|
|
| |
 |
از Submerged تا Systems |
 |
|
| | تاریخ ارسال: 1396/8/16 | |
|
زیردریایی
درههای زیردریایی به سیستم‌های رودخانه‌ای مربوط می‌شوند ویکی از راههای مهم انتقال رسوبات از مناطق ساحلی به حوضه‌های عمیق اقیانوسی می‌باشند و به صورت پرتگاه‌های طویل عمودی بریده شده زیردریایی هستند که در قسمت حاشیه قاره‌ای قرارگرفته‌اند والگوها و شکلهای متنوعی را نشان می‌دهندخواه منشأ زیردریایی یا منشأ خشکی(سطحی)[1] داشته باشند . (De Pippoet al. 1999) خصوصیات واشکال بعضی از این دره‌ها فرضیه شایع فرسایشی بودن منشأ آنها را تأیید میکند همانند درههای قاره‌ای. این فرضیه‌ها حتی اگر برای درههای قدیمی مهمی که هم اکنون در آبهای کم عمقی قراردارند وبا رسوبات جدیدی پرشده‌اند پذیرفتنی باشد به سختی قابل بیان است. مگردرشرایط ویژه و خاص. به خصوص درمورد کانیون های فعال که این فرضیه، قابل قبول است. در حقیقت بیشتر این درههای زیردریایی هزارمتر عمق دارند . کمترین عمق 200- متراست. تشخیص دادن منشأ پیدایش این دره‌ها برپایه ی عوامل مهمی مانند ائواستاتیسم و تکتونیک امکان پذیر میباشد به‌طوریکه تشکیل و تحول آنها را کنترل می کنند. به‌طور ویژه حضور دره هایی با منشأ خشکی در مناطق با عمق کمتر و کم شیب تر متداول‌تر می باشد که نوسانات مهم سطح دریا را تجربه کرده اند. دره های عمیق، درعوض در قسمتهای پرشیب حاشیه قاره ای[2]حفر شده‌اند جایی که انبوهی از رسوبات، جریان‌های گل آلودی را ایجاد کرد که به حفر تراس‌های دره اصلی پرداختند. در مناطق با عمق بالا، درجایی که در تباین بین آبهای دریا وآبهای مملو از مواد محلول و رسوبات معلق شروع به لغزنده کردن ساحل می کنند. این جریانها قادرهستند که لایه‌های زیرینرا فرسایش داده ویک شکاف عمیقی را در فلات‌قاره[3] ایجاد کنندجایی که آن دره‌ها قبلا می‌توانستند وجود داشته باشند. در آبهای کم عمق در عوض، جایی که فلات قاره به‌طور موقت درپی تداوم تغییرات ائواستاتیکی سطح دریا، بیرون می‌آید، رودخانه‌ها به‌طور مستقیم لایه‌های زیرین را تحت تأثیرقرارمی‌دهندو منشأ ظهور یک دره زیردریایی می‌باشند. فعالیت‌های تکتونیکی در منطقه‌ایدارای کانیون است در تشکیل وتحول آن یک نقش اساسی را بازی میکند. در همان زمان، پهنا و زاویه شیب فلات و دامنه قاره‌ای، به همراه مکانیسم‌های رسوبی که حمل ونقل رسوبات را از فلات قاره به حوضه‌های عمیق‌تر تنظیم می‌کنند، الگوی تحول درههای زیردریایی را نیز تحت تأثیر قرارمی‌دهند. درحقیقت درحوضه‌های تغذیه شده به وسیله سیستم‌های مهم رودخانه‌ای، چرخش رسوبی فعالتر ازمناطقی است که در آنجا منبع تغذیه به وسیله فرایندهای گرانشی ایجاد میشود. این فرایندها که توسط تغییرات ائواستاتیک سطح دریا تحت تأثیرقرارمی‌گیرنددرزمانهای سکون مداوم‌تر می‌شوند. مورفولوژیستهای مختلفی کانیونهایی را با منشأها و فرایندهای رسوبی مختلفی را مشاهده کردند. می توانیم بگوییم که یک مقطع عرضی، یک عامل مورفولوژیکی مهمی است که در تجزیه و تحلیل یک کانیون مورد بررسی قرار می‌گیرد:یک شکل اطلاعات قطعی را در تحول یک کانیون ارائه میکند. یک دره زیردریایی با مقطع عرضی v شکلنشانه‌ای ازحضور جریان‌های سریع میباشد ودرحالیکه درههایU شکل نشانه‌ای از حضور جریان‌های آرام وپراکنده می باشد. حضور فرایندهای نهشته‌گذاری(رسوبگذاری) نسبت به فرایندهای فرسایشی، یک عامل دیگری است که در تحول درههای U شکل و ایجاد یک مقطع عرضی پهن کمک میکند. این خودباعث پرشدن قسمتهای پایینی وزیرین درههای زیردریایی میشود. که پیامد آن تحول‌یافتن درههای Vشکل به درههای Uشکل میباشد. به عبارت دیگر کانیونهایی که V شکل هستند ودامنه‌های تندی را نشان می‌دهند درزمانی است که فرسایش بر نهشته‌گذاری غلبه دارد. پدیده‌های آرام مانند فرونشست می‌تواند به تحول مقطع عرضی درههای زیردریایی کمک کند. درحقیقت وقتیکه کانیونها درحوضه‌های فرونشست قرارمی‌گیرنداشکال پهنی را نشان می‌دهند. اما مناطقی که فعالیت‌های تکتونیکی بیشتری دارند درههای Vشکل را نشان می‌دهند. فرایندهای فرسایشی دریک کانیون بیشتر تحت تأثیر لیتولوژی قراردارد. کانیونهایی که در سنگهای مقاوم حفرمی‌شوندبه مرورزمان گرایش به انباشته شدن دارند تا اینکه عمیق تر شوند. و دردره‌های زیردریایی که در سیستم‌های پیش‌کمانی[4]واقع شده‌اند اتفاق می افتد، جایی که قسمتهای زیرین کانیونها مقاومت زیادی به فرسایش را نشان می دهند که پیامدآن پهن شدن مقطع عرضی دره می باشد. ازجنبه‌های مهم دیگری که در تجزیه وتحلیل کانیونها می توان به حساب آورد نیمرخهای طولی آنها میباشد. درمناطقی که بیش از اندازه پرشیب نیستند که تحت تأثیر فعالیت‌های تکتونیکی قرار بگیرند اما هم اکنون در وضعیت ثابتیقرار دارند کانیونهای صاف و مستقیمی به طرز شایعی گسترده شده‌اند. درعوض، نوع مآندری به‌طورکلی درمناطقی که از نظر تکتونیکی فعال هستند و شیبهای بالاتری دارند گسترش پیدا میکند. مآندری شدن کانیونها تابعی از شکل وگسترش طولی آن میباشد. درحقیقت خمیدگی و زاویه شیب یک کانیون و طول موج مآندرهردو با پهنا و انحنای پروفایل طولی افزایش می‌یابد. حضور کانالهای مآندری عمیق وجود جریان‌های حمل ونقل آرام گلی و مداوم رانشان می‌دهد که قطعاًدر ارتباط با انحنای دره میباشد. با تجزیه و تحلیل پارامترهای مورفولوژیکی می‌توان بین افزایش شیب دامنه و افزایش شکل سینوسی کانیونها ارتباطی برقرار کرد. بنابراین نیمرخهای خطی(مستقیم و راست) و مآندری درههای زیردریایی به‌طورعمده هم به شیب دامنه وهم فرایندهای حمل ونقل، و همچنین به ماهیت موادی که جریانها ازداخل آنها عبور میکند بستگی دارد. نیمرخهای با شکلهای بسیارخطی کانیونها، نشان می‌دهد که توسط فعالیت‌های تکتونیکی ایجاد شده اند(بریده شده اند)، با این حال دره‌هایی با شکلهای خطی خوب بعد ازاینکه تحت تاثیر فعالیت‌های تکتونیکی قرارگرفتند، می توانند تغییرشکل یابند که این به علت تغییرات ائوستاتیکی سطح دریا و هم بی‌ثباتی شیب فلات قاره میباشد. تغییرپذیری شیب دامنه به علت فرایندهای تکتونیکی، فرونشست و کج شدگی می تواند باعث بشودکه دره ها از نیمرخ خطی به مآندری تبدیل شود. تکامل یک دره زیردریایی منفرد می‌تواندبه شدت تحت تاثیرتغذیه شدن وهمراه شدن با کانیونهای متعدد دیگری که در سراشیبی قاره[5]هستند قرار بگیرد و اینکه باعث می شودکه دره پهن و عمیق شود.
Reference
De Pippo, T. , Hardi, M. and Pennetta, M. (1999) Mainobservations on genesis and morphological evolutionof submarine valleys, Zeitschrift fur Geomorphologie43, 91–111.
SEE ALSO: canyon; rejuvenation; sea level
TOMMASO DE PIPPO (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SUBMERGED FOREST- جنگلهای مغروق
جنگلهای مغروق، مناطقی از سطوح قدیمی هستند که از کنده‌های درخت تشکیل‌شده‌اند، که همراه با نهشته های آلی می‌باشند و در منطقه جزرومدی و روی فلاتهای قاره‌ای پیدا شده‌اندکه توسط افرادی مانند جیکی[6](1885)، ریید[7](1913)، گودوین[8](1943)، هیورف[9](1978)، وتولی[10](1979)، در شمال غربی اروپا و توسط کریشنن[11](1982) و مسکارنهاس[12](1997) در هند توصیف شده است. وجود این جنگلها مدیون علت های مختلفی میباشد: بالاآمدن سطح‌دریا، فرسایش ساحلی، فرونشست وبالاآمدگی خشکیها. این جنگلها درساحل ماسه‌ای راسل[13] در ساحل لندکاشیر[14] واقع دربریتانیا و در حفره‌های فرونشست ذوب یخ [15] پرشده‌اند که از نهشته‌های مواد آلی ناشی از فرسایش قراردارند در حالیکه در هارتلپول[16]در شمال شرق انگلستان(Tooley1979)، این جنگلهای مغروقکه شامل اسکلت انسانهای عصر نوسنگی[17] میباشد همراه با رسهای دهانه رودها میباشد. در فورمبی[18] واقع درساحل لندکاشیر این جنگلها درتپه‌های ساکن وسست قدیمی(Tooley 1979)تشکیل‌شده اند که همراه با آن ردپای حیوانات و انسانهای عصرنوسنگی برنز نیز مشاهده شده است(Huddart et al. 1999).
References
Geikie, A. (1885) Textbook of Geology, London:Macmillan.
Godwin, H. (1943) Coastal peat beds of the British Islesand North Sea, Journal of Ecology 31, 199–237.
Heyworth, A. (1978) Submerged forests, in J. Fletcher(ed. ) Dendrochronology in Northern Europe, British Archaeological Reports S-51,279–288. Huddart, D. , Roberts, G. and Gonzalez, S. (1999)Holocene human and animal footprints, Formby Point,NW England, Quaternary International 55, 29–41.
Krishnan, M. S. (1982) Geology of India and Burma,New Delhi: CBS. Mascarenhas, A. (1997) Significance of peat on thewestern continental shelf of India, Journal of theGeological Society of India 49, 145–152.
Reid, C. (1913) Submerged Forests, Cambridge:Cambridge University Press.
Tooley, M. J (1979) Sea-level changes during theFlandrian stage, Proceedings of the 1978International Symposium on Coastal Evolution in theQuaternary, Sao Paulo, Brazil, 502–533.
MICHAEL TOOLEY (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
عکس133. تخته‌های ساحلی درسرتاسر پیزاسان مارکو در ونیزکه
هم‌اکنون در زیر مد دریا قراردارد
SUBSIDENCE - فرونشست
فرونشست زمین فقط در محیطهای خاصی رخ می‌دهد. این پدیده در مناطقی اتفاق می افتد که سه فرایند مشخص بتواند در آن مناطق روی بدهد، شامل: فشردگی و تراکم ذرات متخلخل رس و ذرات سیلت و تورب، باعث می‌شودکه سطح زمین با کاهش یافتن فضاهای خالی خاک در نتیجه استخراج آب زیرزمینی نشست کند. فروریزش زمین به شکل حفره‌های طبیعی، اساسا در سنگ آهک، بازالت و سنگ گچ و همچنین درانحلال نمکی نیزاتفاق می‌افتد. فرآیندهای بزرگ مقیاس شامل فشردگی دلتا، فرورفتگی پوسته‌ای[19]، حرکات زمین لرزه وکاهش فوران آتشفشانی[20]میباشد. فرونشست ناشی از معدن‌کاری و فروریختن معادن قدیمی از فرآیندهای مصنوعی هستند که جزء ژئومورفولوژی نیست. رسها تغییرپذیر هستند، رس ها ممکن است با استخراج آب و یا با گرفته شدن آب آنها تحت فشار، فشرده[21] شوند و باعث فرونشست شوند . فرونشست رس ممکن است منطقه‌ای یا به شکل متمرکزدرمحلی خاص باشداما بسیارمخرب و گسترده باشد. کل شهرها فرونشست دارند که ونیز(عکس 134)، مکزیکوسیتی، توکیو، شانگهای و بانکوک از معروفترین مثالها هستند. عوامل طبیعی فشردگی رس، باعث خارج شدن آب آن میشود. برداشت مصنوعی آب توسط پمپاژ باعث میشود که فشردگی سرعت بیشتری داشته باشد. خطر فرونشست بیشتر در توالی‌های رسوبی با بسترهای متناوبی از شن با استحکام ضعیف و رس که در زیر شهرهای بزرگ قرار گرفته‌اند رخ می‌دهد. ذخیره‌های آبی که از آبخوانهای[22](لایه متخلخل و آبدار) ماسه‌ای توسط پمپاژ برداشت میشود باکاهش در فشارآب منفذی، باعث میشود که رسهای مجاور فشرده شود. مقدار فرونشست به نسبت افت سطح آب زیرزمینی بستگی دارد(Poland 1984). اما فرونشستهای بزرگتردر رسهای جوانتری که استحکام کمتری دارند می‌تواند رخ بدهد. و همچنین درجاهائیکه از مقدار بیشتری از اسمکتیت‌های ناپایدار تشکیل‌شده‌اند. اسمکتیت(یک نوع کانی رس)[23] است که به‌طورعمده توسط هوازدگی سنگهای آتشفشانی در محیطهای استوایی شکل میگیرند، به عنوان عامل اصلی فرونشستهای مکزیکوسیتی هستند. نقش کاهش فشار با برداشت بی‌رویه از آبخوانها هم اکنون به صورت موضوع جهانی شناخته شده است. وبه‌طور آشکارا در فرونشستهای ونیز مشاهده شده است. فرونشستهای طولانی مدت درسرتاسرمنطقه دلتایی که با افزایش سطح آب دریا هم همراه می‌شودمشکلات مداومی را در شهر ونیز ایجاد میکند. اما با استخراج آب زیرزمینی وفشردگی رس درپاسخ به این افت سطح، فرونشست سریع‌تر شده است(شکل 163). با اینکه اقدامات کنترلی در پمپاژ آب، باعث بهبود یافتن سطح می‌گردد، اما 90 در صد فشردگی‌های ایجاد شده غیرقابل برگشت است واین جای بحث نیست که میزان این فرونشستهای طبیعی کم نشده است و ادامه می‌یابند تا سیلابهای مکرر شهری را افزایش دهد. استخراج آبهای زیرزمینی می‌تواند با استخراج پترولیم، گاز طبیعی و بخار همراه شود وباعث ایجاد فرونشستهای مهمی گردد، درجایی که فقدان ذخیره هیدرولیک ممکن است که سنگهای دیگری غیراز رسها را تحت تأثیر قرار دهد. فرونشست میدانهای نفتی، یک نمونه کلاسیک آن در ویلمینگتون در آمریکا مشاهده شده است که باعث شده است که بندر ساحلی لوس آنجلس در حدود تقریبا 9 متر فرونشست پیدا کند. انقباض به واسطه کمبود آب باعث میشود که فرونشست در هر نوع رسی در عمق‌های کم ایجاد گردد. تغییرات اقلیمی مناطق وسیعی را تحت تأثیر قرار می‌دهد.
شکل163: عوامل و تأثیرات فرونشست ونیز در طی 100 سال گذشته. نمودار نشان می‌دهدکه برای هر دوره زمانی 5 ساله، وقتی مد دریا به بیش از 600 میلیمتردربالای سطح می‌رسد، سیلاب[24] آغاز شدهو قسمتهای پست پیزا سان مارینو[25]را فرامی‌گردد.
تابستانهای خشک انگلستان از تاریخ 1976 یک موجی از خسارتهای ناشی از فرونشست را به فونداسیون خانه‌های قدیمی‌تر وارد کرد به‌طوریکه رسهای زیرین آنها اولین انقباض را در اقلیمهای خشکتر تجربه کردند. وقتیکه درختان مقدار زیادی ازآب خاکها را در طی زمانهای خشکسالی بیرون می‌کشند فرونشست زیادتر است. فرونشست در خاکهای توربی آلی که توسط زهکشی یا بارگذاری ایجاد میشود مشابه رس میباشد مگر در مورد تورب‌های فشرده کهمقدار آن بیشتر میباشد. زهکشی باعث فرونشستهای سریعی در تورب‌هامی‌گردد که میزان آن توسط پایگاه هلم[26] واقع در زمینهای مردابی انگلیسی ثبت گردیدHutchinson1980)). به‌طوریکه به واسطه مراحل متعدد زهکشی، پایگاهاز زیر تورب‌های فرورفته بیرون آمد، زیرا در مکانی بنا شده بود که در زیر آن از رس پایدار و محکم تشکیل‌شده بود. به دنبال شروع زهکشی و فشردگی، فرونشست در تورب ادامه یافت. با کاهش یافتن هوای تورب در بالای سطح ایستابی، باعث گردید که در معرض اکسیداسیون قراربگیرد که باعث پایین آمدن سالیانه سطحبه میزان 5 تا 100 میلیمتر گردید. بعد از رس، کارستهای سنگ آهک گسترده‌ترین محیطهای فرونشست جهانی را ایجاد میکند، هرجا که در زیر یا روی یک پوشش خاکی قرار گرفته باشد. غارها خطرفرونشست را با تهدید کردن ریزش زمین در مناطق کوچک ایجاد میکند. سقف یک غار یک کمان طبیعی را در زمان فشردگی ایجاد می‌کندو هنگامی که تنها یک سوم از سقفش نازک شود، غار همچنان محکم میباشد. سقف غارها برای اینکه بتوانند بارگذاریها و عملیات مهندسی را تحمل کنند نیاز دارند که ضخامتشان چند برابر شود. درزوشکافها و شکستگیها‌ی با درجات متغیردرغارها باعث میشود که ثابت کردن سقف غارها مشکل شود. همچنین موقعیت غارهای غیر قابل رویت به‌طور کلی غیرقابل پیش‌بینی می‌باشدبنابراین ریزش غارها یک خطرفرونشست بالقوه مخرب و ناگهانی میباشد. بیشتر غارهای طبیعی دنیا در سنگهای آهکی هستنددر حالیکه سنگ گچ و بازالت از دیگر سنگهای حفره‌ای می‌باشند. به هر حال ریزشهای سنگی غارها از حوادث نادر می‌باشند. تقریبا هیچ کدام از درههای آهکی از ریزش غارها نشأت نگرفته‌اند. یک خطر گسترده‌تر توسعه دولین‌ها در پوشش‌های خاکی است که به داخل حفره ها و درزو شکافهای زیرین در سنگهای تحتانی سنگهای آهکی شسته می‌شوند. دولین‌ها که به فروچاله‌ها هم شناخته می‌شوند انواع مختلفی دارند و هر کدام از آنها توسط فرایندهای فرسایشی و ریزشی تشخیص داده می‌شوند. فروچالههای فروشست[27] و دولینهای ریزشی[28] مجموعا به عنوان دولین‌هایفرونشست شناخته می‌شوند وتماماً در داخل نیمرخ خاکتشکیل می‌شوند(عکس 135)، با نفوذ باران، خاک به داخل درزوشکافهای سنگ‌ها شسته میشود که در مهندسی ساختمان قابل توجه میباشد. ریزش آهسته خاکهای شنی غیرچسبناک، دولینهای فروشست را ایجاد میکند که ممکن است به بناها و ساختمانها صدمه برساند اما تهدید جانی ندارد. در خاکهای رسی چسبناک، حفره سازی در درزوشکافهای سطحی سنگ آغاز می‌شودوآهسته در قسمت سطحی و سقف خاک رشد پیدا می‌کندتا اینکه بدون هیچ هشداری قسمتهای سطحی فوراً ریزش میکند. مانند دولینهای ریزشی که می‌تواند یک خطر فرونشست مهمی در در کارستهای پوشیده شده از خاک باشد. فروچاله‌ها از بیشترین فرونشست ها وازمخاطرات طبیعی‌ای هستند که در نواحی کارستی ایجاد می‌شوندوبه خصوص از نوع دولینهای ریزشیکه به سرعت شکل میگیرند. مکانهای ایجاد شکستهای جدید غیرقابل پیش‌بینی می‌باشندمگر در مورد خطوط مرزی سنگهای آهکی مدفون شده با آبهای آلوژنیک (بیرونی)[29]، که در این صورت مناطق فرونشست قابل تشخیص می‌باشدودر جاهایی که پوشش خاک به ضخامت 1 تا 15متر نیز می‌رسدقابل توجه میباشد. دولینهای ریزشیتوسط جریان آب ایجاد می‌شوند وبنابراین بیشتر در طی بارشهای شدید ایجاد میشود یا در مکانهایی که مسیرهای زهکشی تغییر یافته و یا سطح ایستابی آبها به واسطه استخراج بیش از حد کاهش یافته است . بیشترریزش‌های دولین‌ها در نتیجه فعالیت‌های مهندسی ایجاد می‌شوندو بنابراین غیرقابل اجتناب است ((Newton1987.
عکس 135. یک دولین ریزشی در ریپون[30]. یورکشیر
تنها نیمرخ‌خاک تحت تأثیر قرار گرفته است
به‌طوریکه خاک و پوشش سنگی سست به داخل ژیپس زیرین ریزش کرد
سنگ نمک به سرعت در آبهای طبیعی قابل حل می‌باشند. کل برداشت بسترهای نمکی در عرض چند سال می‌تواند توسعه یابد ودر جاهایی که نمک توسط چرخش آبهای زیرزمینی برداشته می شود فرونشست زمین به میزان قابل توجهی رخ می‌دهددر جاهایی که نمک توسط آبهای زیرزمینی برداشته می شود رخ می‌دهد. در مناطق پستی مانند حوضه‌های نمکی درکشیر انگلستان تجزیه سنگ‌ها، مواد غیرقابل حلی به صورت موادباقیمانده ناپایداری را برجای می‌گذارند. میزان انحلال و فرونشست حاصل عملکرد الگوهای جریان آبهای زیرزمینی می‌باشدوتمام فرونشستهای طبیعی به‌طور کلی به میزان >0. 1mmyr-1 در طی پلیوستوسن میباشد واین فروچالههای توخالی هم اکنون توسط دریاچه‌های راکد اشغال شده است. تمام فرونشستهای نمکی به‌طور وسیعی توسط برداشت آب شورسرعت یافته است. این مهم است که تمام فرونشستهای گسترده ایجادشده در رس، ماسهسنگ، سنگ گچ و نمک توسط فعالیت‌های انسانی سریع‌تر شده است. فرونشستهای ناشی از معادن فعال یا متروک کاملا توسط بشر ایجاد شده است. فرونشستیک فرایند ویک خطر طبیعی است که می‌تواند کنترل شود. وقتی که آب به رسوبات مستعد ریزش اضافه می‌گردد خاک به داخل فرو می‌ریزد. به‌طور بالقوه خاکهای قابل ریزش شامل لس‌های نهشته شده توسط باد، وسیلتهای رسوبی هستند که به سرعت نهشته شدند وسپس خشک شدند. متراکم شدن آب، می‌تواند فرونشست زمین را تا 5 متر در مناطق خشکی که پیش از این مرطوب نبوده‌اند افزایش دهد. رسها و سیلتها وقتیکه اشباع و مرطوب می‌شوند به‌طور کلی ضعیف وسست هستند اما وقتیکه در مناطق پرمافراست یخ می‌زنند سفت و محکم می‌شوند. فرونشست در جاهایی که خاکهای اشباع شده از یخ به واسطه از بین رفتن گیاهان و قرار گرفتن در کنار ساختمانهای گرم ذوب می‌گردند حتمی میباشد. گرچه شن و ماسه‌ها نسبت به فرایند ذوب‌شدگی‌مقاوم می‌باشند. به‌طور کلی تنها فرونشستهاییاز نوع طبیعی و غیرقابل کنترل می‌باشند که از فرایندهای دیرینه نشأت میگیرند. فرونشستهای تکتونیکی، در خطوط مرزی مناطق سابداکشن و در جاهایی که صفحات، در مناطق سابداکشن نازک می‌شوند رخ می‌دهد. به عنوان مثال لندن با بیش از 2 میلیمتر در سال( 2mmy )به واسطه سبک شدن و فرورفتن حوضه دریای شمال در حال فرونشینی است. این چنین فرونشستهایی ممکن است درمکانهای ساحلی به بحران تبدیل شود. به ویژه وقتیکه با افزایش حال حاضر سطح آب دریاهای جهانی همراه شود( 1-2mm )که کاملا وابسته به گرمایش جهانی میباشد که از حدود 500 سال پیش تاکنون به‌طور مداوم وجود داشته است. حوضه‌های دلتایی به واسطه دخالت عوامل مختلف، مکانهایی با فرونشستهای خیلی آرام می‌باشند. در داخل رسوبات، رسهای نرم با کم شدن منافذشان سفت و محکم شده تبدیل به ماسه سنگ می‌شوندکه این متراکم شدن رسها باعث فرونشست میشود. در همان زمان فرونشستهای ناشی از افزایش بار بیش از حد در کف حوضه‌ها یک فرونشست ثانویه‌ای را ایجاد میکند. ونیز نزدیک حوضه دلتایی دره پو[31] قرار دارد، جایی که متوسط فرونشستهای طولانی مدت در حدود ( 0. 4mmy)میباشدکه این از فرونشستهای طبیعی، مداوم و غیر قابل کنترلی است که در ونیز رخ می‌دهد(شکل163). فرونشستهای سریع تکتونیکی همراه با زلزله میباشد مناطق وسیعی از آلاسکا در طی زلزله 1964 بیش از 5/2 متر فرونشست کرد و باعث غرق شدن جنگلهای ساحلی گشت. هنگامیکه تأثیر ثانویه زمین لرزه‌ها اثر کند فرونشست گسترده‌تر می‌شودوآن وقتی است که خاکهای ماسه‌ای منفصل در طی تکانهای زلزله به‌طور موقتی به شکل مایع عمل می‌کنندوبنابراین تأسیسات به داخل آنها فرومیرود. کل کوهه‌ای آتشفشانی و محوطه‌های اطرافشان به علت جابه‌جایی وعقب‌نشینی ماگما از زیرشان، فورانشان کاهش می‌یابد مانند قسمتهایی از نپال که به علت فروکش کردن فوران 1200 ساله درآتشفشان کمپی فلگری[32]، در حدود 10 متر فرونشست پیدا کرد.
References
Hutchinson, J. N. (1980) The record of peat wastage inthe East Anglia fenlands at Holme Post, 1846–1978AD, Journal of Ecology 68, 229–249.
Newton, J. G. (1987) Development of sinkholes resultingfrom man’s activities in the eastern United States,US Geological Survey Circular 968, 1–54.
Poland, J. F. (ed. ) (1984) Guidebook to Studies of LandSubsidence due to Groundwater Withdrawal, UnescoStudies and Reports in Hydrology 40.
Further reading
Carbognin, L. and Gatto, P. (1986) An overview of thesubsidence of Venice, International AssociationHydrological Sciences Publication 151, 321–328.
Cooper, A. H. and Waltham, A. C. (1999) Subsidencecaused by gypsum dissolution at Ripon, NorthYorkshire, Quarterly Journal of Engineering Geology
32, 305–310.
Culshaw, M. G. and Waltham, A. C. (1987) Natural andartificial cavities as ground engineering hazards,Quarterly Journal of Engineering Geology 20,139–150.
Holzer, T. L. (1991) Nontectonic subsidence, GeologicalSociety America Centennial Special Volume 3,219–232.
Prokopovich, N. P. (1986) Origin and treatment ofhydrocompaction on the San Joaquin Valley, USA,International Association Hydrological SciencesPublication 151, 537–546.
Stephens, J. C. , Allen, L. H. and Chen, E. (1984) Organicsoil subsidence, Geological Society America ReviewsEngineering Geology 6, 107–122.
Waltham, A. C. (1989) Ground Subsidence, Glasgow:Blackie. soil subsidence, Geological Society America ReviewsEngineering Geology 6, 107–122.
Waltham, A. C. (1989) Ground Subsidence, Glasgow:Blackie. TONY WALTHAM (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SUFFOSION- فروچاله
یک فرایند فرسایشی در مناطقی که به‌طور گسترده از کارست تشکیل‌شده باشد و از مواد منفصل(معمولاً تیل و لس )پوشیده شده باشند رخ می‌دهد. فرو چاله‌ها با موضوع مجاری زیر زمینی[33] و فرسایش تونلی[34]در ارتباط می‌باشند و به عنوان طناب و ریسمان شناخته شده‌اند که هم ریزش ناگهانی و هم تدریجی مواد سطحی به داخل حفره‌های سنگ بستر راتوصیف می‌کنند. رسوباتی که به داخل حفره ها وشکافهای پهن شده داخلی سنگ بستر ریزش پیدا می‌کنند یک سطح نامنظمی را به وجود می‌آورند و انواع فروچالههای دولین(چاله فرونشستی [35]هم نامیده میشود) را نشان می دهند. رسوبات منفصل با نفوذ آب به قسمتهای زیرین رگولیتها و با فشردگی ناشی از اشباع شدن می‌توانند مستعد ریزش باشند، به‌طوری که، مجاری (آبکندهای)[36] زیرخاکی و درز و شکافهای پهن شده‌ای را ایجاد می کنند که در ارتباط با حفره‌های عمیق‌تر می‌باشند. موادریزدانه‌ایکه توسط انحلال و شستشوفرسایش می‌یابند نشان می دهد که این فرایندبه اثر آب در مناطق کارستی مربوط میباشد. فروچاله‌ها می‌توانند از شایع ترین مشکلاتی باشدکه در مناطق کارستی در زمینه ساختمان‌سازی و حفظ آبخوانها از آلودگی وجود دارد. این گودشدگی‌ها از 1 مترقطر و5 متر عمق تا 100-200 مترقطر تا 10-50 متر عمق دارند(گرچه این ارقام کمتر متداول است)(Ford and Williams 1989:525).
Reference
Ford, D. and Williams, P. (1989) Karst Geomorphologyand Hydrology, London: Unwin Hyman.
SEE ALSO: doline
STEVE WARD (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SULA– جزیره رودخانه ای (سولا)
سولا، جزیره رودخانه ای (جزایرآبرفتی) هستند که در میان مسیر رودخانه‌های آناستوموسینگ[37] در مناطق حاره‌ای قرار دارند(Zonneveld 1972). اینجزایرآبرفتی به همراه رودخانه‌هایی هستند که از مناطق هوازده‌ای عبور می‌کنند که از نظردارا بودن مواد فرساینده‌ای که قادر به حفر باشند محدود می‌باشند. این جزایر که به شکل برونزدهای سخت همراه با ترکیبات فرومنگنز می‌باشنداز دورههای خشک کواترنر به ارث رسیده‌اند. اینکه رودخانه‌های مناطق حاره‌ای فاقد ابزار سایش دهنده هستند به این علت است که سرعت وگستردگی هوازدگی در این مناطق، باعث کاهش اندازه ذرات بار رسوبی میشود. این نظریه توسط خیلی از ژئومورفولوژیستهای اقلیمی مطرح گردید(e. gBudel 1982)، اما اطلاعات و داده‌های قابل اعتماد در این باره به‌طور پراکنده میباشد.
References
Budel, J. (1982) Climatic Geomorphology, Princeton:Princeton University Press.
Zonneveld, J. I. S. (1972) Sulas and sula complexes,GottingerGeographischeAbhandlungen60, 93–101.
A. S. GOUDIE(مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SULPHATION– سولفاسیون
واکنش بین دی‌اکسیدگوگرد[38] اتمسفر ومواد ساختمانی مانند( سنگ) که ژیپس[39](سولفات کلسیم) را شکل می‌دهد. و اغلب در مناطق شهری آلوده مشاهده شده است. دی اکسیدگوگرد در سطوح مرطوب با اکسیژن ترکیب می‌گردد که اسیدسولفوریک[40] را شکل می‌دهد. اسیدسولفوریک سپس با سنگ واکنش نشان می‌دهد بر طبق رابطه زیر:
Ca + +2
برطبق نظر کوک و گیبس[41](1993)، درجایی که رطوبت کمی وجود داشته باشد. ناگزیردو نوع واکنش رخ می‌دهد. سولفات کلسیم آبدار شده ممکن است که از طریق واکنش کربنات کلسیم و دی اکسید گوگرد شکل بگیرد بر طبق رابطه زیر:
CaC +S +2 O  CaS . 2O+C
در نتیجه، این سولفات کلسیم آبدار شده ممکن است که اکسیده شود تا ژیپس را شکل دهد. دی اکسیدگوگرد ممکن است با محلولهای بی‌کربنات( ناشی از باران حاوی دی اکسید کربن غیرقابل حل) واکنش نشان دهد بر طبق رابطه زیر:
Ca +S CaS+2C+2H
سولفات‌های نهشته شده در سطح مواد که اغلب به شکل پوسته[42]سیاه رنگ ژیپس میباشد می‌تواند هم نتیجه و هم علت هوازدگی باشد. که این به ویژه در مورد سنگ آهک صادق است یک پوسته ممکن است از موادی که روی آن توسعه یافته است سخت‌تر باشد. دیگر شرایط ممکن است که متفاوت باشد و باعث افزایش سرعت فرسایش سنگ گردد. آموروسو و فاسینا[43](1983:264) سه مکانیسم را که ممکن است مربوط به این عامل باشد را شناسایی کردند. اول یک تغییری است که در حجم رخ می‌دهد زیرا ژیپس حجم بیشتری نسبت به کلسیتی که جایگزین آن می شود دارد. که این باعث ایجاد فشارهای زیادی می گردد که به شکل شکافها و منافذی ظاهر می‌گردد. دوم اینکه کلسیت و ژیپس ویژگیهای انبساطی حرارتی متفاوتی دارند. ضریب انبساطی حرارتی ژیپس در حدود 5 برابر کلسیت میباشد. این تفاوت زمانی که پوسته‌های سیاه شده گسترش می یابد افزایش می یابد زیرا در آنها تمایل به جذب یک مقدار بیشتری از تابش را نسبت به سطوح سفید دارند. سوم اینکه با گسترش یافتن یک پوسته، نفوذپذیری مواد کاهش خواهد یافت که این نگهداری آب را در سطوح پایین افزایش خواهد داد. سولفاسیون می تواند به گسترش آبله و ورقه ورقه‌شدن[44] منجر گردد که به علت عوامل مختلفی بود که شرح داده شد. پوسته های ژیپس در محیطهای شهری می تواند روی سنگهای بدون‌کربنات مانند ماسهسنگ گسترش یابدکه این یا در نتیجه سولفاسیونکلسیم منشأ گرفته از منابع بیرونی است و یا به علت نقش گلسنگها، جلبکها و باکتریها و غیره است و یا به علت واکنش‌های شیمیایی موادمعدنی سنگ‌ها است. (McKinley et al. 2001)
References
Amoroso, C. G. and Fassina, V. (1983) Stone Decay andConservation, Materials Science Monographs 11,Amsterdam: Elsevier.
Cooke, R. U. and Gibbs, G. B. (1993) CrumblingHeritage? Studies of Stone Weathering in PollutedAtmospheres, London: National Power and
Powergen.
McKinley, J. M. , Curran, J. M. and Turkington, A. V. (2001) Gypsum formation in non-calcareous buildingsandstone: a case study of Scrabo Sandstone, EarthSurface Processes and Landforms 26, 869–875.
A. S. GOUDIE(مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SUPRAGLACIAL- جریان‌های فوق یخچالی (سوپراگلاسیر)[45]
به مناطق یخچالی و صفحات یخی مربوط میشود جایی که در آن از شبکه‌های زهکشی مشخص و از منابع رسوبی و از مجموعه‌ای از لندفرم‌های حاصل از حمل‌ونقل و نهشته‌گذاری رسوبات، که مربوط به این سیستم ارضی یعنی سوپراگلاسیر(فوق یخچالی) میباشد تشکیل‌شده است(Paul1983). بسیاری از این لندفرم‌ها موقتی می‌باشند اما تعداد دیگری از آنها موقتی نمی‌باشند، مخصوصاً آنهایی که مربوط به یخهای ساکن می‌باشند. خرده‌سنگ‌ها و مواد تخریبی جریان‌های فوق یخچالی از منابع متعددی تأمین می‌گردند مانند: حرکات دامنه‌ای، کوهه‌ای مسلط به یخچال‌ها و یا از رسوبات زیر یخچالی که به سطح یخچال منتقل‌شده‌اند و در مرتبه بعدی از شهاب‌سنگ‌ها و مواد آلوده‌کننده ناشی از فعالیت‌های انسانی و یا از نمک‌های آبفشان ساحلی[46]تأمین‌شده‌اند. معمولاً در مناطق کوهستانی مرتفع یخچالی، جایی که سطح یخ نزدیک دامنه‌های دره‌ها میباشد و یا درجایی که نوناتاکهایی از یخ سر برآورده‌اند، حرکات دامنه‌ای ناشی از این دامنه‌ها از عوامل اصلی تهیه‌کننده رسوبات می‌باشند. این فرآیندها شامل ریزش‌ها، لغزش‌ها و بهمن‌های برفی و یخی، جریان‌های تخریبی و جریان‌های گلی(برفابی)و جریان آبی میباشد. این مواد تخریبی فراهم‌شده در سوپراگلاسیر، توسط برف و یخ و یا از طریق درز و شکاف و میلنزها(میله‌های عمودی و استوانه ای شکل)[47]به داخل یخچال‌ها مدفون گردیده وبه منطقه انباشت رسوبات وارد می‌شوند. وسپس حمل ونقل می‌گردنداما تغییرات کمی را متحمل می‌شوند، به‌طوریکه ویژگی اولیه آنها باقی می‌ماند. این مواد اشکال بسیار زاویه‌داری می‌باشند که شامل قطعات باریک و تخته سنگی و ذرات خشن تا ذرات نرم میباشد. آب ذوب برف اجازه می‌دهد که آب از توده‌های برفی تراوش کند و به سمت پایین حرکت کند و اگرمیزان ذوب از یخ‌زدگی بیشتر گردد آبها در باتلاق‌های لجنی جمع می‌گردد و معمولاً جریان‌های ریلی و شبکه های درختی ایجاد می‌گردد. اگربده کانالهای جریانی زیاد باشد، در مناطق ذوب یخ به‌طور گسترده‌ای توسعه می‌یابند که این به علت قابلیت نفوذ پایین آنها میباشد. این کانالها کناره‌های صافی دارند وسرعتهای زیادی دارند و ممکن است که استحکامساختمانی ضعیفی داشته باشند مشابه برگ درختان. کانالها دریخچالهای گرم معمولاً کوتاه می‌باشند و آب از طریق درزوشکاف ها و میلنزها(چاههای عمودی استوانه‌ای شکل) به داخل یخچال منحرف می‌گردند. در یخچالهای سرد، کانالهای فوق یخچالی معمولاً در حواشی حرکت می‌کنند. دریاچه‌های سوپراگلاسیر می‌توانند در اوایل موعد ذوب یخ شکل بگیرند. اما در یخچالهای معتدل به صورت کانالهای باز محصور در یخچال عمل می‌کنند. در یخهای سرد این دریاچه‌ها می‌توانند مقاومت کنند و یا درجایی که مقدارزیادی مواد تخریبی سوپراگلاسیر وجودداشته باشد به‌طوریکه ذوب‌شدگی‌های متفاوت باعث ایجاد گودالهای وسیع پر شده از آب گردیده است. همچنین دریاچه‌هایسوپراگلاسیر یا دیگهای یخی[48] در گودالهایی که توسط فرونشست یا ذوب شدگی‌های ژئوترمال ایجادشده‌اند شکل میگیرند. موادتخریبی سوپراگلاسیرمتغیر و بی ثبات می‌باشند ونقش مهمی را درعمل ذوب یخ به عهده دارندوبه عنوان یک عایق وروکش عمل می کنند و سطح ذوب‌شدگی را به تعویق می اندازند. ذوب شدگی‌های تفاضلی یخ باعث گسترش مخروطها می‌شوند(Drewry 1972) ونیمکتهای یخچالی[49] می توانندتوسط تخته‌سنگها شکل بگیرند به‌طوریکه تخته سنگ‌ها یخ هارا از ذوب شدن حفاظت می‌کنند. مورنهای جانبی[50] سوپراگلاسیر، از مغزه‌های یخی تشکیل‌شده اندکه در حواشی درههای یخچالی و از بهم پیوستگی مخروطهای سنگریزه‌ای تشکیل‌شده‌اند. کاهش ذوب یخ به علت پوشش ضخیم موادتخریبی نشان دهنده این است که این لندفرم‌ها درمجاورت و بالای برفهای شفاف تشکیل‌شده‌اند. مورنهای میانی[51]به صورت دیواره‌های عمودی هستند که می‌توانند به کف یخچال‌ها هم کشیده شونداما مواد آواری که در سطح یخچال‌ها هستند معمولاً متمرکزترو وسیع تر ازمواد داخلی یخچال‌ها می‌باشندزیرا ذوب یخ مواد را پراکنده میکند. مورن های میانی توسط ایلس و روگرسن[52](1978) به انواع مختلفی طبقه بندی شده اند:که تحت تأثیر متقابل جریان یخی و مورنهای میانی می باشد. نوع اول که تحت تأثیر مورنهای جانبی در محل اتصال دو یخچال و درجایی که مورنهای میانی به صورت خطوطی در بین یخچال ها مشاهده می‌شوند. نوع دوم به صورت پشته‌ها و برآمدگیهای داخل یخچالی می‌باشند که در منطقه پایینی یخچال توسط ذوب یخ مشخص می‌شوند. مورنهای میانی به دو طریق می‌توانند شکل بگیرند با ریزش مواد از نوناتوکها که می تواند این مواد را فراهم کند وبه صورت مواد طولی از آن نقطه به طرف پایین یخچال ظاهر می‌گردند. این مواد به منطقه انباشت یخچالی[53] در جهت جریان پایین می‌آیند که در حال مدفون شدن نیز می‌باشند. در منطقه ذوب یخچالی (تخلیه یخچالی یا منطقه برداشت یخچالی)[54]به صورت مورنهای میانی سوپراگلاسیر ظاهر می‌گردند. متناوباً با چین‌خوردگی موادتخریبی غنی شده، لایه‌بندی‌های یخی ممکن است که اتفاق بیفتد، به ویژه درجایی‌که یخ به سمت کانالهای محصور شده حرکت میکند(Hambrey et al. 1999). گاهی محورچین‌خوردگی مواد، موازی جهت جریان یخی میباشد. هنگامی که موادتخریبی غنی شده به منطقه ذوب یخچالی (تخلیه یخچالی) می‌رسد با ذوب شدن یخ ها قله طاقدیس‌ها وآن چین خوردگیهای مواد مشخص می گردد. وقتی که چین خوردگی باز باشد یک مجموعه‌ای از مورنهای میانی درامتداد محور چین خوردگی ممکن است که مشخص گردد. تعدادی از یخچال‌ها موادسوپراگلاسیر زیادی دارندکه قسمتهای پایین‌تر(منطقه ذوب یخچالی)را می‌پوشانند به ویژه درمناطقی که حرکات دامنه‌ای حجم زیادی از مواد را هم در منطقه برداشت و هم در منطقه انباشت تحویل می‌دهندبه خصوص در مناطق مرتفع و ناهموار کوهستانی و یا در جاهایی که توپوگرافی اجازه حرکت مواد در امتداد شکافهای یخی گردد. که نتیجه آن جمع‌شدن مجموعه رسوبات پیچیده‌ای ازرسوبات چین‌خورده و گسل خورده دریاچه‌ای و رودخانه‌ای و رسوبات دامنه‌ای است(Benn and Evans 1998, Huddart 1999)که در نهایت به صورت لایه‌لایه نهشته می‌گردند. که شامل اسکرهای[55]سوپراگلاسیر است که می توانندتحت تأثیر کانالهای فوق یخچالی و درون یخچالی به سمت پایین حرکت کنند و همچنین شامل دریاچه‌های یخچالی (Huddart 1983) و انواع کام‌ها[56] می‌باشند.
References
Benn, D. I. and Evans, D. J. A. (1998) Glaciers andGlaciation, London: Arnold.
Drewry, D. J. (1972) A quantitative assessment of dirtconedynamics, Journal of Glaciology 11, 431–446.
Eyles, N. and Rogerson, R. J. (1978) A framework forthe investigation of medial moraine formation:Austerdalsbreen, Norway and Berendon Glacier,
British Columbia, Journal of Glaciology 20, 99–113.
Hambrey, M. J. , Bennett, M. R. , Dowdeswell, J. A. ,Glasser, N. F. and Huddart, D. (1999) Debris entrainmentand transfer in polythermal valley glaciers, Journal of Glaciology 45, 69–86.
Huddart, D. (1983) Flow tills and ice-walled lacustrinesediments, the Petteril Valley, Cumbria, England, inE. B. Evenson, C. Schluchter and J. Rabassa (eds) Tillsand Related Deposits, 81–94, Rotterdam: Balkema.
——(1999) Supraglacial trough fills, southern Scotland:origins and implications for deglacial processes,Glacial Geology and Geomorphology, 1–16,
http://boris. qub. ac. uk/ggg/papers/full/1999/rp041999/rp04. html
Paul, M. A. (1983) The supraglacial landsystem, in N. Eyles (ed. ) Glacial Geology, 71–90, Oxford:Pergamon Press.
SEE ALSO: esker; glacial deposition; ice stagnation
topography; kame; moraine; moulinDAVID HUDDART (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
- یخچال خروشان(یخچال مواج)[57]SURGING GLACIER
این نوع یخچال‌ها اغلب از طریق "مورنهای میانی مارپیچی مانندشان"[58] شناخته می‌شوند. این اشکال خمیده و مارپیچی تغییرات چرخشی سرعت بین یخچالهای فرعی و اصلی را ضبط میکند. به علاوه گسل‌خوردگی و چین‌خوردگی و شکافهای عمیق یخ درپوزه یخچالی (پیشانی یخچالی)[59]توسط یک جری ان فشرده شده و متراکم ایجاد می‌گردد. یک یخچال زمانی خروشان گفته می شود که درمقیاس‌های زمانی طولانی مدت(از چندین سال تا چندین قرن)، نوسانات و تغییرات زیادی را در سرعت نشان بدهد و بین جریان کند و سریع در نوسان باشد. مرحله‌ای که در آن دارای حرکت سریع میباشد"مرحله فعال یا خروشان"[60] نامیده می شود. که در آن یخ از قسمتهای بالایی یخچال(منطقه ذخیره یا منطقه تغذیه یخچال)[61]به زبانه یخچالی منتقل می‌گردد. و این یک افزایشی را در زبانه یخچالی وبه همراه آن یک کاهشی را در منطقه ذخیره یخچال منجر می‌گردد. به زمانهایی که بده و جریان یخچال کند میباشد«مرحله سکون»[62] نامیده میشود که مشخصه آن ساخته شدن و افزایش یخ در منطقه تغذیه و یک سکون در زبانه‌های یخچالی میباشد. سرعت جریان یخچالی در مرحله فعالیت(خروشیدن) می تواند 10برابر سریع‌تر از مرحله سکون باشد. مراحل سکون وفعالیت معمولاً برای هر یخچالی ثابت است که منجر به ایجاد چرخش‌های دوره‌ای موج می‌گردد. به هرحال مدت این سیکل در مناطق یخچالی وبین یخچال‌ها متغیر میباشد. سرعتهای یخچالهای خروشان به‌طور قابل توجهی متغیر میباشد و از 50 متر در روز در یخچال واریگیتد[63] در آلاسکا و به سرعتهای حداکثر فقط 16 متر در روز در اسوالباردمتغیر میباشد. طول مدت مرحله آرامش نیز متغیر میباشد و از حداکثر 50 تا 500 سال در یخچال اسوالوالبارد[64] در برابر 20 تا 40 سال در دیگر مناطق یخچالی میباشد. از نظر جغرافیایی این یخچالهای خروشان در مناطقی مانند آلاسکا، یوکان وبریتیش کلمبیا[65] درآمریکای شمالی و اسوالبارد و ایسلند در اقیانوس اطلس شمالی و پامیردر غرب آسیا دسته‌بندی شده‌اند. موارد بیشتری در مناطقی مانند گروئلند، مناطق شمالی کانادا، کوهه‌ای کاکاسوس، تین شان و کاراکورام[66] در آسیا و در کوهه‌ای آند شناسایی شده‌اند. خروشان بودن یخچال در نتیجه نوسان‌های آب و هوایی نمی‌باشد ودر عوض در نتیجه تغییرات در سیستم درونی خود یخچال‌ها می باشد. تغییرات در شیب کف بستر، تغییراتی را در سرعت جریان یخچالهای خروشان ایجاد میکند. مطالعات متعدد صورت گرفته در مورد این نوع یخچال‌ها نشان می دهدکه به علت افزایش فشارآب در بستر یخچال، لغزش‌های سریع شروع به آغاز میکند. یک مطالعه در یخچال تراپریدج[67] در یوکان که کف زبانه یخچالی‌اش یخ‌زده است به این مطلب اشاره میکند که تغییرات رسوبات زیر یخچالهای گرم بیشتر از خود یخچال نقش قابل توجهی را درخروشیدن یخچال ایجاد میکند(Clarke et al. 1984). یک برآمدگی موج مانند در سطح یخچال درمرز بین یخ های سرد و گرم ایجاد می‌گردد. این برآمدگی به سمت پایین یخچال حرکت میکند. که با تغییرات در جریان‌های آبی زیر یخچالیشروع می‌شودکه آن هم به علت تغییرات در لایه های زیرین می باشد. یک ارتباطی بین رفتار خروشان و اقلیم ناحیه‌ای توسطبود(1975)[68]مطرح شده است وی نشان می‌دهد که تمرکزیافتنیخچالهای خروشان در مناطقی خاص وتنوع وتغییرپذیری در سرعت ودرمراحل یک موج در بین مناطق، تعدادی ازشاخص‌های کنترلی اقلیمی را نشان می‌دهد. در یک یخچال خروشان، میزان یخ خیلی زیاد است که به تنهایی توسط یک جریان آرام تخلیه گردد و خیلی کوچک است که بتواند جریان سریع را در طی دورههای طولانی مدت تحمل کند. درنتیجه، یخچالهای خروشان به آرامی توده یخی را می‌سازند تاجریان سریع ایجاد گردد. این جریان سریع، مواد را از قسمت مخزن(ذخیره)یخچال تخلیه میکند و به موجب آن دوباره جریان آرام آغاز می‌گردد. این بدان معناست که سرعت یک یخچال خروشان دائماً توسط اقلیم از تعادل خارج می‌گردد.
References
Budd, W. F. (1975) A first simple model of periodicallyself-surging glaciers, Journal of Glaciology 14, 3–21.
Clarke, G. K. C. , Collins, S. G. and Thompson, D. E. (1984) Flow, thermal structure and subglacial conditionsof a surge-type glacier, Canadian Journal ofEarth Sciences 21, 232–240.
Further reading
Benn, D. I. and Evans, D. J. A. (1998) Glaciers andGlaciation, 169–175, London: Arnold.
Clarke, G. K. C. , Schmok, J. P. , Ommaney, C. S. L. andCollins, S. G. (1986) Characteristics of surge-typeglaciers. Journal of Geophysical Research 91,7,165–7,180.
Dowdeswell, J. A. , Hamilton, G. S. and Hagen, J. O. (1991) The duration of the active phase of surge-typeglaciers: contrasts between Svalbard and other
regions, Journal of Glaciology 37, 388–400.
Fowler, A. C. (1987) A theory of glacier surges, Journalof Geophysical Research 92, 9,111–9,120.
Jiskoot, H. , Murray, T. and Boyle, P. (2000) Controls onthe distribution of surge-type glaciers in Svalbard,Journal of Glaciology 46, 412–422.
Kamb, B. , Raymond, C. F. , Harrison, W. D. , Engelhardt,H. , Echelmeyer, K. A. , Humphrey, N. , Brugman, M. M. and Pfeffer, T. (1985) Glacier surge mechanism:1982–1983 surge of Variegated Glacier, Alaska,Science 227, 469–479.
Lawson, W. , Sharp, M. and Hambrey, M. J. (1994) Thestructural geology of a surge-type glacier, Journal ofStructural Geology 16, 1,447–1,462.
Meier, M. F. and Post, A. S. (1969) What are glaciersurges? Canadian Journal of Earth Sciences 6,807–819.
Murray, T. and Porter, P. R. (2001) Basal conditionsbeneath a soft-bedded polythermal surge-type glacier:Bakaninbreen, Svalbard, Quaternary International86, 103–116.
Raymond, C. F. (1987) How do glaciers surge? A review,Journal of Geophysical Research 92, 9,121–9,134.
Raymond, C. F. and Harrison, W. D. (1988) Evolution ofVariegated Glacier, Alaska, USA, prior to its surge,Journal of Glaciology 34, 154–169.
Sharp, M. J. (1988) Surging glaciers: behaviour andmechanisms, Progress in Physical Geography 12,349–370.
DAVID J. A. EVANS (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SUSPENDED LOAD- بارمعلق
بارمعلق یک رودخانه شامل مواد آلی و معدنی میباشد که به واسطه جریان متلاطم پراکنده می‌گردند. به‌طور خاص، مواد معدنی شامل ذراتی به اندازه‌های رس (mm4>) تا اندازه ماسه(mm2>) است. مواد معلق، اغلب به صورت توده‌ای از ذرات ریزتری می باشد که در ارتباط با فرایندهای ضعیف شیمیایی می باشد. کیفیت بار معلق بر حسب غلظتش (حجم رسوبات در واحد حجم آب )، بده[69] (تخلیه )( جریان رسوبات در واحد زمان - که به باررود هم نسبت داده میشود)، و توزیع اندازه ذرات تعیین می گردد. بخش‌های مربوط به رس-سیلت (که اغلب بارشسته[70] نامیده میشود) به مقدار زیادیازفرایندهای فرسایش کناره های رودخانه نشأت میگیرند و آسانتر به حالت معلق درمی‌آیند و به خوبی توسط جریانها مخلوط گردیده و مسافتهای طولانی‌ای را به حالت معلق طی می‌کنند. اماماسه برای اینکه معلق بماند به شدت تلاطم بیشتری نیاز دارد ماسه ها در نزدیک بستر رودها متمرکز شده و از مواد بستر رود نشأت میگیرند. در رودخانه‌های با بستری قلوه سنگی و تخته سنگی، به میزان بار معلق افزوده می گردد توسط ذرات ریزی که از خراشیدگی تخته سنگ‌ها و قلوه سنگ‌ها به علت غلتیدن، لغزیدن وجهش کردن آنها در امتداد بستر ایجاد می گردد. و به میزان مواد معلق در جهت پایین دست رودخانه افزوده می گردد. وقتیکه ذرات ریز واش لود(بار شسته) معلق شود، غلظت آنها تنها به میزان نسبی رسوب و آب کانالها بستگی خواهد داشت. در حقیقت وقتی که غلظت مواد زیاد می‌گردد جریان آب به جریان واریزه‌ای یا جریان بسیار غلیظ شده تبدیل می‌گردد. در بیشتر رودخانه ها بار معلق، با توجه به قابلیت بالقوه رودخانه برای حمل آن، تمایل به اشباع شدن دارد. به این علت نمی تواند توسط فرمولهای بر پایه فیزیک تعیین گردد بلکه باید اندازه گیری گردد. اندازه‌گیری دقیق بار معلق در یک مقطع رودخانه نیاز به اندازه‌گیری هم غلظت رسوب و هم سرعت آب دارد. یک روش جمع‌آوری کردن نقاطی از آب به عنوان نمونه و اندازه‌گیری سرعت جریان در عمق و سپس رسم‌کردن پروفایلهای غلظت ورسوب است. نمونه‌بردارهای نقطه‌ای[71] برای این منظور استفاده می‌گردد. این نمونه‌بردارها، دارای یک کتری داخلی و یک شیر برقی هستند برای کنترل کردن آبهای نمونه‌برداری شده. دومین روش استفاده کردن از"نمونه‌بردارهای جامع عمق"[72] میباشد. در حالیکه این نمونه‌بردار از سطح آب به کف بستر عبور میکند وبرمی گردد، دهانه ورودی آن بازنگه داشته می شود و یک پروفایل جامع از سرعت و غلظت آب را نمایش می‌دهد. دیگر جزئیات مربوط به روشها و نمونه‌بردارها در آمریکای شمالی را می‌توان در کارهای ادوارد و گلیسون[73] (1999) یافت. اینکه تنها رسوب معلق اندازه‌گیری شود یک تلف کردن زمان است و در جاهایی که ضبط کردن مداوم آنها مورد نیاز باشد معمولاً از طریق جمع‌آوری نمونه‌های شاخص در یک مکان و یک ارتباط برقرارکردن بین غلظت نمونه‌های شاخص و غلظت میانگین آن مقطع بدست می‌آید. نمونه‌های شاخص ممکن است که به‌طوردستی جمع‌آوری گردند اما در مناطق دور دست و یا در حوضه های کوچک کم اهمیت از نمونه‌بردارهای پمپاژی اتوماتیک استفاده می‌گردد. سنسورهای کدورت‌سنج (گل‌آلودسنج) یک زمانی به‌طور گسترده استفاده می‌گردید(e. g. Gippel 1995. )از زمانی که آنها نتوانند غلظت رسوبات را به‌طور مستقیم تشخیص دهند یک تنظیم‌کننده‌ای باید بین سنسورهای کدرسنجی و غلظت رسوبات معلق ایجاد گردد. علامت کدر بودن هم به غلظت رسوب و هم ویژگیهای ذرات (از جمله اندازه و شکل ذرات) بستگی دارد. بنابراین سنسورهای کدرسنجی به واش‌لودحساس‌تر می باشند. غلظت رسوبات معلق در بده(تخلیه) آب در یک مکان گرایش به افزایش دارد و بنابراین یکی از راههای نسبتاً آسان برای تخمین دبی معلق در یک دوره زمانی توسط منحنی سنجی رسوب[74] میباشد که به‌طور تجربی غلظت رسوب را در بده آب پیش‌بینی میکند. درجهان، میانگین سالیانه بده(تخلیه) رسوبات معلق رودخانه‌ها خیلی زیاد میباشد. عوامل اصلی که باعث این تغییرات می شوند شامل: حوضه منطقه، توپوگرافی، لیتولوژی، بارش، تکتونیک، پوشش‌گیاهی، کاربری اراضی، رسوبات دشتهای آبرفتی. در یک منطقه واحد، بزرگترین بدهرسوبات در سرزمین‌های پرشیب اطراف مناطق غربی اقیانوس آرام رخ می‌دهد که از نظر تکتونیکی فعال ودارای بارندگی زیادی میباشد(مانند تایوان نیوزلند که میزانبده رسوبات به 2000tk y می باشد. بر طبق تحقیقات میلیمن و سیویتسکی[75](1992) بیشترین بده رسوبات از حوضه‌های رودخانه هایی که به اقیانوس‌ها می‌ریزند مربوط به رودخانه آمازون (با میزان 2  ty1. که به واسطه منطقه وسیع آن میباشد)ومربوط به رودخانه هوانگ[76] چین (با میزان 1. 1tyکه به واسطه اراضی وسیع تشکیل‌شده از لس‌های فرسایش پذیر میباشد). میلیمن و مدا[77] (1983) تحویل جهانی رسوبات معلق به اقیانوس‌ها را در حدود13. 5ty تخمین زده‌اند. میلیمن و سیویتسکی (1992)این اعداد و رقم ها را اصلاح کردند و بیان کردند که قبل از افزایش سدسازی در طی قرن بیستم حداقل باید 20ty باشد به‌طوریکه سد سازی سهم قابل توجهی از بده رسوبات را جلوگیری کرد. آنها بیان کردند که بده جهانی رسوبات معلق در نتیجه قطع درختان جنگلی وفعالیتهای کشاورزی به بیش از دو برابر رسیده است.
References
Edwards, T. K. and Glysson, G. D. (1999) Field methodsfor measurement of fluvial sedimentUS GeologicalSurvey Techniques of Water-resources InvestigationsBook 3, Chapter C2.
Gippel, C. J. (1995) Potential of turbidity monitoring formeasuring the transport of suspended solids instreams, Hydrological Processes 9, 83–97.
Milliman, J. D. and Meade, R. H. (1983) World-widedelivery of river sediment to the oceans, Journal ofGeology 91, 1–21.
Milliman, J. D. and Syvitski, J. P. M. (1992)Geomorphic/tectonic control of sediment dischargeto the ocean: the importance of small mountainous
rivers, Journal of Geology 100, 525–544.
Further reading
Hicks, D. M. and Gomez, B. (2003) Sediment transport,in G. M. Kondolf and H. Piegay (eds) Tools in FluvialGeomorphology, 425–461, San Francisco: Wiley.
D. MURRAY HICKS (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
SYNGENETIC KARST-کارست سینژنتیک(کارستهای تشکیل‌شده در یک زمان)
به کارستهایی که دیاژنژ[78] آن موافق و همزمان با سنگهای کارستی میزبان[79] است اشاره دارد. این نوع کارست بیشتر در تپه سنگهای آهکی شناخته شده است و در سنگهایی با منشأ زیستی که از تکه‌های صدف تشکیل‌شده‌اند که به صورت تپه‌های شنی سیمانی آهکی[80]تثبیت شده‌اند گرچه ممکن است ترکیبی از کوارتز و دیگر کانی‌های غیرآهکی درآنها وجود داشته باشد. یک چنین سنگهایی معمولاً در 40 درجه شمالی و جنوبی خط استوا مشاهده شده است و به خصوص در مناطق ساحلی جنوب و غرب استرالیا به خوبی شناخته شده‌اند(White 2000). همچنین در مناطق دیگری مانند قسمتهای شرقی و جنوب دریای مدیترانه ودرجزایر کاراییب[81] مشاهده شده است. تپه ها در طی نوسانات گلاسیو-استاتیک[82] در طی دوران کواترنری توسعه یافتند به‌طوریکه صدفهای زیادی را در مناطق ساحلی تحت تأثیر قرارداده بود. این تپه‌ها توسط بادبه داخل خشکی منتقل شدند وبه صورت مجموعه‌ای از برآمدگیهای ناهموار موازی ساحل متراکم گردیده بودند. دراولین مرحله دیاژنز، توسط گیاهان ثابت گردیدند به‌طوریکه رشد گیاهان، منجر به توسعه خاک و دی اکسید کربن در ریشه گیاهان می‌گردد واین انحلال یافتن ماسه‌های آراگونیت را با نفوذ‌کردنآب باران در آن تقویت کرد. با نفوذ کردن بیشتر مواد اشباع شده به داخل ماسه‌ها و دور از ریشه گیاهان و در نتیجه تبخیر وآزاد شدن دی‌اکسیدکربن، آب به مرحله فوق اشباع می‌رسد و کلسیت در داخل منافذ ریز تپه‌ها رسوب میکند و تپه‌ها را به شکل سیمان در‌می‌آورد. تشکیل سیمان یک سطح سختی را در سطح تپه ایجاد میکند که از سطح تپه به داخل آن پیشروی میکند. سیمان شدگی[83] همچنین در منطقه‌ای که از آب اشباع شده باشد رخ می‌دهد و در نهایت کل تپه سفت می‌گردد. در طی فرآیند سیمان‌شدگی تپه‌ها، رودها از مناطق خشکی به طرف این قشر سخت[84]حرکت می‌کنند اما مسیرپیشرفتشان توسط این تپه ها و پشته‌های دیوارمانند که موازی ساحل هستند مسدود می‌گردد. هنگامی که تپه‌های ماسه‌ای سفت می‌گردند، جریان رود به مسیرهای مشخصی محدود می‌گردد که در نهایت به طرف درههای کور[85]توسعه می‌یابند وبه غارهایی منجر می‌گردند که سقف بیشتر غارها تحت تأثیر سطح ایستای آب زیرزمینی کنترل می‌گردد. سقف غارها همچنین از قشر سخت‌شده‌ای تشکیل‌شده‌اند. سقف بعضی از غارها ریزش میکند که باعث افزایش تالارها و اتاقهای بزرگی در غار می‌گردند. ریزشهای بیشتر از این مقدار، ریزش دولین‌ها را نیز توسعه می‌دهد.
Reference
White, S. (2000) Syngenetic karst in coastal dune limestone: a review, in A. B. Klimchouk, D. C. Ford, A. N. Palmer and W. Dreybrodt (eds) Speleogenesis: Evolution of Karst Aquifers, 234–237, Huntsville, AL: National Speleological Society.
PAUL W. WILLIAMS (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
-SYSTEMS IN GEOMORPHOLOGYسیستم‌ها درژئومورفولوژی[86]
دانشجویان مطالعه کننده سطح زمین به مفهوم" سیستم‌ها" در حدود تقریباً3 قرن پیش اشاراتی کرده اند. اما بوفون[87] (1749) هم همین کار را انجام داد و مانند ویتسون[88]، بورنت[89] و وودوارد[90] به مبانی نظری توجه کرد(که ما آن راباید جهان شناسی بنامیم). در حالیکه پلی فر[91] (1802:102) دربحث معروفش در مورد "سیستم دره‌ها " به بحث هستی شناسی پرداخت. این دو دیدگاه هر دو در مقاله استرالر[92] که براساس داینامیک ژئومورفولوژی بود آورده شده است(1952). در اینجا استرالردر صفحات 934-935مقاله به این مطلب اشاره میکند که "کاملترین توسعه" در ژئومورفولوژی تنها هنگامی رخ می دهد که فرم ها و فرایندها بهسیستم های داینامیک مربوط می‌شوند و تغییر شکل ماده و انرژی نقش زمان را ایفا می کنند. وی در صفحه 935 ادامه می دهد که خیلی ازفرآیندهای ژئومورفیک در سیستم‌های محدود و مشخصی اجرا می‌گردد که می‌توانند به‌طور مجزا مورد تجزیه و تحلیل قرار بگیرند. دیدگاه استرالر از مقالات پیشین مربوط به برتالنفی زیست‌شناس که در مجلهscienceدرسال 1950منتشر گردیدگرفته شده است. حرکت به سمت استفاده از سیتم‌هابه عنوان یک ابزارتئوری، که توسط برتالنفی در سال 1950 به تئوری عمومی سیستم‌ها نام گذاری گردیدهمه علوم را متحد می‌کندو در حوزه‌هایی مانند اکوسیستم وارد می گردد. تمام جنبه‌های تئوری و کاربردی تئوری عمومی سیستم ها توسط تعدادی از دانشجویان استرالر مورد پذیرش واقع شد که سرشناس‌ترین آنها ژئومورفولوژیست انگلیسی ریچارد چورلی(1960;Chorley and Kennedy 1971) و شوم آمریکایی(1977) بودند. دو اثر در مورد "سیستم"در بیست و سومین سمپوزیوم بینگمتون مشاهده می گردد(Philips and Renwick1992). سیستم ها چی هستند؟ ونقش دوگانه شان در ژئومورفولوژی از سال 1952چه بوده است؟ بر طبق نظر هال و فاگن[93]یک "سیستم مجموعه ای از عناصر است که دارای صفات و خصوصیات خاصی بوده و بین آنها رابطه برقرار است"(1956:18). آنها قبول می کنند که این تعریف دقیق نمی باشد. و از مفاهیمی که ما سعی می کنیم بیان کنیم گرفته شده است و تعریف کاملی نمی باشد. آنهاوجود سیستم های ادراکی[94](PP. 19-20) و طبیعی(PP. 23-24) را تأیید کردند به‌طوریکه بعدها تحت عنوان سیستم های باز(تبادل مواد، انرژی ها و اطلاعات) با محیط اطرافشان وسیستم های بسته (بدون ورودی‌ها و خروجی‌ها)مورد توجه قرار‌گرفت. چورلی و کندی(1971:2) این مفهوم را براساس سیستم‌های "بسته "و" مجزای "هال و فاگن اصلاح کردند. ویک طبقه جدیدی از سیستم های "بسته "را شناسایی کردند که مبادله میکند انرژی و( یا به‌طورفرضی اطلاعات را)اما نه جرم را با محیط خودش. دراین مفهوم باید سیستم‌های مجزا و بسته محدودی وجود داشته باشد که توسط ژئومورفولوژیستها مورد بررسی قرار گرفته است اما ممکن است که چندین دسته از سیستم های بسته وجود داشته باشدبه عنوان مثال مانند خود سیاره زمین. چورلی و کندی در صفحات 4-10 مقاله به شناسایی 4 نوع دیگر از سیستم‌های مربوط به جغرافیای طبیعی پرداختند که عبارت بودند از:مورفولوژیکی، فرایند-پاسخ، کنترل و آبشار میباشد. آنها بیشترین توجه خود را به مثال‌های مربوط به فرآیند-واکنش همراه با ملاحظات مربوطه مانند آستانه ها، تعادل، ورودی و خروجی و چرخه‌های تحول اختصاص دادند. چورلی و کندی در نهایت سیستم های کنترلی را مورد توجه قرار دادند که با دقت توسط بنت[95] و چورلی(1978) در یک کتاب در فراسوی حیطه ژئومورفولوژی شرح داده شد. چگونه هم سیستم‌های ادراکی و هم طبیعی توسط ژئومورفولوژیستها به کار گرفته شده است؟ چورلی(1960) راه استرالر(1952) را دنبال کرد در تأکید کردن برفرق بین ژئومورفولوژی تکاملی(نظر ویلیام موریس دیویس و مفهوم چرخه فرسایش وی که سیستم بسته نامیده می‌شد) و دیدگاه سیستم باز که از تئوری عمومی سیستم‌ها و مطالعه روی فرآیندها مشتق می شد. چورلی 7 مزیت پذیرش سیستم های باز را مطرح کرد(1960:B8 and 9) که عبارت بودند از:1. تأکید روی سازگاری بین فرم و فرایند 2. تأکید روی ویژگی های چند متغییره فرآیندهای ژئومورفیک 3. توجه به تغییرات پیشرونده و به سکون و تعادل وبه تغییرات ناگهانی(و مفاهیمی مانندآستانه ها و تعادل دینامیکی). 5. تأکید روی کل چشم انداز تا به اجزای کوچک 6. در مناطقی که تاریخ فرسایشی مبهمی دارند سیستم باز خوب جواب می‌دهد. 7. به کارگیری مفاهیم سلسله مراتبی در جغرافیا که در بستر زمان اتفاق می افتد. بیشتر از نیم قرن هیچ شواهدی مبنی بر اینکه این مزایای سیستم باز درک گردیده باشد وجود ندارد. یکی از زیان های مهم استفاده از" تفکرات سیستمی"توسط جغرافیدان قدیمی و مشهور، لانگتون[96](1972) تشخیص داده شد. اگرتعریف هال و فاگن را قبول کنیم پس آن بدیهی است که ما می توانیم خیلی از سیستم‌ها را در افکار و یا در واقعیتها همانطور که آرزو داریم بشناسیم یا ایجاد کنیم. ویک تمرین اساسی در طبقه بندی سیستم ها می شود. واین واضح است که ما نیاز داریم که قادر باشیم که ارزش طبقه بندیهای مختلف را برآورد کنیمکه این برطبق ادعاهای لانگتون انجام می گردداگر ما بتوانیم نتیجه مطلوب سیستم هایی را که تعریف می کنیم رابشناسیم. گرچه ممکن است که تخمین میزان بده آب یک حوضه زهکشی و یا میزان عملکرد نیروی آب در یک مکان عملی گردد اما این اصلا واضح نیست که یک دامنه، یا یک پنگو(لاکولیت آبی) و یا حتی یک حوضه زهکشی یک هدف را داشته باشند و این به نظر می رسد که یک مشکل اساسی است. وبه مشکلات مربوط به شناسایی سیستم های منحصربه فرد و ناهماهنگ در دنیای واقعی هم متصل می‌گردد. ودرک عملکرد سیستم‌های فرایند –پاسخ بسیار سخت می گردد . به یک حوضه زهکشی فکر کن. آیا آب پخشان[97]یک حوضه می تواند به‌طور دقیق ثابت باشد؟ آیا ما می توانیم مطمئن باشیم که ورودی و خروجی‌های جرم و انرژی یک حوضه زهکشی منطبق با محدودیتهای توپوگرافیک باشد؟(به آبهای زیرسطحی توجه کن). اگرمشخص کردن حوضه های مجزا و منفرد صحیح باشد آیا در این صورت ما می توانیم یک مفادی را برای شناسایی "دامنه تپه ها "یا حتی" کانال ها "داشته باشیم؟ اگرما یک چنین اطمینانی را نداریم باید مطمئناً به اعتبار و صحت نتایجمان در مورد عملکرد سیستم‌ها شک کنیم. بنابراین به نظر می‌رسید که در پایان قرن بیستم، استفاده از واژه سیستم کهمربوط به نظرات برتالنفی، چورلی و استرالر بود واقعا کم‌رنگ گردید. مثالها توسط آلن[98] (1997) به صورت متن درآمد و فصلی تحت عنوان "مبانی سیستم سطح زمین" (pp. 1-50)تهیه گردید که مثالها و اصطلاحات ونقل قولها و گقته های چورلی و کندی را مطرح می‌کرد. قبل از سال 1952 فکر کردن در مورد سیستم‌ها در تمام سطوح به صورت توصیفی و عملی امکان پذیر بود. "بمب سیستم‌ها " در دهه 1950 تا 1970 در ژئومورفولوژی مطرح گردید . به‌طور کلی ارتباط بین مفاهیم فلسفی و عملی هرگز ایجاد نگردید. ما سیستم‌ها را به عنوان یک ابزارتحقیق می‌دانیم تا نتیجه مطلوب بدست بیاید و بنابراین اظهارنظر لانگتون را تأیید می‌کنیم.
References
Allen, P. A. (1997) Earth Surface Processes, Oxford:Blackwell.
Bennett, R. J. and Chorley, R. J. (1978) EnvironmentalSystems: Philosophy, Analysis and Control, London:Methuen.
Buffon, J. M. L. (1749) Histoire naturelle, generaleetparticuliere, avec la description du Cabinet du Roi,Paris: L’Imprimerie Royale.
Chorley, R. J. (1960) Geomorphology and GeneralSystems Theory, US Geological Survey, ProfessionalPaper 500-B.
Chorley, R. J. and Kennedy, B. A. (1971) PhysicalGeography: A Systems Approach, London: PrenticeHall.
Hall, A. D. and Fagan, R. E. (1956) Definition of system,General Systems Yearbook 1, 18–28.
Langton, J. (1972) Potentialities and problems of adoptinga systems approach to the study of change inhuman geography, Progress in Geography 4, 125–179.
Phillips, J. D. and Renwick, W. H. (eds) (1992)Geomorphic Systems, Amsterdam: Elsevier.
Playfair, J. (1802) Illustrations of the Huttonian Theoryof the Earth, London: Cadell and Davies. Reprinted
in facsimile, G. W. White (ed. ) (1964), New York:Dover.
Schumm, S. A. (1977) The Fluvial System, Chichester:Wiley.
Strahler, A. N. (1952) Dynamic basis of geomorphology,Geological Society of America Bulletin 63,923–938.
vonBertalanffy, L. (1950) The theory of open systemsin physics and biology, Science 3, 23–29.
SEE ALSO: Cycle of Erosion; drainage basin; flow regulationsystems; integrated coastal management; landsystem; peneplain; step-pool system; threshold,geomorphic
BARBARA A. KENNEDY (مترجم: زهرا حاجی کریمی)
[20] - Volcanic Deflation
[32] - Campi Flegri Volcanic
[38]-Sulphor Dioxide(S )
[40]-Sulphuric Acid( S )
[52] - Eyles and Rogerson
[58] - Looped Medial Moraines
[65] - Yukon and British Columbia
[66] - Caucasus,Tien Shan and Karakoram Mountains
[72] - Depth-intergrating Sampler
[74] - Sediment Rating Curve
[75] - Milliman & Syvitski
[82] - Glacio – Eustatic Oscilation
[86] - Systems In Geomorphology
|
|
|
|
|
|
| |
|
|
|
