ژئومورفولوژی اقلیمی

مقدمه:    دخالت اقلیم در پیدایش ناهمواری از برخورد بین کره سنگی و کره هوا نتیجه می شود. نحوه دخالت اقلیم چه در زمینه هوازدگی و چه در ارتباط با تاثیر مکانیکی فرایندهای شکل زائی، در سطح خشکی ها بسیار متغییر می باشد. دخالت مستقیم اقلیم در پیدایش ناهمواری ها در مناطقی که فعالیت های کنترل نشده انسان باعث رخنمون یافتن فراوان سنگ ها می شود و یا در مناطقی که بر اثر کم آبی یا سرمای شدید غالبا عاری از پوشش گیاهی می باشد، سازندهای سطحی کم ضخامت و غالبا پراکنده که ازلحاظ خاکشناسی تحول کافی نیافته اند ظاهر می شود.     ژئومورفولوژی اقلیمی ناهمواریها را در ارتباط با آب و هوا بررسی می کند و دنباله ژئومورفولوژی دینامیکی است، زیرا ژئومورفولوژی دینامیکی تضاد عملکرد پدیده های را در سطح زمین مطالعه می کند که بین عوامل و فرایند های فرسایش حاصل شده اند. به عبارت دیگر ویژگی های ساخت یک ناهمواری از طریق عوامل مختلف یک سیستم شکل زائی تجزیه و تحلیل می شود. ژئومورفولوژی اقلیمی به نحوی چهره ظاهری ناهمواری را بررسی می کند در حالی که ژئومورفولوژی ساختمانی استخوان بندی ناهمواری را در ارتباط با اهمیت نسبی و نظم و ترتیب توده های از سنگ را مطالعه می نماید که در برابر فرسایش مقاومت های متفاوتی دارند.    در این بحث بعد از تجزیه وتحلیل ارتباط ناهمواری با اقلیم، جغرافیای این ناهمواریها در محدوده های بزرگ اقلیمی در سطح دنیا مطالعه خواهدشد. این مطالعات به ما امکان می دهد تا ارتباط کامل این پدیده را بامحیط های کنونی زیست اقلیمی ارزیابی کنیم.

    - نحوه دخالت اقلیم:
   دخالت اقلیم در پیدایش ناهمواری از برخوردبین سنگ کره و هوا کره نتیجه می شود و نحوه دخالت اقلیم چه در زمینه هوازدگی و چه در ارتباط با تاثیر مکانیکی فرایندهای شکل زائی در سطح خشکی ها بسیار متغییر می باشند.
   - دخالت مستقیم اقلیم:
   در مناطقی که فعالیت های انسان باعث رخنمون یافتن سنگ ها می شوند، دخالت مستقیم اقلیم ظاهر می شود و یا مناطقی که بر اثر کم آبی یاسرمای بسیار زیاد غالبا عاری از پوشش گیاهی می باشند، بدین صورت که در نواحی گرم کم آب، به دلیل بزرگی قطرات و سرعت سقوط آنها و برخورد به مواد سست سطوح عریان فرسایش سیلابی بسیار شدید وقابل توجه است تناوب فعالیت واثر سریع آبهای جاری مظهر دیگری از نقش مستقیم اقلیم است. در بیابانهای سرد بارش های برف به شکل یخ متمرکز می شوند و ذوب یخ باعث ایجاد جویبارها می شود ولی شکل زایی با آنچه در بیابان های گرم گفته شد فرق دارد، زیرا ذوب یخ تدریجی است.
   یکی دیگر از مظاهر مهم جوی باد است که درصورت عریان بودن زمین از شرایط مناسبی برای فعالیت های سایشی برخوردار ست.
   - دخالت غیر مستقیم اقلیم:
   هنگامی که پوششی از گیاه یا خاک بین سنگ کره و هوا کره قرار گیرد، چگونگی دخالت اقلیم در شکل زایی، بسیار پیچیده تر خواهد بود. در این مناطق گیاهان برای تامین اعمال حیاتی خودمانند: تنفس، تعریق و تغذیه قسمت زیادی از حرارت را جذب می کنند و سهم انرژی که به زمین می رسد گاهی تا3/1 کاهش می یابد. همچنین گیاهان تغییراتی را در زمینه دخالت آب به وجود می آورند، بدین صورت که لایه حفاظتی کم و بیش ضخیمی را در برابر قطرات باران تشکیل می دهندوخاک را در برابر فرسایش بارانی حفاظت می کنند و از خزان برگ ها در جنگل ها، لایه هایی تشکیل می شوند که اثر حفاظتی را افزایش می دهند.

   پیشگفتار
   ژئومورفولوژی یکی از شاخه های جغرافیای طبیعی و از پایه های اساسی علوم جغرافیا است که با ایجاد پل و گذرگاهی با سایر رشته های علوم طبیعی و زمین پیوند خورده است. ژئومورفولوژی ترکیبی از سه واژه ژئو به معنای زمین، مورف به معنای شکل، لوژی به معنای شناسایی می باشد. به نظر می رسد علم اشکال زمین که معادل فارسی آن است از عنوان پیکر زمین شناسی که قبلاً به کار می رفت و ریخت شناسی که در حال حاضر برای ترجمه به فارسی این کلمه انتخاب شده است، مناسبتر است. ظاهراً آنچه از کلمه ترکیبی ژئومورفولوژی استنباط می گردد، توصیف شکل هندسی ناهمواریهای پوسته زمین است و این بحث توپوگرافی را در نظر می گیرد که خود شاخه ای از ژئومورفولوژی است.
   خلاصه کلام، در قلمرو دانش ژئومورفولوژی، علاوه بر اینکه به توصیف صحیح، کامل و ژنتیک اشکال ناهمواریها توجه خواهیم داشت، در منشاء و کیفیت و عوامل بی شماری که در تغییر اشکال و یا در شکل گیری نوین پوسته زمین موثرند، به تفسیر و تبیین خواهیم نشست. منظور از تحلیل واژه ژئومورفولوژی تنها تعریف ین علم نبوده بلکه مهم آشنایی بامفهوم، روش و متدلوژی این دانش است که هرپژوهشگر علوم زمین باید بر آن احاطه کامل داشته باشد.
   مطالعه تاریخچه پیدایش و تحول علم ژئومورفولوژی، نشانگر این واقعیت است که از نیمه قرن بیستم به این طرف، توجه به ارتباط پدیده های درون موضوعی ژئومورفولوژی و نیز رابطه آن با پدیده های سایر علوم طبیعی و زمین و عوامل انسانی سبب شد که ژئومورفولوژی با جهش خاصی درراه توسعه و پیشترفت حرکت کند و با ایجاد مناسباتی بین پدیده های مورفولوژی و داده های انسانی بر جنبه کاربردی آن در برنامه ریزی ها و عمران های ناحیه ای تاکیدشود.
   حال لازم است ژئومورفولوژی بارشته های دیگری مانند اقلیم شناسی، زمین شناسی، گیاه شناسی، اکولوژی، خاکشناسی، هیدروژئولوژی در ارتباط باشد تا بتواند تمام مسائل در یک اکوسیستم را در نظر گرفته و با هماهنگی با سایر رشته های علمی در طرح های جامع زمین شناسی، مرتع داری، آبخیزداری، بیابان زدایی، جنگل داری، محیط زیست و به طورکلی آمایش سرزمین نقش خود را ایفا کند.
   امید آنکه مطالب مورد بررسی در این مجموعه مورد استفاده دانشجویان و کارشناسان علوم زمین و جغرافیا وسایر علاقه مندان قرار بگیرد.
   تاریخچه پیدایش و تحول علم ژئومورفولوژی
   قدیمی ترین اطلاعات مربوط به مسائل ژئومورفولوژی را، با مفهوم و تعبیر علمی و مدرن در آثار ارسطو می توان یافت. ارسطو در سال324 قبل از میلاد آناتومی، فیزیولوژی مقایسه ای، منطق، تاریخ فلسفه و زمین شناسی را بوجود آورد. او اولین کسی است که در موردگسترش دلتای رودخانه ها و به جا گذاری رسوبات در دریاها، مطالبی را بیان داشته و زمین را به عنوان کره ای که دائما در حال تحول است توصیف می کند. به نظر ارسطو، تحول شکل زمین یا آرام و دائمی بوده و یا به طرز ناگهانی و در اثر بروز پدیده هایی شدید انجام می گیرد. درباره علل این تحول از عمل رودخانه ها و دریاها بحث شده که منجر به تسطیح اجتناب ناپذیر کره زمین می شود.
   حدود یک قرن پس از ارسطو، اراتوستن فیلسوف و ریاضی دان یونانی، نظراتی در مورد تحول چهره زمین در رابطه با اعمال رودخانه ها و دریاها بیان داشته و نتیجه اثرات آنها را در هموار شدن زمین نشان داده است.
   برناردپالیسی از دانشمندان عصر رنسانس در رابطه با مسائل ژئومورفولوژی افکار مدرنی بیان می کند که به برخی از آنها اشاره می کنیم:
   a.بین اعمال نیروهای داخلی و خارجی یک رقابت منطقی وجود دارد که اولی منجر به پیدایش کوهها و دومی منتهی به تخریب و هموار شدن آنها می گردد.
   b.با توجه به تنش کند کننده ای که گیاهان دربرابر جریان آبها دارند، رقابت بین گیاهان و اعمال تخریبی آبهای روان مشخص می شود. در این رابطه فکر کاشتن درختان برای جلوگیری از فرسایش به خوبی مشخص می شود.
   c.پدیده های بیرونی در فراهم آوردن موادی که سنگها را تولید می کنند، نقش موثری دارند.
   d.بین پیدایش و تغییر شکل ناهمواریها و تولید خاکها، یعنی عوامل ژئومورفولوژیک و خاک شناسی، روابط خاصی وجود دارد.

   تحول دانش ژئومورفولوژی در قرن نوزدهم میلادی:
   در نیمه اول قرن نوزدهم لوئی آگاسیز(1873-1807) زمین شناس و دیرینه شناس معروف سوئیسی، گسترش یخچالها و نقش آنها را در تغییر شکل ناهمواریها تائید می کند و به این ترتیب اعمال یخچالها به عنوان عامل دیگر ژئومورفولوژی شناخته می شود.
   روتیمیه زمین شناس دیگر سوئیسی در سال 1869 در مورد اثرات نیروهای درونی مطالعاتی انجام داد.
   در سال 1858 برای اولین بار عبارت ژئومورفولوژی به وسیله نومن بیان می شود. هیم دانشمند آلمانی در سال 1878 تاثیرتکتونیک را در ناهمواریها به صورت علمی بیان می کند.
   ریختوفن را می توان جزء پایه گذاران ژئومورفولوژی در آلمان به شمار آورد که در سال 1886 برای اولین بار در مورد اثرات انواع آب و هوا به ایجاد ناهمواریها اظهار نظر کرد واساس ژئومورفولوژی آب و هوایی را پی ریزی کرد.
   در نیمه دوم قرن نوزدهم ژئومورفولوژی با تئوری ویلیام موریس دیویس (1934-1850) در امریکا به مرحله جدیدی پا نهاد. علم اشکال ناهمواریهای زمین را که در سال 1858 توسط نومن" ژئومورفولوژی" نامیده شد و سپس در سال 1894 این عبارت توسط البرت پانگ معروفیت پیدا کرد و تا آن زمان یکی از شاخه های فرعی زمین شناسی محسوب می شد، دیویس به شکل علمی تخصصی با هدف و فرهنگ ویژه خود تعریف کرد و به این علم نظام عقیدتی انسجام یافته ای بخشید و اصالت آنرا تثبیت نمود. از این نقطه نظر دیویس را می توان بنیانگذار و پدر ژئومورفولوژی به عنوان علم تخصصی دانست.
   همچنین از جنگ جهانی دوم به بعد در فرانسه نسل جدیدی از ژئومورفولوژی ظاهر می شود.که بر حسب اوضاع روش های گوناگونی را دنبال می کنند. در آن میان ژئومورفولوژی آب وهوایی، که از مکتب های آلمانی سرچشمه گرفته است از توسعه خاصی برخوردار می گردد. تریکار یکی از بزرگترین ژئومورفولوگ های جهان از همان آغاز کاربر مبنای این روش حرکت کرده و موفقیت های قابل تحسینی را، به ویژه در توسعه مفاهیم جدید این علم بدست می آورد. بطوری که بر اساس همین زیر بنای علمی، درسال 1955 اولین بیانیه تشریحی سیستماتیک و مفصلی را ارائه می دهد. این بیانیه به اندازه ای مورد توجه قرار گرفت که بیرو یکی از برجسته ترین ژئومورفولوگ های عصر حاضر و مولف اثرات زیادی در قلمرو ژئومورفولوژی علمی، بخش مهمی از آنرا در سال 1968 در کتاب معروف و ارزنده خود به نام "کلیات جغرافیای طبیعی" منتشر کرد. 
   نتیجه اینکه از نیمه دوم قرن بیستم به بعد ژئومورفولوژی، با کوشش محققان پرکار و خستگی ناپذیر، از حالت رکود و انزوا خارج می شودو دانشمندان با استفاده از وسائل کار جدید و با توجه به تجزیه و تحلیل عوامل مختلف و پالئوژئوگرافی، تئوری این دانش را به مرحله عمل در می آورند.
   گرایش به سوی ژئومورفولوژی کاربردی بسیار اهمیت یافته و جنبه بین المللی پیدا کرده است و می تواند در انتخاب مکان های مناسب جهت تاسیسات عظیم و سکونتگاه های مخصوص انسانها و یافتن راه حل های مناسب برای بلا یای طبیعی که در برنامه ریزی عمران ناحیه ای بروز می کند کمک های موثری را انجام دهد.

مفاهیم ژئومورفولوژی نوین وژئومورفولوژی کاربردی    ژئومورفولوژی کاربردی پس از توصیف منطقی و ژنتیک پدیده ها و طبقه بندی موضوعات بر مبنای آن به تفسیر و توضیح علمی و منطقی آنها می پردازد. حالت ژنتیک پدیده ها یکی از مهمترین ویژگی هایی است که در ژئومورفولوژی نوین با اهمیت خاصی مورد توجه قرار می گیرد. جنبه کاربردی ژئومورفولوژی با همین خصوصیات ژنتیکی در ارتباط است، زیرا ژنتیک در مورفولوژی، تدوین اصول و قواعد پیدایش اشکال مختلف ناهمواریها و شکل بندی و تحول بعدی آنها را به صورت منطقی و مستدل، امکان پذیر می سازد. تدوین این قواعد بر اساس تغییر پذیری اشکال زمین با آهنگ های متفاوت انجام می شود.

علل تغییرات اشکال زمین را باید در نیروهایی جستجو کرد که دردو طرف پوسته به آن فشار می آورند و سخت با یکدیگر در ارتباط هستند. اگر از برخی نیروهای درونی سانحه بار مانند زمین لرزه ها، آتشفشان هاو .... صرفه نظر شود، می توان چنین نتیجه گیری کرد که نیروهای بیرونی در تخریب و ایجاد تغییرات عمده اشکال ناهمواریهای روی زمین مداخله دائمی دارند. انسان از مدتها قبل با این تغییرات و ویرانیهای حاصل از آنها آشنایی پیدا کرده و حتی برای جلوگیری از خطرات یا نتایج زیان بار آنها به فکر چاره و مقابله نیز افتاده است. اما خود انسان، در اکثر موارد، در تغییر این پوسته، نقش موثری دارد. آگاهی از تغییرات اشکال پوسته زمین و نحوه آنها و نیروهایی که موجب این تغییرات می شود، مقدمات موضوعات ژئومورفولوژی کاربردی را فراهم می آورد. همچنین ژئومورفولوژی در مقیاس وسیعی با فعالیتهای انسانها و مسائل آنها مرتبط است. برای اینکه فعالیت های وی بازدهی دلخواهی داشته باشد، باید متناسب با دینامیک محیط و با در نظر گرفتن نقش عوامل مورفوژنیک تنظیم شود. در اینجاست که مطالعات ژئومورفولوژی که بر اساس مفاهیم جدید آن انجام شده است، با فراهم آوردن اطلاعات دقیق از مورفودینامیک محیط و شناخت مناطق با ثبات و یا ناپایدار و محاسبه میزان پایداری و یا آسیب پذیری آن در ارتباط با نوع فعالیت، در خدمت انسان قرار می گیرد. در این صورت ژئومورفولوژی دقیقا مفهوم کاربردی را، به معنی واقعی کلمه پیدا می کندو می تواند بسیاری از مشکلات را که در برنامه ریزی های عمران ناحیه ای در زمینه های مختلف، از قبیل عمران، توسعه کشاورزی، جاده ها، سد سازی، استخراج معادن، مدیریت محیط طبیعی مطرح می شود، حل کرده و پاسخ های مناسب را برای مسائل متعددی که در این رابطه عنوان می شود، فراهم آورد.         به همین جهت بعد از جنگ جهانی دوم ژئومورفولوژی کاربردی، در اغلب کشورهای جهان با روش سیستماتیک و با اهمیت خاصی مورد توجه قرار گرفته است و بررسی عوامل گوناگون را بطور ترکیبی مد نظر می گیرد و می تواند پاسخگوی نیازهای برنامه های کشاورزی، ساختمانی، عمرانی و.... باشد.        ژئومورفولوژی و موضوعات مورد مطالعه در قلمرو کره زمین    ژئومورفولوژی شاخه ای از علوم طبیعی و زمین است و موضوع ویژه مطالعه آن سطح تماس می باشد که محل برخورد قلمروی سه گانه آبی، گازی و جامد است. نیروهایی که از درون لیتوسفر سرچشمه می گیرند و نیز نیروهایی که در خارج از آن بدست می آیند، در این سطح متعادل شده و انعکاس می یابند.ژئومورفولوژی وظیفه دارد که نحوه تعادل و انعکاس این انرژی ها را مطالعه و بررسی کرده و مشخص می کند که هنگام تغییر یافتن این تعادل، حالت سطح مذکور چگونه تغییر می یابد. در این قلمرو شاخه های دیگری نیز که به نحو خاصی با آن در رابطه بوده و حالت دیگری از تعادل نیروهای یاد شده را مورد توجه قرار می دهد به مطالعه و بررسی مشغول می باشند. به طور کلی، ذات طبیعت با پیوندها و رابطه ها مشخص بوده و بریدگی ها و جدائی ها را، که متخصصان برای سهولت کار خود، به طور قرار دادی به وجود می آورند، نمی پذیرد.    ژئومورفولوژی در ارتباط با موضوعات اتمسفر    همانگونه که می دانیم، اتمسفر از ترکیب گازهای گوناگون و عناصر ریز، پراکنده و معلق به ویژه در لایه زیرین تشکیل یافته است. این قلمرو گازی با دریافت انرژی الکترومانیتیک خورشیدی به نیرویی مجهز می شود که دینامیک اتمسفری را در معنی عام به وجود می آورد. این نیرو بخشی از ژئودینامیک بیرونی را تشکیل می دهد که علاوه بر هدایت پدیده های جوی عوامل مورفوژنیک را تغذیه می کند. برخی از این عوامل به صورت پدیده های گوناگونی مانند: کریوکلاستیم، ترموکلاستیسم و هالوکلاستیسم در تغییر شکل دادن زمین دخالت می کنند که هریک را بررسی می کنیم:     - کریوکلاستیسم:    به متلاشی شدن سنگها در اثر عمل یخبندان و ذوب یخ، کریوکلاستیسم می گویند. بنابراین نوسانات درجه حرارت و بالا و پایین آمدن گرما از حد صفر درجه سانتی گراد، این ساز و کار و فرایند را موجب می شود. با توجه به اینکه در این ساز و کار نقش عمده با یخ بندان است آنرا "ژلیفلاکسیون" می گویند. رطوبت هوا و وجود آب، عوامل دیگر آب و هوایی نیز در این عمل دخالت موثر دارند. به طوری که بدون تغییرات درجه حرارت نیز عوامل یاد شده نقش متلاشی کننده خود را به شکل دیگری ایفا می کنند.     - ترمو کلاستیسم:    بالا و پایین رفتن درجه حرارت موجب متلاشی شدن سنگها می شود که در این حالت سنگها تحت انقباض و انبساط متناوب قرار می گیرند و به شکل های منفصل و متحرک در می آیند. اثر تغییرات درجه حرارت اصولا در سطح لیتوسفر، بیشتر از اعماق آن است. نوع وبافت سنگها در کیفیت متلاشی شدن آنها، تحت تاثیر ساز و کار ترموکلاستیم دخالت دارد. تناوب نفوذ امواج حرارتی در سنگها، ضریب انبساط و رنگ سنگها نیز در نحوه تاثیر این مکانیسم بی تاثیر نیست.    - هیدروکلاستیسم:    متلاشی شدن سنگها را در اثر تناوب جذب رطوبت و از دست دادن آن هیدروکلاستیسم گویند. در این نوع قطعه قطعه شدن سنگها عامل شیمیایی دخالت ندارد و فقط عامل فیزیکی عمل می کند. اما وجود رس در این سازو کار ضروری است، زیرا در نتیجه تغییرات حاصل در حجم رس که در اثر جذب آب یا از دست دادن آن انجام می شود، سنگها متلاشی می شوند. هیدروکلاستیسم بر حسب نوع سنگها در دو مقیاس نقش خود را ایفا می کند. در پاره ای از سنگهای دانه ای، بلورین و بلور لایه مثل گرانیت ها، گنایس ها و میکاشیست ها تجزیه برخی از کانی ها به ویژه فلدسپات ها، رس های از نوع مونت موریونیت ها در سطح کانی ها پراکنده می شود. انبساط و انقباض این رس ها در اثر جذب آب یا از دست دادن آن به جدا شدن مکانیکی دانه ها و یا قطعات سنگ ها منجر می شود.    در سنگ های رسوبی مکانیسم هیدروکلاستیسم به گونه ای دیگر ظاهر می شود. در این سنگها لایه نازکی از رس ها معمولا در وسط لایه های سختی مانند: آهک و ماسه سنگ قرار دارد. جریان آب که درزه های سنگ های سخت نفوذ کرده و در لایه های رسی متوقف می شود، باعث انبساط حجم لایه می شود و در مواقع خشکی منقبض شده ، به این ترتیب خلاء زیادی را فراهم می آورد و در اثر تکرار عمل به تدریج سنگ های سخت بالایی بر حسب نوع جنس به قطعاتی تقسیم و تحت تاثیر ریزش و لغزش قرار می گیرند.        - هالوکلاستیسم:    اگر تبلور نمک های محلول در آب های نفوذ یافته، منجر به متلاشی شدن سنگ های محل شود آنرا هالوکلاستیسم گویند. این مکانیسم اکثرا در مناطق خشک موجب متلاشی شدن سنگ ها می شود. در این مکانیسم تغذیه بلورهای نمکی تشکیل شده از آب نمک دار، با حالت پیچیده ای به طور غیر مستقیم حجم را افزایش داده و به جداشدن سنگ ها منتهی می شود.    رابطه ژئومورفولوژی با زمین شناسی و ژئوفیزیک    داده های مربوط به ساختار و دینامیک پوسته زمین که از مطالعات ژئوفیزیکی و زمین شناسی به دست می آیند از عوامل اساسی درمطالعات ژئومورفولوژی به شمار می روند. بدین جهت در علم ژئومورفولوژی برای تفسیر بسیاری ازپدیده ها ناگزیر هستیم که داده ها و دست آوردهای علم زمین شناسی و ژئوفیزیک را مورد استفاده قرار دهیم. برای اینکه روابط بین این علوم واضح تر بیان شود در ابتدا به نحوه استفاده از داده های ژئوفیزیک و زمین شناسی در ژئومورفولوژی اشاره می کنیم:        - نقش داده های ژئوفیزیک:    a. محاسبات تغییر شکل های کنونی، که بوسیله تراز گیری های دقیق و مکرر در مطالعات تکتو دینامیک و عوامل مورفودینامیک مورد استفاده می باشد.    b. استفاده از داده های مربوط به عدم تعادل، نظیر آنومالی های منفی و مثبت، ضرب شدت جاذبه زمین، که معمولا به طور غیر مستقیم انجام می گیرد، زیرا این آنومالی ها همیشه با تکتودینامیک های موثر مطابقت نمی کنند.    c. در مورد شناخت پوسته زمین، ضخامت یخچالها، سازندهای آبرفتی و... به روش های ژئوفیزیک، داده هایی فراهم می آید که در ژئومورفولوژی مورد استفاده قرار میگیرد.    - نقش داده های زمین شناسی:    a. اطلاعاتی که درارتباط با نحوه استقرار سنگ ها و برقراری تعادل در آنها به دست می آید و ناشی از ایجاد تعادل در اثر تکتونیک است . همچنین اطلاعاتی که از لیتولوژی حاصل می شود در مطالعات ژئومورفولوژی اهمیت فراوان دارند.     b. داده هایی که در قلمرو بازشناسی دینامیک زمین، از مطالعات زمین شناسی در شناخت تحول تکتونیکی یک ناحیه فراهم می شود، از دیدگاه ژئومورفولوژی بسیار مهم است.        - کاربرد ژئومورفولوژی در مطالعات ژئوفیزیک    ژئومورفولوژی با فراهم آوردن مقدمات لازم جهت استفاده ازروش های پر خرج مانند: سونداژهای باز شناسی که در ژئوفیزیک رایج است و با هدایت آنها از برتری خاصی برخوردار می باشد. به این ترتیب که به کار گیری روش های ژئوفیزیک و سونداژهای بازشناسی به هزینه های بسیار نیاز دارد. با توسل به روش های ژئومورفولوژی می توان محل های مناسبی را انتخاب کرد که احتمال توفیق به کارگیری از روش های مذکور در آن بیشتر باشد. بدین ترتیب از هدر رفتن هزینه های سنگین در اعمال روش های ژئوفیزیک جلوگیری می شود.        - کاربرد ژئومورفولوژِی در مطالعات زمین شناسی    زمین شناسانی که اطلاعات کافی از اصول ژئومورفولوژی دارند به کمک داده های حاصل از مطالعات اشکال ناهمواریها، خطوط اصلی اشکال تکتونیک را که از مهمترین موضوعات زمین شناسی است، مشخص می کنند. همچنین کاربرد ژئومورفولوژی در زمین شناسی در تفسیر عکس های هوایی به مظور شناسایی برونزدها اهمیت دارد که به"فتوژئولوژی" معروف است. استفاده از عکس های هوایی بیشتر در مشخص نمودن واحد های لیتولوژیک و وضع استقرار آنها نسبت به هم می باشد و به رخساره و ماهیت سنگها پی میبریم. همچنین در پژوهش های زمین شناسی که بر پایه اصول منطقی استوار باشد، کشف معادن بزرگ مانند: مس،آهن، طلا و نفت و.... به سهولت و به سرعت امکان پذیر می شود.    5- کاربرد ژئومورفولوژی در مطالعات رسوب شناسی    ویژگی سنگهای رسوبی با نوع و جنس مواد تشکیل دهنده آنها و با کیفیت انباشته شدن این مواد روی یکدیگر و نوع تغییر شکل آنها و تبدیل مواد به سنگ(دیاژنز) در ارتباط است.    گرچه مرحله تبدیل مواد به سنگ های رسوبی یعنی مرحله دیاژنز در قلمروی مطالعات زمین شناسی قرار می گیرد،ولی در مرحله اولیه آن یعنی نحوه پیدایش مواد تشکیل دهنده رسوبات و چگونگی حمل و رسوب یافتن آنها در قلمروی مطالعات ژئومورفولوژی قراردارد. ماهیت سنگ های رسوبی از نظر توصیفی که به "پتروگرافی" معروف است و همچنین از جهت اندازه دانه های تشکیل دهنده آن که دانه بندی خوانده می شود مستقیما به عوامل ژئومورفولوژی مربوط می شود.    همچنین مورفوژنز، با تخریب و فرسایش سنگهای مادر، نوع و مقدار مواد را که به حوضه های رسوبی می رسد تنظیم و هدایت می کند.    ژئومورفولوژی اقلیمی     مقدمه:    دخالت اقلیم در پیدایش ناهمواری از برخورد بین کره سنگی و کره هوا نتیجه می شود. نحوه دخالت اقلیم چه در زمینه هوازدگی و چه در ارتباط با تاثیر مکانیکی فرایندهای شکل زائی، در سطح خشکی ها بسیار متغییر می باشد. دخالت مستقیم اقلیم در پیدایش ناهمواری ها در مناطقی که فعالیت های کنترل نشده انسان باعث رخنمون یافتن فراوان سنگ ها می شود و یا در مناطقی که بر اثر کم آبی یا سرمای شدید غالبا عاری از پوشش گیاهی می باشد، سازندهای سطحی کم ضخامت و غالبا پراکنده که ازلحاظ خاکشناسی تحول کافی نیافته اند ظاهر می شود.     ژئومورفولوژی اقلیمی ناهمواریها را در ارتباط با آب و هوا بررسی می کند و دنباله ژئومورفولوژی دینامیکی است، زیرا ژئومورفولوژی دینامیکی تضاد عملکرد پدیده های را در سطح زمین مطالعه می کند که بین عوامل و فرایند های فرسایش حاصل شده اند. به عبارت دیگر ویژگی های ساخت یک ناهمواری از طریق عوامل مختلف یک سیستم شکل زائی تجزیه و تحلیل می شود. ژئومورفولوژی اقلیمی به نحوی چهره ظاهری ناهمواری را بررسی می کند در حالی که ژئومورفولوژی ساختمانی استخوان بندی ناهمواری را در ارتباط با اهمیت نسبی و نظم و ترتیب توده های از سنگ را مطالعه می نماید که در برابر فرسایش مقاومت های متفاوتی دارند.    در این بحث بعد از تجزیه وتحلیل ارتباط ناهمواری با اقلیم، جغرافیای این ناهمواریها در محدوده های بزرگ اقلیمی در سطح دنیا مطالعه خواهدشد. این مطالعات به ما امکان می دهد تا ارتباط کامل این پدیده را بامحیط های کنونی زیست اقلیمی ارزیابی کنیم.     - نحوه دخالت اقلیم:    دخالت اقلیم در پیدایش ناهمواری از برخوردبین سنگ کره و هوا کره نتیجه می شود و نحوه دخالت اقلیم چه در زمینه هوازدگی و چه در ارتباط با تاثیر مکانیکی فرایندهای شکل زائی در سطح خشکی ها بسیار متغییر می باشند.    - دخالت مستقیم اقلیم:    در مناطقی که فعالیت های انسان باعث رخنمون یافتن سنگ ها می شوند، دخالت مستقیم اقلیم ظاهر می شود و یا مناطقی که بر اثر کم آبی یاسرمای بسیار زیاد غالبا عاری از پوشش گیاهی می باشند، بدین صورت که در نواحی گرم کم آب، به دلیل بزرگی قطرات و سرعت سقوط آنها و برخورد به مواد سست سطوح عریان فرسایش سیلابی بسیار شدید وقابل توجه است تناوب فعالیت واثر سریع آبهای جاری مظهر دیگری از نقش مستقیم اقلیم است. در بیابانهای سرد بارش های برف به شکل یخ متمرکز می شوند و ذوب یخ باعث ایجاد جویبارها می شود ولی شکل زایی با آنچه در بیابان های گرم گفته شد فرق دارد، زیرا ذوب یخ تدریجی است.    یکی دیگر از مظاهر مهم جوی باد است که درصورت عریان بودن زمین از شرایط مناسبی برای فعالیت های سایشی برخوردار ست.    - دخالت غیر مستقیم اقلیم:    هنگامی که پوششی از گیاه یا خاک بین سنگ کره و هوا کره قرار گیرد، چگونگی دخالت اقلیم در شکل زایی، بسیار پیچیده تر خواهد بود. در این مناطق گیاهان برای تامین اعمال حیاتی خودمانند: تنفس، تعریق و تغذیه قسمت زیادی از حرارت را جذب می کنند و سهم انرژی که به زمین می رسد گاهی تا3/1 کاهش می یابد. همچنین گیاهان تغییراتی را در زمینه دخالت آب به وجود می آورند، بدین صورت که لایه حفاظتی کم و بیش ضخیمی را در برابر قطرات باران تشکیل می دهندوخاک را در برابر فرسایش بارانی حفاظت می کنند و از خزان برگ ها در جنگل ها، لایه هایی تشکیل می شوند که اثر حفاظتی را افزایش می دهند.    اشکال مورفوژنیک در زمین و مناطق شکل زائی اقلیمی    اصلی ترین مسئله در ارتباط با تاثیر ژئومورفولوژی اقلیمی، این است که هر شرایط اقلیمی مشخصی می تواند درطول زمان اشکال خاصی از ناهمواری را بوجود آورد.    مناطق شکل زائی اقلیمی پهنه های وسیعی درزمین هستند که تحت تاثیر ویژگیهای اصلی فرایندهای اقلیمی مانند هوازدگی، فعالیت یخچال، حرکت های توده ای، فعالیت های آبرفتی و بادی می باشند و تقسیم بندی ژئومورفولوژی زمین باید بر اساس سه عامل اساسی یعنی درجه حرارت، بارش و تغییرات فصلی استوار باشد.        اولین گروه از مناطق ژئومورفیکی شامل: نواحی یخچالی، کم آب و استوایی مرطوب است. این نواحی تحت تاثیر فرایند های فصلی نیستند و عموما از فرسایش متوسط تا کم یا از فرسایش اتفاقی و غیر معمول برخوردار می شوند.    دومین گروه از این نواحی شامل: نواحی استوایی با تناوب دوره های خشک و مرطوب، نواحی قاره ای خشک، نواحی مرطوب عرض های میانی و نواحی حاشیه یخچالی اند. در این مناطق فرایند هایی حاکمند که اثر فصول در آنها به وضوح دیده می شود. این فعالیت ها تغییرات قابل توجه محلی را سبب می شوند و در مجموع با تغییرات جهانی آب و هوایی همگامی دارند.همچنین این گروه خود به دو ناحیه تقسیم می شود.    a.مناطق آب و هوایی گرمتر: مانند مناطق استوایی_ با تناوب خشک _ مرطوب و مناطق نیمه خشک.    b.مناطق آب و هوایی سردتر: مانند مناطق قاره ای خشک، آب و هوا مرطوب در عرض های میانی و حاشیه یخچالی     - مناطق حاره ای مرطوب:    مناطق مرطوب استوائی با تغییرات درجه حرارت سالانه پایین تر از 10 درجه سانتی گراد و معمولا 1 تا 2 ماه بارندگی کمتر از 50 میلی متر مشخص می شود.    عمق تخریب شیمیایی معمولا در نواحی مرطوب استوائی زیاد است و هیچ صخره سنگی در این محیط ها ظاهر نمی شودو بیانگر این مطلب است که شدت تجزیه به طور قابل ملاحظه ای سریعتر از حمل و نقل است که دلائل آن بدین ترتیب است:    1-قابلیلت نفوذ زیاد آب (بیش از 90 درصد در محل) به دلیل پوشش گیاهی فراوان، حتی در شیب های 70 درجه در رطوبت بالا و زمان طولانی منجر به اشباع کامل خاک می شود.    2-بالا بودن سطح زمین و درجه حرارت خاک، که طبق قانون دانت هوف به ازای افزایش هر10 درجه حرارت میزان واکنش شیمیایی5/2 برابر مقدار اولیه می شود.    3-به علت افزایش شدت واکنش بیوشیمیایی که بر اثر تجزیه هوموس مقدار CO2 خاک به 5 برابر مقدار آن در خاک های نواحی متعدل می رسد و باعث تشدید شرایط اسیدی و عمل واکنش شیمیایی بر روی سنگ مادر می شود.    4-یکی ازآثار مهم تشدید واکنش شیمیایی تولید موادفراوان قابل شستشو از جمله کوارتز است که خرده سنگهای ماسه ای به ضخامت تقریبی دومتر زیر پوشش هوموسی در جنگل های بارانی ایجاد می شود که سبب ناپایداری درختان تنومند می شود. همچنین خاصیت اسیدی موجود در آب همراه با تجزیه هوموس باعث تحرک زیاد اکسیدهای آهن و رسوب ورقه ای آهن در لایه های تخریب یافته می شود. یکی دیگر از انواع هوازدگی شیمیایی در نواحی استوایی شستشوی سیلیس از کانی های سیلیکاته می باشد.    در شیب های مناطق حاره ای تراکم پوشش گیاهی سبب کاهش حرکت خزش می گردد. مگر وقتی که عواملی مانند باران تند یا زلزله و عواملی مانند سنگینی بار شیب حتی بر اثر افزایش بار پوشش گیاهی بر آن اثر بگذارند.     در مناطق مرطوب حاره با وجودی که پوشش گیاهی مانع جریان سطحی آبها می شود، تراکم زهکشی نسبت به زمین های معتدله مرطوب بیشتر است.    حمل بار جامد رودخانه ای در مناطق مرطوب حاره ای در طی زمان کوتاه و هنگام تخلیه افزایش می یابد، یعنی2 درصد افزایش تخلیه سبب جابجایی بیش از 50 درصد کل بار جامد می شود.     رودخانه های مناطق مرطوب حاره ای غالبا فاقد ذرات درشت هستند. که در فقدان ذرات درشت هوازدگی شیمیایی بسیار موثر است. همچنین در این مناطق تغییرات عمق رودخانه از عرض آن سریعتر است، چون وجود پوشش گیاهی و رس فراوان مانع از گسترش عرضی آبراهه می شوند، ولی در پایین دست رود در مناطق مرطوب حاره ای با افزایش مقدار تخلیه کمی بیش از محیط های مرطوب است.    از چهره های ژئومورفیکی منطقه ای می توان به رودخانه های کم شیب، وسیع و حوضه های سیلابی آن با چندین کیلومتر وسعت که پستی و بلندیهایی دارد، اشاره کرد و رودخانه ها کناره های پرشیبی(حدود40 درصد) دارند و عموما به وسیله پوشش گیاهی فشرده ای تثبیت شده اند.    - مناطق حاره ای خشک و مرطوب:    فرایند هوازدگی در این مناطق بیشتر شیمیایی است و متوسط نیمرخ های هوازدگی زمین بین 25 متر در نواحی مرطوب و 6 متر در بخش های خشک تر است. فرایند هوازدگی شیمیایی بیشتر در مناطقی است که نوسان های فصلی سطح آب به نحو غیر قابل پیش بینی بالا می آید وسپس به آرامی فرو می نشیند. نوسان سطح آب امکان می دهد که موادمحلول در آبها بر اثر مهاجرت در منطقه غرقابی جابجا شوند.    ضخامت محلی پدیده هوازدگی تحت تاثیر عواملی همچون نوع سنگ که به طور عادی در ماسه سنگها در حدود 100 متر و برای سنگ های آذرین و دگرگونی 30 متر است و تخلخل سنگ ها نیز به سهولت نوسان های سطح آب می شود عاملی همچون درز و شکاف سنگها نیز کارهوازدگی را تسهیل می کند و میزان بارندگی نقش عمده ای درحداکثر افزایش عمق پدیده هوازدگی دارد. عوارض توپوگرافی به مقدار زیاد در تنظیم و گسترش جریانهای سطحی آب موثر است. در مناطق مرطوب تر عمیق ترین فرسایش و هوازدگی،غالبا در زیر آبراهه های فصلی کوچکی قرار دارند که دارای شیب کمی است. درحالی که در زیر جریانهای پهن رودخانه ای که ذرات ریز سطح آن راپوشانده اند، عمق هوازدگی کمتر است. از چهره های ژئومورفیکی آن می توان به شیب های نامنظم و غیر یکنواخت،واریزه های درشت بصورت موازی هم قرار دارند.     یکی از آثار مشخص ژئومورفیکی در مناطق حاره ای خشک_ مرطوب و نیمه خشک ایجاد قشر های سخت شده دوری کراست هاست. پدیده تشکیل قشر سخت، به طور ثانوی، در کناره های دره و در ترازهای پست تر توپوگرافی ظاهر می شود. ترکیب دوری کراستها از نظر نسبت مواد تشکیل دهنده آنها مانند آلومینیم، آهن، سیلیس و کلسیم فرق دارد وشامل 4 نوع می باشد:     1- بوکسیت: بوکسیت بیشتر روی سنگ های غنی شده از آلومینیم یا آهن کم(مانند فیلیت ها و سنگ های آذرین قلیایی) توسعه دارد. تشکیل آن مستلزم وجود زهکشی خوب در زمین و شستشوی زیاد مواد قلیایی است و در جایی گسترش می یابد که مقدار بارندگی آن بین 1200تا 1500 میلی متر در سال است و قابلیت جابجایی مقدار زیادی از یونهای آهن را دارا می باشد.    1-لاتریت: این ماده با آهن فراوان از نظر ژئومورفولوژیکی یکی از مهمترین قشر های سخت شده سطحی است و در مقایسه با قشر های آهن دار مناطق نیمه خشک در شرایط آب و هوایی با بارندگی بیش از 1000 میلی متر بر روی سنگ های اسیدی و بیش از 1200 میلی متر بر روی سنگ های قلیایی تکامل پیدا می کند. لاتریت به طور گسترده به ندرت وجود دارد، بر عکس به طور محلی در موقعیت هایی همچون سطوح مرتفع موج دار در تپه ها، روی تخته سنگ های ساحلی روباز و سکوهای کناره دره ها همچنین دامنه تپه ها و دشت سرها تجمع واریزه های لاتریتی است که دوباره سیمانی شده اند.        2-سیلکریت: تراکمی غنی از سیلیس است(95 درصد) که در بالای قسمت سطوح کائولینی شده رخنمون دارد و در داخل بخش هوازده تشکیل شد که بیش از 3 متر ضخامت دارد و با مقاومت بسیار زیاد دارای ساختمان منشوری شکل است.    4- کالکریت: با اینکه کالکریت در شرایط خشک و نیمه خشک تشکیل می شود ولی شاید در گروه بالا نیز بتوان جای داد. کالکریت ها لایه های غنی نازکی از کربنات کلسیم (80 درصد) می باشد که از رشد و انعقاد گره های کوچک کربناته در خاک تشکیل می شود.    - مناطق خشک و نیمه خشک:    عمل یخچال ها در این محیط متوسط تا حداقل است و هوازدگی مکانیکی و تخریب شیمیایی در آن حداقل تا متوسط می باشد، ولی فرایند های جریانی در آن به حداکثر می رسد. عمل باد نیز در ناحیه متوسط تا حداکثر است.    نواحی دارای اقلیم گرم و خشک و نیمه خشک و مناطق مرطوب و خشک با تابستانهای گرم و زمستانهای سردبیش از 33 درصد از سطح زمین را پوشش می دهند. از لحاظ اشکال ژئومورفیکی شامل:    1-جبهه های کوهستانی که اغلب بوسیله آبراهه های فعلی به طور موقت قطعه قطعه شده اند.    2-دشت سرها (سطوحی با زاویه کمتراز 4 درجه) که به صورت صفحه ای سنگ بستر را در برمی گیرند و آن را از شیب دامنه جدا می کنند و نیز از قلوه سنگها پوشیده شده اند(سطحی از سنگ بستر که با آبرفت ها پوشیده شده است.)    3-پلایا ها: نقاط مسطح پوشیده از رسوب های دانه ریزبا دریاچه های موقتی که متعلق به حوضه های بیابانی و کویری بسته می باشند.        4-کوه ها وسطوح بلند و مرتفعی که توسط دره ها به بخش های کوچکتر تقسیم شده اند. این عوارض همه اشکال ناهمواری ها ی نواحی خشک نیستند ولی شامل آن دسته از اشکالی اندکه در کویرها وبیابانها بصورت مشخص تر یافت می شوند.    5-اینسلبرگها: برآمدگی های سطح دشت سرها و دشت گون ها هستند. اینسلبرگ ها روی پهنه وسیعی از رخنمون های مقاوم پدید می آیند که عمده ترین آنها گرانیت ها، گنایس ها، سینیت ها و سنگ های دیابازی هستند که به دو گروه اینسلبرگهای گنبدی و تورها تقسیم می شوند. تورها شامل توده ای از سنگ ها و قطعه سنگ های کوچکتری هستند که روی هم قرار گرفته اند.    مناطق سرد:    سیستم شکل زایی نواحی سرد بر اساس یک حد آستانه ای خاص طبقه بندی می شود. اگر برف در زمستان ببارد و در تابستان ذوب شود پس فرایندهای مجاور یخچالی در منطقه وجود دارد. اگر بارش برف در زمستان زیاد باشد و در تابستان ذوب نگردد، در نتیجه یخچالها در این مناطق تشکیل می شود.    1-سیستم مجاور یخچالی:     در این نواحی یخ می تواند به دو صورت سبب تغییر شکل ناهمواریها شود،اولین حالت وجود زمینهای پرمافراست ، یعنی زمینهایی که به طور دائم در زمستان و تابستان دارای دمای زیر صفر درجه سانتی گراد هستند. دومین حالت مربوط به یخبندان و ذوب یخ به طور سالانه وبر اساس دوره های کوتاه مدت است.    "پینگوها " برآمدگی های ناشی از افزایش حجم قطعه یخ های تفکیک شده می باشد که بالا آمدن زمین را به همراه دارند.    پدیده آب شدن یخ سبب فرو نشینی زمین می گردد و عمومی ترین شکل این پدیده تشکیل دریاچه های حاصل از ذوب یخ می باشد.    پدیده"ژلی فلکسیون" جریان قطعات سنگ طی ذوب یخ در تابستان است که رسوبات تخریبی دارای زاویه 1تا 3 درجه هستند و سطح وسیعی به وسعت چندین کیلومتر مربع را می پوشانند.    2-سیستم یخچالی:     از عوامل مناسب برای تشکیل یخچالها بارش زیاد برف و درجه حرارت پایین در تابستان می باشد. فرسایش و هوازدگی به صورت یخبندان شدید و تخریب مکانیکی نیز به طور متوسط ظاهر می شود ولی تخریب شیمیایی در آن بسیار کم است.    اساسی ترین حالت سطوح یخی، گنبد های محدبی شکل است که در مقیاس قاره ای ممکن است، ارتفاع آن به 4 هزار متر نیز برسد. از اشکال دیگرمی توان به سکو های یخی که بر اثر لایه های شناور یخ به وجود آمده اند، اشاره کرد.    سطوح سایشی، اسکرها و تیل ها از چهره های ژئومورفیکی یخچالی می باشند.    فرایند های ژئومورفولوژی اقلیمی:     در سطح زمین فرایند های مختلفی از فرسایش و رسوبگذاری موثرند. این فرایند ها ممکن است اشکال برجستگی های موجود را تغییر دهند یا برجستگی های تازه ای ایجاد کنند. در این مبحث فرایند های اصلی توضیح داده شده اند.            هوازدگی:    این پدیده در حد فاصل زمین و کره جو ایجاد می شود. در این شرایط کانی ها در مجاورت اتمسفر، هیدروسفرو بیوسفر قرار می گیرند. این امر تغییراتی در حالتهای تخریبی یا پلاستیکی آنها ایجاد کرده وسبب افزایش حجم و کم شدن وزن مخصوص و اندازه ذرات آنها می شود و در نتیجه به پیدایش کانی های جدیدی که در این شرایط دارای پایداری بیشتری نسبت به کانی های اولیه هستند منجر می شود.    - هوازدگی فیزیکی:    این نوع از هوازدگی شامل تنش های زمین شناسی، فشارهای همه جانبه تکتونیکی، تنش های ناشی از تابش خورشید و یخ زدن سریع آب می باشد.    تنش های زمین شناسی وقتی به وجود می آیند که سنگ های کریستالی(مثل گرانیت ها و مرمرها) متبلور شوند یاتبلور دوباره یابند یا سنگ های رسوبی (مثل ماسه سنگ های توده ای سست وبه هم پیوسته، آرکوزها و آهک ها) تحت فشار های همه جانبه تکتونیکی زیاد یا تحت فشار فوق العاده لایه های بالایی پدیده دیاژنزیاسنگ شدگی را تحمل کنند. فرسایش سطحی و کم شدن بار باعث کم شدن فشار بر آن و باعث ایجاد شبکه ای از درزها و ترک ها می شود.    گرادیانهای حرارتی نیز باعث انبساط خطی و توده ای سنگ ها می شود. تنش های به وجود آمده، بر اثر رشد بلورها در هوازدگی عمدتا دو منبع دارد. یکی بلورهای یخ و دیگری بلورهای نمک. همچنین تنش های بیولوژیکی که هوازدگی فیزیکی را افزایش می دهند در دو دسته اصلی گیاهی وجانوری می باشند که شامل کرم ها و گل سنگ می باشد.    - هوازدگی شیمیایی:    مکانیسم هوازدگی شیمیایی نمایانگر ترکیب پیچیده ای از واکنش های شیمیایی است. قابلیت حلالیت کانی های مورد نظر به مقدار تفکیک یونهایH+ وOH- در آب بستگی دارد،که با میزان PH نشان داده می شود. یونهای H+ کوچک هستند و بار الکتریکی زیادی دارند و برای رخنه کردن در شبکه کانی ها و خارج کردن کاتیون ها مناسبند. به این واکنش که بین کاتیون ها و یونهای OH- صورت می گیرد اصطلاحا"هیدرولیز" گویند.    همچنین آب می تواند توسط پدیده آبگیری ، داخل شبکه کانیها شود و این پدیده راه را برای هوازدگی به وسیله اکسیداسیون و کربنا سیون هموار می کند. طی عمل اکسیداسیون عناصر الکترونهای خود را به یون اکسیژن موجود در محلول واگذار می کنند. کربنی شدن بر اثر عمل اسید کربنیک بر روی کلسیت حادث می شود.    سرعت هوازدگی با عواملی همچون میزان آب واردشده به توده هوازده و آبی که از آن خارج می گردد، ترکیب شیمیایی آب، مواد آلی یا ارگانیک تنظیم می گردد.    افزایش درجه حرارت به میزان 10 درجه سرعت واکنش های شیمیایی را دو برابر می کند. در مناطق خشک که آب بر اساس خاصیت موئینگی به طرف بالا حرکت می کند و در نقاطی با شرایط آب اشباعی مونت موریونیت، ایلیت و کلریت محصولات رسی حاصل از تجزیه را تشکیل می دهند و در مناطق مرطوب با شرایطی همچون زهکشی خوب، شستشوی شدید و فراوانی پوشش گیاهی، سبب هوازدگی عمقی و گسترده می شود و این امر منجر به تولیدکائولینیت شده و یا در مناطق استوائی گیبسیت و گوتیت حاصل می شود.    تعادل شیمیایی، در حالتی که درجه حلالیت بالا و جریان آب آهسته است به دست می آید و سرعت هوازدگی توسط میزان حلالیت مواد کنترل می شود.در حالتی که درجه حلالیت پایین و جریان آب تند است، سرعت هوازدگی بوسیله شدت جریان و سرعت انحلال آن کنترل می شود.    هوازدگی شیمیایی سه نوع محصول راتولید می کند که عبارتند از:    1-محلول هایی از سدیم، پتاسیم، منیزیم، کلسیم، استرانسیم و غیره. به همراه مقداری سیلیس به ویژه در مناطق مرطوب استوائی که دریاچه ها و دریاها را پر می کنند، به صورت ماسه سنگ، دولومیت و دیگر سنگ های رسوبی شیمیایی مجددا رسوب می کنند.    2-رس هاو هیدروسیلیکا تهای آلومین به شکل ورقه های ظریف و ریزبلوری که عمدتا از هوازدگی فلدسپاتها و کانی های فرومنیزین حاصل شده اند. این رس ها تولید کننده بخش عظیمی از شیل ها و دیگر سنگ های رسی هستند.    3-باقی مانده مواد که عمدتا شامل سیلیس، فلدسپاتها و میکای تجزیه نشده همراه با مقدار کمی از کانی های سنگین است. این مواد عمدتا شامل ماسه سنگ ها و دیگر سنگ های تخریبی هستند و هوازدگی به ندرت به تجزیه کامل آنها منتهی می شود.    - هوازدگی بیو شیمیایی:    این پدیده در تمام مناطق هوازده وجود دارد و سری پیچیده ای از فرایندهای بیوشیمیایی را تولید می کند که شامل تبادل کاتیونها با ریشه، ایجاد محلول های کاذب کلوئیدی وانحلال به وسیله ترشحات ریشه و تولید اسید های آلی است.بدین معنی که شدت هوازدگی بر اثر مجموعه اسید های ضعیف می تواند تا 10 برابر نسبت به آب خالص افزایش یابد. اسید استیک، اسید اسپارتیک، اسید سیتریک و تارتاریک شدت هوازدگی را تا 100 برابر نسبت به آب خالص بالا می برند.    اسیدهای هومیک(مانندC40H24O12) در پدیده کلاته شدن فعالیت می کنند و سیلیکاتها به ویژه آمفیبولها را تجزیه می کنند. خصوصا اسیدهای فولیک(یعنی اسیدهای هومیک مشتق از خاک برگ و زغال سنگ نارس) از عوامل مهم هوازدگی به شمار می روند.همچنین اسیدهای تولید شده توسط باکتری ها(برای مثال: اسید لاکتیک، اسیداستیک،اسید اگزالیک2(CoOH) و اسید گلوکونیت) در امر هوازدگی موثرند. این اسیدها به عنوان زیادی از کانی ها مثل کربناتهای منیزیم و سیلیکاتهای Ca,Mg و فلدسپاتها و کائولینیت حمله ور می شوند. اما سیلیکاتهای غنی از آلومینیم تحت تاثیر این اسیدها قرار نمی گیرند.    حرکت توده ای مواد:    این فرایند به جدا شدگی و حمل و نقل رو به پایین مواد خاکی و سنگی تحت تأثیر نیروی جاذبه گفته می شود. لغزش یا جریان توده ای مواد، به موقعیت آنها و نیروی جاذبه وابسته است. اما حرکت تودهای مواد با حضور آب، یخ و هوا تشدید می شود. خزش آرام رو به پایین خاک و خرده سنگ ها و همچنین حرکت سریع و لغزش های زمین در مقیاس بزرگ و در مسافت های طولانی هر دو جزء حرکت توده ای مواد محسوب می شوند.        تکتونیک ثقلی:     ارتباط بین تخریب توده ای مواد و فعالیت های تکتونیکی نسبتا روشن است. از گسل ها به عنوان یک عامل تکتونیک ثقلی می توان نام برد. مناظر ژئومورفولوژیکی با فعالیت های تکتونیک ثقلی، بسیار بزرگتر از مناظری هستند که معمولابازمین لغزها و سایر اشکال تخریبی توده ای مربوط می شوند.    رده بندی حرکت توده ای مواد:    معمولا رده بندی زمین لغزهاو پدیده حرکت توده ای مواد یابر اساس نوع حرکت آنها (لغزش،جریان وسنگینی مواد) یا براساس سرعت حرکت و مقدار آب (مواد سنگی به صورت خشک یا مواد زمینی با نسبتهای متغییر ازآب ویخ) صورت می گیرد. البته در همه حال جاذبه عامل اصلی حرکت است.     a.حرکت قائم:    با عنوان جابجایی قائم دو نوع حرکت را می توان مشخص کرد. یکی سقوط مواد خاکی از سطح صخره و دیگری فرو نشینی به دلیل حرکت مواد تحت الارضی است. فرو نشینی یا فرورفتن زمین مثل ریزش سقف غارهای زیر زمینی باعث ایجاد پستی و بلندی های به نام کارست می شود. حالت دیگری از نشست زمین می تواند نتیجه از دست دادن مایعات در مواد نفوذپذیر باشد.    b.حرکت جانبی:     حرکت جانبی مواد تحت عنوان دو نوع حرکت یعنی لغزش و پراکندگی مواد صورت می گیرد. لغزش یک حرکت انتقالی است که معمولا در امتداد یک سطح افقی یا یک شیب ملایم اتفاق می افتد و پدیده پراکندگی مواد عبارت است از حرکت جانبی یک سری از تخته سنگ ها به شکلی که از یک مرکز دور شده اند.فرق بین پدیده پراکندگی تخته سنگ ها و پدیده لغزش مواد این است که پدیده پراکندگی شامل تعداد زیادی از تخته سنگ ها می شود و در آن سطح لغزش مشخصی وجود ندارد.    در این دسته انواع خمش پذیری قرار دارد. طی این پدیده روی دامنه تپه ها پوششی از بخش های رسوبی حرکت می کنند. در همین حال رسوبات طبقه زیرین این پوشش نیز به طرف دره می خزند. در یک منطقه خمش پذیر دامنه تپه ها به عنوان محور تاقدیس و خود دره ها در حکم محور ناودیس مطرح می شوند.در حالت گسترش جانبی مواد در جهت دور از مرکز آن باعث ایجاد اشکال گرابن می شود که تشخیص این دو پدیده خمش پذیری انحنایی و تغییر وضعی مشکل است. گسترش سریع مواد ممکن است درنتیجه عدم استحکام مواد بوسیله امواج لرزه ای صورت گیرد.     C. حرکت مورب:     در این حرکت مواد به سمت پایین شیب دامنه و در جهت دور شدن از نقطه اولیه صورت می گیرد و وقتی آن را با حرکت جانبی مواد مقایسه می کنیم، مشاهده می کنیم که نیروهای جاذبه به مقدار بسیار زیادتری در آن دخالت دارند. سه نوع حرکت تحت این نوع طبقه بندی به عناوین خزشی، لغزشی و جریانی دیده می شود که در آنها افزایش سرعت حرکت معمولا از نوع اول یعنی خزش به طرف نوع جریانی وجود دارد. خزش حرکت رو به پایین مواد زمین است که به طور آرام و آهسته وغیر قابل محسوس تحت تاثیر نیروی جاذبه صورت می گیرد.به طور نسبی وجود مقادیر کم آب و یخ باعث خزش می شود و خزش ها شامل :     خزش خاک: که حرکت خاکها به صورت یک سیال چسبنده یاشکل پذیر است و بیشترین حرکت در قسمت های نزدیک به سطح خاک صورت می گیرد.    خزش سنگی عبارت است از حرکت سنگ روی سنگ. اگر یک قطعه سنگ روی یک سطح درزه دار یا یک لایه شیب دار قرار بگیرد در این صورت حرکت سنگ بر اثر انقباض و انبساط سنگ و بر اثر گرما یا سرما حاصل می شود.     پدیده لغزش: لغزش مواد آواری و لغزش و جابجایی خاک عبارتند از جدائی مواد زمینی در طول سطح لایه بندی یاپیشانی هوازده یا هر ناحیه کم مقاومت دامنه ای که با لغزش های بعدی توده ای مواد به سمت پایین دامنه همراه است.    حرکت جریانی: در تمام انواع حرکت توده ای که قبلا بیان شد، آب، هوا و یخ نقش کوچک یا متوسطی ایفا میکند.    اما در جریان مورب عامل به حرکت درآورنده نقش خیلی مهمی دارد. و از انواع این نوع حرکت می توان به یخچال سنگی و سولی فلوکسیون (حرکت خاک محتوی آب حاصل از ذوب یخ) و همچنین ژلی فلوکسیون هنگامی اتفاق می افتد که اشباع خاک از آب کامل باشد و جریان های گلی نتیجه وجود مقدار زیادی آب است و این جریانها نیاز به سه شرط دارد:    1-پوششی از خاک واریزه ای یا دره گوه ای شکل پر شده از مواد واریزه ای    2-شیب تند دامنه    3-رطوبت کافی برای به جریان درآمدن خاک    بهمن های سنگی به حرکت توده ای مواد با سرعت های بالا گفته می شود.     موقعیت حرکت توده ای    حرکت توده ای براثر نیروی جاذبه در هر جایی می تواند رخ دهد. اما عمده ترین محل های حدوث آن محل های با برجستگی های زیاد، محل های با سنگ های خرد شده، محیط های با بارش فراوان و فعالیت تکتونیکی است. در یک ناحیه معین حرکت توده ای مواد می تواند با تنوع ساختمانی و سنگ شناسی مرتبط باشد.برای مثال رخنمون های شیستی از رخنمون های ماسه سنگی برای این پدیده مستعدتر هستند. لایه های سنگی که به سمت صخره شیب دارند نسبت به لایه هایی که به داخل صخره شیب دارند برای این پدیده مناسبترند.     هوازدگی و خصوصیات سنگ از عوامل مهم در تعیین فرکانس و نوع حرکت توده ای مواد می باشد. دورگین در سال 1977، چهار مرحله هوازدگی را مطرح می کند:        1-مرحله ای که سنگ سالم بوده و هیچ گونه آثار تجزیه ای در آن دیده نمی شود. این سنگ ها بیشتر در معرض فروافتادگی و لغزش های سنگی هستند.     2-مرحله ای که بخش های سطحی سنگ تجزیه شده ولی مغزه آن هنوز سالم است. این مرحله با ریزش و سقوط بهمن وار خرده سنگ ها مشخص می شود.    3-مرحله ای که هوازدگی منجر به فساد سنگ شده و آن را به قطعات ریز تقسیم می کند که جریانهای واریزه ای را در این مرحله مشاهده می کنیم.    4-هوازدگی منجر به ایجاد موادی می شود که با سنگ اصلی از نظر ماهیت مغایرت دارد که حرکت های توده ای بیشتر در این نواحی دیده می شود.    دلایل حرکت توده ای مواد    اول: عواملی که در افزایش نیروهای برشی موثر باشند، که از این جمله می توان به جابجایی تکیه گاه جانبی(فرسایش بر اثر رودخانه ویخچال، عمل امواج، هوازدگی، لغزش یا گسل خوردگی)، اضافه شدن بار دامنه ای (افزایش وزن بر اثر بارندگی،برف، پوشش گیاهی، تجمع مواد واریزه ای در پای دامنه)، جابجایی لایه های تحتانی که نقش تکیه گاهی دارند(انحلال در عمق و کارهای معدنی و کم شدن لایه های تحتانی رسوبی).    دوم: عواملی که منجر به تقلیل مقاومت برشی می شوند که از این جمله می توان به هوازدگی و دیگر واکنش های فیزیکوشیمیایی، تغییرات در نیروهای موجود در بین دانه ها، تغییرات در ساختمان(شکاف برداشتن شیل ها و وارفتگی ساختمان لس ها) و حفاری زمین توسط حیوانات و یا فساد ریشه گیاهان.     شیب های دامنه ای و فرسایش آنها:    در ساده ترین حالت ما می توانیم سه نوع شیب را در نظر بگیریم که عبارتند از شیب مستقیم و شیب مقعر و شیب محدب     فرایندهای فرسایشی متنوعند از آن جمله می توان به خزش، جریانات سطحی، ریزش باران و فرسایش شیاری اشاره کرد.        الف- خزش    در مناطق معتدل، مرطوب و همراه با پوشش گیاهی مناسب پدیده خزش خاک پنج تا ده برابر با اهمیت تر از فرسایش سطحی (فرسایش ورقه ای) است. در مقابل در مناطق کم پوشش حاره ای یا در ساوان و مناطق نیمه خشک فرسایش ورقه ای همراه با ریزش خاک ها پنج تا ده برابر از پدیده خزش خاک سبب جابجایی رسوبات می شود. از عواملی که میزان خزش را تعیین می کنند می توان به تحرک حیوانات روی سطح شیب دار، موقعیت قطعات با توجه به تراکم پوشش گیاهی، خواص فیزیکی و شیمیایی مواد متشکله سطح زمین و تغییرات آب و هوایی اشاره کرد.    ب- جریان سطحی    نزولات جوی هنگامی می توانند در سطح شروع به حرکت کنند که میزان آن از حد اکثر مقداری که آب می تواند به درون خاک نفوذ کند بیشتر باشد و سرعت حرکت آب به شیب سطح ، ضخامت لایه آبدار، ناهمواری سطح وابسته است. در ابتدا میزان نفوذ آب به درون خاک بسیار بالا است اما بعد از 15 دقیقه شدت نفوذ در خاک به تدریج کاهش پیدا می کند تا جایی که نفوذ قطع و آب شروع به جاری شدن می کند و چهره دامنه را تغییر می دهد.    ج- برخورد قطرات باران     اصابت باران در سطح شیب داری که به وسیله گیاهان پوشیده نشده است می تواند عامل فرساینده مهمی به شمار رود و تجمع آب بر روی سطح شیبدار همراه با اصابت قطرات باران سبب می شود تا ذرات رسوب برای حرکت توسط آب جاری آماده شوند.    د- فرسایش شیاری    شیارها یا مجاری کوچک باعث نوع دیگری از فرسایش سطحی بر روی شیب ها به ویژه شیب های با پوشش گیاهی ناچیز می شود.    ه- جریان بین لایه ای     در مناطقی با نفوذ پذیری بالا و پوشش گیاهی متراکم جریانات می تواند از سطحی به تحت الارضی تغییر کند و مطلوب ترین نواحی برای جریان بین لایه ای در قاعده شیب ها که رطوبت بیشتری دارد ویا در فرو رفتگیها یا فضاهای خالی توپوگرافی که خطوط جریانات سطحی در آنجا با یکدیگر تلاقی می کنند و در مناطقی با پوشش خاکی کم ضخامت می باشد.    فرایندهای سوم فرسایش یا عوامل حمل:    رودخانه ها:    حجمی از آب جاری که از یک آبراهه باز عبور می کند رود نامیده می شود. حرکت آب در آبراهه های باز تابع دو نیروی اصلی است، یکی نیروی جاذبه که سبب راندن آب به شیب پایین دست می شود و نیروی اصطکاکی که بین مولکول های آب وجود دارد. علاوه بر این نیروی دیگری بین آب و حواشی آبراهه برقرار است. این دو نیروی کلی یعنی جاذبه و اصطکاک سبب حرکت آب به پایین دست می شود.    رواناب حاصل از زهکشی حوضه همراه بار و نوع رسوبی که با خود به آبراهه رود خانه می رساند یکی از متغیرهای عمده ای است که در تعیین اندازه و ویژگی شکل آبراهه اهمیت دارد. مورفولوژی رودخانه به عوامل مختلفی همچون مقدار تخلیه، اندازه مواد در بستر و شیب دامنه ای دره که برای مثال با افزایش مقدار تخلیه عمق و عرض بستر به راحتی افزایش می یابد. همچنین ابعاد آبراهه به مقدار آبی که از داخل آن می گذرد و میزان تخلیه آن ارتباط دارد. بار رسوبی که شامل بار معلق و بار بستر است نیز بر شکل آبراهه تأثیر دارد بنابراین مسیر برای حمل بار معلق آبراهه ای است که نسبتاً باریک و عمیق باشد و اگر همین آبراهه قرار باشد بار بستر را حرکت دهد باید پهن تر و کم عمق تر شود.     انواع آبراهه ها:    آبراهه ها را به صورت مستقیم، مئاندری یا بریده بریده در نظر می گیرند. در واقع آبراهه های مستقیم نسبت به سایر آبراهه ها مانند انشعابی، بریده بریده و یا پیچ و خم دار از عمومیت بیشتری برخوردار است.    الف- آبراهه های مئاندری    در هنگام تخلیه زیاد در آبراهه وقتی که سرعت جریان زیاد است آب به سکوهای کناری نیز می رسد و درون آبراهه گرداب های چرخنده ای به وجود می آید که متعاقباً سبب افزایش و کاهش پی در پی جریان می شود تحت این شرایط جریان تندتر سبب فرسایش حوضچه ها و جریان کندتر روی برجستگی ها رسوبگذاری را ادامه می دهد و نوسانات جانبی جریان نیز توسعه یافته سبب گسترش پیچ و خم رودخانه می شود قطعاً وجود اغتشاشات و ناپایداری های جریانی برای تشکیل رودخانه های مئاندری ضروری است.     ب- آبراهه های بریده بریده:     به دو صورت ممکن است حاصل شود، وقتی که بستر در حال گسترش است نهشته های سدی از بار بستری در آن افزایش می یابد، جریان منشعب می شود و نمونه بریده بریده شکل می گیرد. نوع دیگر آبراهه های بریده بریده با شیب تند جریانی همراه است. در این حالت جریان زیاد و قوی مقادیر زیادی از بار بستر را به حرکت در می آورد. به منظورحرکت دادن این مواد آبراهه باید وسیع، کم عمق و با شیب تند باشد تا بیشترین نیروی برشی را به بستر وارد کند. به این ترتیب آبراهه های بریده بریده در دامنه ها و شیب های تند افزایش می یابد.    پایداری آبراهه ها:    چون آبراهه های آبرفتی از مواد رسوبی فرسایش پذیری تشکیل شده اند و فشار وارده به علت نیروی جریانی آب بیش از مقاومت رسوب های دربرگیرنده است لذا بستر و دیواره آبراهه به طور طبیعبی در طول زمان تغییر می کند. بر اساس نمونه و بار رسوب که در تغییرات وپایداری آبراهه ها اثر دارند، چند نوع آبراهه داریم:        نوع اول:    در این نوع، آبراهه با بار معلق در خطی مستقیم جریان دارد و پهنای آن تقریباً یکدست است بار آن کم و شامل ماسه و ریگ است مقدار شیب آن کم و آبراهه نسبتاً کم عرض و عمیق است. این نمونه از آبراهه ها در طبیعت نادرند.    نوع دوم:    در این نمونه، آبراهه مستقیم است. دارای بار متوسط و خطالقعر پر پیچ و خمی است. این نوع آبراهه نسبتاً ثابت و پایدار ولی بار درشت آنها کم است. رسوب در امتداد آبراهه به صورت سدهای متناوب به حرکت در می آید.        نوع سوم:    این نمونه با دو طرح آبراهه ای عرضه می شود. نمونه اول آبراهه دارای بار معلق و پیچ و خم زیاد است. این آبراهه مقدار کمی بار درشت دارد. عرض آبراهه تقریباً یکدست است و سکوها ثابت هستند ولی مئاندر ممکن است آن را قطع کند. نمونه دوم آن جریان مئاندری را با پایداری کمتری نشان می دهد. آبراهه ها با بار مختلط و بار بستر زیاد و سکوها که دارای رسوب های با چسبندگی کم هستند و نسبت به آبراهه های دارای بار معلق پایداری کمتری دارند. بار رسوبی وسیع است و ذرات درشت بخش عمده ای از بار جریان را تشکیل می دهد. بنابراین آبراهه وضع نسبتاً ناپایداری دارد. اما محل های جابجایی مئاندر و نقاط بریدگی دماغه ای و افتادگی بستر را می توان در آن پیش بینی کرد.    نوع چهارم:    این نمونه حد واسطی بین حالت های مئاندری و بریده بریده شدن رودخانه است. بار رسوبی زیاد است و ماسه و ریگ و تخته سنگ ها، بخش مهم بار رسوبی را تشکیل می دهند عرض آبراهه متغیر است، شیب تند است، افتادگی بریدگی ها و خط القعرها و جابجایی مئاندر و فرسایش سکوها از مشخصات این نوع به شمار می آید.        نوع پنجم:    این آبراهه با بار بستری، نمونه مشخص آبراهه های سدی بریده بریده جریانی است. سدها و خط القعر در داخل آبراهه جابجا می شوند. جریان های بریده بریده بیشتر در دشت ها و مخروط افکنه های آبرفتی ظاهر می شوند. جریان های بریده جزیره ای در این گروه است و کی از ثابت ترین نوع آبراهه هاست.    بر خلاف آبراهه های پایدار آبراهه هایی یافت می شوند که نا پایدار بوده و به طور مستمر به تغییرات خارجی مختلف نظیر بار رسوبی یا مقدار تخلیه واکنش نشان می دهند.    اشکال تراکمی آبرفت رودخانه ای:    1-مخروط افکنه ها: در محیط های مختلفی ایجاد می شوند. این پدیده به خصوص در نواحی خشک و نیمه خشک یا مناطقی با خشکی فصلی، یعنی جایی که میزان بالایی از رسوب وجود دارد و تجمع در آن صورت می گیرد به وجود می آید. بخش فوقانی مخروط های آبرفتی عموماً دارای شیارهایی است و به دلیل تهنشست ناگهانی در جریان های سیلابی جور شدگی ضعیف و آواری ها دانه درشت هستند که با دور شدن از منشأ دانه ریزتر و جورشده تر می گردد.    2-کمربندهای رسوبی: وقتی مکان تشکیل مخروط آبرفتی به اندازه کافی بزرگ و جادار باشد، ممکن است از کناره ها به یکدیگر پیوسته و در طول منطقه پایکوهی، کمربندی رسوبی به وجود آورند.    3-پرشدگی دره ها: بیشتر دره ها شامل رسوباتی هستند که دره را پر می کنند، این رسوبات براثر فرسایش حاصل شده و به صورت پادگانه شکل گرفته اند و دشت های سیلابی را تشکیل می دهند.     الف- دشت سیلابی:     عبارت از سطحی آبرفتی است که با آبراهه در ارتباط است و غالباً از آب پوشیده می شود. دشت سیلابی به سه طریق عمده تشکیل می شود. یکی از راه ها افزایش عمودی و دیگری افزایش جانبی رسوبات می باشد و راه سوم با تشکیل جزایر و ایجاد آبراهه های متروک به وجود می آید.    ب- دلتاها    در محل هایی که رودخانه ها با بار رسوبی بالا به توده های بزرگی از آب ساکن می رسند از حرکت آنها کاسته شده در نتیجه دلتا تشکیل می گردد و دارای سه واحد رسوبی اصلی می باشند:    a)لایه های قسمت فوقانی که از سیلت و ماسه های دشت سیلابی، رسوبات آلی مردابی و ماسه های پلاتفرمی تشکیل شده اند.    b)لایه های قسمت جلویی شامل ماسه و سیلت درشت دانه با چینه بندی متقاطع که در قسمت شیب جلوی دلتا قرار دارند.    c)لایه های قسمت زیرین که شامل رس های دور از ساحل و رسوبات سیلتی هستند در تحتانی ترین قسمت سراشیبی تشکیل یافته اند.     دلتا را می توان بر حسب شکل هندسی آن به دو نوع تقسیم کرد: یکی دلتاهایی که از قدرت تخریب پذیری بالا و دیگر آنهایی که از قدرت سازندگی بالا برخوردارند.    مهمترین متغیرهایی که در اندازه دلتاها دخیل هستند عبارتند از تخلیه، میزان تولید رسوب، شیب رودخانه و علاوه بر اینها درجه حرارت نیز در این امر مؤثر است     ژئومورفولوژی ساحلی:    سواحل سدی:    سواحل سدی 13 درصد از سواحل کنونی جهان را تشکیل می دهند و مخصوصاً در نقاطی با درجه انباشتگی و شیب کم و در محیطی با فراوانی مواد رسوبی نا پیوسته تشکیل می شوند. به نظر می رسد آن دسته امواج سطحی که از نواحی دور دست می آیند تشکیل این جزایر با شیب کم را تسهیل می کند.        سواحل فرسایشی:    فرسایش سنگ های ساحلی تقریباً از اختلاط سه دسته از فرایندهای وابسته به هم نتیجه می شود. این سه دسته فرایند شامل عمل مکانیکی موج، هوازدگی و فرسایش بیولوژیکی می باشد. که باید به آنها جابجایی توده ای سنگ ها، اثر عوامل آبرفتی یخچالی و بادی را نیز اضافه کرد.    صخره ها:    صخره های پرشیب در مناطقی خاصی به وجود می آیند اول جای که بالا آمدن سطح آب پس از ذوب یخچال ها باعث فرسوده شدن زمین های اطراف با شیب تند می شود. یا جایی که هجوم و ضربه امواج قوی بر روی سنگ هایی که به راحتی خرد می شوند اعمال شود. در این سنگها هوازدگی به منطقه زیر آبی محدود می شود و حرکت توده سنگها به مقدار خیلی کم اثر می کند.    بنابراین روشن است که علاوه بر تأثیر شکل هندسی خط ساحلی، تغییرات سنگ شناسی و ساختمانی نیز تأثیر زیادی روی شکل صخره دارد، به خصوص جایی که فرایندهای تخریبی دریایی فرایندهای نیمه خشکی را تحت تأثیر قرار می دهند.        تقسیم بندی انواع صخره هااز نظر آب و هوایی:    a)صخره های استوایی که به وسیله ریف های جزایر مرجانی و پوشش گیاهی فراوان و متراکم مشخص می شوند. این صخره ها معمولاً به آهستگی پسروی می کنند و زوایای ملایمی دارند.    b)صخره های مناطق بیابانی و خشک که فراوانی مواد حمل شده توسط رودها باعث تقویت و هجوم و قدرت تخریب امواج و ایجاد صخره ها می شود.    c)صخره های مناطق معتدل با انرژی زیاد که در اینجا امواج در مسیر بادهای غربی قرار دارند.    d)صخره هایی که در عرض های جغرافیایی بالا تشکیل می شوند این دسته از صخره ها به علت انرژی کم امواج و فرایندهای دوران های پیش از یخچالی زوایای ملایمی دارند.     سکوهای ساحلی:    گسترش سکوهای ساحلی به صورت کاملاً مشخص با پسروی دریابارها مرتبط است. ظهور سکوهای ساحلی در جایی اتفاق می افتد که صخره یا دریابار عقب نشینشی می کند و در طول ساحل مواد خرده ریز هم به طور مؤثری جابجا می شوند. فعالیت های دریایی معمولاً عامل کنترلی مهمی در شکل گیری سکوهای ساحلی هستند.    کانیون ها یا دره های بزرگ زیر دریایی:    بزرگترین عاملی که در ایجاد سطوح نا منظم دریایی اثر دارد. و در سطوح شیب قاره ای و سکوی قاره ای، پستی و بلندی ایجاد می کند کانیون های زیر دریایی می باشد.    جریانها ی آشفته به عنوان عامل اصلی تشکیل کانیونها مطرح می شود و جریانهای پر چگالی زیر دریائی که با سرعتی معادل یا بیشتر از 2/2 متر در ثانیه حرکت می کنند قادر به حرکت دادن رسوبها و فرسایش بخش های کم شیب هستند.         صخره های مرجانی :     جزء گروه ساختمانی آلی به شمار می روند ودر آبهای کم عمق دریاهای گرمسیری به وسیله مرجانها،جلبک،اسفنجها ،ساخته می شوند این صخره ها ازسه رخساره عمده تشکیل شده اند اول رخساره های ریفی:بخش عمده رشد فعال مرجانها به سمت دریاست    دوم رخساره های بخش قدامی ریف ، سوم رخساره های پشت ریف    فرایند های بادی واشکال سطحی زمین    حرکت ماسه بادی :    حمل ماسه ها توسط باد در دو حالت نسبتا وابسته به هم انجام می شود یکی ازراه جحش،ودیگری از راه خزش سطحی ،فرایند اول حدود چهار پنجم وحالت دوم یک پنجم کل انتقالات را در بر می گیرد.    سایش بادی :    یکی از آثار بسیار جالب توجه فرسایشی می باشد که در سنگها ظاهر می شود و در آن سطوح سنگها در دوره طولانی تحت اثر باد سائیده شده اند.     تپه های عرضی     منشاء این تپه ها ارتباط با کشش عرضی آیرودینامیکی دارد تپه های عرضی ممکن است بر اثر توسعه متناوب شبه برخان ها ویا زبانه های هلالی شکل حالت سینوسی پیدا کنند . اگر مقدار ماسه در خلاف جحت باد کمتر شود تپه های عرضی شاید ابتدا به رشته های بارخانی وسپس به بارخانهای هلالی شکل منفرد تبدیل شود .    تپه های ستارهای     دارای سطوح لغزشی متعدد هستند که در نتیجه وزش بادهای از چند جهت حاصل شده اند . این تپه ها عموما دارای یک برجستگی بلند در وسط و سه یا تعداد بیشتری بازوی شعاعی در اطراف هستند.     تپه ها ی ماسه ای ساحلی    پشت ساحل تشکیل می شوند در این مناطق باد به اندازه کافی وجود دارد همچنین بادهای طوفانی با حرکتی مداوم وکافی برای انباشت ماسه ها در مکان مناسب موجود است     a)رشته تپه های ساحلی عرضی :این تپه ها موجدار وبدون گیاه است و بیش از یک کیلومتر طول و حدود 30تا50 متر یا بیشتر ارتفاع دارند شیب آنها 30 تا34 درجه به طرف خشکی بوده وبا سرعت 30 متر در سال جابجا می شوند . جای که مقدار ماسه کاهش می یابد تپه های عرضی به بارخانهای کوچک تبدیل می شوند        b)تپه های ماسه ای گیاهدار : این تپه ها ردیف های با سطح موجدار یا صاف تشکیل میدهند که به طور ممتد کشیده شده اند اما در جائی که پوشش گیاهی تحلیل رفته باشد به وسیله باد نامنظم پر از حفره میشوند     c)تپه های پارابولیک : اشکالی منفردند که بیش از5 تا 10 متر ارتفاع و 1تا2 کیلومتر طول دارند و در فرورفتگیهای حاصل از تخریب گیاهی و فرسایش بادی قرار می گیرند     لسها :    دو نوع لس در طبعیت وجود دارد یکی لس های واقعی است که از واکنش های یخچالی وحمل باد با رخساره قبل از یخچالی بدست می آید و دیگر لسهای بیابانی که منشاء آنها کاملا مشخص نیست . لسهای یخچالی از قطعات کوارتز دار زمینهای یخچالی حاصل و به وسیله جریانهای رودخانهای –یخچالی به طرف دشت های پائین حمل شده اند سپس به وسیله وزش بادهای طوفانی به طرف بیرون از پهنه یخی حرکت کرده و رسوبات وسیعی را تولید میکند .    لس های بیابانی :    لسها در بیابانهای ماسه ای پیدا نمی شوند اما بصورت قطعاتی نزدیک حاشیه بیابانها یا بصورت صفحات نازک در محل های دور از بیابانها به وجود می آیند.        یخرفتهای برفی :    حمل برفهای انباشته شده به وسیله بوران ، پدیده خزش وپدیده جهش صورت می گیرد. پدیده بوران یا تعلیق آشفته مهمترین مکانیسم حمل برف را شامل می شود ودر این حال حرکت یخ بصورت یک آئروسل میباشد.    یخچالها :    یخچال را می توان نوعی سیستم رسوبی در نظر گرفت که در پاسخ به کاهش یا افزایش نیرو ماده در آن تجمع یافته،حمل می شود یا رسوب می کند .    در حرکت یخچال سه گروه فرایند دخالت دارند که به طور قراردادی آنها را تغییرشکلهای درونی ،لغزش قاعده وتغییر شکلهای بستری می خوانند. سرعت اکثر یخچالها در طی بیشتری از مسیرشان 3تا 300متر در سال است ولی این سرعت در دامنه های یخی پر شیب به 1تا2 کیلومتر درسال می رسد .     در خصوص ژئو مورفولوژی یخچالها به این مطالب دست می یابیم     1-ضخامت یخ نقش مهمی در انواع فرسایش و رسوبگذاری دارد. فرسایش دریک نقطه به افزایش میزان اصطکاک در آن نقطه و میزان مواد بستگی دارد.     2-نفوذپذیری بستر در نفوذ آبی که در کف یخچال تحت فشار است اهمیت زیادی دارد و در نتیجه سبب تجمع مواد تخریبی می شود.    3-بر اثر کشش ذرات جور شدگی ناهمگن بوجود می آید که در خصوصیات رسوبهای یخچالی موثر خواهد بود .     انواع یخچالها :    سه نوع اصلی و مهم یخچالها بر مبنای اهمیت نسبی حجم یخ و ماهیت توپو گرافی آنها تشخیص داده می شود .    a.پهنه ها یا کلاهکهای یخی که به شکل گنبد هستند بر سطح توپوگرافی بخش زیربنائی منطقه یخی قرار دارند،شعاعهای یخی از قسمت مرکزی به صورت صفحه ای به سمت خارج امتداد دارد این پهنه های یخی در نزدیکی یا مجاورت سطح بیرونی گنبد ذوب شده به صورت جریانی در بخش انتهائی و بر سطح زمین قرار می گیرند اختلاف بین یک پهنه یخی و یک کلاهک یخی در اندازه آنهاست ،بدین معنا که کلاهک یخی معمولا مساحتی کمتر از 50 هزار کیلومتر مربع را اشغال می کند در صورتی که پهنه یخی مساحت بیشتری را در بر می گیرد.        b.جریان یخچالی: بر خلاف پهنه یخی یا کلاهک یخی،جریان یخچالی به شدت تحت تاثیر توپوگرافی منطقه است . این نوع از یخچالها مختص کوههای با شیب تند هستند. و ممکن است در نواحی قطبی یا در هر قسمت دیگری از کره زمین قرار گرفته باشند.    .cفلات یخی :در اصل پهنه یا کلاهک یخی شناوری است که کم و بیش با عوارض توپوگرافی کنترل می شود. این فلات بر خلاف یخچالهای دیگر با بستر هیچ اصطکاکی ندارد.و یخ آزادانه میتواند پهن وگسترده شود.    c.یخ یخچالی:    برف متراکم در هر محل الزاما? دچارتغییرات می شود و بر اثر آن یخ یخچالی ایجاد می شود. اصطلاح فیرن به برفی اطلاق می شود که از مرحله ذوب تابستانی مصون مانده سپس مرحله تغییر شکل در آن شروع شده است . وقتی عمل فشردگی یخ به حدی برسد که حبابها ی مجزای هوا در آن پدید آید . فیرن به یخچالی تغییر شکل می دهد. به محض شکل گیری یخ واکنش آن کاملا به درجه حرارت یخ بستگی خواهد داشت. اگر یخ در زیر نقطه فشار ذوب قرار داشته باشد به عنوان یخ سرد یا یخ قطبی شناخته می شود.دیگر اینکه یخ به اندازه کافی به نقطه فشار ذوب نزدیک وحاوی مقداری آب است که به آن یخ گرم اطلاق می شود .    یخ سرد در دو حالت تشکیل می شود در حالت اول،فیرن در محیط های که آب وهوای بسیار سردی دارند،انباشته می شود واین نوع یخ را ایجاد می کند    حالت دوم ایجاد یخ سرد بر اثر سرمای زمستانی موجود درلایه های سطحی یخچال است.این نوع یخ سرد در سطح تمامی یخچالهای زمستانی وجود دارد     یخ گرم وقتی ایجاد می شود که حرارت کافی برای بالا بردن درجه حرارت یخ نسبت به درجه حرارت ذوب فشاری وجود داشته باشد .    ترکیبات یخ گرم وسرد در دو وضعیت اصلی متبلور میشوند .    الف_ یخچالهای که کلا" حاوی یخ سردند.     ب_ یخچالهای که هم یخ سرد و هم یخ گرم دارند ویخ گرم روی یخ سرد قرار گرفته است .     فرسایش یخچالی :    همزمان با حرکت یخ و مواد تخریبی همراه آن چشم انداز سطح زمین تغییر می یابد . شکلهای که اساسا" توسط فرسایش یخچالی ایجاد شده باشند نسبتا" کم هستند و شامل دو گروه برآمدگیها و فرو رفتگیها می شوند. که گروه برآمدگیها به دو دسته ، که اولی درامتداد جریان و شامل اشکال پشت نهنگی و دروملین سنگی می شود و دومی به طور بخشی در امتداد جریان که شامل اشکال پشت گوسفندی می شود.        فرو رفتگیها نیز به دو دسته که اولی در امتداد جریان مانند شیارهای یخچالی و دومی به طور بخشی در امتداد جریان که شامل حوضه یا محوطه سنگی می شود.    - عوارض پشت نهنگی :    این عوارض ازدهها تا صدها متر ارتفاع دارند و شامل برامدگیهای هستند که سطح آنها صاف شده است وبعضی اوقات ممکن است شیب اطراف آنها به 40 درجه نیز برسد و در جائی که ضخامت یخ زیاد است و حرکت کندی دارد دیده می شوند.    - دروملینها :    اشکال بزرگتری هستند که به شکل مخروطی ظاهر می شوند و جهت جریان جریان را بیشتر حفظ می کنند .در دروملینها نسبت طول به عرض برابر 4 به 1 است .و ارتفاعشان از 5 تا 50 متر فرق می کند وطولشان از 10 تا 3000 متر متفاوت است آنها به گونه ای هستند که در قسمت بالا حالتی منحنی دارند ودر طرف مقابل کم کم باریک می شود    - تپه های یخی پشت گوسفندی :    گروهی از عوارض هستند که تا اندازه ای در امتداد جریان یخ بوده و معمولا به عنوان علائم فرسایش یخچالی در نظر گرفته می شوند این عوارض تپه های کوچک نامتقارنی را شامل می شوند که یک طر فشان به آرامی بالا آمده و طرف دیگرشان پر شیب وغالبأ پرتگاهی است همچنین اندازه آنها متفاوت است و آنهای که اندازه 1متری دارند به شکل محدب دیده می شوند.در این حالت سطحشان صاف شده و درز وشکافهای کاملآ مشخص در رأس آ نها دیده می شود عرض تپه های یخی پشت گوسفندی بزرگ ممکن است به چند صد متر برسد.     - شیارها :    تعدادی از فرورفتگیها هستند که از جریان یخ ناشی میشوند و ممکن است طول آنها به12 کیلومتر هم برسد همچنین عرضی به اندازه 100 متر و عمقی برابر 30 متر دارند.     اندازه این حوضه ها شاید از چند متر تا چند صد کیلومتر متفاوت باشد در کناره این حوضه ها علائمی وجود داردکه نشان دهنده یخ در آنهاست ویژگی اصلی آنها وجود یا عدم وجود ناهمواری و عمق ذیاد آنهاست.    - تیلها:    مواد تخریبی هستند که توسط یخچال رسوب می کنند .فرایند های دخیل در آزادسازی مواد تخریبی،وضعیت این مواد را هنگام رسوبگذاری روشن می کند این فرایندها به دو دسته اولیه و ثانویه تقسیم می شوند ، فرایند های اولیه در ماهیت رسوب به طور مستقیم دخالت دارندو فرایند های ثانویه سبب تغییر شکل رسوبها می شود. تیلهای ذوبی موادی هستند که در نتیجه ذوب به دو صورت ایجاد شده اند این تیلها یا مستقیما" از آزاد شدن مواد تخریبی از یک توده ساکن یا بر اثر ذوب توده یخی محتوی مواد بوجود می آیند. تیلها دارای جهت یافتگی خاصی می باشد.     - اسکرها :    رسوب رودخانه های اندکه قبلا" در زیر یخچالها وجود داشته اند، آنها بصورت پشته های سینوسی ظاهر میشوند و نیمرخ طولی منظمی دارند ارتفاعشان از چند متر تا دهها متر و طولشان کمتر از یک کیلومتر تا صدها کیلومتر متغیر است .