محاسبه زاویه تابش
((روش محاسبه زاویه تابش))
ابتدا برنامه Q.Basic را نصب می کنیم
سپس:
1- Run را میزنیم
2- File را باز می کنیم
3- Open
4- Ssm-bas را انتخاب می کنیم
5- Run
6- Start
7- وارد نمودن عرض جغرافیایی
8- Inter
9- مشاهده جدول در Result
تغییرات آب و هوایی دوران چهارم در ایران – در مرحله شناختن
مارتین کهل
با پنج شکل و یک جدول
تاریخ دریافت 10 دسامبر 2008 تاریخ پذیرش 19 ژانویه 2009
خلاصه : آب و هوایی ایران که بیشتر مدیترانه ای است تحت تاثیر سیستم های فشار جو فوقانی سیبری و جریان های ضعیف از سمت غرب و باران های ( یا بادهایی که این باران ها را تولید می کنند) سیل آسای جنوب غربی قرار دارد در گذشته مکان وشدت این سیستم ها تغییر نمود واحتمالا موجب تغییرات آب و هوایی واثر گذاری بر تغییرات سطح زمین در این کشور که از لحاظ بوم شناختی متنوع است گردید .
اخیرا شواهد تازه ای از تغییرات آب و هوایی دوران چهارم درایران ارائه شده است .این گزارش به اختصار وضعیت اطلاعات موجود ودور نمای پژوهش های دیرین شناختی آب و هوایی در آینده ایران را شناسایی می نماید .
استنباط های مرتبط با آب و هوا شناسی دیرین بر مبنای شواهد ژئومورفیک واخیرا نیز بر مبنای تفحصات استراتیگرافیک از جمله تعیین سن رسوبات بوده است . در شمال وغرب آب وهوای ایران بین وضعیت آ ب و هوایی سردو خشک طی دوران Stadial و گرم ومرطوب طی Interglacial (بین یخبندان ؟) متغیر بوده است . رسوبات دریاچه ای و انباشته های خاک زرد ( رس ) نیز دال بر افزایش رسوبات دردوران Interstadial یخبندان انتهایی و نزدیک به انتهاست .
در غرب ایران Dryaهای جوانتر و هولوسن پست تر ( پائین تر )به احتمال زیاد باشرایط آب وهوایی خشک مشخص می شوند . به طورکلی ( من حیث المجموع ) پدیده ها وچرخه های آب وهوایی که در سایر نقاط دنیا ناشناخته شده اند بندرت در ایران مستند شده اندو تصویر ما از تغییرات آب و هوایی گذشته پراکنده و ناقص است .
اطلاعات proxy و داده های ژئو کرونولوژیکال (Geochronological) بیشتری مورد نیاز استبه ویژه برای مرکز جنوب ایران.
آثار رسوبات دریاچه ها و پلایا ها (playa) همچنین انباشته های خاک زرد دارای توان بالقوه ای قدرتمند برای شناسایی علایم آب و هوایی و اطلاعات آب و هوای دیرین غارگونه ها (Speleolhems) و یا سه حلقه ای هاست که تاکنون به بحث کشیده نشده است .
مقدمه : دوران چهارم دوره سرد شدن سراسری زمین و تغییرات آب و هوایی بارز از دوره پیش یخبندان ؟ ( interglacial بین یخبندان ) به یخبندان و پیش Stadial به Stadial است همان گونه که به عنوان مثال در مقادیر ایزوتوپ اکسیژن( ) رسوبات دریای عمیق و کانون های یخی بدست آمده است .
|
O |
|
18 |
|
8 |
|
O |
|
18 |
|
8 |
مراحل سرد شدن تدریجی در آغاز یک دوره Stadial و تغییرات سریع دما در آغاز inter stadial را مستند نموده اند علت این نوسانات ممکن است انحراف در جریانات سطح اقیانوس ها ، نفوذ لایه های یخی ، انحراف در فعالیت لکه های خورشیدی و ناپایداری در سیستم دی اکسید کربن (Co2 ) جو باشد . هر چند پدیده های دانسگارد –اویشگر در بسیاری از نقاط دنیا به ثبت رسیده است ( ووئلکر 2002 ) روشن نیست که آیا این نوسانات کوتاه مدت آب و هوایی در تمام جهان رخ داده است . گسترش فضایی سایر علائم آب و هوایی همچون پدیده های هاینریش یا پدیده Ka 2/8 ( رولینگ و پالیک 2005 ) نیز به صورت ناکافی شناخته شده است .فراوانی ( بسامد ) جهت و زمانبندی تغییر آب و هوا در ایران و آسیای غربی به طور کلی در مقایسه با ادبیات گسترده در سایر نقاط کره زمین به صورتی پراکنده مستند شده اند . شرایط آب و هوایی در ایران اصولا از سیستم های فشار سیکلون ها از سمت غرب ، ارتفاعات سیبری و باران های سیل آسای جنوب غربی تبعیت می کند .
طی دوران های چهارم احتمالا این سیستم ها شدت و محل های نسبی خود را تغییر داده اند و بنابر این نفوذشان بر آب و هوا متفاوت است .
به منظور باز سازی این تغییرات شواهد در مورد تغییر آب وهوا در دوران چهارم در ایران مورد نیاز است .
این امر به درک بهتر ما از تغییرات سطح زمین ( landscape ) در ایران وکمر بند خشک دنیای قدیم به طور کلی یاری می رسانند .
شواهد مربوط به نوسانات آب وهوایی پلیستوسن و هولوسن در ایران از سیستم های ژئومورفیک شامل رسوبات دریاچه ای ( به عنوان مثال ون زایت و ورکوف 1963، ون زات و پوتما 1977 ، کلتس وشهرابی 1986 ، اد جمالی و همکاران 2008 ، رمضانی و همکاران 2008 ) پلایا ها یا کویر ها ( کرینسلی 1970 ) ردیف های خاکی ( ( morain ) باقیمانده از یخچال ها ( به عنوان مثال بوبک 1973 ، هاجدورن و همکاران 1975 ، کوهل 1976 ، 2008 پرئو1984 ) ونواحی اطراف یخچال ها ( به عنوان مثال هاجدرون و همکاران 1978 ) تل های نمکی ( بوشه وهمکاران 2002 ) رسوبات آبرفتی ( شارلو 1958 و تا- فینزی 1967 ) Pediment ها و Fan های آبرفتی ( وایز 1974 ، رگارد و همکارن 2006 ) و همچنین تراس های آب شور وآبرفتی( اهلرز 1969 ، 1971 ، گرونرت 1977 ) اخیرا رشته های خاک زرد ( loess ) نیز مطالعه شده است ( لطیف 1988 ، کهل و همکاران a2005 ، b 2005 ، فریشن و همکاران در مطبوعات ).
این گزارش به منظور شناسایی شکاف اطلاعاتی موجود ونیاز های پژوهشی و گشودن چشم انداز های نو برای پژوهش های آب و هوا شناسی دیرین ( کهن ) در این ناحیه ، این شواهد را به اختصار بررسی می نماید .
2- آب و هوای کنونی ( modern )
|
1- |
|
1- |
علت این خشکی تا بیش شدید آفتاب وبادهای شمالی به غرب و شمال به شرق است که توده ها ی هوای خشک را منتقل می کند .
این علت با وجود رشته کوه های بلند البرز و زاگرس تقویت می گردد . ( شکل 1 ) که مانع ورود هوای کم فشار شمال به غرب و شمال به شرق از خزر ودریای مدیترانه به فلات ایران می شود .
جابجایی ( convection) توده هوای پر رطوبت موجب بارندگی شدید درنواحی پست خزر رشته کوه های شمالی البرز و بخش های شمال غربی زاگرس می شود که غالبا از mma 1000 تجاوز می کند .
بعلت میزان رطوبت نسبتا کم در نتیجه پوشش ابر بیشتر و ارتفاعات در این نواحی رطوبت اضافی از mma 1200 تجاوز می نماید .( اهلرز 1980 )
بیشتر بارندگی ها طی ماه های اکتبر تا آوریل نازل می شود به جز در نواحی پست خزر که بارندگی به صورتی یکنواخت تر در طول سال رخ می دهد . ( شکل 1 ) (( میانگین میزان بارندگی سالانه و داده های مربوط به دما از ایستکاه های هوا شناسی انتخاب شده در ایران درجدول 1 نشان داده شده است . در نواحی پست خزر یک شیب طولی بارندگی در میانگین میزان بارندگی سالانه نشان داده شده است که از تقریبا mm 1850 در بندر انزلی در غرب تا تقریبا mm435 در گنبد کاووس در شرق کاهش می یابد میزان بارندگی در مناطق مرتفع ایران و نواحی پست جنوبی دشت خوزستان و سواحل خلیج فارس کمتر از ma350 است )
|
1- |
پائین ترین دمای میانگین روزانه در ماه ژانویه بین c9/3 تا c 6/8 به ثبت رسیده است . در حالیکه بالاترین دمای میانگین روزانه در ماه جولای میانگین ماهانه حداقل و حداکثر دمای روزانه در نواحی پست جنوبی بیشتر است.
اما اختلاف بین گرمترین و سرد ترین ماه ها یعنی دامنه میانگین دما در بخش های مرکزی ارتفاعات بیشتر است.
در دره های سفید رود و زاینده رود به عنوان مثال شیب دما و بارندگی منطقه ای کاملا نمایان است . این شیب ها در داده های منعکس نشده است .
شیب های هیپسو متریک ( Hypsometric ) دما و رطوبت به علت فقدان ایستگاه های هوا شناسی در به خوبی ثبت نشده اند.
وزش عمومی باد در ایران طی ماه های زمستان از شیب های فشار هوا بین آنتی سیکلون های سیبری و سیستم های کم فشار استوایی تبعیت می کند .
در تابستان یک جریان کم فشار بسیار گرم در بخش جنوبی مرکزی ایران ایجاد می شود ، (گنجی 1968 )
و یک هوای نسبتا کم فشار بر اوراسیا ( اروپا- آسیا ) غالب می شود .
این امر منجر به وزش بادهای شمالی به غرب و شمال به شرق به سمت اقیانوس هند از اکتبر تا آوریل بادهای غربی حاصل از ورود هوای کم فشار از مدیترانه شرقی در طول تروف های ( هوای کم فشار بین دو هوای فشار ) الگوهای جریان soohpa بر ایران چیره می شود .( علیجانی 2002 )
سیستم های باد منطقه ای شامل باد های 120 روز شمالی به شمال غربی طی ماه های مه تا سپتامبر درمناطق مرکزی و شرقی و شمال ( North ) است که در طول سواحل شرقی خلیج فارس می وزد و دارای حداکثر شدت در ماه ژوئن وجولای است و یک باد فوئن گونه ( Foehn-type ) «گرمسیل » است که می تواند در بهار در وجوه شمالی کوه های کوپه داغ والبرز رخ دهد . ( میدل ترن a1986 )
باد های شدید اغلب موجب طوفان های شن که فراوانی آن ها بویژه در ارتفاعات مرکزی بیشتر است جائی که 7/80 و 24 روز در سال با طوفان های شن در شهر های زابل ویزد ثبت شدهاست .( میدل تون b1986 )
تنها بلندترین ارتفاعات البرز و زاگرس مانند کوه دماوند ( m.a.s.l5671 ) علم کوه ( m.a.s.l4850) کوه سولان (m.a.s.l4811 ) و زرد کوه ( m.a.s.l4548 ) دارای مقاری کم یخچال اند و خصوصیات یخ زدگی و ( یخبندان ) و nivation فعال از خودنشان می دهند . ( بوبک 1963 ) .
کل اندازه یخجال های کنونی به حدود 20 کیلومتر مربع می رسد ( فرینگنو 1988 )
در زاگرس جنوبی و جنوب شرقی ایران بلند ترین قله ها با ارتفاعاتی بیش از 4000 متر ظاهرا به خط برفی موجود نمی رسند که می توان علت آن را تغییر حالت گنبدی شکل خط برفی در بالای فلات خشک مرکزی دانست ( پرئو 1978 ) .
با این وجود شیب کوه ( m.a.sl 4060 ) واقع در جنوب غربی شهر یزد لکه های برف دائم در شیب های شمال شرقی خود دارد ( گرونرت و همکاران 1978 )
متاسفانه داده های جدید تر در مورد گستره ی یخچال ها در ایران در ادبیات علمی در دسترس نیست و اثرات احتمالی گرم شدن زمین بر گستره ی یخچال ها از 1980 به بعد برآورد نشده است.
3- هوای پلیستوسن - پست تا میانه
برای پلیوسن تا پلیوستوسن پایین تر شرایط آب و هوایی کمی مرطوب تر از امروز توسط بوبک ( 1963 ) که گمان می نمود رسوبات قهوه ای و لایه های رسی بخش 350 متر ضخامت پست تر کویر در مسیله ( playa قم ) که توسط هوبر ( 1960 ) توصیف شده بود تحت محیط دریاچه ای شبه دائمی پر شده است - استنباط شده است.
محتمل است که طی همین دوره گودال کم عمق و وسیع ( basin) لوت که از سیلیکانیک های رس ته نشین افقی گسترده شده وشبکه های تبخیر شده پر شده ات حکایت از یک محیط کهن دریاچه ای بسته دارد ( بوبک 1969 ، کرینسلی ، 1970 درش 1976 ) متعاقبا این رسوبات بر اثر باد حاصل از افزایش خشکی فرسوده شده اند ( فرسایش یافته اند ) تا یار دانگ های بزرگ ( giant yardangs ) کویر لوت را تشکیل دهند .( کویر لوت شکل 1 )
بخش های فوقانی کویر مسیله احتمالا از رسوبات پلی ستوسن پائین تر تا انتهای یخبندان پسین پر شده است ( وورم ) .این رسوبات از ردیف های متناوب 5- 4 مخزن نمکی و رسوبات قهوه ای تا سبز و لایه های رسوبی دارای ماسه تشکیل شده است . مخزن های نمکی در محیط Playa تحت شرایط آب و هوایی خشک تشکیل شده است در حالی که لایه های بعدی به عنوان شاخصی از شرایط آب و هوایی سرد با کاهش تبخیر و دریاچه های بیشتر تفسیر می شوند ( بوبک 1963 ، کرینسلی 1970 )
تغییرات آب و هوایی طی پلیس توسن میانه در رسوبات خاک زرد شمال ایران نیز منعکس شده است ( کهل و همکاران b2005 ، فریشن و همکاران در مطبوعات شکل 2 ) به طور کلی انباشت خاک زرد شامل یک سری فر آیند های کنترل شده آب و هوایی شامل تولید ذاراتی به آندازه رسوبات ، کاهش حجم آن ها ( deflation ) انتقال eolan و رسوب گذاری ( deposition ) و انتقالات رسوب گذاری همزمان و پسین و از جمله شکل گیری خاک است ( به عنوان مثال پسی و 1990 ، گاردنر و رندل 1994 ، پسی و ریشتر 1996 ، پایی 1995 ، اسمالی 1995 و رایت 2001 )
خاک های زرد هوازده نشده ( فرسایش نیافته ) می تواند با مراحل stadial همبستگی داشته باشد که منعکس کننده شرایط آب و هوای خشک ( وسرد ) طی دوران انباشت گرد وغبار تحت پوشش گیاهی متفرق است در حالیکه افق های paleosol دلالت بر هوای نسبتا مرطوب تر ( و گرمتر ) و پوشش گیاهی جنگلی و استپی طی دوران کهن inter stadial و interglacial باشد ( به عنوان فینک و کولا 1977 دودونف 1991 ، برونگر 2003 ، روتر و همکاران 2003 ) در دره سفید رود و کوهپایه های شمالی البرز رسوبات خاک زرد در بردارنده چندین paleosol تحت پوشش گیاهی جنگلی ایجاد شده اند و احتمالا با مراحل ایزوتوپ اکسیژن 7و 9 و یا Interglacial کهن تر همبستکی دارند ( شکل 3 ) علاوه بر این دوافق Paleosol ضعیف ( افق خاک های قهوه ای خاک های استپی ) با رسوبات خاک زرد مراحل ایزوتوپ اکسیژن 6 در هم آمیخته اند تا نخستین شواهد interstadialپلیستوسن میانه در ایران را عرضه کنند .( کهل و همکاران b 2005 ، فرشن و همکاران 2009 ) بر آورد های chronstratigraphic تشکیل paleosole در خاک زرد شمال ایران مبتنی بر تعیین سن فیزیکی رسوبات ته نشین شده با استفاده از روش لومینسانس و شمارش از بالای خاک های احتمالا interglacial است .
این امر حاکی از آن است که شواهد کامل خاک زرد الزاما معتبر نیست .
با این وجود فرضیه پیشین چرخه های تکراری هولوسن ارانباشت خاک زرد و تشکیل خاک در شمال ایران باید مردود شناخته شود . ( بوبک 1974 ،1955 باربیر 1960، اهلرز 1971 پالوسکا و دگن 1980 )
اخیرا جمالی وهمکاران (2008) غییرات چرخه ای طیف های pollen ( دانه گرده ؟ ) د رهسته های رسوبی به طول 100 متر دریاچه ارومیه ، یک دریاچه بزرگ ( 5 کیلومتر مربع ) فوق العاده شور ( بیش از 200گرم نک در لیتر ) کم عمق ( 12 – 8 متر ) که در شمال غربی ایران قرار دارد شناسایی نموده اند ( شکل 1 ) برش های هسته ای ( کانونی ، مرکزی )با درصد بالای دانه های گرده گیاهی ( AP ) با مراحل ایزوتوپ اکسیژن a7 ، e5 ، c5 و a 5 همبستگی دارند و برش های هسته ای با درصد پایین گرده گیاهی و درصد بالای آرتمیزیا و چنوپود یاسه ها ( شانه داران ؟ ) با مراحل stadial همبستگی دارند ( شکل 4 ) .
|
- |
اندکی پیش از interglacial پسین یک استپ پوشیده از بوته افدرا نزدیک دریاچه گسترش یافت که منعکس کننده ویژگی های ژئومورفیک مانند marain های یخچالی تراس های آبرفتی یا تراس های دریاچه ای است به عنوان مثال بر اساس گسترش playa ها کرینسلی ( 1970 ) استنباط نمود که آب و هوای فلات ایران احتمالاً سرد تر و و به علت کاهش تبخیر مر طوب تر از امروز بوده است . چندین تراس gravel ( سنگ ریزه ای ماسه ای ) در بالا دست کوه های البرز و زاگرس با پلیستوسن میانه وپایینی همبستگی دارند وبه عنوان شاخصی از مراحل سرد با geli – solifluction بیشتر تفسیر می شود ( بوبک 1963 )
در کوه های البرز رودخانه های سفید رود چالوس هراز وتالار چندین سطح تراسی تشکیل داده اند که در ارتفاعی 70 تا 150 متر بالای کف دره کنونی قرار داشته اند این تراس ها ( لا اقل تا قسمتی )از ماسه های آبرفتی سیمانی شده سیلیکا یا کربنات تشکیل شده اند واحتمالاً متعلق به عصر پیش وورمی (pre – wurmian ) هستند ( اهلرز 1969، 1971 )
از آن جا که احتمالا بالا روی های tectonic افزایش یافته بر تشکیل این تراس ها اثر گذاشته اند اهمیت آن ها به عنوان شاهدی برای تغییر هوا ( مورد ) سوال است .
همین امر نیز کمکی است برای سایر اشکال ژئومورفیک از جمله تراس های دریایی ( آب شور ) ودریاچه ای fan های آبرفتی و سطوح etchplanation تا زمانی که داده های رقمی (کمی ) از این اشکال دردسترس نباشد صدق کند .
بعلت این تردید وایزه ( 1974 ) ترجیح داد تا فاز های گوناگون pedimentation مشاهده در سرزمن های مرتفع مرکزایران را با مراحل یخبندان ( glacial ) و inter glacial همبسته نسازد. .
4- آخرین چرخه ( چرخه نهایی ) interglacial-glacial هسته دریاچه ارومیه ( جمالی و همکاران 2008 ) و رکوردهای خاک زرد ( loess ) شمال ایران ( کهل و همکاران b2005 ) فریشن و همکاران 2009 ) بخش بزرگی از چرخه آب و هوایی نهایی را تحت پوشش قرار داده اند .برطبق آثار به جا مانده از دانه های گرده دردریاچه ارومیه interglacial پایانی ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن e5 یا interglacial سهند ) اندکی گرمتر ومرطوبتر از هولوسن بود .
این شرایط آب وهوایی طی interstadial های c5 و a5 ( interstadial های Iو II کبودان )که از همه و از e 5s I5 ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن e5) توسط دو stadial ( Espirstadial I و II شکل 4 ) جدا شده اند حاصل نشد .
در آثار به جا مانده از خاک زرد (loess ) شمال ایران0020interglacial با افق های Bt خاک های جنگلی که قویا توسعه یافته اند مشخص می شود . ( کهل و همکاران b 2005 ) .احتمال دارد که دوافق ملایما توسعه یافته BWK خاک های استپی در برش loess درنوده با interstadial های c5 و a 5 همبستگی داشته باشد .با این وجود بر اساس بر آورد های لومینسانسی اولیه تعیین سن امکان یک همبستگی با oiS 3 ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن 3 ) نیز وجود دراد . ( فریشن و همکاران 2009 ) .
در دره سفید رود دو افق کمتر توسعه یافته Ah ( Ah – horizons ) خاک های استپی آمیخته با loess در برش سراوان بااحتمال زیاد باinterstadial های OIS همبستگی دارد .
طی stadial های آخرین یخبندان انباشت گرد و غبار بازتاب دهنده شرایط آب وهوایی خشک است که در آن تشکیل خاک با اشکال مواجه شد .
دوران انباشت گردو غبار می تواند با ois 3 و ois 2 تا LGM ودر loess فلات loess ایران همچنین با یخبندان بعدی ( laterglacial ) همبستگی داشته باشد ( فریشن وهمکاران 2009 )
شواهد stratigraphic بعدی آثار سدیمنتولوژیک ( sedimentological ) در یاچه ای زریبار واقع در زاگرس غربی در ارتفاع حدود m.a.s.l 1300 یافت می شود .
چیرگی دانه های گرده علفی بر دانه های گرده گیاهی ( فراوانی دانه های گرده علفی نسبت به دانه های گرده گیاهی ) و وجود یک مجموعه دانه گرده که دلالت بر استپ Artemisia دارد منعکس کننده میزان بارش کمتر در دوران LGM و پیش از آن نسبت به امروز است . ( mma 800 – 600 ) که این موضوع از احتمال رشد ( ایجاد ) جنگل بلوط زاگرس حمایت می کند ( ون زایت و رایت 1963 ونزایت وبوتما 1977 شکل 4 )
توضیح دیگر برای فراوانی Artemisian وعدم وجود دانه های گرده گیاهی ( درختی ) در افزایش نسبی ریزش برف زمستانی که ممکن است گونه های Pistacia حساس به برف را سرکوب کرده باشد دیده شده است. ( ال مسلمانی 1986 1987 )
تنها بخشی از استنتاجات مربوط به آب و هوا شناسی کهن ( paleo – climatic ) برای LGM بر اساس داده های مربوط به دانه های گرده توسط بزرگ فسیل های ( macrofossils ) گیاهی و مجموعه دیاتوم ها و گونه های Cladocera دریاچه زریبار تایید می شود .
اوا سسپلیکوا 1967 2005 )و(اسپیلیکوا و همکاران 2006 ) ( سیندر وهمکاران 2001 ) داده ها بازتاب دهنده عمق آب دریاچه نوسانات سفره آب وشوری آب به عنوان تابعی از موازنه ( تعادل ) آب دریاچه هستند .
از آن جا که این تعادل توسط تعامل پیچیده عوامل گوناگون از جمله بارندگی تبخیر وابسته به دما رانش زمین ، پر شدن مجدد آب های زیر زمینی وبالا رفتن منافذ تخلیه کنترل می شود ( استیونسن و همکاران 2001 ،واسیلی کوا 2005 ) ، این تعادل تنها می تواند به عنوان بر آوردی غیر مستقیم از شرایط آب و هوایی باشد. پژوهش های اخیر در مورد یک شیب ماسه ای ( sand ralp ) مجاور اردکان در اتفاعات مرکزی ( توماس وهمکاران 1997 ) و در مورد انباشته های خاک زرد در جنوب ایران ( کهل و همکاران a2005 ) به فرضیه شرایط آب و هوای خشک طی LGM که تا هولوسن پایین ادامه یافت ، قوت می بخشد .
|
◦ |
|
◦ |
|
◦ |
در سرزمین های پست جنوب خزر حدود 25 کیلومتر جنوب غرب بابلسر ( شکل 1 ) یک paleosol توسعه یافته حاصل از انباشته های آب رفتی توسط آنتونی و همکاران ( 2006 ) گزارش شده است .
دو سن سنجی رادیو کربنی حاکی از آن است که خاک های جوانتر از Bp cal 190 + 28486 کهن تر از BP cal 82 + 12119 است و بنابر این می تواند با LGM یا یخبندان پسین ( late glacial ) همبستگی داشته باشد . از آن جا که تشکیل خاک با بارندگی تشدید می شود احتمال دارد paleosol منعکس کننده شرایط آب وهوایی مر بوط باشد در حالیکه رسوبات گرد و غبار طی دو راه Lateglacial , LGM که در رسوبات loess نکا و آق بند که بترتیب در 75 کیلومتری و 300 کیلومتری شرق بابلسر قرار دارند ( فریشن و همکاران 2009 ) بجا مانده اند بیانگر شرایط نسبتا خشک باشند .
این امر حاکی از وجود شیب رطوبتی EPAPHIC در گذشته در طول شیب پایه های ( foots lopes ) کوه های البرز است فرضیه ای که سزاوار پژوهش بیشتری است .
چندین مطالعه از شاخص های ژئومورفیک به عنوان شواهدی از تغییر آب و هوا در یخبندان پسین استفاده نموده اند .
یک سری آثار یخچالی در کوه های البرز و زاگرس گواه مراحل پیشروی و رکود یخچال ها هستند .
بیشتر آثار به جا مانده از یخچال ها با یخبندان پسین همبستگی دارند و بیانگر چندین مرحله از تضعیف خطوط برفی دارند . ( بوبک 1963 ، پرئو 1984 ) .
مراکز اصلی یخبندان پیشین مجموعه تخت سلیمان از جمله علم کوه ( برای مثال بوبک 1937) در البرز مرکزی ، کوه سبلان ( شوایتزر 1970 ) . رشته کوه های مرکزی ایران – ترکیه و مجاور مرز ایران – عراق ( به عنوان مثال رایت 1961 ، شوایتزر 1975 ) زرد کوه ( به عنوان مثال پرئو ) و احتمالا کوه دینا در زاگرس مرکزی است . مولفین با این امر موافقند که حداکثر گسترش یخچال ها در این نواحی خیلی بیشتر از امروز نبوده است وبسیاری از یخچال های پیشین منحصر به شیب ها و گودال ها بوده است .
گزارشات بعدی در مورد یخبندان پیشین از ارتفاعات جنوبی مرکزی عرضه شده است منطقه ای که امروزه بارش بسیار کمتری را نسبت به ارتفاعات کوه های البرز و زاگرس دریافت می نماید . بر اساس مشاهدات میدانی آثار یخچالی ، خراشیدگی های بستر های صخره ای سطحی بلوک های نا پایدار و دره های یو شکل (U )در شیر کوه و کوه جوپار ( Jupar ) ( m.a.s.l 4135 ) هاجدرون و همکاران ( 1975 ) و کهله ( 1976 ) فرض نمودند که یخچال های بزرگ دره ای با حداکثرضخامت یخ 350 متر وجود داشته اند و به هم پیوسته اند تا یخچال های piedmont را تشکیل دهند ویزه ( 1974 ) این فرضیه را رد و پیشنهاد نمود که بخشی از به اصطلاح انباشته های یخچالی در کوه های بلند جنوب کرمان تغییر شکل آبرفتی خرابه های پرتگاه های صخره ای هستند .و گودال های ظاهرا یخچالی ذرات ( scraps ) شکل مشابه اند .
و اینک پژوهش های بعدی از جمله تعیین سن فیزیکی عصر های آشکار شدن ذرات ( scraps ) و bolder ها ممکن است برای پرسش مطرح شده در مورد گستره یخبندان پسین در ارتفاعات مرکزی جنوبی پرتوی بیفکند .
شاخص های ژئو مورفیک بعدی در مورد تغییر آب و هوای یخبندان پسین در تراس های دریاچه ای ( بوبک 1973 ، کرینسلی 1970، شوایتزر 1975 ، کولتز و شهرابی 1986 ) و همچنین گستره انباشت های limnic تا brakish در اطراف دریاچه ارومیه دیده شده است . ( بوبک 1963 )
برآورد شده بود که طی یخبندان پسین سطح دریاچه ارومیه حداکثر 50 تا 60 متر ( بوبک 1963 ) بالاتر از سطح کنونی آن بود .
با این وجود بوبک به ا ین نتیجه می رسد که تراس های دریاچه ارومیه به سطح دریاچه در گذشته ارتباط روشنی ندارد و این تراس ها ظاهرا از بالا آمدگی tectonic جز به جز حاصل شده اند .
شواهد جدید در مورد سطح نسبتا بالای دریاچه ارومیه طی یخبندان پسین و نزدیک به پسین از طیف های دانه گرده های شامل pediastrum کیست های داینوفلاژلات ها و انباشته های مواد ارگانیک و کربنات ها به عنوان شاخص هایی از شرایط آبی brakish در دریاچه ارومیه مشتق شده اند ( جمالی و همکاران 2008 )
این شرایط ابی brakish بازتاب دهنده ی ( increased runoff ) هدر رفتگی سطحی فزاینده و کاهش رطوبت بر خلاف وضعیت شوری زیاد امروزی است .
طبق نظر کرینسلی ( 1970 ) سطح دریاچه های شیراز و نیریز در کوه های زاگرس جنوبی طی یخبندان پسین ماکزیمم ( LGM ) 2 تا 3 متر بالاتر از پلایای امروزیشان بوده است highstand های یخچالی دریاچه های ایران را یا به افزایش بارندگی با فرض وجود دوره های آبرفتی یا اثرات آبرفتی ( اهلرز 1971 ) یا به کاهش تبخیر آب دریاچه به علت دمای سرد تر همراه با بارندگی کمتر نسبت داه اند ( بوبک 1973 ، کرینسلی 1970 ، استیونز و همکاران 2001 ) .
طی مراحل خشک تبخیر تعرقی گیاهان استپ مانند ها درمقایسه با گیاهان جنگلی در فاز های مرطوب احتمالا جریان رودخانه به دریاچه ها و پلایاهای دریاچه زریبار را طبق نظر استیونس و همکاران ( 2001 ) را افزایش داد . غیر محتمل نیست که تحت شرایط خشک تر و پوشش گیاهی کم تراکم تر سهم نسبی هدر رفتگی سطحی درمقایسه با تبخیر تعرقی و تخلیه آب زیر زمین افزایش یابد به ویژه اگر خشکی بیشتر همراه با تغییر به وضعیت بارندگی های بسیار شدید نادر باشد. ( روهدنبرگ 1970 )
بنا براین کاهش بارندگی و تخلیه کلی ممکن است نتواند میزان آب سطحی تخلیه شده به دریاچه ها و پلایا ها را جبران کند.
تشکیل تراس های آبرفتی ( fluvial ) درکوه های البرز وزاگرس ( اهلرز 1971 ، پالدسکا و دیگنز 1980 ، اورلاندر 1965 ، فورست 1970 ) احتمالا تحت تاثیر بالاروی های tectonic ( tectonicuplift ) بوده است که تفسیر کلیماتوژنتیک و همبستگی با stadial های یخبندان پسین را بسیار مشکل می سازد .
در تبیین تشکیل رشته های fan آبرفتی مشکل مشابهی مطرح می شود .
اخیرا رگارد و همکاران ( 2006 ) عصر های ترک ( جدا افتادگی ) ( abandon ages ) fan آبرفتی را گزارش نموده اند که به روش Be exposure در جنوب ایران نعیین نموده اند .
a ) ka Be 4/3 + 44 b ) Be ka 5/1 + 1/20
c ) Be ka 0/1 + 8/12 d ) Be ka 0/1 + 4/8
e ) Be ka 6/0 + 6/5
در حالی که عصر های ترک (abandon ages ) موارد a, d با بالا روی tectonic ( tectonic uplift ) منطقه ای قابل توجیه اند سه مورد دیگر یا پدیده های اقلیمی ( آب و هوایی ) بزرگ مقیاس همبسته شده اند یعنی برای b پایان L G M
برای c شروع ( تهاجم ) draya های جوانتر
و برای e گذار اقلیمی پولوسن میانه یا پسین
که شواهد آن از هسته های ( cores ) در یاچه زریبار به دست آمده است .
در این سه مورد ( e,c,b ) فرض بر این است که انتقال به شرایط اب و هوایی خشک تر مسئول شکاف fan و جدا افتادگی سطوح fan شده است .
این فرضیه استنباط می کند که در جنوب ایران آب وهوا پس از LGM خشک تر شد و طی هولوسن پست تر بارندگی بیش از امروز بود .
همانگونه که توسط مولفین اظهار شد یک اثر غیر مستقیم آب و هوا بر تشکیل fan پایین رفتن سطح دریا تا حدود 100 تا 120متر طی LGM بو دکه بخشی از کف دریا در خلیج فارس از آب بیرون آمد . ( برای مثال اوچوکویی و همکاران 1999 ) و سطح پایه منطقه ای فرسایش را تغییر داد .
5 – یخبندان پسین و هولوسن
شرایط رطوبتی و دمایی پس از LGM ( یخبندان پسین ماکزیمم ) برای کوه های زاگرس غربی در هسته های رسوبی دریاچه ی زریبار و دریاچه میر آباد به خوبی مستند شده اند .
همانگونه که در بالا اشاره شد مشخصه LGM استپ های خشک است که در آن گیاهان Artemisia فراوان اند ( ون زایت و رایت 1963 ، ون زایت و بوتما 1991 ) در حدود ka 14 دما احتمالا افزایش یافت و پوشش گیاهی را قادر ساخت به جنگل پسته – بلوط تغییر یابد در حالی که در تمام دوران یخبندان پسین و هولوسن پایین تر میزان بارندگی کم باقی ماند .
از حدود ka 6 ویژگی های دمایی و بارش به وضعیت امروز شبیه بود و جنگل های بلوط زاگرس در آب گیر های ( catchments ) دریاچه زریبار در میر آباد پدیدار شدند ( شکل 4 ) آثار Paleo limno logical به جا مانده از دریاچه ها ( گریفیث و همکاران 2001 ، مرگارد 1967 ، سیندر و همکاران 2001 ، واسیلی کوا 1967 ، 2005 ، واسیلی کوا و همکاران 2006 ) نشان میدهد که نوسانات سطح آب تا حدودی از استنتاجات آب و هوا شناختی کهن که از آثار دانه گرده بدست آمده حمایت می کند با این وجود هر اثر نمونه تصویری اندک متفاوت عرضه میکند و سرشت تغییر آب و هوا تا حدودی بستکی به آب و هوای نمونه مورد ملاحظه دارد ( برای بحث به استیون و همکاران 2006 و واسیلی کوا وهمکاران 2006 رجوع کنید ) .
|
8 |
|
18 |
با این وجود فاز خشک ظاهرا به تغییر در پوشش گیاهی منجر نشد . ( بوتما 1995 )
در جنوب ایران جدا شدگی فن آبرفتی همانگونه که اشاره شد با Draya های جوانتر ( رگارد و همکاران 2006 ) همبستگی داشته است .
تاریخچه دانه گرده ای دریاچه زریبار شباهت های بسیار با دریاچه وان نشان می دهد هر چند در ترکیه شرقی تغییر وضعیت به آب وهوای کنونی از ka 2/8 آغاز شد . ( ویک و همکاران 2003 )
در شرق ترکیه و غرب ایران طی دوران هولوسن پایین پیشروی جنگل ها به تعویق افتاد در مقایسه با نواحی ساحلی خاور نزدیک که طی یخبندان پسین وهولوسن پایین دوره ی بارندگی نسبتا شدید را از سر گذراند .( گودفرند و ماگاریتز 1988 ، روبرتس ورایت 1993 ) .
از نظر مقایسه در جنوب ایران احتمالا شرایط آب وهوا یی خشک حاکم بود جایی که تشکیل خاک مربوط به اب و هوای هولوسن در جنوب زاگرس احتمالا قبل از انتقال به وضعیت مرطوب تر در ka 7 آغاز نشد .( کهل وهمکاران 2009 ) .
علت احتمالی دوره خشک هولوسن پایین تر در رشته کوه های تاروس – زاگرس یورش هوای سرد تقویت شده از اوراسیا و یک منبع تضعیف کننده رطوبت توسط هوای کم فشار غربی بود ( روبرتس و رایت 1993 ، اسیونز وهمکاران 2001 )
پس از دوران خشک هولوسن پست تر احتمالا تغییرات آب و هوایی درایران رخ داد ( گنجی 1978 ) اما این تغییرات هنوز کم بررسی شده اند . تغییرات در فصلی شدن بارندگی و یک افزایش کوتاه مدت خشکی بین 4 و ka 5/3 از آثار ایزوتوپی پایدار رسوبات calcarus هسته های دریاچه زریبار و میر آباد استنباط شده است ( استیونز و همکاران 2001 ، استیونز وهمکاران 2006 ) .
نوسانات در طیف دانه گرده درختی و لایه های رسی در محل گیاهان پوسیده ( peat ) یک مرداب کوچک ( mire ) که در جنگل خزر مرکزی قرار دارد . احتمالا حکایت از تغییرات آب و هوا در حدود Cal Bp 900 و در حدود 350 تا ka Bp 400 دارد . با این وجود احتمال دارد این اثرات حاصل دخالت انسان باشد ( رمضانی و همکاران 2008 ) .
6 – آبرفت ها ( pluvials ) و فاز های مرطوب در دوره چهارم پسین
بیشتر شواهد عرضه شده در بالا به تغییرات شرایط اب و هوایی سرد وخشک طی stadial ها و شرایط نسبتا گرم و مرطوب طی دوران interglacial و interstadial در ایران اشاره دارد .
بیشتر مولفین با فرض وجود بارندگی شدید تر طی یخیندان نسبت به امروز رخ دادن pluvial ها در ایران را حدس می زنند .شارلو ( 1958 ) این فرضیه را مطرح نمود که انباشته های دوره های ابرفتی کوههای البرز شرقی تحت شرایط pluvial طی یخبندان پسین و نزدیک به پسین را سبب شده اند .
رسوبات یک دریاچه brakish از جمله محل های مواد پوسیده گیاهی ورسی آهکی ( marly peat ) در مجاورت شهر کرمان یافت شدند و به عنوان شاخص هایی از pluvial پسین ( هوک زید 1961 ) تفسیر شده اند. ویتافنیزی ( 1969 ) فرض نمود که باران های سیکلونی ( طوفانی ) فزاینده طی یخبندان پسین ( اینجا 50 تا ka 60 ) و عصر یخی کوچک ( 1850 – 1550 AD ) با یک فاز خشک فرسایش حاصل از تشکیل دو انباشت آبرفتی متمایز که فینزی آن را به ترتیب alluvium ( آبرفتگاه ) تهران و خرم آباد نامید قطع گردید .
عکسی از مورد دوم ( شکل 10 در بیتا فینزی ( 1969 ) چند افق palesol قهوه ای در هم امیخته را به وضوح نشان میدهد که احتمالا دال بر انباشت رسوب وتشکیل خاک در نتیجه تغییرات آب و هوا است .
تشکیل تراس های fluvial در رشته کوه شیر کوه و یخ زدگی شدید مورد استنباط نیز با pluvial پسین همبستگی دارد . ( گرونر 1977 )
سرانجام بوشه وهمکاران ( 2002 ) stepped etchplain هایی که شیب تپه نمکی کوه نمک را ساخته اند به pluvial های دوران چهارم ربط دادند .
شرایط pluvial استنباط شده اغلب توسط تغییر جهت هوای کم فشار غربی به سمت جنوب شرقی تبیین میشود . ( به عنوان مثال هوک زید 1961 ، اهلرز 1971 ، درش 1976 )
احتمالا بخشی از اثرات pluvial به فاز های مربوط ربط داده می شود یعنی دوران افزایش بارندگی طی پلی ستوسن بالاتر وهولوسن پایین تر.
چند فاز مرطوب پلی ستوسن در مدیترانه شرقی ( واگنر و گی 1999 ) صحرای جنوب شرقی ( پاچورو هولزمن 1991 ، هولز من وهمکاران 2004 ) و شبه جزیره عربستان ( مک کلور 1976 ، نتلتون و چارویک 1996 ، بری واستروکس 2004 )رخ داده اند .
یک فاز مرطوب پلی ستوسن نیز در افغانستان نشان داده شده است ( پیاس b و a 1972 ) فاز های مرطوب هولوسن پایین تر در شبه جزیره عربستان در یمن ( نتلتون و چارویک 1996 ) عمان شمالی ( بورنز وهمکاران 1998 ، فلت مان و همکاران 2003 ) و ربع الخالی ( بری واستروکس 2004 ) و هند غربی ( رابرتس و رایت 1993 ) مشاهده شده اند که احتمالا از کمر بند مرطوب آفریقای شمالی تا شرق گسترش داشته اند . علت این فاز های مرطوب احتمالا تغییر جهت باران های سیل آسای هند به سمت شمال بوده است ( به عنوان مثال سیروکو و همکاران 1991 ، هولتز من وهمکاران 2004 ، استراب واسرو ویس 2006 ) شواهد paleo pedo logical حکایت از آن دارد که فاز های افزایش رطوبت دوران چهارم پسین درمناطق نیمه خشک و خشک کنونی ایران نیز رخ داد .
در جنوب ایران یک paleosol کاملا توسعه یافته احتمالا بین 27 و ka 21 تشکیل شد که توسط برآورد های لومینسانسی تعیین سن رسوبات loess مانند زیرین و زبرین مشخص شده است ( کهل وهمکاران 2009 ) و افق های argillic در خاک سطحی به افزایش بارندگی ربط داده شده است ( خرمالی وهمکاران 2003 ).
همچنین ترکیب ایزو توپی پایدار کربنات و ژیپس pedogenic و حدوث افق های argillic در خام های polygenetic ایران مرکزی حاکی از فاز های افزایش رطوبت است . ( خادمی وهمکاران 1997 ، خادمی و مرموت 1999 ، فرپور و همکاران 2004 ) .
با این وجود بر آورد ما از زمان بندی شدت ، و طول عمر فر آیند های pedogenic جهت تصمیم گیری در مورد همبسته نمودن افزایش رطوبت استنباط شده با interstadial ها یا با فاز های مرطوب سیستم های باران های سیل آسا ( monsoon ) نا کافی است .
7- تغییر آب و هوای هولوسن یا دخالت ( اثر گذاری ) آدمی
شواهد مربوط به زمانبندی و بزرگی حوادث آب و هوایی و اثرات مردم شناختی بر تغییرات سطح زمین در ایران هنوز اندک است .
درکوه های زاگرس غربی اهلی نمودن بز احتمالاً حدود ka 10 پیش آغاز شد ( زدروهسه 2000 ) احتمال دارد که با شروع دامداری روستایی یا عشایری و کشاورزی طی هولوسن پایین ومیانه زمین های خشک وحساس از لحاظ بوم شناختی تحت تاثیر بیابان زایی قرار گرفتند که اینک در فرآیند گسترده تخریب زمین از جمله تخریب رویش های گیاهی طبیعی ، فرسایش خاک توسط باد وآب ، شور شدن و قلیایی شدن خاک ، کم شدن منابع آب های زیر زمینی یا فرسایش زمین نمایان است .
گمان می رود که همراه با جنگل زدایی جزیی تخریب قابل ملاحظه پوشش گیاهی طبیعی توسط انسان ازka Bp 4 صورت گرفت ( بوبک 1959 ) و موجب فرسایش خاک یا افزایش این فرسایش شد . در صد دانه های گرده Gramineae و planto lanceolato که اغلب به عنوان شاخص های تخریب در نظر گرفته می شوند .
در حدود cal Bp 4000 و دوباره در cal Bp 700 در آثار دریاچه میر آباد ( استیونز و همکاران ) به شدت افزایش یافت .
همانگونه که در بالا اشاره شد لایه های رسی و طیف دانه های گرده درختی که توسط رمضانی و همکاران ( 2008 ) مورد پژوهش واقع شد شواهدی نیز از دخالت انسان عرضه می کند .
یافته های باستان شناسی گواه از هم جدا افتادن پوشش های گیاهی درفلات ایران است که مسئول آن تخریب محیط توسط انسان است . ( مدر 1979 ) با این وجود بهره برداری و جداشدگی نهایی پوشش گیاهی همانگونه که توسط اهلرز ( 1971 ) برای استپ های نیمه خشک ونسبتا مرطوب ترکمن در شمال ایران ابراز شده است ممکن است به علت تغییرات آب وهوایی ورویداد های سیاسی نیز باشد .
شواهدی مربوط به اثر دوران خشک هولوسن به عنوان مثال پدیده های آب وهوایی 2/8 یا ka 2/4 بر شروع جامعه های وابسته به کشاورزی در آسیای غربی درحال افزایش است ( برای بررسی به استروب واسرووایس 2006 مراجعه کنید )
با این وجود در ایران علائم پدیده های آب وهوایی هولوسن واثرات مردم شناختی هنوز نادر است و در مورد چگونگی زمان شروع تخریب های گسترده زمین اطلاعات بیشتری مورد نیاز است .
8 – برنامه وزش بادها در گذشته
طی دوران پلی ستوسن احتمالا باد های شمالی در ارتفاعات ایران مرکزی که توسط yardang های بزرگ بخش های مرکزی گودال لوت پیشنهاد شده است رایج بوده اند.
این yardang ها تا حدود 150 کیلومتر طول داشته اند که توسط راهرو های ( corridors ) موازی با عمق حداکثر 200 متر به داخل مواد ماسه ای عصر پلیوسن تا پلی ستوسن پایین نفوذ داشته اند از هم مجزا می شده اند . طی دوران نسبتا خشک و سرد پلی ستوسن یک آنتی سیکلون ( anti cyclone ) سیبریایی تقویت شده احتمالا منجر به تضعیف و انتقال باران های سیل آسای دروان کهن به سمت جنوب شد چنانچه از شواهد دوره LGM بر می آید ( سیروکو و همکاران 1991 ) همزمان با تضعیف باران های سیل آسا مسیر طوفان های سیکلونی نیز احتمالا متوجه جنوب شد .
از این گذشته هوای کم فشار غربی نیز ممکن است تضعیف شده باشد ( استیونس و همکاران 2001 )
باد شمال که در طول خلیج فارس می وزد نیز ممکن است طی دوران سرد فعال شده باشد . این امر احتمالا رسوبات را از خلیج فارس آزاد نمود و در ربع الخالی و سپس به سمت جنوب بر دریای عربی به جا گذاشت ( حلنی و همکاران 2002 ) .
شمال ایران احتمالا تحت تاثیر باد های شمالی و شمال غربی که از بیابان های آسیای مرکزی می وزید قرار داشت . آن گونه که از آثار تپه های شنی در بیابان کارامکون ( لتولی ومینگوئت 1930 ) و توزیع فضایی انباشت های loess در طول کوپه داغ وشمال ایران مشخص می شود ( لطیف 1988) . هوای کم فشار غربی که امروزه گهگاه پس از برخورد با دریای خزر وارد شمال ایران میشود احتمالا ضعیف تر بودند.
به علت این مکانیزم ها ( سازو کار ها ) جهت باد های کهن در ایران طی دروه یخبندان احتمالا تحت تاثیر جریان های استوایی شمال غعربی و شمال شرقی بوده است .
انتقال سیستم باران های سیل آسا به سمت شمال به عنوان مثال در ساختار رسوبی دریای ماسه ای واهیبا یا آثار speleothem عمان مشخص شده است . (پروسر و همکاران 2002 ، رادیس وهمکاران 2004 ، بورنز و همکاران 1998 ، فلیث من وهمکاران 2003 ) .
این انتقال تا حدودی با فاز های مرطوب در بیابان عربستان و عمان همبستگی دارد واحتمالا بر الگوی چرخش در جنوبی ترین بخش ایران اثر داشته است .
شواهد ژئومورفیک وجود دارد که طی یخبندان پسین بخش مرکزی ایران نسبت به امروز باد های شدید تری از سر گذرانده است یک توده ماسه ای مجاور اردکان ( توماس و همکاران 1997 ) طی LGM انباشته شده است و توسط بر آورد لومینسانس سن مشخص شده است .
با كمال تعجب اين توده ماسه اي اصولا توسط باد هایی که از سمت جنوب شرقی می وزیده است ایجاد شده است یعنی در جهت مخالف با جهتی که در بالا استنباط شده است .
9 – نکات نتیجه گیری
تغییرات آب و هوایی گذشته در ایران اغلب از شواهد ژئومورفولوژیک استنتاج شده است ودر موارد بسیاری روشن نیست tectonic ها چه نقشی در تشکیل اشکال زمینی و رسوبات به عنوان شاخص هایی از تغییر آب و هوا داشته اند .
اخیرا شواهد stratigraphic قابل اعتماد تری از رسوبات دریاچه ای وانباشته های loess به دست آمده است .
به طور کلی مولفین ظاهرا در توافق اند که چندین تغییر آب وهوایی دوران چهارم در ایران وهمچنین ارتفاعات خشک ایران صورت گرفته است .
با این وجود زمان بندی وجهت تغییر مورد بحث بوده است بیشتر مولفین نسبت به شرایط آب وهوایی خشک تر وسرد تر مراحل یخبندان نسبت به امروز دارند و این که هوای امروز کما بیش بیانگر دوران inter glacial قدیمی تر است شواهد startigraphical پلی ستوسن یا فاز های مرطوب تر هولوسن پایین تر در ایران همراه با افزایش بارندگی در مقایسه با امروز آنگونه که برای صحرای جنوب غربی وشبه جزیره عربستان توصیف شده است اندک است . همچنین رویداد ها ومراحل آب و هوایی به عنوان دوران سرد Draya های جوانتر تاکنون تنها در برخی نقاط شناخته شده است .
تغییر آب وهوای هولوسن میانه وبالاتر در ایران واثرات احتمالی آن ها بر تمدن ها بندرت مستند شده اند .
داده های ژئوکرونولوژیکال زمان بندی تغییرات آب وهوایی دوران چهارم در ایران هنوز اندک اند وهیچ گونه بر آورد سنی مطلق برای پلی ستوسن میانه وپائین تر تاکنون انتشار نیافته است .
برای یخبندان پسین و هولوسن تعیین سن باکرین C تخمین سنی لومینسانس تاریخ سنجی Be و شواهدباستان شناسی در دسترس است که ایده های نخستین از chronostratgraphy دوران چهارم منطقه ای را دردسترس می گذارد .
به منظور شناسایی زمان بندی تغییرات آب وهوایی دراین کشور پهناور واز لحاظ بوم شناسی متنوع (متکثر ) نیاز به مطالعات سن سنجی فیزیکی بیشتر ی است . مشخص شده است که رسوبات دریاچه ای درایران غربی و ردیف های خاک loess در شمال ایران آرشیو های ارزند ه ای از تغییرات آب وهوایی هستند ومطالعات بیشتر از جمله نمونه گیری ها با درجه تفکیک بالاتر از این آثار ممکن است اطلاعات مفصل تری از آب و هوای گذشته ایران در دسترس بگذارد .
توان سایر آثار آب و هوایی مانند انباشته های playa های فلات مرکزی یا speleothem یا سه حلقه ای ها ( tree – rings ) در کوه های زاگرس والبرز تاکنون به چالش کشیده نشده است .
پایان
