرولوژی
-b نقشه‌های مشتق نقشه‌ی شیب که براساس توپوگرافی و جهت طبقه‌بندی نقشه‌ها به گروه‌های مجزا بر مبنای توپوگرافی و مورفولوژی استفاده می‌گردند.
نقشه‌های عمق سنگ بستر که با استفاده از داده‌های نقشه‌های زمین‌شناسی ایجاد می‌گردند.
ژئومورفولوژی
هیدروژئولوژی
تهیه انواع نقشه‌های مختلف منابع مانند شن وماسه و خاک‌های رس تهیه آجر
نقشه‌های پایه و اساسی برای ساخت سازه‌های مهندسی نقشه‌های ناحیه‌بندی ژئوتکنیک، به عبارت دیگر نقشه‌هایی که از لحاظ شرایط زمین همگن هستند نقشه‌های مخاطرات مانند: نقشه‌های فرونشست
رانش زمین، سیل گرفتگی و یا اراضی آلوده
نقشه‌های مصارف صنعتی گذشته
نقشه‌های خلاصه شده نقشه‌ی پتانسیل توسعه
نقشه‌ی پتانسیل‌های منابع
نقشه‌ی محدودیت‌های برنامه‌ریزی از جمله نقشه‌های محافظت قانونی اراضی
نقشه‌ی محدودیت ساخت و سازها
 
 

شکل 165: نقشه‌های سوئز در کشورمصر؛ (a) توپوگرافی و وسعت منطقه‌ی شهری در سال 1976؛ (b) طرح پیشنهادی از یک منطقه وسیع شهری (جونز[15] (2001). تجدید چاپ شده با مجوز انجمن زمین‌شناسی لندن).
به طور معمول همراه با هر یک از نقشه‌ها و بیشتر مطالعات ارزیابی سرزمین، یک شرح راهنمایی نقشه‌ی مفصل نیز وجود دارد که توصیفی اساسی بر نقشه‌های خلاصه شده و مشتق می‌باشد. بهترین روش جهت ارزیابی سرزمین، نشان دادن یک مطالعه‌ی موردی است یک مثال کلاسیک در این مورد مربوط به ارزیابی خطر سیلاب توسط جونز در سال (2001) است. در این مطالعه مناطق مناسب جهت توسعه شهر جدید سوئز (شکل 165) مشخص گردید که در ابتدای امر عملیات نقشه‌ی ژئومورفولوژی بر مبنای تفسیر عکس‌های هوایی و نقشه‌برداری میدانی آغاز گردید و در نتیجه‌ی آن یک نقشه‌ی ژئومورفولوژی در مقیاس 25000: 1 تهیه گردید که این نقشه مجموعه‌ای از عوارض و ویژگی‌های جغرافیایی مانند ویژگی‌های دریایی، رودخانه‌ای و سنگ‌بستر و هم‌چنین مناطق موجود توسعه شهر بود (شکل 166). پس از این داده‌ها با ارزیابی‌های صورت گرفته بر مبنای تغییر عکس‌های هوایی و تجزیه و تحلیل داده‌های میدانی از مناطق حوضه آبریز وادی[16] و رودخانه‌ی آن با یکدیگر ترکیب شدند. و در نهایت یک نقشه‌ی خطرسیلاب با بهره‌گیری از سیستم پیمایشی ترتیبی تولید گردید (شکل 167). و در نهایت نقشه نهایی مخاطره به منظور برنامه‌ریزی توسعه و شناسایی مناطق نیازمند به محافظت از خطر سیلاب تولید و ارائه گردید.

شکل 166: نقشه‌ی ژئومورفولوژی منطقه‌ی سوئز که برمبنای تغییر عکس‌های هوایی و نقشه‌برداری میدانی تهیه گردیده است (جونز 2001، تجدید چاپ با مجوز انجمن زمین‌شناسی لندن).

شکل 167: نقشه‌ی خطر سیلاب در منطقه‌ی سوئز (جونز 2001، تجدید چاپ با مجوز انجمن زمین‌شناسی لندن).
References
Fookes, P.G. (1997) Geology for engineers: the geological model, prediction and performance, Quarterly Journal of Engineering Geology 30, 290–424.
Griffiths, J.S. and Edwards, R.J.G. (2001) The development of land surface evaluation for engineering practice, in J.S. Griffiths (ed.) Land Surface  Evaluation for Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication No. 18, 3–9.
Jones, D.K.C. (2001) Ground conditions and hazards: Suez City Development, Egypt, in J.S. Griffiths (ed.) Land Surface Evaluation for  Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication No. 18, 159–170.
Lawrance, C.J., Byard, R.J. and Beaven, P.J. (1993) Laboratory, State of the Art Review 7, London: HMSO.
Mitchell, C.W. (1973) Terrain Evaluation, London: Longmans.
Smith, A. and Ellison, R.A. (1999) Applied geological maps for planning and development: a review of examples from England and Wales 1983 to 1996, Quarterly Journal of Engineering Geology 32, S1–S44.
Further reading
Cooke, R.U. and Doornkamp, J.C. (1990) Geomorphology in Environmental Management, 2nd edition, Oxford: Oxford University Press.
Edwards, R.J.G. (2001) Creation of functional ground models in an urban area, in J.S. Griffiths (ed.) Land Surface Evaluation for Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication No. 18, 107–113.
Fookes, P.G., Lee, E.M. and Sweeney, M. (2001) Pipeline route selection and ground characterization, Algeria, in J.S. Griffiths (ed.) Land Surface  Evaluation for Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication No. 18, 115–121.
Griffiths, J.S. (ed.) (2001) Land Surface Evaluation for Engineering Practice, Geological Society Engineering Geology Special Publication No. 18.
Waller, A.M and Phipps, P. (1996) Terrain systems mapping and geomorphological studies for the Channel Tunnel rail link, in C. Craig (ed.) Advances in Site Investigation Practice, 25–38, London: Thomas Telford.
JAMES S. GRIFFITHS     (مترجم: عذرا خسروی)
 
THERMOKARST -ترموکارست (کارست حرارتی)
واژه ترموکارست اولین بار توسط یک شخص روسی به نام ویرمولایو[17] به کار برده شد (CZudec and Demek, 1970: 103) این اصطلاح اولین بار برای توصیف مورفولوژی که ناهموار بوده و شبیه به مورفولوژی مناطق کارستی بوده ولی این مورفولوژی در نتیجه فرونشست‌ خاک‌ها به دلیل ذوب شدن یخ‌های موجود در زمین‌های پرمافراست بوجود می‌آیند به کار برده شد. پس از آن این اصطلاح برای فرایندهای فرونشست خاک در نتیجه ذوب شدن یخ‌ها مورد استفاده قرار گرفت.
پیش‌شرط لازم جهت ترموکارست شدن زمین، وجود داشتن یخ بیش از حد در درون زمین‌های پرمافراس است:
به عبارت دیگر، حجم یخ باید خلل و فرجی را که در شرایط طبیعی آب آن‌‌ها را پر می‌کند را احاطه نماید. زمین‌های پیست ساحلی ماوی خاک‌های رسی سیلتی ـ مکان‌های پرمافراستی هستند که به گرم شدن و منجمد شدن یخ‌ها حساس می‌باشند. ترموکارست هم‌چنین اشاره به پایین افتادگی ناشی از بین رفتن توده‌های یخ مربوط به دوران یخبندان دارد. اشکال ناشی از ذوب شدن یخ‌ها با توجه به نحوه‌ی توزیع یخ در خاک و هم‌چنین با توجه به انواع یخ، متفاوت هستند اشکال اصلی ترموکارست در زیر خلاصه شده‌اند:
دریاچه‌های کارستی در سرزمین‌های پیست ساحل سیبری[18]، آلاسکا[19] و منطقه‌ی دلتایی مکنزی[20] (کانادا)[21]، که در آنجا یخ بیش از حد در خاک فراوان است گسترده شده‌اند. چنین دریاچه‌هایی منجد و نسبتاً کم‌عمق هستند. آن‌ها به تدریج وسیع می‌شوند و قطر آن‌ها می‌تواند به 1 تا 2 کیلومتر برسد در برخی مناطق دریاچه‌های ترموکارست، تحت‌تأثیر بادهای غالب کشیده شده‌اند. چنین دریاچه‌هایی دریاچه‌های جهت‌دار[22] نامیده می‌شوند مکانیسمی که منجر به شکل‌گیری چنین اشکالی می‌شود کاملاً مشخص نیست اما در حال حاضر به نظر می‌رسد که محور دیگر دریاچه عمود بر جهت بادهای غالبت در فصل تابستان، متمایل شده است. هم‌چنین دریاچه‌های ترموکارست در اثر شکافتن کوه‌های یخی به وجود می‌آیند. اگر یک حوضچه در بالای یک کوه یخ ظاهر شود این گرمای حوضچه، خاک زیرین پرمافراست که همان کوه یخ است را ذوب می‌کند. در نتیجه‌ی این ذوب، حوضچه‌ی بالای کوه یخی ذوب می‌شود و با شکل‌گیری فرورفتگی‌های خطی و چندضعلی، پلیگون‌های چند ضعلی مجزا به وجود می‌آیند (شکل 139). مراکزی که حاوی یخ کمتری هستند بالا می‌آیند و تپه‌های مخروطی به نام تپه‌های ترموکارستی[23] بوجود می‌آورند.
در نتیجه ذوب شدن کوه‌های یخی، جریان‌هایی ممکن است شکل بگیرند. از مشخصات آن‌ها این است که باریکه‌هایی از آن‌ها به دریاچه‌های کوچک یا گودال‌ها می‌رسند، حوضچه‌ها در محل اتصال کوه‌های یخی بوجود می‌آیند. در سیبری اشکال ترموکارستی معروفی در آلاس[24] وجود دارند که فرورفتگی‌های ترموکارستیک که کف آن‌ها تحت بوده ولی از اطراف شیب‌دار هستند و به وسیله مراتع پوشیده شده‌اند و اغلب در آن‌ها دریاچه‌های کم‌عمق وجود دارند. چنین فرورفتگی‌ها عموماً به صورت گرد یا بیضی و با قطر 40ـ3 متر و عمق 15ـ1/0 کیلومتر هستند. آن‌ها حدود 50ـ40 درصد سطح تراس‌های لنا[25] و آلدن[26] دریاکوتیای مرکزی[27] را اشغال کرده‌اند (washburn, 1979: 274). آن‌ها در نتیجه‌ی پرمافراست‌های بسیار غنی یخی در تراس‌های همراه با پوشش‌های سیلتی بوجود آمده‌اند.
ذوب پینگوها[28] که در نتیجه‌ی فرورفتگی‌های هسته‌ی احاطه شده توسط باروها هستند نیز مانند فرورفتگی‌های ترموکارستیک هستند. در مناطق پرمافراست کنونی آن‌ها را با عنوان «پینگوهای فروریخته»[29] یا «بقایای پینگوها»[30] می‌شناسند. به طور کلی پینگوها به دلیل ترک‌هایی که در نتیجه توسعه‌ی آن‌ها بوجود می‌آید از بالا شروع به ذوب شدن می‌کنند. پلاساها (PLASA) نیز در هنگام بوجود آمدن فرورفتگی‌ه وجود می‌آیند که تنها در مناطق اشاره شد. در مناطق پرمافراست، قابل مشاهده هستند. هنگامی‌که پرمافراست‌ها ناپدید می‌شوند، تنها مدت کوتاهی پس از آن این فرورفتگی‌های کم‌عمق باقی می‌مانند که با استفاده از دو شاخصه‌ پوشش گیاهی و باقی‌مانده‌ی لندفرم‌های اراضی پرمافراستی مشخص و شناخته می‌‌گردند.
لایتلاس (همان اشکال پلاسا هستند که بدون پوشش زغال‌سنگ نارس بود. و در خاک‌های معدنی توسعه یافته‌اند) نیز مانند پینگوها، پس از ذوب تورفتگی‌های احاطه شده به وسیله‌ی باروها را ترک می‌کنند. با این حال برخلاف پینگوها، لایتلاس‌ها مانند پلاساها، به عنوان اشکال فراوان تقریباً در مجاور هم بوجود می‌آیند اشکال ترموکارستی بوجود آمده در دامنه‌ها جذاب و دیدنی هستند.
شروع آن با حرکت یک لایه فعال برروی یک سطح پرمافراست شروع می‌شود که به مانند یک صفحه لغزشی روغهن‌کاری شده جهت حرکت و کنترل عمق سطح شکسته شده عمل می‌کند این فرایند چاله‌های نیم‌دایره با شیب رو به پایین و عمق کمتر از یک متر را تولید کند (French, 1996: 119). ذوب بیشتر پرمافراست، دامنه‌های شیب‌دار به اندازه‌ی 8 متر به بالا ایجاد می‌کند.
پدیده‌ی عجیب ترموکارستیک، فرسایش فلوویوترمال (Fluviothermal) یعنی فرسایش توسط آب رودخانه‌ها، دریاچه‌ها و یا دریاها است. تهاجم بر پرمافراست نه تنها توسط فرایندهای فرسایش مکانیکی، بلکه به وسیله‌ی گرمایی که منجر به ذوب شدن یخ‌ها می‌گردد، صورت می‌گیرد. چنین فرسایشی سریع بوده و باعث زیربری حاشیه رودخانه‌ها به ویژه در لایه‌های شنی می‌گردد. و سوله‌های ترموـ فرسایشی در سطح سیلاب شکل می‌دهند.
پدیده‌های ترموکارستیک منشأ آب و هوایی و یا محلی دارند. گرم شدن آب و هوای کره زمین، با افزایش ضخامت لایه‌ی فعال، منجر به ذوب لایه‌های بالایی پرمافرست و ایجاد پدیده‌ی ترموکارستیک می‌شود. اگرچه واکنش‌های مربوط به گرم شدن اقلیم پیچیده است: علاوه بر تغییر دمایی، میزان بارش برف و پوشش گیاهی نیز تغییر می‌کند واکنش سریع واضح نیست. با این وجود، به دلیل تغییرات جهانی، پدیده‌ی ترموکارستیک در نهایت ترسناک است. اما بیشتر و نه در اغلب موارد، ذوب شدن پرمافراست به دلیل علل محلی است. برای مثال در نتیجه‌ی نابودی و یا تغییر پوشش گیاهی به علت آتش‌سوزی جنگل‌ها و فعالیت‌های انسان پدیده‌ی ترموکارستیک اتفاق می‌افتد پوشش گیاهی نقش پیچیده‌ای دارد اما به طور کلی در زمینه محافظت از خاک در برابر گرما نسبت به سرما بیشتر عمل می‌کند. پوشش گیاهی در فصل زمستان با به دام انداختن برف بین شاخه‌ها و در فصل تابستان با حفاظت خاک به وسیله سایه‌‌ای که ایجاد می‌کند و یا با کاستن گردش هوا و افزایش تبخیر و ... مانند یک عایق برای محافظت از خاک عمل می‌کند.
برروی مناطقی که دارای یخ بیش از حد در خاک هستند ساخت و ساز، جاده‌سازی، ساخت فرودگاه و خطوط لوله و ... تضعیف می‌شود. از جمله مشکلات شدید مطرح شده، جلوگیری از ذوب پرمافراست است که مهندسان سعی می‌کنند آن را حل نمایند. خانه‌ها و خطوط لوله برروی ستون‌هایی ساخته می‌شوند؛ جاده‌ها و باندهای پرواز بالاتر از سطح زمین و به منظور بالابودن از زمین‌های پرمافراست ساخته می‌شوند. گاهی اوقات دستگاهی در درون زمین قرار داده می‌شوند تا گرمای داخلی را به بیرون انعکاس دهد. نقشه‌برداری از اشکال ترموکارستیک فسیل، در مناطقی که در گذشته در آن‌ها پرمافراست وجود داشته مورد علاقه‌ی بسیاری از دانشمندان است. چنین اشکالی که قبلاً با عناوین پینگو، لیالسا واسکار ذکر شدند بوسیله باروهای منجمد شده در اطراف‌شان قابل تشخیص هستند (Pissart, 2000: 344).
آحاد فروپاشی ترموکارستیک به دلیل فرونشینی عمومی به وسیله‌ی ذوب تمامی پرمافراست‌ها، ناپدید شده‌اند. تنها باقی مانده رسوبات نهشته شده‌ی خاص در درون حفره‌های موقت، به همان شکل سابق خود که نهشته شده‌اند وجود دارند. با این حال اغلب توضیحات مربوط به اشکال ترموکارستیک بدون وجود مشاهدات عینی، نوشته شده‌اند. منشأ آن‌ها هم‌چنان نامشخص است.

عکس 139: اشکال ترموکارستیک در سیبری. پوشش گیاهی در نزدیک جاده از بین رفته و بخشی از لایه‌های فعال محدود شده است. ذوب باعث ایجاد یک شبکه چندضلعی و متعاقب آن شکل‌گیری تپه‌های ترموکارستیک شده است.
References
Czudek, T. and Demek, J. (1970) Thermokarst in Siberia and its influence on the development of lowland relief, Quaternary Research 1, 103–120.
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, Harlow: Longman.
Pissart, A. (2000) Remnants of Lithalsas of the Hautes Fagnes, Belgium: a summary of present-day knowledge, Permafrost and Periglacial Processes 11(4), 327–355.
Washburn, A.L. (1979) Geocryology. A Survey of Periglacial Processes and Environments, London: Edward Arnold.
Further reading
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
Harris, S.A., French, H.M., Heginbottom, J.A., Johnston, G.H., Ladanyi, B., et al. (1988) Glossary of Permafrost and Related Ground-Ice Terms, Ottawa: National Research Council Canada, Technical Memorandum no. 142.
ALBERT PISSART                    (مترجم: عذرا خسروی)
THRESHOLD, GEOMORPHIC - آستانه، ژئومورفولوژی
آستانه‌های ژئومورفیک به عنوان شرایط بحرانی که در آن لندفرم‌های سطح زمین به طور ناگهانی تغییر می‌کند تعریف می‌شود. تغییر می‌تواند در نتیجه‌ی یک متغیر خارجی صورت گیرد که ثبات یک لندفرم در نتیجه‌ی یک آستانه‌ی بیرونی صورت گیرند، و یا تغییر در آستانه‌ی درونی می‌تواند در نتیجه‌ی تغییر تدریجی خود لندفرم‌ها صورت گیرد. آستانه‌های بیرونی در بسیاری از زمینه­ها شناخته شده‌اند. شاید بهترین و شناخته‌شده‌ترین سرعت آستانه‌ی مورد نیاز برای حرکت مجموعه‌ای از ذرات رسوب هر یک اندازه داده شده است. با افزایش مداوم سرعت، سرعت آستانه به حد جنبش رسوبات می‌رسد و با کاهش تدریجی در سرعت، سرعت آستانه‌ای که موجب حرکت رسوبات می‌شود با توقف موجه می‌شود بهترین و شناخته‌ترین آستانه در هیدرولوژی توسط اعداد فرود[31] و رینولدز[32] توصیف می‌شوند که شرایطی را تعریف می‌کند که در آن جریان فوق بحرانی و یا متلاطم می‌شود. در این مثال‌ها، یک متغیر خارجی این است که آستانه در سیستم وجود دارد اما عبور و تغییر داده نخواهد شد و بدون تأثیر یک متغیر خارجی رخ نخواهد داد. واژه‌ی آستانه طیف مهمی از شرایطی که بخشی از این انتقال‌ها رخ می‌دهند توصیف می‌کند. هم‌چنین آستانه‌ها می‌توانند در زمانی که متغیرهای خارجی نسبتاً ثابت باقی می‌مانند بیش از حد باشند، در عین حال یک تغییر تدریجی در خود لندفرم‌ها آن‌ها را ناپایدار می‌کند، و شکست در آستانه‌های ژئومورفیک درونی رخ می‌دهد. به عنوان مثال، پیشرفت هوازدگی در درازمدت موجب کاهش استحکام مواد دامنه می‌شود در نهایت تنظیم شیب و حرکات توده‌ای بوجود می‌آید. مثال دیگر در زمینه‌ها آستانه‌ی درونی، از یک توالی معمولی از تغییرات مورفولوژیک در نتیجه‌ی فروپاشی صخره‌هایی که با ماسه‌سنگ پوشیده شده‌اند را ارائه داد. در زیر یک صخره عمودی ماسه‌سنگی، یک شیب ملایم از شیل ضعیف وجود دارد در طول زمان شیب شیل فرسایش پیدا کرده و یک صخره‌ی شیلی عمودی در زیر کلاهک ماسه‌سنگی بوجود آمده است. در برخی ارتفاعات تند صخره فرو می‌ریزد و چرخه دوباره آغاز می‌گردد این نوع عقب‌نشینی دوره‌ای در پرتگاه‌ها در نتیجه‌ی تغییر در مورفولوژی صخره‌ها و تحت‌تأثیر شرایط تکتونیکی، سطح پایه و آب­وهوای اساساً ثابت بوجود می‌آید. در مثالی مشابه، یک مئاندر در دانه‌ها، تا زمانی‌که قطع شدگی تحت‌شرایط هیدرولوژیکی ثابت رخ می‌دهد افزایش پیدا می­کند. مطالعه‌ی توزیع خندق‌های ناپیوسته در دره‌های خشک از جمله کارهای آزمایشگاهی و میدانی است که به مفهوم آستانه‌های ژئومورفیک می‌پردازد خندق‌های ناپیوسته، گالی‌های کوتاهی هستند که به کف دره‌ها می‌رسند و می‌توان با شیب سطح کف دره‌ها مرتبط دانست. به عنوان مثال، شروع فرسایش خندقی در این دره‌ها به مکان‌هایی که با شیب تندی کف دره‌ها متمایل می‌شوند آغاز می‌گردد و در نتیجه ذخیره‌سازی رسوبی صورت می‌گیرد.
برای یک منطقه که دارای کاربری اراضی، اقلیم و زمین‌شناسی یکنواختی است یک آستانه بحرانی شیب دره وجود دارد که در آن کف دره ناپایدار است و در هنگام سیلاب‌های دوره‌ای، برش و بی‌ثباتی کف دره بوجود می‌آید. روابط مشابه این، برای دیگر رسوبات آبرفتی نیز می‌تواند برقرار گردد. به عنوان صفر مخروطه‌افکنه‌ها امری رایج است و تجدید بالاآمدگی کوهستانی و نوسانات آب و هوایی توصیفی رایج برای حفر مخروط‌افکنه‌هاست. با این حال بزرگ شدن مخروط‌افکنه‌ها از طریق رسوبگذاری ادامه می‌یابد هنگامی‌که حفرشدگی رخ می‌دهد، سراشیبی قسمت رأس مخروط‌افکنه باعث می‌شود که بیش از یک آستانه شیب بوجود آید، مطالعات آزمایشگاهی در مورد رشد مخروطه‌افکنه‌های آبرفتی، دوره‌های متناوب حفرشدگی با رسوب‌گذاری در رأس مخروط‌ افکنه‌ها را تأیید می‌کند بنابراین حفرشدگی رأس مخروط­افکنه‌ها می‌تواند در نتیجه‌ی بالاآمدگی شیب در رأس مخروط افکنه‌ رخ دهد، و آن بیشتر در نتیجه یک آستانه‌ی درونی ژئومورفولوژی است.
نمونه‌ی مشابه‌ی دیگر در اثر خسارات وارد آمده به وسیله‌ی جریان مواد در امتداد کوه‌های واساچ[33] در ایالت یوتا[34] است. در سال 1993 یک طوفان باعث ایجاد جریان مواد در برخی کانیون‌ها (و نه همه‌ی کانیون‌ها) در این کوه‌ها شد. بررسی‌ها نشان داد که حوضه‌های مواد در دهانه‌ی کانیون‌های فعال ساخته شده‌اند. با این حال تحقیقات بیشتر نشان داد که کانیون‌های فعال رسوبات خود را بیرون داده و به عنوان تحدید محسوب نمی‌شوند در حالی‌که در دره‌های غیرفعال ذخیره‌سازی رسوب، در آینده موجب بوجود آمدن جریان‌های موادی که خسارت‌آور هستند، می‌گردد. ذخیره‌سازی و شستشوی رسوبات در این کانیون‌ها مشابه ذخیره‌سازی و برش رسوبات در دره‌های مناطق نیمه‌خشک و هم‌چنین مخروط‌ افکنه‌های آبرفتی است و به عنوان یک آستانه درونی عمل می‌کند. شناسایی یک آستانه‌ی درونی ژئومورفیک دارای کاربردهای عملی قابل ملاحظه‌ای است.
به این ترتیب به جای تلاش برای کنترل فرسایش رخ داده، می‌توان از فرسایش جلوگیری نمود و اقدام به حفاظت پیشگیرانه نمود. مفهوم آستانه‌های درونی ژئومورفولوژی که شامل تغییر لندفرم‌ها بدون تغییر در کنترل‌کننده‌ها است، تزها و پایان‌نامه‌هایی ژئومورفولوژی را که نسبت تغییر شکل ناگهانی لندفرم‌ها را به تغییرات ناشی از تغییرات اقلیم، سطح پایه و یا تغییرات کاربری اراضی می‌دانند، به چالش‌ می‌کشد. بنابراین اهمیت مفهوم آستانه‌های درونی ژئومورفولوژی برای ژئومورفولوژیست‌ها از این نظر است که آنان را آگاه می‌سازد که تغییرات فرسایشی و رسوب‌گذاری ناگهانی در توسعه‌ی طبیعی چشم‌اندازها می‌تواند درونی باشد و برای وقوع یک آستانه‌ی ژئومورفولوژی که منتج به رخدادهای ژئومورفیک قابل ملاحظه‌ای شود همیشه یک متغیر خارجی لازم نیست.
Further reading
Begin, Z.B. and Schumm, S.A. (1984) Gradational thresholds and landform singularity, Quaternary Research 21, 267–274.
Coates, D.R. and Vitek, J.D. (eds) (1980) Thresholds in Geomorphology, London: Allen and Unwin.
Patton, P.C. and Schumm, S.A. (1975) Gully erosion, northwestern Colorado: a threshold phenomenon, Geology 3, 88–90.
Phillips, J.D. (2001) The relative importance of intrinsic and extrinsic factors in pedodiversity, Annals of the Association of the American Geographers 91, 609–621.
Schumm, S.A. (1977) The Fluvial System, New York: Wiley. (1979) Geomorphic thresholds: the concept and its applications, Transactions of the Institute of British Geographers 4, 485–515.
Schumm, S.A., Harvey, M.D. and Watson, C.C. (1984) Incised Channels: Morphology, Dynamics, and Control, Littleton, CO: Water Resources Publications. Westcott, W.A. (1993) Geomorphic thresholds and complex response of fluvial systems: some implications for sequence stratigraphy, Bulletin American Association of Petroleum Geologists 77, 1,208–1,218.
STANLEY A. SCHUMM         (مترجم: عذرا خسروی)
 
TIDAL CREEK  -جویبارهای جزر و مدی
یک جویبار جزر و مدی ورودی یک خط ساحلی، کانال یک مرداب و یا یک باریکه‌ی آبی در مسیرهای آبی که به یک گریزگاه آبی ختم می‌شوند، است جویبارهای جزر و مدی به طور گسترده در فلات‌های گل‌ولای[35]، سواحل گل‌آلود[36]، مرداب‌های حرا[37] و در سطوح مرداب شور[38] ایجاد می‌گردند.
(Eisma 1998) جویبارهای جزر و مدی به دلیل حجم آب زیادی که آن‌ها تخلیه می‌کنند اغلب دارای تراکم زهکشی بالایی هستند. جویبارهای جزر و مدی، ممکن است تراکم km/km240 داشته باشند (Pathick, 1984). مورفولوژی این جویبارها نیز اغلب متفاوت است.
هرچند که ممکن است برخی جویبارها یک تشابه ظاهری با شبکه‌های رودخانه‌های شاخه درختی داشته باشند و جریان در طول آن‌ها دوطرفه باشد. (French and stoddart 1992, Pestrong, 1965). آن‌ها دارای فراز آب متمایل به مخروطی و پایاب نامنظم هستند.
(Fagherazzi and Furbish 2001) و تخلیه دبی آن‌ها به وسیله یک منشور جزر و مدی مشخص می‌گردد. در مناطقی که دارای دامنه‌ی جزر و مدهای بزرگ هستند و یا در جزایر، سیستم‌های جویبارهای جزر و مدی ممکن است به طور قابل ملاحظه‌ای فرم خطی داشته باشند. در مناطقی که دارای رسوبات چسبنده هستند. جویبارها دارای لبه‌های شیب‌دار هستند در حالی‌که در مناطق sandier آن‌ها متمایل به کم‌عمق و عریض بودن هستند.
References
Eisma, D. (1998) Intertidal Deposits: River Mouths,Tidal Flats, and Coastal Lagoons, Boca Raton, FL: CRC Press.
Fagherazzi, S. and Furbish, D.J. (2001) On the shape and widening of salt marsh creeks, Journal of Geophysical Research 106, 991–1,003.
French, J.R. and Stoddart, D.R. (1992) Hydrodynamics of saltmarsh creek systems: implications for marsh morphological development and material exchange, Earth Surface Processes and Landforms 17, 235–252.
Pestrong, R. (1965) The development of drainage patterns on tidal marshes, Stanford University Publications in Geological Science 10,  –87.
Pethick, J. (1984) An Introduction to Coastal Geomorphology, London: Arnold.
A.S. GOUDIE   (مترجم: عذرا خسروی)
 
TIDAL DELTA -دلتاهای جزر و مدی
دلتاهای جزرومدی محدوده‌های شنی بزرگی هستند که در داخل و یا مجاورت ورودی‌های جزرومدی تشکیل می‌شوند. در حالت دوم ممکن است با زنجیره‌ای از جزایر سدی و ورودی تالاب‌های ساحلی و یا مصب‌ها در ارتباط باشد. دلتاهای سیلابی ـ جزرومدی[39]، عمدتاً به سمت ورودی دریا و تحت‌تأثیر جریان‌های فرا جزرومدی و طغیان مواج تشکیل می‌شوند. ویژگی‌های عمد‌ی ژئومورفولوژیکی دلتاهای سیلابی ـ جزرومدی عمدتاً شامل موارد زیر است (Heyes 1980):
یک سطح شیب‌دار سیلابی مایل به سمت دریا، از طریق حرکات شن و ماسه‌ی داخل خستگی و از طریق حمل و نقل امواج شن و ماسه و تحت عمل جریان‌های سیلابی شکل می‌گیرد. کانال‌های سیلابی جزرومدی، که در قسمت‌های ورودی گسترش می‌یابند. بخش خشکی و تا حدودی جزرومدی دلتاها را تکه‌تکه می‌کنند؛ رطوبت‌های هم‌راستا با حاشیه‌ی بیرونی و لبه‌های طغیانی به واسطه‌ی فعالیت‌های جزرومدی و بیشتر در قسمت پایین محفظه‌ی جزرومدی قرار دارد. دلتاهای زجرومدی معمولاً تشکیل شده‌اند از: کانال‌های جزرومدی که توسط جریان‌های قوی جزرومدی شکل می‌گیرند؛ محورهای طولی که از طریق تعاملات جریان امواج و حاشیه‌ی کانال‌های جزرومدی تشکیل می­شوند حاشیه‌های پایانی که به سمت دریا شکل می‌گیرند و کانال‌های جزرومدی که در آن‌ها جریان‌های جزرومدی کاهش می‌یابند.
صفحه‌های شنی که به وسیله فعالیت امواج محاور کانال‌هایی جزرومدی شکل می‌گیرند و با موانع نیرو مرطوب مشخص می‌شوند؛ و کانال‌ حاشیه‌ی تحت سلطه‌ی جریان‌های سیلابی و جزرومدی.
مطالعات مورفومتری مصب‌ها نشان داده‌اند که مورفولوژی دلتاهای با منشورهای جزرومدی (که خود تابعی از ژئومتری دامنه و مصب جزرومدی است) پیکربندی مصب و خطوط ساحلی مجاور، اقلیم، امواج و میزان انتقال رسوبات ساحلی در ارتباط است در مناطق میکروجزرومدی، دلتاهای سیلابی نسبت به همتایان خود (دلتاهای فراجزرومدی) بهتر توسعه یافته‌اند. با توجه به اهمیت تناقضات محلی و منطقه‌ای در امواج اقلیمی (Boothroyd 1985) و با توجه به اتصالات شدیدتر فرایندهای دلتایی با رفتار مورفودینامیک گستره‌ی ساحلی، مورفولوژی دلتاهای فراساحلی، عموماً متغیرتر از دلتاهای سیلابی است. حجم دلتاهای فراجزرومدی با منشور جزرومد، کاهش پهنای مصب، نسبت عمق و انرژی موج افزایش می‌یابد. در شرایطی که انرژی امواج پایین است، دلتاهای فراجزرومدی معمولاً کشیده‌تر می‌شوند و گستردگی آن‌ها به سمت دریا بیشتر می‌شود. این عوامل کنترلی تعامل هستند به طوری‌که برای مثال، انرژی امواج می‌تواند به واسطه‌ی حضور یک پرتگاه صخره‌ای که هم منشور جزرومدی و هم شدت جریان جزرومدی را تحت‌تأثیر قرار می‌دهد، تغییر پیدا کند. نتایج 17 نمونه بررسی شده از مصب‌های طبیعی در ایسلند شمالی[40]، زلاندنو، هیکس[41] و هیوم[42] نشان داد که بیش از 80 درصد از تغییر حجم دلتاهای فراجزرومدی را می‌توان با استفاده از یک معادله‌ی تجربی که از ترکیب روابط منشور جزرومدی در فصل بهار و زاویه‌ی بین کانال‌‌های جزرومدی و خطوط ساحلی تشکیل می‌شود، با موفقیت پیش‌بینی کرد. از دیگر عواملی که موجب تغییر در حجم دلتا می‌شوند شامل انرژی امواج، اندازه دانه‌های رسوبی (ماسه‌های دانه‌ریز کمتر احتمال دارد که در مجاورت جت‌های جریان جزرومدی قوی حفظ شوند و به این ترتیب با دلتاهای کوچک مرتبط هستند) و رسوب عرضه شده به وسیله‌ی دانش‌های ساحلی می‌باشند. فثتزجرالد و همکاران (2002) با توجه به مغایرت‌های نشان داده شده، وقوع و موروفولوژی دلتاهای جزرومدی در امتداد ساحل انگلستان را، مرتبط با درجه زیادی از تغییرپذیری دامنه‌ی جزرومدی، انرژی امواج، عرصه رسوب و منشأ و ژئومتری مصب دانسته‌اند. دلتاهای سیلابی ـ جزرومدی در مصب‌های مزو ـ جزرومدی متمایل به اشکال نعل اسبی کلاسیک هستند و یک ناحیه‌ی جزرومدی قابل توجهی دارند.
دلتاهای فراجزرومدی به بهترین وجه در محیط‌های با انرژی متوسط توسعه یافته‌اند. آن‌ها در مصب‌های تحت‌سلطه‌ی امواج یا وجود ندارند و یا کوچک هستند و به طور کامل زیر جزرومد قرار دارند. اگرچه دلتاهای سیلابی ـ جزرومدی در عمل مانند سینک‌های رسوبی بلندمدت عمل می‌کنند اما دلتاهای فراجزرومدی به صورت پویاتر به تنظیم مروفودینامیک سواحل مجاور می‌پردازند. فرایندهای مهم عبارتند از: پناه دادن امواج جزئی با استفاده از حجم‌های شن و ماسه‌ی دلتاها؛ انحراف و شکست امواج در اطراف دلتاها، موجب به دامن انداختن و ذخیره‌سازی رسوبات ساحلی و چرخش رسوبات در درون دلتاها می‌شود (oertel, 1977).
دلتاهای فراجزرومدی تداوم حرکت رسوبات ساحلی را متوقف می‌کنند. و هیکس و همکاران (1999) نشان دادند که چنین فرایندهای دلتایی فراجزرومدی مصبی را می‌توان یک منبع مهم برای مطالعه‌ی تغییرات ده‌ساله در رفتار سواحل دانست. در طی سال‌ها که دلتاها در حال جمع کردن شن و ماسه هستند با فرسایش سواحل در سمت پایین رانش‌های مصب‌ها در ارتباط هستند. در مقابل در طی سال‌هایی که دلتاها شن و ماسه‌ها را پخش می‌کنند همان سواحل یک فاز مهاجرتی شن و ماسه را تجربه می‌کنند دلتاهای جزرومدی در طول تاریخ به عنوان یک منبع شن و ماسه مورد سوءاستفاده قرار گرفته‌اند. سؤالاتی که در حال حاضر بیشتر پرسیده می‌شود بیشتر در مورد پایداری این رویه و پیامدهای آن برای ثبات سواحل است علاوه بر این تناظر بین حجم دلتاها و منشور جزرومدی بدان معناست که عملکرد آن‌ها و به دام انداختن شن و ماسه‌، به طور بالقوه به افزایش سطح آب دریاها حساس است. مصب‌های همراه با مناطق گسترده‌ی جزرومدی ممکن است با افزایش سطح آب دریاها، افزایش قابل توجهی را در منشور جزرومدی تجربه کنند و در نتیجه‌ این امر منجر به افزایش ذخیره‌سازی شن و ماسه‌ می‌شود و این ممکن است عواقب نامطلوبی برای ثبات سواحل مجاور، به خصوص پایین مصب‌ها به دنبال داشته باشد.
References
Boothroyd, J.C. (1985) Tidal inlets and tidal deltas, in R.A. Davis (ed.) Coastal Sedimentary Environments, 2nd edition, 445–532, New York: Springer-Verlag.
FitzGerald, D.M., Buynevich, I.V., Davis, R.A. and Fenster, M.S. (2002) New England tidal inlets with special reference to riverine-associated inlet systems, Geomorphology 48, 179–208.
Hayes, M.O. (1980) General morphology and sediment patterns in tidal inlets, Sedimentary Geology 26, 139–156.
Hicks, D.M. and Hume, T.M. (1996) Morphology and size of ebb-tidal deltas at natural inlets on open sea and pocket-bay coasts, North Island, New Zealand, Journal of Coastal Research 12, 47–63.
Hicks, D.M., Hume, T.M., Swales, A. and Green, M.O. (1999) Magnitudes, spatial extent, time scales and causes of shoreline change adjacent to an ebb tidal delta, Katikati Inlet, New Zealand, Journal of Coastal Research 12, 220–240.
Oertel, G.F. (1977) Geomorphic cycles in ebb deltas and related patterns of shore erosion and acretion, Journal of Sedimentary Petrology 47, 1,121–1,131.
J.R. FRENCH            (مترجم: عذرا خسروی)
 
TOMBOLO -تومبولو
نوعی زبانه‌ ماسه‌ای که جزایر درون آب را به سرزمین اصلی و یا یک جزیره دیگر متصل می‌کند.  تومبولو در نتیجه‌ی رانش به موازات ساحل و یا مهاجرت از نوارساحلی به سمت ساحل تشکیل می شوند. تومبولوها عوارض جغرافیایی ساختمانی هستند (هرچند در نهایت با توجه به فرسایش امواج از بین می‌روند) و در طول سواحل مستغرقی که از امواج بزرگ در امان هستند و جزایر شکل می‌گیرند، و شکل‌گیری جزایر معمول است، رخ می‌دهند. منبع تأمین‌کننده‌ی آن‌ها غالباً جزایر هستند در عین حال برخی از آن‌ها ممکن است از فرسایش ساحلی، مواد رودخانه‌ای، صخره‌های زیر‌ آب و رسوبات دوران یخبندان دریاها به وجود آیند. انواع مختلفی از تومبولوها وجود دارند که شامل تومبولوهای منفرد، دوبل، چندگانه، مرتفع، موازی و تومبولوهای پیچیده هستند، که همه‌ی آن‌ها بازتابی از سیستم ساحلی (مثلاً مکانیزم امواج) هستند که آن‌ها از آن متشق شده باشد به عنوان مثال تومبولوهای دوبل (دارای دو پشته‌ی گسترشی رو به ساحل) اغلب در مناطقی که دارای تغییرات فصلی در شناوربودن در امتداد سواحل هستند شکل می‌گیرند. تومبولوها می‌توانند جریانات بین دریا و منطقه‌ی جزرومدی را محدود کنند و تالاب‌های داخلی (لاگون) را شکل دهند و تغییرات اکولوژی‌ محلی را بوجود بیاورند. نمونه‌ای از تومبولوها در سواحل چیسل بیچ[43] و در بخش شمال غربی جزیره‌ی پرتلند[44] به سمت ساحل دوزرت[45] در جنوب کشور انگلستان شکل گرفته‌اند.
Further reading
Schwartz, M.L. (1972) Spits and Bars, Benchmark Papers in Geology, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
SEE ALSO: bar, coastal; barrier and barrier island; coastal geomorphology
STEVE WARD   (مترجم: عذرا خسروی)
 
TOR -تور
تورها در واقع بزرگ، مستقل و باقی‌مانده‌ی توده‌های صخره‌ای هستند (شکل 140). این واژه‌، واژای قدیمی و مشتق شده از واژه‌ی Twr یا Twrr و به معنای پشته و یا توده است. شناخته‌ترین و رایج‌ترین تورها در سنگ‌های گرانیتی هستند (به عنوان مثال صخره‌های هاتیور[46] در منطقه‌ی دارتمور[47]  در کشور انگلستان[48] اما در ماسه‌سنگ‌های درشت‌دانه، شیبت‌ها، داسیت‌ها، دولریت‌ها و دیگر لیتولوژی‌ها نیز رخ می‌دهند. با اینکه تورها در همه‌ی قاره‌ها رخ می‌دهند اما شاید بهترین نوع آن‌ها در جنوب غرب کشور انگلستان (دوون[49] و کرنوال[50]) شناسایی شده‌اند.
تورها در آفریقا اغلب به عنوان Castle koppies شناخته شده‌اند. (یا Kopjes). سنگ‌های تشکیل‌دهنده‌ی آن‌ها از نظر سنی به طور قابل توجهی با یکدیگر متفاوت هستند ولی تصور می‌شود که اکثر تورها در طول دوران سوم و یا پلیستوسن شکل گرفته‌اند. تورها ممکن است در هر موقعیت از چشم‌اندازها تشکیل شوند اما در مکان‌های مرتفع و ستیغ‌ها شایع‌تر هستند. (Gerrard 1978: Ehlen 1991). تورها ممکن است به صورت یک حجم توده‌ای منفرد به عنوان مثال تور؛ میدل استپیل[51] در دارتمور و یا به صورت گروه‌هایی از رخنمون‌های منفرد و یا خوشه‌ای در کنار یکدیگر (برای مثال؛ تور گریت‌میت، دارتمور) ایجاد گردند. دومین موقعیت شایع از نظر شکل‌گیری تورها، مکان‌های مرتفع (قله‌ها) هستند. آن‌ها هم‌چنین ممکن است به صورت توده‌های بسیار بزرگ، تخته‌سنگ‌های تخته سنگ‌های سست و بی‌پایه (سنگ‌های هسته‌ای) به نظر برسند. اما معمولاً در مرکز آن‌ها یک هسته‌ی مرکزی وجود دارد که به سنگ بستر متصل است. گاهی اوقات، بلوک‌های فردی در تورهای قله‌ای بزرگ، الگویی را شکل می‌دهند که در تاج فرم به صورت کشیده و در یک فضای باز است که این الگو، جاده‌ای نامیده می‌شود (برای مثال: تورهوند[52] در دارتمور). تورهایی که در قله‌ها دیده می‌شوند بزرگ‌ترین تورها هستند و آن‌هایی که در امتداد دوطرف دره‌ها شکل می‌گیرند بلندترین تورها هستند (برای مثال: تور ویکسن[53] ، دارتمور). اسپورتورها[54] معمولاً کوچک‌ترین آن‌ها هستند. میانگین ارتفاع آن‌ها حدود یک متر، طول و عرض آن‌ها حدود چندمتر و ابعاد آن‌ها حدود چند ده متر است. بقایای صخره‌های ریزشی کلیتر[55] یا دارتموز[56] نامیده می‌شوند که اغلب در پای تورها و هم‌چنین در فاصله پایین شیب شکل می‌گیرند. بسیاری از کلیترها اغلب توسط فرایندهای مجاور یخچالی به شیب‌های پایین انتقال داده می‌شوند، (برای مثال خطوط سنگی در ضلع غربی تورهای میدل استیپل[57]، دارتمور) به طور کلی امری پذیرفته شده است که اشکال تورها و موقعیت آن‌ها در تمام لیتولوژی‌ها به وسیله‌ی درزها[58] کنترل می‌شوند به طور معمول هر تور دارای سه مجموعه‌ی بزرگ از درز و شکاف‌هاست که یکی از این مجموعه‌ها به آرامی و به صورت افقی در تورها ایجاد شده و دو مجموعه‌ی دیگر درز و شکاف‌ها به صورت عمومی و با شیب تندی از دو طرف تورها را پوشانده‌اند. درزهای مورب نیز ممکن وجود داشته باشد (به عنوان مثال تور گریت[59]، دارتمور) اما این درزها خیلی رایج نیستند. تورها با توجه به درزهایی که آن‌ها را شکل می‌دهند در انواع مختلفی ظاهر می‌شوند. آن‌ها ممکن است به صورت بلوک‌های بسیار عظیم سنگی، یا خیلی گرد و یا قالب‌دار ظاهر گردند (شکل 140). آن‌ها می‌توانند به صورت صفحه‌ای (lamallar) باشند (صخره‌های هیتور، دارتمور). و هم‌چنین می‌توانند به صورت بلند و باریک و تقریباً به شکل قلل ظاهر شوند. (برای مثال: دماغه‌ی بورمن[60]، دارتمور). این گوناگونی در نتیجه‌ی انواع مختلف درزها در تورها بوجود می‌آیند.
اگر درزهای عمودی وافقی به صورت برابر رخ دهند، آن‌گاه تورهایی که ایجاد می‌گردند به صورت بلوک‌های مشترک و تقریباً هم‌اندازه و به صورت و گسترده و حجیم ظاهر می‌گردند. اگر درزهای افقی با شیب کمتر و با تعداد زیادی نسبت به درزهای عمودی رخ دهند، آن‌گاه، شکل تورها به صورت لامرال (صفحه‌ای) خواهد بود. اگر درزهای افقی و یا درزهای با فرورفتگی کم، تعدادشان کم باشد، آن‌گاه تورها بلند و باریک ظاهر می‌شوند.

عکس 140: تور میدل استییل در دارتمور، در جنوب غرب انگلستان. این تور حدود 18متر طول، 8 متر ارتفاع و 10 متر عمق دارد.
منشأ تورها (Origin of tors)
تاکنون نظریه‌های مختلفی در مورد منشأ تورها مطرح شده است. برطبق یک نظریه، عنوان می‌شودکه تورها محصول هوازدگی جوی که در نتیجه‌ی باد، باران، یخ‌زدگی، انبساط، تبلور نمک و تاش برروی اشکال در معرض هوا، و رخنمون‌های زاویه دارسنگی ایجاد می‌کردند و در نتیجه تورهای قطعه‌سنگی و تورهای گرد شده را به وجود می‌آورند (e.g. palmer and Neilson 1962)
این نظریه، به جز درموارد غیرمعمول و خاص، حالت کلی دارد. (e.g. selby 1972).
اما نظریه‌ی دوم، منشأ به وجود آمدن تورها را در نتیجه‌ی یک فرایند دو مرحله‌ای فرض می‌کند. (تئوری دومرحله‌ای) در این نظریه که براساس مطالعات لینتون[61] (1955) در منطقه‌ی دارتمور در جنوب غرب انگلستان عنوان شده، فرض بر این است که تورها در زیر سطح زمین و به وسیله‌ی هوازدگی شیمیایی در طول درزه‌ها تشکیل می‌شوند و سپس از آن به وسیله‌ی فرسایش در معرض دید قرار می‌گیرند. تورها هنگامی‌که برای اولین بار در معرض دید قرار می‌گیرند شکل گرد شده‌ی آن‌ها حفظ می‌شود لینتون اشاره کرد که تورها در یک معدل کوچک در نزدیکی توبریجس[62] مرکز دارتمور، به عنوان مدرکی غیرقابل انکاری برای این نظریه، مدفون نشده‌اند. سایرین (مانند توماس 1974) نظریه‌ی لینتون داکه شامل مراحل مختلف هوازدگی و برهنه‌‌سازی بود را گسترش دادند. این نظریه نشان می‌دهد که در جایی که هوازدگی با بیشترین سرعت اتفاق می‌افتد در آنجا فاصله بین درزه‌ها باریک و تنگ و در جایی که هوازدگی به آرامی صورت می‌گیرد فاصله‌ی بین درزها وسیع و گسترده است.
هنگامی‌که جبه هوازده می‌شود ضخیم‌ترین آن‌ها که در آن درزه‌ها دارای نزدیک فاصله هستند به وسیله‌ی فرسایش حذف می‌شوند و یک رخنمون سنگی با درزه‌های با فاصله‌های نسبتاً گسترده‌ای باقی می‌مانند.
اهلن[63] و همکاران (1997) در واقع در مورد کوه‌های گرانیت در وایومینگ و اهلن و وول[64] (2002)، دلایل بیشتری را پیرو این نظریه در مطالعات خود از کانال‌های سنگ بستری در محدوده‌ی جبهه‌ی کلرادو[65] ارائه کردند. جبه‌ی هوازده از سنگ‌های گرانیتی تشکیل شده که با اسامی گرون[66]، Grus یا ساپرولیت[67] نامیده می‌شوند. این نظریه در طول سال‌های متمادی مورد توجه‌ی بسیاری از افراد مانند ادن[68] و گرین[69] (1971) قرار گرفت و در کارهایشان در منطقه‌ی دارتمور و CR از این تئوری حمایت کردند. تویدال[70] در بسیاری از مقالات خود در درجه‌ی اول برروی لندفرم‌های گرانیتی در استرالیا کار کرده است.
با این حال، ماهیت ژنتیکی نظریه‌ی دومرحله‌ای، قبول آن را برای بسیاری از افراد دشوار ساخته است.
نظریه‌ی سوم (عقب‌نشینی برشی) را کینگ در سال 1949 و براساس کارش در جنوب آفریقا ارائه داد. طبق این نظریه، تورها محصول مسطح شدن زمین در اثر فرسایش و شکل‌گیری پدیمنت هستند.
بعد از منتشر شدن آثار کینک، وی پذیرفت که تورها[71] می‌توانند در اثر هوازدگی شیمیایی و یا حفاری‌ها ایجاد گردند کینگ عنوان می‌کند که تئوری 1949 وی تنها در مورد تورهای Skyline[72] (i-e summit) ذکر شده است. و وتودنهام[73] (1961) از جمله کسانی بودند که در کارهای خود در روی اونجای و ایسنلبرگ‌های استرالیا و اینسلبرگ‌های کنیان (1969) از تئوری عقب‌نشینی برشی کینگ، پشتیبانی کردند.
آخرین تئوری در مورد شکل‌گیری تورها تئوری مجاور یخچالی است که توسط پالمر[74]  ردلی[75] (1961) ارائه گردیدهاست. مطالعات آن‌ها در محدوده‌ی تورهای ماسه ماسه‌سنگی شمال شرق انگلستان بود که که در آن هیچ نشانه‌ای از هوازدگی شیمیایی عمقی وجود نداشت، آن‌ها نشان دادند که تورها از جمله مناظری هستند که توسط درزه‌ها جدا شده و سپس در مراحل بعدی به وسیله‌ی برهنه‌سازی‌ها و تخریب‌های جوی گرد و بی‌نظم نشده‌اند. پالمر و نیلسون در سال 1962 تورهای منطقه‌ی دارتمور را مورد مطالعه قرار داده و آن‌ها عنوان کردند که هیچ شواهدی از پروفیل هوازدگی عمقی وجود ندارد زیرا سنگ‌های هسته‌ای وجود ندارند، و اشکال گرد شده می‌توانند بر اثر هوازدگی‌های جوی به وجود آمده باشند و تورهای منطقه‌ی دارتمور دارای منشأ مجاور یخچالی هستند. آن‌ها تئوری سه مرحله‌ای مجاور یخچالی را برای شکل‌گیری تورها ارائه دادند. با این حال، کاربرد این نظریه در مورد تورهای دارتمور به طور کلی پذیرفته نیست. اما پرطرفدارترین نظریه، در میان نظریاتی که در بالا شرح داده شد. نظریه‌ی دو مرحله‌ای اصلاح شده است که اولین بار در تئوری عقب‌نشینی برش لینتون و کینگ ارائه گردید و کارهای بسیار در این زمینه انجام گرفت اما شاید مناسب‌ترین رویکرد در میان نظرات ارائه شده در مورد منشأ شکل‌گیری تورها، نظریه‌هایی باشد که توسط برساندن (1964) و توماس (1974) ارائه گردیده‌اند که برطبق پیشنهادات ایشان تورها در محیط‌های مختلف بر اثر فرایندهای مختلف شکل می‌‌گیرند.
References
Brunsden, D. (1964) The origin of decomposed granite on Dartmoor, in I.G Simmons (ed.) Dartmoor Essays, Exeter: Devonshire Association for  the Advancement of Science, Literature and Art, 97–116.
Eden, M.J. and Green, C.P. (1971) Some aspects of granite weathering and tor formation on Dartmoor, England, Geografiska Annaler 53, 92–99.
Ehlen, J. (1991) Significant geomorphic and petrographic relations with joint spacing in the Dartmoor Granite, southwest England, Zeitschrift fur Geomorphologie 35, 425–438.
Ehlen J. and Wohl, E. (2002) Joints and landform evolution in bedrock canyons, Transactions, Japanese Geomorphological :union: 23, 237– 255.
Ehlen, J., Gerrard, J. and Zen, E. (1997) Joint spacing and landform evolution: the Granite Mountains, WY, Geological Society of America Abstracts with Program 29, A36.
Gerrard, A.J.W. (1978) Tors and granite landforms of Dartmoor and eastern Bodmin Moor, Proceedings of the Ussher Society 4, 201–210.
King, L.C. (1949) A theory of bornhardts, Geographical Journal 112, 83–87. (1958) Correspondence on the problem of tors, Geographical Journal 124, 289–291.
Linton, D. (1955) The problem of tors, Geographical Journal 121, 470–487.
Ojany, F. (1969) The inselbergs of eastern Kenya with special reference to the Ukambani area, Zeitschrift fur Geomorphologie 13, 196–206.
Ollier, C.D. and Tuddenham, W.G. (1961) Inselbergs of central Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie 5, 257–276.
Palmer, J. and Neilson, R.A. (1962) The origin of granite tors on Dartmoor, Devonshire, Proceedings of the Yorkshire Geological Society  33, 315–340.
Palmer, J. and Radley, J. (1961) Gritstone tors of the English Pennines, Zeitschrift fur Geomorphologie 5, 37–52.
Selby, M.J. (1972) Antarctic tors, Zeitschrift fur Geomorphologie 13, 73–86.
Thomas, M.F. (1974) Granite landforms: a review of some recurrent problems in interpretation, in E.H. Brown and R.S. Waters (eds) Progress in Geomorphology, Institute of British Geographers Special Publication No. 7, 13–35.
Further reading
Gerrard, A.J. (1988) Rocks and Landforms, London: Unwin Hyman.
Twidale, C.R. (1982) Granite Landforms, Amsterdam: Elsevier.
SEE ALSO: exhumed landform; granite geomorphology; inselberg; rock control; salt weathering; spheroidal weathering; weathering.
STEVE WARD         (مترجم: عذرا خسروی)
 
TOREVA BLOCK - بلوک‌های توروا
توده‌های حجیمی از سنگ‌های با چینه شناسی نسبتاً منسجم هستند که در نتیجه‌ی حرکت گسل‌های نرمال، قسمت پایین صخره­ها و یا پای کوه‌ها تضعیف شده و به سمت پرتگاه و به صورت وارونه دچار چرخش می‌شوند (Reich 1937). وسعت و ضخامت بلوک‌ها می‌تواند به بیشتر از 600 متر برسد. برخی از بلوک‌ها در مجاورت صخره‌ مادر شکل می‌گیرند در حالی‌که برخی دیگر ممکن است تا چند صد کیلومتر از منبع خود دور شده باشند. به لحاظ زمانی، زمان شکل‌گیری آن‌ها نامشخص است هرچند که احتمال می‌رود که در اقلیم‌های متفاوت (مرطوب) پلیستوسن شکل گرفته باشند.
Reference
Reiche, P. (1937) The toreva-block, a distinctive landslide type, Journal of Geology 45, 538–548.
SEE ALSO: mass movement
STEVE WARD   (مترجم: عذرا خسروی)
 
TRACER - ردیابی
تکنیک‌های ردیابی و تحقیقی، ژئومورفولوژیست‌ها را قادر می‌سازد تا جنسیت‌های مواد زمین (سیستم گودا‌ل‌ها، ذرات منفرد، آب) را اندازه‌گیری و تعیین کنند. و داده‌های ارائه شده آن‌ها را قادر می‌سازد تا حرکت این مواد را از طریق طیف وسیعی از سیستم‌های زمینی، مد‌ل‌سازی نمایند. کاربردهای آن در چهار حوزه‌ی پژوهشی عمده متمرکز شده است:
1ـ مطالعات رفتار کلی سیستم‌ها (به عنوان مثال اندازه‌گیری خزش خاک، جنبش‌های توده‌ای و جریان‌های گلی برروی دامنه‌ها؛ اندازه‌گیری میزان جابجایی و تغییر شکل‌های درونی یخچالی، اندازه‌گیری تغییرشکل سطح آتشفشان‌ها
(Meier 1960: Carson and kirkloy 1972, Anderson and Finlayson 1975, Govdic 1990).
2ـ مطالعه‌ی حمل و نقل رسوبات درشت‌دانه برروی دامنه‌ها در سیستم‌های رودخانه‌ای و در نواحی ساحلی (به عنوان مثال تعیین آستانه‌های تلاطم، فواصل حمل و نقل، اندازه ذرات و کنترل اشکال و روی حمل و نقل رسوبات (Sear et al. 2002).
3ـ مطالعات مربوط به حمل و نقل ذرات ریز و منشأ رسوبات (برای مثال: ذرات گرد و غبار موجود در هوا، فرسایش دامنه‌ای، توزیع مجدد خاک‌ها، تعیین میزان حرکت آلاینده‌های رسوبی و تعیین منشأ رسوبات رودخانه‌ای، نهشته‌های بادی و دریایی (Foster and Less 2000) .
4ـ ردیابی پروفیل خاک‌ها، سیستم آب‌های زیرزمینی و غارها و برآورد زمان پیمایش امواج سیلابی در رودخانه‌ها
(Leibundgut 1995, Kranjc 1996)
عناوین ذکر شده مثال‌های مختصری از مواردی است که نشا‌ن‌دهنده‌ی وسعت قابل توجه‌ی کاربرد برنامه‌های دریابی در ردیابی است. مطالعات ردیابی سیستم‌ها که با استفاده از نشانگرهای زیرسطحی و سطوح فعال و غیرفعال ساخته می‌شوند (به عنوان مثال سیستم سه بعدی موقعیت باب جهانی، میله‌ها یا کره‌های فولادی / آلومینیومی، سنگ‌ها و سنگ‌چین‌هایی که با رنگ‌آمیزی مشخص شده‌اند.) انقلابی است که می‌تواند به طور مستقیم به وسیله‌ی ردیابی ماهواره‌ها مورد نظارت قرار گیرد. و سپس با استفاده از عملیات میدانی و یا با استفاده از تصاویر سنجش از دور (به عنوان مثال؛ عکس‌های هوایی) مورد بررسی مجدد قرار گیرد.
در مطالعات مربوط به حمل و نقل رسوبات درشت‌دانه ممکن است از مواد طبیعی غیرفعال استفاده گردد و به نحوی این مواد علامت‌گذاری می‌شوند که امکان شناسایی، بازیابی و اندازه‌گیری آن‌ها وجود دارد (برای مثال؛ سنگریزه‌های رنگی، سنگریزه‌هایی یک قطعه‌ی آهن‌ربا در داخل آن‌ها کار گذاشته می‌شود و یا سنگریزه‌هایی که با مواد پرتوزا آغشته و پوشانده می‌شوند.)
روش دیگر، استفاده از طیف وسیعی از مواد مصنوعی و طبیعی است که حاوی فرستنده‌های رادیویی بوده و این امکان را فراهم می‌کند که محل آن‌ها حتی اگر در داخل ذرات خاک دفن و نهشته شده باشند، سریع و دقیق شناسایی کردند.
در مطالعات مربوط به جابجایی ذرات ریز، ممکن است از مواد «عجیب و غریب» که دارای ویژگی‌های مشخصی هستند (به عنوان مثال؛ پودرهای مغناطیسی ریزدانه؛ پهنه‌های کوچک فلورسنت) استفاده گردند که می‌توانند به راحتی در تحقیقات میدانی و یا با نمونه‌برداری‌ها و تجزیه و تحلیل‌های آزمایشگاهی تشخیص داده شوند. هم‌چنین از مواد زیست‌محیطی که دارای ویژگی‌های بخصوصی بوده (برای مثال؛ مواد معدنی مغناطیسی، ژئوشیمیایی، کانی‌شناسی، ایزوتوپ‌های پایدار، رادیونوکلئیدها) و منشأ مشخصی دارند نیز می‌تواند استفاده نمود (به عنوان مثال واحدهای زمین‌شناسی یا سنگ‌شناسی، انواع خاک‌ها).
در ردیابی مسیر حرکت آب‌ها و جریان‌ها از مواد شناور ریزدانه و محلول (به عنوان مثال اسپورهای لیکوپدیوم) و یا دامنه‌ای گسترده از رنگ‌های محلول (به عنوان مثال رودامین) استفاده می‌گردد که می‌توان این مواد را به صورت غلظت‌های پایین به سیستم آب‌های زیزمینی و یا غارها و یا سطح پروفیل‌ خاک‌ها اضافه نمود تا مسیرهای حرکت جریان‌ها شناسایی کردند. هرکدام از این روش‌ها برای یک مسئله‌ی پژوهشی مناسب می‌باشند بعضی از فرضیات از تمام ردیاب‌ها در زمینه‌ی مطالعات میدانی استفاده می‌کنند. قبل از توجه کردن به یک مسئله، ما لازم است از خود بپرسیم که: چه چیزی باعث انجام یک ردیابی خوب می‌شود؟
عواملی وجود دارندکه ما برای حصول اطمینان از یک نتیجه‌ موفق در آزمایش‌های ردیابی، نیاز به در نظر گرفتن آن‌ها داریم.
فرایندهای اندازه‌گیری
در بسیاری از موارد  این از جمله مشکلات رسیدن است. برای مثال، حفر چاله‌های خاک، و مته‌زنی در یخچال‌های طبیعی، نصب میله‌های فلزی جهت برآورد میزان خزش خاک و یا تغییر شکل یخ‌ها، نصب لوله‌های پیزومتر در داخل جریان‌های گلی، در محیط‌زیست اختلال ایجاد می‌کند. با وجود اینکه این روش‌ها و سایر روش‌های اندازه‌گیری تا حد زیادی در معرض وجود خطاهای ناشناخته قرار می‌گیرند اما به طور گسترده‌ای توسط پژوهشگران مورد استفاده قرار می‌گیرند.
همه‌ی این فاکتورها مهم هستند. برای مثال، در مطالعات ذرات درشت‌دانه، سرعت سکون و اختلاط تابعی از جرم، چگالی و شکل ذرات هستند. در ذرات ریزدانه (بخصوص ذرات رسی و سلیتی) تعامل و برهم‌کنش ذرات نسبت به یکدیگر مهم هستند و بسیاری از مواد طبیعی به صورت سنگدانه‌ها و نه به صورت ذرات منفرد حرکت می‌کنند. جایگزینی طبیعت با مواد مصنوعی ممکن است نحوه‌ی برهمکنش ذرات را تضعیف کند. ردیاب را می‌توان بازیابی و شناسایی نمود.
به لحاظ تاریخی، در مطالعات مربوط به رسوبات درشت‌دانه، بازیابی ردیاب‌های ضعیف، مشکلات عمده‌ای را به وجود آورده است. به خصوص اگر ذرات به مواد دفن شده تبدیل شده باشند. بازیابی‌های ضعیف منجر به ایجاد مشکلاتی در تغییر نتایج آماری می‌شود برای مثال، ردیابی‌هایی که سطح آن‌ها با رنگ متمایز و مشخص گردیده‌اند، در جابجایی که صورت می‌گیرد حتی اگر در عمق چندسانتی متری دفن شده باشند، اغلب دشوار می‌توان آن‌ها را بازیابی نمود قراردادن سنگریزه‌ها در محیط‌هایی که دارای انرژی بالایی هستند منجر به سایش و از بین رفتن پوشش رنگی آن‌ها می‌شود، در حالی‌که در نواحی ساحلی، سنگریزه‌هایی که درخشان و دارای رنگ روشن هستند بدون شک موجب جلب توجه کودکان می‌شود و منجر به توزیع مجدد توسط کودکان می‌گردد به گونه‌ای که هیچ فرایند طبیعی ژئومورفولوژیکی نمی‌توانست در مورد توزیع این سنگدانه‌ها توصیفی داشته باشد. بیشترین پیشرفت‌های اخیر در تکنولوژی‌های ردیابی، در ردیاب‌های مغناطیسی یا رادیویی بوده است که در مواد محلی جاسازی می‌شوند. به طوری‌که ذراتی که در داخل نهشته‌ها دفن می‌شدند شانس بیشتری برای بازیابی پیدا کرده‌اند و دیگر توجهات نابجا و بی‌دلیل را به خود جلب نمی‌کنند.
ردیاب در همان مسیری که مطالعه‌ی مواد شروع می‌شود جابجا و نهشته می‌شوند. در بسیاری از موارد، ذرات درشت‌دانه و یا دیگر مواد بزرگ که سطح آن‌ها با استفاده از رنگ علامت‌گذاری شده‌اند، زمانی‌که شناسایی می‌شوند می‌توان روی آن‌ها کدگذاری نمود و برای شناسایی در مراحل بعدی استفاده نمود. با این حال زبری سطح، ممکن است منجر به تغییر سطوح زنگ‌ شده گردد و ویژگی‌های تخخلی مواد اصلی منجر به تغییر در شناوری، طی بازه‌های زمانی نسبتاً کوتاه گردد. جایگزینی شامل استفاده از مواد ناهمگون (غیرمحلی) در شناسایی و بازیابی کمک شایانی می‌نماید اما در مقابل تفاوت در شکل، چگالی، تخلخل و خاصیت شناوری، ممکن است منجر به ایجاد خطا در نتایج آزمایشات گردد. در حالی‌که در طبیعت، میزان بازیابی ردیاب‌ها با استفاده از ردیاب‌های مغناطیسی و رادیویی بهبود پیدا کرده است اما ویژگی فیزیکی این ردیاب‌ها ممکن است با مواد طبیعی دقیقاً همسان بنا شد و در نتیجه‌ی رفتاری که آن‌ها در طبیعت نشان می‌دهند نیز با مواد طبیعی منطبق نمی‌باشد. در مطالعات مربوط به رسوبات ریزدانه که از مشخصه‌های ردیاب‌های طبیعی استفاده می‌گردد نیز ممکن است مشکلاتی به همراه داشته باشد زیرا که در فرایندهای فرسایش و انتقال رسوبات، اندازه ذرات انتخابی است.
تمرکز بسیاری از ردیاب‌های طبیعی (به عنوان مثال، فلزات سنگین، مواد غنی شده، مواد پرتوزا و مواد معدنی مغناطیسی) با کاهش اندازه ذرات، افزایش می‌یابد و یک افزایش در اندازه‌ی سطح ویژه‌ی ذرات اتفاق می‌افتد که اغلب یک ضریب تصحیحی، برای تصحیح آن مورد نیاز است. ویرایش‌های قابل ملاحظه‌ باید با توجه به تغییر شرایط محیطی و در طول دوره‌ی حمل و نقل معین گردد. این امر به ویژه در مورد سیستم‌های آبزی صادق است که در این سیستم‌‌ها تغییر در PH، تغییر در پتانسیل اکسایش (EH) و شوری خاک ممکن است در طی دوره‌ی حمل و نقل رسوبات، واکنش‌هایی را در جذب و دفع آن‌ها به دنبال داشته باشد (Horowitz 1991).
مخازن رودخانه‌های طویل LONG-STREAM STORAGE هنگامی‌که رسوبات دریایی، رودخانه‌ای ویسمنیک و رسوبات ریزدانه‌ی بادی نهشته می‌شوند، طیف وسیعی از تبادلات و انتقالات پیچیده صورت می‌‌گیرد. برای مثال، وقفه در رسوب‌گذاری دشت‌های سیلابی و پالس‌ها منجر به دوره‌های توسعه خاک می‌شود در حالی‌که تغییر در وضعیت تروییک (تغذیه) دریاچه‌ها و مصب‌ها ممکن است دوباره منجر به تغییرات PH و Eh خاک گردد و باعث پراکندگی و انتشار بسیاری از ردیاب‌های طبیعی به داخل ستون‌های آبی گردد. از این جهت نمی‌توان فرض کرد که خصوصیات ردیاب‌های طبیعی، با گذشت زمان، بدون تغییر باقی می‌ماند. (e.g. Foster et al. 1998).
یک نمونه از ردیابی رسوب‌های ریزدانه جهت تغییر فرایندهای فرسایش (An example of fine sediment tracing for interpreting erosion processes  )
 والبرینگ[76] و موری[77] (1993) در منطقه‌ی نیوساوت ولز[78] استرالیا عوامل تأثیرگذار در فرایندهای فرسایشی در این منطقه را مورد بررسی قرار دادند. و از یک شبیه‌ساز بارشی و دو ردیاب پرتوزا که به شدت جذب رسوبات می‌شدند استفاده نموده و به روش‌های مختلف در بخش‌های مختلف پروفیل می‌شدند، استفاده نموده و به روش‌های مختلف در بخش‌های مختلف پروفیل خاک آن‌ها را برچسب‌گذاری کردند.
شکل a 168 و b، توزیع عمودی کازیوم 137 cs و 7Be  را در یک پروفیل معمولی خاک نشان می‌دهد.
کازیوم 137 دارای نیمه عمر سی‌ساله است که این ایزوتوپ در جریان آزمایش بمب‌ هسته‌ای در اوایل دهه‌ی 1950 وارد جو شدند (Higgitt 1995). در سال 1963 به دنبال پیمان بین‌المللی منع سلاح‌های هسته‌ای، مقدار کمی از ذرات کازیوم 137 در نیمکره جنوبی دریافت شد.
ایزوتوپ‌های 1Be به طور مداوم در قسمت‌های بالایی اتمسفر و توسط بمباران‌های حاصل از اشعه کیهانی تولید می‌شوند و در مقایسه با ایزوتوپ‌های کازیوم 137 دارای نیمه‌ی عمر کوتاهی (53 روز) هستند.
در شکل c 168 نشان داده می‌شود که چگونه کازیوم 137 و 1Be در فعالیت‌ رسوب‌های تولید شده به وسیله‌ی چهارفرایند فرسایشی متفاوت (فرسایش صفحه‌ای، حفرشدگی خندقی، فروریختگی خندقی، فرسایش شیاری) می‌تواند به صورت معلق در رسوبات با ترکیب‌های مختلف تولید گردد.
اکثر رسوبات دیواره‌ی خندق با مواد رادیونوکلوئید به همدیگر نمی‌چسبند. در مقابل، در فرسایش صفحه‌ای، رسوباتی همراه با هر دو نوع مواد پرتوزا تولید می‌شود در فرسایش خندقی، رسوبات کف خندق همراه با ماده‌ی 1Be خواهد بود (و به طور مستمر تولید می‌گردند) اما در این نوع فرسایش هیچ آثاری از کازیوم 137 وجود ندارد (چون در این مورد گالی‌ها پس از سال 1963 توسعه پیدا کرده‌اند.) در فرسایش شیاری، به شدت رسوبات آغشته به کازیوم 137 تولید می‌گردند اما نفوذ سطحی مواد 1Be در پروفیل خاک منجر به فعالیت ضعیف مواد 1 Be در خاک است. از جمع‌آوری رسوباتی که از رواناب حاصل از آزمایشات شبیه‌سازی بارش بدست آمار مشخص شد که فعالیت مواد 1Be و کازیوم 137 را می‌توان با نتایج آزمایشگاهی مدل‌سازی کرد.

شکل 168: نحوه‌ی توزیع کازیوم 137 (c) و 1Be (b) را در پروفیل خاک نمایش می‌دهد. در قسمت (c) مدی از چگونگی چسبیدن کازیوم 137 و 7Be به رسوبات با توجه به انواع مدل‌های فرسایش نشان داده شده است. در قسمت (d) نتایج حاصل از آزمایش شبیه‌سازی شده‌ی بارش و نتایج فرسایش سطحی ایجاد شده نمایش داده شده است والبرینگ[79] و موری[80] (1993).
References
Anderson, M.G. and Finlayson, B.L. (1975) Instruments for Measuring Soil Creep, BGRG Technical Bulletin No.16, Norwich: Geo Abstracts.
Carson, M.A. and Kirkby, M.J. (1972) Hillslope Form and Process, Cambridge: Cambridge University Press.
Foster, I.D.L. and Lees, J.A. (2000) Tracers in geomorphology: theory and applications in tracing fine particulate sediments, in I.D.L. Foster (ed.) Tracers in Geomorphology, 3–20, Chichester, Wiley.
Foster, I.D.L., Lees, D.E., Owens, P.N. and Walling, D.E. (1998) Mineral magnetic characterisation of sediment sources from an analysis of lake and floodplain sediments in the catchments of the Old Mill Reservoir Processes and Landforms 23, 658–703.
Goudie, A. (ed.) (1990) Geomorphological Techniques, London: Allen and Unwin.
Higgitt, D.L. (1995) The development and application of Cs-137 measurements in erosion investigations, in I.D.L. Foster, A.M. Gurnell and B.W.  Webb (eds) Sediment and Water Quality in River Catchments, 287–305, Chichester: Wiley.
Horowitz, A. (1991) A Primer on Sediment Trace Chemistry, Chelsea, MI: Lewis.
Kranjc, A. (1997) Tracer Hydrology 97, Rotterdam: Balkema.
Leibundgut, Ch. (1995) Tracer Techniques for Hydrological Systems, IAHS Publication 229, Wallingford: International Association of Hydrological Sciences Press.
Meier, M.F. (1960) Mode of flow of Saskatchewan Glacier, US Geological Survey Professional Paper No 351, Washington, DC.
Sear, D.A., Lee, M.W., Oakey, R.J., Carling, P.A. and Collins, M.B. (2000) Coarse sediment tracing technology in littoral and fluvial environments, in I.D.L. Foster (ed.) Tracers in Geomorphology, 21–55, Chichester: Wiley.
Wallbrink, P.J. and Murray, A.S. (1993) Use of fallout radionuclides as indicators of erosion processes, Hydrological Processes 7, 297–304.
Further reading
Peters, N.E., Hoehn, E., Leibundgut, Ch., Tase, N. and Walling, D.E. (eds) (1993) Tracers in Hydrology, IAHS Publication 224, Wallingford:  IAHS Press.
Rukin, N., Hitchcock, M., Streetly, M., Al Faihani, M. and Kotoub, S. (1994) The use of fluorescent dyes as tracers in a study of artificial recharge in Qatar, in E.M. Adar and Ch. Leibundgut (eds) Application of Tracers in Arid Zone Hydrology, IAHS Publication 232, 67–78, Wallingford:  AHS Press.
Verusob, K.L., Fine, M.J. and TenPas, J. (1993) Pedogenesis and palaeoclimate interpretation of the magnetic susceptibility of the Chinese loess- alaeosol sequences, Geology 21, 1,011–1,014.
IAN D.L. FOSTER  (مترجم: عذرا خسروی)
 
 
 
[1] - Wegmann
[2] - Pazzeglia
[3] - River Thames
[4] - Born
[5] - Ritter
[6] - Truckee River
[7] - Pyramid Lake
[8] - Brakenridge
[9] - Brakenridge
[10] - Pomme deterre River
[11] - Lawrance
[12] - Griffths
[13] - Edwards
[14] - Fookes
[15] - Jones
[16] - WADI
[17] - Yermolayer
[18] - Siberia
[19] - Alaska
[20] - Mackencie
[21] - Canada
[22] - Oriented lakes
[23] - Thermokarst movnds
[24] - Alases
[25] - Lena
[26] - Aldan
[27] - Centro yakutia
[28] - PINGO
[29] - Collapsed pingos
[30] - Pingo Yemnants
[31] - Froude
[32] - Reynolds
[33] - Wasatch
[34] - Utah
[35] - MUD FALATS
[36] - MUDDY COASTS
[37] - MANGROVE SWAMPs
[38] - SALTMARSH SURFACE
[39] - Flood – tidal delta
[40] - North Islan
[41] - New zealand
[42] - Hicks
[43] - Chesil Beach
[44]- Portland
[45] -Dosert
[46] - Hytor
[47] - Dartmor
[48] - England
[49] - Devon
[50] -Cornwall
[51] - Middle staple
[52] - Hound Tor
[53] - Vixen tor
[54]- Spur tors
[55] - Clitter
[56] - Dartmoor
[57] - Middle Staple
[58] - Jointing
[59] - Great tor
[60] - Bowermon's Nose
[61] -Linton
[62] - Two Bridges
[63] - Ehlen
[64] - Wohl
[65]- Colorade
[66] - Grown
[67] - Saprolite
[68] - Elden
[69] - Green
[70] - Twidal
[71] - Sub-Skylinetor
[72] - Skylinetor
[73]- Tuddenham
[74] - Palmer
[75] - Radly
[76] - Wallbrink
[77] - Murray
[78] - New south wales
[79] - Wallbrink
[80] - Murray
دفعات مشاهده: 38 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 0.114 seconds with 885 queries by yektaweb 3506