دماسنجی ایزوتوپی و بازسازی تغییرات اقلیمی گذشته با استفاده از شواهد پالئوپدولوژیک در بخش شرقی حوضه زاینده رود، اصفهان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانش آموخته کارشناسی ارشد خاکشناسی، دانشگاه صنعتی اصفهان

2 استاد خاکشناسی، دانشگاه صنعتی اصفهان

3 استادیار مرتع و آبخیزداری، دانشگاه صنعتی اصفهان

چکیده

چکیده

     پدیده‌های گرمایش جهانی و تغییرات اقلیمی در سال‌های اخیر شدت گرفته و به یک چالش جهانی تبدیل شده است. شناخت تغییرات اقلیمی گذشته در پیش بینی نوسانات اقلیمی آینده دارای اهمیت است. هدف از این پژوهش کاربرد شواهد پالئوپدولوژیک جهت بازسازی کیفی و کمی پارامترهای اقلیمی گذشته در مناطق خشک شرق اصفهان است.منطقه مورد مطالعه در فاصله حدود 50 کیلومتری شرق اصفهان قرار گرفته و دارای اقلیم خشک و شدیداٌ فصلی از لحاظ دما و بارش ااست. مورفولوژی خاک‌های مورد مطالعه پیشنهاد میکند رژیم اقلیمی گذشته منطقه شرق اصفهان بصورت فصلی با بارش زمستانه و تابستان‌های گرم و خشک همراه با میانگین سالانه بارش حدود 3 تا 4 برابر مقادیر فعلی (برای افق‌های کلسیک) و تا 6 برابر مقادیر فعلی (برای افقهای آرجیلیک) بوده است. بازسازی دماهای گذشته با استفاده از ایزوتوپ های اکسیژن در کربنات های پدوژنیک هم نشانگر تشکیل این کربنات ها در محیطی سردتر (دوره های یخچالی) نسبت به شرایط فعلی است. بازسازی دماهای گذشته پیشنهاد می‌دهد کربنات ها در مخروطه افکنه ها در محیطی با میانگین دمای سالانه حدود 6 درجه و در لندفرم رلیکت (فلات) با میانگین دمای سالانه حدود 2تا 3 درجه کمتر از شرایط فعلی تشکیل شده‌اند. ناهمگونی اقلیمی طی دوره‌های یخچالی در مرکز و شمال ایران مشاهده می شود.بنظر میرسد فعالیت‌های سیستم‌های پرفشار سیبری و جنب حاره‌ای در این مورد موثر بوده است. 

 

 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Isotopic Thermometry and Past Climatic Reconstruction Using Paleo Pedologic Evidence in the Eastern Part of Zayandehrurd Watershed, Isfahan

نویسندگان [English]

  • Omid Bayat 1
  • H Khademi 2
  • H. R. Karimzadeh 3
چکیده [English]

Introduction

Global warming and increase in greenhouse gases concentration have been accelerated during recent years and have become a global challenge (Woodward 1992). Changes in atmospheric circulation patterns and climatic parameters considered as a consequence of greenhouse gases acceleration. Climatic change occurs on diverse scales of time and space (Hardy 2003). Today, based on past evidence, present information and the modern technology, models are developed to investigate the climate change phenomena and its consequences (Woodward, 1992). Geological and biological evidence used for reconstruction of paleo climate parameters and validate of forecasting models (Moatamed 1997, Bradley 1999, Retallack 2001). Reconstructing ancient climates require consideration of many variables including temperature, the composition of the atmosphere and precipitation intensity (Dworkin et al 2005).

Soils develop in direct contact with climatic parameters and can present indicators of past climate such as temperature, precipitation, seasonality, the composition of the atmospheric gases and atmospheric circulation patterns (Amundson et al 1996, Retallack 2001, Dworkin et al 2005, Sheldon and Tobar 2009). Despite data derived from soils are usually qualitative (Catt 1991), several attempts carried out for producing quantitative data during recent years (Dworkin et al 2005, Sheldon and Tabor 2009).

There are different opinions about paleoclimate of Iran according to geomorphological investigations (eg. Krinsley 1970, Ramesht 1996, Moaieri et al 2009). The aim of this study is to use paleopedologic indicators for qualitative and quantitative paleoclimate reconstruction in arid lands of eastern Isfahan.

Materials and methods

The study area is located in the eastern part of Zayandehrud watershed (Fig. 1). Soil leaching index (SLI) and seasonality index for study area were calculated using modern climatic data according to Bull 1991.

Two soil profiles were studied on an alluvial fan and a relict landform using criteria of USDA 1979. Redness rate index for Argillic horizons was calculated by method of Torrent et al 1983. Pedogenic carbonates were calculated from pedons on landforms. Oxygen isotopic analysis was used for this carbonates. Carbonates were reacted with 100% phosphoric acid to release CO2 gas. The CO2 gas was purified and analyzed using mass spectrometry at university of California, Berkley. Isotopic values reported in the standard δ notation relative to PeeDeeBelemite (PDB). Paleotemperatures was calculated using equations suggested by Dworkin et al 2005 and Maple 9.01 software.

Results and discussion

Modern climatic data of eastern Isfahan synoptic station show that mean annual precipitation is lower than mean annual evapotranspiration during the year and SLI is zero for the study area. This means there is no favorable condition for pedogenic development under present climate. Seasonality indexes indicate a seasonal pattern for precipitation and temperature in eastern Isfahan.

Pedogenicdevelopment of studied profiles indicates formation of calcic and argillic horizons. Calcic horizons develop under semi-arid condition with seasonal aridity while argillic horizons develop under more moist condition (Retallack 2001). Mean annual precipitation about 400-600 mm (according to precipitation season) with seasonal pattern suggested for carbonates translocation and calcic horizon development (Tandon and Kumar 1999). It seems that calcic horizons in eastern Isfahan were formed under past semi-arid condition with seasonal pattern of precipitation.

Formation and development of argillic horizons occur in more moist conditions than calcic horizons (Retallack 2001). Gvirtzman and wieder (2001) suggest annual winter precipitation about 600-800 mm for remove of carbonates from calcareous parent material and argillic horizon formation in the eastern Mediterranean.

Expansion of calcic and argillic horizons in the arid lands of eastern Isfahan indicate past different hydrological conditions.

Redness rate index for Argillic horizons in the studied profiles suggest that soils on relict landform were developed in warmer environment than soils on alluvial fan landform.

Oxygen isotopes in carbonates considered for paleotemperature determination (Faure 1986). There is a strong correlation between temperature and δ18O values in meteoric water for out tropical regions (Cerling and Quade 1993, Bradley 1999). Oxygen isotopic diffraction between water and carbonate ions is a temperature dependent process (Moatamed 1997, Sheldon and Tabor 2009) and δ18O values in secondary calcite depends on δ18O values of mother water and crystallization temperature (Sheldon and Tabor 2009). Dworkin et al (2005) suggest two equations (spatial simulation and regression) for paleotemperature determination using oxygen isotopic values in pedogenic carbonates. Application of these equations for the studied carbonates show (a) pedogenic carbonates of eastern Isfahan formed in a colder environment than today with a decrease in temperature about 6°C (for alluvial fan) to 3°C (for relict landform) (b) carbonates on relict landform formed in a warmer environment than carbonates in alluvial fan environment, This result is in corroboration with redness rate index. Finally according to geomorphologic indicators of paleoclimate in central Iran, it seems that regression equation present better estimation of paleotempoerature for eastern Isfahan.

Conclusion

Analysis of climatic data show there are no favorable condition for pedogenic development under modern climatic condition in the eastern Isfahan. Paleo pedological and geomorphological indicators were used for paleoclimate reconstruction in eastern Isfahan (central Iran). Results indicate that studied carbonates and argillic horizons were formed under a semi-arid to sub-humid and colder environment than today.

Climatic asymmetry observed during glacial periods in central and north Iran. It seems that activity of Siberia high pressure and subtropical anticyclone during glacial periods had a great effect on climate of Iran and was the main control for climatic asymmetry between central and north Iran.

 

کلیدواژه‌ها [English]

  • quaternary climatic changes
  • soils
  • Stable isotopes
  • arid region
  • Central Iran

مقدمه

گرمایش جهانی و افزایش گازهای گلخانه‌‌‌ای در سال‌های اخیر شدت گرفته و به یک چالش جهانی تبدیل شده است (Woodward, 1992). تغییرات در الگوهای گردش جو و پارامترهای اقلیمی بعنوان پیامدهای افزایش گازهای گلخانه‌ای ذکر شده است (Hardy, 2003). از طرفی با افزایش ثبت‌های دقیق‌تر و معتبرتر نوسانات اقلیمی گذشته، امکان شناخت علل و مکانیسم‌های تغییرات اقلیمی زیادتر شده است (Bradley, 1999). تغییرات اقلیمی در مقیاس‌های متنوع زمان و مکان رخ می‌دهد (قاسمی 1383، Hardy, 2003). امروزه با استفاده از شواهد اقلیمی گذشته، اطلاعات اقلیمی فعلی و تکنولوژی جدید مدل‌هائی جهت مطالعه پدیده تغییر اقلیم و پیامدهای آن توسعه پیدا کرده‌اند (Woodward, 1992). کاربرد انواع شواهد گذشته جهت ایجاد یک تصویر واضح از نوسانات اقلیمی گذشته و آزمون فرضیات درباره علل تغییرات اقلیمی لازم است (Bradley, 1999). علاوه بر این، شناخت اقلیم‌های گذشته امکان فهم فاکتورهای موثر بر سیستم اقلیم جهانی و پیش بینی تغییرات آینده را امکان پذیر می کند (Bradley, 2000). شواهد زمین‌شناختی و بیولوژیکی توسط محققین جهت بازسازی پارامترهای اقلیمی گذشته و معتبرسازی[1] مدل‌های پیش‌بینی تغییرات اقلیمی آینده بکار رفته است (معتمد 1367، Bradley, 2000, Retallack, 2001).

کواترنر بعنوان دوره با بیشترین تغییرات اقلیمی طی شش میلیون سال گذشته شناخته شده است (معتمد، 1376، Bradley, 1999 Bull, 1991,) و زمانی بوده است که موقعیت دریاها و خشکی‌ها در شرایط مشابه با شرایط فعلی و سیستم‌های اقلیمی فعلی با ضعف و شدت فعال بوده است (محمودی 1367). وودوارد (1992) بیان کرد دوره کواترنر می‌تواند از نظر نقش گازهای گلخانه‌ای در تغییر اقلیم بعنوان الگوی مناسبی مطرح باشد. دوره‌های بین یخچالی کواترنر با غلظت بالای گازهای گلخانه‌ای CO2، CH4و N2O و مقادیر اندک هواریزه‌ها[2]و دوره‌های یخچالی با غلظت اندک گازهای گلخانه‌ای همراه بوده است (Woodward, 1992). مطالعات ایزوتوپی کربن در کربنات‌ها هم نشانگر نقش کاهش غلظت گازهای گلخانه‌ای بخصوص  CO2طی دوره‌های یخچالی در تغییرات پوشش گیاهی و فرآیندهای پدوژنیک در مناطق خشک مرکز ایران است (بیات و همکاران 1389).

تغییرات در پارامترهای مداری زمین که با توزیع مکانی و فصلی تابش ورودی خورشید، بر اقلیم زمین موثر است و اولین بار توسط میلانکویچ بیان شد و بعنوان یکی از عوامل اصلی موثر بر دوره‌های اقلیمی کواترنر بیان شده است (قاسمی 1383، Hardy, 2003). علاوه بر این پارامترهای غیرمداری مانند ذوب سریع یخچال‌ها و ورود ناگهانی آبهای سرد به اقیانوس اطلس شمالی سبب ایجاد وقایع اقلیمی شدید مانند یانگر دریاس و یا واقعه 8.2ka شده است (Hardy, 2003). برخی محققین تغییرات اقلیمی فعلی کره زمین را مشابه با تغییرات دوره بین یخچالی MIS[3]11 در نظر گرفته‌اند با این تفاوت که تغییرات فعلی با سرعتی حدود 20 تا 50 برابر سریعتر انجام می‌شود (Hardy, 2003). بنابراین فقط با شناخت تغییرات اقلیمی گذشته می‌توان خطر پتانسیل تغییرات اقلیمی آینده در نتیجه فعالیت‌های انسان را دریافت (Bradley, 1999).

بازسازی تغییرات اقلیمی گذشته نیازمند در نظر گرفتن متغیرهای زیادی مانند دما، شدت بارش و ترکیب اتمسفری گذشته است (Dworkin et al, 2005). خاک‌ها به علت آنکه در تماس مستقیم با پارامترهای اقلیمی تکامل پیدا می‌کنند، توانائی ارائه شواهدی از پارامترهای اقلیمی گذشته مانند دما، بارش، فصلیت، ترکیب گازهای گلخانه‌ای و تغییرات الگوهای گردش جو را دارا هستند (Amundson et al, 1996, Retallack, 2001, Dworkin et al, 2005, Sheldon and Tabor, 2009). با وجود آنکه اطلاعات اقلیمی بدست آمده از خاکها اغلب کیفی هستند (Catt, 1991) اما طی سال‌های اخیر تلاش‌هایی جهت تهیه اطلاعات اقلیمی کمی از ترکیبات خاکساز (پدوژنیک) انجام شده است (Retallack 2001, Dworkin et al, 2005, Sheldon and Tabor, 2009). در ایران تاکنون تلاش‌هایی جهت بازسازی شرایط اقلیمی کواترنر از شواهد ژئومرفیک مانند تغییرات سطح پلایاها (Krinsley, 1970) و شواهد یخچالی (رامشت، 1375، معیری و همکاران، 1387) انجام شده است. هدف از این پژوهش کاربرد شواهد پالئوپدولوژیک جهت بازسازی کیفی و کمی پارامترهای اقلیمی گذشته در مناطق خشک شرق اصفهان است.

مواد و روش‌ ها

منطقه مورد مطالعه در بخش شرقی حوضه زاینده رود، در مرکز ایران و در فاصله حدود 50 کیلومتری جنوب شرقی شهر اصفهان واقع شده است (شکل 1). محدوده منطقه مطالعاتی بین طول‌های جغرافیائی 52 درجه تا 52 درجه و 30 دقیقه شرقی و عرض‌های جغرافیایی 32 درجه تا 32 درجه و 30 دقیقه شمالی قرار گرفته است.

 

 

شکل 1- منطقه مورد مطالعه در شرق اصفهان

 

 

با توجه به فقدان ایستگاه هواشناسی در منطقه مورد مطالعه، آمار ایستگاه‌های مجاور منطقه جهت بررسی شرایط اقلیمی فعلی مورد استفاده قرار گرفت. آمار ایستگاه هواشناسی سینوپتیک شرق اصفهان در دوره آماری سی ساله (1976-2005) و همچنین آمار ایستگاه‌های اقلیم‌شناسی کبوترآباد و زیار در دوره آماری 1991-1977 بکار رفت. روش بلانی- کریدل جهت تخمین مقدار تبخیر- تعرق پتانسیل و مقدار تبخیر و طبقه‌بندی اقلیمی بول (1991) جهت بررسی فصلیت[4]و طبقه‌بندی اقلیمی استفاده شد. فاکتور فصلیت در فرآیندهای ژئومرفیک و پدوژنیک مانند تشکیل مخروط افکنه‌ها، پدیمنت‌ها و یا تشکیل نودول‌های آهکی و کالکریت‌ها دارای اهمیت است. شاخص فصلیت بارندگی (Sp) از نسبت مجموع بارندگی برای سه ماه مرطوبترین به مجموع بارندگی سه ماه خشکترین سال و شاخص فصلیت دما (St) از اختلاف میانگین دمای گرمترین ماه سال و سردترین ماه سال و شاخص شستشوی خاک[5] (SLI) از مجموع اختلاف میانگین ماهانه بارش و تبخیر در طول سال محاسبه شدند (Bull, 1991).

در این مطالعه، مورفولوژی دو نیمرخ (پروفیل) خاک بر روی لندفرم‌های مخروطه افکنه و رلیکت (فلات) با استفاده از معیارهای راهنمای حفاظت منابع طبیعی آمریکا (USDA, 1979) مورد مطالعه و تشریح قرار گرفت. رنگ افق‌های خاک با سیستم رنگ مانسل و مقادیر شاخص شدت قرمزی[6] (RR) با استفاده از روش تورنت و همکاران (1983) تعیین شد (معادله 1).

معادله (1)                         RR=[(10-H)×C]/V

در این معادله RR شاخص شدت قرمزی، H مربوط به پارامتر هیو،C عدد کروما و V عدد ولیو رنگ خاک است.

پس از تشریح نیمرخ‌های خاک، نمونه‌برداری از کربنات‌های خاکساز (پدوژنیک) و افق‌های آرجیلیک انجام شد. اندازه گیری مقادیر کربنات به روش تیتراسیون برگشتی و درصد رس پس از حذف عوامل فولکوله کننده ذرات با روش پیپت انجام شد (USDA, 1996). آنالیز ایزوتوپی اکسیژن در کربنات‌های پدوژنیک به روش‌های استاندارد و با استفاده از واکنش اسید فسفریک خالص با کربنات‌ها و طیف‌سنجی جرمی[7]در دانشگاه برکلی کالیفرنیا انجام و نسبت‌های ایزوتوپی اکسیژن در نمونه ها بر حسب استاندارد پی دی بلمنیت[8] (PDB) محاسبه شد. فراوانی ایزوتوپ‌های پایدار در مقیاسδ بیان می‌شود که در واقع فراوانی آنها را نسبت به استاندارد نشان می‌دهد (معادله 2). در معادله 2 مقادیر R نسبت ایزوتوپ‌های سنگین (18O) به سبک (16O) می‌باشد. مقادیر مثبت δ18O نشانگر غنی شدن نمونه از 18O و مقادیر منفی نشانگر کاهش ایزوتوپ‌های سنگین و افزایش ایزوتوپ‌های سبک 16O در نمونه است (Faure, 1986).

معادله (2)  δ (‰) = [(RSample/RStandard ) -1]× 1000  

 جهت تبدیل واحد نسبت‌های ایزوتوپی اکسیژن از واحد PDB به واحد استاندارد میانگین آب اقیانوس‌ها[9] SMOW از معادله ارائه شده توسط فار (1986) استفاده شد.

معادله (3)

δ18O (PDB) +30.37 ×1.03 δ18O(SMOW)=

برآورد کمی دماهای گذشته با استفاده از مدل‌های چند جمله‌ای ایزوتوپی اکسی‍‍ژن پیشنهاد شده توسط ورکین و همکاران (2005) انجام (معادلات 3 و 4) و معادلات بوسیله نرم‌افزار میپل[10] محاسبه شدند.

معادله (4)

 -0.5T3 + (δ18O + 152.04) T2-2.78×106=0

 

معادله (5)                           δ18O = 0.49T -12.65

در معادله 4، T میانگین دمای سالانه بر حسب درجه کلوین و δ18O مقادیر ایزوتوپی اکسیژن در کربنات‌ها بر حسب استاندارد (SMOW) و در معادله 5،T میانگین دمای سالانه بر حسب درجه سانتی گراد و δ18O مقادیر ایزوتوپی اکسیژن در کربنات‌ها بر حسب استاندارد (PDB) است.

نتایج و بحث

تحلیل اقلیم فعلی منطقه شرق اصفهان

با توجه به آمار و اطلاعات اقلیمی منطقه شرق اصفهان (جدول 1) مشخص است که میانگین بارش در تمامی ماه‌ها از مقدار تبخیر کمتر بوده و بنابراین شاخص شستشوی خاک صفر بوده و در شرایط اقلیم فعلی امکان شستشوی مداوم پروفیل خاک و انجام فرآیندهای پدوژنیک (مانند انتقال کربنات‌ها و ذرات رس) وجود ندارد. البته لازم به ذکر است با بررسی مقادیر حداکثر بارش روزانه و مقادیر تبخیر روزانه (جدول 1) می‌توان دریافت که طی فصول سرد سال امکان وقوع بارش‌های سنگین و جابجایی املاح محلول وجود دارد، اما این بارندگی‌های اتفاقی نمی تواند شرایط لازم برای انتقال کربنات‌ها و رس و تشکیل افق های تجمع کربنات (کلسیک) و افق‌های تجمع رس (آرجیلیک) را فراهم کند و فقط می‌تواند سبب تغییراتی در توزیع املاح محلول در پروفیل خاک شود. کاربرد روش طبقه‌بندی اقلیمی بول (1991) برای ایستگاه‌های منطقه شرق اصفهان هم دلالت بر حاکمیت اقلیم خشک و رژیم دمای سالانه ترمیک همراه با شرایط شدیداً فصلی دما و بارش است (جدول 2). متغیر بودن مقادیر شاخص فصلیت بارش برای ایستگاه‌های شرق اصفهان ناشی از پراکندگی بارش در این منطقه خشک است اما در مجموع نشانگر فصلیت شدید بارش در این نواحی است. فصلیت دما و بارش در نتیجه تاثیر سیستم‌های اقلیمی زمستانه و تابستانه بوده و از ویژگی‌های اصلی اقلیم ایران محسوب می‌شود (علیجانی، 1381).[11]

بطور کلی اقلیم مناطق خشک فلات ایران، بیابانی و جنب حاره‌ای همراه با فصلیت دما و بارش و بیلان منفی رطوبتی است (معتمد، 1367). طی فصل سرد سال با حرکت مرکز پرفشار جنب حاره ای به عرض‌های پایین‌تر و استقرار آن بر روی عربستان و شمال آفریقا و تقویت و گسترش پرفشار قطبی از شمال، مسیر مراکز کم فشارهای مدیترانه‌ای به عرض‌های پایین تر و بطرف خاورمیانه منتقل می‌شود. همین مراکز کم فشار بصورت سیکلون‌هایی سبب قسمت اعظم بارندگی سالانه منطقه مورد مطالعه می‌شود. در فصل گرم سال با تقویت مرکز کم فشار حاره‌ای و پر فشار جنب حاره‌ای و گسترش آن به عرض‌های شمال و استقرار آن بر روی ایران سبب رانده شدن سیکلون‌های غربی به عرض‌های شمالی‌تر و استقرار اقلیمی گرم و خشک در فلات مرکزی ایران می‌شود (علیجانی، 1381).

مورفولوژی خاک ها

دو پروفیل خاک بر روی لندفرم‌های مختلف منطقه شرق اصفهان مورد مطالعه قرار گرفت. پروفیل شماره 1 بر روی لندفرم مخروطه افکنه با مواد مادری آهکی (شکل 2-الف) و پروفیل شماره 2 بر روی لندفرم قدیمی (رلیکت) با مواد مادری آهکی رودخانه‌ای تشکیل شده است (شکل 2-ب). لندفرم قدیمی (رلیکت) در منطقه شرق اصفهان دارای گسترش زیادی بوده و نشانگر توالی تغییرات محیطی این منطقه طی کواترنر است (بیات، 1386).

تکامل پروفیلی در خاک‌های مورد مطالعه نشانگر تشکیل افق‌های تجمع کربنات‌ها (کلسیک) و افق‌های تجمع رس (آرجیلیک) است (جدول 3).

 

 

 

شکل 2. افق های تجمع رس (آرجیلیک) و تجمع آهک (کلسیک) در خاک قدیمی فلات (الف) و مخروطه افکنه (ب)

 

جدول 1- مشخصات اقلیمی ایستگاه سینوپتیک شرق اصفهان در دوره آماری 1976-2005

سالانه

 

دسامبر

 

نوامبر

اکتبر

سپتامبر

آگوست

جولای

ژوئن

می

آوریل

مارس

فوریه

ژانویه

پارامتر اقلیمی

0/15

1/4

9/8

6/15

9/21

2/26

7/27

1/25

7/19

9/14

0/9

4/4

0/2

میانگین دما (درجه سانتیگراد)

6/107

9/20

8/8

8/3

3/0

6/0

4/1

9/0

6/6

2/13

5/21

1/12

5/17

میانگین بارش (میلیمتر)

7/2166

3/101

1/125

7/175

5/190

0/234

1/250

1/269

6/235

4/185

5/170

8/117

6/111

میانگین تبخیر پتانسیل (میلیمتر)

-

0/48

0/25

0/14

0/6

0/7

0/17

0/12

0/24

4/17

0/24

0/24

0/25

حداکثر بارش 24 ساعته (میلیمتر)

-

2/3

1/4

6/5

3/6

5/7

0/8

9/8

6/7

1/6

5/5

2/4

6/3

تبخیر روزانه (میلیمتر)

 

جدول 2- شاخص‌های فصلیت دما و بارش در ایستگاه‌های مورد مطالعه

نام ایستگاه

شاخص فصلیت دما (St)

شاخص فصلیت بارش ((Sp

شاخص شستشوی خاک (SLI)

اصفهان (شرق)

7/25

9/28

0

کبوتر آباد

4/25

3/52

0

زیار

0/25

4/27

0

 

 

جدول 3- خصوصیات خاک‌های مورد مطالعه

درصد رس

درصد آهک

شاخص قرمزی

رنگ مانسل

(خشک)

ضخامت

(سانتیمتر)

افق

 

 

 

 

 

پدون شماره 1

7/24

4/41

-

10YR6/4

25-0

A

8/23

5/29

-

10YR6/3

42-25

C

6/21

8/71

-

7.5YR6/4

80-42

2Bkb

8/53

5/43

0/2

7.5YR5/4

83-80

3Btb

1/25

6/92

-

10YR6/4

86-83

4Bkb

8/23

6/81

-

10YR5/4

107-102

5Bkb

3/56

6/28

0/2

7.5YR5/4

112-107

6Btb

2/34

9/35

2/1

7.5YR6/3

125-120

7Btb

9/13

6/82

-

10YR6/4

+125

8Bkmb

 

 

 

 

 

پدون شماره 2

0/21

1/34

-

10YR6/4

11-0

A

2/30

8/34

0/6

5YR5/6

31-11

Btk

7/26

8/42

-

7.5YR5/4

64-31

Bk

 

 

توالی افق‌های تجمع کربنات‌های پدوژنیک (افق‌های کلسیک) و افق‌های تجمع رس (افق‌های آرجیلیک) در خاک‌های مورد مطالعه نشانگر توالی دوره‌های اقلیمی مرطوب گذشته با شدت‌های متفاوت است. افق‌های کلسیک در خاک مخروطه افکنه مورد مطالعه دارای 71 تا 92 کربنات هستند که دلالت بر تکامل بالای این خاک است (جدول 1). پروفیل شماره 2 دارای مقادیر آهک بین 34 تا 42 درصد است که می‌تواند ناشی از سن کمتر این خاک باشد. افق‌های کلسیک در شرایط اقلیمی نیمه خشک همراه با خشکی فصلی تشکیل می‌شوند در حالیکه تشکیل افق‌های آرجیلیک در شرایط مرطوب تر رخ می‌دهد (Retallack, 2001).

افق‌های کلسیک در خاک‌هایی با زهکشی مناسب و شرایط اقلیمی نیمه خشک که آبشویی برای حذف کامل کربنات‌ها از سیستم خاک کافی نباشد طبق معادله 6 تشکیل می‌شوند (Tandon and kumar, 1999, Sheldon and Tabor, 2009).

معادله (6)  Ca2++2HCO3 = CaCO3 +CO2 +H2O

بارش سالانه به میزان 400-600 میلیمتر (بسته به فصل بارش) با توزیع فصلی جهت شستشوی کربنات‌ها و تشکیل افق‌های کلسیک مورد نیاز است (Tandon & Kumar, 1999). در مناطقی که بارش بصورت مونسون تابستانه است مقادیر بارش بیشتری نسبت به مناطق با بارش زمستانه مورد نیاز است. مرز بین خاک‌های آهکی (پدوکال) و خاک‌های غیر آهکی (پدالفر) با مقدار بارندگی سالانه حدود 500 میلیمتر برای مناطق اقلیمی سرد و حدود 600 میلیمتر در اقلیم های گرم تعیین شده است (Rettalack, 2001). گویرتزمن و ویدر (2001) بارندگی زمستانه به میزان 350-450 میلیمتر را جهت تشکیل افق‌های کلسیک در خاک‌های با مواد مادری آهکی در شرق مدیترانه در نظر گرفته‌اند. بنظر می‌رسد تشکیل افق‌های کلسیک در شرق اصفهان در شرایط اقلیمی نیمه خشک گذشته همراه با فصلیت در مقادیر بارش رخ داده باشد. گسترش لندفرم‌هایی مانند پدیمنت‌ها هم شواهدی دیگر از این شرایط اقلیمی است (بیات 1386). بررسی مقادیر ایزوتوپی کربن در کربنات‌ها و کورولاسیون مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن نشانگر تشکیل کربنات‌های پدوژنیک در مخروطه افکنه‌های شرق اصفهان در محیطی با غالبیت گراس‌های C4 طی دوره‌های یخچالی بوده و گسترش این گیاهان به غلظت پایین گاز کربنیک اتمسفری طی دوره‌های یخچالی نسبت داده شده است (بیات و همکاران، 1389).

تشکیل و تکامل افق‌های آرجیلیک در شرایط با رطوبت موثر بیشتر نسبت به افق‌های کلسیک انجام می‌شود (Retallack, 2001). افق‌های آرجیلیک در خاک‌های مناطق خشک شرق اصفهان گسترش زیادی دارند (بیات، 1386، Khademi and Mermut, 1998). در هر دو پروفیل مورد مطالعه افق‌های آرجیلیک با خصوصیات و درصد رس متفاوت مشاهده می‌شوند. افق آرجیلیک در پروفیل شماره 1 ( افق‌های Btb در جدول شماره 3) دارای مقادیر رس بین 2/34 تا 3/56 درصد وزنی هستند، در حالیکه افق آرجیلیک در خاک فلات‌ها دارای حدود 30 درصد رس است. تشکیل و تکامل افق های آرجیلیک در خاک‌های شرق اصفهان توسط خادمی و مرموت (1998) مطالعه و به شرایط مرطوب‌تر گذشته نسبت داده شده است. جهت تشکیل افق‌های آرجیلیک لازم است ابتدا عناصر محلول و کربنات ها از محیط خاک خارج شوند و سپس انتقال و تجمع ذرات رس انجام شود. حذف کامل کربنات‌ها از سیستم خاک با مواد مادری آهکی نیازمند بارندگی زمستانه به مقدار سالانه 600-800 میلیمتر است (Gviritzman and wieder, 2001). با توجه به مواد مادری آهکی و وقوع فرآیندهای هوادیدگی و اضافه شدن دایم کربنات ها لازم است شستشوی خاک ها بصورت دائم و بلند مدت انجام شود و سپس انتقال و تجمع ذرات رس و تشکیل افق‌های آرجیلیک انجام شود. بیات (1386) با استفاده از شاخص تجمع رس مدت زمان پدوژنز و تجمع رس و در واقع حداقل زمان حاکمیت شرایط اقلیمی نیمه‌مرطوب را حدود 3330 تا 41758 سال برای افق‌های آرجیلیک در منطقه شرق اصفهان محاسبه کرده است. بطور کلی خاک‌ها فاقد حساسیت به تغییرات اقلیمی جزئی و کوتاه مدت بوده و دارای حساسیت به تغییرات اقلیمی بلند مدت هستند (Bull, 1991). بررسی پروکسی های مختلف اقلیمی توسط گویرتزمن و ویدر (2001) نشان داده است خاک‌ها دارای حساسیت به تغییرات اقلیمی بلند مدت نسبت به پروکسی های دیگر مانند سطوح دریاچه ها هستند.

مقادیر شاخص قرمزی افقهای تجمع رس برای خاک‌های لندفرم‌های مخروطه افکنه و فلات هم مورد مطالعه قرار گرفت. مقادیر شاخص قرمزی برای افق های آرجیلیک در خاک مخروطه افکنه بین 2/1 تا 0/2 و برای خاک فلات در حدود 0/6 است (جدول 3). با توجه به مواد مادری آهکی و یکسان خاک‌های مورد مطالعه، این امر می‌تواند دلالت بر شرایط محیطی مختلف در زمان تشکیل این خاک‌ها باشد. بطور کلی شدت قرمزی خاک‌ها دارای همبستگی قوی با مقادیر هماتیت آن‌هاست (Torrent at al, 1983) و تشکیل هماتیت در خاک‌ها در شرایط اقلیمی گرم و مرطوب تسریع می‌شود (Catt, 1991). بنابراین بنظر می‌رسد قرمزی بیشتر افق‌های تجمع رس همراه با کربنات‌ها در پروفیل شماره 2 نشانگر تشکیل این خاک و اکسیدهای آهن در آن در محیطی با میانگین دمای سالانه بیشتر به پروفیل شماره 1 باشد (جدول 3، شکل 2). کمپ هم در سال 1985 قرمزی افق‌های آرجیلیک در خاک‌های شرق انگلستان را به تشکیل آنها در دوره‌های گرم بین یخچالی نسبت داده است. کت (1991) قرمزی خاکها را ناشی از حاکمیت یک اقلیم مدیترانه ای با تابستانهای گرم و خشک جهت تولید بیشتر اکسید آهن قرمز رنگ هماتیت نسبت به اکسید آهن قهوه‌ای رنگ گئوتیت می‌داند. بنابراین شاخص قرمزی افق‌های آرجیلیک خاک‌های شرق اصفهان هم می‌تواند شواهدی از اقلیم گذشته فصلی (مدیترانه‌ای) منطقه باشد. 

در مجموع مرفولوژی خاکها نشانگر حاکمیت دوره های اقلیمی گذشته نیمه خشک با بارش فصلی سالانه حدود 350-400 میلیمتر (برای افق‌های کلسیک) و نیمه مرطوب با بارش فصلی سالانه حدود 600-800 میلیمتر (برای افق‌های آرجیلیک) در مناطق خشک شرق اصفهان است.

شبیه سازی‌های اقلیمی برای مناطق خشک جنوب غرب آمریکا (دارای عرض جغرافیایی مشابه ایران مرکزی در نیمکره شمالی) نشانگر جابجایی طوفان‌های زمستانه بطرف جنوب و افزایش شدید در بارش زمستانه این مناطق طی دوره‌های یخچالی کواترنر است (Bull, 1991). انجام چنین مطالعاتی برای مناطق بیابانی ایران مرکزی جهت شناخت عوامل موثر در افزایش بارش در این نواحی توسط محققین هوا و اقلیم شناسی پیشنهاد می شود.

دماسنجی ایزوتوپی

ایزوتوپ‌های اکسیژن و هیدروژن دارای اهمیت در بازسازی شرایط اقلیمی و محیطی گذشته هستند (Bradley, 1999). ایزوتوپ‌های اکسیژن جهت تخمین دماهای دیرینه مورد توجه بوده‌اند (Faure, 1986). چون روابط بسیار قوی بین دما و مقادیر δ18O در آب بارش مناطق خارج از حاره وجود دارد (Cerling and Quade, 1993, Bradley, 1999). امیلیانی و شاکلتون (1974) اولین بار منحنی تغییرات دمایی زمین طی 700 هزار سال گذشته را با استفاده از ایزوتوپ‌های اکسیژن در کربنات‌های موجودات دریائی محاسبه و گزارش کردند.

پتانسیل ایزوتوپ‌های پایدار اکسیژن در کلسیت به عنوان پروکسی دماهای گذشته مورد توجه محققین قرار گرفته است. در زمان تشکیل کربنات‌ها فرآیند تفکیک ایزوتوپی اکسیژن بین آب و یونهای کربنات رخ می‌دهد که این فرآیندی وابسته به دما است (معتمد 1376،Sheldon and Tabor, 2009). مقادیر δ18O در کربنات‌های ثانویه وابسته به ترکیب ایزوتوپی آبی است که از آن تشکیل شده و دمای کریستالیزاسیون است (Sheldon and Tobar, 2009). اولین بار هایس و گراسمن (1991) معادلاتی جهت تخمین دماهای گذشته با استفاده از ترکیب ایزوتوپی اکسیژن در کربنات‌های ثانویه ارایه کردند. بخشی از این معادلات بعلت کاربرد اطلاعات مناطق حاره ای مورد انتقاد محققین قرار گرفت (Sheldon and Tobar, 2009). ورکین و همکاران (2005) با رفع این ضعف و عدم کاربرد اطلاعات ایزوتوپی مناطق حاره‌ای (به دلیل عدم وجود ارتباط دمائی) و مناطق قطبی (بعلت عدم وجود کربنات‌های پدوژنیک در این مناطق)، معادلاتی جهت تخمین میانگین دماهای سالانه گذشته با استفاده از کربنات‌های پدوژنیک ارائه کردند. مدل شبیه سازی با استفاده از بانک اطلاعاتی آژانس بین‌المللی انرژی اتمی (IAEA) و سازمان هواشناسی جهانی (WMO) بدست آمده است (معادله 4). کاربرد این مدل جهت تخمین دماهای گذشته با استفاده از کربنات‌های پدوژنیک در عرض‌های میانی معتبر است (Dworkin et al, 2005). مدل دیگر با استفاده از بانک اطلاعاتی جمع آوری شده توسط سرلینگ و کوآد (1993) و رگرسیون خطی بین مقادیر δ18O کربنات‌ها و میانگین دمای سالانه بصورت معادله شماره 5 ارایه شده است.

در توسعه این مدلها فرضیات زیر در نظر گرفته شده است:

1) دما کنترل اصلی بر ترکیب ایزوتوپی اکسیژن در آب بارش دارد.

2) دمای خاک و دمای سطحی در تعادل قرار دارند.

3) ترکیب ایزوتوپی اکسیژن آب بارش در کربنات‌ها حفظ شده و توسط فرآیندهای دیاژنتیک بعدی تغییر پیدا نکرده است.

لازم به ذکر است این مدل‌ها جهت کربنات‌های تشکیل شده در اقلیم‌های خشک (مانند کربنات‌های تشکیل شده در پلایاها و یا تحت تاثیر آب زیرزمینی) مناسب نیست. علاوه بر این معیارهای پترولوژی و ژئوشیمیائی جهت تشخیص کربنات‌های مناسب برای تخمین دماهای گذشته توسط ورکین و همکاران (2005) ارائه شده است.

با توجه به آنکه در پروفیل‌های مورد مطالعه در شرق اصفهان ارتباط نزدیک بین افق‌های تجمع رس و کربنات‌ها وجود دارد (شکل 2) و تشکیل این کربنات‌ها در محیطی مرطوبتر از شرایط فعلی رخ می‌دهد، از کاربرد روش‌های پتروگرافی در اینجا صرفنظر شد. همچنین ورکین و همکاران (2005) بیان کرده اند مقادیر ایزوتوپی اکسیژن بین 1- تا 13- در هزار (بر حسب PDB) نشانگر دامنه دماهای تشکیل کربنات‌ها در خاک‌هاست و مقادیر خارج از این دامنه دلالت بر فرآیندهای تبلور مجدد و یا تبخیر شدید آب خاک است و مناسب برای تخمین دماهای گذشته نیست. مقادیر ایزوتوپی اکسیژن کربنات‌های مورد مطالعه در پژوهش حاضر در دامنه 25/6- تا 01/9- در هزار بر حسب PDB بوده (جدول 4) و در دامنه مقادیر معتبر بیان شده توسط ورکین و همکاران (2005) قرار دارد. مقادیر ایزوتوپی کربنات های مورد مطالعه در منطقه ویومینگ توسط آموندسون و همکاران (1996) در دامنه 7/9- تا 6/15- در هزار (بر حسب PDB) قرار داشته که نشان میدهد بخشی از این کربنات‌ها فاقد کارایی جهت تخمین دماهای گذشته هستند. آموندسون و همکاران (1996) هم با بررسی این کربنات‌ها نتیجه گرفتند این کربنات‌ها جهت شناخت منشاء بارش و الگوهای گردش جو گذشته نسبت به تخمین دماهای گذشته مناسب ترند.

ضعف‌های مدل‌های بیان شده توسط ورکین و همکاران (2005) یکی در نظر نگرفتن اثر مقادیر متغیر δ18O آب بارش در مکان‌هایی با دماهای یکسان و همچنین عدم محاسبه اثرات تبخیر بر مقادیر δ18O آب بارش است. تبخیر می تواند سبب تغییرات در مقادیر ایزوتوپی آب خاک و غنی شدن مقادیر δ18O آب خاک به میزان 5 تا 7 در هزار شود (Cerling and Quade 1993,Sheldon and Tobar, 2009). جهت رفع اثر تبخیر بر مقادیر ایزوتوپی، کاربرد کربنات‌های پدوژنیک در عمق بیش از 50 سانتیمتری از سطح خاک که سبب کاهش اثرات غنی شدن مقادیر δ18O در اثر فرآیندهای تبخیر می‌شود پیشنهاد شده است (Cleveland et al, 2008).

در مجموع کاربرد این مدل های ایزوتوپی حداقل جهت بررسی تغییرات نسبی دما طی زمان مفید بوده (Dworkin et al, 2005) و توسط کلیولند و همکاران (2008) هم بصورت موفقیت آمیز جهت تخمین دماهای گذشته برای کربنات‌های پدوژنیک با سن تریاس-ژوراسیک در نیو مکزیکو بکار رفته است.     [12]

مقادیر ایزوتوپی اکسیژن در کربنات‌های مورد مطالعه (بر حسب PDB و SMOW) و دماهای گذشته بازسازی شده با استفاده از مدل‌های ورکین و همکاران (2005) در جدول 4 نمایش داده شده است. مقادیر ایزوتوپی اکسیژن برای کربنات‌های خاک مخروطه افکنه در دامنه 57/7- تا 01/9- در هزار (PDB) و برای کربنات‌های خاک فلات در دامنه 23/6- تا 85/6- در هزار (PDB) متغیر است. این تفاوت ایزوتوپی پیشنهاد می‌کند که این لندفرم‌ها در زمان‌های مختلف تشکیل و تکامل پیدا کرده‌اند. خادمی و همکاران (1997) هم با مطالعه آب هیدراته گچ در لندفرمهای مخروطه افکنه و فلات (رلیکت) در شرق اصفهان اختلاف شدید در مقادیر ایزوتوپی آب هیدراته گچ مشاهده کردند و تشکیل این لندفرم‌ها در زمان‌های مختلف را بعنوان یکی از فرضیات برای چنین اختلافی در نظر گرفتند. تعیین سن مطلق این کربنات‌ها به روش‌های اورانیوم- توریوم و یا لومینسانس می‌تواند نتایج دقیقی از زمان تشکیل آنها ارائه کند.

بازسازی دماهای گذشته نشان می دهد در زمان تشکیل کربنات های پدوژنیک میانگین دمای سالانه در منطقه شرق اصفهان به میزان قابل توجهی از شرایط فعلی سردتر بوده است (جدول 4). بطوریکه برای خاک واقع بر روی مخروطه افکنه، مدل شبیه سازی میانگین دمای سالانه در حدود 5/5 درجه سانتیگراد و مدل رگرسیونی دمایی حدود 0/9 درجه سانتیگراد را نشان میدهد. میانگین دمای سالانه در زمان تشکیل کربنات‌های خاک واقع بر روی لندفرم رلیکت (فلات) در حدود 8/9 و4/12 درجه سانتیگراد به ترتیب توسط مدل‌های شبیه‌سازی و رگرسیونی بدست آمده است. این نتایج نشانگر تشکیل کربنات‌ها و تکامل خاکها بر روی لندفرم رلیکت در محیطی با میانگین دمای بیشتر نسبت به کربنات‌های خاک مخروطه‌افکنه می‌باشد. این دماسنجی ایزوتوپی دارای همخوانی مناسبی با نتایج شدت قرمزی افقهای تجمع رس در آرجیلیک‌های همراه با این کربنات‌ها است (جدول 3). در واقع تشکیل کربنات‌های پدوژنیک در محیطی با میانگین دمای سالانه 5/9 تا 0/6 (برای خاک مخروطه افکنه) و2/5 تا 6/2 (برای خاک رلیکت) کمتر از شرایط فعلی تکامل پیدا کرده‌اند (جدول 4).

 

 

جدول 4- مقادیر ایزوتوپی اکسیژن و دمای سالانه گذشته بدست آمده از مدلهای شبیه سازی (TReg) و رگرسیونی (TSpa)

TReg (C)

TSpa (C)

δ18O

(SMOW, )

δ18O

(PDB, )

افق

 

 

 

 

پدون شماره 1

9/9

1/6

35/22+

78/7-

2Bkb

4/7

0/4

08/21+

01/9-

4Bkb

3/10

0/7

57/22+

57/7-

5Bkb

6/8

1/5

71/21+

40/8-

8Bkmb

0/9

5/5

10/22+

19/8-

میانگین

 

 

 

 

پدون شماره 2

1/13

1/11

95/23+

23/6-

Btk

8/11

6/8

31/23+

85/6-

Bk

4/12

8/9

63/23+

54/6-

میانگین

 

 

 

بر مبنای شواهد زمین شناختی و ژئومرفیک نظرات مختلفی در مورد اقلیم دوره‌های یخچالی کواترنر ایران بیان شده است. معتمد (1367، 1376) شواهدی از دوره‌های مرطوبتر کواترنر در ایران مرکزی ارایه کرده و اعتقاد دارد در فلات مرکزی ایران طی دوره‌های یخچالی دما در ارتفاعات در حدود 8 و در بخش داخلی فلات در حدود 5 درجه سانتیگراد کمتر از شرایط فعلی بوده است. بوبک (1963) معتقد است در آخرین دوره یخچالی (ورم) میانگین دمای سالانه فلات ایران در حدود 4-5 درجه سانتیگراد کمتر از شرایط فعلی بوده است. کرینزلی (1970) با بررسی پلایاهای ایران به کاهش میانگین دما در حدود 5-8 درجه سانتیگراد و افزایش اندک بارش طی دوران‌های یخچالی کواترنر اعتقاد دارد. در حالیکه رامشت (1375) با بررسی سطوح قدیمی پلایای گاوخونی معتقد است طی دوره‌های یخچالی کواترنر میانگین دمای سالانه در حوضه آبخیز زاینده رود حدود 5 تا 6 درجه کمتر و میانگین بارش سالانه 4 تا 5 برابر بیشتر از شرایط فعلی بوده است. رایت (1962) با بررسی شواهد یخچالی در کوه‌های مرزی ایران، ترکیه و عراق (کردستان) بیان کرده است اگر دما تنها عامل گسترش یخچال‌ها در این مناطق باشد، کاهشی در حدود 12 درجه سانتی گراد لازم است و با توجه به عدم وجود شواهد بیولوژیکی از چنین رخدادی، بنظر می‌رسد افزایش بارش برف همراه با کاهش دما سبب گسترش یخچال‌های پلیستوسن در این نواحی شده است. معیری و همکاران (1387) هم با بررسی شواهد یخچالی شمال استان فارس نتیجه گرفتند طی دوره‌های یخچالی در حوضه صفاشهر میانگین سالانه دما در حدود 8 درجه سانتیگراد کمتر و میانگین بارش سالانه در حدود 2 برابر مقادیر فعلی بوده است.

در مجموع با توجه به شواهد ژئومرفیک و میانگین مقادیر ایزوتوپی در لندفرم‌ها، بنظر می‌رسد مدل رگرسیونی برآورد بهتری از دمای گذشته منطقه شرق اصفهان ارائه می‌کند.

 

بازسازی اقلیم گذشته ایران مرکزی و کورولاسیون منطقه‌ای

با در نظر گرفتن شواهد پالئوپدولوژیک و ژئومرفیک اقلیم گذشته (دوره‌های یخچالی)، منطقه شرق اصفهان (ایران مرکزی) بصورت فصلی با زمستان‌های سرد و مرطوب و تابستان‌های گرم و خشک بوده است و 1) در زمان تشکیل کربنات‌ها بصورت نیمه خشک، فصلی همراه با بارش سالانه در حدود 400 میلیمتر و کاهش میانگین دمای سالانه در حدود 6 درجه سانتیگراد کمتر از شرایط فعلی و 2) در زمان تشکیل افق های تجمع رس (آرجیلیک) منطقه شرق اصفهان بصورت نیمه‌مرطوب با میانگین بارش بیشتر (احتمالا در حدود 600-800 میلیمتر) بوده است.

در مجموع با وجود پایداری لنداسکیپ‌های ایران مرکزی و وقوع فرایندهای پدوژنز طی دوره‌های یخچالی (بیات و همکاران 1389)، بنظر می‌رسد در مناطق شمال ‌غرب و شمال‌ شرق ایران در این دوره‌ها شرایط پایداری لنداسکیپ و تشکیل خاک وجود نداشته است. بطوریکه فرسایش شدید خاک طی دوره‌های یخچالی کواترنر در حوضه آبخیز دریاچه ارومیه (Djamali et al, 2008) و ناپایداری لنداسکیپ و تشکیل لس‌ها طی دوره‌های یخچالی در شمال شرق ایران (Karimi et al, 2011) گزارش شده است.

سیستم‌های پرفشار سیبری و پرفشار جنب حاره‌ای نقش مهمی در الگوهای اقلیمی زمستانه و تابستانه ایران دارند (علیجانی 1381). از طرفی در دوره‌های یخچالی کواترنر هر دو این سیستم‌ها بخوبی تغذیه شده و دارای گسترش زیادی بوده‌اند (محمودی 1367). بنابراین بنظر می‌رسد فعالیت این سیستم‌ها در دوران یخچالی عامل ناهمگونی اقلیمی مرکز و شمال ایران بوده است. گسترش سیستم پرفشار سیبری طی فصول سرد سال از طرفی با ریزش هوای سرد بر روی دریای مدیترانه همراه شده و سبب تشکیل سیکلون‌های مدیترانه ای و افزایش بارش و رطوبت در ایران مرکزی شود (علیجانی، 1381). این امر می‌تواند در حاکمیت شرایط اقلیمی نیمه خشک تا نیمه مرطوب ایران مرکزی موثر بوده باشد. محمودی (1367) معتقد است گسترش پرفشارهای قطبی و سیبری از سمت شمال طی دوره‌های یخچالی سبب انتقال کم فشارهای غربی و باران زا به نواحی مرکزی ایران طی دوره‌های سرد پلیستوسن بوده است. از طرفی ورود پرفشار سیبری از سمت شمال شرق ایران با بادهای سرد و خشک در این نواحی همراهی دارد (علیجانی 1381) و با توجه به تقویت پرفشار سیبری در دوران یخچالی در نتیجه گسترش یخچال‌های قاره‌ای (محمودی، 1367)، میتواند نقش مهمی در ناپایداری لنداسکیپ و تشکیل لس در این نواحی داشته باشد. تعیین سن لس‌های شمالشرق ایران با روش‌های لومینسانس توسط کریمی و همکاران (2011) هم نشانگر تشکیل این رسوبات طی آخرین دوره یخچالی در محیطی سرد و با وزش بادهای شدید همراه بوده است.

شواهد مرفولوژی خاک‌های مورد مطالعه نشان دهنده حاکمیت اقلیم فصلی حتی در دوره‌های یخچالی کواترنر است که می تواند نتیجه گسترش پرفشار جنب حاره‌ای بر روی ایران مرکزی طی فصول تابستان بر روی ایران مرکزی باشد. این امر تقویت پرفشار جنب حاره‌ای در فصول گرم دوران‌های یخچالی (محمودی، 1367) را تائید می‌کند.

 

نتیجه گیری

بررسی اطلاعات اقلیمی منطقه شرق اصفهان نشان می‌دهد با حاکمیت شرایط اقلیم خشک و فصلی در شرایط فعلی امکان شستشوی خاک و انجام فرآیندهای پدوژنیک وجود ندارد. از طرفی مورفولوژی خاک‌های قدیمی بر روی لندفرمهای مناطق بیابانی شرق اصفهان نشان می‌دهد شرایط اقلیمی متفاوتی در گذشته حاکم بوده است.

مورفولوژی خاک‌های مورد مطالعه پیشنهاد می‌کند رژیم اقلیمی گذشته منطقه شرق اصفهان بصورت فصلی با بارش زمستانه و تابستان‌های گرم و خشک همراه با میانگین سالانه بارش حدود 3 تا 4 برابر مقادیر فعلی (برای افقهای کلسیک) و تا 6 برابر مقادیر فعلی (برای افق‌های آرجیلیک) بوده است. بازسازی دماهای گذشته با استفاده از ایزوتوپ‌های اکسیژن در کربنات‌های پدوژنیک هم نشانگر تشکیل این کربنات‌ها در محیطی سردتر (دوره‌های یخچالی) نسبت به شرایط فعلی است. بازسازی دماهای گذشته پیشنهاد می‌دهد کربنات ها در مخروطه افکنه‌ها در محیطی با میانگین دمای سالانه حدود 6 درجه و در لندفرم رلیکت (فلات) با میانگین دمای سالانه حدود 2 تا 3 درجه کمتر از شرایط فعلی تشکیل شده‌اند. این نتایج همچنین نشانگر تکوین این لندفرم‌ها در دوره‌های زمانی متفاوت است.

ناهمگونی اقلیمی طی دوره‌های یخچالی در مرکز و شمال ایران مشاهده می‌شود. بنظر می‌رسد فعالیت‌های سیستم‌های پرفشار سیبری و جنب حاره‌ای طی دوره‌های یخچالی بر اقلیم‌های ایران تاثیر زیادی داشته و سبب ناهمگونی افلیمی مرکز و شمال ایران شده است. در پایان بر اهمیت مطالعه دقیق‌تر مکانیسم‌های موثر در کاهش دما و افزایش بارش سالانه طی دوره‌های یخچالی کواترنر در مناطق بیابانی ایران مرکزی توسط محققین هوا و اقلیم‌شناسی در پژوهش های آینده تاکید می‌شود.  



2. Aerosols

[2] .

1. Validation [3] .

3. Marine Isotope Stage (MIS)

2. Soil Leaching Index (SLI) = ∑ (Pi – Ti)

 

1. Seasonality

3. Redness Rate (RR)

2. Pee Dee Belemnite (PDB)  

4. Maple 9.01

[9].

[10].

1. Mass Spectrometry

3. Standard Mean Ocean Water (SMOW)

 

 

[12]1.International Atomic Energy Agency (IAEA)

 

  1. Alijani, B., 2002, Climate of Iran, Payame Noor Publications, Tehran.
  2. Amundson, R., Chadwick, O., Kendall C., Wang Y., and M. Deniro, 1996, Isotopic Evidence for Shifts in Atmospheric Circulation Patterns During the Late Quaternary in Mid-North America, Geology, No. 24, pp. 23-26.
  3. Azizi, G., 2004, Climate Change, Qoomes publications. Tehran.
  4. Bayat, O., 2007, Landscape Evolution in Eastern Isfahan Based on Stratigraphy and Pedogenic Evidence, M. Sc. Thesis, Isfahan University of Technology.
  5. Bayat, O., Khademi, H. and Karimzadeh, H. R., 2010, Stable isotopes and paleoecological changes in geomorphic surfaces of eastern Isfahan, Journal of Science, University of Tehran No. 36, pp. 95-102.
  6. Bobek, H., 1963, Nature and Implications of Quaternary Climatic Changes in Iran, Symposium on Changes of Climate, Rome, UNESCO-WMO, pp. 403-413.
  7. Bradley, R. S., 1999, Paleoclimatology: Reconstructing Climates of the Quaternary, Academic Press. New York.
  8. Bradley, R. S., 2000, Past Global Changes and Their Significance for the Future, Quaternary Science Reviews, No. 19, pp. 391-402.
  9. Bull, W. B., 1991, Geomorphic Responses to Climatic Change, Oxford University Press. Oxford.
  10. Catt, J. A., 1991, Soils as Indicator of Quaternary Climatic Change in Mid-Latitude Regions, Geoderma, No. 51, pp. 167-187.
  11. Cerling, T. E. and  J. Quade, 1993, Stable Carbon and Oxygen Isotopes in Soil Carbonates, pp. 217-231 In: P. K. Stewart, K. C. Lohmann, J. McKenzie, S. Savin (Eds.), Climate Change in Continental Isotopic Records, Geophysical Monograph No 78, American Geophysical Union, Washington, DC
  12. Cleveland, D. M. Nordt L. C. Dworkin S. I. and S. C. Atchley, 2008, Pedogenic Carbonate Isotopes as Evidence for Extreme Climatic Events Preceding the Triassic-Jurassic Boundary: Implications for the Biotic Crisis?, Geological Society of America Bulletin, No. 120, pp.1408-1415.
  13. Djamali, M., de Beaulieu, J.-L., Shah-Hosseini, M., Andrieu-Ponel, V., Amini, A., Akhani, H. Leroy, S.A.G., Stevens, L., Alizadeh, H., Ponel, P., Brewer, S., 2008, A Late Pleistocene Long Pollen Record from Lake Urmia, NW Iran. Quaternary Research, No. 69, pp. 413-420.
  14. Dworkin, S. I., Nordt L. and S. Atchley, 2005, Determining Terrestrial Paleotemperatures Using the Oxygen Isotopic Composition of Pedogenic Carbonate,  Earth and Planetary Science Letters, No. 237, pp. 56-68.
  15. Emiliani C., and J. Shackleton, 1974, the Brunhes Epoch: Paleotemperatures and Geochronology, Science No. 183, pp. 511-514.
  16. Faure, G., 1986, Principles of Isotopic Geology, John Wiley, New York.
  17. Gvirtzman G., and M. Wieder, 2001, Climate of the Last 53,000 Years in the Eastern Mediterranean, Based on Soil-Sequence Stratigraphy in the Coastal Plain of Israel, Quaternary Science Reviews, No. 20, and pp. 1827-1849.
  18. Hays, P. D. and E. L. Grossman, 1991, Oxygen Isotopes in Meteoric Calcite Cements as Indicators of Continental Paleoclimate, Geology, No. 19, pp. 441-444.
  19. Hardy, J. T., 2003, Climate Change, Causes, Effects and Solutions, John Wiley and Sons, Chichester.
  20. Kemp, R. A., 1985, The Cause of Redness in Some Buried and Non-buried Soils in Eastern England, Journal of Soil Science, No. 36, pp. 329-334.
  21. Karimi, A., Frechen, M., Khademi, H., Kehl, M. and A. Jalalian, 2011, Chronostratigraphy of Loess Deposits in Northeast Iran, Quaternary International, No. 234, pp. 124-132.
  22. Khademi, H., Mermut, A., R., and H., R., Krouse, 1997, Isotopic Composition of Gypsum Hydration Water in Selected Landforms from Central Iran. Chemical Geology, No. 138, pp. 245-255.
  23. Khademi, H., Mermut, A.R., 1998, Micromorphology and Classification of Argids and Associated Gypsiferous Aridisols from Central Iran, Catena Vol. 54, pp. 439-455.
  24. Krinsley, D. B., 1970, A Geomorphological and Paleoclimatological Study of Playas in Iran, United States Department of Interior, Washington DC.
  25. Mahmoodi, F., 1988, Evolution of Iran Reliefs during Quaternary, Geographical Research, No. 23, pp. 5-41.
  26. Moayeri, M., M. H., Ramesht, M. H., Taghvaei M., Taghizadeh, M. M., 2009, Glacial Evidence in Safa Shahr's Basin in Fars Province, Isfahan University Research Journal, NO. 2, pp. 109-130.
  27. Motamed, A., 1988, On the climatic condition of the Central Iran in Quaternary, Journal of Science, University of Tehran,  No. 17, pp.115-128.
  28. Motamed, A., 1997, Quaternary, Tehran University Publications. Tehran.
  29. Ramesht, M. H., 1997, Humidity variations characterizing Iran in the Quaternary, Iranian Journal of Natural Resources, No. 49, pp. 97-104.
  30. Retallack, G. J., 2001, Soils of the Past: An Introduction to Paleopedology, Blackwell Science. Malden.
  31. Sheldon N. D., and N. J. Tabor, 2009, Quantitative Paleoenvironmental and Paleoclimatic Reconstruction Using Paleosols, Earth-Sciences Reviws, No. 95, pp.1-52.
  32. Tandon, S. K., and S. Kumar, 1999, Semi – Arid /Arid Zone Calcretes: A Review. pp. 109-152. In: A.K. Singhvi, E. Derbyshire (Eds.), Paleoenvironmental Reconstruction in Arid Lands, A.A. Balkema. Amesterdam.
  33. Torrent, J., Schwertmann, U., Fechter H., and F. Alferez, 1983, Quantitative Relationships between Soil Color and Hematite Content, Soil Science, No. 136, pp. 354-358.
  34. USDA, 1979, Definition and Abbreviations for Soil Description, United State Department of Agriculture. Oregon.
  35. USDA, 1996, Soil Survey Laboratory Methods manual. Soil Survey investigations Report No 42, Nebraska.
  36. t Jr, H. E., 1962, Pleistocene Glaciation in Kurdistan, Eizeitalter und Gegenwart, No. 12, pp. 131-164.
  37. Woodward, F. I., 1992, the Ecological Consequences of Global Climate Change. CRC Press, New York.