مقدمه

تکامل سطح زمین در طول زمان بوسیله تعادل بین فرآیندهای سازنده (زمین ساختی) و مخرب (فرسایش) ایجاد گردیده است یکی از ساده ترین این سیماهای متعادل شونده پرتگاه های گسله ( Fault scarps ) می باشند ، جایی که شیب تند پرتگاه شکل گرفته بوسیله یک گسل در اثر زلزله در سطح زمین بوسیله فرسایش دچار هموارشدگی می گردد. ایجاد یک پرتگاه گسله در چند ثانیه صورت می پذیرد و سپس توسط فروسایی ( ( Degradation و فرآیندهای فرسایشی در طول چندین سال تحت تأثیر قرار می گیرد. در بعضی نمونه ها این فروسایی می تواند بصورت ریاضی مدل سازی گردد و به این ترتیب شکل قبل و بعد پرتگاه قابل استنتاج خواهد بود. این ابزار در دیرینه لرزه شناسی ( ( Paleoseismology دارای کاربرد می باشد ، زیرا در بعضی مواقع می تواند در تعیین سن وقوع زمین لرزه های قدیمی از روی پرتگاه های گسله مفید باشد. تعیین سن وقوع زمین لرزه

های قدیمی در تکمیل کاتالوگ زمین لرزه های یک منطقه دارای اهمیت فوق العاده می باشد زیرا در تعیین دوره بازگشت زلزله ها و چگونگی سازوکار آنها دارای کاربرد می باشد. ازآنجا که محاسبه ضریب فروسایی اغلب بر روی رسوبات کواترنر صورت می پذیرد و عوامل آب و هوایی این دوره بر روی چگونگی فرسایش آنها تأثیر به سزایی دارد، لذا در این قسمت به بررسی سه عامل آب و هوا ، بادها و نوع رسوبات در منطقه مورد مطالعه در دوره کواترنری پرداخته می شود.

بحث

آب و هوای ایران زمین در کواترنری با تأکید بر ایران مرکزی

دوره کواترنری گستره ای در حدود ۲/۶ میلیون سال از تاریخ زمین را در بر گرفته است. شواهد نوسانات آب و هوایی در ایران از سیستمهای زمین ریختی متفاوت مانند رسوبات دریاچه ای (Ramezani et al, 2008) صحراها و کویرها

۱۳

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته

(Krinsly, 1970) مورن های یخچالی (Kuhle, 1976&2008) و اشکال قبل از دوران یخچالی، گنبدهای نمکی (Busche et al. 2002) رسوبات تخریبی (Vitafinzi, 1969) رسوبات دامنه ها و بادبزن های آبرفتی ( Regard (et al, 2004. 2006 استنتاج گردیده است.

در ایران پژوهش های کواترنری بصورت پراکنده و بطور مبسوط در اطراف تهران انجام گرفته است و در بقیه نقاط ایران کارهای موضعی صورت پذیرفته است، اما در مجموع می توان موارد زیر را به عنوان خلاصه ای از اثرات کواترنر در ایران در نظر گرفت:

در پلیستوسن پایینی شرایط آب و هوایی کمی مرطوب تر از امروز در نظر گرفته شده است .( Bobek , 1963) بوبک (۱۹۶۳) فرض نموده که رسوبات انباشته شده در پلایای قم که حدود ۳۵۰ متر ضخامت دارند و متشکل از سیلت های قهوه ای و لایه های رسی می باشند، در یک محیط نیمه دریاچه ای ماندگار ته نشست گردیده اند.احتمالاً در همان زمان حوضه لوت با لایه های افقی تخریبی های سیلسی با اندازه لای و ماسه و میان لایه های تبخیری پر می شده است. این رسوبات نشان دهنده یک دریاچه کم عمق و بسته می باشد ( Bobek. .(1963 با فرسوده شدن این رسوبات توسط نیروی بادهای شدید و افزایش خشکی هوا یاردانگ های بزرگ و کلوت ها ایجاد شده اند. بخش بالایی رسوبات کویر مسیله (پلایای قم)احتمالاً از پلیستوسن پائینی تا پایان دوره ی یخبندان پائینی رسوبگذاری شده است. تجمع توده های نمکی در کلیه رسوبات کویری و حوضه های داخلی ایران نشان دهنده شرایط آب و هوای گرم می باشد که نمونه برداری از آنها سنی بین ۷ تا ۲۰ هزار سال را برای آنها مشخص می کند. کلیه رسوبات با رخساره های رسوبی متفاوت به عنوان شاخص هایی از شرایط سردتر با تبخیر کمتر در ردیف های رسوبی دریاچه ای در نظر گرفته می شوند ( .(Krinsley, 1970 تغییرات آب و هوایی پلیستوسن میانی در رسوبات لسی شمال ایران در منطقه نوده منعکس گردیده است .( Kehle et al, 2005 b) ارزیابی های متعدد که بر روی کاهش حرارت در هنگام آخرین یخبندان انجام

گردیده کاهش حرارتی بیش از ۵ در کوه های البرز و زاگرس ( Bobek, (1963، ۵ تا ۸ سانتی گراد در طول ( Last glacial Maximum ) LGM

در ایران مرکزی ( Krinsley,1970 ) و بین ۸ تا ۱۰ سانتی گراد برای دمای متوسط سالیانه را برای جنوب ایران مشخص کرده است.

بعد از دوره ی خشک هولوسن پائیناحتمالاً تغییرات آب و هوایی نسبتاً شدیدی در ایران رخ داده است .( Ganji, 1970) فازهای مرطوب که اغلب مخروط افکنه ها و رسوبات دریاچه ای را در ایران بوجود آورده است در زمان کواترنر پسین عملکرد داشته اند. به نظر بعضی محققان مانند ( Huckride, (1961 رسوبات دریاچه ای آب شور که در نزدیک شهر کرمان یافت شده است و شامل زغالسنگ نارس به همراه رسوبات با پایه ی آهکی می باشند به عنوان نمونه ای از فازهای مرطوب و باران های کواترنر پسین تفسیر شده است.

بررسی رژیم بادها از کواترنری تاکنون در ایران مرکزی

از آن جایی که یکی از مؤثرترین عوامل ایجاد و تغییر اشکال سطح زمین بادها می باشند و به دلیل اینکه اغلب افرازهای گسلی در رسوبات سست (کواترنر) مورد بررسی قرار گرفته اند، بررسی چگونگی جهت وزش و تغییرات آن در طول زمان به خصوص از کواترنری تاکنون، تغییرات سرعتی آن در طول ماه های سال، در صده های قبل و نحوه تشخیص و اثرگذاری آن بر روی سیماهای سطحی و بررسی میزان رطوبت و عدم رطوبت آنها از مسائلی می باشد که در بحث فروسایی

بهار ۹۲، شماره ۷

پرتگاه های گسلی رسوبی از اهمیت ویژه ای برخوردار است. در قسمت زیر به بررسی رژیم بادها از ابتدای کواترنر تاکنون، در ایران مرکزی و رژیم بادهای کنونی منطقه مورد مطالعه می پردازیم.

از مطالعه نظرات محققین چنین بر می آید که در طول پلیستوسن در ایران مرکزی بادهای شمالی اغلب نواحی مرتفعتر را تحت تأثیر قرار می داده اند. از این موارد می توان به یاردانگ های غول پیکر (کلوت ها) بخش مرکزی حوضه لوت اشاره کرد. .(Kehle. 2009) این کلوت ها بیش از ۱۵۰ کیلومتر درازا داشته و از یکدیگر توسط دالان های موازی تفکیک گردیده اند. این ساختارها از درون مواد ماسه ای سیلتی به سن پلیوسن پائینی تا پلیوسن میانی با عمقی حداکثر ۲۰۰ متر، ایجاد گردیده اند.در طول دوره های نسبتاً خشک و سرد پلئیسوسن یک سیستم گردباد تقویت شده سیبریایی احتمالاً منجر به تضعیف و تغییر جهت به سمت جنوب بادهای موسمی قدیمی شده است و این امر به عنوان شاهدی برای دوره LGM در نظر گرفته شده است .(Sirocko. 1991) همزمان با تضعیف بادهای موسمی آثار گردبادها به سمت جنوب شرق جابجا گردیده است شواهدی

در دست است که در طول دوره یخبندان پایانی، ایران مرکزی بادهای شدیدتر از امروز را تجربه کرده است .(Kehl. 2009) البته یک شیبراهه (Ramp) ماسه ای در نزدیکی اردکان که در طول دوره LGM (تعیین سن توسط روش درخشایی یا ( Luminescence شکل پیدا کرده است، علت تشکیل آن را جریان بادهای بادی که از سمت جنوب شرق می آمده تشخیص داده اند که دقیقاً مخالف آن چیزی است که در بالا ذکر شد .(Thomas et al. 1997) رژیم عمومی بادهای کنونی ایران در طول ماه های زمستان تحت اثر سیستم های کم فشار، استوایی و سیستم های طوفان زای سیبری می باشد (Kehl. 2009) اما در تابستان جریانی

قوی بر روی ایران مرکزی شکل گرفته که نتایج آن بصورت وزش باد از سمت شمال غرب به سمت شرق و اقیانوس هند می باشد .(Ganji. 1978) سیستم باد ناحیه ای در شرق ایران مرکزی شامل باد ۱۲۰ روزه سیستان است که با جهت شمال، شمال غرب از بهار تا اواسط پائیز این ناحیه را تحت سلطه ی خود دارد. اغلب بادهای نیرومندی که خشک و گرم بوده و در دامنه کوه های ایران مرکزی شکل می گیرند، سبب ایجاد طوفان های گرد و غبار می شوند، دوره ی این طوفان ها به ترتیب و بطور متوسط برای شهرهای یزد و زابل ۲۴ و ۸۱ روز می باشد (سازمان هواشناسی .(۱۳۸۹

ارزیابی اقلیمی منطقه زرند

منطقه زرند و شمال کرمان از نظر آب و هوائی تنوع داشته به طوری که در قسمت های خاوری (حاشیه دشتلوت) آب و هوای گرم و خشک با میانگین دمای سالانهْ+۴۰ تا -۴ حاکم است. در رشته کوه های باختری منطقه مورد مطالعه، آب

و هوا خشک و معتدل تا نیمه گرم بوده و میانگین دمای حداکثر ْ۳۵ سانتی گراد و میانگین سالیانه بیشینه و کمینه دما بین ۳۵ تا -۲ درجه سانتی گراد متغیر است (اداره هواشناسی کرمان .(۱۳۸۴

متوسط بارش در حاشیه دشت لوت کمتر از ۶ میلی متر در سال و تعداد روزهای خشک سال حدود ۲۹۰ روز است. در دشت راور، ارتفاعات لکرکوه از ورود بادهای داغ محلی شده، به طوری که متوسط بارش سالیانه به حدود ۱۶۰ میلی متر در سال و تعداد روزهای خشک سال به حدود ۲۴۰ روز می رسد. در ناحیه

۱۴

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته بهار ۹۲، شماره ۷

زرند میزان بارش سالیانه حدود۱۸۰ میلیمتر بوده و تعداد روزهای خشک سال با توجه به پارامترهای ذکر شده در بالا می توان وضعیت خشکسالی را در
حدود ۲۲۰ روز در سال است (اداره هواشناسی کرمان .(۱۳۸۴ اطلاعات فوق به منطقه به صورت (شکل(۴ تفسیر کرد. همانطور که در نمودار مشخص است آستانه
صورت ناپیوسته برداشت و محاسبه گردیده است . اما میانگین دما در منطقه زرند بارندگی در دوره مذکور در منطقه زرند ۷۸,۲ میلیمتر است ( شجاعی. .( ۱۳۸۵
در یک دوره چهارساله از ۱۳۸۱ تا ۱۳۸۴ که اطلاعات آن به صورت پیوسته اندازه جهت وزش باد در منطقه زرند در (شکل (۵ نشان داده شده است. با توجه به این
گیری گردیده است، ۱۸/۳۶ درجه سانتیگراد و میانگین بارندگی در این منطقه در شکل جهت وزش بادهای غالب در منطقه شمال شرق می باشد.
حدود ۱۰۴ میلیمتر را نشان می دهد. سایر پارامترهای سالانه آب و هوایی زرند در
(جدول (۱ و (شکل های ۱، ۲ و (۳ آورده شده است( شجاعی. .( ۱۳۸۵
جدول .۱ پارامترهای سالانه ی آب و هوایی برای یک دوره ی ۴ ساله منطقه زرند

سال بارندگی میانگین تبخیر سرعت سرعت متوسط میانگین رطوبت روزهای یخبندان ساعات آفتابی
(mm) دما((mm سالانه((mm باد((km/h باد((km/h

۱۳۸۱ ۹۳,۸ ۱۷,۹ ۷۸۵,۴۲ ۱۲,۱۷ ۱,۸ ۳۲,۹۲ ۶۹ ۲۳۷۵,۷۵

۱۳۸۲ ۹۱ ۲۰,۴۷ ۲۸۰۶,۲ ۱۱,۶۷ ۲,۵۳ ۳۴,۶۱ ۵۵ ۳۲۹۵,۳

۱۳۸۳ ۲۰۰,۲ ۱۷,۳ ۲۶۸۷,۷ ۱۰,۰۸ ۱,۶۳ ۳۷,۲۱ ۵۵ ۳۲۲۹,۶

۱۳۸۴ ۳۲,۱ ۱۷,۷۹ ۸۹۱,۱۶ ۳,۴۲ ۰,۹۷ ۱۷,۲۵ ۴۷ ۱۲۱۰,۶

total 417,1 – 7170,48 – – – 226 10111,25

mean 104,3 18,36 1792,62 9,33 1,73 30,5 56,5 2527,81

شکل .۱ نمودار میزان بارش برای یک دوره ی ۴ ساله ی منطقه ی زرند شکل .۲ نمودار تغییرات دمای سالیانه برای دوره ی ۴ ساله منطقه زرند

شکل .۳ نمودار مقادیر تبخیر اندازه گیری شده در منطقه زرند شکل .۴ نمودار ارزیابی خشکسالی در منطقه زرند برای دوره ی ۴ ساله بین

سالهای ۸۱-۸۴

۱۵

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته

پرتگاه های گسله

پرتگاه های گسله جلوه مستقیمی از گسیختگی سطحی زمین لرزه ها هستند. آنهاتقریباً فوری و وقتی که گسیختگی به سطح زمین می رسد تولید می شوند. عموماً مردمی که زلزله های اصلی را دیده اند بیان می کنند که پرتگاه ها و شکستگی ها خیلی سریع بوجود می آیند. حرکت برشی بوجود آورنده پرتگاه های گسله شبیه عملکرد یک زیپ بزرگی است که تا انتها باز نمی شود. پرتگاه های گسله، نشیب هایی هستند که یک فرم عمومی مانند بسیاری از شیب های طبیعی دارند. همه ی عناصر این زمین شیبدار که روی (شکل( ۶ نشان داده شده ممکن

است که روی یک پرتگاه گسله معین وجود نداشته باشد در حقیقت برتری یک عنصر نسبت به دیگری با گذشت زمان تغییر خواهد کرد. مهم است، بطور مثال سطح آزاد یا (Free face)مستقیماً توسط گسلش ایجاد می شود که ممکن استهنگام شکل گیری تقریباً عمودی باشد. در طرف دیگر شیب واریزه ای و شیب آبرفتی به انباشته شدن مواد در پایین سطح آزاد مرتبط اند و بدین گونه به فرآیندهای حمل و نقل رسوب و فرسایش مربوط می شوند .تخریب پرتگاه گسله دارای نرخ های متفاوتی است و به شرایط آب و هوایی و انواع موادی که پرتگاه را شکل می دهند بستگی دارد، تغییرات در عناصر لغزش در طول زمان می تواند بعنوان یک درصد از طول پرتگاه ثبت شود. برای مثال یک پرتگاه ممکن است ترکیبی از یک سطح آزاد (متجاوز از %۵۰ از نیمرخ)، و یک شیب واریزه ای (باقی %۵۰ باقیمانده) باشد.

روش مطالعه

برای مطالعه پرتگاه های گسلی دو روش کلی که به صورت کمی انجام می شوند، وجود دارد این دو روش عبارتند از : – ۱ مدل سازی پخشی ( Diffusion ( Modeling و- ۲ فروسایی پرتگاه گسلی ( fault scarp degradation ) که در قسمت زیر به آن پرداخته می شود.

مدل فروسایی پرتگاه گسله

پرتگاه ها می توانند بعنوان نتیجه ای از بسیاری از فرآیندهای زمین ریختی باشند. پرتگاه های گسلی زمانی که شکستگی حاصل از یک زلزله به سطح زمین

شکل.۵ نمودار گلباد منطقه زرند که سرعت وزش بادها را با توجه به جهت وزش به نمایش گذاشته است. اطلاعات از یک دوره ی ۴ ساله اقتباس گردیده است.

بهار ۹۲، شماره ۷

می رسد شکل می گیرند. مدل سازی کمی پخش رسوبات زمانی که برای پرتگاه های گسلی بکار گرفته شود بسیار مفید خواهد بود . همچنین با فرض و یا محاسبه ضریب انتشار، زمین شناس می تواند در مورد زمان شکل گیری پرتگاه حدس بزند. پرتگاه گسلی که در رسوبات نرم و غیر مستحکم که اغلب دارای سن کواترنری نیز باشند بهترین گزینه برای مدل سازی فروسایی می باشند زیرا که بصورت لحظه ای شکل گرفته ولی بصورت کاملاً سازمان یافته (Systematic) فرسوده و فروسائیده می شوند. در اصل یک زمین شناس با اندازه گیری هایی که روی یک پرتگاه گسله انجام می دهد. مدت زمان فروسایی پرتگاه گسله را محاسبه

می نماید اما در انجام این عمل چند اصل می بایست مورد توجه قرار بگیرد:

۱ -پرتگاه حتماً می بایست از نوع محدود شده توسط حمل و نقل باشد، پرتگاه گسلی که در سنگ بستر ایجاد شده باشد نمی تواند بوسیله پخش و فروسایی مدل سازی شوند.

– ۲ بعد از هر زلزله، پرتگاه ایجاد شدهمی بایست سریعاً با فرو ریزش به زاویه

پایداری برسد (برای ماسه حدود ۲۵ تا .( ۳۵

-۳ باید ضریب پخش یا انتشار را برای اندازه گیری محاسبه نماییم. -۴ پرتگاه می بایست تنها در یک حادثه لرزه ای و توسط ۱ پاره شدگی ایجاد شده باشد. از موارد فوق مورد ۳ بسیار مهم است زیرا بدون دانستن ضریب پخشیدگی تعیین سن پرتگاه گسله امکان پذیر نیست که یکی از راه های اندازه گیری آن به شرح زیر است :(Colman & Watson 1983)
(× ۱ . d 2 ) k.t 
tamtan ۴

در این فرمول t زمان، d جدایش قائم بین بالا شیب و پائین شیب،
حداکثر شیب پرتگاه و میانگین زاویه شیب کلی منطقه می باشد. این
معیارها در صحرا قابل برداشت می باشند.

شکل .۶ اجزاء اصلی یک پرتگاه گسلی ایجاد شده در رسوبات کوهپایه ای (اقتباس از (Wallace.1977 دانستن اینکه عناصر مختلف یک پرتگاه گسله بوسیله فرآیندهای مختلف تولید می شوند.

۱۶

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته بهار ۹۲، شماره ۷

جمع آوری اطلاعات (شکل (۸ نمایش داده شده است . لازم به ذکر است که کلیه برداشت های
برای اندازه گیری ضریب انتشاردر منطقه زرند، سعی گردید افرازهای گسلی صحرایی در رسوبات کواترنر و به خصوص کواترنر بالائی انجام پذیرفت.
که سن واقعه ی لرزه ای ایجاد کننده آنها مشخص بوده و همچنین ویژگی های در (شکل (۹ روش برداشت عناصر نشیب در صحرا و کلیه برداشت های صحرایی
مطالعاتی که قبلاً به آنها پرداخته شد را نیز دارا می باشند، مشخص گردد. از بین در( جدول (۲ نمایش داده شده است.
این وقایع دو زلزله ۱۹۷۷ باب تنگل و ۲۰۰۵ هتکن- داهوئیه انتخاب شد. پس از انجام محاسبات و تبدیل جدایش مایل به جدایش قائم داده های زیر
با بررسی مناطق گسیخته شده در محدوده روستاهای شهرک طالقانی تا ده آهنگر مربوط به ضریب انتشار برای هر ایستگاه بصورت زیر بدست آمد( جدول ۳ ).مقادیر
گسیختگی های فروسایی شده زلزله ۱۹۷۷ در رسوبات کواترنر شناسایی و در ۵ شیب توپوگرافی متوسط   جدایش قائم ( ( sl.sin   d و مقدار k
ایستگاه اقدام به برداشت پارامترهای صحرایی گردید. در (شکل (۷ محل ایستگاه (ضریب انتشار) در جدول ۳ آمده است.
ها نشان داده شده است.همچنین برای زلزله ی ۲۰۰۵ هتکن- داهوئیه، فقط ۲
پرتگاه گسلی واجد شرایط اندازه گیری تشخیص داده شد که مکان آن ها در
جدول .۲ اطلاعات برداشت های صحرایی در ایستگاه های مختلف را نمایش می دهد. (fs) افراز گسله، ۱ شیب بالا دست،  ۲ شیب پائین دست، شیب حداکثر افراز و SL طول جدایش بین
بالا دست و پائین دست
SLcm   ۲ ۱ fs

۹۷ ۳۰ ۱۹ ۲۷ ۱
۴۱/۸ ۳۴ ۲۶ ۲۹ ۲
۸۲/۱ ۲۰ ۱۵ ۲۳ ۳
۱۰۰ ۳۴ ۱۶ ۲۶ ۴
۹۶/۵ ۳۴ ۳۰ ۲۵ ۵
۸۰/۷ ۳۵ ۲۱ ۲۶ ۶
۱۱۷ ۳۵ ۲۶ ۳۰ ۷

شکل : A .8 تصویر ماهواره ای شکستگی اصلی زلزله ۲۰۰۵ داهوئیه (شکستگی با خط چین قرمز نمایش داده شده است). دایره سفید رنگ محل اندازه گیری (قسمت b و (c رانشان می دهد. : B نمایی نزدیک از شکستگی هم لرزه زلزله ی ۲۰۰۵ در صبح زلزله، محل شیب پرتگاه در دایره زرند رنگ نشان داده شده است. : C نمایی از محل قسمت b در تابستان ۲۰۰۹ و پس از فروسایی ۴/۵ ساله محل نشیب. در دایره زرد رنگ این شکل اندازه گیری ها بر روی نشیب انجام شد.

شکل .۷ تصویر ماهواره ای محل ایستگاه های شکستگی های هم لرزه زلزله ۱۹۷۷ باب تنگل که اندازه گیری ها بر روی آنها انجام پذیرفته است.

۱۷

مجله زمین شناسی کاربردی پیشرفته بهار ۹۲، شماره ۷

شکل .۹ در این شکل پارامترهای مورد اندازه گیری ( شکستگی باب تنگل) و روش برداشت آنها نمایش داده شده است .

جدول .۳ اطلاعات مربوط به شیب توپوگرافی متوسط ( ( و مقدار ضریب انتشار (k) برای افرازهای گسلی .