|
|
| |
 |
از Pan تا Permafrost |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
اندکی نیاز به کنترل معادل سازی ها دارد - ذکر ماخذ در متن لاتین شوند – معادل ها در پانویسی بیایند
Pan – پن (چاله بسته)
چاله طبیعی در زمین که در برگیرنده آب، گِل و نمکهای کانی است. این چاله ها همچنین پلایا، فانا[1]، سبخا، شط، کویر و غیره نامیده می شود. این عوارض چالههای توپوگرافیک بسته ای هستند که اشکال سطوح کم شیب مناطق خشک جهان محسوب میشوند(Jaeger 1939). مورفولوژی منحصر به فرد آنها اغلب شبیه به یک صدف، یک قلب یا یک تیکه گوشت است. آنها به طور خاصی در دشتهای مرتفع آمریکا، علفزارهای آرژانتین، استپهای غرب سیبری و قزاقستان، غرب و جنوب استرالیا و مناطق مرکزی آفریقای جنوبی گسترش یافتهاند(Goudie and Wells 1995). این چالههای طبیعی بر روی سطوح مستعد تکامل مییابند. به طور مثال در آفریقای جنوبی آنها بهترین توسعه را بر روی سطوح نمکی کالاهاری و شیلهای دانه ریز اکا دارند. آنها همچنین در شرایط خاص توپوگرافی- بستر دریاچه های بادبرده، خطوط زهکشی قدیمی، سطوح صاف و مرطوب بین تپههای ماسهای، در دماغه تپه های پارابولیک و بر روی دشتهای ساحلی ایجاد میشوند (مثل خلیجهای کوچک کرانه های شرقی آمریکا). در بعضی اوقات اما نه به طور ثابت آنها با لونتها[2] در ارتباط میباشند (Sabin and Holliday 1995). آنها اغلب با توجه به روند باد منطقه ای جهت می یابند و در اکثر موارد به داشتن بادپناه های لامپی شکل گرایش دارند. در مناطقی مانند علفزارهای آمریکای جنوبی، دشتهای مرتفع ایالات متحده آمریکا و داخله افریقای جنوبی دهها هزارتا از این چالههای طبیعی وجود دارد و آنها ممکن است معادل یک چهارم سطح زمین باشند.
منشأ این چالههای طبیعی برای ژئومورفولوژیستها بیش از یک قرن مبهم بود. فرضیه ها در این زمینه شامل بادبردگی، کاوش به وسیله جانوران، انحلال آهک میشود. بحث ها در زمینه این موضوع مجدداً شکل گرفته و در سال های اخیر همکاری های خیلی مهمی در ارتباط با این بحث و جدل دیده شده است (e.g. Gustavson et al. 1995). چیزی که مشخص شده این است که یک دامنه از فرایندها در آغاز و مرمت این چاله های بسته درگیر هستند و هیچ یک از فرضیه ها به تنهای قادر به تشریح همه جنبه های تاریخ طولانی مدت آنها و اندازه ها و مورفولوژی های گوناگون آنها نیست.
یک مدل جامع توسعه چاله های بسته طبیعی در ادامه خواهد آمد ( Goudie 1999). ابندا این چاله ها ترجیحاً در مناطقی که دارای بارش موثر نسبتاً کم می باشند شکل می گیرند. این شرایط مستعد بارش کم به این معنی است که پوشش گیاهی پراکنده است و فعالیتهای بادبردگی می تواند رخ دهد. به علاوه وقتی که یک چاله کوچک شکل گرفت و آب داخل آن تبخیر شد و یک محیط نمکی شکل گرفت، رشد پوشش گیاهی در منطقه بیشتر به تعویق می افتد. این فرایند در آینده موجب تقویت بیشتر بادبردگی می شود. نقش بادبردگی در جابه جایی مواد از یک چاله ممکن است به وسیله جانوران، که به دلیل دسترسی به آب، لیس زدن نمک، نبود مخفیگاه برای شکارچیان گرایش به تمرکز در این چالهها دارند تقویت شود. لگدمال کردن و چرای بی رویه خاک را در معرض بادبردگی قرار داده و جانوران همچنین مواد را به صورت فیزیکی بر روی پوست خود و مثانه خود از این چالهها حذف می کنند. خشکی همچنین انباشتگی نمک را افزایش داده و در نتیجه هوازدگی نمکی می تواند به سنگ بستری که چاله طبیعی بر روی ان قرار گرفته حمله کند. این امر مهم است که هرگونه چاله طبیعی ابتدایی که به هر دلیلی ساخته شده است، حتما نباید به وسیله عمل سیستم های آبرفتی قوی و دائمی از بین رود. در میان عواملی که موجب عدم شکل گیری جریانهای متمرکز میشود شیب کم دامنه، خشکی های دوره ای، پیشرفت تپه های ماسه ای، ظهور سنگهای آتشفشانی نفوذی و آشفتگی های تکتونیکی از مهمترین عوامل می باشند. این مدل از شکل گیری چاله های طبیعی مشابه توسعه آنها در دشت های مرتفع ایالات متحده آمریکا می باشند که به وسیله گوستاوسون و همکارانش(1995) مورد مطالعه قرار گرفته اند. علاوه بر ظهور این اشکال در بیابان، انواع گوناگونی از دریاچه های جهت دار یک نوع عارضه در بعضی از مناطق توندرا هستند.
References
Carson, C.E. and Hussey, K.M. (1962) The orientated lakes of Arctic Alaska, Journal of Geology 70, 419–439.
Goudie, A.S. (1999) Wind erosional landscapes: yardangs and pans, in A.S. Goudie, I. Livingstone and S. Stokes (eds) Aeolian Environments, Sediments and Landforms, 167–180, Chichester: Wiley.
Goudie, A.S. and Wells, G.L. (1995) The nature, distribution and formation of pans in arid zones, Earth- Science Reviews 38, 1–69.
Gustavson, T.C., Holliday, V.T and Hovorka, S.D. (1995) Origin and development of playa basins, sources of recharge to the Ogallala Aquifer, Southern High Plains, Texas and New Mexico, Bureau of Economic Geology, University of Texas, Report of Investigations, No. 229.
Jaeger, F. (1939) Die Trockenseen der Erde, Petermanns Mitteilungen Ergänzungshelt 236, 1–159.
Sabin, T.J. and Holliday, V.T. (1995) Playas and lunettes on the Southern High Plains: morphometric and spatial relationships, Annals of the Association of American Geographers 85, 286–305.
A.S. GOUDIE (مترجم: صمد عظیمی راد)
PARAGLACIAL - فرایخچالی
این واژه که به وسیله جون رایدر(1971) معرفی شده است برای توصیف مخروط های آبرفتی در داخله بریتیش کلمبیا که در نتیجه انباشگتی رسوبات از طریق جابه جایی رسوبات یخچالی به وسیله رودها و جریان های واریزه ای در ادامه تحولات دوره بین یخچالی ویسکنسین پسین به کار می رود. او پراکندگی مخروط های آبرفتی در سراسر بریتیش کلمبیای مرکزی و جنوبی را نقشه برداری کرده و خاطرنشان می کند که آنها در حال حاضر به طور ویژه ای غیر فعال بوده و بقای این مخروطها در هولوسن پیشین به جابه جایی تپه های تیل، رسوبات یخچالی و یخ آبرفتی به وسیله جریانهای رودخانه ایی و واریزه ای بستگی داشته است. او نشان میدهد که انباشتگی مخروط ها بلافاصله بعداز آزاد شدن بستر دره از یخ آغاز شده و تا بعداز ته نشست رسوب خاکسترهای آتشفشانی مازاما[3] ادامه یافته است ( 6000 سال قبل).
مفهوم فرایخچالی به وسیله چارچ و رایدر (1972) رسمی شده است. آنها فرایخچالی را به صورت فرایندی غیر یخچالی که مستقیما تحت تاثیر شرایط فرایندهای یخچالی است تعریف می کنند و اضافه میکنند که واژه فرایخچالی هم به فرایندهای پیشانی یخچالی و هم به آنهایی که در اطراف و داخل مرزهای یک یخچال قدیمی که نتیجه مستقیم وجود یخ در گذشته است بر می گردد. در این مقاله جالب توجه آنها شواهدی از مناطق مورد مطالعه خو در بریتیش کلمبیا (رایدر) و بافین ایلند(چارچ) را با هم ترکیب کرده اند و از شرایط محیطی بافین ایلند به عنوان یک مقیاس برای شرایط محیطی اوایل هولوسن در جنوب بریتیش کلمبیای مرکزی استفاده می کنند. آنها نتیجه گیری می کنند که اگرچه میزان انتقال رسوبات آبرفتی احتمالا بعداز یخچال زدایی به سرعت افزایش داشته، جابه جایی آبرفتی رسوبات یخچالی احتمالا به همان اندازه رسوباتی که در اختیار رودها قرار گرفته اند ادامه داشته است. انها سه بعد از تاثیر مخزن رسوبات فرایخچالی بر روی انتقال آبرفتی را تعیین کرده اند: (الف) بخش اصلی رسوب جابه جا شده ممکن است از تپه تیل به مخازن ثانویه مثل مخروط افکنه های ابرفتی و انباشتهای دره ایی جابه جا شوند؛ (ب) بالاآیی منطقه ایی( تحت تاثیر حرکات تکتونیک) موجب تعدیل در زمان تغییرات تعادل بین فرایند رسوبگذاری و فرسایشی می شود مثل زمانی که آبشاری از کاوشهای رسوبی به وسیله ته نشست رسوبات منقطع می شود؛ (ث) سرانجام، کل زمان تاثیر شرایط فرایخچالی به فراتراز دوره جابه جایی ابتدایی رسوبات یخچالی امتداد می یابد.
سلی میکر[4] (1977) و سلی میکر و امسی پرسون(1977) خاطرنشان میکنند که در بریتیش کلمبیا مقادیر برهنه سازی ابتدایی زمینهای مرتفع پایین بوده و اینکه بخش اعظم بار رسوبی کنونی از جابه جایی مجدد ثانویه رسوبات اواخر پلیستوسن و هولوسن مشتق شده است. سلی میکر(1987) همچنین نشان میدهد در بریتیش کلمبیا و منطقه یوکون[5] سیستمهای رودخانهای مقیاس متوسط(10000-100 کیلومتر مربع) بالاترین بار رسوبی ویژه را نشان می دهند که این امر در تناقض با مدل قراردادی ارتباط بار رسوبی و مساحت حوضه است. چارچ و همکاران (1999) این نتیجه را تایید میکند.
چارچ و سلی میکر(1989) یک تعریف کلی را مورد تاکید قرار داده که این تعریف به طور خاصی تمامی دوره های عقب نشینی یخچالی را تشریح می کند و اینکه دوره فرا یخچالی محدود به فازهای بسته یخچالی نمیشود اما ممکن است در داخل دوره های بین یخچالی به خوبی گسترش یابد. ماهیت این مفهوم این است که اخیرا دشت هایی که در آنها یخچال ها در حال عقب نشینی هستند اغلب در حالت ناپایدار و نسبتاً پایدار قرار دارند بنابراین نسبت به تغییرات شدید به وسیله عوامل بیرونی آسیب پذیر هستند. بنابراین به طور تاثیر گذاری دوره فرا یخچالی یک دوره سازگاری مجدد از شرایط یخچالی به غیر یخچالی است. عناصر مختلف سیستم های فرایخچالی از شیب، دامنه های پوشیده از رسوب( چند قرن) تا سیستم های آبرفتی بزرگ(10000< سال) در سرعت های مختلفی تغییر می یابند. افزایش در آورد رسوبی ویژه نسبت به مساحت حوضه در حوضه های کمتر از 30000 کیلومتر مربع نشان می دهد که آورد رسوبی ویژه برابر با مساحت حوضه به توان 6/0 می باشد. ایزومتری یک توان 5/0 را اعمال می کند( زیرا آورد رسوبی ویژه می تواند بعد طول حوضه را کاهش دهد)؛ بنابراین در یک سرعت میزان رسوبی که در اختیار جریان قرار می گیرد بزرگتر از میزان افزایش مورد انتظار در مساحت حوضه است. رسوب اضافی از فرسایش در محل و هم ناشی از جابه جایی رسوبات با منشا یخچالی در امتداد کناره های رودخانه مشتق می شود. عملاً این رودخانه ها به درههای پر از رسوب که تشکیل دهنده سیستم های جریانی تثبیت شده به وسیله تراس های هولوسن در کنارهها هستند تنزل می یابند. برای حوضه هایی بزرگتراز 30000 کیلومتر مربع همانطوری که مدلهای سنتی پیش بینی می کنند آورد رسوبی ویژه کاهش می یابد زیرا پهلوهای غیر آبرفتی رودخانه از فرسایش در امان می باشند. این دادهها نشان میدهند که در بریتیش کلمبیا مقیاس زمانی جابه جایی رسوبات در محیط فرایخچالی در برگیرنده کل دوره هولوسن است. چارچ و سلی میکر(1989) تخمین میزنند که پراکندگی نهایی می تواند چند ده هزار سال طول بکشد. این به معنی این است که سیستم های رودخانه ای میان دو دوره یخچالی هنوز هم از دوره یخبندان قبلی آرام بودهاند وقتی که دوره یخبندان بعدی رسیده است. آنها همچنین دلالت می کند که هیچ تعادلی بین آب و هوا، نرخ برهنه سازی و رسوب وجود ندارد چرا که همه بازده رسوب رودخانه در تمام مقیاسهای بالاتر 1 کیلومتر مربع به عنوان یک نتیجه از حوادث یخبندان کواترنر باقی می ماند.
اُون و سلی میکر (1992) مقادیر انباشتگی رسوبات در سه دریاچه کوچک که به وسیله حوضههای کوچکتراز یک کیلومتر مربع زهکشی می شده اند در طول 6000 سال را مورد برررسی قرار داده و اثبات می کنند که این مقادیر 1 تا 2 برابر کمتراز آن دریاچه هایی است که حوضه زهکشی بزرگتری دارند. ساچ(1994) سیگنال دوره های فرایخچالی را در پایین دست از طریق سیستم دریاچه هایی که دورتراز منشأ یخچالها قرار گرفته اند ردیابی کرده است. چارچ و همکاران(1999) تجزیه و تحلیل آورد رسوبات معلق را در سراسر کانادا گسترش داده و هفت منطقه از کانادا را از طریق دادههای رسوبی مانیتوری شده تشریح میکنند. پنج مورد از این مناطق نشان می دهد با مناطق بریتیش کلمبیا قابل مقایسه است؛ یک مورد یعنی انتاریو جنوبی به شدت تحت تاثیر آشفتگی های ناشی از کاربری اراضی قرار گرفته و داده ها هیچ گونه روندی را نشان نمی دهند؛ موردی دیگر علفزارهای شرقی که در این منطقه مطابق مدلهای سنتی انباشتگی آبرفتی خالص و آورد رسوبی ویژه با افزایش مساحت حوضه کاهش می یابد. به طور واضحی اثرات محیطهای فرایخچالی در سراسر اکثر مناطق کانادا پایدار باقی مانده است.
بلانتین(2002) در یک خلاصه و بسط ماهرانه از مفاهیم فرایخچالی توسعه یافته در بریتیش کلمبیا نشان می دهد که بین سالهای 1971 و 1985 مفهوم فرایخچالی تاحدود زیادی بیرون از آمریکای شمالی نادیده گرفته می شد. از سال 1985 او چهار روند را مشخص میکند: (الف) یک توسعه در متون ژئومورفیک که در آن مفهوم فرایخچالی به طور واضحی مورد استفاده قرار می گرفت؛ (ب) تمرکز پژوهش بر روی فرایندهای فرایخچالی حال حاضر و سیستمهای زمینی؛ (ث) استفاده از مفهوم فرایخچالی به عنوانی چارچوبی برای پژوهش در دامنه گسترده ای از محیطهای متمایز که به مرور از حاکمیت محیط یخچالی خارج میشوند؛ و (د) رشد آگاهی از اهمیت محیط دیرینه رخسارههای فرایخچالی در رخسارههای چینه بندی کواترنری.
چم انداز ارائه شده به وسیله بلانتین (2002) چشمگیرترین خلاصه از متون ژئومورفیک است که در آن مفهوم فرایخچالی به همان روشنی است که قبلا مورد استفاده قرار می گرفت. این متون علاوه بر منشأ مخروط واریزه ای، مخروط آبرفتی و رسوبات درهای در برگیرنده : (الف) دامنههای سنگی، (ب) دامنههای دارای پوشش رسوبی، (ث) زمینهای پیشانی یخچالی، (د) سیستمهای دریاچه یخچالی و ( ی)سیستمهای ساحلی هستند.
ویرول (1977) اولین کسی بود که پاسخ دامنه سنگی در متن محیطهای فرایخچالی را تعیین نمود. هدر رفتن یخ به سمت پایین دامنه و در نتیجه عقب نشینی آن منجر به ناپایداری دامنههای سنگی میشود و سه پاسخ را به همراه دارد: شکست ناگهانی بزرگ مقیاس دامنه سنگی، تغییر شکل بزرگ مقیاس توده سنگ پیشرو و وقوع بهمن های سنگی مجزا.
کار بلانتین و بن (1994) در تعیین دامنه های پوشیده از رسوب در پهنه های فرایخچالی مهم است. آنها اشاره میکنند که فرایندهای جابه جایی در این دامنهها منجبر به شکل گیری گالی های متقاطع و بهم پیوستن انتهای مخروطهای واریزه ای پای دامنهها و توده شدن رسوبات جابه جاشده در کف درهها مششود. فرسایش گالی و فعالیت جریانهای واریزهای مشهودترین فرایندهای محیطهای فرایخچالی هستند که در این محیطها وجود دارند.
متیو (1992) اولین کار بررسی و تعیین پیشانی یخچالها در پهنه های فرایخچالی به او نسبت داده می شود. تاثیرات ایجاده شده به وسیله وجود یک یخچال قبلی شامل رسوبات غیرهمگون سفت نشده، دامنههای پرشیب، سطوح بدون پوشش گیاهی و افزایش سرعت حرکات تودهای، عمل یخبندان، فرایندهای آبی و بادی میشود.
لئونارد(1985) یکی از اولین محققان مطالعه پاسخ محیطهای فرایخچالی رسوبات دریاچهای بود. این چنین کارهایی در سال 1990 سرعت یافته و هم اکنون یکی از عمومی ترین روشهای مورد استفاده برای ارزیابی میزان تغییرات تولید رسوب در طی هولوسن به ویژه تخمین دوره تاثیر محیط فرایخچالی در حوضههای زهکشی دریاچهای خاص است.
توسعه مفهوم فرایخچالی در سیستمهای ساحلی شاید چشمگیرترین توسعه این مفهوم باشد. فوربس و سیویتسکی (1994) سواحل فرایخچالی را به صورت "آن سواحلی که بر روی یا در مجاورت دشتهای یخچالی جائیکه از نظر یخچالی لندفرمها یا رسوبات دارای منشأ یخچالی تاثیر چشمگیری بر روی ویژگی و تکامل سواحل و رسوبات بخش کم عمق ساحل دارند" تعریف می کنند. آنها به طور ویژهای تاثیرات جهش یخچالی-ایزوستاتیک و تغییرات سطح دریا در نتیجه تغییرات ائوستازی- یخچالی را برروی مناطقی که این تاثیرات گسترده تر هستند و یا حتی در سطح جهانی توزیع یافته اند محدود میکنند.
از بحث بلانتین روشن است که مفهوم فرایخچالی اهمیت گسترده تری از آنچه قبلا تصور میشد را دارا میباشد. این دادهها هرگونه احتمال وجود شرایط تعادل یا توازن در چشم اندازهایی که تحت تاثیر دورههای یخچالی کواترنری بوده است را زیر سوال میبرد.
References
Ballantyne, C. (2002) Paraglacial geomorphology, Quaternary Science Review 21, 1,935–2,017.
Ballantyne, C.K. and Benn, D.I. (1994) Paraglacial slope adjustment and resedimentation following glacier retreat Fabergstolsdalen, Norway, Arctic and Alpine Research 26, 255–269.
Church, M. and Ryder, J.M. (1972) Paraglacial sedimentation: a consideration of fluvial processes conditioned by glaciation, Geological Society of America Bulletin 83, 3,059–3,071.
Church, M. and Slaymaker, O. (1989) Disequilibrium of Holocene sediment yield in glaciated British Columbia, Nature 337, 452–454.
Church, M., Ham, D., Hassan, M. and Slaymaker, O. (1999) Fluvial sediment yield in Canada: a scaled analysis, Canadian Journal of Earth Sciences 36, 1,267–1,280.
Forbes, D.I. and Syvitski, J.P.M. (1994) Paraglacial coasts, in R.W.G. Carter and C.D. Woodroffe (eds) Coastal Evolution: Late Quaternary Shoreline Morphodynamics, 373–424, Cambridge: Cambridge University Press.
Leonard, E.M. (1985) Glaciological and climatic controls on lake sedimentation, Canadian Rocky Mountains, Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie 21, 35–42.
Matthews, J.A. (1992) The Ecology of Recently Deglaciated Terrain: A Geo-ecological Approach to Glacier Forelands and Primary Succession, Cambridge: Cambridge University Press.
Owens, P. and Slaymaker, O. (1992) Late Holocene sediment yields in British Columbia, International Association of Hydrological Sciences 209, 147–154.
Ryder, J.M. (1971) The stratigraphy and morphology of paraglacial alluvial fans in south central British Columbia, Canadian Journal of Earth Sciences 8, 279–298.
Slaymaker, O. (1977) Estimation of sediment yield in temperate alpine environments, International Association of Hydrological Sciences 122, 109–117.
——(1987) Sediment and solute yields in British Columbia and Yukon: their geomorphic significance re-examined, in V. Gardiner (ed.) Geomorphology ’86, 925–945, Chichester: Wiley.
Slaymaker, O. and McPherson, H.J. (1977) An overview of geomorphic processes in the Canadian Cordillera, Zeitschrift für Geomorphologie 21, 169–186.
Souch, C. (1994) A methodology to interpret down valley sediments in records of Neoglacial activity, Coast Mountains, Geografiska Annaler 76A, 169–185.
Wyrwoll, K.-H. (1977) Causes of rock slope failure in cold area, Labrador Ungava, Geological Society of America Reviews of Engineering Geology 3, 59–67.
SEE ALSO: alluvial fan; glacifluvial; glacilacustrine
OLAV SLAYMAKER (مترجم: صمد عظیمی راد)
- محیط پارالیکPARALIC
این کلمه به محیطهای نزدیک به دریا با تسلط آبهای کم عمق ولو غیر دریایی اشاره دارد. محیطهای پارالیک به طور ویژهای با رسوبات دریایی و قارهایی بین انگشتی مرتبط است که در پهلوی بسوی خشکی یک ساحل قرار گرفته اند. این مکان شامل محیطهای ساحلی تالابی، دریاکناری، آبرفتی و کم عمق میشود. رسوبگذاری در محیط پارالیک ترکیبی از رسوبات حوضهها، باتلاقها( باتلاقهای پارالیک)، مناطق دلتایی، فلات قاره به سختی آبرفت گذاری شده و مردابهای پلتفرمی است. واژه پارالیک برگرفته از کلمه یونانی پارالیا به معنی ساحل دریا است.
محیطهای پارالیک به طور نمونه محلی بوده و تغییرات ناگهانی رخسارهها با تنوع زیاد سنگ شناسی را به نمایش میگذارند. این رسوبات به وسیله انباشتگیهای خاکزاد ضخیم از رسها، ماسهها و سیلتها( اورتوکوارزیت تا سابگری واک) متمایز میشوند، که به طور نزدیکی با رسوبات مصب رودخانهایی، دریایی و خشکی در هم آمیخته شده است. رسوبات پارالیک اطلاعات چینه شناسی مهمی در زمینه تغییرات طولانی مدت در محیطهای ساحلی ارائه میدهند. اغلب این رسوبات افقهایی از توالی سازند زغال سنگ (که زغال سنگ پارالیک نامیده میشود) هستند و انباشت نفت خام در حوضههای پارالیک فراوان است. اکوسیستمهای پارالیک به وسیله طیف گستردهای از گونههای بیولوژیک که به طورمنحصر به فردی مختص این محیط ویژه هستند مشخص میشوند و با وجود تغییر شرایط محیطی قادر به حفظ ثبات و پایداری خود هستند(Guelorget and Perthuisot 1992).
References
Guelorget, O. and Perthuisot, J.-P. (1992) Paralic ecosystems: biological organisation and functioning, Vie et Milieu 42, 215–251.
STEVE WARD(مترجم: صمد عظیمی راد)
Parna - پارانا
ذرات گردوخاک(مواد کانی معلق در باد) که به وسیله محتوای رس بالاتر از لس متمایز میشود. این واژه برای رسوبات داخله استرالیای جنوب شرقی ابداع شده و به یک کلمه بومی به معنی زمین ماسهای و گردوخاکی نسبت داده میشود(Butler 1956: 147). پارنا میتواند معادل با لسهای بیابانی در نظر گرفته شود. محتوای رس بالا (30 تا 70 درصد) منجر به تمایز پارنا از لسهای یخچالی اروپا میشود، اما این ویژگی یکی از خصوصیات لسهای بیابانی در آفریقا و مناطق دیگر است. محتوای رس بالا و به ویژه وجود قابل مشاهد رس به شکل انباشتهای آواری، معیار اصلی برای تشخیص پارنا باقی میماند اگرچه ترکیب ماسه ریزدانه کوارتز یا سیلت آسانترین ویژگی قابل تشخیص است. این ویژگی و خصوصیات دیگر موجب روشن شدن منشأ پارنا از بادبردگی خاکهایی میشود که قبلا به طور قابل توجهی تحت تاثیر هوازدگی قرار گرفتهاند. بنابراین ته نشستهای رسوب بادی غنی از رس، برای مثال مشتق شده از بادبردگی بستر دریاچهها( ببینید lunette) به عنوان پارنا در نظر گرفته نمیشوند اگرچه هیچ گونه ناسازگاری در به کارگیری این واژه برای آنها هم وجود ندارد. دیگر ویژگیها پارنا مثل رنگ، کربنات کلسیم، نمکها، بافت و ساختار با زهکش خاک در یک ارتباط زنجیرهای بین دانهای متفاوت است. عمق و تعداد لایههای پارنا قابل تغییر است و قویاً با توپوگرافی محلی و فرسایش تراکمی در گذشته همچنین نزدیکی به منطقه منشأ مرتبط است. لایههای پارنا در طی فازهای اقلیمی خشک کواترنری پسین رسوبگذاری شدهاند.
References
Butler, B.E. (1956) Parna: An aeolian clay, Australian Journal of Science 18, 145–151.
Further reading
Dare-Edwards, A.J. (1984) Aeolian clay deposits of south-eastern Australia: parna or loessic clay?, Transactions of the Institute of British Geographers .S. 9, 337–344.
Hesse, P.P. and McTainsh, G.H. (2003) Australian dust deposits: modern processes and the Quaternary record, Quaternary Science Reviews, 22, 2007–2035.
PAUL HESSED(مترجم: صمد عظیمی راد)
PASSIVE MARGIN - حاشیه غیرفعال
در تئوری تکتونیک صفحه ای آقیانوسها از رشتههای میان آقیانوسی گسترش یافته و به وسیله فرورانش در حاشیههای فعال مستهلک میشوند. حاشیههای قارهای غیرفعال آنهایی هستند که همچنین لبههای صفحات نیستند. آنها به عنوان لبههای پشتی و حاشیههای نوع اتلانتیک شناخته میشوند.
آنها در ابتدا به عنوان دره های ریفتی فرض میشوند و وقتی که این درهها به وسیله گسترش بستر دریا تبدیل به آقیانوسها میشوند آنها حاشیههای قارهایی میشوند. حاشیههای جدید ممکن است متحمل کمی تغییر شوند اما همچنین ممکن است لندفرمهایی از زمانهای قبل از شکست را به ارث ببرند. در مقابل حاشیههای فعال که دارای آتشفشانها است این فعالیتهای آتشفشانی در حاشیههای غیر فعال به ندرت وجود دارد: فقط شرق استرالیا آتشفشانهای زیادی دارد. در هند جریانهای گسترده از محوطههای آتشفشانی دیکان[6] مصادف با شکل گیری این حاشیههای غیرفعال بوده است.
براساس حرکات مورفوتکتونیک دو نوع حاشیه غیرفعال وجود دارد: (1) حاشیه غیرفعال بدون تغییر شکلهای عمودی مهم؛ و (2) حاشیههای غیرفعال با برآمدگیها و پرتگاههای بزرگ. ما توضیحات خوبی برای این دو نوع یا پراکندگی آنها نداریم. چرا استرالیای شرقی یک ساحل نوع برجسته دارد اما بیشتر ساحل جنوبی بدون تغییر شکلهای عمودی است؟ چرا بیشتر آفریقای جنوبی دارای پرتگاههای عظیم است و در حالی که آفریقای شرقی فاقد آن است؟.
حاشیههای غیر فعال بدون تغییر شکلهای عمودی به وسیله حرکات ساده واگرایی یک قاره شکل میگیرند. دریای سرخ یک نمونه از مرحله اولیه این فرایند است. خلیج بایت گریت استرالیایی[7] نمونه ایی از مراحل پسین این فرایند است. آهکهای افقی ترشیاری قرار گرفته در زیر دشت هموار نولاربور[8] تقریبا بستر یک دریای قدیمی است. در پاتاگونی(آرژانتین) آقیانوس اطلس به وسیله بریدگی گسترده دشت در امتداد سنگهای قدیمی محدود میشود. منطقه دور از ساحل به وسیله به وسیله گسلهای لیستریک معتدد مشخص میشود.
حاشیههای با برجستگی حاشیهای نوع غالب حاشیه غیرفعال هستند (Ollier 2003) و شامل دراکنزبرگ، گاتهای غربی، آپالاشین، قسمتهایی از گریلند، برزیل، قطب جنوب و نقاط دیگر میشود. اساس ژئومورفولوژی اینگونه حاشیهها در شکل 119 نشان داده شده است.
فلاتها سرزمینهای مرتفعی با توپوگرافی نسبتا هموار و سطوح فرسایشی متعدد هستند. آنها ممکن است تا زمانی که فقط قطعات مجزایی از آنها باقی بماند گسترش یابند. آنها بر روی دامنه گسترده ایی از انواع سنگها شامل لایههای افقی، سنگهای دگرگونی، گرانیت و توالیهای جریانی لاوای بزرگ ایجاد میشوند.
برجستگی حاشهایی یک برامدگی گسترده در امتداد لبههای یک قاره است(Randschwellen در زبان آلمانی و bourrelets marginaux در زبان فرانسوی). تمام سطح زمین تبدیل به یک برآمدگی نامتقارن با دامنههای پرشیب به سمت ساحل (اگرچه شیب دامنه هنوز چند درجه است) میشود. برآمدگی حاشیهایی بعد از تسطیح سطح فلات و تشکیل درههای بزرگ شکل میگیرد.
پرتگاههای عظیم پرتگاههایی با صدها یا هزاران متر طول و تا هزار متر ارتفاع هستند. آنها در همه انواع سنگها تشکیل و از نظر ساختاری کنترل نمیشوند. این مورد به طور ویژهای در گاتهای غربی هند چشمگیر است جائیکه پرتگاههای عظیمی در شمال امتداد بازالتهای افقی را بریده و بدون هیچ گونه تغییری در شکل تا گنیسها و گرانیتهای پرهکامبرین هند جنوبی امتداد مییابد. پرتگاههای عظیم به طور ناهمواری موازی ساحل بوده و فلات مرتفع را از دشت ساحلی جدا میکند. راس پرتگاه عظیم بسیار پرشیب است. آنها بدون شد کاوشی هستند. در مکانهایی نسبتاً مستقیم هستند اما در مکانهای دیگر پیچ و خم زیادی دارند. در بعضی از موارد راس پرتگاه خط تقسیم زهکشی بین ساحل و داخله سرزمین است( برزیل، نامیبیا)؛ در مناطق دیگر زهکش اصلی تقسیم کننده حاشیه قاره ممکن است هزاران کیلومتر در داخل پرتگاه عظیم قرار گرفته باشد (استرالیا). آبشارهای خیلی بزرگی در مناطقی که رود پرتگاه عظیم را قطع میکند یافت میشود.
شکل 119: عوارض مورفوتکتونیک حاشیه قارهای غیرفعال با برجستگی کناری
مناطق کوهستانی اغلب کاملاً ناهموار و خشن در زیر پرتگاه عظیم شکل میگیرند جائیکه سطح فلات قاره قدیمی تا حدود زیادی از بین رفته است.گهگاهی یک تکه از فلات قاره به صورت مجزایی یک پنینسولا یا زمین صاف و هموار مجزا را تشکیل میدهد.
دشتهای ساحلی در بین کوهستانها و دریا قرار میگیرند.
لندفرمها در چینین حاشیههایی تاحدود زیادی به شرایط اقلیمی حال و گذشته بستگی دارد. در جنوب نروژ چشم انداز غالب فیوردها و درههای یخچالی هستند، اما عوارض اصلی فلات و پرتگاههای عظیم قبلا وجود داشتهاند. شرایط یخچالی موجب مستقیم شدن و عمیق شدن درهها شده است اما آنها قیبل از تشکیل محیطهای یخچالی شکل گرفته اند (Lidmar-Bergström et al. 2000). گریلند و قطب جنوب دارای حاشیههای نوع برجسته هستند که به وسیله وجود یخچالها تغییر شکل یافتهاند اما از بین نرفتهاند. در تضادی چشمگیر پرتگاه عظیم نامیبیا به وسیله فعالیت فرسایش آبرفتی ایجاد شده اما هم اکنون تاحدود در یک محیط بیابانی قرار گرفته است. یک قطعه از رسوباتی که نزدیک به ساحل و از سمت حاشیه قاره بالاتر ازیک دگرشیبی ته نشست شدهاند شکست دگرشیبی نامیده میشوند ( به این معنی که مرتبط با فروپاشی یک ابر قاره بوده است. این رسوبات تاریخ بالاآیی در سرزمینهای پشت ساحل را در خورد ضبط میکنند. در اسکاندیناوی و آفریقای جنوبی تفسیر رسوبات منطقه نزدیک به ساحل دو فاز اصلی بالاآیی در پالئوژن و نئوژن را نشان میدهند. منشأ رودخانهای منحصر به فرد رسوبات ممکن است نشان دهد که: دلتایی بعد از 103 میلیون سال در نزدیکی دهانه کنونی رودخانه اورنج، آفریقای جنوبی توسعه یافته است.
دو مدل در زمینه تکامل حاشیههای غیرفعال وجود دارد. یک مکتب بر روی دادههای حاصل از روش تعیین سن فیژن ترک و روشهای مشابه تاکید میکند و معتقد است یک حرکت بالاآیی ممتد به سمت حاشیه وجود دارد که در آن لبه قارهای در یک گسل عظیم به اتمام میرسد. عقب نشینی دامنهای از حاشیه گسلیده اصلی به سمت پرتگاه عظیم کنونی حرکت کرده است. دیدگاه دیگر انحراف دشتهای قدیمی به زیر سطح دریا است. درهها کنارههای ساحلی پرشیب را فرسایش داده تا زمانی که باهم یک پرتگاه عظیم را شکل میدهند جایی که سپس عقب نشینی خواهد کرد. این مدل دگرشیبی واژگون را با سطح فلات و برجستگی حاشیهایی را با پهلوی بالاآمده از درههای ریفتی کنونی (مثل ریفت دریاچه آلبرت، اوگاندا) یکسان فرض میکند. این امر اشاره داره بر اینکه برجستگی حاشیههایی به زمان اولین روزهای شکست قارهای بر میگردد.
بعضی از حاشیههای غیر فعال الگوی زهکشی سادهایی دارند و خطوط زهکشی آنها در جهت مخالف با راس پرتگاه عظیم جریان مییابند و دور میشوند (برزیل، گاتهای غربی). بر روی بعضی از حاشیههای غیرفعال جریانهای رودخانه ایی قبل از شکست قارهایی وجود داشتهاند و هنوز میتوانند بروی چشم انداز جدید آنها را ردیابی کرد (استرالیا و آفریقای جنوبی). سیستم زهکشی ممکن است تغییر شکل داده یا حتی معکوس شده باشد. خطوط تقسیم زهکش اولیه ممکن است با جنبش تکتونیکی اولیه سازنده برجستگی حاشیهای مرتبط باشد و نوک برجستگی خط تقسیم زهکشی را تشکیل دهد. محل خطوط میاناب ممکن است به وسیله تحول سیستم زهکشی تغییر یابد به ویژه کاوش به سمت راس رودهای جریان یافته به سمت ساحل نقش مهمی را در این تحول بازی میکند.
اینکه چه چیزی موجب حرکت بالاآیی برجستگی حاشیه میشود مشخص نیست، اگرچه دامنه گستردهای از فرضیات در این زمینه مطرح شده و حتی ممکن است سوال درستی برای پرسش نباشد. بعضی از حاشیههای قارهای غیرفعال از همان ابتدا ممکن است حاشیه برجستهای داشته باشند مانند فلاتهای مرتفعی که خیلی از درههای ریفتی کنونی را احاطه کردهاند. مکانیسم ثانویه برای این امر تنظیم ایزوستاتیک نسبت به فرسایش زمین است، بارگذاری رسوبات در محیط دریا و ( در مکانهایی مثل گریلند و قطب جنوب) بارگذاری به وسیله صفحات یخی.
تحول ژئومورفیک بعضی از حاشیهها به دوران مزوزوئیک بر میگردد مثل استرالیای شرقی. در مکانهای دیگر تحول چشم انداز به دوران میوسن و جدیدتر برمیگردد مانند دشتهای کوهپایهای در ایالات متحده. ممکن است بیش از یک دوره از این حرکات وجود داشته باشد. چندین حاشیه غیرفعال تصور میشود که تغییرات آن از مزوزوئیک آغاز و در نئوژن به وسیله حرکات بیشتر تغییر یافتهاند.
چندین مورد از حاشیههای غیر فعال در دو گروهی که در بالا مشخص شد جای نمیگیرند. بعضی از حاشیهها تحت تسلط ته نشست رسوبات قرار داشته و به عنوان گودالهای پوسته شناخته میشوند. سواحل خلیج در ایالات متحده و قسمتی از سواحل دشت حاصلخیز پامپین چاکو آرژانتین نمونههایی از این مورد هستند. شرق ایالت پرت در غرب استرالیا تحت تسلط گسل شمالی-جنوبی دارلینگ قرار دارد. این امر موجب شکل گیری یک توپوگرافی پرتگاه گسل شده که یک سطح فرسایشی را محدود میکند که امتداد سنگهای پره کامبرین را برش میدهد. در غرب این گسل حوضه پرت در بر گیرنده تقریبا 11 کیلومتر از رسوبات سیلورین تا کرتاسه است که نشان دهنده فرورانش طولانی مدت گسل است. این حوضه یک دره ریفت نیست همچنانکه هیچ گسلی در غرب آن قرار ندارد، از این رو یک حاشیه فعال گسلی است. سواحل جنوبی در غرب استرالیا، غرب خلیج کوچک بیگت، نشان دهنده یک انحراف ساده است که موجب خم شدن سطح صاف استرالیای غربی به سمت ساحل شده است. درههای قدیمی که قبل از شکست و جدا شدن از قطب جنوب در امتداد سطح جریان داشتهاند به صورت خطوط دریاچههای نمکی قابل ردیابی اند و زمانی که سیستم زهکشی معکوس شده است رودهای فعال جنوبی حال حاضر را شکل دادهاند (Clarke 1994). با وجود زمان طولانی در دسترس (قطب جنوب تقریبا 55 میلیون سال قبل شروع به جدا شدن نموده) هیچ نشانهایی از آغاز شکل گیری دیواره عظیم وجود ندارد که این امر ناهمواری بزرگتری از این حاشیه کنونی را پیشنهاد میکند.
با در نظر گرفتن ارتباط رودهای بزرگ، دلتا و حرکات تکتونیکی جهانی، پوتر (1978) خاط نشان میکند که 28 رود بزرگ در جهان همه به سمت حاشیههای غیرفعال زهکشی میشوند. 25 دلتای بزرگ جهان همچنین بروی این حاشیههای تشکیل شدهاند.
References
Clarke, J.D.A. (1994) Evolution of the Lefroy and Cowan palaeodrainage channels, Australian Journal of Earth Sciences 41, 55–68.
Lidmar-Bergström, K., Ollier, C.D. and Sulebak, J.R. (2000) Landforms and uplift history of southern Norway, Global and Planetary Change 24, 211–231.
Ollier, C.D. (2003) Evolution of mountains on passive continental margins, in O. Slaymaker and P. Owens (eds) Mountain Geomorphology, London: Edward Arnold.
Potter, P.E. (1978) Significance and origin of big rivers, Journal of Geology 86, 13–33.
Further reading
Ollier, C.D. (ed.) (1985) Morphotectonics of passive continental margins, Zeitschrift für Geomorphologie Supplementband, N.F. 54.
Summerfield, M.A. (ed.) (2000) Geomorphology and Global Tectonics, Chichester: Wiley.
SEE ALSO: active margin; isostasy
CLIFF OLLIER (مترجم: صمد عظیمی راد)
PATERNOSTER LAKE - دریاچه دانه تسبیحی (دریاچه مقدس)
پهنه آبی که پیشتر در محیطهای یخچالی شکل گرفته، اغلب به وسیله رسوبات مورنی و یا حائلهای سنگی از هم جدا میشوند و موازی با دریاچههای مشابه کناری هستند. آنها اغلب به وسیله یک نهر، تندآب یا آبشارهایی که از یک دره میگذرند بهم متصل میشوند بنابراین وقتی که به طرح آنها نگاه کنیم شبیه رشتهای از دانههای تسبیح هستند. واژه پاترنوستر از این الگو مشتق میشود، با هر دریاچه که شبیه به یک پاترنوستر (دانه) در یک تسبیح است. دریاچه پاترنوستر به وسیله کندن و شستشوی بستر یک دره به وسیله یخچال تشکیل میشود، اگرچه ممکن است همچنین از طریق سد شدن دره به وسیله رسوبات یخچالی( به وسیله مورنها، بارهای سنگی و یا زبانهها، ایجاد شوند.
مقاومت مختلف سنگها به این معنی است که یخچال سنگهای ضعیف تر را زودتر فرسایش میدهد و چالههایی در کف درهها ایجاد میشود. سپس آب در زمان عقب نشینی یخچال در این چالهها جمع میشود و یک سری از دریاچههای طویل را باقی میگذارد که بازتاب دهنده مسیر شستشوی یخچالی است که آنها در آن توسعه یافتهاند. تعداد، اندازه و شکل دریاچههای مقدس (دانه تسبیحی) تابعی از عملکرد سستی، امتدادیافتگی و لیتولوژی سنگ بستر دره، در کنار خصوصیات گوناگون یخچال، شیب دره و گستردگی یا فشردگی جریان است. این دریاچهها در کشور سوئد رواج داشته و به داخل دریای بالتیک زهکشی میشوند. همچنین دریاچه لیان دیناس و لیان گوینانت، اسنودونیا (بریتانیا) نمونههایی از اینگونه دریاچه هستند.
STEVE WARD (مترجم: صمد عظیمی راد)
PATTERNED GROUND - زمین الگودار
زمین الگودار شامل یک دامنه از پدیدهها و اشکال - دایرهایی، شبکهایی، پلیگونی، پلهایی و راه راه- در موارد سطحی است. چنین پدیدههایی در طیف گسترده ایی از محیطها رخ میدهند و علل متعددی دارند. به ویژه در محیطهای نواحی گرمسیری بین مدارین آماس شدن رس و خاکهای دارای بافت متفاوت موجب توسعه ناهمواریهای در مقیاس میکرو میشوند که شامل تپهها و چالههایی با الگوهای تصادفی تا منظم هستند. این عوارض معمولاً گیلگای نامیده میشوند. بیشترین مکانیسمهای توسعه گیلگای شامل آماس شدن و کوچک شدن حجم رس در لایههای زیرین خاک تحت تاثیر تغییرات فصلی شدید اقلیم است.
در بعضی از مناطق خشک و مجاور یخچالی زمین الگودار به شکل پلیگونها و شیارهای ناشی از خشک شدن است. این امر برآیند کاهش حجم در رسوبات دانه ریز چسبناک است که تحت تاثیر خشک شدن به وسیله تبخیر آب رخ میدهد. این فرآیند فشار کششی موثر برای ایجاد گسیختگی را فراهم کرده و در نهایت شکافها تشکیل میشوند.
در دیگر مناطق خشک زمین الگودار میتواند در ارتباط با وجود نمک باشد به ویژه در بستر پلایا و سبخاها(Hunt and Washburn 1960). ساختارهای فشاری که تی پیز نامیده میشوند نیز میتواند توسعه یابد، این امر به دلیل شباهت آنها به شکل سکونتگاههای مخفی بومیان آمریکا است (Warren 1983).
در مناطق خشک دیگر الگوها میتواند به وسیله نوارهای پوشش گیاهی ایجاد شود. خیلی از سطوح زمینهای خشک از بالا به صورت تناوبی از نوارهای روشن و تیره دیده میشوند که بوته ببری نامیده میشوند. این نوارها اختلاف در نسبت علفها و بوتهها را نشان میدهد. این امر به ترتیب با عمل جریان صفحهای بر روی سطوح کم شیب (2/0 تا 2 درصد) در مناطقی با میانگین بارش سالیانه 50 تا 750 میلی متر مرتبط میباشد(Warren 1983). فرایندهای ارگانیک همچنین از طریق ایجاد تپهها به وسیله ارگانیسمهایی مثل موشها و موریانهها قادر به ایجاد الگو میباشند ( ببینید TERMITES و TERMITARIA). در مورد تپههای میما[9] در ایالات متحده و هئوولتجیس[10] در آفریقای جنوبی منشأ نامشخص است (Reider et al. 1996).
به هر حال، زمین الگودار (صفحه86) در مناطق مجاور یخچالی( ببینید ژئومورفولوژی مجاور یخچالی؛ گوه یخی و ساختارهای مرتبط) و مناطق پرمافروست گستردگی زیادی دارد. تنوع زیادی از اشکال و فرایندها در این امر درگیر هستند (Washburn 1956)، که شامل ترکهای انقباض حرارتی، ترکهای یخبندان فصلی و ترکهای حاصل از خشک شدن میشود. اشکال دایرهای به وسیله شدت یخبندان ایجاد میشود (نوسان یخبندان). مناطقر مجاور یخچالی همچنین نشان دهنده توسعه هوموکهای زمین هستند (توفور) (Schunke and Zoltai 1988) و نوسانات یخبندان در تشکیل آنها نقش ایفا میکنند.پدیدههای زمین الگودار باقی مانده در مناطق مجاور یخچالی در طی فازهای سرد گذشته که در مناطق عرضهای میانه گسترش داشتنه اند توسعه یافتهاند(Boardman 1987).
عکس 86 :زمین الگودار پلیوستوسن پسین تحت شرایط مجاور یخچالی در منطقه تدفورد در شرق انگلستان توسعه یافته است. خطوط راه راه که امروزه مشابه آن در الاسکا وجود دارند به وسیله خاربن (کالونا وولگاریس) و علف ایجاد شده است.
References
Boardman, J. (ed.) (1987) Periglacial Processes and Landforms in Britain and Ireland, Cambridge: Cambridge University Press.
Hunt, C.B. and Washburn, A.L. (1960) Salt features that simulate ground patterns found in cold climates, US Geological Survey Professional Paper 400B.
Mabbutt, J.A. and Fanning, P.C. (1987) Vegetation bandings in arid western Australia, Journal of Arid Environments 12, 41–59.
Reider, R.G., Hugg, J.M. and Miller, T.W. (1996) A groundwater vortex hypothesis for Mima-like mounts, Laramie Basin, Wyoming, Geomorphology 16, 295–317.
Schunke, E. and Zoltai, S.C. (1988) Earth hummocks (Thufur), in M.J. Clark (ed.) Advances in Periglacial Geomorphology, 231–245, Chichester: Wiley.
Warren, J.K. (1983) Tepees, modern (southern Australia) and ancient (Permian-Texas and New Mexico) – a comparison, Sedimentary Geology 34, 1–19.
Washburn, A.L. (1956) Classification of patterned ground and review of suggested origins, Geological Society of America Bulletin 67, 823–865.
A.S. GOUDIE (مترجم: صمد عظیمی راد) )اند.یانه گسترش داشتنه اند توسعه یافتهجاور یخچالی در طی فازهای سرد گذشته که در مناطق عرض
PEAT EROSION - فرسایش تورب زار
زمینهای تورب زار بخش بزرگی از مناطق میکروترمال نیمکره شمالی در کشورهایی مثله کانادا، روسیه و فلاند را در برمیگیرد، اما این مناطق عمدتا ساکن بوده و ذغال سنگ تورب تاحودو زیادی دست نخورده باقی میماند. پوشش لجنی در مناطق مرتفع بسیار کمیاب بوده و به علت مقادیر بارش بالا و سیب زیاد، فرسایش به شدت محتمل تر است. در حدود 8 درصد سطح زمین در جزایر برطانی بریتانیا به ویژه مناطق شمالی و غربی به وسیله ذغال سنگ تورب پوشیده شده است. این پوشش باتلاقی بیشترین نسبت (10 تا 15 درصد) از مقادیر جهانی این منبع کمیاب را تشکیل میدهد. این مناطق ذغال سنگ تورب به دلایل زیادی اهمیت دارند: حوضههای آب، کشاورزی در تپهها، تیرندازی، تفریح و چشم انداز.
پوشش ذغال سنگی پنینس جنوبی بدون شک بیشترین میزان کاهش را داشته و سه چهارم این پوشش ذغال سنگی تحت تاثیر فرسایش گالی از بین رفته است. این زمینهای تورب دار به مناطق شهری بزرگ (منچستر، لیدز، شفیلد) نزدیک بوده و یکی از منابع مهم آلودگی محسوب میشود و در مقایسه با سایر مناطق مشابه از نظر اقلیمی در حاشیه قرار گرفته و جنوبی ترین منطقه محسوب میشود و سالیانه بیش از 1500 میلی متر بارش دریافت میکند (Tallis 1997). فرسایش زمینهای تورب دار در سراسر قرن گذشته مورد مطالع قرار گرفته اما تاحدود زیادی کارهای مارگارت باور (1960، 1961) به عنوان محرکی برای کارهای جدید محسوب میشود. او دو نوع سیستم گالی را تشخیص میدهد: شبکه متراکم از گالیهای شاخهایی آزاد و پیچیده برروی زمین خیلی صاف(کمتراز شیب 3 درجه)؛ و گالیهای خطی که شاخههای آن بیشر به سمت زمینهای شیب دار گرایش دارند. مقادیر فرسایش برای سطوح تورب دار که شدید تحت تاثیر گالی قرار گرفتهاند برای انگلستان بالا است. لابادز و همکاران(1991) با استفاده از مطالعات رسوبگذاری مخزن سدها مقادیر بار رسوبی طولانی مدت را مورد بررسی قرار دادهاند: در مجموع 200 تن در کیلومتر مربع در یک سال که شامل یک بخش آلی تقریباً 40 تن در کیلومتر مربع در یک سال است. این مقادیر بالای بار رسوبی به این معنی است که بیشتر مخازن سدهای کوچک که در قرن بیستم ساخته شدهاند در حال حاضر به وسیله رسوبات پر شدهاند و عملا برای ذخیره آب غیر قابل استفاده میباشند. درحالی که نرخ فرسایش ذغال سنگ نارس نسبتاً کم بوده و با توجه به چگالی حجمی پایین از ذغال سنگ نارس، این در واقع نشان دهنده تلفات بزرگ حجمی است که یادآوری میکند که بسیاری از خندقها ممکن است در طول سه قرن گذشته توسعه یافته است.
جان تالیس بهطور ویژهایی تاریچه فرسایش ذغال سنگ نارس را در پنینس جنوبی مورد مطالعه قرار داده است.تجزه و تحلیل نیمرخهای گردهایی او نشان داد که در طی دوره گرم اواخر قرون وسطا در قرون دوازده و سیزده سطوح لجنی منطقه کاملا خشک شده است.به دنبال این دوره یک دوره سردتر و مرطوب تر شکل گرفته و به نظر می رسد که تغییر اقلیم فرسایش گالی را در منطقه در آن زمان فعال نموده است( و همچنین شاید در فازهای خشک اخیر).
اخیرا فشارهای حاصل از فعالیتهای انسان احتمالا تاثیر بیشتری داشته و گاهی اوقات با تغییرات اقلیمی بعدی عمل کرده است. آتش( به طور تصادفی یا عمداً) و چرای بیش از حد به وسیله گوسفندان مهمترین فشار مستقیم است که منجر به فرسایش میشود؛ همچنین کاهش خزههای حساس به آلودگی به ویژه اسپباگنوم[11] احتمالاً بسیار مهم است. حذف کامل اسپباگنوم بلافاصله بعد از شروع تحولات صنعتی در قرن بیستم احتمالاً موجب فرسایش گسترده گالی حتی بیشتراز آنچه به تنهایی به وسیله تغییرات اقلیمی رخ داده، شده است.
در ذغال سنگهای نارس تراز آب حتی در زمان خشکسالیهای شدید نزدیک به سطح باقی میماند. بنابراین بیشترین میزان رواناب به وسیله اشباع بیش از حد سطح زمین تولید میشود اگرچه به طور محلی جریانهای پیپ ممکن است دارای اهمیت باشد (Holden and Burt 2002). بروی سطوح صاف اغلب توپوگرافیهای کوچک مثله هوموک و برگه توسعه مییابند. اگر ذغال سنگ نارس کاملاً خشک شود گالیها شروع به تشکیل شدن میکنند به ویژه با افزایش پایین افتادن تراز آب در تابستان. زمانی که در پاییز ذغال سنگ نارس مجدداً خیس میشود شرایط برای شستشوی کربن ارگانیک محلول (DOC) بیشتر محیا بود و موجب تغییر رنگ مخازن آب محلی و در نتیجه افزایش چشم گیر هزینههای گنداب زدایی میشود(Holden and Burt 2002). روی هم رفته افزایش تولید ذرات و کربن محلول به این معنی است که در مدت زمان نه چندان دور لایه ذغال سنگ تورب مخزنی از کرب را تشکیل داد و به طور فزاینده تبدیل به منشأ صادرکننده کربن خواهد شد. از سال 1950 به منظور افزایش تولید خیلی از مناطق پوشش ذغال سنگ تورب زهکشی شده است( با استفاده از زهکشهای شیاری باریک یا نهرهای کوچک). اخیرا صاحبان زمین به منظور احیای زیست بوم شروع به پر کردن نهرهای کوچک کرده و کاهش صادرات کربن ارگانیک محلول کردهاند.
به سمت مناطق شمالی تر در تپههای پنین امروزه نشانههای واضحی از رشد و نمو مجدد پوشش گیاهی برروی پوشش ذغال سنگ تورب که به شدت فرسایش یافته بود دیده میشود. این امر ممکن است نشان دهد فشارهایی که در گذشته منجر به فرسایش منطقه شده است کاهش یافتهاند. در مناطق جنوبی پنینس در سراسر بیست سال گذشته بعضی از گالیها شروع به پر شدن نموده اما به طور کلی نشانه های کمی از رشد و نمو مجدد گیاهان وجود دارد که شاید نشان میدهد که تاثیرات همزمان چرای بی رویه دام و آلودگی هوا به طور مداوم مانع بازیافت در آنجا شده است.
References
Bower, M.M. (1960) The erosion of blanket peat in the Southern Pennines, East Midland Geographer 13, 22–33.
——(1961) The distribution of erosion in blanket peat bogs in the Pennines, Transactions of the Institute of British Geographers 29, 17–30.
Holden, J. and Burt, T.P. (2002) Infiltration, runoff and sediment production in blanket peat catchments: implications of field rainfall simulation experiments, Hydrological Processes 16, 2,537–2,557.
Labadz, J.C., Burt, T.P. and Potter, A.W.R. (1991) Sediment yield and delivery in the blanket peat moorlands
of the southern Pennines, Earth Surface Processes and Landforms 16, 225–271.
Tallis, J.H. (1997) The Southern Pennine experience: an overview of blanket mire degradation, in J.H. Tallis, 768 PEDESTAL ROCK
R. Meade and P.D. Hulme (eds) Blanket Mire Degradation: Causes, Consequences and Challenges, Aberdeen: Macaulay Land Use Research Institute.
Worrall, F., Burt, T.P., Jaeban, R.Y., Warburton, J. and Shedden, R. (2002) Release of dissolved organic carbon from upland peat, Hydrological Processes 16, 3,487–3,504.
TIM BURT (مترجم: صمد عظیمی راد)
PEDESTAL ROCK - کلاهک سنگی (قارچی شکل)
کلاهک سنگی شکل یک توده سنگی کاوشی مجزا است که شامل یک تنه بلند و باریک، گردن یا ستونی که یک کلاهک پهن تر را محافظت میکند. همچنین با عناوین سنگهای قارچی شکل، سنگهای متوازن و بلوکهای میلهای و نامهای محلی مانند لوگانستون (جنوب- غرب انگلستان) و بادوو راک (امیریکای شمالی) و معادل های غیر انگلیسی مانند rocas fungiformas, roches champignons, Pilzfelsen شناخته میشود.
ستونهای سنگی در اقلیمی و سنگ شناسی گوناگونی توسعه مییابند؛ اما بطور ویژهایی در ماسه سنگ، گرانیست و سنگ آهک به خوبی تشکیل میشوند.
دلیل شکل گیری آنها هوازدگی و فرسایش دیفرنشیال در کلاهک و تنه آن است. در بعضی موارد ساختاری هستند، سنگ کلاهک ذاتاً مقاوم تراز سنگ تنه آن است. کلاهکهای سنگی به تاثیرات اپیژنی گوناگون نسبت داده میشوند و مطمئناً بعضی در رودها و روی سواحل، بطور ویژه جایی که سنگ آهک رخنمون دارد قرار دارند و همگی به علت حمله فیزیکی، بیوتیک و بیوشیمی پیرامون سطح آب است. بهرحال ایجاد اشکال کلاهکهای سنگی نشان میدهد که رطوبت به جایی حمله میکند که نخستین فرورفتگی، اشکال مقعر و گود در سطح سنگ بستر ایجاد کند. هوازدگی سطح زیرین پیرامون پایه سنگ یا یک بلوک سنگی یا تخته سنگ موجب کاهش مساحت ستون شده که منجر به تولید یه شکل قارچی میشود.
تاثیرات شکل گیری در سطح زمین مانند خیس یا خشک شدن متفاوت در جنبههای مختلفی به توسعه و بقای شکل بعد از در معرض قرار گرفتن کمک خواهد کرد. متلاشی شدن ماسه ممکن است در نگاه اول مسئول شکل گیری ستون سنگی باشد اما استخراج سنگ بستر ممکن است قبلاً آن را اسیب پذیر کرده باشد. ستونهای سنگی اشکال همگرایی هستند، اما بسیار از آنها دو مرحلهای یا در منشأ کنده کاری شدهاند.
Further reading
Twidale, C.R. and Campbell, E.M. (1992) On the origin of pedestal rocks, Zeitschrift für Geomorphologie 36, 1–13.
C.R. TWIDALE (مترجم: صمد عظیمی راد)
PEDIMENT - دشت سر (پدیمنت)
پدیمنت یک دامنه نسبتاً کم شیب انتقال و یا فرسایش است که در آن سنگها بریده میشوند و دامنههای کاوشی و دامنه های پرشیب را به مناطق ته نشست رسوبات در سطوح پایین تر متصل میکند (Oberlander 1989). آنها در مناطق قطبی، مرطوب و مناطق خشک یافت میشوند. اما به طور گسترده ایی در محیطهای مناطق خشک یافت شده و مورد مطالعه قرار میگیرند (Whitaker 1979) و به طور کلی به عنوان پدیدهای از ژئومورفولوژی مناطق بیابانی پذیرفته شدهاند.
پدیمنتها بخشی از خانواده لندفرمهای توسعه یافته در منطقه پیدمنت هستند منطقهای که دارای ژئومورفولوژی متمایزی بوده و پهلو به پهلوی مناطق مرتفع با تسلط فرسایش کاوشی رسوبات و مناطق پست پایین دست با تسلط انتقال و ته نشست رسوبات قرار گرفته است. بنابراین پیدمنتها در معرض قلمرو فرایندهای کاوشی، انتقال و ته نشست رسوبات قرار دارد. این قلمروها میتواند از نظر مکانی و زمانی تغییر کنند و منجر به تنوع پیچیدهای از لندفرمهای پیدمنت شامل مخروط افکنههای آبرفتی، باجادا و پدیمنتها شوند.
پدیمنتها از نظر ادبیاتی دارای تعاریف گوناگونی هستند. این تعاریف شامل تعاریف خیلی عام مانند " سطح فرسایشی زمین که دارای شیب کم بوده و ناهمواری چشم گیری ندارد" (Whitaker 1979) و تعاریف خاص تر مثل " سطوح کنده شده در امتداد سنگ بستر یا سطح رسوبات آرفتی، که معمولاً با ساختار عدم انطباق داشته و پروفایل طولی آن به سمت بالادست یا مقعر بوده یا به صورت یک خط مستقیم است، شیب آن معمولاً کمتراز یازده درجه است و به صورت نازک و ناپیوسته با یک لایه نازک از سنگهای واریزهایی پوشیده شده است" (Whitaker 1979). اگرچه شیبها آن میتواند دامنهای از 5/0 درجه تا 11 درجه باشد با این وجود پدیمنتهای پرشیب تراز 6 درجه در محیط طبیعی کمیاب هستند (Dohrenwend 1994). جائیکه دو پدیمنت در امتداد یک خط میاناب به هم میرسند پیوستگی توده کوهستان از بین میرود و یک گذرگاه پدیمنت تشکیل میشود که اغلب مسیرهای مفید قابل حمل و نقل را در مناطق مرتفع ایجاد میکند. یک پدیپلین از طریق بهم پیوستن پدیمنتهای متعدد تشکیل میشود. این عارضه باید از پنه پلین تمایز داده شود زیرا پنه پلین جایی است که تصور میشود به جای عقب نشینی دامنه کاهش شیب فرایند اصلی است.
پدیمنتها اولین بار به وسیله گیلبرت (1877) تشریح شدهاند، اما واژه پدیمنت به وسیله ام سی گی(1897) اختراع شد و برگرفته از یک واژه در علوم معماری که به منظور سقف کم شیب به ویژه فرم سه گوش به طور گستردهای در معماری کلاسیک استفاده شده است. در نهایت این واژه برای یک گونه از اشکال ژئومورفولوژی بکار رفته که منجر به ابهام و مشکلات جدی در تعریف آن شده است(Whitaker 1979).
این مشکلات زمانی بروز میکنند که سعی در تعریف طرح کلی پدیمنتها به منظور تهیه نقشههای ژئومورفولوژی داریم. این امر همچنین موجب ایجاد مشکلات در استخراج ویژگیهای مورفومتریک آنها مانند طول، مساحت، میانگین شیب و غیره میشود(Cooke 1970). مرز بالایی به طور کلی توافق شده که منطبق بر زاویه پیدمنت ( محل اتصال بین پدیمنت و پیشانی کوهستان که به صورت خط تغییر حداکثر شیب در نیمرخ شیب دامنه تعریف میشود) و یا در حوضه آبخیز باشد اگر انشعابات فرعی در زمین مرتفع وجود نداشته باشد. بهرحال تعیین و تعریف مرز به سمت پایین دامنه با مشکل بیشتذی روبه رو است. کوک (1979) پیشنهاد میدهد این مرز باید در محلی که پوشش رسوبات آبرفتی ادامه دارد قرار گیرد؛ هاوارد (1942) و تاتور (1952، 1953) پیشنهاد میدهد که این مرز در محلی که عمق پوشش رسوبات آبرفتی برابر عمق شستشوی جریان (15) است قرار گیرد. محققان دیگر این مرز را در محلی که ضخامت پوشش رسوبات آبرفتی بیشتر از یک نسبت کم (مثلا 1 درصد) کلا طول پدیمنت است قرار دهند (Dohrenwend 1994).
انواع مختلفی از پدیمنتها شناسایی و دسته بندی شده اند. سه نوع شکل مختلف از پدیمنتها را با استفاده از معیار ساده ژئومورفولوژی میتوان شناسایی کرد؛ آپرون پدیمنت شکل عمومی از پدیمنتهاست که بین منطقه مرتفع به عنوان منشأ و منطقه رسوبی پست گسترش مییابد؛ پدیمنت گنبدی شکل که از طریق به هم پیوستن پدیمنتها شکل میگیرد زمانی که منطقه مرتفع کاملاً از بین میرود؛ پدیمنت پادگانهای که در مجاورت یه سطح پایه نسبتاً پایدار مثل یک نهر جاری توسعه مییابد. طبقه بندیهای دیگر براساس تمایز بین اشکال پوشیده و غیر پوشیده است: یک پدیمنت پنهان در جایی است که سنگ بستر کریستالی به وسیله لایه رسوبی حاصل از هوازدگی پوشیده شده است و استنباط میشود که به وسیله هوازدگی زیر جلدی سنگ بستر و حذف و شستشوی واریزهای حاصل تشکیل میشود؛ پدیمنت سنگی گمان میشود به وسیله حذف واریزه قرار گرفته بر روی پدیمنت پنهان شکل میگیرد؛ و پدیمنت پوشیده که بطور ناموزون در امتداد سنگهای رسوبی که دارای یک پوشش واریزهایی دانه درشت هستند توسعه مییابند.
ابرلندر (1989) یک تمایز مهمی بین دو نوع عمده از پدیمنتها قائل میشود؛ پدیمنتهایی که سنگهای نرمتر را در مجاورت کوهستان مقاومتر برش میدهند و آنهایی که هیچ گونه تغییر سنگ شناسی بین کوهستان و پدیمنت وجود ندارد. نوع اول به طور گستردهایی گزارش شدهاند و بطور چشمگیر در حاشیه شمالی بیابان صحرا وجود دارند. این نوع لندفرمها به طور گستردهای به وسیله ژئومورفولوژیستهای فرانسوی مورد مطالعه قرار گرفته اند و واژه فرسایش گلاسیها را برای آنها انتخاب نمودهاند. این لندفرمها رسوبات غیرمقاوم را بریده و گرایش به پوشیده شدن به وسیله رسوبات گراولی دارند که نشان دهنده اهمیت فرایندهای آبرفتی در آفرینش آنها است. نوع دوم که ثابت شده دشواری بیشتر در تشریح آنها وجود دارد و ابرلندر از آنها به عنوان پدیمنت واقعی یاد میکند. در این مورد پدیمنتها در سطوحی با لیتولوژی مشابه در مجاورت کوهستان بریده میشوند که معولاً از سنگهای مقاوم آذرین و دگرگونی تشکیل شدهاند. آنها به طور نمونه فاقد پوشش رسوبی نوع گلاسی بوده و شواهد کمی را از فرایندهای آبرفتی در تشکیل آنها نشان میدهند. در نبود یک مکانیسم روشن تعداد کمی تئوری برای تشکیل و تکامل آنها پیشنهاد شده است اما آنها بد تعریف شده و مورد بحث باقی ماندهاند.
اساساً پدیمنتها به طور طبیعی به عنوان نتیجه فرسایش مناطق کوهستانی مشاهده شدهاند. رسوبات در امتداد پدیمنتها به مناطق ته نشست پایین دست منتقل شدهاند و عقب نشینی پیشانی کوهستان موجب برجای گذاشتن سطوح بزرگ انتقال پدیمنتها میشود. بهرحال مشکلات زمانی بروز میکنند که به دنبال تعیین فرایندههای خاص شکلدهنده پدیمنت باشیم. فرایندهای متعددی پیشنهاد شده اما اهمیت آنها به حدی نیست که در اینجا ارائه شوند. این فرایندهای شکلگیری پدیمنت طرح شده میتواند تحت سه عنوان در نظر گرفته شوند؛ هوازدگی سطحی، هوازدگی زیر سطحی و فرایندهای آبرفتی.
فرایندهای هوازدگی سطحی در برگیرنده دامنه گستردهایی از فرایندهای روی سطح زمین است که منجر به تخریب سنگ بستر و رگولیت[12] میشود. بهرحال این فرایندها قادر به تشریح تشکیل زاویه متمایز پیدمنت بر روی سنگهایی با مقاومت یکسان به هوازدگی نیستند. این منجر به تاکید مابوت(1966) و دیگران بر روی اهمیت هوازدگی زیر سطحی در تشکیل پدیمنتها شد. این امر تاحدود زیادی براساس مشاهداتی است که نشان میدهد پدیمنتها به طور گستردهایی بر روی سنگهای آذرین که به طور ویژه مستعد هوازدگی زیر سطحی هستند توسعه یافتهاند. شاید مهم در اینجا ماهیت مواد تولید شده توسط هوازدگی عمیق گرانیت است. مواد با جورشدگی خوب، شن و ماسه به اندازه درنا تشکیل دهنده مواد غیر چسبنده کناره کانال هایی هستند که مستعد تغییر جانبی کانال و مسطح شدن زمین در اثر فرسایش میباشند و منجر به مقدار محدودی از برش کانال می شوند (Dohrenwend 1994). این دانههای دانه ریز میتوانند به شیبهای کم پدیمنت در پایین منتقل شوند. مابوت (1966) تشکیل زاویه پیدمنت را به شکاف خوردن پایه دامنه نسبت میدهد (هوازدگی در لایه زیر سطحی در پای پیشانی کوهستان). با این حال، بسیاری از این مدل های شکل گیری بر اساس فرضیات مطرح شده بر مبنای شکل و وقوع میباشند نه براساس فرایندهای قابل مشاهده و خوب شناخته شد که میتوانند به راحتی اعتبار سنجی شوند.
فرایندهای آبرفتی به طور گسترده ایی در تشکیل پدیمنت دخیل هستند به ویژه با تاثیر زیادی که در مسطح سازی جانبی دارند. جریانهای منشأ گرفته از حوضههای زهکشی کوهستانی از طریق جابههایی جانبی کانال موجب فرسایش و پسروی پیشانی کوهستان میشوند. برش کانالی به علت بار رسوبی بالای این جریانات محدود است.
محققین دیگر بر اهمیت سیلابهای صفحهایی تمرکز میکنند اما این فرایند به ندرت در محیط طبیعی رخ میدهد و اهمیت آن در تشکیل پدیمنت باید مورد سوال قرار گیرد. سیلاب صفحهایی قادر به ایجاد سطوح صاف و هموار نیست زیرا به منظور ایجاد یک سیلاب صفحهایی وجود یه سطح صاف و هموار لازم و ضروری است (Cooke et al.1993). این تمایز مهم بین فرایندهای تشکیل دهنده پدیمنت و فرایندهای تغییر دهنده آن به وسیله لوستیگ (1969) مورد تاکید قرار گرفته است، کسی که پیشنهاد میکند که پدیمنتهای کنونی مکان نادرستی برای جستجوی تشریح چکونگی شکل گیری آنها است از آنجائیکه پدیمنتها قبلا از این فرایندهای فعال وجود داشتهاند. او پیشنهاد میدهد که ژئومورفولوژیستها در عوض باید بر روی مطالعه فرایندهای فرسایشی که در مجاورت حوضههای زهکشی کوهستان عمل میکنند تمرکز کنند زیرا در این محل فرسایش بیشترین فعالیت را دارد. محققین دیگر پیشنهاد میدهند که بیشترین فرسایش که منجر به تشکیل پدیمنتها میشود در محل خروج جریان از کوهستان رخ میدهد (Parsons and Abrahams 1984). همانطوری که مدل هوازدگی زیر سطحی در بالا تشریح شد، مدلهای آبرفتی به دلیل مشکلات ناشی از ارتباط اشکال قابل مشاهده با فرایندهای فیزیکی کاملاً مشخص باید با دقت مورد بحث قرار گیرند.
مشکل اصلی در تشریح توسعه پدیمنتها مشکل حفظ عقب نشینی به صورت یک خطی مستقیم و موازی در دامنههای نفوذپذیر یک چشم انداز پوشیده نرم است. ابرلندر(1989) پیشنهاد میدهد که عقب نشینی خطی مستقیم اتفاق میافتد زیرا فرایندهای انتقال رسوب به وسیله نفوذپذیری عمیق دانههای ماسه و شن، انتقال دانههای ریز به وسیله جریان و هوازدگی زیر سطحی سریع به وسیله رطوبت خاک محدود می شود و در پای دامنه متمرکز میشود. تویدال( 1978) نشان میدهد که ویژگیهای سنگ شناسی و ساختاری در تودههای گرانیتی (اختلافات پترولوژی و اختلاف در چگالی مشترک) کنترلهای مهمی بر روی مورفولوژی پدیمنتها دارند اما کار دیگری در نشان دادن هرگونه ارتباط واضح با شکست روبه رو شده است. اهمیت حرکات تکتونیک در تشکیل پدیمنتها نیز نامشخص است اگرچه به طور کلی به نظر میرسد پدیمنتها بیشترین توسعه را در مناطق دارای پایداری طولانی مدت از خود نشان میدهند (Dohrenwend 1994).
عکس 87: پدیمنت در بیابان موهاوی جنوب – غرب ایالات متحده امریکا
با بهبودی در تکنیکهای تعیین سن یک مقدار روبه رشدی از شواهدنشان میدهد که بعضی از پدیمنتها بسیار قدیمی هستند. در بیابان صحرا و موهاوی، جریانهای لاوایی را میتوان دید که موجب مدفون شدن سطوح پدیمنت موجود شدهاند. این احتمال که آنها ممکن است لندفرمهای قدیمی شکل گرفته تحت شرایط اقلیمی مختلف متعلق به دوران ترشیاری یا حتی مزوزوئیک پسین باشند افزایش یافته است (Oberlander 1989). به طور خاص فرایندهای منطقه خشک که بر روی پدیمنتهای بیابانی کنونی عمل میکنند ممکن است برای تشریح لندفرمهایی توسعه یافته در مقیاسهای زمانی در برگیرنده فازهای مرطوب و همچنین خشک مناسب نباشد. یک گونه از شرایط به عنوان شرایط مطلوب برای توسعه پدیمنت در سنگهای کریستالی پیشنهاد شده است؛ این شرایط شامل رطوبت فصلی، جنگل عرض جغرافیایی پایین، ساوانا و بیابانهای سرد زمستانی تحت تاثیر فرایندهای برودتی است. ابرلندر (1989) پیشنهاد میکند که در حال حاضر پدیمنتاسیون در قسمتهای مرکزی اریزونا که به نظر میرسد شرایط بیابان موهاوی در میوسن تکرار شده فعال است. به نظر میرسد بسیاری از پدیمنتها باید تا به اندازهایی به عنوان لندفرمهایی قدیمی در نظر گرفته شوند که در حال حاضر تحت شرایط محیطی بسیار متفاوت از آنچه مربوط به مراحل اولیه شکل گیری آنها است در حال تغییر هستند.
References
Cooke, R.U. (1970) Morphometric analysis of pediments and associated landforms in the Western Mojave Desert, American Journal of Science 269, 26–38.
Cooke, R.U. and Reeves, R.W. (1972) Relations between debris size and slope of mountain fronts and pediments in the Mojave Desert, California, Zeitschrift für Geomorphologie 16, 76–82.
Cooke, R.U., Warren, A. and Goudie, A.S. (1993) Desert Geomorphology, London: UCL Press.
Dohrenwend, J.C. (1994) Pediments in Arid Environments, in A.D. Abrahams and A.J. Parsons (eds) Geomorphology of Desert Environments, 321–353, London: Chapman and Hall.
Gilbert, G.K. (1877) Report on the Geology of the Henry Mountains: United States Geological Survey of the Rocky Mountain Region, Washington, DC: Department of the Interior.
Plate 87 Pediment in the Mojave Desert, southwest USA PENEPLAIN 771
Howard, A.D. (1942) Pediment passes and the pediment, problem, Journal of Geomorphology 5, 3–31, 95–136.
Lustig, L.K. (1969) Trend surface analysis of the Basin and Range Province and some geomorphic implications, US Geological Survey Professional Paper 500–D.
Mabbutt, J.A. (1966) Mantle-controlled planation of pediments, American Journal of Science 264, 79–91. McGee, W.J. (1897) Sheetflood erosion, Geological Society of America Bulletin 8, 87–112.
Oberlander, T.M. (1989) Slope and pediment systems, in D.S.G. Thomas (ed.) Arid Zone Geomorphology, 56–84, London: Belhaven.
Parsons, A.J. and Abrahams, A.D. (1984) Mountain mass denudation and piedmont formation in the Mojave and Sonoran Deserts, American Journal of Science 284, 255–271.
Tator, B.A. (1952) Pediment characteristics and terminology (part 1), Annals of the Association of American Geographers 42, 295–317.
——(1953) Pediment characteristics and terminology (part 2), Annals of the Association of American Geographers 43, 47–53.
Twidale, C.R. (1978) On the origin of pediments in different structural settings, American Journal of Science 278, 1,138–1,176.
Whitaker, C.R. (1979) The use of the term ‘pediment’ and related terminology, Zeitschrift für Geomorphologie 23, 427–439. SEE ALSO: alluvial fan; desert geomorphology; glacis d’érosion
KEVIN WHITE (مترجم: صمد عظیمی راد)
PENEPLAIN – دشتگون (پنی پلین)
پنی پلین واژهایی که به وسیله دیویس ابداع شده و به معنی سطحی با ناهمواری کم که تا نزدیک سطح دریا را در برگرفته و از طریق فرسایش در طول فواصل زمانی ممتد شکل گرفته است. توضیحات او در زمین این واژه عبات است از:
با توجه به زمان کافی برای عمل نیروهای سایشی بروی تودهایی از زمین که بروی یک سطح اساس ثابت قرار دارد و اینکه این سطح خیلی آرام و هموار فرسایش مییابد کاملاً سزاوار اسم دشت میباشد. اما خیلی غیر معمول است که یک توده از زمین موقعیت ثابت خود را انگونه که ما در اینجا ثابت فرض کرده ایم، حفظ کند... بنابراین من در جای دیگری پیشنهاد دادهام یک منطقه قدیمی که تقریباً سطح اساس داشته باید یک دشت نامیده شود؛ یک پنی پلین است(Davis in Chorley et al. 1973: 190).
بنابراین پنی پلین محصول پایانی یک سیکل فرسایش نیست و اگر نگرش دیویس را در نظر بگیریم نباید با یک دشت بی پایان و بدون عارضه اشتباه گرفته شود که این امر اغلب اتفاق میافتد.
در عوض پنی پلین یک چشم اندازی منطقهای در مرحله ماقبل آخر توسعه فرسایش است که هنوز در حال فرسایش به منظور تبدیل به یک دشت واقعی است. در جایی دیگر دیویس خود میگوید:
در مرحله کمتر پیشرفته تخریب، زمین هنوز دارای تپههای کم و دست نخورده در امتداد میانابها و مناطق بینابین بستر عریض رودها است. این مناطق در آینده تقریباً تبدیل به دشت یا پنی پلین خواهند شد. یک پنی پلین به ندرت سطح اساس آن بالای سطح دریا قرار میگیرد، اما اگر منطقه بزرگ باشد ممکن است ارتفاعات 2000، 3000 و 4000 فوت در مناطق داخلی سرزمین به سمت سرچشمه رودها را به دست آورد و کوهها و تپههای آن با دامنههای هموارتر ممکن است هنوز مرتفع تر باقی بمانند (Davis in King and Schumm 1980: 8).
این فرایندها منجر میشود یک پنی پلین عمدتاً در سطح زمین باشد. فرایندهای آبرفتی و نیروی جاذبه بروی دامنهها فعال میباشند. این فرایندها باید به حدی فعال باشند که تاثیر ناهمسان مقاومت سنگها را محو کرده و فقط مقاومترین سنگها شکل دهنده تپههای مشرف به پنی پلین و مونادنوکها باشند. وگرنه دامنههای هموار و ملایم برروی سنگهای عمیقاً هوازده با یک پوشش هوازده با ضخامت متجاوز از 10 متر قرار گرفتهاند. تا آنجاییکه که ناهمواری نسبی یک پنی پلین مورد توجه قرار گرفته به نظر میرسد دیویس در تعریف ارتفاعات تپه و زاویههای شیب نسبتاً در ابهام قرار داشته است. بنابراین دو ویژگی مهم برای پنی پلین وجود دارد. یکی مفهوم زمان در سیکل فرسایش سطح زمین است. برای اینکه یک پنی پلین باشد، سطح نسبتاً هموار باید در طول یک فرایند برهنه سازی ممتد و طولانی تشکیل شود. پیش نیاز دوم متمایل بودن به سمت سطح دریا است.
بیشتر سردرگمیهای پیرامون این واژه از این واقعیت نشأت میگیرد که محققین بعدی همیشه تعریف اولیه دیویس را ادامه نداده و این واژه را در زمینههای گوناگونی مورد استفاده قرار دادهاند. به طور مثال پنی پلینها اغلب با سطوح صاف یکسان فرض شدهاند یا یک شکل خاص از تحول دامنه برای پنی پلین به کار گرفته شده است. خیلی از متون ژئومورفولوژی پنی پلینهایی که عمدتاً به وسیله فرسایش به سمت پایین دامنه و متعاقباً کاهش ناهمواری شکل گرفتهاند را با پنی پلینهایی که به وسیله فرسایش به سمت بالای دامنه و ناهمواری نسبی بالا تا مرحله نسبتاً آخر توسعه تشکیل شده اند باهم مقایسه میکنند. در موارد دیگر شرط قرارگیری نزدیک به سطح دریا و یا شیب ملایم به سمت آن را نادیده گرفتهاند. در نتیجه سطوح قلهایی هموار شده در رشتههای کوهستانی مکرراً پنی پلین نامیده شدهاند، با وجود اینکه نه منشأ و نه سن آنها به حد کافی شرایط لازم برای استفاده از این واژه به سبک دیویس را تضمین نمیکند. دیویس خود واژه دشت قدیمی[13]را برای توصیف یک پنی پلین که بالا آمده و در حال حاضر مرحله ابتدایی تجزیه را تجربه میکند پیشنهاد میدهد.
استفاده آزاد از این واژه و ارتباط آشکار آن با مدل تحول سیکلی لندفرمهای دیویس و رویکرد توالی زمانی برهنهسازی از سال 1960 به شدت مورد انتقاد قرار گرفت و سرانجام منجر به کاهش محبوبیت و حذف تدریج آن شد. در توصیف چشم اندازها اولویت بیشتر به سطوح صاف داده شد درحالی که در زمینه نظریه، تحقیق در زمینه مدلهای غیر سیکلی تحول ژئومورفیک به شدت دنبال شد.
با این وجود فایربریج و فینکل(1980) پیشنهاد بازگشت به پنی پلینها را مطرح میکنند اما با درک پتانسیل ابهام و سوءاستفاده از این کلمه آنها جدایی از محدودیتهای بکار رفته در تعیریف دیویس راه مطرح میکنند. در عوض آنها ترجیح میدهند یک معنی غیر ژنتیک از این واژه، ساده برای توصیف سطوح نسبتاً صاف بدون توجه به منشأ، موقعیت و مراحل تحول آنها ارائه دهند. این نکتهایی است که به طور واضح به وسیله تویندل(1983) به منظور توصیف پنی پلینها به عنوان "سطوح هموار و موجدار با ناهمواری کم" بدون اشاره به موقعیت آنها نسبت به سطح اساس بکار گرفته شده است. علاوه بر این او استدلال میکند که هیچ ابزاری برای کشف حالت تحولا شیب گذشته که منجر به تشکیل پنی پلین امروزی شده است وجود ندارد؛ بنابراین بحث برروی مسئله فرسایش روبه عقب یا روبه جلو کاملاً بی معنی است. از طرف دیگر او به طور محکم به درک دیویس از پنی پلین به عنوان چشم اندازی در مرحله ماقبل اخر تکیه کرده و التی پلینها[14] را به عنوان محصول نهایی واقعی توسعه ناهمواری معرفی میکند. از طریق مقایسه فیلیپس(2002) در جدیترین بازبینی خود تعریفی گستردهتری از پنی پلین پیشنهاد میدهد که در آن شرایط بودن در هر مرحله معین از یک سیکل اضافه شده است. با وجود همه این رویکردهای متفاوت، بسیار دشوار است که واژهای برای کاربرد عادی آن در توصیف وتشریح لندفرمها پیشنهاد داده شود.
بحثهای زیادی پیرامون اینکه آیا پنی پلین و یا پنی پلینیشن در معنای واقعی دیدگاه دیویس واقعا رخ داده است. فیلیپس (2002) اکثر محققان سابق را دنبال میکند و ادعا میکند که درحال حاضر پنی پلینهای نزدیک به سطح دریا تقریبا وجود ندارند و دلایل را در متغیرهای ثابتی در نیروهای تکتونیکی، اقلیم و سطح اساس به ویژه در دوره کواترنر دنبال میکند. همه این تغییرات اجاز نخواهند داد که پنی پلین برای مدت زمان طولانی دوام بیاورد و منجر به تفکیک سطح به جای مسطح سازی میشود. از طرف دیگر تویندل(1983) تعدادی از مثالهای دشتهای تقریباً بریده شده در سنگ را ارائه میدهد اما ثابت میکند که قدمت آنها در یک زمان یکسان بوده است.خیلی از این دشتها مربوط به دوره کرتاسه و حتی ماقبل تر از آن بودهاند. در فنوسکاندیا بدون شک یک پنی پلین در مقیاس شبه قاره در انتهای پره کامبرین وجود داشته است (Lidmar Bergström 1995). مثالهای بیشتر از دشتهای گذشته یا پالئودشتها به وسیله اولیر (1991) ارائه شدهاند. به نظر میرسد تطبیق شواهد برای کم یا عدم تشکیل پنی پلین در حال حاضر و تشکیل دشت در دورههای گذشته زمین شناسی یکی از جدالهای ژئومورفولوژی تکاملی است.
References
Chorley, R.J., Beckinsale, R.P. and Dunn, A.J. (1973) The History of the Study of Landforms. Vol. 2: The Life and Work of William Morris Davis, London: Methuen.
Fairbridge, R.W. and Finkl, C.W. Jr (1980) Cratonic erosional unconformities and peneplains, Journal of Geology 88, 69–86.
King, P.B. and Schumm, S.A. (eds) (1980) The Physical Geography (Geomorphology) of William Morris Davis, Norwich: GeoBooks.
Lidmar-Bergström, K. (1995) Relief and saprolites through time on the Baltic Shield, Geomorphology 12, 45–61.
Ollier, C.D. (1991) Ancient Landforms, London: Belhaven.
Phillips, J.D. (2002) Erosion, isostatic response, and the missing peneplains, Geomorphology 45, 225–241.
Twidale, C.R. (1983) Pediments, peneplains and ultiplains, Revue de Géomorphologie Dynanique 32, 1–35.
Further reading
Adams, G. (ed.) (1975) Planation Surfaces, Benchmark Papers in Geology 22, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Melhorn, W.N. and Flemal, R.C. (eds) (1975) Theories of Landform Development, London: George Allen and Unwin.
SEE ALSO: Cycle of Erosion; denudation chronology
PIOTR MIGO´N (مترجم: صمد عظیمی راد)
PERIGLACIAL GEOMORPHOLOGY - ژئومورفولوژی مجاور یخچالی
شاید به طور شگفت آوری هیچ توافقی برسر اینکه دقیقاً چه زمینی میتواند به عنوان مجاور یخچالی در نظر گرفته شود وجود ندارد زیرا پارامترهای کمی قابل تعریفی که پذیرش جهانی داشته باشد وجود ندارد. بهرحال اکثراً این گزاره را میپذیرند که دو رویکرد برای علامت گذاری اینکه چه چیزی مجاور یخچالی است وجود دارد و اینکه هردو را میتوان توجیه کرد.
یک رویکرد بر روی ضرورت عمل یخبندان شدید به شکل سیکلهای مکرر یخبندان –ذوب و یخبندان فصلی عمیق تاکید میکند. اگر این معیار را برای تعیین حدود پراکندگی مناطق مجاور یخچالی بکار گیریم در نتیجه آن تقریباً 35 درصد سطح قارههای کره زمین (عمدتاً در نیمکره شمالی زمین) در طبقه مجاور یخچالی قرار میگیرند. رویکرد دیگر تصریح میکند که وجود زمین یخ زده دائمی مثل پرمافراست معیار اصلی است. پرمافراست ممکن است به صورت هرگونه مواد زمین که دارای دمای صفر یا زیر صفر برای حداقل یک دوره دوساله است تعریف شود. توجه شود که در این تعریف هیچ ارجاعی به محتوای آبی یا لیتولوژی نشده است. اگر پرمافراست ویژگی اساسی است بنابراین یک آب و هوای سخت به تنهایی بیش از آنکه موردنیاز برای عمل یخبندان باشد نیازمند دارا بودن شرایط لازم برای وضعیت مجاور یخچالی است همچنانکه پرمافراست یازمند یک میانگین دمایی سالانه زیر صفر است. در نتیجه مناطق مجاور یخچالی جهان اساساً کمتر از 20 درصد کل سطح خشکی است. با این وجود از هر دو چشم انداز این مساحت کل که به عنوان مجاور یخچالی در نظر گرفته شده است بخش چشمگیری از محیط خشکی زمین را تشکیل میدهد. در مقایسه با این مساحت برف دائمی و یخ یخچالی تنها 3 درصد را شامل میشود.
ناهمواری همچنین نقش تاثیرگذاری در تعیین پراکندگی مناطق مجاور یخچالی دارد. هردو سیکلهای یخبندان- ذوب و پرمافراست که با اقلیم در ارتباط هستند به وسیله دو عامل عرض جغرافیایی و ارتفاع تحت تاثیر قرار میگیرند. در نتیجه گسترده ترین مناطق مجاور یخچالی عمدتاً سرزمینهای پستی در اوراسیای شمالی و شمال آمریکا هستند و ترکیبی از مناطق تندار و چشم انداز جنگلهای شمالی را تشکیل میدهند. دماهای کوهستانی تحت تاثیر ارتفاع نسبت به میزان کاهش دما با افزایش ارتفاع حساس هستند. این امر میتواند سرمایش کافی را در عرضهای پایین تر ایجاد کند که موجب شرایط دمایی معتدل تری در مناطق مجاور پایین تر میشود. در نتیجه مناطق مجاور یخچالی آلپی حتی میتواند در مناطق استوایی ایجاد شود. معمولاً آنها یه منطقه تندرایی که مرز پایین آن تقریباً منطبق بر مرز بالایی خط درختان است را نشان میدهند.
فرایندهای اصلی مناطق مجاور یخچالی (Basic periglacial processes)
ژئومورفولوژی مناطق مجاور یخچالی اصولاً بروی فرایندها، رسوبات و لندفرمهای منتج در سطحی زمین تمرکز میکند که مشخصه مناطق سرد غیر یخچالی سطح کره زمین است. دانش رفتار فیزیکی تقریباً غیرعادی ماده آب اساس درک این است. ابتدا تغییر حالت از مایع به جامد با 9 درصد افزایش حجم همرا است و همچنین به طور معکوس با تغییر حالت از جامد به مایع 9 درصد کاهش حجم وجود دارد که در طی سیکلهای یخبندان و ذوب رخ میدهد. این امر با گرمای نهان ذوب (84 کاری بر گرم) همراه است که بسیار کمتر از گرمای مورد نیاز در (100 کالری بر گرم) تغییر درجه حرارت حالت مایع از انتقال جامد به گاز نیست. نتیجه خالص اینکه نرخ هردو حالت یخبندان و ذوب بیش از آنکه انتظار میرود به تعویق میافتد. دوم اینکه، تغییرات حجمی در طی نوسانات درجه حرارت در حالت جامد(یخ زده) زمانی که سرمایش انقباض و بالعکس تولید میکند رخ میدهد. این به خودی خود امری غیر معمول نیست اما به منظور جلوگیری از سردرگمی به طور کلی به صورت مستقل از 9 درصد تغییر حجم در تغییر حالت مایع- جامد- مایع در نظر گرفته میشود. سوم، حداکثر تراکم به دست آمده در حالت مایع، تقریبا 98/3 درجه سانتی گراد بالای نقطه انجماد، تضمین میکند که حالت جامد بروی مایع شناور باشد. این مفخوم عمیقی از زندگی است به این معنی که آب در دریاچهها و رودها در زیر سطح پوشش یخی وجود دارد. حتی در شدیدترین شرایط آب و هواها پهنههای آبی با عمق بیش از 3 متر یخبندان را به لایههای زیرین خود انتقال نمیدهند همچنانکه توسعه سالیانه یخ به ندرت بیش از دو متر ضخامت ندارد. چهارم، در خلل و فرج رسوبات نقطه انجماد آب در بدترین موارد می تواند به پایین تر از منفی 22 درجه سانتی گراد برسد. این امر به ویژه در رسوبات ریز دانه (رس و سیلت) موثر است جائیکه حرکت لایههای نازک آب حتی در زمینهای یخ بسته اتفاق میدهد. این امر انباشتگی تودههای یخی با حجمهای بیش از ظرفیت منافذ را تسهیل میبخشد. همه این عوامل در فرایندهای شکل دهنده چشم انداز مرتبط با محیطهای مجاور یخچالی شرکت میکنند و به طور کلی ماهیت فرایندهای مجاور بخچالی را تعیین میکنند. محرک این فرایندها تغییرات درجه حرارت و به نوبه خود هواشناسی و آب و هواشناسی است.
فعالیت مجاور یخچالی دیرینه (Palaeoperiglacial activity)
جدا از رفتار فیزیکی غیرمعمول ماده آب، عامل پیچیدهتر در درک عوارض مجاور یخچالی بعد زمان است به ویژه اینکه با تغییر اقلیم متحد است. این میتواند به وسیله مثالی از بریتانیا نشان داده شود. اگر تعیین مرز مناطق تحت تاثیر شرایط محیط مجاور یخچالی براساس سیکلهای یخبندان- ذوب پذیرفته شود بنابراین قلل مرتفع تر بریتانیا در چارچوب فعالیت محیط مجاور یخچالی قرار میگیرند. این نکته نظر بلانتین و هریس (1994) در استنتاج عمدتاً منطقهای محور خود است. به هرحال اتخاذ یک رویکرد جایگزین آسانتر براساس وجود یا عدم وجود پرمافراست به ناچار به این معنی است که جزایر بریتانیا از آخرین پرمافراست در تقریباً 11500 سال قبل در آخرین مرحله یخچالی نمیتواند به عنوان منطقه مجاور یخچالی در نظر گرفته شود. از آن زمان تا دوره بین یخچالی فلاندریان[15] (بعد از یخبندان) متعاقب آن مکانهای دارای شدیدترین شرایط اقلیمی هم قادر به حفظ هیچ گونه پرمافراست نبودهاند. این موضعی است که به وسیله وورسلی (1977) در بررسی شرایط مجاور یخچالی شدن در بریتانیا اتخاذ کرده است زمانی که نتیجه گرفته شده بود که همه شواهد محیط مجاور یخچالی در بریتانیا به طور موثری باقی ماندهاند.
پیش از 11500 سال قبل در طی اخرین دوره یخچالی اکثر مناطق بریتانیا پرمافراست گسترده دورهایی را تجربه میکرده است. به روشنی اکثر مناطق جهان در آخرین دوره یخچالی شاهد گسترش چشمگیر تسلط شرایط مجاور یخچالی تا 50 درصد بوده اند. اما این تسلط احتمالاً خیلی چشمگیر نبوده چنانچه در اروپای غربی میانگین دمای سالیانه در طی این دوره زمانی که جریان گلف بی اثر بوده است تقریباً تا 20 درجه سانتی گراد افت داشته است. یک بعد کم اهمیت از مراحل یخچالی جهان این است که اگر سطح دریا را به عنوان یک پروکسی برای اقلیم دیرینه در نظر بگیریم بنابراین دوره های کاهش زیاد سطح دریا ( حداکثر گسترش حجم یخچالها) نسبتاً کوتاه بوده است. به طور مشابه در دوره کواترنر رکوردهای نسبت ایزوتپی اکسیژن دریایی به عنوان بازتاب دهنده درجه یخبندان جهانی تا حدود زیادی تفسیر شدهاند و نقاط اوج نسبت منفی منحنیهای ایزوتوپی مطابق با دورههای حداکثر گسترش پوشش یخ یخچالی (مطابق با پایین ترین سطح دریا) بوده است. در طی آخرین مرحله یخچالی در بیشتر مناطق جهان تحت پوشش یخچالها، شواهد چینه شناسی نشان میدهد که توسعه یخچال در صفحات یخی بسیار گسترده در اواخر این مرحله به اوج خود میرسند. این دادهها نشان میدهد که در بیشتر این مرحله یخبندان در آن مناطقی که با وجود سرما تحت تاثیر پوشش یخی دائمی نبودهاند فرایندهای مجاور یخچالی به جای فرایندهای یخچالی تسلط داشتهاند. ازاین رو بیشتر چشم انداز های یخ بسته شرایط مجاور یخچالی جزئی را تحمل کرده اند. به طور طبیعی این مناطق در خارج از مرزهای حداکثر گسترش یخ شاهد یک رژیم مجاور یخچالی برای بخش اعظم دوره یخچالی بودهاند و ازین رو تاثیرات شرایط مجاور یخچالی واضحتر هستند. در نهایت، فازهای ابتدایی عقب نشینی یخ از مرزهای حداکثر در درجه اول ناشی از کاهش بارش برف و نه افزایش دما بوده است. این شرایط موجب گسترش محیطهای مجاور یخچالی به داخل مناطقی میشود که اخیراً خالی از یخ شدهاند. شرایط فرایخچالی با عقب نشینی یخ همراه بوده و گسترش آن ممکن است به عنوان بخشی از شرایط مجاور یخچالی شدن در نظر گرفته شود.
توسعه تاریخی مفهوم مجاور یخچالی (the periglacial concept Historical development of)
واژه مجاور یخچالی ابتدا به وسیله یک زمین شناس و خاک شناس لهستانی دابلیو. لوزینسکی (1909) در محاسبه هوازدگی مکانیکی ماسه سنگ و تولید بلاکفیلد (ببینیدBLOCKFIELD و BLOCKSTREAM) تحت شرایط اقلیمی سرد در کوههای کاراپاتیان[16] ابداع شد. سه سال بعد لوزینسکی مفهوم رخسارههای مجاور یخچالی تولید شده به وسیله هوازدگی میکانیکی را مطرح ساخت، اگرچه او هیچ گونه پارامتر اقلیمی کمی را ارائه نداد. بهرحال، بدیهی است که لوزینسکی مفهوم مجاور یخچالی را در تلاشی برای بازسازی بافت اقلیم دیرینه رخساره خود پیشنهاد میداده است. او آن را به عنوان درکی از فرآیندهای سابق فعال در سرزمینهای مجاور به یخچالهای طبیعی و صفحات یخی دوره پلیستوسن و نه به عنوان یک تابع از فعالیت معاصر می پروراند. مقاله دوم او به عنوان بخشی از مجموعه مقالات کنگره زمین شناسی بین المللی که در استکهلم در سال 1910 برگزار شد منتشر شد و این تضمین کننده انتشار گسترده واژه مجاور یخچالی بود. دیگر فعالیتها در کنگره شامل یک گردش میدانی به اشپیتزبرگ جایی که رخسارههای مجاور یخچالی میتواند با فرایندهای محیطی کنونی مرتبط باشد و از این طریق انگیزه بیشتری برای مطالعه علمی را فراهم آورد. بنابراین منحصراً واژه مجاور یخچالی که در اصل به وسیله لوزینسکی پرورانده شد باید به یک ناحیه یا منطقه که قبلاً تحت تاثیر شرایط اقیلمی نوع قطبی و در مجاورت یه یخچال قرار قرار داشته ارجاع داده شود.
از نقطه نظر کاربرد مدرن این واژه، یک درک اشتباه ممکن است این باشد که عوارض محیط مجاور یخچالی منحصراً با منطقه مجاور حاشیههای یخچالی مرتبط است. در مقابل برخی از مناطق عمده پرمافراست امروزی هرگز یخچالی نشدهاند یا در واقع در مجاورت صفحات یخی پیشین قرار نداشتهاند. مثال نخست شرق سیبری است جائیکه در آن پرمافراست میتواند بیش از یک کیلومتر عمق داشته باشد. این احتمالاً به وسیله این حقیقت توضیح داده میشود که این منطقه طولانی ترین تاریخ توسعه پایدار پرمافراست نسبت به هر نقطه بر روی زمین را دارا است. نقطه ضعف بیشتر این است که ممکن است فرض شود که مناطق در مجاورت یخچالها آب و هوای نه چندان شدیدی را تجربه میکنند و اینکه بدتر شدن شرایط آب و هوایی لزوماً موجب تغییر شرایط محیطی از مجاور یخچالی به یخچالی میشود و تشکیل یخچالها نشان دهنده بدترین حالت آب و هوایی است. علی رغم اینکه تعدادی از محققان به دلیل عدم دقت واژه مجاور یخچالی سعی در کنار گذاشتن آن داشته اند با این وجود در حال حاضر کاربرد آن گسترش یافته و درجه ای از مسامحه در تعریف آن به صورت خودکار توسط کاربران آن پذیرفته شده است. جالب توجه این بوده که یک تغییر در عنوان در نسخه اول و دوم سنتز محیط مجاور یخچالی توسط ای ال واشبورن وجود دارد (Washburn 1973, 1979). در نسخه دوم واژه ژئوکرایولوژی[17] معرفی شده است (مثل بررسی مواد زمین یخ بسته). این کلمه از یک معادل روسی گرفته شده است و اگرچه میتواند شامل یخچالها باشد معمولاً به زمین یخ بسته اشاره دارد. اگرچه لوزینسکی مفهوم منطقه مجاور یخچالی را در اوایل قرن بیستم رسمیت بخشید با وجود این خیلی از مفاهیم در علوم زمین که توسط محققین قبلی پیش بینی شده بود بعداً قاعدهمند شد. برای مثال، آغاز نقشه برداری زمین شناسی در انگلستان با حمایت دولت در سال 1830 به زودی منجر به شناسایی پوشش باقی مانده از واریزه سنگی توسط دی لا بیچه بر روی دامنههای کورنوال و دیون در پنینسولا جنوبی و غربی شد. ارتباطات میدانی به او نشان داد که رأس پوشش قطعات سنگی گوشه دار از هوازدگی مکانیکی سنگ بستر منشأ گرفته است و از طریق برداشت از دامنه بالا حاصل شده است و اینکه حرکات دامنهای وجود دارد که گرایش به سمت آَشفتگیهای دامنهایی دارد و از این طریق چیزی شبیه به حرکات سولی فلکسیون را پیش بینی کرد.
فرایندها و اشکال خاص محیط مجاور یخچالی (Unique periglacial processes and landforms)
ادبیات تحقیق برگرفته از تحقیقات ژئومورفولوژی مجاور یخچالی منجر به ارائه طیف گسترده ای از اصطلاحات تخصصی و نام لندفرم های منحصر به فرد شده است. این اسمها از منابع زبانی گوناگون منشأ گرفته و به دلیل کاربرد متناقض موجب سردرگمی شده است.
در این زمینه یک مثال از برنامه ریزی این دایره المعارف میآوریم جائیکه در فهرست موضوعات پیش نویس دو واژه التی پلنیشن[18] و کرایوپلنیشن[19] را به صورت دو ورودی جدا مشخص کرده بود. در حقیقت تفاوتی بین این دو کلمه وجود ندارد. پادگانههای آلتی پلنیشن ابتدا به وسیله اچ ام ایکین در سال 1918 به دنبال نقشه برداری در قسمتی از شرق آلاسکا توصیف شد جائیکه او با سطوح قله ای و سکو مانندی برخورد کرد که تاحدود زیادی مستقل از سنگ شناسی و ساختار زمین در سنگ بستر بریده شده بودند. ارتباطات مشابهی پیش تر در روسیه شناسایی شده بود و واژه پادگانههای گولتز[20] برای آنها بکار گرفته شده بود. واژگان دیگری که بکار گرفته شده بود شامل ایکویپلنیشن[21] و پادگانههای نیواسیون[22] است. برایان (1946) یک بررسی گسترده از اصطلاحات مجاور یخچالی موجود را انجام داد و یک واژه جدید –کرایوپلنیشن[23]- را برای بیان مفهومی یکسان از عمل یخبندان و حرکت واریزه به سمت پایین دامنه تحت تاثیر یخبندان که موجب ایجاد یک سیستم فرسایش دامنهای شده است را پیشنهاد میدهد. در حال حاضر این واژه برای چنین عوارضی از نظر بین المللی پذیرفته شده است.
خوشبختانه مشکل این نامگذاری گیج کننده در یک فهرست واژگان جامع تولید شده به وسیله یک تیم بین رشتهایی باتجربه از محققین پرمافراست کانادایی برطرف شده است (Harris et al. 1988). این فهرست یک منبع عالی از کاربرد کنونی، تعاریف و مترادفها مورد استفاده در ژئومورفولوژی مجاور یخچالی است. همچنین دارای مزیت بحث اندیشمندانه در مورد بیشتر واژگان و نویسندگانی است که توصیه به ترک برخی از واژگان دارند.
ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مانند هر ژئومورفولوژی ریخت شناسی، باید همه عوامل شکل دهنده چشم انداز را در نظر بگیرد. به طور طبیعی تمایل به تمرکز بر آن دسته از عوامل وجود دارد که یا منحصر به فرد هستند و یا به آسانی در طیف وسیعی از محیطها معمول هستند. برای توضیح این نکته بیش از پنجاه ورودی مربوط به ژئومورفولوژی مجاور یخچالی در این دانشنامه وجود دارد. با این حال، تنها نیمی از اینها به احتمال زیاد به بحث گذاشته شود و به قلمرو مجاور یخچالی ارجاع داده شوند. بررسی بسیاری از محیطهای مجاور یخچالی به صورت میدانی یا از طریق نقشهها و عکسهای هوایی به طور عادی یک چشم انداز اساساً آبرفتی را آشکار میسازد که یک شبکه زهکشی نرمال را به نمایش میگذارند. چند استثنا و بخشهای مهمی از مناطق مجاور یخچالی وجود دارد که چشم اندازهای بیابانی را به نمایش میگذارند. در نظر گرفتن اینکه در زیر برخی از خشکترین مناطق جهان پرمافراست وجود دارد تعجب آور نیست. اما این مناطق بیابانهای سردی هستند. تمایل به درنظر گرفتن بیابانها به عنوان مناطقی گرم به این دلیل است که اکثر ژئومورفولوژیستهای بیابان در این نوع بیابانها تحقیق انجام میدهند.
ژئومورفولوژی مجاور یخچالی کاربردی(Applied periglacial geomorphology)
هرجایی که یخ یر روی سطح زمین وجود دارد همیشه این احتمال وجود دارد که ذوب شود. تحت شرایط طبیعی این یک فرایند مداوم است و میتواند از طریق طیفی از رخدادها مثل آتش سوزی جنگل، فرسایش ساحلی و کناره رود، یا تغییر آب و هوا اتفاق افتد. به طور واضح چشم انداز گرمایش جهانی حامل نشانههای بدی برای تمام جهان پرمافراست است.
سراسر قرن گذشته سکونتگاههای انسانی در دشتهای پرمافراست توسعه یافته است. انسانهایی که از مناطق جنوبی مهاجرت کرده و انتظار امکانات مشابه با جنوب منطقه پرمافراست دارند. این حرکت تحت تاثیر جنگ جهانی دوم و ایجاد امکانات دفاعی در طی جنگ سرد شدت یافت. استخراج اقتصادی منابع کانی و استخراج هیدروکربن موجب افزایش تقاضا برای حمل و نقل، شهرسازی و تاسیسات موردنیاز آنها شد.
ایجاد همه نوع ساخت و ساز بر روی پرمافراست اگر موجب برهم خوردن تعادل حرارت طبیعی زمین و در نتیجه ذوب یخ و آب شدن لایه جامد شود میتواند پتانسیل مخاطره را افزایش دهد. تحت تاثیر فشار جنگ اشتباهات زیادی در تاسیسات لوله کشی و جاده رخ داد اما تجربیات زیادی از این مخاطرات تحمیل شده به مناطق پرمافراست به دست آمد. انتشار برجسته در این زمینه به وسیله مولر (1947) تحت عنوان حالت بعدی درک هنری از پرمافراست و مشکلات مهندسی آن تدوین شد. این انتشار به طور گستردهایی براساس تجربیات روسها بود. این امر منجر به بنیان بخش تحقیقات مناطق سرد در ارتش ایالات متحده آمریکا و آزمایشگاه مهندسی که در نهایت یکی از موسسات برجسته درگیر در تحقیقات مناطق مجاور یخچالی بود. آزمایشگاههای مشابهی در یاکوتا و کانادا با ماموریتهای اساساً کشوری تاسیس شدند.
در کانادا در سال 1950، آکلاویک[24]، مرکز اداری واقع در دلتای مکنزی تحت تاثیر سیلابهای سالیانه قرار داشت. تصمیم گرفته شده به وسیله دولت فدرال مبنی بر ساخت شهر جدیدی برای جابه جایی آن بود که بهترین عمل برای همکاری در ساخت پرمافراست بود(Johnston 1981). چند منطقه در ابعاد ویژگیهای ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مورد ارزیابی قرار گرفت و اینوویک[25] برای ستوسعه انتخاب شد. اینوویک از آن زمان به یک نمونه نمایشی مبدل شد که چگونه شهری با عرضه امکانات جهان غیر مجاور یخچالی میتواند بدون خسارتهای محیطی چشمگیری ساخته شود. در این شهر همه ساختمانها به خوبی عایق شده و معمولاً بر روی ستونهایی قرار گرفتهاند که از مواد مستعد یخبندان نفوذ کرده و با دقت بر روی پوشش گیاهی اصلی مستقر شدهاند. یک شکاف هوایی به ارتفاع یک متر در نوک ستونها امکان نگهداشت رژیم حرارتی طبیعی زمین را فراهم میکرد. با بکارگیری یک رویکرد مشابه یک سیستم آب، فاضلاب، لولههای گرم کننده در یک شبکه مجرایی عایق نصب شد. در بعضی موارد مثل واحدهای تولید برق ستونها امکان پذیر نبودند و معبرهای ضخیم مواد زاویه دار که از میان آن لولههای تهویه کار گذاشته شده بود در دست دستیابی به اهداف یکسان با موفقیت روبه رو شد.
درک بسیار بهبود یافته از حساسیت چشم انداز مجاور یخچالی تاحدود زیادی تضمین کننده فعالیتهای کاربری اراضی است که میتواند بدون پیامدهای ناگوار عمدهایی انجام شود. با این حال ساخت و ساز باید به شدت به وسیله مدیران محیطی آشنا به اصول ژئومورفولوژی مجاور یخچالی مانیتورینگ شود و در زمینه استخراج هیدروکربن تعدادی از محلهای حفاری در تابستان به دلیل ترس از ایجاد آشفتگی گسترده برای یخ زمین در پرمافراست بسته شدهاند.
References
Ballantyne, C.K. and Harris, C. (1994) The Periglaciation of Great Britain, Cambridge: Cambridge University Press.
Bryan, K. (1946) Cryopedology – the study of frozen ground and intensive frost-action with suggestions on nomenclature, American Journal of Science 244, 622–642.
Harris, S.A., French, H.M., Heginbottom, J.A., Johnston, G.H., Ladanyi, B., Sego, D.C. and Everdingen, R.O. (1988) Glossary of Permafrost and Related Ground-ice Terms, Ottawa: National Research Council of Canada Technical Memorandum 142.
Johnston, G.H. (ed.) (1981) Permafrost Engineering Design and Construction, Toronto: Wiley.
Muller, S.W. (1947) Permafrost or Permanently Frozen Ground and Related Engineering Problems, Ann Arbor, MI: J.W. Edwards.
Washburn, A.L. (1973) Periglacial Processes and Environments, London: Arnold.
——(1979) Geocryology, London: Arnold.
Worsley, P. (1977) Periglaciation, in F.W. Shotton (ed.) British Quaternary Studies Recent Advances, 203–219, Oxford: Clarendon Press.
Further reading
Clark, M.J. (ed.) (1988) Advances in Periglacial Geomorphology, Chichester: Wiley.
French, H.M. (1996) The Periglacial Environment, 2nd edition, Harlow: Longman.
Harris, S.A. (1986) The Permafrost Environment, Beckenham: Croom Helm.
Jahn, A. (1975) Problems of the Periglacial Zone, Warszawa: Polish Scientific Publishers.
King, C.A.M. (ed.) (1976) Periglacial processes, Benchmark Papers in Geology 27, Stroudsburg, PA: Dowden, Hutchinson and Ross.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) the Frozen Earth: Fundamentals of Geocryology, Cambridge: Cambridge University Press.
PETER WORSLEY (مترجم: صمد عظیمی راد)
PERMAFROST – پرمافراست ( اراضی با تناوب یخبندان)
پرمافراست به صورت زمین (خاک و سنگ) که دمای آن حداقل برای دوسال زیر صفر درجه سانتی گراد باقی میماند تعریف میشود و این واژه صرفاً برحسب درجه حرارت تعریف میشود نه آب یخ زده (Permafrost Subcommittee 1988). بنابراین پرمافراست ممکن است شامل یخ نباشد و یا ممکن است شامل هم یخ و هم آب یخ نزده باشد. به هر حال در خیلی از موارد یخ زمین مولفه اصلی پرمافراست را تشکیل میدهد، به ویژه در جائیکه لایه زیرین شامل رسوبات سفت نشده ریز دانه باشد. گرادیان زمین گرمایی در زیر سطح زمین به طور میانگین در حدود 30 درجه سانتی گراد به ازای هر یک کیلومتر است (Williams and Smith 1989) و این افزایش دما با افزایش عمق تعیین کننده ضخامت پرمافراست است( شکل 120). نوسانات فصلی درجه حرارت در تابستان منجر به افزایش دمای سطح زمین به بالای صفر و نفوذ به سمت پایین پیشانی ذوب پرمافراست میشود. لایه سطحی که به طور فصلی یخ و ذوب میشودلایه فعال نامیده میشود و ضخامت آن بستگی به ویژگیهای گرمای زمین و نسبت شاخص ذوب تابستان( تعداد روزهایی که دارای درجه حرارت بالای یخبندان دارد) به شاخص یخبندان زمستان (تعداد روزهایی که دارای درجه حرارت زیر یخبندان دارد) دارد. سیکل سالانه سرمای زمستان و گرمای تابستان موجب افزایش ضخامت پرمافراست به سمت پایین میشود اما به سرعت کاهش یافته به طوری که در عمق 15 متر غیر قابل کشف میشود. این عمق نوسان صفر درجه نامیده میشود (Brown and Péwé 1973). تغییرات طولانی تر در حرارتهای سطح زمین موجب افزایش نوسانات حرارتی به سمت عمق میشود و در خیلی از مکانهای پرمافراست امروزی گرادیان زمین گرما غیر خطی با یک انحراف به سمت گرما است که به سمت سطح زمین افزایش مییابد(Lachenbruch and Marshall 1986) و نشان دهنده افزایش گرما در طول قرن گذشته یا بیشتر است (شکل 120).
شکل 120: نیمرخ حرارتی پرمافراست : (الف) تعادل و (ب) تنظیم حرارتی با گرمای اطراف
شکل 121: ویژگیهای نمونه پرمافراست در امتداد نیمرخ عرضی شمالی- جنوبی، شمال- غرب کاناد (بعداز Lewkowicz 1989)
در شمال کانادا ضخامت پرمافراست تا 600 متر میرسد و به سمت جنوب با گرم تر شدن آب و هوا ضخامت آن کاهش مییابد. در نهایت تغییرات محلی در شرایط زمین منجر به شکست در پیوستگی پرمافراست میشود و الگوهای پیچیدهای از پرمافراستهای ناپیوسته ایجاد میشود. تحت شرایط آب و هوایی گرمتر پرمافراست ممکن است فقط در قطعات مجزا و به صورت پراکنده تشکیل شود( اغلب مرتبط با مناطق دارای پوشش ذغال سنگ تورب). پرمافراست سیبری سردتر از آمریکای شمالی است و در بعضی جاها ضخامت آن بیش از 1000 متر است (Williams and Smith 1989). به هر حال هزاران سال طول خواهد کشید که پرمافراست ضخیمی با گرمای سطح زمین تطبیق یابد و این احتمال وجود دارد پرمافراست سیبری به وسیله شدت اخرین دوره سرد کواترنری خنک باقی مانده است و در تعادل گرمایی با شرایط امروزی نیست.
تالیکها[26] مناطق غیر منجمد در داخل دشت پرمافراست هستند که اساساً در زیر تودههای بزرگ آبی مثل دریاچهها و رودخانهها که در زمستان لایههای زیرین آنها یخ نبسته تشکیل میشوند. آب دریاچه یا رود یخ نبسته گرمتراز صفر درجه سانتی گراد است بنابراین با ایجاد یک منبع گرمایی موجب توسعه عدسیهای ذوب شده در زیر سطح پرمافراست میشوند. زهکشی دریاچهها موجب توسعه پرمافراست به سمت پایین میشود و یک تالیک بسته را ایجاد میکند که به طور کامل به وسیله پرمافراست احاطه شده است (شکل 121). تالیکهای هیدروشیمی ممکن است کرایوتیک باشند (زیر صفر) اما به علت جریان آب زیر زمینی کانی به صورت غیر منجمد باقی بمانند، درحالی که تالیکهای گرمابی ممکن است به علت گرمای ناشی از جریان آب زیرزمینی غیر کرایوتیک باشند.
میانگین سالانه دماهای سطح زمین پرمافراست معمولاً چند درجه بیشتر از میانگین دمای هوا است بنابراین تعریف پراکندگی پرمافراست براساس دمای هوا گمراه کننده است. بهرحال، براون و همکاران (1981) با استفاده از میانگین سالانه دمای هوای تقریباً منفی 8 درجه سانتی گراد مرز بین پرمافراست پیوسته و غیر پیوسته در آمریکای شمالی را تعیین کرده اند و دمای هوای منفی 1 درجه سانتی گراد را برای تعیین مرز جنوبی پرمافراست ناپیوسته به کار بردهاند. ویلیام و اسمیت (1989) بسیاری از عوامل تاثیرگذار بر توسعه و بقای پرمافراست را مورد تاکید قرار میدهند و یک انتقال تدریجی به سمت جنوب از پرمافراست پیوسته به ناپیوسته و پراکنده و عوامل محلی که منجر به تغییرات گسترده ایی در میانگین دماهای هوا میشوند را خاطرنشان میکنند.
جائیکه که پرمافراست در رسوبات سفت نشده توسعه مییابد معمولاً دارای یخ زمین است. مک کی (1972) یک طبقه بندی از یخ زمین را ارائه میدهد و چهار طبقه را تعیین میکند: یخ منفذی، یخ تفکیک شده(تکه شده)، یخ رگه دار، یخ نافذ. هر دو یخ منفذی و تفکیک شده در خاکهای یخ زده فصلی تشکیل میشوند اما یخ رگه دار و نافذ فقط در پرمافراست تشکیل میشوند. یخ منفذی اشاره به یخ پرکننده فضای خلل و فرجی پرمافراست یخی سیمانی شده دارد و به ویژه در ماسهها و گراولها مهم است. در خاکهای ریزدانه (سیلت و رس) و سنگهای متخلخل بیشتر آب منفذی به صورت لایههای نازکی ایجاد میشوند که در آن تاثیرات موئینگی و جذب تا چند درجه سیلیسوس پایینتر از نقطه انجماد است (Burt and Williams 1976; Williams and Smith 1989). انجماد تدریجی چنین آبی منجر به توسعه عمل کرایوساکشن[27] شده و در نتیجه آب به سمت پیشانی انجماد حرکت میکند. در این نقطه منجمد میشود و عدسیهای یخ شفاف را ایجاد میکند( یخ تفکیک شده)، محتویات یخ بیش از محتوای رطوبت اشباع طبیعی افزایش مییابد. یخ تفکیک شده (قطعه، مجزا) در طی انجماد خاکهای ریزدانه منجربه افزایش چشمگیر حجم خاک و با حرکت به سمت بالا موجب بالا آیی سطح زمین میشود. یخ رگه دار یخی است که در داخل پرمافراست به صورت گوههای یخی در نتیجه ترک خوردگی در نتیجه انقباض حرارتی انباشته میشود (گوه های یخی و ساختارهای مرتبط را ببنید).
در نهایت یخ نافذ ممکن است در نتیجه جریان آب تحت فشار به سمت منطقه انجماد منجر به تشکیل لایههایی با ضخامت چند متر شود. آب تحت فشار ممکن است از جریان آب زیرزمینی در زیر پرمافراست (سیستم باز)، یا از دفع آب منفذی نشت کرده از پیشانی انجماد در ماسهها و گراولهای دانه درشت اشباع(سیستم بسته) منشأ گرفته باشد. دفع آب به علت انبساطی است که در نتیجه تغییر حالت آب منفذی از آب به یخ رخ میدهد. انجماد آب تحت فشار در نزدیک سطح زمین در هردو سیستم باز و بسته مسئول تشکیل تپههای مخروطی متمایز یا پینگوها است. یخ پینگو شایع ترین شکل یخ زمین به صورت توده نفوذی است (Mackay 1998). با این حال منشأ همه تودههای یخ عظیم در داخل پرمافراست پیوسته مانند یخ نفوذی نیست. در سیبری و قسمتهایی از شمال کانادا پهنههای یخی به وسیله برخی از محققین برای نشان دادن یخ یخچالهای مدفون در نظر گرفته شدهاند (Astakhov et al. 1996; French and Harry 1990).
وجود پرمافراست غنی از یخ منجر به افزایش حساسیت زمین به نوسان گرمای سطح میشود. تخریب پرمافراست به وسیله گرم شدن آب و هوا موجب ناپایداری دامنهایی و تغییرات سکونتگاهی در نتیجه ذوب شدن یخ زمین است (French and Egginton 1973). ناهمواری نامنظم سطحی ایجاد شده ترموکارست نامیده میشود. سکونت گسترده در قطب شمال به علت گرمایش جهانی قرن بیست و یکم است (Nelson et al. 2001). در کوههای مرتفع مثل راکی، هیمالیا، آلپ اروپایی پرمافراست ناپیوسته معمولاً وجود دارد. پراکندگی پرمافراست کوهستانی کاملاً پیچیده است و بازتاب دهنده ارتفاع، جهت و پوشش زمین به ویژه پوشش برف در زمستان است. حساست زمین به گرمایش اتمسفر افزایش یافته و وجود دامنههای کوهستانی پرشیب پتانسیل مخاطرات زمین لغزش، جریان واریزهایی و بهمن سنگی را افزایش میدهند (Harris et al. 2001).
References
Astakhov, V.I., Kaplyanskaya, F.A. and Tarnogradsky, V.D. (1996) Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable glacier bed, Permafrost and Periglacial Processes 7, 165–192.
Brown, R.J.E. and Péwé, T.L. (1973) Distribution of permafrost in North America and its relationship to the environment: a review, 1963–1973, in North American Contribution, Permafrost Second International Conference, Yakutsk, 13–28 July, 71–100, Washington, DC: National Academy of Sciences.
Brown, R.J.E., Johnston, G.H., Mackay, R.J., Morgenstern, N.R. and Smith, W.W. (1981) Permafrost distibution and terrain characteristics, in G.H. Johnson (ed.) Permafrost Engineering 31–72, Toronto: Wiley.
Burt, T.P. and Williams, P.J. (1976) Hydraulic conductivity in frozen soils, Earth Surface Processes and Landforms 1, 349–360.
French, H.M. and Egginton, P. (1973) Thermokarst development, Banks Island, Western Canadian Arctic, in North American Contribution, Permafrost Second International Conference, Yakutsk, 13–28 July, 203–212, Washington, DC: National Academy of Sciences.
French, H.M. and Harry, D.G. (1990) Observations on buried glacier ice and massive segregated ice, western Arctic coast, Canada, Permafrost and Periglacial Processes 1, 31–43.
Harris C., Davies M.C.R. and Etzelmüller, B. (2001) The assessment of potential geotechnical hazards associated with mountain permafrost in a warming global climate, Permafrost and Periglacial Processes 12, 145–156.
Lachenbruch, A.H. and Marshall, B.V. (1986) Changing climate: geothermal evidence from permafrost in the Alaskan Arctic, Science 234, 689–696.
Lewkowicz, A.G. (1989) Periglacial systems, in D. Briggs, P. Smithson and T. Ball (eds) Fundamentals of Physical Geography (Canadian Edition), 363–397, Toronto: Copp, Clark, Pitman.
Mackay, J.R. (1972) The world of underground ice, Annals of the Association of American Geographers 62, 1–22.
——(1998) Pingo growth and collapse, Tuktoyaktuk Peninsula area, Western Arctic Coast, Canada: a long-term field study, Géographie physique et Quaternaire 52, 271–323.
Nelson, F.E., Anisimov, O.E. and Shiklomonov, O.I. (2001) Subsidence risk from thawing permafrost, Nature 410, 889–890.
Permafrost Subcommittee (1988) Glossary of permafrost and related ground-ice terms, National Research Council Canada Technical memorandum 142.
Williams, P.J. and Smith, M.W. (1989) The Frozen Earth, Cambridge: Cambridge University Press.
CHARLES HARRIS (مترجم: صمد عظیمی راد)
[1] Phannen: کلمه ایی آلمانی به معنی سطح صاف است.
[3] Mazama رسوبات خاکسترهای آتشفشانی که در شمال غربی آمریکا و جنوب غربی کانادا پراکنده شده اند.
[7] Great Australian
Bight
[12] REGOLITH یک وازه کلی برای سنگهای سفت نشده، رسوبات و ذرات خاک که بر روی سنگ بستر قرار گرفتهاند.
[23] مسطح سازی به وسیله عمل یخ
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
