[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 Valley تا Volcano ::
 | تاریخ ارسال: ۱۳۹۶/۸/۱۶ | 
 
 
 
V
  1. - دره
'یک گودشدگی شیب­دار در یک جهت در تمام طولش' (Von Engeln 1942: 7), که تمایل به طولانی­تر شدن از پهنا دارد. دره­ها در طیف وسیعی از اندازه­ها و تعدد نام­ها خندق­، کشیدگی، گردنه، مسیل، آبگذر،حفره، امتداد ،آبکند، گدار، تنگه، دره کوچک و تنگ ، گلن( میانکوه)، ناودان و مجرای کوچک را دارند(Huggett 2002: 193)..
دره­ها به طور معمول به عنوان طیفی از محصولات فرآیندهای رودخانه­ای مانند سایش، فرسایش، حفره دیگ مانند، حفره، کند و ساب و هوازدگی در نظر گرفته ­می­شوند. دره­ها توسط فرسایش جریان جانبی و هوازدگی، حرکت­های توده­ای و فرآیندهای رودخانه­ای در دو طرف آنها عریض می­شوند. آنها با چنین فرآیندهایی مانند فرسایش قهقرایی و یا با ساخت زمین­های جدید (به عنوان مثال دلتای رودخانه) در اتتهای پایین خود به وجود می­آیند. در پلان­فرم آنها شبکه­ها را توسعه می­دهند (نگاه کنید به قوانین هورتون) و انواع الگوهای زهکشی، شامل زهکشی تراز وسط دارند. برخی از دره­ها در سنگ بستر توسعه یافته است (مجرای سنگ بستر را ببینید) در حالی که بقیه در مواد سطحی، مانند آبرفت توسعه می­یابد. به طور کلی رودخانه­های بزرگ دره­های بزرگ دارند، اما مواردی وجود دارد که رودخانه­های غیر متنجانس کوچک دره­های بزرگ را تصرف می­کنند. این می­تواند به خاطر تسخیر رودخانه باشد، که می­تواند مقادیر زیاد آب را از آن دره به سیستم رودخانه دیگر منحرف کند. به طور متناوب، این می­تواند به خاطر تغییرات آب و هوایی عمده باشد که جریان آب­ها از طریق سیستم های پر پیچ و خم دره کاهش یافته است (Dury 1997). در حالی که ممکن است برخی دره­ها به هیچ وجه مجرا­هایی در آنها نباشد(نگاه کنید به دره خشک). بسیاری از دره­ها با ساختارهای زمین شناسی تطابق دارند، در حالی که برخی عدم تطابق را به عنوان برآمدی از پیشروی و یا تحمیل دارند. تنوع زیادی در فرم­های دره­ها وجود دارد(ببینید آرویو: دره سر بریده: دره کور، دره جعبه­ای، دره پنهان ، کانیون، دامبو[1]، دره کوچک و تنگ، مگاشا[2]، دره تونلی، وادی). در حالی که بیشتر دره­ها از نوع قاره­ای و بری هستند، دره­های زیردریایی نیز وجود دارند. برخی از دره­ها بخش­های متقاطع منظم دارند، در حالی که برخی، به واسطه دلایل ساختاری و یا نمود مربوط به میکرو اقلیم، عدم تقارن را نشان می­دهند. در یک درجه، اغلب دره­های رودخانه­های طبیعی به عنوان مثال با داشتن گرایشی به سمت نیمرخ متقاطع V شکل مشاهده می­شوند (اگرچه این بسیار عمومی است)، در حالی که اغلب دره­های یخچالی­کشف شده اغلب به عنوان مثال با ارائه دادن نیمرخ­های متقاطع U شکل با انشعاب­های کوتاه مشاهده می­شوند.
منشا دره­ها به سختی اثبات می­شود. در اوایل قرن نوزدهم گاهی دره­ها به عنوان نتیجه سیل­های نوحی(عهد دقیانوس) (مراجعه کنید به دلوویلایم[3]) در نظر گرفته می­شدند. هم­چنین بحث­های بسیاری راجع به چگونگی وسعت آنها وجود دارد. به طور اساسی شکل­های تکتونیکی، مربوط به شکستگی پوسته زمین هستند. این مطلب به طور آسانی که آنها نتیجه باران و رودخانه­ها هستند، تشخیص داده نشد. این مباحث توسط چورلی و همکاران به خوبی مرور شده بود(1964). به هرحال، چنان­که کندی(1997:67) اشاره کرده است، هر فرایندی که بی نظمی­های توپوگرافی ایجاد کند تراکم بعدی از هر گونه نم سطح موجود و به طور بالقوه، یک جریان- و دره­ای را سبب خواهد شد. به علاوه، از آنجایی که به طور استثنائی دره­ها اشکال با دوامی هستند.... ما باید با این حقیقت مواجه شویم که بیشتر شبکه­ها شامل اجزایی خواهند بود که مدیون منشاء نهایی و دوام آنها برای فرایندهای مختلف هستند.
 References
Chorley, R.J., Dunn, A.J. and Beckinsale, R.P. (1964) The History of the Study of Landforms or the Development of Geomorphology, Vol. 1, London: Methuen.
Dury, G.H. (1997) The underfit meander problem.
Loose ends, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 46–59, London: Routledge.
Huggett, R.J. (2002) Fundamentals of Geomorphology, London: Routledge.
Kennedy, B.A. (1997) The trouble with valleys, in D.R. Stoddart (ed.) Process and Form in Geomorphology, 60–73, London: Routledge.
Von Engeln, O.D. (1942) Geomorphology: Systematic and Regional, New York: Macmillan.
 
A.S. GOUDIE                ( مترجم: عبرت محمدیان)
 
 
 VALLEY MEANDER دره پیچان رود (مأندر دره)
 معمولا پیچان رودهایی که در سنگ بستر به وجود آمده­اند، معمولا طول موجی بزرگ­تر از الگوی رودخانه هم­دوره­شان دارند. این پیچان رود­ها دره­های مارپیچی نسبتاً متقارن بین تپه­ها را شکل می­دهند، و بسیار گسترده­تر از مئاندرهای رودخانه جاری در دشت آبرفتی و یا مئاندر­های آبرفتی هستند. دو نوع از مئاندرها گرایش به تشابه هندسی دارند، تنها تفاوت واقعی این است که مئاندرها در سنگ بستر عموماً اصلی هستند، در حالی که مئاندرها در دشت سیلابی چنین نیستند. مئاندرهای محاطی، به طور عمودی به طرف پایین بدون گسترش خودشان را در جهت­های محوری و جانبی قطع کرده­اند، غیر معمول هستند. آنها پایانی از یک مجموعه را نشان می­د­هند که به طور معمول از طریق برد متوسط مئاندرهای اصلی به مئاندرهایی در یک دشت سیلابی توسعه پیدا می­کند.
دیویس (1906) مئاندرهای سنگ بستر را در رابطه با فرسایش جانبی شرح داد و منشاء آنها را از چرخه فرسایش در طول دوره­ی جوانی قرار داد. دیوری[4] (1954، 1977) به طور کامل دره­های مئاندری را مطالعه کرد، به منظور معلوم کردن این که آیا آنها توسط یک جریان بزرگ­تر از جریان امروزی قطع شدند. در بیشتر مثال­ها، وی نشان داد که دره­های مئاندری در طول دوره­های رواناب زیادتر و بده اوج بالاتر تولید شده­اند. قبل از افت حجمی جریان که منجر به جریان­های جویباری[5] هم­دوره می­شود، و این بده­های بزرگ­تر در زمان­های گذشته با آب و هوای پلیستوسن همراه بودند.
رابطه طول پیچان رود به عرض دره در مئاندرهای دره­ای در سنگ پراکندگی بیشتری نسبت به آنهایی که در آبرفت هستند نشان می­دهد. اما آشکار است که طول به طور مستقیم به عرض کانال در هر دو مورد متناسب است. در سنگ طول موج مئاندرها 15 تا 20 برابر عرض دره است. از سوی دیگر، مطالعه خمیدگی­های منحصر بفرد مئاندرهای دره­ای، اشاره ­دارد که تفاوت در ساختار زمین­شناسی و سنگ­شناسی منجر به تفاوت در طول موج مئاندرها در سنگ است.
به دلیل دشواری تجسم­کردن چگونگی یک مجرا می­توان یک الگوی غیر مستقیم منظم هم­زمان با برش سرتاسری در لایه­های سنگ سخت را حفظ کرد. اغلب فرض شده است که الگوی پیچان رودها در یک پوشش رسوبی پوشاننده وارد می­شوند و روی سنگ سخت­تر زیرین تحمیل می­شوند، هم­چنان که رودخانه درون لایه­های خودش جایگیر می­شود. خیلی اوقات این لایه­های پوشاننده فرضی به طور پیوسته فرسایش یافته­اند و از این رو فرضیه برای اثبات دشوار است. در بیشتر موارد هیچ لزومی برای چنین فرضیه دو سیکلی پدیدار نمی­شود. مئاندرهای دیگر در سنگ بستر اشاره می­کند که رودخانه برای بالاآمدن پیشینه بود. این که، رودخانه برای نگه داشتن مسیر خودش پدیدار می­شود و ساختار حفرشده به عنوان شکل آخری گرفته است. غیر ممکن است در غیاب شواهد چینه­شناسی بین یک پیشینه رود و یکی که از یک پوشش پوشاننده تحمیل شده است تشخیص داده شود.
References
Davis, W.M. (1906) Incised meandering valleys, Bulletin of the Geological Society of Philadelphia 4, 182–192.
Dury, G.H. (1954) Contribution to a general theory of meandering valleys, American Journal of Science, 252, 193–224.
——(1977) Underfit streams: retrospect, perspect and prospect, in K.J. Gregory (ed). River Channel Changes, 281–293, Chichester: Wiley.
urther reading
Leopold, L.B., Wolman, M.A. and Miller, J.P. (1964) Fluvial Processes in Geomorphology, San Francisco: W. H. Freeman. SEE ALSO: underfit stream
 
 
MARIA SA                     ( مترجم: عبرت محمدیان)
VASQUE وسک
 سنگ آهک و پلاتفرم­های ساحلی ائولینیت[6] در مدیترانه و مناطق گرمسیری معمولا شامل یک سری از پادگانه­های پست شکل گرفته توسط برکه­های ته صاف وسیع یا وسک­ها[7] است. برکه­ها از یکدیگر توسط لبه­های مارپیچی باریک، از هم جدا شده­اند که می­تواند: توسط جلبک­های آهکی، ورمی­تیدها (نگاه کنید به ریف ورمی­تید و دیگ)، و یا حتی سرپیولیدها (نگاه کنید به ریف­ سرپیولید): پیناکل­های کروژنی[8]باقی مانده لایپه­ها یا ترکیبی از این دو ساخته شده باشد. صفحات- شکل گرفته وسک­ها در جزر و مد بالا پوشیده می­شوند و توسط امواج شکسته در جزر و مد کم، به طور متوالی با بازگشت جریان آبشاری به برکه­های پایین­تر شسته می­شوند (صفحه 143).
 

عکس 143: برکه­های حاشیه­دار، وسک­های توسعه یافته در ائولینیت­های فرسایش یافته در ساحل ترژر[9] در نزدیکی دوربان، آفریقای جنوبی.
Further reading
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
 
ALAN TRENHAILE                                               ( مترجم: عبرت محمدیان)
VENTIFACT سنگ­های چند­وجهی
 اصطلاحی برای توصیف سنگ­های باد- وجهی توسط ایوانز(1911) معرفی شد، سطوحی که مسطح شده، طوری که در زوایای تیز تقسیم شده است. آنها شامل درای­کانتر شبیه جوز برزیلی شکل در آلمان هستند. برای تشکیل آنها سه شرط لازم است: به طور کلی بادهای یک جهتی، قوی: حضور مواد سست(ماسه، گرد و غبار، برف و غیره) که برای حمل در حالت تعلیق یا جهش موجود باشند: و حضور تخته سنگ­ها و رخنمون­های سنگ بستر در جریان باد، برجسته است. به هر حال، بحث قابل توجهی راجع به اهمیت نسبی سایش توسط گرد و غبار و ماسه (نگاه کنید برد و همکاران. 1997 برای مرور) برای مکانیسم دقیق که سطوح مسطح حاصل شده در سه یا بیشتر گوشه­ها از برخی سنگ­های چندوجهی وجود دارد.
سنگ­های چندوجهی در طیف گسترده­ای از سنگ شناسی از جمله بازالت، گرانیت، دلوریت، آپلیت، آندزیت، چرت، سنگ مرمر، دولومیت و سنگ آهک ثبت شده است. هم چنین در طیف وسیعی از محیط­های روباز، شامل بیابان­ها، مجاور یخچالی و مکان­های ساحلی رخ می­دهند. هم­چنین آنها در مریخ رخ می­دهند 1999) (Bridges et al.. برخی سنگ­های چندوجهی باقی مانده­هایی از شرایط توندرا پیشین پسروی یخچالی بعدی، بلکه قبل از ایجاد پوشش گیاهی در اواخر پلیستوسن هستند. چنین سنگ­های چندوجهی برای پی بردن به جهت بادهای قدیمی استفاده شده است (استایلر 1995)، که بادهای قوی فعلی از طرف شرق در دانمارک و جنوب سوئد است. در ایرلند، برخی از سنگ­های چندوجهی ساحلی ممکن است در طول عصر یخبندان کوچک، از اواخر هولوسن شکل گرفته باشند. وقتی آنجا بادها از جانب ساحل، امواج، تغییرات پی در پی رسوب و دوره­های ایجاد ریگ روان افزایش یافته بود .(Knight and Burningham 2001)
References
Breed, C.S., McCauley, J.F., Whitney, M.F., Tchakerian, V.P. and Laity, J.E. (1997) Wind erosion in drylands, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology: Process, Form and Change in Drylands, 437–464, Chichester: Wiley.
Bridges, N.T., Greeley, R., Haldemann, A.F.C., Herkenhoff, K.E., Kraft, M., Parker, T.J. and Ward, A.W. (1999) Ventifacts at the Pathfinder landing site, Journal of Geophysical Research 104(E), 8,595–8,615.
Evans, J.W. (1911) Dreikanter. Geological Magazine 8, 334–345.
Knight, J. and Burningham, H. (2001) Formation of bedrock-cut ventifacts and Late Holocene coastal zone evolution, County Donegal, Ireland, Journal of Geology 109, 647–660.
Schlyter, P. (1995) Ventifacts as palaeo-wind indicators in southern Scandinavia, Permafrost and Periglacial Processes 6, 207–219.
 
A.S. GOUDIE ( مترجم: عبرت محمدیان)
 
 
 
 
VERMETID REEF AND BOILER - ریف ورمی­تید و دیگ

 معمولا کورنیش­ها [10]­و دیگر ریف­های آلی در شمال غربی دریای مدیترانه از جلبک­های آهکی و کرم­های[11] سرپیولیدا (مشاهده کنید ریف سرپیولید) تشکیل شده است. دماهای بالاتر در جنوب مدیترانه برای جمعیت­های بزرگ ورمی­تید[12] مناسب هستند. اما نظر به این که آنها تنها روکش­هایی روی تروتوارها [13] در سنگ­های آهکی و ماسه سنگ­های نسبتاً فرسایش یافته، شکل گرفتند و صرفا کورنیش­های ساختمانی ورمی­تید در بسترهای نسبتاً مقاوم وجود دارد. ورمی­تید­ها نیز به توسعه دیگ­ها یا ریف­های فنجانی شکل در دریای مدیترانه و غرب اقیانوس اطلس شرکت کرده­اند. دیگ­ها، که مماس با سطح آب در جزر و مد کم هستند، بالای 12 متر ارتفاع و چند ده متر قطر دارند. آنها شبیه میکروآتول­ها[14] با تورفتگی مرکزی و یا میکرو تالاب هستند، بالای چند متر عمق، که توسط دیواره­های بالا آمده احاطه شده­ است. دیگ­ها در برمودا به طور کامل از جلبک قرمز، گاستروپودهای ورمی­تید و مرجان پوسته­ای میلی­پورا[15] تشکیل شده­اند. اما اشکال مشابه در دریای مدیترانه صرفاً روکش­هایی ورمی­تیدی و جلبک روی قطعات ائولینیت­های فرسایش یافته، هستند.
Further reading
Ginsburg, R.N. and Schroeder, J.H. (1973) Growth and submarine fossilization of algal cup reefs, Bermuda, Sedimentology 20, 575–614.
Trenhaile, A.S. (1987) The Geomorphology of Rock Coasts, Oxford: Oxford University Press.
 
ALAN TRENHAILE                                                ( مترجم: عبرت محمدیان)
 
VISOR, PLINTH AND GUTTER لبه پیش آمده، ستون و مجرای ناودانی
 فرورفتگی­های کروژن[16] (ببینید فرورفتگی، ساحلی) در پای صخره­ها گاهی اوقات در بالای لبه پیش آمده آنها و در زیر پایه ستون آنها قرار دارند. آنها بر پلاتفرم­های ساحل ائولینیت­ها در استرالیای جنوبی(هیلز،1971)، و از استرالیای غربی، هاوایی، برمودا و شمال غرب هند تعریف شده­اند. لبه پیش آمده متشکل از یک باندسخت شده، سنگ سخت شده، که ممکن است وقتی آب باران تازه کربنات کلسیم را ته نشین می­کند شکل گرفته، جایی که تماس با سنگ را در بر می­گیرد با آب دریا اشباع شده است. این ممکن است توضیح داده شود چرا ارتفاع لبه پیش آمده در مناطق پناهگاهی ردیابی شده کاهش می­یابد. اگرچه قابل بحث است آیا اشباع آب دریا در مناطق بالا و فوق کشندی می­تواند در طول دوره­های جزر و مد پایین حفظ شود. پایه ستون یک برجستگی جزئی است که به لبه خارجی­تر فرورفتگی پایه متصل شده است. هیلز مطرح کرد که پایه ستون در ارتفاع توسعه می­یابد که آب توسط عمل مویی در بالای سطح پلاتفرم کشیده شده است. آبرو، یا خندق یک مجرا است، گهگاه در پایه یک سطح شیب­دار تشکیل می­شود(ببینید سطح شیب­دار، ساحل)، که توسط ماسه، سنگریزه­ها و تخته سنگ­های کوچک فرسایش یافته است.
Further reading
Hills, E.S. (1971) A study of cliffy coastal profiles based on examples in Victoria, Australia, Zeitschrift fur Geomorphologie 15, 137–180.
 
ALAN TRENHAILE                                                ( مترجم: عبرت محمدیان)
 VOLCANIC KARST - کارست آتشفشانی
 اشکال شبه کارست در زمین­های آتشفشانی یافت می­شوند و به چهار نوع طبقه بندی شده­اند(ریفاری،2001). طبقه­بندی­ها در جدول 48 نشان داده شده­اند.
 نوع کارست کاذب سینسیو لاتو[17] عبارت است از لندفرم­های ساختاری در جریان­های گدازه که به فرایندهای پیکرسازی ارتباطی ندارد. آنها شامل مجراهای گدازه، غار گدازه ­ای[18] و دولین­های کاذب و شفت­های ایجاد شده توسط فرو ریختن سقف­های جریان گدازه است. نوع کارست کاذب سینسیو استریک­توو[19] توسط فرایندهای پایپینگ در مواد آتشفشانی سست ایجاد شده است(به طور مثال نهشته­های پیروکلاستیک). نوع ارتوکارست به عنوان حاصلی از انحلال کربنات­ها توسعه پیدا کرد. نوع پارا کارست، به عنوان نتیجه­ای از انحلال کانی­های دیگر از کربنات­ها توسعه پیدا کرد.
جدول 48 طبقه بندی کارست آتشفشانی
 

کارست کاذب، S.L گدازه تونل­ها،غارهای گدازه­ای، غیره ساختار. مرتبط به محل گدازه
کارست کاذب:S.S مواد آذرآواری آندوسول­ها مجرا­ها، چاله­ها، کانیون­ها، دره­های خشک سافیوژن[20]
ارتوکارست کربنات­ها فرورفتگی­های بسته، لاپیه­های وسیع انحلال کربنات­ها
پاراکارست بازالت فرورفتگی­های بسته، لاپیه­ها، غارهای گدازه­ای منیزیم، سدیم و سیلیس.
 تراورتن و مواد کلوخه شده در دهانه چشمه آبگرم[21] رسوبگذاری شیمیایی
 CaCO3 و SiO2
 
 

Source: Modified from Reffay (2001)
 
 
 
Reference
Reffay, A. (2001) Types de karst en terrain volcanique: revue bibliographique, Geomorphologie 2001(2), 121–126.
 
A.S. GOUDIE               ( مترجم: عبرت محمدیان)
 
 
 
 
 
VOLCANO -آتشفشان
 آتشفشان به عنوان مکانی بر سطح یک سیاره یا کره ماه توصیف می­شود. معمولاً از طریق آتشفشان مواد گازی، مایع و یا جامد، از طریق فعالیت فرایندهای حرارتی درونی به بیرون رانده یا فوران می­کنند. فوران­ها اغلب از ماگمای مذاب آذرین تشکیل شده است. این ماگما ترکیبی از سیلیکات یا ماده مذاب دیگر، با مقادیر متغیر فازهای بلوری و حباب­های گاز می باشد. اگرچه این مواد می توانند به طور چشمگیری در فوران­های انفجاری شدید به جریانی از قطعات سنگی و گازهای داغ نیز تغییر شکل پیدا کند. هم چنین یک فوران می­تواند انفجارهای بخار، تند باد انفجاری سنگ­های نزدیک سطح بیرونی زمین بدون همراهی ماگمای تازه، را منجر شود. به طور معمول محصولات فوران در اطراف دهانه یا دهانه­های انفجاری انباشته می­شوند. اگر فوران­ها پایدار یا مکرر باشند، می­توانند کوهستان­هایی با حجم بسیار قابل توجه ایجاد کنند. المپوس مونز[22]، بلندترین آتشفشان در منظومه شمسی، تا حد 24 کیلومتر بر فراز دشت­های مریخی اطرافش برخاسته است و حجمی در حدود 3 km 106 ´3 دارد(صفحه 144). گذشته و حال، شرایط و خصوصیات آتشفشان­هاا، یکی از فرایندهای اساسی زمین­شناسی منظومه شمسی است.
به عنوان مثال آتشفشان­ها به طور گسترده روی سطح زمین فعال یا خاموش تشخیص داده می­شوند. اصطلاح "فعال" در مفهوم­های مختلف استفاده می­شود. اغلب این کلمه برای نشان دادن یک آتشفشان، عملاً در حال فوران استفاده می­شود. به علاوه، برای همه آتشفشان­های شناخته شده که در دوره هولوسن فوران داشتند به کار رفته است (آخرین 10،000 سال). به طور واضح این تعریف گسترده­، شامل تعدادی آتشفشان­ است که برای صدها یا حتی میلیون­ها سال فوران نداشته­اند، و عملاً ممکن است خاموش باشند (ناتوان از فوران آینده). اما به طور موثری تعداد بیشتری از آتشفشان­ها را در بر می­گیرد، که ممکن است دوره­های آرامش طولانی تجربه کرده باشد( فواصل بین فوران­ها) و می­تواند خفته و قادر به فوران در آینده در نظر گرفته شوند. در حدود 1500 آتشفشان شناخته شده­اند یا مشکوک به داشتن فوران در طی هولوسن هستند و بنابراین به عنوان فعال طبقه بندی می­شوند(سیبرت و سیمکن 2002). از اینها، تعداد 550 تا در دوره تاریخی فوران کردند.

عکس 144: المپوس مونز، بلندترین آتشفشان در منظومه شمسی.
هر سال، به طور متوسط پنجاه تا هفتاد آتشفشان فوران می­کند، اگرچه برخی از این­ آتشفشان­ها با فوران­های پایا در فاصله معین سال­ها یا دهه­ها هستند. هنگامی که شما این صفحه را می­خوانید در یک روز به طور متوسط، حداقل بیست آتشفشان فوران خواهند کرد. مهم است اشاره شود که تمام این ارقام مربوط به آتشفشان­های روی زمین هستند. ارقام دقیق برای فوران­های زیر دریایی در دسترس نیست، اگرچه شناخته شده که شرایط و خصوصیات آتشفشان­های بستر دریا به نسبت ده به یک ماگمای خروجی شرایط و خصوصیات آتشفشان­های خشکی کوتاه ماندند.
بیشتر آتشفشان­های خاموش گازها و مایعات را در سطح زمین بیرون می­رانند. در مورد چشمه­های آبگرم، جریان بخار و گاز، تابع آب مایع آن(چشمه) است. آبفشان­ها مثال­های دیدنی از چشمه­های آبگرم هستند، اولد فیثفول در یلوستون[23] ، وایومینگ آمریکا [24] شاید مشهورترین آنها هستند. وقتی انتشارهای گازی چشمگیر وجود داشته باشد، معمولاً اصطلاح فومرول به کار برده می­شود. بنابراین دماهای انتشار فومرول­ها به طور معمول متجاوز از نقطه جوش محلی آب است. گاهی اوقات پهنه­های فومرولی پایا گوگردزایی (سولفاتارا) یا سولفوره نامیده می­شود. خیلی اوقات انتشار فومرول­ها ترکیبی از گازهای ماگمایی و هم­چنین هیدوترمال است. تحول بعدی از طریق فعل و انفعالات شیمیایی پیچیده و فیزیکی بین سیالات ماگمایی، آب شهاب سنگی، آب دریا و سنگ است. از برخی آتشفشان­ها دبی به داخل دهانه­های دریاچه­ مانند بیرون رانده می­شود، که توسط تغلیظ گازها در دریاچه، هم چنین تسخیر ته نشینی شکل می­گیرد. "اسموکرهای سیاه" همراه شده با پشته­های اقیانوسی، نشانه مهم دیگری از بده فرار زیر آبی هستند. ظاهراً برخی آتشفشان­ها در فوران مداوم بوده­اند از وقتی که سوابق موجود است. به عنوان مثال، شاهدی برای وقفه قابل توجه در فوران مداوم استرومبلی[25] (ایتالیا) در بیش از دو میلیون وجود ندارد. آتشفشان­های ذیل بیشتر یا کمتر به طور مداوم برای ده­ها سال فوران کرده­اند: استرومبلی و اتنا (ایتالیا)، اترا آل(اتیوپی)، مانام، لنگیلا و بگانا(پایوآ گینه نو)، یاسور(وانواتو)، سی میرو و دیوکونو(اندونزی)، ساکورا- جیما(ژاپن)، سانتاماریا و پاکایا(گواتمالا)، آرنال(کاستاریکا)، سنجی(اکوادر) و اریباس(قطب جنوب). با توجه به پیشینه­ موسسسه جهانی برنامه آتشفشانی اسمیت سونیان، مدت زمان متوسط یک فوران در حدود هفت هفته است. بیشتر فوران­ها در مدت سه ماه به پایان می­رسد.
 
مواد فوران (Materials erupted)
 به استثنای برخی موارد خارجی اما کمیاب، بیشتر آتشفشان­ها یک نوع ماگمای سیلیکات یا نوع دیگر فوران می­کنند. در فوران، این مواد می­تواند به گدازه­ها تقسیم شود، که روی سطح در شکل نیمه مذاب جریان می­یابد (با درجه­های کاملاً متغیر از روانی) و پیروکلاستیک­ها (عیناً " شکسته توسط آتش")، از آتشفشان­ها به عنوان قطعات جامد بیرون رانده می­شوند. پیروکلاستیک­ها ممکن است در ستون­های فوران شناور به ارتفاعات قابل توجه در اتمسفر زمین به بالا بپرند(با بیش از km40 ارتفاع در موارد استثنایی). بعد می­تواند صدها یا هزاران کیلومتر توسط جریان­های هوا حمل شوند. وقتی آنها بر سطح ته نشین می­شوند، به طور معمول نهشته ریزشی خاکستر را شکل می­دهند. اینها اغلب توسط بسترهای روگذاری شده خاکستر خوب به متعادل طبقه بندی شده مشخص شده­اند. اگر رسوبات خاکستر سخت شده باشد، آنها اغلب توف نامیده می­شوند.
 اگر چه اصطلاح "خاکستر" به طور گسترده­ای در یک مفهوم آزاد استفاده می­شود، به طور تاکیدی به پیروکلاستیک­هایی با قطر 2 میلی متر یا کمتر اشاره می­کند. حتی ریزترین خاکستر از خرده ریز تشکیل شده است، قطعات ریز شیشه آتشفشانی مجزا توسط فوران­های انفجاری، شدید خرد می­شوند. قطعات بزرگ­تر (تا حدود عرض mm 64) لاپیلی نامیده می­شوند، و باز هم مواد بیرون ریخته شده بزرگ­تر به عنوان مثال بلوک ها (اگر در هنگام پرتاب شدن جامد باشد) و یا بمب­ها (تا حدی مذاب در هنگام پرتاب شدن) اشاره شده است. حتی بزرگترین بلوک­ها و بمب­ها به مجزا شدن از یک ستون فوران صعودی تمایل دارند و مسیرهای پرتابی بالستیک بازگشتی به سطح زمین را دنبال می­کنند و نسبتا نزدیک به دهانه سقوط می­کنند. سیالات، پیروکلاستیک­های زمخت که در اطراف دهانه انباشته می­شوند اغلب اسپاتر نامیده می­شوند. لاپیلی مافیک یا ترکیب متوسط (محتوی سیلیس کم یا متوسط) که بافت پرحباب، متلاشی شده را نشان می­دهد، اسکوری نامیده می­شوند. معمولا پیروکلاستیک­های بسیار پرحباب، بیشتر ترکیب غنی از سیلیس (مشتق از سیلیس)، اغلب پومیس یا سنگ پا نامیده می­شود. تفرا یک واژه عمومی مربوط به تمام مواد آذرآواری، صرف نظر از اندازه است.
فوران­های آذرآواری همیشه ستون­های فوران همرفتی پایدار در جو تولید نمی­کنند. هم­چنین آنها می­توانند منجر به فروپاشی منشاء شوند. در تمام یا بخشی از فوران پیروکلاستیک­های باقی­مانده ناحیه دهانه به کشیده شدن و گرمای کافی محیط برای تبدیل شدن به شناورشدن ناتوان شده­اند. سپس به سطح سقوط می­کنند، جایی که می­تواند جریان­های آذرآواری را تغذیه کند که در سراسر زمین به عنوان غلظت جریان حرکت­کنند.
به طور کلی جریان­های آذرآواری به دقت توپوگرافی را دنبال می­کنند. اما آنها می­توانند تکانه­ی حرکت کافی برای غلبه بر موانع توپوگرافی به دست آورند. بزرگترین فوران ­های مشتق از سیلیس بر روی زمین به طور عمده فوران­های جریان آذرآواری با حجم­های چندین هزار کیلومتر مکعب (توده­های بیش از kg1015) هستند.
اغلب رسوبات آنها ایگمبریت نامیده می­شوند و برخی در طول فشردگی برای تشکیل منبعی عمده از سنگ ساختمان تفتیده می­شوند. جریان ­های آذرآواری متشکل از مواد در اندازه خاکستر هستند. هم­چنین به عنوان جریان­های خاکستر و رسوبات به عنوان نهشته جریان خاکستر شناخته شده اند. ریزترین ذرات می­توانند از یک جریان آذرآواری جدا شوند و به عنوان یک تنوره همرفتی به ارتفاعات قابل توجه در جو صعود ­کنند. سرانجام در پی قرارگیری نهشته­های خاکستر کو- ایگنمبریت تشکیل می­شود.
 
شیوه­­های فوران (Eruption styles)
 قبلاً به دو شیوه فوران خیلی کلی فوران­های گدازه(جاری) و آذرآواری(بیرون ریز) اشاره شد. طرح­های مختلفی برای طبقه­بندی فوران­ها در جزئیات دقیق­تر وجود دارد. درحالی که همه آنها برخی ارزش­های توصیفی را حفظ می­کنند، آشفتگی می­تواند از کاربرد متناقض واژگان رخ دهد و این واقعیت است که یک فوران منحصر به فرد می­تواند پدیده­های بسیار مختلف در توالی سریع یا حتی با هم را نشان دهد(بلوک 145). دو روش اساسی وجود دارد یکی توصیف کردن یک فوران بر اساس مشاهدات عهد حاضر(به عنوان مثال توصیف فیزیکی پدیده­های انفجاری)، دیگری مشخص کردن و تفسیر کردن نهشته­ها یا اثرات یک فوران. آشکار است، دومی بهترین یا فقط انتخاب موجود برای فوران­های بسیار در گذشته است. تلاش­های قابل توجهی در چارچوب­های توسعه نظری شده است. شرح فیزیکی نهشته­های فوران و حمل و نقل جوی، ابرهای خاکستر را ثبت می­کند .(Sparks et al. 1997)
توصیف کننده­های فیزیکی مبهم فوران­ها حداقل بزرگی، شدت و تداوم هستند. شدت نسبت جرم فوران را توصیف می­کند(به عنوان مثال در kg s_1 ) و به طور خاص یک پارامتر مفید برای فوران­های انفجاری است، چنان که به طور نزدیکی به برد ارتفاع توسط ستون فوران مرتبط شده است. شدت همبستگی از طریق کل تداوم محصولات فوران کل جرم فوران یا بزرگی است(در kg). هم­چنین اندازه مرتبه­ای مفید است، که مقایسه از اندازه­های گدازه­ مختلف و یا تفراهای فوران­ها را قادر می­سازد.
 

 عکس 145: کوه اتنا (ایتالیا) در فوران آگوست 2001. توجه کنید که چندین دهانه ردیفی به طور هم­زمان فعال هستند. ابرهای خاکستری تاریک در 2550 بالای سطح دریا است و یک مخروط خاکستر جدید و در حال حاضر یک جاذبه توریستی است به وجود آمد. دهانه زیری یک جریان گدازه بیرون می­دهد، با دیواره ای از گازهای نسبتا سفید متصاعد آن جدا شده است.
 
همیشه فوران­ها ماگما تازه بیرون نمی­دهند. آنها می­توانند با انبساط ناگهانی فاز متغیر مایع به یک گاز رانده شوند، به طور مثال وقتی آب زیرزمینی در برخورد با ماگما داخل می­شود و به سرعت به بخار تبدیل می­شود یا توسط فشار زدایی آنی توده­­های گازی، در برخی مکان­ها در داخل یک آتشفشان یا سرداب آن متراکم شده­اند. این تند بادهای انفجاری آبکی می­توانند حجم­های قابل توجهی از سنگ­ بین منبع انفجار و سطح زمین را حفر کنند. چاله­های شگفت انگیز باقی مانده در زمین از این نوع هستند. هم­چنین اگر ماگمای جدید در چنین فوران­هایی به بیرون رانده شود، ماگمای آبدار نامیده می­شوند. چنین پدیده­های هیدرو ولکانیک کاملاً متداول هستند. وقتی یک آتشفشان خفته بیدار می­شود آتشفشان به طور موثری گلوگاه خودش را برای به وجود آوردن راهی برای عبور ماگمای جوان جدید باز می­کند.
هم­چنین مجموعه­ای از شرایط درونی برای توصیف کردن بیشتر شیوه فوران در کاربرد متداول است. این موارد از فوران­های خاص تاریخی ناشی می­شوند(برای مثال، ّ ولکانینّ به فوران 1890- 1888 ولکانو اشاره می­کند: پلینی به مشاهدات الدر از فوران وزوو در 79 سال پس از میلاد، که توسط برادر زاده­اش ثبت شده است) یا شیوه­های مشخصه آتشفشان­های منحصر به فرد(استرومبولین به آتشفشان استرومبولی تمایل طبیعی برای جلوه­های نسبتاً متعادل پیروتکتونیک اشاره می­کند). متاسفانه واژگان ایده­ال نیست. برای این­که نظر یک آتشفشان شناس از یک فوران ولکانین می­تواند نسبتاً شبیه تصویر دیگری از یک فوران پلینی باشد. اما چون در استفاده گسترده باقی می­ماند، به طور خلاصه اینجا تعیین شد.
ماگمای با گرانروی کم فوران­های غنی از گاز می­تواند تولید چشمه­های خاص فعالیت هاوایی را تقویت کند. فعالیت استرومبولی بیشتر توسط فوران­های مجزا، نسبتاً آنی، بمب­های پیش رانده شده مستعد کمی بیشتر از صدها متر بالای دهانه شناسایی شده است. این فوران­ها مانند حباب­های بزرگ گازهای انفجار در سطح یک مجرای پرشده با ماگما شکل گرفته­اند. فوران­های ولکانین بیشتر شدید هستند. در اینجا، فشار گاز تقویت شده، اغلب در یک مجرای آتشفشانی ولکانیک برای دهه­ها یا قرن­ها، پس از آخرین فوران مسدود شده است. ناگهان یک ستون انبوه از بلوک­ها و خاکسترها با فشار به بیرون رانده می­شود. اغلب بیشتر ترکیبی از گدازه­های قدیمی تا جدید است. گاهی اوقات این فوران­ها پاکسازی گلوگاه را انجام داده که پاک کردن مجرای ولکانیک برای یک فوران پلینی قابل توجه را آماده می­کند. فوران­های پلینی به طور معمول برای ساعت­ها یا روزها تدوام دارند.تنوره­های فوران به ارتفاع km40 تا 20 بالا می­روند و خاکستر ، گازها و ائروسل­ها می­توانند کره زمین را در طی هفته­ها دور بزنند. فوران­های پلینی پومیس­ خوب جورشده و نهشته­های ریزشی خاکستر را تولید می­کنند. یک عامل مهم، مانند فوران­های انفجاری در مقیاس کوک می­شود، نسبت بین مدت بده ماگما و زمان بالا رفتن تنوره در اتمسفر است. فیزیک ستون­های فوران برای فوران­های مجزا در مقایسه با فوران­های مداوم اختلاف می­یابد، با صعود بالاتر به طور قابل توجه مستعد برای یک شدت معلوم است. شدیدترین فوران شناخته شده، بر اساس مطالعات نهشته­های آن، حدود181 سال پس از میلاد، فوران تائوپو[26]در نیوزیلند است. با برآورد یک شدت بیش از حد _1 109 kg s، ابر خاکستر آن در حوالیkm 50 بالای سطح دریا بالا رفته بود(کری و سیگوردسون،1989). گاهی اوقات، به عنوان مثال در کوه ست هلن(USA) در 1980، انفجارهای آتشفشانی بیشتر یا کمتر به طور افقی تنظیم شده­اند و تند بادهای انفجاری جانبی نامیده می­شوند.
 گاهی اوقات فوران­های هیدرو ولکانیک به چنین رخدادهای سورتسی اشاره کرده­اند. فوران­های گنبدگدازه( مشاهده کنید لندفرم­­های گدازه)، که اغلب دگرگونی­های ناگهانی، در رفتار بین فوران آهسته گدازه را نشان می­دهند که به صورت گنبد متراکم می­شوند و انفجارها و گنبدها فرو می­ریزند که جریان­های پیروکلاستیک را تغذیه­ می­کنند، نوع پله­ای نامیده می­شوند. هنوز فوران­های شکافی یک نام خاص منحصر، ندارند اما آنها در برخی مناطق آتشفشانی کاملاً متداول هستند، به ویژه ایسلند، جایی که ماگماها می­توانند به بیرون سطح زمین در طول قابل توجه ورقه­های عمودی (دایک) بالا بیایند. بده ماگما به سرعت روی تعداد متمرکز می­شود. اما نقاط ردیفی و کل طول سیستم می­تواند بالای km 10 یا بیشتر باشد.
 
 انواع آتشفشان­ها (Types of volcanoes)
 لندفرم­های ساخته شده توسط فعالیت آتشفشانی بسیار متنوع و منعکس کننده شدت تغییرات منبع ذوب از هسته، مخزن، سیر تکاملی و انتقال ماگما در پوسته و محیط تکتونیکی و هم­چنین عوامل خارجی از قبیل حضور آب مایع هستند. شاید ساده­ترین ساختار آتشفشانی مخروط خاکستر یا اسکوری است. اغلب آتشفشان­های منوژنیک به عنوان نتیجه رویداد ضمنی فوران تنها شکل گرفته­اند. آنها به ندرت بالغ بر ارتفاع بیش از 200-100 متر هستند و معمولا از اسکوری­های مافیک ترکیب شده است. بسیاری از آتشفشان­های سپری بسیار بزرگ­تر، با زاویه کم، دامنه­های محدب روبه بالا و یک ناحیه قله وسیع (شکل 144) مشخص شده­اند. با مخروط­های خاکستر اتفاقی نقطه نقطه شده است. جایی که شاخه­هایی از مجرای ماگما مرکزی سطح روی پهلوهای آتشفشان شکسته شده، توسعه یافته­اند. معمولاً نیمرخ سپر، گرانروی کم گدازه­های فوران را منعکس می­کند و توانایی آنها را برای جاری شدن در مسافت­های قابل توجه قبل از سفت شدن را نشان می­دهد. معمولا آتشفشان­های سپری توسط کالدراهای آشیانه­ای و متقاطع پوشانده شده و حفره­های فروریخته توسط فرو نشست شکل گرفته­اند. کالدراها نیز می­توانند در طول فوران­های انفجاری بزرگ مانند فرو ریختگی­های پوسته بالای محفظه خالی ماگما توسعه یابند.
 وقتی آب زیرزمینی فراوان وجود داشته باشد، فوران­های هیدرو ولکانیک می­توانند تورفتگی­های وسیع بسته­ای توسط بریدگی­های کم دایره­ای شکل و بیضی شکل مواد بیرون ریخته را ایجاد کنند .این اشکال به عنوان مآرشناخته شده­اند و ممکن است مواد کم یا نه جوان را نشان دهند. حلقه­های توف از مآرها توسط ساخت روی لایه نسبت به حفر داخل آن تشخیص داده می­شوند و به طور معمول شامل تفرا جوان­ترهستند. آنها شیب­های ملایم (°10- 2) در مقایسه با مخروط­های توفی دارند، که سطح­های شیب­دار °30- 20 دارند.
بیشتر آتشفشان­های پلی ژنیک، نتیجه رویدادهای ضمنی فوران­های بیشمار هستند. مخروط­های ساده، نیز استراتو­- ولکان نامیده می­شود، معمولا از گدازه­های بین دولایه و تفرای تولید شده در فوران­های بدون مخروط در سرتاسر دوره حیات یک آتشفشان ترکیب شده است که می­تواند هر جایی کمتر از هزار تا بیشتر از صدها سال باشد. به طور معمول آنها در ارتفاع بین 1000 و 3000 متر آرایش یافتند و اغلب به طور نسبی توسط دهانه­های کوچک (به قطر چند صد متر) پوشانده شده­اند.کوه مایون (فیلیپین) یک مثال خوب است و به طور یکنواخت برای تقارن شعاعی نزدیک به کامل و دامنه­های محدب- به سمت بالا مشهور است. آتشفشان­ها ممکن است در معرض فرو ریختگی­های عمده گرانشی در طول تاریخ خود قرار گرفته باشند (بخش بعد را ببینید) اما توسط فوران بعدی دوباره رشد کنند.ساختارها عوض می­شوند که حاصل مخروط­های مرکب نامیده می­شوند.
گاهی اوقات دسته­های آتشفشان­های همپوشان آتشفشان­های مرکب نامیده می­شوند. اگرچه این اصطلاح نسبتاً بطور آزادانه استفاده می­شود. مورد دیگر از فعالیت آتشفشان پراکنده ، میدان آتشفشان است، جایی تشکیل شده که یک سیستم ماگمایی منفرد بیشتر قسمت مجزای، معمولا فوران­های منوژنیک را تغذیه می­کند. میدان آتشفشانی میچیوسن-گوانجواتو در مکزیک، از تعداد1400 مخروط­ خاکستر منحصر به فرد، مخروط­های توف و مآرهای گردی در منطقه­ای km 250´200 تشکیل شده است، یک مثال خوب است.
اخیرا در سایه پیشروی در اکتشاف اعماق دریا فعالیت آتشفشانی زیردریایی قابل توجه شده است. ژئومورفولوژی آتشفشان­های پشته اقیانوسی برخی از ویژگی­های نقاط مقابل خشکی را در محیط های تکتونیکی کششی نشان می­دهند. اما فوران در آب در فشار بالا از فعالیت انفجاری جلوگیری می­کند و باعث می شود سطوح گدازه به طور سریع سفت شوند. ملاحظات­ مشابه در فوران­های وابسته به دوره زیر یخچالی به طور عمده در ایسلند به کار برده می­شود. در اینجا وزن یخ و حضور آب ذوب در تشکیلات تایس[27] در مورد فوران­های دهانه مرکزی، و یا موبرگز[28]منجر می­شود، وقتی فوران­های شکافی به وقوع می­پیوندند. آزادی­های فاجعه­بار آب ذوب، جوکول­هوپ­ها، با فوران­های زیریخچالی ارتباط دارند، برخی از بالاترین میزان بده که تاکنون اندازه گیری شده و به انتقال مقدار زیاد رسوب قادر هستند. در ایسلند نهشته­ها دشت­های شناخته­ شده­ای مانند ساندور را شکل می­دهند.
 
 اشکال فرسایشی (Erosional features)
 آتشفشان­ها به دلیل برآمدگی فیزیکی­شان، مستعد تمام عوامل معمول فرسایش هستند. حتی می­تواند محل بازخوردهای بین فرایندهای سازنده و مخرب باشند که شدیداً تاریخ آتشفشان و ژئومورفولوژی آن را تحت تاثیر قرار می­دهند. اندازه­گیری­های­ درجه­ فرسایش آتشفشان توسط باد، باران یا یخ، می­تواند به طور مفیدی برای ارزیابی سن نسبی فعالیت به کار رود. رودخانه­ها می­توانند میان نهشنه­های پیروکلاستیک به سرعت پهلوهای آتشفشان را برش بزنند، در صورتی که تفراهای تازه می­توانند حتی سریع­تر آنها پر کنند. هر گاه برتری فرسایش حاصل ­شود، آتشفشان­ها می­توانند پلانزهای به خوبی توسعه یافته را، ایجاد کنند، تراش­های سه گوش روی پهلوهای مخروط توسط محل تقاطع سرگالی­ها معین شده است. ویرانگرترین رخدادهای مخرب که آتشفشان­ها را تحت تاثیر قرار می­دهند، فروریختگی­های گرانشی مقیاس بزرگ یا رانش­های آتشفشانی هستند. گاهی اوقات بزرگ­ترین شکست­های پهلوها، فروریختگی منطقه­ای نامیده می­شود که ویژگی مشترک بیشتر مخروط­های کامپوزیت و آتشفشان­های اقیانوسی هستند. آنها از بزرگترین نهشته­های بهمن واریزه­ای روی زمین حاصل شده­اند .(Moore et al. 1989) این­ها اغلب از مشخصه توپوگرافی تپه­ماهوری قابل شناسایی هستند، حتی وقتی نشانه­های اسکرهای بهمنی محو شده باشند.
References
Carey, S. and Sigurdsson, H. (1989) The intensity of plinian eruptions, Bulletin of Volcanology 51, 28–40.
Moore, J.G., Clague, D.A., Holcomb, R.T., Lipman, P.W., Normark, W.R. and Torresan, M.E. (1989) Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge, Journal of Geophysical Research 94, 17,465–17,484.
Siebert, L. and Simkin, T. (2002) Volcanoes of the World: An Illustrated Catalog of Holocene
Volcanoes and their Eruptions, Smithsonian Institution, Global Volcanism Program Digital Information Series, GVP-3, (http://www.volcano. si.edu/gvp/world/).
Sparks, R.S.J., Bursik, M.I., Carey, S.N., Gilbert, J.S., Glaze, L., Sigurdsson, H. and Woods, A.W. (1997) Volcanic Plumes, New York: Wiley.
Further reading
Francis, P. and Oppenheimer, C. (2004) Volcanoes, Oxford: Oxford University Press. Heiken, G. and Wohletz, K. (1985) Volcanic Ash, Berkeley: University of California Press.
Sigurdsson, H., Houghton, B.F., McNutt, S.R., Rymer, H. and Stix, J. (eds) (2000) Encyclopedia of Volcanoes, San Diego: Academic Press.
Thouret, J.-C. (1999) Volcanic Geomorphology – an overview, Earth-Science Reviews 47, 95–131.
SEE ALSO: caldera; lava landform
 
 
 
CLIVE OPPENHEIMER ( مترجم: عبرت محمدیان)
 
 
[1] - Dambo is a word used for a class of complex shallow wetlands in central, southern and eastern Africa, particularly in Zambia and Zimbabwe.
[2] - A Seteswana term for the DRY VALLEY system which traverse the flat, sandy terrain of the Kalahari region of southern Africa.
[3] -DILUVUALISM
[4]- Dury
[5] - UNDERFIT
[6] - AEOLIANITE:
[7] - Vasque
[8] - CORROSIONal
[9] - Treasure
[10] - CORNICHE
[11] - Serpulid
[12] - Vermetid
[13] - TROTTOIR
[14] - MICROATOLLs
[15] - Millepora
[16] - CORROSIONal
[17] - Sensu lato
[18] - Speleothems
[19] - Sensu stricto
[20] - Suffosion is one of the two geological processes by which subsidence sinkholes or dolines are formed. [20] - Sinter
 
[22]- Olympus Mons
[23] - Old Faithful in Yellowstone
[24] - Wyoming USA
[25] - Stromboli
[26] - Taupo
[27] - Tuyas
[28] - Móbergs
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 0.071 seconds with 885 queries by yektaweb 3506