ژئو مورفولوژی دینامیک

ژئو مورفولوژی دینامیک

اسلاید 1: 1رسول اکرم (ص)فرمود :وقتی مرگ طالب علم ، فرا رسد شهید می میرد.

اسلاید 2: 2نام درس : ژئو مورفولوژی دینامیکارزش واحدی : 2 واحدمنبع درسی : ژئومورفولوژی دینامیکمولف : فرج الله محمودیتهیه کننده : محمد مهدی تقی زاده (عضو هیأت علمی دانشگاه پیام نور آباده(

اسلاید 3: 3 هدف کلی درسژئومورفولوژی دینامیک : مجموعه فرایند های جوی یا عناصر اقلیمی را شامل می شود که به شکل دهی فرمهای ایجاد شده توسط فرایند های درونی می پردازد.در این درس دانشجویان با نحوه عملکرد این فرایند ها در سطوح مختلف جغرافیایی و اشکال حاصل از آن آشنا می شوند.

اسلاید 4: 4 فصل اول : تخریب و هوازدگی اهداف مرحله ای:آشنایی با فرایند های اولیه فرسایش - نا پایداری و عملکردهای فرسایشیشناسایی ویژگی های سنگ شناسیتشخیص انواع تخریب فیزیکی – فیزیکو شیمیایی و زیستی،انحلال

اسلاید 5: 5 اهداف آموزشیدانشجویان با فرایند های تخریب و هوازدگی ، جابجایی در سطح دامنه ها – عوامل عمده حمل –اشکال تراکمی آبهای جاری – تغییر نیمرخ تعادل – عملکرد یخچالها وحرکات آنها – عملکرد با دوفرمهای حاصله – سطوح ساحلی ونهایتأ فرسایش انسانی آشنا می شوند.

اسلاید 6: 6مفاهیم بنیادین تخریب و هوا زدگیتخریب به مجموعه روندهایی اطلاق میشود که از طریق تغییرات درجه حرارت (ترموکلاستی) یخ شکافتگی (کریوکلاستی) فرایند های شیمیایی وهمچنین فعالیتهای زیستی سنگ اولیه تخریب و آماده حمل می شود.

اسلاید 7: 7امکانات تشخیص فرایند های اصلی فرسایشمشاهده تجمع رسوبات در کف چاله ها و دشت هامطالعه آزمایشگاهی رسوبات به عنوان مثال رس سنجی وتشخیص بستر های دریاچه های قدیمیمشاهدات لحظه ای در مورد فرایند های سریع فرم ساز مانند سیل

اسلاید 8: 8 فرایند های اصلی فرسایشفرایند های اصلی فرسایش به دو گروه عمده عناصر اقلیمی شامل آب و دما به همراه عوامل زیستی و شرایط سنگ شناسی وابسته است.

اسلاید 9: 9 عوامل ژنتیکی تخریب سنگ هامهمترین ویژگی های فیزیکی سنگ ها که مستقیما بر شدت تخریب آنها توسط عوامل اقلیمی و زیستی اثر میگذارد شامل:رنگ ، اندازه دانه ها ، شکل ظاهری ، نسبت تراکم ، میزان نفوذ پذیری و وجود درزها و شکاف های سنگ می باشد.

اسلاید 10: 10 تخریب و رنگ کانی هاکانی های روشن مانند سیلیس از ضریب انعکاس بیشتری نسبت به کانی های تیره مانند فلدسپات برخوردارند بنا بر این در شرایط مساوی کانی های روشن حرارت کمتری جذب کرده و کمتر تحت تاثیر تخریب فیزیکی قرار می گیرند.

اسلاید 11: 11 نقش درزه ها در تخریبدرزه ها و شکاف ها که تحت تاثیر عوامل مختلفی مانند ساختمان کانه آرایی – ساخت زائی (تکتوژنز) سنگ زائی (لیتوژنز) و یا رفتار های دگرگونی به وجود می آیند نقش مهم در تعیین رفتار تخریبی سنگ ها دارند.

اسلاید 12: 12 نقش ترکیب کانه شناسی در پایداری سنگ هاترکیب کانه شناسی سنگ ها نقش عمده ای در پایداری فرم ها دارند.سنگ های آذرین که بخش عمده ای از عناصر آنها را کانی های پایدار مانند کوارتز می سازند از پایداری بیشتر نسبت به فرمهای که عناصر اولیه آنها را مارنها و ژیپسها تشکیل میدهند برخوردارند.

اسلاید 13: 13 رفتارهای مکانیکی هوازدگیرفتارهای مکانیکی هوازدگی و تخریب در طبیعت به صورت متلاشی شدن حرارتی (ترموکلاستی) و فرو پاشی آبی (هیدرو کلاستی) وتخریب ناشی از رشد بلورهای نمک در داخل خلل و فرج سنگها (هالو کلاستی) مشاهده می شود.

اسلاید 14: 14 تخریب حرارتیدر تخریب حرارتی چنانچه تغییرات حرارتی بدون حضور آب انجام گیرد فرایند های حاصل را ترموکلاستی و چنانچه یخ زدگی آب در خلل و فرج سنگ های عامل تخریب باشد کریوکلاستی نام دارد.

اسلاید 15: 15 تفریق کانی های فلدسپات و کوارتزتفریق کانی های فلدسپات و کوارتز در سنگهای آذرین در فرایند های تخریبی حرارتی باعث ایجاد دانه های مختلف الاندازه می شود. آرن ها نمونه های از این تخریب به شمار میروند.

اسلاید 16: 16 یخ زدگی در درون سنگ هایخ زدگی در درون سنگ ها به بستر های اولیه مانند نسبت تخلخل و شکافها موجود ، بافت وساختمان سنگ ها وابسته است . لیمون سازی حاصلی از وجود شکاف های زیاد در فرایند میکروژلی فراکسیون و تولید قطعات بزرگ آهگی نتیجه ماکروژلی فراکسیون است.

اسلاید 17: 17 هیدروکلاستیجذب وتخله آب توسط کانی های مختلف باعث نوعی از تخریب می شود که هیدروکلاستی نام دارد. در روند های انقباضی و انبساطی در کانی های رسی با پتانسیل جذب بالای آب مانند مونت موریونیت باعث تخریب آنها می شود.

اسلاید 18: 18 روند های فیزیکوشیمیایی تخریبروند های فیزیکوشیمیایی تخریب به دو شکل عمده انحلال و هوازدگی شیمیایی قابل مشاهده است.

اسلاید 19: 19قابلیت انحلال در سنگ های تبخیری و آهکیسنگ های تبخیری مانند کلرو ها (نمک های معدنی) ،سولفاتها (انیدریت و ژیپس) قدرت حلالیت زیادی را در آب دارند.آبهای اسید دار نیز نقش عمده ای را در انحلال آهکها دارند.موفولوژی غارها را تا حد زیادی به این فرایند وابسته است.

اسلاید 20: 20 هوازدگی شیمیاییهوازدگی شیمیایی فرایندی است که در طی آن تحت تاثیر آب و دما یک کانی تبدیل به یک ماده معدنی دیگر شود،اکسید شدن آهن،تبدیل شیستهای گرانیتی به خاک رس نمونه های از عملکرد است.

اسلاید 21: 21 تاثیر عوامل اقلیمی بر هوا زدگیدما و آب عناصر سرعت بخش هوازدگی شیمیایی محسوب می شوند بنا بر این در اقلیم گرم و مرطوب آلتراسیون شیمیایی به حد اکثر و در نواحی سرد و خشک به حد اقل خود می رسد.

اسلاید 22: 22نمودار تغییرات هوازدگی شیمیایی از استوا تا قطببا افزایش درجه حرارت و بارش ضخامت آثار رسوبی حاصل از هوازدگی افزایش می یابد.

اسلاید 23: 23 تخریب وهوازدگی زیستیرفتار فیزیکی موجودات زنده مانند عملکرد ماکرورگانیسم ها مانند موریانه ها-موشها وخرگوشها-و..وهمچنین نفوذ ریشه گیاهان در خلل وفرج سنگها عمده ترین فاکتور های تخریب به شمار می آیند.اسیدیته شدن محیط توسط عملکرد ریشه گیاهان وباکتری ها نیز نقش عمده ای در تخریب زیستی دارند.

اسلاید 24: 24 فصل دوم :فرایند های حمل بر سطح دامنه هااهداف مرحله ای و آموزشی:آشنایی دانشجویان محترم با مفاهیم مربوط به عوامل موثر بر جابجایی رسوب ها – شناخت مفهوم فرایند حمل – سقوط سنگها – تاثیر شرایط مکانی بر ریزش – شناسایی مفاهیم خزش – حرکت یکپارچه ای – لغزش – سولی فلوکسیون وهرز آبهای اولیه.

اسلاید 25: 25 رسوبات سطحیرسوبات سطحی به صورت سقوط آزاد سنگها ویا خزش در سطح دامنه ها جابجا می شوند. جابجایی رسوبات در طول دامنه ها معمولا کند ولی تنایج گسترده ای را در بر دارد.

اسلاید 26: 26عوامل موثر بر جابجایی سنگهای ریزشیشیب : در شیب های تند سرعت و مسافت جابجایی بیشتر است.شدت ناهمواری ها : سطوح شیب دار و بدون عارضه جابجایی را تسهیل می کنند.شکل مواد : طول مسافت طی شده ،رابطه مستقیم با ضریب گرد شدگی دارد.

اسلاید 27: 27اشکال مورفیک حاصل از سقوط و ریزش سنگهاچنانچه دبی خروجی واریزه ها کمتر از ورودی آنها باشد،تجمع مواد تخریبی در پایین دست مخروط های واریزه ای را میسازند و یا در شیبهای تند باعث ایجاد تالوسها می شوند.

اسلاید 28: 28 فرم های ریزشیریزش معمولا در سنگ های سخت و یکپارچه رخ میدهد.در ریزش قطعات ریز و درشت با هم فرو میریزند.وجود یک طبقه سست در زیر یک طبقه سخت ریزش را تسهیل می کند.زلزله ها نیز از عوامل اصلی ریزش محسوب میگردند.

اسلاید 29: 29 فرم های ریزشی

اسلاید 30: 30 خزشجابجایی دانه دانه اجزاء تشکیل دهنده رسوب های سطحی در داخل سازند های سست را خزش می نامند.حرکات خزشی کند وتدریجی است.خزش ممکن است منشأ حرارتی،آبی یا زیستی داشته باشد.

اسلاید 31: 31 پدیده پیپ کراکیخ بندان باعث خروج سوزن های نازکی از یخ از سطح زمین می شود این سوزن ها دانه های تخریبی کوچک را بالا آورده سقوط این دانه ها پس از ذوب سوزن یخی باعث پایین رفتن آنها می شود.

اسلاید 32: 32

اسلاید 33: 33حرکات یکپاچه وتوده ای شکلدر این فرایند های حجم نسبتا بزرگی از رسوبات سطحی جابجا میشوند.گروه های عمده حرکات توده ای شامل لغزش وسولی فلوکسیون است.

اسلاید 34: 34 لغزشلغزش عبارت از پایین افتادن و یا حرکات یکپارچه و اغلب سریع حجمی از مواد رسوبی در امتداد دامنه ها است.

اسلاید 35: 35 عوامل تشدید کننده لغزشوجود رسوبات منفصلسطوح چینه بندی موازی با توپوگرافیجریانات سیلابیتغییر اقلیم و افزایش سریع مقدار بارشحرکات شدید تکتونیکی و زلزله هاوجود یک سطح پایدار در زیر یک سطح نا پایدار

اسلاید 36: 36 سولی فلوکسیونجابجایی یک قشر گلی بر سطح یک زیر بنای ثابت سولی فلوکسیون نامیده می شود.این پدیده در رسوب های ریز دانه سست اتفاق می افتد زیرا این رسوبات بر اثر افزایش آب میتوانند به صورت گل تغییر شکل بدهد.

اسلاید 37: 37 سطوح عملکرد سولی فلوکسیوندر دو سازند متفاوت شامل لایه زیرین نفوذ نا پذیر و لایه رویین نفوذ پذیررسوباتی مانند رس،مارن،لیون،و یا لس که قابلیت جذب آب زیادی دارندسطوح شیب دار

اسلاید 38: 38اشکال سولی فلوکسیون عمومی ومحلی در نوع عمومی سولی فلوکسیون اغلب ضخامت مواد جابجا شده 0/5تا2 متر است.اشکال لایه ای از زیر جلدی نمونه های آن هستند. شکل محلی سولی فلوکسیون در رسوبات پراکنده روی دامنه ها ایجاد میشود زبانه های گلی نمونه آن هستند.

اسلاید 39: 39 فصل سوم: عوامل مهم حملاهداف مرحله ای و آموزشآشنایی با مفهوم عوامل عمده حمل ونحوه عملکرد آنها،انواع آبهای جاری،تعاریف حوضه های آبریز، انواع هرز آبها ، دبی و رژیم آبی ، کاریی آبهای جاری ، پیچان رود ها و بار خالص و مازاد رودخانه

اسلاید 40: 40 هرز آبهای اولیهپس از بارندگی های نسبتأ مداوم و یا به دنبال ذوب برف و ذوب یخ در شرایط مناسب،جریانهای ساده ای بر سطح دامنه ها با راه می افتند که به آن هرز آبهای اولیه و یا جریان های مقدماتی می گویند.

اسلاید 41: 41 ویژگی های هرز آب های اولیه هرز آبها به صورت خطی و یا جریانهای پر پیچ و متقاطع هستند. مسیر جریانهای متقاطع معمولا در طول زمان متغییر شده و نهایتأ ریل واش ها را به وجود می آورند. حرکت ریل واش ها تحت تاثر شیب زمین بوده و با کاهش شیب جریان های سفره ای به وجود می آید که به آن شیت واش میگویند.

اسلاید 42: 42 عوامل موثر در تشکیل وتفکیک انواع هرز آبها شیب زمین موانع طبیعی مانند بوته ها ویا قطعه سنگ ها حجم آبهای جاری سیستم بارشهای کند یا سریع بیلان لحظه ای آب وفزونی یافتن میزان بارش بر میزان تبخیر و تعرق

اسلاید 43: 43 شکل زایی در سیستم های هرز آب های اولیهبرداشت عمدتأ در سازند های سست صورت می گیرد.در مرحله حمل معمولا مواد ریز دانه توسط هرز آبها حمل میشوند.مخروط های تراکمی حاوی رس ، ماسه ، و لیمون حدنهایی تراکم هرز آبها را تشکیل می دهند.

اسلاید 44: 44 فرایند حملرسوباتی که بوسیله هوازدگی وتخریب متلاشی شده اند نهایتأ در اختیار عوامل عمده حمل قرار می گیرند.عمده ترین عوامل حمل عبارتند از: آبهای جاری یخچالها باد

اسلاید 45: 45 نقش آبهای جاری در فرایند حمل اثرات آب های مورفولوژیکی آبهای جاری در تمامی سطح زمین به استثنای مناطق قطبی و کوهستانهای بسیار مرتفع مشخص است. رفتارهای هیدرولوژیکی آبهای جاری معمولا توسط آب شناسان مطالعه می شود. شناسایی نیمرخ طولی تعادل از مهمترین بحث های مورفولوژی آبهای جاری است.

اسلاید 46: 46 انواع جریان های آبی طبقه بندی آب های جاری از لحاظ فرم شامل خطی و متمرکز و یا به شکل سفره ای است. از نظر حجم آب و طول زمان فعالیت جریانها به صورت دائمی،فصلی یا اتفاقی ،مشاهده می شوند.

اسلاید 47: 47 خصوصیات عمده شط ها و رودها شط ها و رودها جریانهای دائم آب هستند. شط ها معمولا پر آب تر از رود ها بوده ودارای حوضه آبخیز وسیع تری هستند.

اسلاید 48: 48 انواع بستر های جریانهای آبی بستر فرعی : در دوره کم آبی رودخانه در این مسیر جریان دارد. بستر اصلی یا دوره ای : این بستر با تپه های تراکمی از نواحی مجاور خود جدا می شوند. بستر طغیانی یا اتفاقی : معمولا در طغیانهای دوره ای هر 100سال یک بار زیر آب می رود – این مقطع معمولا یک بستر کشاورزی است.

اسلاید 49: 49 خصوصیات عمده حوضه آبریزحوضه های آبگیر بوسیله خط الرأسها از یکدیگر جدا می شوند.حوضه آبریز یک سطح شیب دار است که شیب آن از بالا دست به پایین دست کاهش می یابد.تمامی آبها توسط یک زهکش اصلی در حوضه آبریز تخلیه می شوند.

اسلاید 50: 50 مقایسه سطوح در حوضه آبریز نظری و جاریوسعت مجموعه شبکه آب شامل دره های خشک و آبدار حوضه آبریز نظری نام دارد اما محدوده شاخه های آبدار را حوضه آبریز جاری می نامند.ضریب زهکشی نسبت بین حوضه آبریز جاری به حوضه آبریز نظری است.تراکم شبکه زهکشی به میزان بارندگی و قابلیت نفوذ زمین وابسته است.

اسلاید 51: 51 انواع شبکه زهکشی درختی تاکی موازی یا نیزه ای شعاعی متقارن نا متقارن

اسلاید 52: 52 ویژگی های بستر های سیلابی سیلابهای حاصل از طغیان رودخانه ها هستند که در سه بخش اساسی مربوط به مورفولوژی سیل می یابند. الف : حوضه همگرا و قیفی شکل بالا رودب : بخش آبراهه ای میان رودج : بخش انتهایی مخروط افکنه

اسلاید 53: 53 هرز آبهای پایکوهیهرز آبها معمولا از جریانات متعدد پیچ در پیچ تشکیل شده اند. در صورتی که سفره های با چند سانتی متر هرز آبها را سامان دهی کند اصطلاحأ شیت واش خوانده میشوند.تجمع جریانات صفحه ای مسیرهای گل آلود شیت فلود را میسازد.مورفولوژی سطح پایکوهی متأثر از جریان های هرز آبی در دراز مدت است.

اسلاید 54: 54فعالیت آبهای جاری به چه عواملی وابسته استالف : دینامیک آبب : حمل آبرفتهاج : برداشت و رسوبگذاری

اسلاید 55: 55عوامل موثر در تنظیم پهنای جریانهای خطیشیب : اندازه شیب با پهنای جریان رابطه معکوس دارددبی : اندازه دبی با پهنای جریان رابطه مستقیم داردنفوذ پذیری : میزان نفوذ با پهنای جریان رابطه معکوس دارد

اسلاید 56: 56فاکتورهای موثر بر حرکت جنبشی آبالف : دبی آب ب : مربع سرعتبا افزایش دبی و سرعت توانایی آب برای حمل مواد افزایش می یابد بنابر این در سطح بالا رود رودخانه بیشترین توان حمل را دارد.

اسلاید 57: 57رفتار سرعت جریان بر حسب عمقدر نزدیکی سطح به علت اصطکاک با هوا سرعت کاهش می یابد.در مجاورت کف پوشش گیاهی و مورفولوژی بستر سرعت را کاهش میدهد.حد اکثر سرعت کمی پایین تر از سطح است.

اسلاید 58: 58روابط نیروی خالص(P’) ونیروی اولیه(P)در مرحله انتقال ، کاوش ، و تراکمP’=0 نیروی اولیه برابر با نیروی خالص در رودخانه،فقط قادر به حمل رسوبات خود استP’>0 نیروی خالص بزرگ تر از نیروی اولیه،پس رود خانه کاوشی استP’<0 نیروی خالص کمتر از نیروی اولیه است،رودخانه در مرحله تراکم سازی است

اسلاید 59: 59 بده جامدمجموعه مواد همراه آب را بار یا بده جامد می نامند که از کانی های محلول تا بزرگترین قطعات تشکیل می شود.مورفولوژیستها کارایی جریانها را در ارتباط با میزان جابجایی بزرگ ترین قطعات می سنجند.

اسلاید 60: 60اشکال جابجایی مواد در داخل جریان آب تعلیق جهش غلطیدنمقطع طولی یک رودخانه و شکل های حرکت دانه ها در آن

اسلاید 61: 61دیگ جن : کاوش عمقیچنانچه آبهای که از آبشارها فرو میریزند سرشار از رسوبات دانه ریز باشد فشار های ریزشی این آبها پایین دست آبشار را گود کرده که به آن دیگ جن می گویند.

اسلاید 62: 62 مئاندرقوس برداشتگی مسیر یک رودخانه به صورت دو بخش محدب ومقعر که حاصل نا برابری سرعت در دو ساحل روبروی هم است،را مئاندر میگویند.تشکیل مئاندر به کم شدن نیروی خالص به نیروی خام وابسته است.

اسلاید 63: 63 اجزای یک مئاندر بخش محدب : در این بخش سرعت کاهش یافته رسوب گذاری افزایش می یابد. بخش مقعر : در این قسمت سرعت افزایش یافته تخریب گسترش می یابد. بخش میانی : این بخش حد فاصل بین قسمت محدب و مقعر است رفتارهای مورفیک رودخانه در این قسمت در حد تعادل است.

اسلاید 64: 64انواع پیچان رود هاپیچان رود های آبرفتی یا منظم در این مئاندرها پیچ وخمها تابع دره اصلی نیست (می سی سی پی - پو-دانوب-کرخه-کارون)پیچان رودها دره ای که مستقیمأ در سنگ بستر فرو رفته اند. کشکان رود - آجی چای

اسلاید 65: 65عوامل موثر در تشکیل مئاندرهای آزاد نا برابری سرعت جریان در دو ساحل فرایند های پر کننده بستر مانند : ریزش،خزش،لغزش و بر هم خوردن تقارن بستر

اسلاید 66: 66عوامل موثر در تشکیل مئاندرهای دره ای عوامل ساختمانی مانند چین خوردگی متفاوت بودن سازند ها تثبیت پیچان رود های آزاد

اسلاید 67: 67 دریاچه های هلالی مئاندریدر طی تکامل مئاندرها پایه پیچ ها به هم نزدیک می شوند گاه ممکن است در خلال یک سیل پایه پیچ قطع شود و رود خانه مسیر مستقیم خود را بپیماید بستر ترک شده موجود یک ox-bow نام دارد.

اسلاید 68: 68فصل چهارم : اشکال مهم تراکمی آبهای جاریاهداف مرحله ای آموزشی :آشنایی با مفاهیم اشکال تراکمی آبهای جاری ، دشتهای آبرفتی و انواع آن ، مخروط افکنه ، دلتا ، پادگانه آبرفتی ، فرسایش ومکانیزمهای آن وشیوه های مطالعه پادگانه ها

اسلاید 69: 69 عناصر عمده تشکیل دهنده دشت پایکوهی

اسلاید 70: 70 مشخصات دشت های بسته در دشتهای بسته تمام شبکه آبها به داخل دشت ختم می شوند. حصار های کوهستانی این دشت را از مناطق مجاور جدا می کنند. ممکن است یک دشت بسته از چندین زیر حوضه تشکیل شده باشد. حوضه های انتهایی آنها معمولا دریاچه های اتفاقی ،فصلی یا دائمی هستند.

اسلاید 71: 71 ویژگی دشتهای باز این دشتها با دشتهای مجاور خود ارتباط دارند. حد اقل یک شبکه آب از داخل آنها می گذرد. پست ترین نقاط دشت منطبق بر زهکش نهایی است. شیب توپوگرافی از سراسر دشت به مسیر جریان اصلی ختم می شود.

اسلاید 72: 72 مخروط افکنه هاتوپوگرافی هموار یا نا هموار امکان تشکیل این فرمها را به وجود می آورد. مناسب ترین محل تشکیل آنها در خروج از کوهستانها ،ورود شبکه آب به جلگه ها یا دشتهای وسیع است.ترکیب دانه بندی رسوبات از بالا به پایین درشت به ریز است.

اسلاید 73: 73 چرا مخروط افکنه یک عارضه برجسته است؟حد اکثر نیروی آب در بخش مرکزی جریان دارد در نتیجه حجم رسوبات در داخل جریان بیش از کناره های آن است رسوب گذاری مداوم در بخش مرکزی باعث بر آمدگی آن می شود.

اسلاید 74: 74 تغییر ساختار در مخروط افکنه های جدید وقدیمدر بسیاری موارد مخروط افکنه ها ی جدید بر روی مخروط افکنه های قدیمی شکل گرفته اند.در صورت تخریب بقایای مخروط های قدیمی به صورت تپه های منفرد و یا پرتگاه در کنار مخروط های جدید قرار گرفته اند.سطح مخروط افکنه های قدیمی پر عارضه و سطح مخروط های جدید هموار است.

اسلاید 75: 75 پادگانه های آبرفتیپادگانه های آبرفتی عارضه ای هموار و یا نسبتا هموار است که از آبرفت تشکیل شده و پرتگاه حاشه ای آن با شیب تندی به بستر فعال جریان آب و یا به یک پادگانه دیگر مسلط است.

اسلاید 76: 76 نحوه تأثیر سیکلهای فرسایشی بر تشکیل پادگانه هاپادگانه های آبرفتی مستقیما تحت تأثیر رفتارهای رودخانه ای از سرچشمه تا مصب تشکیل می شوند تغییر رفتار رود خانه ها از حرکت زمین ساختی ، تغییر شرایط اقلیمی و نوسان سطح اقیانوسها است.

اسلاید 77: 77تأثیر حرکات زمین ساختی بر رفتار پادگانه ها افزایش میانگین شیب بستر. افزایش اولیه قدرت آب. رسوب برداری و مانور رودخانه بر بستر قبلی خود. حفر یک بستر یا پادگانه جدید.

اسلاید 78: 78نحوه تاثیرگذاری شرایط اقلیمی وایجاد پادگانه هاحفر یک پادگانه جدیداستیلای یک دوره اقلیمی خشککاهش حجم آب رودخانهکا هش بارندگیفرو رفتن رودخانه در بستر آبرفتی قبلیکوچک شدن مقطع رود خانه

اسلاید 79: 79 ترتیب سن شناسی پادگانه هامرتفع ترین پادگانه کهن ترین آنها و کم ارتفاع ترین آنها جدید ترین آنها هستند در مورد لایه های زمین شناسی عکس این قضیه صادق است.

اسلاید 80: 80روش های مطالعه پادگانه های آبرفتی تشخیص بر اساس اختلاف رنگ قطر دانه ها ترکیب کانی شناسی ویژگی های ساختمانی مطالعه تخریب

اسلاید 81: 81 معرفهای رنگی پادگانه ها رنگ پادگانه ها معرف ویژگی های سنگ مادر و تأثیرات اقلیمی است. ضخامت لایه های رنگی به طول زمان آبرفت گذاری و سرعت آن وابسته است. لایه های تیره و قرمز نشان دهنده شرایط گرم و لایه های روشن معرف شرایط اقلیمی سرد هستند.

اسلاید 82: 82 گرانولومتری آبرفتهای پادگانه هاقطر دانه ها وابسته به جنس سنگ مادر ، نیروی آب و تداوم آن در طول زمان وابسته است.بافت آبرفت در بالا دست درشت و در پایین دست ریز دانه است.آبرفت های ریز نشان دهنده جریان های آرام و آبرفتهای درشت نشان دهنده جریانهای متلاطم می باشد.

اسلاید 83: 83 معرفی کانی شناسی پادگانه هاکانی های هر لایه معرف سطحی است که رودخانه در هر دوره از آن گذشته است.ترکیب ونوع استقرار کانی ها در یک پادگانه سند مطمئنی برای شناخت اقلیم گذشته است.

اسلاید 84: 84ویژگیهای ساختمانی تراس های آبرفتیآبرفتها معمولا به صورت موازی بر روی هم قرار دارند.اختلاف ضخامت در لایه ها معرف تغییرات اقلیمی و حتی کانی شناسی است.لایه بندی منظم نشان دهنده جریانهای آرام و لایه بندی نا منظم معرف جریانهای سیلابی است.

اسلاید 85: 85 سن گذاری پادگانه ها بر اساس تخریب کانیهاتخریب شناسی یکی از متداول ترین راههای تعیین سن پادگانه است.پادگانه های قدیمی معمولا بیشتر از پادگانه های جدید تخریب شده اند.کانی های تراسهای جدید عمدتأ سالم تر از تراسهای قدیمی هستند.

اسلاید 86: 86فصل پنجم : نیمرخ تعادلی طولی بستراهداف مرحله ای و رفتاریاز دانشجویان محترم انتظار میرود پس از مطالعه این فصل با مفاهیم زیر آشنایی یابند: نیمرخطولی بستر تعادل در بستر نیمرخ تعادل نظری وحقیقی و عوامل موثر در شکل یابی نیمرخ تعادل

اسلاید 87: 87 مفهوم نیمرخ تعادل نظرینیمرخ تعادلی تئوریک برای حالت بالانس رودخانه در نظر گرفته می شود که یکنوع تعادل بین نیروی حمل و بار رسوبی از یکسو و از سوی دیگر کاوش و رسوب گذاری بوجود آمده باشد در این حالت انحنای نیمرخ به سمت مرکز زمین است.

اسلاید 88: 88فاکتور های موثر بر تغییرات نیمرخ تعادل نظریاختلال مقاومت سنگ شناسی حوضه که باعث تشکیل نیمرخ تعادلی نا هموار می شود.افزایش دبی آب و تغییرات شیب بستریتغییرات عمق و بستر آب

اسلاید 89: 89تاثیرات شاخه های الحاقی فرعی به رودخانه اصلی بر نیمرخ تعادلشیب بستر تابعی از تغییرات دبی ، سرعت جریان و بار رسوبی است.الحاق یک شاخه با بار رسوبی بیشتر و یا رسوبات دانه درشت تر از رودخانه اصلی باعث افزایش شیب بستر شبکه اصلی و در حالت عکس آن باعث کاهش شیب بستر می شود.

اسلاید 90: 90 نیمرخ تعادل حقیقینیمرخ تعادل حقیقی قوس نسبتأ منظمی است که از بخشهای نا برابر تشکیل شده است.اختلاف ساختارهای زمین شناسی مسئول مستقیم ایجاد نیمرخ تعادل حقیقی است.

اسلاید 91: 91عوامل موثر در فراهم شدن تدریجی نیمرخ تعادلافزایش دبی و در نتیجه افزایش بار رسوبی عامل موثر تنظیم نیمرخ تعادل است.در سنگ های سخت تنظیم بستر از پایین دست به بالادست است در حالی که تراکم از بالا رود به پایین رود است.

اسلاید 92: 92 درجه بندی سطح پایه در یک حوضه آبریزسطح پایه اصلی در حوضه انتهایی، این سطح ممکن است یک اقیانوس با یک دریاچه محلی باشد.سطح پایه محلی در محل اتصالات شاخه های فرعیسطح پایه موقت در داخل سنگهای سخت بستر سطح نهاییسطح پایه محلیسطح محلیسطح پایه سنگی

اسلاید 93: 93 فصل ششم : یخچالهاهدف مرحله ای وآموزشیدانشجویان محترم قادر خواهند بود پس از مطالعه این بخش به توانایی های علمی زیر دست یابند.شناخت یخچالها بعنوان یکی از عوامل فرساینده زمینشرایط تشکیل یخچالهاقلمروها و انواع یخچالهاشناخت یخچالهای محلی و قاره ای و تفاوتهای بین آنها

اسلاید 94: 94 مبانی تقسیم بندی یخچالهاطبقه بندی جغرافیایی یخچالها متکی بر فرمهای مورفیک آنهاست.در طبقه بندی مورفیک پراکندگی یخچالها و وابستگی آنها به خصوصیات نا همواری زیرین مورد توجه قرار میگیرد.

اسلاید 95: 95 یخچالهای ناحیه ای یا قاره اییخچالهای قاره قطب جنوب و گروئنلند نمونه های مشخصی از یخچالهای ناحیه ای یا قاره ای می باشد. یخچالهای قاره ای را اینلندسیس می نامند.

اسلاید 96: 96ویژگی های مورفیک یخچالهای قاره ایاین یخچالها حالت گنبدی دارند و نیمرخ توپوگرافی آنها کوژ و ملایم است.توپوگرافی سطح یخچالها از ناهمواری بستر تبعیت نمی کند.قلل برافراشته در میان توده های یخی نوناتاک نام دارد.

اسلاید 97: 97انباشتگی یخ و شکل گیری یخچالهای قاره ای برودت شدید و کمبود تبخیر عامل انباشتگی یخ قاره ای است. یخ های یخچالهای قاره ای بسیار قدیمی هستند. تخلیه یخچالها معمولا توسط جدا شدن کوههای یخ از زبانه ها انجام می گیرند.

اسلاید 98: 98 یخچالهای محلیاین یخچالها بسیار پراکنده بوده و پیدایش آنها متکی بر عرض جغرافیایی و ارتفاعات محلی است.توپوگرافی این یخچالها معمولا از بستر زیرین تبعیت می کند.ضخامت یخ در یخچالهای محلی بسیار کمتر از یخچالهای قاره ای است.

اسلاید 99: 99 انواع یخچالهای کوهستانی یخچالهای فلاتی یخچالهای دره ای یخچالهای مرکب یخچالهای پایکوهی یخچالهای دامنه ای یخچالهای میانکوهی

اسلاید 100: 100 یخچالهای فلاتی دارای سطح گسترده ای نبوده و وسعت آنها از دهها کیلومتر بیشتر نمی شود. این یخچالها دارای مدل کوچکی از اینلندسیس ها یا یخچالهای قاره ای به شمار می روند. معمولا زبانه هایی از یخ حاشیه به سمت خارج انتشار می یابد.

اسلاید 101: 101 یخچالهای دره ایبهترین نمونه های این یخچالها در کوه های آلپ قابل مشاهده هستند.یک یخچال دره ای معمولا از در بخش عمده سیرک و بازو های ناشر تشکیل شده است.

اسلاید 102: 102 شیار های شطرنجی یا سراک هاشکافهای طولی و عرضی در زبانه های یخی سراک نام دارد.شکاف های یخچالی در اثر بالا آمدن سطح زبانه در قسمت های باریک دره ها ایجاد می شوند.شکافهای مورب حاصل اختلاف سرعت یخ بین قسمت مرکزی و حاشیه یخچال است.

اسلاید 103: 103 یخچالهای مرکبچنانچه دو زبانه یخی پهلو به پهلو قرار بگیرند یا بر روی هم سوار شوند یک یخچال مرکب بوجود می آید.هوبارد در آلاسکا- لی نیلت شک در چین نمونه های یخچالهای مرکبند.

اسلاید 104: 104 یخچال شناسی آلپیمتنوعترین فرمهای یخچالی در کوه های آلپ وجود دارد. نا همواریها و میزان تغذیه مسئول مستقیم شکل زایی متنوع یخچالی آلپی است.

اسلاید 105: 105 یخچالهای جداریاین یخچالها دارای وسعت زیاد بوده و با ضخامت بسیار زیاد بر روی دامنه های پر شیب شکل می گیرند.

اسلاید 106: 106 یخچالهای حفره ایاین یخچالها فاقد زبانه انتشار بوده و فقط در محدوده سیرک ها قرار گرفته اند.بقایای این یخچالهای بیشتر وابسته به تراکم قطعات متلاشی شده و تیره رنگ سنگهایی است که از جداره های مسلط به سیرک منشأء میگیرند.

اسلاید 107: 107کریوکونیت ها یا مورفهای آبله گون یخچالییخچالهای در زمان حمل معمولا مقادیر متنابهی از سنگهای ریز و درشت را با خود حمل می کنند.سنگهای سیاه رنگ سطح یخچال معمولا حرارت بیشتری را جذب کرده و در یخ فرو میروند منظر غربال مانند ایجاد شده را کریوکونیت می نامند.

اسلاید 108: 108 ستون های کله قندی یخچالی : پنی تانت هاتصعید یخ عامل بوجود آورنده این اشکال است.رأس تمامی مخروط ها به سمت خورشید است.شیارهای حد فاصل یخها معمولا بواسطه ذوب یخ گسترده می شوند.

اسلاید 109: 109انواع جریانهای آبی ناشی از ذوب یخمیان یخچالی : این جریانها از پوزه یخی در وسط یخچال به سمت خارج حرکت می کنند.زیر یخچالی : جریانهای زیر یخچال معمولا مارپیچ بوده و مقادیر زیادی شن وماسه را باقی می گذارند،اسکر نمونه مشخص این فرمهاستمجاور یخچالی : این جریانات به صورت بانهایی در مجاورت یخچال حرکت می کنند.

اسلاید 110: 110فصل ششم: حرکت یخ و زبانه های یخچالیهدف های مرحله ای و آموزشیشناسایی حرکات یخچالیعوامل موثر در حرکت یخچالهافرسایش یخچالیشناسایی انواع یخرفتها و رفتارهای مورفیک آنها

اسلاید 111: 111اندازه گیری سرعت حرکت یخچالهااز طریق نصب علائم و رنگ کردن سنگهااستفاده از شواهد رادیواکتیومطالعه فتوگرامتری و استفاده از تصاویر هوایی و ماهواره ای

اسلاید 112: 112 تغییرات سرعت یخ در زبانه های یخچالهای کوهستانیسرعت حرکت به نحوه قابل ملاحظه ای در انتهای زبانه کاهش می یابد.سرعت حرکت در حاشه زبانه ها بسیار کند است.یخهای محور زبانه های یخی حد اکثر سرعت را دارند.

اسلاید 113: 113رفتار های حرکتی یخ در یخچالهای قاره ایرفتار های حرکتی یخ در یخچالهای قاره ای به مورفولوژی آن وابسته است . بنابر این در سطح نسبتأ مسطح بالایی سرعت یخ حد اقل و در زبانه های یخچالی به حد اکثر خود می رسد.

اسلاید 114: 114 دبی یخچالی حجم یخی که در طول یکسال از عرض بستری مشخص از یخچال عبور میکند بده یخچالی نام دارد و بر اساس متر مکعب یا کیلومتر مکعب در سال سنجیده می شود.

اسلاید 115: 115 موازنه ویژه یخچالی نسبت بین تغذیه و تخلیه یخ در یخچالها موازنه یخچالی نام دارد. ریزش برف و حرکات برف روبی باد عامل تغذیه یخچالی است. تبخیر – ذوب سطحی و جدا شدن ایسبرگها فاکتور تخلیه یخچالی هستند.

اسلاید 116: 116یخچالهای تغذیه ای و تخلیه ایچنانچه میزان تغذیه بیش از برداشت در یک یخچال باشد یخچال ذخیره ای است.اگر میزان برداشت بیش از تغذیه باشد یخچال تخلیه ای است.

اسلاید 117: 117 تغذیه و تخلیه در سطوح مختلف یخچالهای دره ای و قاره ایدر یخچالهای دره ای ذخیره در زبانه جمع کننده و تخلیه در زبانه های پخش کننده یخ انجام می گیرد.در یخچالهای قاره ای مرکز گنبد های یخی محل تراکم و حاشیه آنها محل تخلیه است.

اسلاید 118: 118عوامل موثر بر حرکت جریانهای یخ غلبه میزان شکل پذیری یخ بر حد چسبندگی باعث حرکت یخ می شود. سرعت حرکت یخ در توده های یخی تابع حجم یخ و شیب توپوگرافی است.

اسلاید 119: 119عوامل موثر بر حرکت جابجایی یختفکیک ضخامت های یخچالی به دو بخش سطحی و عمقی بخصوص در یخ های قاره ایافزایش ضخامت یخ بخصوص در یخچالهای قارهای سبب تسریع حرکت می شود.ذوب یخها در کف یخچالها باعث افزایش سرعت یخ می شود.

اسلاید 120: 120 فعالیتهای فرسایشی یخچالهابا وجود اینکه مکانیزم فرسایشی یخچالها با سار عوامل جاری متاوت ایس اما فرسایش در آنها در سه مرحله ،برداشت ، جابجایی و رسوب گذاری قرار دارد.

اسلاید 121: 121 یخرفتمجموعه رسوباتی که بوسیله توده های عظیم یخ و یا زبانه های یخی در یخچالهای کوهستانی از بستر کنده شده و بر اثر فشار یخ جابجا میشوند یخرفت نام دارند.

اسلاید 122: 122 ساختار یخرفتهایخرفتهای اولیه یا بواسطه حرکات کریوکلاستی بوجود آمده و یا اینکه حاصل فشار های یخ بر جداره های سنگی همراه با حضور قطعات سنگی است.یخرفتها معمولا بسیار نا منظم و حاوی قطعات خرد و درشت می باشد.

اسلاید 123: 123 انواع یخرفتها یخرفتهای خارجی یا سطحی یخرفتهای جانبی یخرفتهای میانی یخرفتهای کف یخرفتهای پیشانی

اسلاید 124: 124یخرفتهای خارجی یا سطحیحرکات انقباضی و انبساطی یخ در دامنه های مسلط به سیرک ها فراهم آورنده مواد اولیه یخرفتی است.به علت رنگ تیره تر سنگها نسبت به یخ ، یخرفتها بتدریج به قسمتهای پایین تر یخ نفوذ می کنند.در اینلندسیسها و یخچالهای فلاتی یخرفتها سطحی فقط در حوالی نوناتاکها قرار دارند.

اسلاید 125: 125 یخرفتهای جانبیسنگ های کنده شده از کناره های بستر و سنگهای پایین آمده از دامنه های مسلط به زبانه های یخچالی مجموعأ یخرفتهای جانبی را تشکیل می دهند.

اسلاید 126: 126آثار یخ سایش بر یخرفتهای جانبیدر صورتی که مقاومت سنگها بیش از قدرت حمل یخچال باشد یخ قادر به حمل آنها نبوده و فقط شیارهای یخی را بر سطح آنها ایجاد می کند.اگر مقاومت سنگهای جداری کمتر از قدرت حمل یخ باشد آثار نا چیزی از یخ سایش در آنها مشاهده می شود.

اسلاید 127: 127 یخرفتهای میانیاز به هم پیوستن باند های یخرفتی جانبی به یکدیگر یخرفتهای میانی تشکیل شده و تمام عرض دره های اصلی را پوشش می دهند.

اسلاید 128: 128 یخرفتهای کفاین یخ رفتها در کف دره های یخچالی و در زیر بازوهای یخی قرار دارند.سرعت آنها به علت اصطکاک کمتر از زبانه های یخی بوده یخرفتهای کف معمولا از دانه های شن وسنگهای ریز دانه تشکیل شده اند.

اسلاید 129: 129 یخرفتهای پیشانی مورنهای انتهایی در حد نهایی ذوب یخ به شکل هلالی تجمع پیدا می کنند. ترکیب شکل شناسی آنها به صورت نا منظم است. حد نهایی گسترش یخچالها در دوران چهارم زمین شناسی بوسیله این یخرفتها تعیین می شود.

اسلاید 130: 130 یخچالهای سیاه و سفیدبر حسب حجم و وسعت پراکندگی یخرفتها ،یخچالها به دو نوع سیاه وسفید تقسیم می شوند.یخچالهای سفید : قسمت عمده ای از سطح یخچالها را سنگهای تخریبی پوشانده اندیخچالهای سفید : بخش ناچیزی از سطح یخچالها را سنگ های تخریبی پوشش می دهند.

اسلاید 131: 131فصل ششم : برداشت و تراکم یخرفتهاهدفهای مرحله ای و آموزشیدانشجویان محترم در این بخش مکانیزم های حمل تراکم مواد یخرفتی و همچنین اشکال کاوشی و تراکمی ناشی از آن همچون سیرک ها ،دره های یخچالی، دروملین، اسکر ، اس ،را مورد ارزیابی قرار می دهند.

اسلاید 132: 132 سیرکهای یخچالیسیرک ها ساده ترین شکل یخچالهای کوهستانی هستند.سیرکها در مرتفع ترین قسمت دره یخچالی ایجاد می شوند.حفره های قیفی شکل هستند که جداره های کوهستانی بر آنها مشرف است.

اسلاید 133: 133 اجزای یک سیرکدریاچه های که بر اثر ذوب یخ در مرکز سیرک تشکیل می شوند ناف نام دارد.برجستگی های انتهایی سیرک را ورو می نامند.بلند ترین قلل مسلط بر سیرک ها هورن نام دارد.

اسلاید 134: 134 دره های یخچالی برش عرضی این دره هاU شکل است. پهنای دره ها غالبا بیش از گودی آنهاست. بستر دره ها غالبا پوشیده از یخرفت است.

اسلاید 135: 135 فیوردهااگر زبانه های یخچالی به دریاچه ها عمیق یا دریا های آزاد برسند سطح پایه آنها پایین تر از رودخانه های آزاد می شود در این حالت دره های بسیار عمیقی که بعد از یخ بندان توسط آب دریا ها اشغال می شوند فیورد نام دارند.

اسلاید 136: 136نیمرخ عرضی دره های یخچالی پروفیل دره های یخچالی معمولا تخم مرغی تشتی ویا V شکل است. مشخص ترین ویژگی دره های یخچالی شانه هایی است که جداره آن را محدود می کنند.

اسلاید 137: 137مهمترین اشکال تراکمی یخچالی دروملینها اس (OS) اسکر را،(سالپوسلکا) ساندور وارو

اسلاید 138: 138 دروملینتپه های برجسته ای هستند که احتمالا از مازاد محلی بار جامد یخچالها و مخصوصأ یخرفتهای کف بوجود آمده اند.طول آنها از دهها تا صد کیلومتر و پهنای آنها در حد طول است . ارتفاع درومیلینها بین 5 تا 50 متر متغییر است.

اسلاید 139: 139اس OSتپه های طویل فاقد چینه بندی ،باریک حط الرأس نا منظم و شیب پهلوهای 5 تا 20 درجه .پهنای این تپه ها از دهها تا 500 متر و ارتفاع آنها بین 10 تا 50 متر متغییر است.

اسلاید 140: 140 اسکراسکر معمولا شبیه اس هستند ولی شکل آن ها پیچیده تر است اسکر ها معمولا دارای حرکات مئاندری و حاصل تراکم یخرفتهای یخهای ساکن و یا جریان آبی زیر یخ هستند.

اسلاید 141: 141 را (سالپوسلکا)این عوارض حاصل بر جای گذاری یخرفتهای انتهایی یا پیشانی هستند . چنانچه یخرفت گذاری در یک مرحله باشد عوارض حاصل را روند آن مربوط به دو مرحله باشد سالپوسلکا نام دارد.

اسلاید 142: 142 ساندوریخرفتهای جابجا شده توسط آب پس از یخرفت گذاری یخچالی در فواصل دور تر از قلمروهای یخچالی ساندور نام دارد. ساندورها دارای عوارض مشخص مورفولوژی آبی همچون مخروط افکنه ها می باشند.

اسلاید 143: 143 وارورسوبات ریز دانه ای که حاصل ذوب یخهای یخچالی است وارو نام دارد . چون شدت ذوب یخ در تابستان بیشتر از زمستان است ضخامت لایه های تابستانی بیش از لایه های زمستان است.

اسلاید 144: 144انواع فرماسیون های یخچالی

اسلاید 145: 145فصل هفتم : فرسایش بادی قسمت اولجریانهای هواهدف های مرحله ای و آموزشیدانشجویان در این بخش با ماهیت جریان هوا،چگونگی فرسایش بادی و حمل ماسه آشنا شده و به توانایی علمی در جهت شناسایی مفهوم فرسایش بادی ،عوامل تشدید یا کاهش فرسایش باد و انواع بادها و چگونگی حمل ماسه دست می یابند.

اسلاید 146: 146 جریانهای هواجریان های معمولی هوا بصورت صفحه ای در سطح جابجا می شوند.چنانچه سرعت باد به یک متردریک ثانیه برسد حالت گردبادی پیدا می کند.مهمترین عوامل در تغییر حالت صفحه ای باد به حالت گردبادی شامل : تغییرات سرعت – دما - رطوبت و تغییرات مورفولوژیک است.

اسلاید 147: 147 مکانیرمهای فرسایش بادی : زمانی که سرعت باد به 4.5 متر در ثانیه برسد به عنوان یک عامل فرسایش در نظر گرفته میشود.با افزایش و کاهش سرعت باد مراحل کاوشی و تراکمی فرسایش آغاز می گردد.

اسلاید 148: 148 نقش ماسه در فرسایش بادیجابجایی ماسه ها در ارتباط با قطر ماسه ها و ناهمواری زمین متفاوت است.باد تا زمانی که به ماسه مسلح نباشد به عنوان یک عامل فرساینده محسوب نمیگردد.

اسلاید 149: 149 دبی جامد بادحجم ماسه ای در یکسال از یک مقطع عمودی به عرض یک متر و ارتفاع نامحدود میگذرد دبی جامد باد نام دارد که معمولا بر حسب متر مکعب در نظر گرفته می شود.

اسلاید 150: 150شکلهای جابجایی مواد توسط بادهاغلطیدن برای دانه هایی که قطری بیش از 0.5 میلیمتر دارند.جهش برای دانه های که قطری بین 0.5تا0.1 میلیمتر دارند.دانه های با قطر کمتر از0.1 میلیمتر به صورت تعلیق جابجا می شوند.

اسلاید 151: 151فصل هفتم: اشکال کاوشی بادقسمت دومهدف های مرحله ای و آموزشیدر این بخش دانشجویان محترم با مناظر کاوشی باد آشنا شده ،انواع چهره های کاوشی را شناخته و به استنباط مناسبی در خصوص ماهیت قلمرو و تفاوتهای بین چهره های کاوشی فرسایش بادی دست می یابند.

اسلاید 152: 152 دشت ریگی باد در مسیر برداشت خود بتدریج دانه های ریز تا قطر یک میلیمتر را برداشته و حمل می نماید،باقی مانده مواد شامل شنها – ریگها و حتی تخته سنگها سطوح مورفیکی را می سازند که به دشت ریگی معروف است.

اسلاید 153: 153 چاله های بادیباد تنها قادر به حمل قطعات ریز خواهد بود و اگر حجم ماسه های قابل حمل در یک محل بیش از قطعات درشت باشد باد به تدریج این سطوح را تخلیه کرده ،چاله هایی را بوجود می آورند که به نام حفره های بادی شناخته می شود.

اسلاید 154: 154 قلوه سنگهای چند وجهیتشکیل و شکل ظاهری درای کانتر ها به فاکتورهای مختلفی همچون ویژگی های سنگ شناسی ساده یا مرکب و استقرار یک بستر ماسه ای که سنگ بر روی آن جابجا می شود وابسته است.

اسلاید 155: 155 یاردانگهاجریانهای سیلابی بستر اولیه یاردانگها را فراهم می کنندبادهای مسلح به ماسه مسیرهای اولیه را تعریض کرده و سطوح گلابی شکلی را بوجود می آورند که قسمت باریک آنها روبه باد است این اشکال یاردانگ نام دارند.

اسلاید 156: 156عوامل موثر در تشکیل کندوهای بادیاستقرار یک دامنه به صورت یک مانع در مقابل جریان باد.کانی شناسی متفاوت سنگهای دامنه.

اسلاید 157: 157 کلوتهاادامه حرکت توفانهای مسطح به ماسه در یاردانگها باعث گسترش آنها و کلوتها را بوجود می آورند.نمونه های منحصر بفرد کلوتها در لوت مرکزی ایران قرار دارند.

اسلاید 158: 158 شرایط لازم برای تشکیل تخته سنگهای قارچی وجود سنگهای اولیه با مقاوت کم بادهای مسلح به ماسهتخته سنگهای قارچی

اسلاید 159: 159 اشکال فرسایش تراکمی بادفصل هفتم قسمت دومهدفهای مرحله ای و آموزشیدانشجویلن محترم در این بخش ضمن آشنایی با مکانیزم های تراکم در فرسایش بادی ، تفاوت بین اشکال تراکمی و کاوشی را شناخته ، با قلمروها و صور مختلف فرسایش تراکمی آشنا می شوند.

اسلاید 160: 160 مراحل تکوین پیکانهای ماسه ای حمل ماسه ها به صورت جهشی وجود یک مانع در مسیر حرکت اگر مانع حرکتی بزرگ باشد ماسه ها در پشت آن انباشته و یک تل ماسه ای را می سازند.

اسلاید 161: 161 مراحل شکل گیری و تکامل نبکا برخورد توفانهای سرشار از ماسه به یک سطح غنی از پوشش گیاهی تثبیت ماسه ها توسط گیاهان ادامه رشد عمودی گیاهان و گسترش سطح ماسه ای مرگ نبکا بدنبال نابودی گیاه

اسلاید 162: 162 پیکرا یا برخانتپه های هلالی شکلی که بواسطه تراکم ماسه بوجود می آیند برخان نام دارد.پیکرا دارای یک بدنه هلالی شکل و دو بازوی انتهایی است.بخش محدب برخان رو به سمت باد و بخش مقعر آن پشت به باد است.

اسلاید 163: 163 سیفوزش باد های متقابل مسلح به ماسه رشته های مارپیچی را با یک خط الرأس تیز بوجود می آورد که در شمال آفریقا به آن سیف به معنای شمشیر می گویند.

اسلاید 164: 164 هرم های ماسه ای این اشکال حاصل تراکم برخانها بر روی یکدیگر است. وجود باد های با جهت های مختلف جهت تشکیل هرمهای ماسه ای الزامی است.

اسلاید 165: 165فصل هشتم قسمت اولفرسایش ساحلیهدف های مرحله ای و آموزشیدانشجویان با مفاهیم فرسایش ساحلی آشنا شده ، اثرات مورفولوژیکی آنرا شناسایی و با تاثیر عملکرد امواج ، جریان های دریایی ، عملکرهای فیزیکی و شیمیایی در محدوده ساحل آشنا می شوند.

اسلاید 166: 166 موج و ویژگی های آنتغییر شکل هایی که بصورت نوسان دوره ای در سطح آب به شکل بر آمده یا گود ظاهر می شود موج نامیده می شود موج نام دارد بخشهای مختلف یک موج شامل : طول موج ارتفاع قله فرکانس موج

اسلاید 167: 167 استران فضای حد فاصل بین جزر و مد استران نام دارد. مهمترین فعالیتهای فرسایشی در خلال جریانهای رفت و برگشتی آب در این محدوده انجام می گیرد. مهمترین اعمال فرسایی در این بخش شامل اعمال مکانیکی و زیستی و شیمیایی است.

اسلاید 168: 168منابع عمده فرسایش مکانیکی در خط ساحلامواج فشاری : مستقیما تحت تاثیر باد های سطحی بوجود می آیند. ادامه این امواج تا خط ساحل موجهای آزاد نام دارد.امواج انعکاسی : حاصل برخورد امواج با موانع ساحلی است.

اسلاید 169: 169 نقش جریانهای ساحلی در فرسایشمنشأ جریانهای ساحلی جذرومد و امواج هستند.جریانهای تخلیه ای ساحلی در هنگام جذر بیشترین تأثیر فرسایشی و در هنگام مد کمترین تأثیر را دارند.جریانهای ساحلی به صورت عمقی و سطحی در سیستم فرسایش عمل می کنند.

اسلاید 170: 170 جایگاه فعالیت های زیستی بر فرسایش ساحلیحضور بی مهرگان سنگ خوار – حیوانات حفار و نباتات نمک دوست عملا باعث دگرگونی در مورفولوژی سطح سواحل می شوند.

اسلاید 171: 171 فصل هشتم قسمت دومویژگی های استرانهدف های مرحله ای و آموزشیآشنایی دانشجویان با مفاهیم استران و ارزیابی تاثیر عوامل موثر بر شکل یابی آنارز یابی تاثیر نوسانات سطح دریاها بر رفتارها فیزیکی – شیمیایی ساحل – برسی اثرات اقلیمی و نقس عوامل خشکی در تدارک رسوب

اسلاید 172: 172 عوامل موثر بر فضای تخریبی استرانمقاومت ساختار زمین ساختیتغییرات دمایی (ترموکلاستی) یخ بندان (کریوکلاستی) و هالوکلاستیاستقرار استران در سیستم های عمده اقلیمی همچون پرفشارها و کم فشارها

اسلاید 173: 173ارزیابی سیستم های فرسایشی در سواحل سرد و گرمسواحل یخ بسته عرضهای بالا عمدتا متاثر از پدیده کریوکلاستی هستند.دریاهای گرم قلمرو سیستم های فرسایشی زیستی هستند.در سواحل دریاهای مرطوب سیستم عمده فرسایش شیمیایی است.در نواحی خشک شدت باد تعیین کننده حجم فرسایش ساحلی است.

اسلاید 174: 174 فصل نهم : فرسایش انسانیهدفهای مرحله ای و آموزشیارزیابی مفاهیم پایه،انواع،عوامل مختلف،تفاوتها و گستردگی فرسایش انسانی قلمروهای عمده آموزش دانشجویان محترم در این بخش است.

اسلاید 175: 175 فرسایش انسانی ناشی از کشاورزی فرسایش خاک مشخص ترین شکل تخریب فضای مورفیک است دامداری و چرای بی رویه شخم زدن سطوح در جهت شیب جنگل سوزی و ایجاد کشتزارهای جدید توسعه بیش از حد زمینهای کشاورزی عدم آیش گذاری زمینها سیستم های آبیاری سنتی

اسلاید 176: 176 فرسایش های انسانی ناشی از توسه صنعتی و خدماتی ایجاد خطوط ارتباطی ساخت سد های مخزنی بهره برداری از معادن ایجاد تاسیسات بندری شهر سازی

اسلاید 177: 177 قلمرو های اقلیمی و تخریب های متفاوت انسانی نواحی خشک – حاشیه جنوبی و کرانه هابی شرقی مناطق معتدله و حاره حساسیت و شکنندگی زیادی نسبت به تخریب دارند. مناطق معتدل اقلیمی از ضریب تخریب پذیری کمتری برخوردارند.

اسلاید 178: 178

اسلاید 179: 179

اسلاید 180: 180