رسوبات بادی نهشته شده در دریاچۀ هامون؛ نشانگر فراوانی و شدت توفان‌های گردوغبار سیستان از انتهای آخرین یخبندان تاکنون

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

2 دانشیار، بخش زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

3 دانشیار، پژوهشگاه ملی اقیانوس‌شناسی و علوم جوی، تهران، ایران

4 استاد، بخش زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

5 دانشیار، مؤسسه مدیترانه‌ای تنوع زیستی و بوم‌شناسی خشکی و دریایی، مارسی، فرانسه

چکیده

تشخیص اثر رسوبات بادی در رسوبات دریاچه‌ای عامل مهمی جهت بازسازی تغییرات محیطی و همچنین شناخت فراوانی و زمان توفان‌های گردوغبار دیرینه است. بر اساس آزمایش مغناطیس‌سنجی، شکل منحنی‌های توزیع اندازۀ ذرات و دیگر عوامل دانه‌بندی، به‌علاوۀ سنگ‌نگاری، ما حضور اجزای رسوبی بادی در توالی رسوبی دو مغزۀ 2/6 و 8/6 متری در دریاچۀ هامون، شرق ایران را مشخص نمودیم. بزرگ‌ترین قلۀ نمایی منحنی توزیع اندازۀ ذرات (بین 30-20 میکرومتر) نشان داد رسوبات سیلتی رسی تیره‌رنگ رخسارۀ A با مقادیر کم پذیرفتاری مغناطیسی (SI 4-10×2/5 - 2/4) با میزان زیاد بقایای گیاهی، کاروفیت و پوسته‌های صدفی کربناتی، در یک محیط بارآور دریاچه‌ای بدون حضور باد ته‌نشست نموده‌اند. این رخساره که معرف اواخر یخبندان و اوایل هولوسن است، توسط تضعیف مرکز پرفشار سیبری و بادهای غربی به‌علاوۀ افزایش دمای سطح آب اقیانوس اطلس شمالی و دریای عربی مشخص می‌گردد. در اوایل تا اواسط هولوسن تضعیف تدریجی مونسون به همراه قدرت‏گیری پرفشار سیبری و بادهای غربی منجر به وزش توفان‌های شدید در حوضۀ سیستان شده که توسط ماسه‌های سیلتی قهوه‌ای با پذیرفتاری مغناطیسی زیاد و نمای توزیع ذرات بیش از 100 میکرومتر در رخسارۀ B نشان داده می‌شود. محیط دیرینۀ اواسط تا اواخر هولوسن سیستان کم‌وبیش مشابه حال حاضر بوده است. در این زمان که توسط رخسارۀ C معرفی می‌گردد، ورود دوره‌ای رسوبات بادی توسط توفان‌های پرانرژی قابل‌مقایسه با بادهای حاضر 120 روزه، مشخص است. نشانه‌های توفان‌های گردوغبار دیرینه در این دوره توسط نوسان‌های زیاد پذیرفتاری مغناطیسی و حضور لایه‌های حاوی ماسه در توالی رسوبی هر دو مغزه اثبات می‌گردد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Aeolian sediments deposited in Lake Hamoun; the proxy of frequency and severity of dust storms in Sistan since the late glacial

نویسندگان [English]

  • Mohammad Ali Hamzeh 1
  • Mohammad Hosein Mahmudy Gharaie 2
  • Hamid Alizadeh Lahijani 3
  • Reza Moussavi Harami 4
  • Morteza jamali 5
1 Ferdowsi University of Mashhad, Iran
2 Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
3 Iranian National Institute for Oceanography and Atmospheric Science (INIOAS), Tehran, Iran
4 Ferdowsi University of Mashhad, Iran
5 Institut Méditerranéen de Biodiversité et d’Ecologie marine et continentale (IMBE), Marseille, France
چکیده [English]

Introduction
Aeolian deposits are important palaeoclimate archives, partly because they are direct records of past atmospheric circulation (An et al. 2012). Distinguishing aeolian signature from lacustrine sediments is important for understanding the frequency and timing of palaeostorms. Efforts have been invested on deciphering aeolian records from lacustrine sediments in the United States (Dean 1997; Parris et al. 2010), Greenland (Mayewski et al. 2004), New Zealand )McGowan et al. 1996( and Japan )Xiao et al. 1997) providing a continuous record of Holocene aeolian activity.
Sistan Basin is a remarkable environment to study Aeolian activity changes in eastern Iran – southwestern Afghanistan. The area is one of the driest regions in the world whose sparse water resources and fragile ecosystems are very sensitive to climate change. In moist periods, fluviolacustrine and palustrine conditions are dominant while in dry periods, aeolian activities prevail. Hence, variations of aeolian deposits in sedimentary successions could be a useful tool to evaluate palaeoenvironmental conditions over the Sistan Basin during the Holocene.
 
Material & Methods
The closed depression of Sistan, lying on the Iran-Afghanistan border, contains four shallow basins (mean water surface at about 471m asl) that receive the discharge of Hirmand River. Sistan is located whitin the Asian part of the desert belt of the temperate subtropical zone of northern hemisphere, with a semi-desert climate (Whitney 2007). In late spring, throughout summer and early autumn the Sistan basin is dominated by the northerly “wind of 120 days”. The winds are related to the north–south pressure gradient between a persistent cold high-pressure system over the high mountains of the Hindu Kush in northern Afghanistan and a summertime thermal low-pressure system common over the desert lands of eastern Iran and western Afghanistan as a result of sustained surface warming (Alizadeh-Choobari et al 2014).
Two cores of H1 and H2 (6.2m and 6.8m long) were retrieved using a Cobra vibra-corer in west of Kuh-i Khawjeh in the dry lake bed Hamoun-e Hirmand in the Sistan Basin. Magnetic susceptibility (MS) determination (using a MS2C Bartington magnetic susceptibility meter), analyzing features of grain-size frequency curves (using a FRITSCH laser particle sizer) and petrography were conducted on sediment samples.
A bulk sample was selected from the lower half of the core H1 for radiocarbon dating. The calibrated date suggests late-glacial age for lower parts of the core H1 (13.5 ka).
 
Discussion of Results & Conclusions
The core lithology generally consists of clayey silt, silt and sandy silt layers. Based on basic sedimentological data, MS and sediment color we have recognized three main facies, A (lateglacial - early Holocene), B (early- mid Holocene) and C (late Holocene).
Since the late-glacial, the climatic regime of interior west Asia has been under the influence of various atmospheric circulation patterns and intensities (Fleitmann et al. 2007). High pressure cells of the Siberian Anti-cyclone (Siberian High: SH) from the north, low pressure cells belonging to the Indian summer monsoon (ISM) from the south, and mid latitude westerlies (MLW) governed the regional climate during thid period.
Data revealed that during the lateglacial - early Holocene, dominance of low pressure system of ISM on Sistan Basin and the western Hindu Kush provided a moist environment with less wind action. As shown by primary modal peak of grain-size distribution curves (20-30 µm), massive clayey silts with low MS (4.2 - 5.2 ×10-4 SI) and abundant plant remains, charophytes and carbonate shells in facies A are deposited in a highly productive lake with no signs of wind action. This period is also characterized by weakening MLW as well as elevated sea surface temperature in Atlantic Ocean and Arabian Sea. In addition, this humid period in the Sistan Basin is concurrent with the early Holocene long-term weakening of SH, inferred from increases in concentration of K+‏ in GISP2 ice core (Mayewski et al. 2004) causing dramatic decrease in north-south pressure gradient between the Hindu Kush Mountains in northern Afghanistan and the desert lands of the Sistan Basin. High solar irradiance and weakening and northward migration of territory influenced by the SH also pushed the ISM domain northward (Mayewski et al. 2004) affecting Sistan catchment basin.
 During the early- mid Holocene gradual weakening ISM (Sirocko et al. 1993) in addition to strengthening SH and MLW (Bradbury et al. 1993) caused dominance of severe wind storms in Sistan, as shown by modal peak more than 100 µm in facies B. During the mid-late Holocene, episodic high aeolian inputs in the basin by high energy dust storms comparable with the present day “winds of 120 days” are evident. Traces of palaeostorms during this time is evidenced by high oscillations of MS and presence of some sand-bearing lacustrine sequences in both cores. During this period, southward migration of ITCZ led to weakening of the ISM (Fleitmann et al. 2007), and consequently drought periods in Sistan Basin and semi-arid conditions over NW Himalaya (Dortch et al. 2013). Establishment of a high pressure gradient between the Sistan depression and the high Hindu Kush Mountains caused the occurrence of severe and frequent dust storms over the area.
Our results suggest that the late Holocene in the Sistan Basin (facies C3) was characterized by frequent changes in MLW and SH activity. Palaeoclimatic records show since the mid Holocene to the present time, the climate of Sistan and its catchment area more or less oscillated around a steady state comparable with modern situations (Hamzeh et al. 2016). During this time, the hydroclimatic regime and Aeolian activity of the Sistan Basin and NW Himalaya have been mostly governed by MLW-associated precipitation. Periods of prolonged droughts are indicated in proxy records of NW Iran such Lake Neor (Sharifi et al. 2015), presumably consistent with high MS values in our record. It is possible that weakening of ISM, along with distal influences of the MLW during the late Holocene exposed the Lake Hamoun basin to frequent droughts. Frequent lake level fluctuations show unstable climate of the Sistan Basin during mid to late Holocene with frequent wind storms.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Hamoun
  • Palaeoclimate
  • Holocene
  • Sedimentology
  • Monsoon

مقدمه

رسوبات بادی نهشته شده در محیط‌های دریاچه‌ای، نشانگرهای مستقیم دوره‌های خشک‌سالی و توفان‌های گردوغبار دیرینه هستند و ازاین‌جهت، بایگانی‌های ارزشمندی از شرایط محیطی دیرینه به شمار می‌آیند (An et al. 2012). مطالعۀ این رسوبات می‌توانند موجب افزایش دانش ما در مورد ماهیت و عوامل ایجاد تغییرات اقلیمی در درازمدت و همچنین درک شدت و فراوانی این بلایای طبیعی در بازه‌های زمانی گسترده‌تر از وقایع تاریخی ثبت‌شده گردند (Parris et al. 2010).

بررسی داده‌های پذیرفتاری مغناطیسی و همچنین توزیع دانه‌بندی ذرات رسوبی به‌عنوان یکی از نشانگرهای تغییرات محیطی در توالی‌های رسوبی دریاچه‌ای کاربرد بسیاری دارد (Jiang and Ding 2010). تغییرات محیطی در اثر دگرگونی‌های اقلیمی با فرایندهای فرسایش و هوازدگی مختلف و همچنین شرایط متنوع انتقال و ته‌نشست همراه هستند. این تغییرات به‌نوبۀ خود موجب تنوع در ترکیب رسوب مانند تغییر در میزان و/یا ترکیب کانی‌های مغناطیسی به‌عنوان کانی‌های معمول در رسوبات می‌گردند که توسط بررسی نگاشت پذیرفتاری مغناطیسی قابل‌ردیابی هستند (Karimi et al. 2013). از طرف دیگر، با در نظر گرفتن آنکه ترکیب دانه‌بندی و کانی‌شناسی اجزاء رسوبی در توزیع چند نمایی رسوبات منعکس‌کنندۀ فرایندهای مختلف انتقال و ته‌نشست رسوبات است (Ashley 1978)، جداسازی نظری اجزای مختلف رسوبات از یکدیگر و شناسایی هرکدام می‌تواند بازگوکنندۀ شرایط اقلیمی و محیطی حوضۀ رسوبی در زمان ته‌نشست باشد. مطالعات گسترده‌ای درزمینۀ جداسازی رسوبات بادی از کل رسوبات در نواحی مختلف جهان مانند ایالات‌متحده (Dean 1997; Parris et al. 2010)، آلاسکا (Muhs and Bettis 2003)، گرینلند (Mayewski et al. 2004)، نیوزیلند (McGowan et al. 1996) و ژاپن (Xiao et al. 1997) انجام‌گرفته است که بیانگر حضور دوره‌های خشک و بادخیز در طول آخرین عصر یخبندان و پس‌ازآن است. اخیراً مطالعات متعددی در مورد مقایسۀ نمودارهای فراوانی اندازۀ ذرات حاصل از منابع و محیط‌های گوناگون انجام‌گرفته که به کمک آن‌ها میزان مشارکت رسوبات بادی در کل رسوبات دریاچه‌ای در شمال چین برآورد شده است (Sun et al. 2002; An et al. 2011). ژیانگ و دینگ (2010) دریافتند که تغییرات اندازۀ ذرات رسوبی در توالی لسی شمال چین، معرف تغییرات شدت بادهای شمالی و شمال غربی است. نتایج نشان داد انتقال رسوبات بادی در این ناحیه مرتبط با مونسون زمستانۀ شرق آسیاست که در آن هوای سرد و خشک توسط مرکز پرفشار سیبری گسترش‌یافته و گردوغبار را به شمال و شمال غربی چین وارد نموده است.

مطالعاتی پیرامون تغییرات محیطی با استفاده از رسوبات بادی در محیط‌های دریاچه‌ای، پلایایی و بیابانی بخش مرکزی و شمالی ایران انجام‌گرفته است. این بررسی‌ها بر روی بخش‌های جنوبی دریای خزر (Ramezani et al. 2008; Frechen et al. 2009)، رسوبات لسی شمال و شمال شرقی ایران (Lateef 1988; Okhravi and Amini 2001; Frechen et al. 2009; Karimi et al. 2011; Karimi et al. 2013) و پلایاهای بخش شمالی مرکز ایران (Krinsley 1970; Khademi et al. 1997; Djamali et al. 2006) متمرکز گردیده است. این مطالعات می‌تواند کمک شایانی برای شناخت تغییرات چهرۀ زمین، بررسی توده‌های هوایی مؤثر در هر ناحیه و نوسانات فصلی و شدت آن‌ها در بخش‌های غربی و شمالی ایران باشد، اما به‌هرحال بسیاری از جنبه‌های شرایط اقلیمی دیرینه منطقه شرق و جنوب شرقی ایران همچنان ناشناخته مانده است.

دریاچۀ هامون یک محیط رسوبی بسیار مناسب برای مطالعات اقلیم دیرینه است. این ناحیه هم‌اکنون دریکی از خشک‌ترین نواحی آسیای مرکزی-غربی واقع‌شده که توسط بسیاری از گردشگران، دانشمندان علوم طبیعی و مستشاران خارجی که در قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم به این ناحیه سفرکرده و مطالعاتی پیرامون اهداف محوله انجام داده‌اند، به‌عنوان یکی از خشن‌ترین نواحی بیابانی زمین از آن یادشده است که با اقلیم فوق‌العاده گرم و خشک، بادها و توفان‌های گردوخاک شدید، سیلاب‌های ویرانگر و خشک‌سالی‌های متوالی و قحطی آور شناخته می‌شود (Goldsmid 1875; McMahon 1906; Annandale and Prashad 1919). منابع آبی محدود و زیست‌بوم شکنندۀ پیرامون دریاچۀ هامون دارای حساسیت فوق‌العاده‌ای به تغییرات اقلیمی است. در دوره‌های مرطوب، رسوبات دریاچه‌ای- رودخانه‌ای در محیط دریاچه ته‌نشین می‌گردد، درحالی‌که در زمان‌های خشک‌سالی، فرسایش و رسوب‌گذاری حاصل از بادهای شدید، نواحی مختلف آن را تحت تأثیر قرار می‌دهد (Rashki and Kaskaoutis 2012). لذا با اندازه‌گیری نسبت رسوبات مختلف در توالی رسوبات دریاچه و مقایسۀ آن با شرایط اقلیمی هولوسن جنوب غربی آسیا می‌توان تغییرات فراوانی و شدت توفان‌های گردوغبار سیستان و ارتباط آن با پدیده‌های اقلیمی ناحیه‌ای را بررسی نمود.

در سال‌های اخیر، مطالعاتی در مورد ماهیت و شرایط ایجاد توفان‌های گردوغبار حال حاضر سیستان انجام‌گرفته است. این مطالعات به بررسی میزان و نوع رسوب‌گذاری گردوغبار (Rashki et al. 2014)، نقش بادهای محلی 120 روزه در گردوغبار (Alizadeh-Choobari et al. 2014)، غلظت ذرات معلق در هوا و کیفیت هوا (Rashki et al. 2013b)، ترکیب کانی‌شناسی و شیمیایی گردوغبار (Rashki et al. 2013a) و نقش خشک‌سالی‌های اخیر در شدت گرفتن این توفان‌ها (Rashki and Kaskaoutis 2012; Sharifikia 2013) پرداخته‌شده است. با این‌حال، تاکنون مطالعه‌ای با موضوع بررسی توزیع زمانی و شدت توفان‌های گردوغبار سیستان در چند هزار سال گذشته انجام نگرفته است تا با کمک آن بتوان اثرات تغییرات اقلیم هولوسن نیمکرۀ شمالی در این ناحیه را بررسی نمود.

اخیراً حمزه و همکاران (2016) با بررسی دانه‌بندی رسوبات، میزان مواد آلی و کربنات کلسیم و همچنین ریخت‌شناسی سطح دانه‌های رسوبی، تغییرات آب‌شناسی و اقلیمی هامون را در طی هولوسن نشان دادند و مشخص نمودند سامانه‌های اقلیمی تأمین‌کنندۀ رطوبت دریاچۀ هامون در طی هولوسن تغییر نموده است. اما از آنجا که توفان و پدیدۀ بادخیزی در تفسیر اقلیم سیستان از اهمیت ویژه‌ای برخوردار است، در این مطالعه سعی می‌گردد تا با بررسی رسوب‌شناسی و سنگ‌نگاری رسوبات بادی نهشته شده در توالی رسوبی دریاچۀ هامون از دورۀ زمانی پس از آب شدن یخچال‌های آخرین عصر یخبندان (حدود 5/13 هزار سال قبل) تاکنون، دوره‌های زمانی شدت‌وری توفان‌های گردوغبار دیرینۀ دشت سیستان معرفی گردد.

 

محدودۀ مورد مطالعه

موقعیت جغرافیایی

سیستان در حقیقت یک گودی با مساحت 18 هزار کیلومترمربع در بخش جنوب غربی حوضۀ هیرمند را شامل می‌شود که توسط دلتای رود هیرمند و سه پهنۀ آبی فصلی به نام‌های هامون پوزک (480 کیلومترمربع)، هامون صابوری (800 کیلومترمربع) و هامون هیرمند (650 کیلومترمربع) پوشیده شده است (شکل 1). ارتفاع متوسط سطح آب دریاچه‌ها 470 متر بالاتر از سطح دریاست. در زمان‌های سیلابی این مناطق به‌صورت یک پهنۀ آبی یکپارچه درمی‌آیند و یک کانال جریان آب به نام رود شیله، آب‌های اضافی را از بخش جنوبی هامون هیرمند به پهنۀ اغلب خشک گود زیره (ارتفاع 463 متر بالاتر از سطح دریا) سرریز می‌کند (Whitney 2007). رود هیرمند با طولی حدود 1400 کیلومتر به‌علاوۀ چهار رود دیگر به نام‌های خاش‌رود، خوسپاس‌رود، فراه‌رود و هاروت‌رود مساحتی حدود 340 هزار کیلومترمربع از دامنه‌های جنوب غربی هندوکش را زهکش می‌کنند که بیش از 50% خاک افغانستان را شامل می‌گردد (Jux and Kempf 1983). رسوبات بستر دشت شامل رسوبات سیلتی رسی دریاچه‌ای و همچنین رسوبات دلتای هیرمند هستند. در بخش شمالی دشت، رسوبات مخروط افکنه‌ای رودهای ذکرشده نیز به چشم می‌خورد. یک تودۀ کوچک بازالتی به قدمت حدود 3/7 میلیون سال به نام کوه خواجه در هامون هیرمند واقع‌شده که ارتفاع آن از بستر دریاچه حدود 120 متر است. حضور دشت مرگو که کفه‏ای گراولی با تعدادی پشته‌های ماسه‌ای بادی است و همچنین ریگستان که بیابانی پوشیده از پشته‌های ماسه‌ای فعال (بخش غربی) و غیرفعال (بخش شرقی) در ارتفاع 200 تا 300 متری بالاتر از سیستان در شرق آن واقع‌شده‌اند (شکل 1)، حاکی از گستردگی زمانی فرایندهای رسوبی بادی در سیستان است (Whitney 2007).

 

اقلیم

شرایط اقلیمی در ایران بیشتر توسط سامانه‌های غرب‌وزان عرض‌های میانی، پرفشار سیبری[1] (شمال شرقی) و مونسون جنوب غربی (منتهی‌الیه جنوب شرقی) کنترل می‌شود. در طی کواترنر احتمالاً موقعیت و شدت این سامانه‌ها با شرایط کنونی متفاوت بوده و از این ‌جهت تأثیر آن‌ها بر اقلیم منطقه دچار دگرگونی شده است. در طی هولوسن، منطقۀ جنوب شرقی ایران به دلیل قرار گرفتن در مرز بالایی محدودۀ منطقۀ همگرایی بین حاره‌ای[2] نسبت‌های متفاوتی از بارش‌های زمستانۀ مدیترانه‌ای و مونسون تابستانۀ هند[3] را دریافت نموده و بنابراین، دارای تاریخچۀ نسبتاً پیچیده‌ای از شرایط محیطی و اقلیمی دیرینه است (Regard et al. 2006; Hamzeh et al. 2016).

سیستان تحت تسلط اقلیم قاره‌ای با زمستان‌های سرد و تابستان‌های گرم و خشک است. میانگین دمای هوای حوضۀ سیستان 27 درجۀ سانتی‌گراد است. رژیم بارندگی سیستان و حوضۀ آبگیر آن کاملاً فصلی و مرتبط با مرکز کم‌فشار غربی است. بادهای غربی عرض‌های میانی[4] رطوبت گستره‌های آبی غرب ایران را که مهم‌ترین آن دریای مدیترانه است، به سمت ارتفاعات غربی و در مرحلۀ بعد فلات مرکزی ایران هدایت می‌کنند. البته در این میان، ارتفاعات غربی و شمالی ایران از ورود جریان‌های هوای مرطوب به نقاط مرکزی جلوگیری می‌کند (Kehl 2009). به همین دلیل، دشت سیستان میزان اندکی بارندگی دریافت می‌کند (کمتر از 60 میلی‌متر در سال) (Alizadeh-Choobari et al. 2014). حوضۀ هیرمند از سال 1378 دچار خشک‌سالی شدیدی گردید که خسارات زیادی به منطقه وارد نمود (Vekerdy et al. 2006). در دوره‌های خشک‌سالی، بستر دریاچه‌ها به‌علاوۀ مخروط‌افکنه رودخانه‌های شمالی به‌عنوان منبع گردوخاک منطقه عمل می‌کنند و موجب ایجاد توفان‌های گردوخاک شدید در منطقه می‌گردند (Rashki and Kaskaoutis 2012).

 

بادخیزی

سیستان یک منطقۀ کلیدی جهت واکنش متقابل هوای سرد ارتفاعات با هوای گرم و خشک دشت است که در آن بادهای قوی نزدیک سطح زمین برای حداقل چهار ماه از سال دوام دارد. این بادهای بسیار شدید که به نام بادهای 120 روزه شناخته می‌شوند و سرعت آن‌ها گاه به 28 متر بر ثانیه می‌رسد، هم‌زمان با گرمای زیاد حوضه در اوایل خرداد شروع و تا اواخر شهریور به طول می‌انجامد (McMahon 1906). بادهای 120 روزه اثرات زیادی بر روی ریخت‌شناسی زمین و زندگی مردم ازجمله زمان آبیاری و فعالیت‌های کشاورزی منطقه دارد. این بادهای دارای جهت غالب شمالی-شمال غربی، حاصل اختلاف زیاد فشار بین محدودۀ پرفشار دائمی بر روی ارتفاعات شمالی و منطقۀ کم‌فشار تابستانه ایجاد شده در دشت سیستان است که در اثر توپوگرافی خاص دشت سیستان (ایجاد کانال حرکت باد بین ارتفاعات غربی و همچنین شمالی و شرقی سیستان) بر سرعت آن افزوده می‌شود (شکل 1). این بادها زمانی ایجاد می‌شود که سرعت باد از 1 متر بر ثانیه تجاوز نماید. حداکثر سرعت باد در ارتفاع زیر 1 کیلومتری از سطح زمین روی می‌دهد. تعامل اقلیم فراخشک با بادهای شدید موجب شکل‌گیری میزان بسیار زیاد تبخیر (بیش از 4000 میلی‌متر در سال) در منطقه می‌گردد که در زمرۀ بیشترین نرخ‌های تبخیر در جهان است (Alizadeh-Choobari et al. 2014). تلفیق عوامل فوق با خشکی رسوبات سطحی و همچنین فقدان پوشش گیاهی متراکم موجب شکل‌گیری توفان‌های گردوخاک سهمگین در سیستان از اواسط بهار تا تابستان و اوایل پاییز می‌گردد.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1- الف) میانگین میزان فشار سطح دریا (هکتوپاسکال)، سامانه‌های اقلیمی و جهت وزش باد در ارتفاع 10 متری سطح زمین در حوضۀ هیرمند و ارتفاعات شمال آن در اواسط تابستان (با تغییرات از علیزاده چوباری و همکاران (2014) و اوون و همکاران (2014)). ب) تصویر داده‌های ارتفاعی رقومی (DEM)ماهوارۀ استر حوضۀ هیرمند. H: مراکز پرفشار، L: مراکز کم‌فشار. H1 وH2  نشان‏دهندۀ محل‏های براشت مغزه هاست.

 

 

سیستان دارای فراوان‌ترین و شدیدترین توفان‌های گردوغبار در جنوب غربی آسیاست. به‌طور مثال در سال 1284 هجری شمسی تندبادی با سرعت 3/39 متر بر ثانیه به مدت 16 ساعت در سیستان ثبت گردید که بیشینۀ سرعت آن به 6/53 متر بر ثانیه رسید (McMahon 1906). مدارکی وجود دارد که این بادها در زمان‌های گذشته تاریخی نیز وجود داشته‌اند. نهشته‌های ماسه‌ای بادی فراوان در ریگستان، دشت مرگو، دشت جهنم، ساروتار، گود زیره و هامون ماشکل (شکل 1 ب)، باقی ماندن پهنۀ گراولی دشت مرگو در اثر فرسایش شدید بادی و همچنین بقایای آسیاب‌های بادی که درون یا بیرون دلتای هیرمند یافت می‌گردند (Tate 1910) از این جمله‌اند.

 

روش مطالعه

برداشت مغزه، نمونه‌برداری و مطالعات رسوب‌شناسی

دو مغزۀ H1 (طول 2/6 متر) و H2 (طول 8/6 متر) با قطر داخلی 5 سانتیمتر توسط دستگاه مغزه گیر ارتعاشی[5] در شهریورماه 1392 زمانی که پس از یک سیلاب بهاری هامون هیرمند کاملاً خشک بود برداشته شد. ارتفاع محل برداشت مغزۀ اول و دوم به ترتیب 470 و 471 متر از سطح دریا و فاصلۀ بین دو مغزه حدود 8/1 کیلومتر اندازه‌گیری شد. محل برداشت مغزه‌ها بخش میانی هامون هیرمند حدود 2 کیلومتری غرب کوه خواجه انتخاب گردید (شکل 1 ب). این ناحیه در طول دوره‌های مختلف زمانی هولوسن آب‌های ورودی از شاخه‌های مختلف رود هیرمند از جنوب دریاچه (توسط رود بیابان و رام‌رود)، بخش میانی (سنا رود) و بخش شمالی (رود سیستان و پریان) را دریافت نموده و احتمالاً نسبت به سایر نقاط دارای توالی کامل‌تری از رسوبات دریاچه‌ای و بادی است.

مغزه‌ها بلافاصله پس از انتقال به آزمایشگاه، مورد سنجش میزان پذیرفتاری مغناطیسی قرار گرفتند. این کار توسط سنجندۀ MS2C مغناطیس‌سنج بارتینگتون بافاصلۀ یک سانتیمتر بین دو سنجش متوالی انجام گرفت. کلیۀ داده‌های پذیرفتاری مغناطیسی گزارش‌شده در مقاله بر مبنای واحد SI است. پس‌ازآن مغزه‌ها از وسط در جهت طولی برش داده شد، سطح رسوبات تمیز شد و مطالعات مقدماتی شامل تصویربرداری توسط دوربین دیجیتال با قدرت تفکیک زیاد و بررسی خصوصیات ظاهری مانند رنگ (با مقایسه با چارت استاندارد مانسل (Chatrs 2000)، لایه‌بندی و حضور بقایای جانداران، گیاهان، و ساختارهای رسوبی قابل‌شناسایی در نمونۀ دستی روی مغزه‌ها انجام گرفت. 140 نمونه از دو مغزه برای انجام آزمایش دانه‌بندی لیزری برداشته شد. نمونه‌ها با فواصل حداکثر 10 سانتیمتری بر اساس تغییر خصوصیات ظاهری و تغییرات میزان پذیرفتاری مغناطیسی برداشته شد. برای آماده‌سازی نمونه‌ها برای انجام دانه‌بندی لیزری، ابتدا ذرات کربنات کلسیم توسط انحلال در اسیدکلریدریک 10% از رسوبات خارج گردید و سپس مواد آلی در اثر واکنش با آب‌اکسیژنه 30% حذف شد. قبل از ورود رسوبات به دستگاه دانه‌بندی لیزری، 10 میلی‌لیتر سدیم هگزامتافسفات 05/0 مولار به رسوب و آب مقطر اضافه گردید و مخلوط کاملاً هم زده شد تا از هرگونه لخته شدن رسوبات جلوگیری شود (Konert and Vandenberghe 1997). برای دانه‌بندی لیزری رسوبات از دستگاه دانه‌بندی لیزریFRITSCH Analysette 22 و به روش‌تر استفاده گردید. تعداد کانال‌های دستگاه طوری تعریف گردید تا داده‌های خروجی دستگاه 62 محدودۀ اندازۀ ذرات را نمایش دهند. به ازای هر ده نمونۀ دانه‌بندی شده، 2 نمونه نیز به‌صورت تکراری مورد آزمایش قرار گرفت که داده‌ها نشان داد درصد ماسه، سیلت و رس در آن‌ها حداکثر 5% تغییر نشان می‌دهد. داده‌های خروجی دستگاه نیز توسط نرم‌افزار Analysette 22 Fritsch GmbH 2000 مورد پردازش قرار گرفت و نمودارهای توزیع اندازۀ ذرات رسم گردید.

در این بررسی، 21 نمونه از رسوبات مغزۀ H1 برای تهیه مقطع نازک میکروسکوپی انتخاب گردید. مقاطع نازک تهیه‌شده، توسط میکروسکوپ پلاریزان نیکون مدل LV50i POL مجهز به دوربین دیجیتال عکس‌برداری مطالعه و تصویربرداری گردید. نمونه‌های رسوبی همچنین توسط استریو میکروسکوپ نیکون مدل SMZ1500 مشاهده گردید تا میزان فراوانی نسبی صدف‌های کربنات کلسیم و بقایای آلی تعیین شود. به دلیل آنکه مطالعات مقدماتی نشان داد مغزۀ H1 به خاطر قرارگیری در میانۀ دریاچه، دارای مواد آلی و همچنین بقایای گیاهی و جانوری بیشتری است و در کل توالی رسوبی کامل‌تری نسبت به مغزۀ H2 دارد، در این بررسی مطالعات تفصیلی‌تر بر روی مغزۀ اول صورت گرفت و از مغزۀ دوم برای بررسی میزان گسترش محیط دریاچه‌ای و همبستگی توالی رسوبی استفاده گردید. کلیۀ آزمایش‌های فوق در آزمایشگاه زمین‌شناسی دریایی مرکز اقیانوس‌شناسی دریای عمان و اقیانوس هند (چابهار)، پژوهشگاه ملی اقیانوس‌شناسی و علوم جوی انجام پذیرفت.

 

تعیین سن به روش 14C

داده‌های سن سنجی این تحقیق بر اساس مطالعۀ حمزه و همکاران (2016) آورده شده است. در این تحقیق، آزمایش سن‌سنجی بر روی رسوبات گلی حاوی مادۀ آلی نسبتاً زیاد از بخش‌های پایینی مغزۀ H1 (عمق 615 سانتیمتری) در آزمایشگاه رادیوکربن پزنان لهستان انجام گرفت و توسط نرم‌افزار IntCal13 (Reimer et al. 2013) کالیبره گردید. سن کالیبره شده بیانگر سن حدود 5/13 هزار سال قبل (اواخر عصر یخبندان) برای بخش‌های پایینی مغزه است. با توجه به داده‌های سن‌سنجی کم در این تحقیق، سعی می‌گردد وقایع اقلیمی و بادخیزی دریاچه‌ها بر اساس سن‌های کلی اعلام گردد.

 

نتایج

با توجه به بررسی‌های مقدماتی بر روی مغزه‌ها، مغزۀ H1 برای انجام مطالعات تفصیلی‌تر و سن‌سنجی انتخاب گردید. با بررسی‌های مغناطیس‌سنجی و رسوب‌شناسی واحدهای رسوبی مغزه‌ها به سه رخسارۀ اصلی A، B و C تقسیم گردید. همچنین دو رخسارۀ A و B به دو زیر رخساره و رخسارۀ C به سه زیر رخساره تقسیم گردیدند (جدول 1، شکل 2).

رخسارۀ A: بخش‌های پایینی مغزه شامل سیلت رسی تیره‌رنگ است. حدود 70% رسوبات را ذرات سیلت تشکیل می‌دهند. پس ‌از آن رسوبات رسی دارای بیشترین فراوانی هستند. میزان ماسۀ این رخساره ناچیز است و فقط در عمق 550 سانتیمتری افزایش چشمگیر نشان می‌دهد. میزان پذیرفتاری مغناطیسی این واحد بسیار پایین است که از سمت بخش‌های بالایی واحد به سمت پایین روند کاهشی پذیرفتاری مغناطیسی کاملاً مشهود است. رنگ رسوبات اغلب در محدودۀ خاکستری تا خاکستری مایل به سبز قرار دارد. مقدار زیادی بقایای گیاهی نیز در رسوبات این واحد قابل‌مشاهده است. زیر رخسارۀ A2 با آغاز روند افزایشی میزان پذیرفتاری مغناطیسی از SI 4-10×2/4 در بخش پایینی تا SI 4-10×2/5 در بخش فوقانی خود مشخص می‌شود. رنگ رسوبات سیلتی این واحد که در بخش‌های فوقانی به سیلت ماسه‌ای تبدیل می‌شوند، بسیار روشن‌تر از واحد قبلی است و در محدودۀ رنگ قهوه‌ای روشن قرار می‌گیرد.

 

 

جدول 1- برخی داده‌های رسوب‌شناسی رخساره‌های مغزۀ H1 هامون

C3

C2

C1

B2

B1

A2

A1

زیر رخساره

195-0

205-195

255-205

255-265

420-265

420-440

440-620

عمق (سانتیمتر)

8/3-4/1

11-9/7

11-7/3

4/9-0/5

10-8/5

2/5-2/4

7/4-3/2

محدوده

MS

 (SI4-10×)

3/4

6/9

1/6

2/7

7/7

7/4

3/3

متوسط

8/36-5/2

2/64-1/60

4/23-2/1

9/38-9/35

6/55-4/15

6/13-0/2

9/27-6/0

محدوده

ماسه (%)

2/11

2/62

0/14

4/37

9/23

0/7

9/7

متوسط

7/80-3/43

3/32-3/15

2/72-1/60

7/49-5/49

5/74-6/36

6/76-8/68

5/76-2/58

محدوده

سیلت (%)

7/68

8/23

1/67

6/49

0/60

6/71

1/68

متوسط

7/27-2/11

5/20-6/7

6/27-2/11

4/14-5/11

0/24-7/7

1/24-6/18

2/41-6/11

محدوده

رس (%)

1/20

1/14

8/18

0/13

2/16

4/21

0/24

متوسط

5Y7/1, 10Y6/1, 5Y7/2

10Y6/2, 5Y7/1

10Y6/2, 5Y7/2

2.5Y7/3

10YR8/3, 7/3, 6/3

5Y7/2, 10YR8/2

10Y8/1, 7/1, 6/1, 5Y6/1

شماره

رنگ (مانسل)

LG, LGG, GG

LBG, LG

LBG, LG

PY

VPB, PB

LG, VPB

LGG, GG, G

نام

متوسط

خیلی زیاد

متوسط

خیلی کم

-

زیاد

خیلی زیاد

گاستروپود

فسیل

متوسط

زیاد

متوسط

خیلی کم

-

زیاد

خیلی زیاد

استراکدا

زیاد

کم

متوسط

کم

-

کم

متوسط

بقایای گیاهی

لایه‌بندی مشخص

بدون لایه‌بندی

لایه‌بندی مشخص

بدون لایه‌بندی

تناوب سیلت و ماسه

لایه‌بندی کم

بدون لایه‌بندی

لایه‌بندی

ضعیف

خوب

ضعیف

خوب

ضعیف

خوب

خوب

جورشدگی

G: خاکستری، LG: خاکستری کم‌رنگ، GG: خاکستری مایل به سبز، LGG: خاکستری کم‌رنگ مایل به سبز، LBG: خاکستری کم‌رنگ مایل به قهوه‌ای، PY: زرد روشن، VPB: قهوه‌ای خیلی روشن، PB: قهوه‌ای روشن

 

رخسارۀ B: این رخساره با مرزی فرسایشی بر روی زیر رخسارۀ A2 قرار می‌گیرد (شکل 2). این بخش شامل تناوب بیش از 100 لامینۀ با ضخامت کمتر از یک سانتیمتری تا چند سانتیمتری از رسوبات سیلتی و رسوبات ماسه‌ای بادی با رنگ قهوه‌ای خیلی روشن است. میزان سیلت در لایه‌های سیلتی بیش از 70% و میزان ماسه در لایه‌های ماسه‌ای به بیش از %50 می‌رسد. پذیرفتاری مغناطیسی این بخش افزایش ناگهانی و زیادی نسبت به بخش‌های زیرین نشان می‌دهد که در بخش‌های با ماسۀ زیاد افزایش و بخش‌های با مقادیر سیلت و رس زیاد، کاهش می‌یابد. در عمق 265 سانتیمتری، زیر رخسارۀ B1 توسط مرز تدریجی به زیر رخسارۀ B2 با ضخامت 10 سانتیمتر تبدیل می‌شود. این واحد شامل ماسۀ سیلتی با رنگ زرد کمرنگ است که با افزایش ناگهانی پذیرفتاری مغناطیسی همراه است. دامنۀ تغییرات میزان رس (%14-12)، سیلت (%50-49) و ماسه (%39-36) در آن نسبتاً کم است.

 رخسارۀ C: بخش زیرین زیر رخسارۀ C1 از پایین به بالا از رسوبات سیلت رسی آغاز می‌شود، در ادامه به سیلت و سیلت ماسه‌ای و در بخش بالایی خود به ماسۀ سیلتی تبدیل می‌گردد. این روند دقیقاً با روند افزایشی مقدار پذیرفتاری مغناطیسی تطابق دارد. متوسط میزان رس، سیلت و ماسه در این رسوبات به ترتیب 19، 67 و 14 درصد است. زیر رخسارۀ C2 10 متشکل از دو لایۀ ماسه‌ای سیلتی حاوی ذرات درشت ماسه، مقادیر زیاد خرده صدف و بقایای گیاهی نابرجای فراوان است که یک لایۀ سیلت ماسه‌ای بین این دو قرارگرفته است. میزان ذرات ماسه بیش از 60% است. میانگین اندازۀ ذرات در این واحد بیش از 165 میکرومتر است. رنگ دو لایۀ ماسه‌ای خاکستری کمرنگ مایل به قهوه‌ای است و رنگ لایۀ میانی خاکستری کمرنگ است. میزان زیاد پذیرفتاری مغناطیسی این لایه (SI 4-10×11) حاکی از حضور میزان زیاد رسوبات آوری نسبتاً دانه‌درشت در این بخش است. بخش اعظم ذرات رسوبی زیر رخسارۀ C3 که معرف جدیدترین بخش مغزه است را سیلت تشکیل می‌دهد. ذرات رسی و ماسه‌ای نیز در بخش‌های مختلف پس از سیلت قرار دارند. در اعماق 70، 120 و 160 سانتیمتری، میزان ماسه افزایش چشمگیری نشان می‌دهد که توسط افزایش ناگهانی پذیرفتاری مغناطیسی و میانگین و نمای اندازۀ ذرات قابل‌ردیابی است. دامنۀ تغییرات میزان ماسه در این رسوبات وسیع است (37-2 درصد). بنابراین تغییرات میزان پذیرفتاری مغناطیسی این واحد زیاد و بین SI 4-10×4/1 و SI 4-10×4/8 در نوسان است. رنگ این واحد از خاکستری تا خاکستری روشن و سبز مایل به خاکستری روشن در تغییر است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- تصویر برداشته‌ شده از مغزۀ H1. نسبت طول به عرض مغزه تغییر داده‌شده است. (اعداد بیانگر عمق مغزه به متر هستند).

 

 

دانه‌بندی و توزیع اندازۀ ذرات

برای جداسازی نظری رسوبات دارای فرایندهای انتقال و ته‌نشست متفاوت و درنتیجه شناخت دوره‌های رسوب‌گذاری دریاچه‌ای و بادی، نمودارهای توزیع فراوانی اندازۀ ذرات رسوبی مغزه‌های رسوبی هامون تهیه گردید و با محدوده‌های قلۀ نمایی[6] (Modal Peak) معمول رسوبات مختلف در سایر نقاط جهان مقایسه شد (شکل 3). برای ساده‌سازی منحنی‌ها، منحنی میانگین حاصل از منحنی‌های توزیع اندازۀ ذرات هم‌شکل در افق‌های مشخص تهیه گردید. برای این کار ما میانگین ستون‌های فراوانی هر محدودۀ اندازۀ ذره را برای افق‌های مشخص تهیه‌کرده و سپس منحنی توزیع اندازۀ ذره برای هرکدام از این دسته ستون‌ها را رسم نمودیم. نمودارهای توزیع فراوانی اندازۀ ذرات برای هر گروه از رسوبات دارای الگوی دونمایی یا سه نمایی است که نشان می‌دهد به ترتیب دو و سه بخش رسوبی در هرکدام از این نمونه‌ها مشارکت دارد. به‌طورکلی سه نوع نمودار توزیع اندازۀ ذره در شکل 3 می‌توان مشاهده نمود.

نوع اول: دارای دو یا سه قلۀ نمایی هستند. در این نوع بلندترین قلۀ نمایی در محدودۀ اندازۀ 20 تا 30 میکرومتر قرار دارد و قلۀ نمایی کوچک‌تر متعلق به ذرات با محدودۀ اندازۀ 1 تا 4 میکرومتر است. سومین و کوچک‌ترین قله که در برخی نمونه‌ها دیده نمی‌شود، مربوط به ذرات با قطر 200 تا 300 میکرومتر است. میزان بزرگی یک قله در یک نمونه با همان قله در نمونه دیگر تفاوت دارد، اما ترتیب بزرگی این قله‌ها در تمامی نمونه‌های این نوع از یک روند واحد پیروی می‌کند. نمودار فراوانی این گروه از رسوبات در شکل با رنگ آبی کم‌رنگ پرشده است و متعلق به تمامی نمونه‌های رسوبی رخسارۀ A و بخش‌های زیادی از رخسارۀ C هستند. این رسوبات معرف پذیرفتاری مغناطیسی بسیار پایین هستند که دارای همبستگی کاملی با درصد ماسه، میانگین و نمای اندازۀ ذرات است. اگرچه میزان نوسان نشانگرهای فوق در رخسارۀ A بسیار ناچیز است، اما افق‌هایی از افزایش ناچیز پذیرفتاری مغناطیسی و میزان ماسه در عمق‌های 450، 480 و 580 سانتیمتری به چشم می‌خورد. در رخسارۀ C میزان پذیرفتاری مغناطیسی و همچنین میزان ماسه تغییرات زیادی در عمق‌های مختلف نشان می‌دهد. بخش دانه‌ریز احتمالاً دارای منشأ شیمیایی یا بیوشیمیایی و یا خاک زاد و آواری است و ذرات سیلت با نمای 25 میکرومتر حاصل ته‌نشست رسوبات معلق درون دریاچه است (Sun et al. 2002).

نوع دوم: برای نوع دوم، اولین و بزرگ‌ترین قلۀ نمایی در محدودۀ بین 50 تا 120 میکرومتر جای دارد و قله‌های دیگر در موقعیتی مانند قله‌های نمودارهای نوع اول هستند. به این صورت که قلۀ دوم متعلق به ذرات با محدودۀ اندازۀ 10 تا 30 میکرومتر، قلۀ سوم متعلق به ذرات با محدودۀ اندازۀ 1 تا 4 میکرومتر و قلۀ چهارم متعلق به ذرات با محدودۀ اندازۀ 200 تا 300 میکرومتر است. این نوع رسوبات که در شکل‌های مربوطه به رنگ زرد نشان داده ‌شده‌اند، مربوط به سه افق دارای ماسۀ زیاد در زیر رخسارۀ C3 هستند که در آن‌ها میزان پذیرفتاری مغناطیسی و فراوانی ماسه افزایش چشمگیری نشان می‌دهد. بزرگ‌ترین قلۀ نمایی نمودار دانه‌بندی این رسوبات معرف توفان‌های گردوغبار حال حاضر سیستان است (Rashki et al. 2012).

نوع سوم: این نوع نمودار دربرگیرندۀ نمونه‌های رسوب متعلق به رخسارۀ C2 و B است. در این نوع، قلۀ اول در محدودۀ حدود 110 میکرومتر قرار دارد. مطالعات دینامیک انتقال رسوبات بادی (Tsoar and Pye 1987) نشان می‌دهد که این ذرات می‌تواند توسط توفان‌های شدید گردوغبار با سرعت بیش از 25 متر بر ثانیه انتقال پیدا کنند. قلۀ دوم در محدودۀ 70 تا 90 میکرومتر و قلۀ سوم در محدودۀ 200 میکرومتر یا 4-1 میکرومتر جای دارد. میزان پذیرفتاری مغناطیسی این رسوبات به‌طور میانگین SI 4-10×8 است و بیش از 25% ذرات رسوبی آن‌ها از ماسه تشکیل‌شده است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3- سمت چپ: همبستگی دو مغزۀ H1 و H2 به همراه تغییرات میزان پذیرفتاری مغناطیسی، درصد ماسه، میانگین اندازۀ ذرات و همچنین نمای توزیع اندازۀ ذرات. نوارهای رنگی زرد، قهوه‌ای و آبی به ترتیب معرف رسوب‌گذاری بادی در محیط دریاچه‌ای، رسوب‌گذاری بادی در یک محیط خشک و رسوب‌گذاری سیلت دریاچه‌ای است. سمت راست: نمودارهای توزیع اندازۀ ذرات رسوبی در عمق‌های مختلف. ستون‌های رنگی معرف محدودۀ قلۀ نمایی (A): رسوبات دریاچه‌ای (برگرفته از سان و همکاران (2002))، (B): رسوبات بادی جدید دشت سیستان (داده‌های حاصل از راشکی و همکاران (2012))، (C): توفان‌های گردوخاک (داده‌های حاصل از 11 توفان گردوخاک حوضۀ کایدام برگرفته از کیانگ و همکاران (2010))، (D): رسوبات آبرفتی و/یا توفان‌های گردوخاک بسیار شدید (برگرفته از سان و همکاران (2002)).

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- نمودار همبستگی میانگین اندازۀ ذرات و میزان کج شدگی نمونه‌های رسوبی مغزۀ H1 و H2

 

همبستگی بین میانگین اندازۀ ذرات و کج‌شدگی نمودار توزیع اندازۀ ذرات می‌تواند کاربرد زیادی برای استنباط تغییرات انرژی محیط و منبع ذرات در محیط‌های دریاچه‌ای داشته باشد (Jiang and Ding 2010). در شکل 4 برای نمونه‌های با میانگین اندازۀ ذرۀ بیشتر از Φ5، میزان کج‌شدگی دارای همبستگی منفی با میانگین اندازۀ ذرات است که نشان می‌دهد ذرات دانه‌درشت دارای همبستگی مثبت با میزان کج شدگی زیاد هستند. بنابراین نمونه‌های با اندازۀ بیش از Φ5 (قطر کمتر از 30 میکرومتر) معرف ذراتی هستند که به‌آرامی در محیطی کم انرژی (در اینجا محیط دریاچه‌ای) ته‌نشین شده‌اند. همان‌طور که در شکل 4 نشان داده‌شده، این ذرات عموماً متعلق به رخساره‌های A، C1 و C3 هستند که در شکل 3 به رنگ آبی نشان داده‌ شده‌اند. در این میان، تعدادی از نمونه‌ها شامل نمونه‌های عمق 30 تا 60 سانتیمتری مغزۀ H2 و 70، 120، 230 و 240 سانتیمتری از مغزۀ H1 از این روند تبعیت نمی‌کنند. این نمونه‌های رسوبی دریاچه‌ای حاوی مقادیر نسبتاً زیادی ذرات رسوبی ماسه‌ای هستند که حاکی از وزش باد شدید و ته‌نشست رسوب بادی در محیط دریاچه‌ای است. از طرف دیگر ذرات رسوبی کمتر از Φ5 نشانگر دانه‌هایی است که در یک محیط پرانرژی مانند محیط‌های بادی ته‌نشین شده‌اند. میانگین اندازۀ این ذرات رسوبی همبستگی معنی‌داری با میزان کج شدگی ندارد و متعلق به رخساره‌های B و C2 هستند که معرف محیط رسوبی خشک با وزش بادهای شدید است. این رسوبات در شکل 4 به رنگ نارنجی نشان داده ‌شده‌اند. در این میان به نظر می‌رسد نمونۀ رسوبی عمق 195 سانتیمتر در مغزۀ H1 که میانگین قطر ذرات آن کمتر از Φ5/2 است حاصل انتقال توسط بادهای شدید باشد.

 

کانی‌شناسی و سنگ‌نگاری

فراوان‌ترین دانۀ رسوبی تخریبی در مغزه‌های مطالعه شده، کانی کوارتز است. کوارتزهای پلی‌کریستالین با مرز بلوری مضرس نیز در این نمونه‌ها فروان است که بیانگر منشأ دگرگونی دانه‌های کوارتز است (Adams et al. 1984). پلاژیوکلاز، بیوتیت و کانی‌های فرومنگنز اغلب دچار دگرسانی به کلریت، سریسیت و کانی‌های کربناتی و رسی شده‌اند. زمینۀ رسوبات اغلب از کربنات‌های آب شیرین حاصل خاک‌زایی، کانی‌های رسی و مقدار کمی رسوبات تبخیری (در رخساره‌های خشک) تشکیل‌شده است. کانی کلریت یک کانی نسبتاً فراوان در رخساره‌های مرطوب است (رخساره‌های A1 و C3).

از دیدگاه مطالعات اقلیم و محیط دیرینه، مهم‌ترین پدیدۀ موجود در مقاطع نازک میکروسکوپی مغزه‌های هامون، کلوخه‌های گلی (Mud aggregates) هستند که بیانگر خشک شدن موقتی بستر دریاچۀ هامون و فرسایش و انتقال رسوب بستر توسط باد هستند. روش‌های مختلفی برای تشکیل این کلوخه‌ها پیشنهاد گردیده است که شامل شکستن رسوبات غنی از رس در اثر شوره‌زدگی توسط نمک به دلیل نوسانات سطح آب و نرخ بالای تبخیر، هوازدگی سنگ‌های رسی، خاک‌زایی، تناوب آبگیری و خشک شدن خاک‌های غنی از رس و تشکیل زیست‌زاد از طریق پلت‌های مدفوعی است (Fitzsimmons et al. 2009). با توجه به اینکه کلوخه‌های گلی نشانگر نوسانات سطح آب و تناوب خشکی و آبگیری محیط آبی هستند، بنابراین این مواد نقش مهمی در تفسیر شرایط محیطی دیرینۀ منطقه دارند. این گردهمایی‌های رسوبی اغلب در رسوبات واحدهای خشک تا نیمه‌خشک مانند رخسارۀ B و به میزان کمتر رخسارۀ C یافت می‌گردند (جدول 2). به دلیل آنکه این قطعات رسوبی هنگامی‌که توسط باد حمل می‌شوند، نمی‌توانند تا مسافت زیادی از منبع خود پایدار بمانند (Bowler 1973)، بنابراین این کلوخه‌ها بیانگر منشأ درون حوضه‌ای (دریاچه‌ای) هستند. با مقایسۀ غلظت عناصر اصلی در توفان‌های مختلف سیستان، راشکی و همکاران (2012) نتیجه‌گیری نمود که در بادهای شدید غلظت عناصر دارای منشأ تبخیری (اکسیدهای سدیم و منیزیم) که از بستر خشکیدۀ دریاچه جدا می‌گردند، افزاش می‌یابد. حال‌آنکه در بادهای ضعیف‌تر، میزان این عناصر کمتر است و در عوض اکسید سیلیسیم دارای حداکثر میزان خود است که حاصل از رسوبات آبرفتی فرسایش یافته از ارتفاعات افغانستان است که در دلتای رود هیرمند انباشته‌شده‌اند. بنابراین میزان کلوخه‌های گلی موجود در رسوبات ماسه‌ای بادی دارای همبستگی مثبتی با شدت توفان‌های گردوخاکی دشت سیستان دارد.

 

 

جدول 2- خصوصیات کلی سنگ‌نگاری نمونه‌های موردمطالعه در مغزۀ H1

واحد

عمق (cm)

کلوخه‏های گلی

کانی‏های تخریبی

کانی‏های تبخیری

گرد شدگی

زمینه

کلریت

C3

8

کم

متوسط (کوارتز در حد سیلت)

متوسط

نیمه‏زاویه‏دار تا نیمه­گردشده

کلوخه‏های گلی-کربنات‏ها-کلریت-مسکویت-کانی‏های رسی-کانی‏های تبخیری-میفیک

زیاد

25

متوسط

متوسط (کوارتز در حد سیلت)

زیاد

متوسط

40

زیاد

کم

متوسط

متوسط

85

زیاد

متوسط (کوارتز در حد سیلت)

کم

کم

140

زیاد

متوسط (کوارتز در حد سیلت)

کم

کم

190

زیاد

متوسط (کوارتز در حد سیلت)

متوسط

کم

C2

215

زیاد

کم (کوارتز در حد ماسه)

کم

نیمه‏گردشده

کلوخه‏های گلی

کم

C1

230

متوسط

زیاد (کوارتز در حد سیلت و ماسه)

متوسط

نیمه‏زاویه‏دار

کلریت-بیوتیت-کانی‏های رسی-کربنات

متوسط

B2

260

زیاد

زیاد (کوارتز درحد سیلت و ماسه)

کم

نیمه‏گردشده

کانی‏های رسی-سریسیت-کربنات

متوسط

B1

300

زیاد

زیاد (کوارتز در حد ماسه)

کم

نیمه‏گردشده تا گردشده

کلوخه‏های گلی

متوسط

370

زیاد

زیاد (کوارتز در حد ماسه)

کم

کم

A2

430

کم

زیاد (کوارتز در حد سیلت)

کم

نیمه‏زاویه‏دار

کربنات-کانی‏های رسی-کلریت-میفیک

زیاد

A1

        

480

کم

زیاد (کوارتز در حد سیلت)

کم

نیمه‏زاویه‏دار

کربنات-کانی‏های رسی-کلریت-میفیک

متوسط

520

کم

زیاد (کوارتز در حد سیلت)

کم

متوسط

570

کم

زیاد (کوارتز در حد سیلت)

کم

متوسط

 

 

بحث

بازسازی شرایط محیطی حوضۀ سیستان

در این بخش سعی می‌گردد با کمک خصوصیات کلی رسوبی مغزه‌ها، شرایط محیط رسوبی دریاچۀ هامون در طی هولوسن بازسازی گردد. به دلیل آنکه تنها سن عمق 615 سانتیمتری مغزۀ H1 تعیین گردید که معرف اواخر دورۀ یخبندان است، لذا برای تفسیر سن وقایع محیطی منطقه، تنها به ذکر سن واحدها در مقیاس اواخر یخبندان-اوایل هولوسن (برای رخسارۀ A) و اواسط تا اواخر هولوسن (برای رخساره‌های B و C) اکتفا می‌گردد.

الف) محیط دریاچه‌ای کم‌وبیش پایدار با میزان زیاد گیاهان تالابی (واحد A): این محیط معرف دورۀ گذار از اواخر دورۀ یخبندان به هولوسن (یانگر دریاس[7]) تا اوایل هولوسن است. رسوب‌شناسی این واحد در مغزۀ H1 حاکی از محیط دریاچه‌ای باتلاقی حاوی گیاهان آبی (ماکروفیت) متراکم است که به سمت رسوبات هم‌ارز خود در مغزۀ H2 بدل به محیط سیلابی حاشیۀ دریاچه با میزان کم گیاهان آبی و خشکی می‌گردد. میزان بسیار کم یا عدم حضور کلوخه‌های گلی و کانی‌های تبخیری، فروانی کانی کلریت و حضور ذرات کوارتز تخریبی در حد سیلت نیز گواه حضور یک پهنۀ آبی تقریباً دائمی با میزان وزش باد بسیار کم است. حضور بقایای گیاهی مانند کاروفیت در محل مغزۀ H1 و عدم حضور این موارد در محل H2 با داده‌های فوق مطابقت دارد. همچنین حضور کانی‌های ژیپس در این بخش از مغزۀ H2 نیز بیانگر محیط حاشیۀ دریاچه‌ای است. در این واحد رسوبی، دو قلۀ نمایی واقع در محدودۀ حدود 28 و 3 میکرومتر بیانگر رسوب‌گذاری در محیط دریاچه‌ای نسبتاٌ آرام است.

در هنگام گذر از رخسارۀ A1 به A2 در مغزۀ H1 کلیۀ بقایای جانوری به‌طور ناگهانی از بین می‌رود. این واحد و کل واحد A در مغزۀ H2 همان‌طور که آنندال و پراشاد (1919) در تقسیم‌بندی مناطق حوضۀ دریاچه‌ای هامون ذکر نمود، معرف یک محیط حاشیۀ دریاچه بدون حضور گیاهان آبی است. بااین‌وجود نمودارهای توزیع اندازۀ ذرات نشانگر ناچیز بودن میزان بادخیزی سیستان در این دوره است.

ب) بستر خشک دریاچه همراه با سیلاب‌های موقتی دوره‌ای (واحد B1): دورۀ زمانی مرتبط با زیر رخسارۀ B1 (اوایل تا اواسط هولوسن) همراه با توالی رسوبات ماسه‌ای و سیلتی قهوه‌ای است که در هر دو مغزه به‌طور کاملاً مشابه قابل ‌مشاهده است. حضور این توالی‌های رسوبی و عدم وجود آثار و بقایای گیاهی و جانوری حاکی از خشکی کامل بستر دریاچه است. در این دورۀ زمانی، ته‌نشینی رسوبات بادی (قلۀ نمایی 48 میکرومتر) به همراه ته‌نشست رسوبات سیلتی مرتبط با محیط آبی (احتمالاً طغیان موقتی رودخانه) روی‌داده است. قله‌های نمایی در محدودۀ 100 و 200 میکرون نشانگر انتقال رسوبات به‌صورت جهشی و غلتیدن توسط توفان‌های با شدت مختلف است (Tsoar and Pye 1987) که اغلب شدیدتر از بادهای 120 روزۀ حال حاضر هستند. حضور میزان زیاد کلوخه‌های گلی در رسوبات بیانگر رسوب‌گذاری موقتی آبرفتی و فرسایش بادی در بستر خشک دریاچه است. ضخامت بیشتر این واحد در مغزۀ H2 نسبت به مغزۀ دیگر حاکی از میزان بیشتر نرخ رسوب‌گذاری بادی در این بخش است.

در این واحد هیچ‌گونه آثاری از حضور موجودات زندۀ جانوری و گیاهی به چشم نمی‌خورد. قطر بزرگ دانه‌های قلۀ شماره یک (110 میکرومتر) رسوبات زیر رخسارۀ B2 نشان می‌دهد که متوسط شدت بادها در این دوره بیشتر بوده است. فروانی زیاد کلوخه‌ها نیز ادعای فوق را اثبات می‌کند.

ج) تشکیل مجدد دریاچۀ کم‌عمق به همراه دوره‌های خشکی متناوب (واحد C): رسوبات مغزۀ H1 حاوی صدف‌های کربنات کلسیم و آثار گیاهی همچنین اثرات موجودات حفار در بستر این واحد بیانگر حضور شرایط مساعد زیستی در منطقه است. این واحد در مغزۀ H2 دارای رنگ قهوه‌ای روشن و بدون آثار جانوری است که حاکی از عدم گسترش وسیع پهنۀ آبی در بخش‌های آغازین هولوسن پایانی است. بررسی نمودارهای توزیع اندازۀ ذرات مربوط به زیر رخسارۀ C1 نیز بیانگر حضور مجدد رسوبات سیلتی دریاچه‌ای است که با گذشت زمان میزان ذرات دانه‌ریز تر افزایش می‌یابد. حضور میزان متوسط کلوخه‌های گلی، کانی‌های تبخیری و کلریت، دلیلی بر حضور محیط آبی کم‌عمق به همراه دوره‌های خشکی و بادخیزی متناوب است.

 رسوب‌شناسی زیر رخسارۀ C2 حاکی از حضور دو دورۀ خشکی کوتاه‌مدت دریاچه است. شرایط محیطی ذکر شده موجب وزش باد و فرسایش و رسوب‌گذاری نهشته‌های بادی در کل منطقه است. داده‌های توزیع اندازۀ ذرات نشان می‌دهد در مرز زیر رخساره‌های C1 با C2 سهم رسوبات بادی افزایش می‌یابد، به‌طوری‌که قلۀ نمایی 1 که بیانگر رسوبات ماسه‌ای بادی حاصل از توفان‌های شدید گردوغبار است، به این رسوبات اختصاص پیدا می‌کند. میزان بسیار زیاد کلوخه‌های گلی در حد ماسه درون رسوبات بادی این بخش گواهی بر فرسایش بادی شدید رسوبات بستر خشک دریاچه توسط بادهای بسیار شدید است. میزان بسیار کم رسوبات تبخیری و کانی کلریت در رسوبات نیز نشان می‌دهد که محیط رسوبی کاملاً خشک بر منطقه حکم‌فرما بوده است. پس ‌از این دوره، شرایط محیطی دریاچه‌ای کم‌عمق با نوسان زیاد و وزش متناوب باد بر منطقه حاکم می‌گردد (زیر رخسارۀ C3) که در آن سه دورۀ افزایش چشمگیر شدت و فراوانی توفان‌های گردوغبار در بخش‌های ابتدایی، میانی و انتهایی این رخساره ثبت ‌شده است. با توجه به اینکه نمای نمودار توزیع اندازۀ ذرات این رسوبات مشابه با بادهای کنونی سیستان است (Rashki et al. 2013a)، می‌توان گفت شدت این بادهای قدیمی اواخر هولوسن، معادل بادهای 20 روزۀ سیستان بوده است.

 

نقش باد در چرخۀ انتقال رسوب در حوضۀ سیستان

جریان آب رودخانه‌های ورودی به دشت سیستان به همراه بادهای شدید منطقه دو عامل اصلی انتقال رسوبات در منطقه هستند. مطالعۀ اثرات فعالیت متناوب این دو عامل در رسوبات دشت سیستان، بازتاب‌دهندۀ شرایط اقلیمی گذشته است. بررسی تصاویر ماهواره‌ای حوضۀ سیستان شیارهای متعدد فرسایشی را در نواحی مختلف دشت نشان می‌دهد که ناشی از فرسایش شدید بادی در منطقه در طی زمان‌های مختلف است (شکل 5). مطالعۀ تصاویر ماهواره‌ای سنجندۀ مادیس (Hickey and Goudie 2007) نشان می‌دهد که منبع اولیۀ رسوبات بادی منطقه، بخش شمالی هامون صابوری شامل بستر خشک دریاچه، دلتای فراه‌رود و دامنه‌های شرقی کوه‌های ایرانی غرب هامون صابوری است. شیارهای حاصل از فرسایش بادی با جهت شمال غربی – جنوب شرقی در این نواحی که در تصاویر ماهواره‌ای لندست مشخص است (شکل 5) کاملاً داده‌های حاصل از تصاویر ماهواره‌ای مادیس را تصدیق می‌کند و نشان می‌دهد که این فرایندها از گذشته‌های دور نیز در این منطقه فعال بوده است. این بادهای شمالی، دشت ریگستان، بستر هامون هیرمند، دلتای هیرمند و گود زیره را درمی‌نوردند و باعث فرسایش و رسوب‌گذاری در این نواحی می‌شوند. بر طبق مطالعات زمین‌شناسی انجام‌شده در منطقه (Smith 1974; Jux and Kempf 1983; Whitney 2007)، درگذشته، فرسایش شدید بادی دشت ریگستان موجب انتقال کلیۀ رسوبات ریزدانۀ آن به دشت مرگو گردیده که منجر شده دشت ریگستان در حال حاضر پوشیده از قلوه‌سنگ‌های درشت باشد که مانعی برای فرسایش هرچه بیشتر بستر آن گردیده است.

رسوبات بادی حاصل از فرسایش بخش‌های شمالی و مرکزی حوضه هنگام برخورد به ارتفاعات شمالی پاکستان شامل کوه سلطان و ارتفاعات چاگای (شکل 5 ی) به سمت شرق منحرف گردیده و موجب رسوب‌گذاری عظیم بادی در دشت مرگو می‌شوند. در حال حاضر این رسوبات در بخش غربی دشت در حال رسوب‌گذاری هستند که در تصاویر ماهواره‌ای لندست (شکل 5 ط) به رنگ روشن دیده می‌شوند. بخشی از رسوبات پس از عبور از ارتفاعات شمالی پاکستان در هامون ماشکل ته‌نشین می‌گردند. حضور این حجم زیاد از تپه‌های ماسه‌ای بادی در شرق دشت ریگستان مدرکی از فرسایش بادی بسیار شدید در دوره‌های کاهش شدید بارندگی زمان‌های یخبندان است (Middleton 1986). رسوبات این بخش در حال حاضر کاملاً تثبیت‌ شده و اکسید شده‌اند و بنابراین گواهی بر دوره یا دوره‌های خشک قدیمی هستند. این رسوبات مستقیماً سن‌سنجی نشده‌اند، اما یافتن یک تکه سفال حدود 4000 ساله بر روی این رسوبات در لبۀ غربی این تپه‌های ماسه‌ای نشان می‌دهد این رسوبات حداقل از اواخر هولوسن تثبیت ‌شده‌اند (Whitney 2007). جاکس و کمپ (1983) پیشنهاد کردند حوضۀ سیستان طی دورۀ یخبندان ماقبل آخر (MIS-4) رو به خشکی گرایید. پس از خشکی دریاچه، فرسایش بادی بستر خشک دریاچه موجب گردید تا عمق بستر آن تا حدود 35 متر بیشتر شود (Jux and Kempf 1983). رسوبات فرسایش یافتۀ بستر دریاچه توسط بادهای غالب شمال تا شمال غربی حمل گردیدند و در ریگستان تجمع یافتند. این رسوبات هم‌اکنون تثبیت‌شده، در حال حاضر پشته‌های ماسه‌ای عظیم قهوه‌ای‌رنگ ریگستان را به وجود آورده‌اند. با در نظر گرفتن این نکته که نهشته‌های بادی تثبیت‌شده در صحراهای دیگر جنب‌حاره‌ای مانند تار، راجستان و عربستان در آخرین عصر یخبندان فعال بوده‌اند (Schulz and Whitney 1987)، بنابراین منطقی به نظر می‌رسد تا سن‌سنجی دقیق نهشته‌های بادی تثبیت‌شدۀ دشت مرگو توسط روش‌های لومینسانس، سن آخرین عصر یخبندان برای آن‌ها در نظر گرفته شود (Whitney 2007).

مطالعۀ رسوبات رخسارۀ B که معرف این فاز خشک است، حاکی از وزش بادهای بسیار شدید (شدیدتر از بادهای 120 روزۀ کنونی) در این دوران است. جاکس و کمپ (1983) عقیده دارد عملکرد این بادهای شدید در اواسط هولوسن موجب حفر کانالی با طول 200 کیلومتر و پهنای 20 کیلومتر در جهت شمال غربی – جنوب شرقی بین مخروط افکنۀ رودخانه‌های شمال حوضه و گوشۀ جنوب شرقی حوضه گردید که هم‌اکنون به‌عنوان دشت جهنم شناخته می‌شود. کانال رود سنارود نیز احتمالاً طی همین رویداد ایجاد شده است. بادروبی شدید این دوره همچنین به گودتر شدن گود زیره منجر شد.

بررسی دینامیکی حرکت ذرات رسوبی بادی (Tsoar and Pye 1987)، از توانایی بسیار زیاد بادهای سیستان در حرکت و انتقال رسوبات حکایت دارد. بادهای شدید 120 روزۀ دشت سیستان که سرعت آن‌ها 25 متر بر ثانیه می‌رسد قادر به فرسایش رسوبات بستر خشک دریاچه و همچنین دلتای هیرمند و مخروط افکنه‏های رودخانه‌های شمالی حوضه هستند. این بادها دارای توانایی جابجایی ماسه‌های دانه‌ریز به‌صورت غلتیدن، جهشی و حتی معلق در هوا هستند. بنابراین وزش چنین بادهایی که در سیستان یک امر عادی است، می‌تواند این ذرات را تا فواصل دور حمل کند. توفان‌های دوره‌ای بسیار شدید سیستان شبیه توفان با سرعت بالغ‌ بر 100 متر بر ساعت که توسط مک ماهون (1906) ثبت گردیده و یا توفان‌هایی که به رسوب‌گذاری بادی در رخسارۀ C2 یا B منجر گردیده است می‌تواند به‌راحتی ذرات ماسۀ بزرگ با قطر تا یک میلی‌متر را جابجا کند. مخلوط این رسوبات در پشته‌های ماسه‌ای بادی در سرتاسر گودی سیستان قابل‌مشاهده است (شکل 5).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- تصویر داده‌های رقومی دیجیتال ماهوارۀ استر (ASTER) از حوضۀ هیرمند و بادهای غالب به همراه تصویر ماهواره‌ای لندست (سنجندۀ ETM) بخش‌های مختلف آن بیانگر آثار فرسایش و رسوب‌گذاری بادی. پیکان‌ها نشانگر جهت وزش باد در هر منطقه هستند که توسط آثار فرسایش و رسوب‌گذاری تعیین‌شده‌اند.

 

 

توفان‌های دیرینه و ارتباط آن با تغییرات اقلیم نیمکرۀ شمالی

بادهای شدید و توفان‌های گردوخاک دیرینه از پارامترهای مهم اقلیمی هولوسن سیستان به شمار می‌روند که در طی این دورۀ تغییرات شدید اقلیم جهانی، با نوسان‌های زیادی در شدت و دورۀ تناوب همراه بوده‌اند. این بادها که ماحصل تقابل شدید فشار هوا مابین دشت و ارتفاعات شمالی هستند، به‌خوبی می‌توانند بیانگر تغییرات اقلیمی-هیدرولوژی ناحیۀ مرزی بین آسیای مرکزی و غربی با حاکمیت سامانه‌های متنوع آب و هوایی باشد. شرایط ویژۀ حوضۀ سیستان به لحاظ قرارگیری در محدودۀ فعالیت دوره‌ای توده‌های کم‌فشار مونسون اقیانوس هند و پرفشار سیبری که شدت و محدودۀ گسترش هر دو تابعی از میزان تابش خورشیدی دریافتی در این عرض‌های جغرافیایی است، موجب تغییرات وسیع گرادیان فشار در منطقه در طی هولوسن گردیده است. این تغییرات در اختلاف فشار بین دشت و ارتفاعات شمالی به‌نوبۀ خود موجب شده بادهای با شدت و طول دورۀ مختلف در طی هولوسن در این منطقۀ نیمه بیابانی بوزد. بنابراین با توجه به میزان و میانگین اندازۀ ذرات رسوبی بادی هامون می‌توان اطلاعاتی در مورد میزان بادخیزی منطقه و عوامل ایجاد آن کسب نمود.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 6- نمودار مقایسۀ تغییرات میزان پذیرفتاری مغناطیسی مغزۀ H1 دریاچۀ هامون (a) (به‌عنوان نشانه‌ای از افزایش سهم رسوبات بادی در رسوبات دریاچه) با دیگر نشانگرهای تغییرات اقلیمی هولوسن نیمکرۀ شمالی مرتبط تغییر شدت مونسون اقیانوس هند، بادهای غربی و مرکز پرفشار سیبری شامل: میزان فراوانی درصد دولومیت در رسوبات مغزۀ KL74 دریای عربی به‌عنوان نشانگر تغییرات شدت مونسون اقیانوس هند (Sirocko et al. 1993)(b)، تغییرات میزان پذیرفتاری مغناطیسی رسوبات بستر دریای عربی (Sirocko et al. 1991) (c)، تغییرات میزان فراوانی گردوخاک بر اساس تغییرات غلظت تیتانیوم در رسوبات دریاچۀ نئور، شمال غرب ایران (Sharifi et al. 2015)(d)، تغییرات میزان غلظت یون K+ در مغزۀ یخی GISP2 گرینلند به‌عنوان نشانگر تغییرات شدت مرکز پرفشار سیبری (Mayewski et al. 1997) (e)، تغییرات ضخامت لایه‌های رسوبی وارو (میلی‌متر) دریاچۀ الک (Elk) در مینه‌سوتا به‌عنوان نشانگر شدت وزش بادهای غربی عرض‌های میانی در نیمکرۀ شمالی (Bradbury et al. 1993) (F)، بازسازی دمای سطح آب جنوب غربی دریای عربی توسط توابع ریاضی حاصل از نسبت منیزیم به کلسیم روزن‌بران شناگر (Saher et al. 2007)(G)، بازسازی دمای آب سطحی اقیانوس اطلس شمالی (درجه سانتی‌گراد) حاصل توابع ریاضی قیاسی فراوانی روزن‌بران شناگر (Mayewski et al. 2004) (H) و میزان تابش خورشید در عرض 30 درجۀ شمالی (Berger and Loutre 1991)(I). پیکان‌ها نشان‌دهندۀ جهت افزایش شدت هر عامل اقلیمی هستند و خط‌چین‌ها بیانگر میانگین تغییرات کلی در بازه‌های زمانی تعریف‌شده است. توالی زمانی این داده‌ها با دوره‌های توسعۀ یخچالی نواحی نیمه‌خشک شمال غربی هیمالیا مقایسه گردیده است (نوارهای آبی بیانگر یخچال‌های متأثر از بارش‌های مونسونی و نوارهای زرد بیانگر یخچال‌های متأثر از بارش‌های مدیترانه‌ای حاصل از بادهای غربی عرض‌های میانی است. اعداد 1 تا 9 بیانگر دوره‌های تغییرات سریع اقلیمی (از مرطوب به خشک) در نیمکرۀ شمالی است (Bond et al. 1997). تغییرات اقلیمی کلی از بالا به پایین بیانگر تغییر از شرایط خشک (میزان بادخیزی زیاد) به مرطوب (میزان بادخیزی کم)

 

 

شکل 6 به میزان زیادی ارتباط بین میزان بادخیزی حوضۀ سیستان با تغییرات سامانه‌های مختلف اقلیمی نیمکرۀ شمالی را نشان می‌دهد. با توجه به این شکل، کاهش میزان پذیرفتاری مغناطیسی رسوبات اوایل هولوسن هامون به‌عنوان نشانگر کاهش فراوانی و شدت بادهای سیستان، دارای همبستگی معنی دارای با افزایش قدرت مونسون اقیانوس هند است. این امر چنانچه پیش‌تر اشاره گردید هم‌زمان با افزایش تابش خورشیدی در عرض‌های میانی نیمکرۀ شمالی و افزایش چشمگیر دمای سطح اقیانوس اطلس شمالی و دریای عربی است (شکل 6 ح، ز، ط). این دوره همچنین مصادف با تضعیف بادهای غربی و شدت مرکز پرفشار سیبری نیز هست (شکل 6 ه، و). در این زمان میزان گردوخاک نهشته شده در رسوبات دریاچۀ نئور در شمال غربی ایران و دریای عربی نیز بسیار ناچیز گزارش‌شده است (Sirocko et al. 1991; Sharifi et al. 2015) (شکل 6 د، ج). در دوره‌های گرم مانند اوایل هولوسن که میزان تابش دریافتی از خورشید در عرض‌های میانی و بالایی نیمکرۀ شمالی زیاد بوده (شکل 6 ط)، میانگین موقعیت سالانۀ ITCZ که مرز شمالی مرکز کم‌فشار مونسون را تعیین می‌کند در شمالی‌ترین مکان خود قرار داشته است (Fleitmann et al. 2007) (شکل 7). این امر به‌نوبۀ خود به گسترش محدودۀ تحت تأثیر مونسون تابستانۀ هند به سمت عرض‌های بالاتر تا بخش‌های شمال غربی ارتفاعات تبت، هیمالیا و همچنین هندوکش منجر گردیده است (Dortch et al. 2013). از سوی دیگر، این شرایط مسئول کاهش قدرت مرکز پرفشار سیبری و حرکت رو به شمال محدودۀ گسترش آن است (شکل 6 ه و 7). عملکرد توأم این دو پدیده در اوایل هولوسن، به‌علاوۀ کاهش عملکرد بادهای غربی عرض‌های میانی به دلیل حاکمیت گستردۀ هوای گرم در نیمکرۀ شمالی به دلیل تابش زیاد خورشیدی، موجب گرم‌تر شدن ارتفاعات شمال غربی حوضۀ سیستان، کاهش اختلاف فشار بین دشت و ارتفاعات و درنتیجه کاهش شدت و میزان بادهای شمالی سیستان شده است. از سوی دیگر، در دوره‌های گرم اوایل هولوسن، این افزایش دمای سطح آب اقیانوس اطلس شمالی و برخی پهنه‌های آبی در مسیر حرکت این بادها (مانند دریای مدیترانه، دریای سیاه و خزر) موجب افزایش میزان بخارآب بر روی این نواحی گردیده است. این هوای مرطوب توسط بادهای غربی عرض‌های میانی به سمت غرب و نواحی خشک مرکز آسیا آورده شده و موجب گسترش رطوبت در این نواحی گردیده است (Chen et al. 2008). بنابراین در اوایل هولوسن، ترکیب عوامل فوق (کاهش شدت و میزان بادهای شمالی غربی و همچنین افزایش رطوبت محلی) می‌توانسته موجب کاهش شدید رسوبات بادی در دریاچۀ هامون شود.

دورچ و همکاران (2013) با استفاده از روش‌های نوین سن‌سنجی مورن‌های یخچالی به روش هسته‌های کیهان‌زاد (10Be)، تعدادی دوره‌های یخچالی در نواحی خشک شمال غربی هیمالیا نزدیک هندوکش تشخیص داد و نام این دوره‌های یخچالی را دوره‌های یخچالی نواحی نیمه‌خشک غرب هیمالیا و تبت (SWHTS) نام‌گذاری نمود (شکل 6). ایشان نشان داد در دوره‌های مختلف زمانی کواترنر، این دوره‌های یخچالی بارش‌های خود را از دو منبع رطوبتی مونسون و/ یا بادهای غربی با میزان و شدت مختلف کسب می‌نموده‌اند. در طی یک فاز یخچالی متأثر از مونسون، بارش بسیار زیاد در اقلیم گرم‌تر و درنتیجه تعادل جرمی مثبت یخچال‌ها، موجب گسترش یخچال و همچنین افزایش رواناب حاصل از ذوب یخ‌ها می‌شده است؛ حال‌ آنکه در طی یک فاز یخچالی متأثر از جریان بادهای غربی عرض‌های میانی، بارش کم بر روی ارتفاعات در اقلیمی سردتر موجب کاهش حجم یخچال و کاهش رواناب حاصل از آن می‌گردیده است. بعلاوه، سردی هوا در ارتفاعات به افزایش گرادیان فشار بین ارتفاعات و دشت سیستان و درنتیجه وزش بادهای شدید در منطقه منجر می‌گشته است. با توجه به شکل 6، حضور یخچال‌های مونسونی در چیترال و کاراکورام مرکزی (K2) در اوایل هولوسن حاکی از حضور اقلیم گرم و مرطوب در ارتفاعات شمالی سیستان و درنتیجه کاهش گرادیان فشار و بادخیزی سیستان است.

دورۀ زمانی هولوسن میانی در سیستان معرف افزایش بسیار زیاد شدت و فراوانی وزش باد است که به‌وضوح در رسوبات نهشته شده در این دوران قابل‌ردیابی است (شکل 6). در این دوره، کاهش ناگهانی میزان تابش خورشیدی، کاهش 3 تا 4 درجه‌ای دمای سطح آب اقیانوس اطلس و دریای عربی و به‌تبع آن کاهش شدت مونسون کاملاً بر یکدیگر منطبق هستند. ابتدای این دوره دقیقاً با افزایش شدت مرکز پرفشار سیبری نیز مصادف است که منجر به کاهش چشمگیر دمای ارتفاعات و درنتیجه افزایش اختلاف فشار با نواحی پست عرض‌های پایین گردیده است. در این محدودۀ زمانی روند افزایشی شدت بادهای خشک غربی محسوس است. میزان خشکی و ته‌نشست رسوبات بادی در نواحی شمال غربی ایران (دریاچه نئور) (Sharifi et al. 2015)، سواحل جنوبی دریای خزر (Frechen et al. 2009) و روند افزایشی سهم رسوبات بادی در مغزۀ رسوبی دریای عربی (Sirocko et al. 1991) در اواسط هولوسن زیاد بوده است. افزایش شدت مرکز پرفشار سیبری و افزایش رسوبات بادی دریاچۀ نئور و هامون در اوایل و اواخر این دوره همبستگی بسیار زیادی با یکدیگر دارند. در این دوره گسترش دوره‌های یخچالی مرتبط با بادهای غربی عرض‌های میانی نیز بیانگر حاکمیت اقلیم سرد و خشک در ارتفاعات هندوکش است (Dortch et al. 2013; Owen and Dortch 2014). تمامی عوامل فوق سبب گردید تا در این دوره رسوبات بادی فراوانی در اثر توفان‌های گردوخاک وارد دشت سیستان گردد. شکل 3 به همراه سایر داده‌های رسوب‌شناسی ارائه‌ شده نیز از حاکی از وزش بادهای شدید در سیستان در این دوره است. درصد و محدودۀ اندازۀ رسوبات بادی این دوره بیش از رسوبات بادی زمان حال سیستان است که گواهی بر فراوانی و شدت بیشتر بادهای سیستان در اواسط هولوسن نسبت به حال حاضر است.

در اواخر هولوسن روند نسبتاً ثابت تابش خورشیدی و دمای سطح آب اقیانوس اطلس شمالی به همراه نوسان‌های کوتاه‌ مدت قابل ‌مشاهده است (Mayewski et al. 2004). در این دوره، تغییرات قدرت مونسون اقیانوس هند، مرکز پرفشار سیبری و بادهای غربی بینابین محدودۀ تغییرات آن‌ها در ابتدا و اواسط هولوسن است، هرچند نوسان‌هایی در آن دیده می‌شود. به نظر می‌رسد عوامل فوق منجر به وزش بادهای کم ‌و بیش قابل‌مقایسه باحال حاضر در سیستان گردیده است. در کل نوسان میزان پذیرفتاری مغناطیسی رسوبات هامون همبستگی بالایی با افزایش بادخیزی دریاچۀ نئور و گسترش بادهای غربی و مرکز پرفشار سیبری است. در اوایل این دوره، کاهش شدید قدرت بادهای غربی و مرکز پرفشار سیبری شرایط را برای محیطی آرام بدون وزش بادهای شدید مهیا ساخت. کاهش بادخیزی شمال غربی ایران در رسوبات دریاچۀ نئور نیز قابل‌مشاهده است. پس ‌از آن افزایش ناگهانی شدت بادهای غربی عرض‌های میانی موجب افزایش قدرت توفان‌های گردوخاک سیستان گردید. توفان‌های سیستان در این دوره چنانچه پیش‌تر اشاره گردید، قادر به جابجایی ذرات ماسه‌ای تا قطر یک میلی‌متر نیز بوده‌اند. این رویداد احتمالاً مقارن با واقعۀ خشکی 2/4 هزار سال قبل در نیمکرۀ شمالی است (Staubwasser et al. 2003). پس‌ازآن شرایط بادخیزی منطقه قابل‌مقایسه با حال حاضر بوده است. هرچند آثار نوسان‌های بادخیزی در عمق‌های 160، 120 و 70 سانتیمتری مغزه وجود دارد. فاجعۀ قحطی مرتبط با خشک‌سالی حدود 1045 سال قبل که در کتاب تاریخ سیستان بدان اشاره‌ شده، احتمالاً می‌تواند در عمق 70 سانتیمتری مغزۀ H1 که در آن میزان ماسه افزایش چشمگیری نشان می‌دهد، ثبت‌شده باشد. هرچند جهت ایجاد ارتباط دقیق‌تر بین وقایع خشک‌سالی و تاریخ منطقه نیاز به داده‌های با قدرت تفکیک زمانی بیشتر در رخسارۀ C است.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7- تصویر پیشنهادی حاکمیت نسبی سامانه‌های جوی مونسون هند، بادهای غربی و مرکز پرفشار سیبری در دوره‌های مختلف از انتهای یخبندان تا حال حاضر در محدودۀ جنوب غربی آسیا (با استفاده از داده‌های این مقاله و همچنینleitmann et al. (2007), Owen and Dortch (2014) Mayewski et al. (1997), Mayewski et al. (2004),)

 

 

نتیجه‌

عملکرد دوره‌ای سامانه‌های جوی متنوع در جنوب غربی و غرب آسیا و اثرات متقابل این سامانه‌ها بر روی یکدیگر، موجب ایجاد دوره‌های مختلف پرآبی و کم‌آبی در سیستان گردیده که نشانه‌های آن را به‌خوبی می‌توان در رسوبات دریاچه‌ای و بادی هامون یافت نمود. تفکیک نظری انواع مختلف رسوبات مغزه‌های رسوبی دریاچه هامون توسط مطالعۀ توزیع اندازۀ ذرات رسوبی و پذیرفتاری مغناطیسی اطلاعات زیادی در مورد تغییر شرایط اقلیمی و دوره‌های مختلف بادخیزی در سیستان در اختیار قرار داد. مقایسۀ نشانگرهای تغییرات اقلیمی مورد مطالعه در دریاچۀ هامون با دیگر نشانگرهای سامانه‏های اقلیمی مختلف در سرتاسر نیمکرۀ شمالی نشان داد در طی دورۀ گرم اوایل هولوسن که حاصل افزایش دریافت تابش خورشیدی در نیمکرۀ شمالی بود، کاهش قدرت جبهۀ هوای سرد نزدیک قطبی و درنتیجه کاهش اختلاف فشار هوا در عرض‌های بالایی و میانی (کاهش اختلاف فشار بین ارتفاعات هندوکش و حوضۀ سیستان) موجب ایجاد محیط آرام و بادخیزی بسیار کم شد. درعین‌حال، افزایش شدت مونسون در این زمان موجب افزایش بارندگی در ارتفاعات هندوکش و ورود مقادیر زیادی آب از ارتفاعات حوضۀ آبریز سیستان گردید. این عوامل به شکل‌گیری محیطی گرم و مرطوب و میزان بادخیزی بسیار کم در طی یک دورۀ طولانی (احتمالاً حدود 2 تا 3 هزارساله) در اوایل هولوسن سیستان منجر شد. پس‌ازآن با آغاز روند کاهش دریافت اشعۀ خورشیدی، کاهش دمای عرض‌های بالایی و کاهش قدرت مونسون، شرایط مساعدی برای ایجاد توفان‌های شدید گردوخاک در سیستان در اوایل تا اواسط هولوسن ایجاد شد که توسط کاهش پذیرفتاری مغناطیسی و افزایش رسوبات بادی رسوبات دریاچۀ هامون قابل ردیابی است. از اوایل هولوسن به بعد، ترکیبی از عوامل فوق در بازه‌های زمانی کوتاه‌تر به ایجاد محیط شکننده به همراه دوره‌های نسبتاً پرآب و خشک در منطقه منجر گردید که تا حدود زیادی مشابه اقلیم حاضر سیستان است. در کل با توجه به فرسایش و رسوب‌گذاری متعدد بستر دریاچۀ هامون در اثر رویداد دوره‌های متعدد خشکی و پرآبی دریاچه، بررسی دقیق وقایع اقلیمی با وضوح‌بالا را با اشکال مواجه می‌سازد.

سپاسگزاری

نویسندگان بر خود لازم می‌دانند از کمک‌های آقای بازیار در برداشت مغزه‌ها و همچنین کارشناسان محترم پژوهشی ایستگاه پژوهشی دریای عمان و اقیانوس هند در چابهار برای همکاری در انجام آزمایش دانه‌بندی رسوبات کمال تشکر را ابراز دارند.



[1] Siberian High (SH)

[2] Inter-Tropical Convergence Zone (ITCZ)

[3] Indian Summer Monsoon (ISM)

[4] Mid-Latitude Westerlies (MLW)

[5]Vibro corer

[6] Modal Peak

[7] Younger Dryas

 

Adams A.E. MacKenzie W.S. and Guilford C. 1984. Atlas of sedimentary rocks under the microscope. Longman; Wiley, Van Nostrand Reinhold (UK), 105p.

Alizadeh-Choobari O. Zawar-Reza P. and Sturman A. 2014. The “wind of 120 days” and dust storm activity over the Sistan Basin. Atmospheric research, 143: 328-341.

An C.B. Zhao J. Tao S. Li Y. Dong W. Li H. Jin M. and Wang Z. 2011. Dust variation recorded by lacustrine sediments from arid Central Asia since~ 15 cal ka BP and its implication for atmospheric circulation. Quaternary Research, 75: 566-573.

An F. Ma H. Wei H. and Lai Z. 2012. Distinguishing aeolian signature from lacustrine sediments of the Qaidam Basin in northeastern Qinghai-Tibetan Plateau and its palaeoclimatic implications. Aeolian Research, 4: 17-30.

Annandale N. and Prashad B. 1919. The Mollusca Fauna of the Inland Waters of Baluchistan and of Seistan. Records of the Indian Museum, 18: 18-62.

Ashley G.M. 1978. Interpretation of polymodal sediments. The Journal of Geology, 86: 411-421.

Berger A. and Loutre M.F. 1991. Insolation values for the climate of the last 10 million years. Quaternary Science Reviews, 10: 297-317.

Bond G. Showers W. Cheseby M. Lotti R. Almasi P. Priore P. Cullen H. Hajdas I. and Bonani G. 1997. A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and glacial climates. Science, 278: 1257-1266.

Bowler J. 1973. Clay dunes: their occurrence, formation and environmental significance. Earth-Science Reviews, 9: 315-338.

Bradbury J.P. Dean W.E. and Anderson R.Y. 1993. Holocene climatic and limnologic history of the north-central United States as recorded in the varved sediments of Elk Lake, Minnesota: a synthesis. Geological Society of America Special Papers, 276: 309-328.

Chatrs, Musell Soil Colour. 2000. Revised washable edition. Gretag Macbeth, New Windsor, NY. 12p.

Chen F. Yu Z. Yang M. Ito E. Wang S. Madsen D.B. Huang X. Zhao Y. Sato T. and Birks J.B.H. 2008. Holocene moisture evolution in arid central Asia and its out-of-phase relationship with Asian monsoon history. Quaternary Science Reviews, 27: 351-364.

Dean W.E. 1997. Rates, timing, and cyclicity of Holocene eolian activity in north-central United States: evidence from varved lake sediments. Geology, 25: 331-334.

Djamali M. Soulié-Märsche I. Esu D. Gliozzi E. and Okhravi R. 2006. Palaeoenvironment of a Late Quaternary lacustrine–palustrine carbonate complex: Zarand Basin, Saveh, central Iran. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 237: 315-334.

Dortch J.M. Owen L.A. and Caffee M.W. 2013. Timing and climatic drivers for glaciation across semi-arid western Himalayan–Tibetan orogen. Quaternary Science Reviews, 78: 188-208.

Fitzsimmons K.E. Magee J.W. and Amos K.J. 2009. Characterisation of aeolian sediments from the Strzelecki and Tirari Deserts, Australia: implications for reconstructing palaeoenvironmental conditions. Sedimentary Geology, 218: 61-73.

Fleitmann D. Burns S.J. Mangini A. Mudelsee M. Kramers J. Villa I. Neff U. Al-Subbary A.A. Buettner A. and Hippler D. 2007. Holocene ITCZ and Indian monsoon dynamics recorded in stalagmites from Oman and Yemen (Socotra). Quaternary Science Reviews, 26: 170-188.

Frechen M. Kehl M. Rolf C. Sarvati R. and Skowronek A. 2009. Loess chronology of the Caspian lowland in northern Iran. Quaternary International, 198: 220-233.

Goldsmid F. 1875. Captain the Hon. G. Napier's Journey on the Turcoman Frontier of Persia. Proceedings of the Royal Geographical Society of London. JSTOR, 166-182.

Hamzeh M. A. Gharaie M.H.M. Lahijani H.A.K. Djamali M. Harami R.M. and Naderi-Beni M. 2016. Holocene hydrological changes in SE Iran, a key region between Indian Summer Monsoon and Mediterranean winter precipitation zones, as revealed from a lacustrine sequence from Lake Hamoun. Quaternary International, 408: 25-39.

Hickey B. and Goudie A. 2007. The use of TOMS and MODIS to identify dust storm source areas: The Tokar delta (Sudan) and the Seistan basin (south west Asia). Geomorphological Variations, 42: 37-57.

Jiang H. and Ding Z. 2010. Eolian grain-size signature of the Sikouzi lacustrine sediments (Chinese Loess Plateau): Implications for Neogene evolution of the East Asian winter monsoon. Geological Society of America Bulletin, 122: 843-854.

Jux U. and Kempf K. 1983. Regional Geology of Sistan (Southwest Afghanistan). In Tosi M. Prehistoric Sistan 560p.

Karimi A. Frechen M. Khademi H. Kehl M. and Jalalian A. 2011. Chronostratigraphy of loess deposits in northeast Iran. Quaternary International, 234: 124-132.

Karimi A. Khademi H. and Ayoubi S. 2013. Magnetic susceptibility and morphological characteristics of a loess–paleosol sequence in northeastern Iran. Catena, 101: 56-60.

Kehl M. 2009. Quaternary climate change in Iran—the state of knowledge. Erdkunde, 1-17.

Khademi H. Mermut A. and Krouse H. 1997. Isotopic composition of gypsum hydration water in selected landforms from central Iran. Chemical geology, 138: 245-255.

Konert M. and Vandenberghe J. 1997. Comparison of laser grain size analysis with pipette and sieve analysis: a solution for the underestimation of the clay fraction. Sedimentology, 44: 523-535.

Krinsley D.B. 1970. A Geomorphological and Paleoclimatological Study of the Playas of Iran. Part I. DTIC Document. 370p.

Lateef A. 1988. Distribution, provenance, age and paleoclimatic record of the loess in Central North Iran. Loess-Its Distribution, Geology and Soil Rotterdam, Balkema:93-101.

Mayewski P.A. Meeker L.D. Twickler M.S. Whitlow S. Yang Q. Lyons W.B. and Prentice M. 1997. Major Features and Forcing of High-atitude Northern Hemisphere Atmospheric Circulation using a 110,000-year-long Glaciochemical Series. Journal of Geophysical Research—Oceans, 102: 26, 345.

Mayewski P.A. Rohling E.E. Stager J.C. Karlén W. Maasch K.A. Meeker L.D. Meyerson E.A. Gasse F. van Kreveld S. and Holmgren K. 2004. Holocene climate variability. Quaternary research, 62: 243-255.

McGowan H.A. Sturman A.P. and Owens I.F. 1996. Aeolian dust transport and deposition by foehn winds in an alpine environment, Lake Tekapo, New Zealand. Geomorphology, 15: 135-146.

McMahon H. 1906. Recent survey and exploration in Seistan. The Geographical Journal, 28: 209-228.

Middleton N. 1986. A geography of dust storms in South‐West Asia. Journal of Climatology, 6: 183-196.

Muhs D.R. and Bettis E. 2003. Quaternary loess-paleosol sequences as examples of climate-driven sedimentary extremes. Special Papers-Geological Society of America, 53-74.

Okhravi R. and Amini A. 2001. Characteristics and provenance of the loess deposits of the Gharatikan watershed in Northeast Iran. Global and Planetary Change, 28: 11-22.

Owen L.A. and Dortch J.M. 2014. Nature and timing of Quaternary glaciation in the Himalayan–Tibetan orogen. Quaternary Science Reviews, 88: 14-54.

Parris A.S. Bierman P.R. Noren A.J. Prins M.A. and Lini A. 2010. Holocene paleostorms identified by particle size signatures in lake sediments from the northeastern United States. Journal of Paleolimnology, 43: 29-49.

Ramezani E. Mohadjer M.R.M. Knapp H.D. Ahmadi H. and Joosten H. 2008. The late-Holocene vegetation history of the Central Caspian (Hyrcanian) forests of northern Iran. The Holocene, 18: 307-321.

Rashki A. Eriksson P. Rautenbach C.D.W. Kaskaoutis D. Grote W. and Dykstra J. 2013a. Assessment of chemical and mineralogical characteristics of airborne dust in the Sistan region, Iran. Chemosphere, 90: 227-236.

Rashki A. Kaskaoutis D. Goudie A. and Kahn R. 2013b. Dryness of ephemeral lakes and consequences for dust activity: the case of the Hamoun drainage basin, southeastern Iran. Science of the Total Environment, 463: 552-564.

Rashki A. Kaskaoutis D. Eriksson P. Rautenbach C.D.W. Flamant C. and Vishkaee F.A. 2014. Spatio-temporal variability of dust aerosols over the Sistan region in Iran based on satellite observations. Natural Hazards, 71: 563-585.

Rashki A. Kaskaoutis D.G. Rautenbach C. Eriksson P.G. Qiang M. and Gupta P. 2012. Dust storms and their horizontal dust loading in the Sistan region, Iran. Aeolian Research, 5: 51-62.

Regard V. Bellier O. Braucher R. Gasse F. Bourles D. Mercier J. Thomas J,C. Abbassi M. Shabanian E. and Soleymani S. 2006. 10Be dating of alluvial deposits from southeastern Iran (the Hormoz Strait area). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 242: 36-53.

Reimer P.J. Bard E. Bayliss A. Beck J.W. Blackwell P.G. Bronk Ramsey C. Buck C.E. Cheng H. Edwards R.L. and Friedrich M. 2013. IntCal13 and Marine13 radiocarbon age calibration curves 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 96: 1887-1896.

Saher M. Jung S. Elderfield H. Greaves M. and Kroon D. 2007. Sea surface temperatures of the western Arabian Sea during the last deglaciation. Paleoceanography, 22: 35-42.

Schulz E. and Whitney J.W. 1987. Upper Pleistocene and Holocene lakes in the An Nafud, Saudi Arabia. Paleolimnology, IV. Springer, 175-190.

Sharifi A. Pourmand A. Canuel E.A. Ferer-Tyler E. Peterson L.C. Aichner B. Feakins S.J. Daryaee T. Djamali M. and Naderi-Beni A. 2015. Abrupt climate variability since the last deglaciation based on a high-resolution, multi-proxy peat record from NW Iran: The hand that rocked the Cradle of Civilization? Quaternary Science Reviews, 123: 215-230.

Sharifikia M. 2013. Environmental challenges and drought hazard assessment of Hamoun Desert Lake in Sistan region, Iran, based on the time series of satellite imagery. Natural hazards, 65: 201-217.

Sirocko F. Sarnthein M. Erlenkeuser H. Lange H. Arnold M. and Duplessy J.C. 1993. Century-scale events in monsoonal climate over the past 24,000 years. Nature, 364: 322-324.

Sirocko F. Sarnthein M. Lange H. and Erlenkeuser H. 1991. Atmospheric summer circulation and coastal upwelling in the Arabian Sea during the Holocene and the last glaciation. Quaternary Research, 36: 72-93.

Smith G.I. 1974. Quaternary deposits in southwestern Afghanistan. Quaternary Research, 4: 39-52.

Staubwasser M. Sirocko F. Grootes P. and Segl M. 2003. Climate change at the 4.2 ka BP termination of the Indus valley civilization and Holocene south Asian monsoon variability. Geophysical Research Letters, 30: 372-387.

Sun D. Bloemendal J. Rea D. Vandenberghe J. Jiang F. An Z. and Su R. 2002. Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and aeolian environments, and numerical partitioning of the sedimentary components. Sedimentary Geology, 152: 263-277.

Tate G.P. 1910. Seistan: A Memoir on the History, Topography, Ruins, and People of the Country, in Four Parts. Superintendent government printing. 326p.

Tsoar H. and Pye K. 1987. Dust transport and the question of desert loess formation. Sedimentology, 34: 139-153.

Vekerdy Z. Dost R. Reinink G. and Partow H. 2006. History of Environmental Change in the Sistan Basin Based on Satellite Image Analysis: 1976–2005. UNEP Post-Conflict Branch Geneva. United Nations Environment Programme. Nairobi, Kenya. 56 p.

Whitney J.W. 2007. Geology, Water, and Wind in the Lower Helmand Basin, Southern Afghanistan. Scientific Investigations Report 2006–5182. USGS, Virginia, 40p.

Xiao J. Inouchi Y. Kumai H. Yoshikawa S. Kondo Y. Liu T. and An Z. 1997. Eolian quartz flux to Lake Biwa, central Japan, over the past 145,000 years. Quaternary Research, 48: 48-57.