بررسی مواریث ژئوفرم‌های یخچالی کواترنر و تغییرات سیستم‌های مورفوکلیماتیک و مورفودینامیک در حوضۀ خضرآباد ـ یزد

مقدمه

تعیین قلمرو و تفکیک مرزهای اقلیمی متفاوت در دورۀ کواترنر از طریق بررسی شواهد مورفولوژیکی موجود امکان‌پذیر است. در واقع، دوره‌های اقلیمی مختلف فرایندهای مختص به خود را ایجاد می‌کنند و این فرایندها نیز فرم‌های متفاوتی را به‌وجود می‌‌‌آورند. بر اساس این نظر، مطالعۀ فرم‌های کنونی، فرایندهای تشکیل‌دهندۀ آن‌ها و البته ویژگی‌های اقلیمی غالب دورۀ شکل‌گیری این فرم‌ها را نشان می‌دهد؛ برای مثال، در مناطقی با شرایط اقلیمی کاملاً خشک و گرم ایران مرکزی حال حاضر، ژئوفرم‌هایی مانند مخروط‌افکنه‌های بسیار گسترده، سیرک‌های بسیار عظیم در ارتفاعات نه‌چندان بالا، دره‌های باز و عریض، وجود تخته‌سنگ‌ها و قلوه‌سنگ‌های بسیار بزرگ در پایین‌دست دامنه‌ها و در ارتفاعات پایین در بستر قدیمی دره‌ها و مواردی از این دست نشان‌دهندۀ سیستم اقلیمی سرد و مرطوب‌تری است که یخچال‌های کوهستانی و فرایندهای یخی بر منطقه حاکم بوده است (فرح‌بخش، 1393، شریفی و فرح‌بخش، 1394). پژوهشگران سعی می‌‌‌کنند برای مطالعۀ تحول پیکرشناسی نواحی کوهستانی، مرزبرف‌ها را در دوره‌های یخچالی و بین‌یخچالی تعیین کنند؛ بنابراین پژوهشگران معطوف به دستیابی ارقام ارتفاعی‌اند که گویای مرز مشخص و تسلط عوامل متفاوت فرسایشی است (‌قزلچه، 1392‌).

‌مطالعات تقریباً گسترده‌ای در زمینۀ تغییر سیستم‌های اقلیمی و اثر آن بر مورفولوژی ناهمواری‌ها در سطح جهان به‌ویژه اروپای غربی و امریکای شمالی در یک قرن اخیر انجام گرفته است. در نیمۀ اول قرن نوزدهم لوئی آگاسیز[1] (1873-1807)، زمین‌شناس سوئیسی به گسترش یخچال‌ها و نقش آن‌ها را در تغییر شکل ناهمواری‌ها اشاره می‌‌‌کند. ونتز[2] (1821) در پژوهشی بیان کرد‌ یخچال‌های سوئیس به‌مراتب وسیع‌تر از امروز بوده‌اند. در آغاز قرن بیستم، پنگ و بروخنر (1908-1901) ابتدا انعکاس بروز تغییرات اقلیمی روی فرم اراضی رودخانۀ دانوب را باز‌شناسی کردند و بر این اساس دوره‌های یخچالی (گونز، میندل، ریس، وورم) را از نام شعب رودخانه‌های دانوب اخذ کردند که مؤید چنین رخدادهایی بود‌. بودل (1948) سیستم ژئومورفولوژی اقلیمی را مطرح کرد و ترول (1948) نیز دربارۀ رابطۀ اقلیم و پراکندگی فرایند و عوامل ژئومورفیک، هفت منطقۀ مورفوژنتیک را ارائه کرد. پلتیر (1950) نه سیستم مورفوژنتیک مستند بر کنترل ژئومورفیک، دما و بارش روی فرایندهای شکل‌زایی را نشان داد. در ایران نیز بوبک (1933) در البرز و کوه‌های ‌کردستان و دزیو[3] (1934) در زردکوه، برای نخستین‌بار مطالعاتی را دربارۀ آثار مستقیم یخبندان کواترنر‌‌ آغاز کردند. به گفتۀ بوبک (1963)، براساس پراکندگی تیپ‌های ناهمواری مشخص که با مناطق اصلی آب و هوایی (مناطق مورفوکلیماتیک‌) کنترل می‌شود، پنج منطقۀ مورفودینامیک در ایران شامل مناطق یخچالی و نیواسیون، سولی فلوکسیون، فرسایش آب‌های جاری، پدیمانتاسیون و مورفودینامیک بادی است (نقل از عیوضی‌، 1386، ص97). رنال (1972) معتقد است اگر‌چه محیط شکل‌زایی مجاور یخچالی چشمگیر است، ولی برحسب سطوح ارتفاعی مختلف در عملکرد‌های آن شدت و ضعف وجود دارد (نقل از علایی طالقانی‌، 1384، ص‌134). همچنین، هاگه درن (1974) و کهل (1976) مطالعاتی را در ایران مرکزی در این زمینه انجام دادند. مطالعات هاگه درن در شیرکوه یزد نشان‌دهندۀ وجود یخچالی قدیمی در ارتفاع 4200 ‌متری این کوه بود. کهل نیز در کوه چوپار واقع در جنوب و جنوب شرق کرمان، آثار دو یخبندان بزرگ کواترنری را بررسی کرده است. رایت در جنوب غرب ازنا و کریستف پروی (1980) در بخش‌های داخلی کوهستان زرد‌کوه زاگرس یخچال‌هایی را گزارش کردند (نقل از ثروتی،‌ 1369، 61).

در سه دهۀ گذشته نیز پژوهشگران ایرانی، مطالعاتی را در زمینۀ آثار یخچال‌های کواترنر انجام داده‌اند. در این زمینه در آغاز فرج‌الله محمودی (1367) تحول ناهمواری‌های ایران در کواترنر را بررسی ‌و به‌صورت کلی ارتفاع برف‌مرزها و قلمرو گسترش یخچال‌ها را برای بیشتر مناطق ایران مشخص کرد. در ادامه، پدرامی (1370) در حوزۀ ایران مرکزی و در کویر میقان اراک گسترش یخچال‌ها را مطالعه کرد، اما مهم‌ترین پژوهش‌ها در دو دهۀ اخیر در زمینۀ ویژگی‌های اقلیمی کواترنر و آثار ژئومورفیک این تغییرات مربوط به رامشت است. او با بررسی‌های میدانی در مناطق مختلف ایران مرکزی مانند سلفچگان قم، تیگرانی کرمان، اقلید فارس، کرکس اصفهان و شیرکوه یزد، قلمرو یخچال‌ها را نسبت به پژوهشگران قبلی بسیار گسترده‌تر‌ و ارتفاع برف‌مرزها را بسیار پایین‌تر‌‌ دانست و حتی ارتباط مدنیت ایران را با پیشروی و پسروی یخچال‌ها مطرح کرد (رامشت 83، 86، 90). یمانی نیز در زمینۀ گسترش یخچال‌ها و آثار ژئومورفیک آ‌ن‌ها در البرز مرکزی مانند علم‌کوه، جاجرود و سپس در کوه کرکس و به‌تازگی در زاگرس میانی مطالعات گسترده‌ای را انجام داده است (یمانی و همکاران، 86، 90 و 93). او و همکاران (86) مرزهای ارتفاعی مناطق مورفودینامیک و مورفوکلیماتیک را در کوه کرکس برای دورۀ یخچالی، بالای 3000 متر، سولی فلوکسیون بین 3000-2500 متر؛ پلوویال 2500-1200 متر‌، نیمه‌خشک 1200-800 متر و خشک را کمتر از 800 متر برآورد کرده است. ایشان در آخرین پژوهش خود در این زمینه به تعیین قلمروهای آب و هوایی و فرایندهای شکل‌زایی کواترنر و مقایسۀ آن با حال حاضر در زاگرس میانی پرداخته است (یمانی و همکاران، 1393). قربانی و همکاران (1388، 15) نیز در بررسی نقش تغییرات اقلیمی دوران چهارم، تحول ژئومورفولوژیکی فروچاله‌های کارستی در کوه شاهو در غرب ایران را مطالعه کردند و دریافتند که در این دوران از ارتفاع 1800 متر (مرز برف دائمی‌) به بالا، شرایط برای توسعۀ انحلالی فروچاله‌های کارستی فراهم بوده است. ابطحی (1391، 8)‌ پلایاهای حوضۀ دریاچۀ نمک را‌ میراث کواترنر مطرح کرد و برای بررسی شواهد بیشتر به بررسی کوهستان‌های حوضۀ دریاچۀ نمک پرداخت‌ که 800 سیرک را در ارتفاعات بالای 2500‌ متری کوهستان‌های حوضۀ این دریاچه توانست مشاهده کند. سیف و همکاران (1394) در مطالعات خود در زاگرس در محدودۀ سایت ریگ، به این نتیجه رسید که ارتفاع برف مرز در منطقۀ غربی زاگرس 2842 و در بخش شرقی آن 2748 متر است. قهرودی تالی و همکاران (1394، 231) در پژوهشی به‌منظور تخمین برف‌مرز در آخرین دورۀ یخچالی در حوضۀ دالاخانی (استان کرمانشاه)‌ دریافتند‌ ارتفاع برف‌مرز در این منطقه در کواترنر در ارتفاع حدود 2820‌متری قرار داشته و میانگین دمای حوضه نسبت به زمان حاضر 38/5 درجه کاهش داشته است. پژوهشگرانی مانند محمودی (1383)، طاحونی (1383)، المدرسی و رامشت (1386)، خسروی (1387)، تقی‌زاده و همکاران (1387)، بقائی‌نیا (1387)، مهرشاهی (1389)، گیوی و رامشت (1390)، امیراحمدی (1392) و غیره نیز در زمینۀ یخچال‌های کواترنر ایران و آثار ژئومورفیک آن‌ها مطالعاتی را در بخش‌های مختلف ایران انجام داده‌اند.

این پژوهش به ردیابی مواریث ژئومورفیک یخچالی برجای‌مانده از دوران کواترنر در ایران مرکزی و در غرب کوه شیرکوه، به‌مثابۀ مهم‌ترین عوامل شکل‌دهندۀ فضایی در خلال این دوران می‌‌‌پردازد. از این‌رو، با شناسایی این ژئوفرم‌ها، علاوه بر نشان‌دادن تغییرات و نوسانات اقلیمی در گذشته، روند تغییرات حاکم بر پیدایش قلمروهای مورفوکلیماتیک و مورفودینامیک گذشته و کنونی در بخش‌های بیشتر ایران مرکزی مشخص می‌شود.

مواد و روش‌ها

منطقۀ خضرآباد از نظر موقعیت ریاضی بین عرض جغرافیایی 31 درجه و 48 دقیقه و 7 ثانیه تا 32 درجه شمالی و طول جغرافیایی 53 درجه و 49 دقیقه و 42 ثانیه تا 54 درجه شرقی با وسعتی بالغ بر 330/23 کیلومتر مربع در جنوب غرب شهر یزد و در جنوب شرق شهرستان میبد واقع شده است (‌شکل 1). حوضۀ آبریز خضرآباد در دامنه‌های جنوب و جنوب شرقی رشته‌کوه مسجد ‌– هامانه قرار دارد و یکی از زیر‌حوضه‌های آبریز ایران مرکزی قلمداد می‌‌‌شود که آب آن در فصول پرآبی به دشت یزد- اردکان می‌‌‌ریزد.

شکل‌ 1. نقشۀ موقعیت جغرافیایی حوضۀ خضرآباد

پژوهش حاضر بیشتر بر مبنای بررسی‌ها و مطالعات میدانی قرار دارد. در ابتدا به مطالعۀ وضعیت زمین‌شناسی، توپوگرافی، فیزیوگرافی و ژئومورفولوژی بر اساس نقشه‌های زمین‌شناسی، توپوگرافی، عکس‌های هوایی و تصاویر ماهواره‌ای پرداخته شد. سپس، برای مطالعۀ آثار و شواهد ژئومورفیک و بررسی لندفرم‌های یخچالی در دو نوبت (اسفند‌ماه 1392 و خرداد‌ماه 1393) از منطقه بازدید‌ و با استفاده از دستگاه ^[4]GPS مطالعات اولیه بررسی شد. همچنین موقعیت ژئوفرم‌های مشاهده‌شدۀ یخچالی از جمله سیرک‌ها، مورن‌ها، تیلیت‌ها و سنگ‌های سرگردان مشخص شد. همچنین، به اندازه‌گیری قطر سنگ‌های بزرگ و برداشت نمونه‌های رسوب از داخل دره و در دامنه‌های دره برای مشخص‌شدن فرایند غالب رسوب‌گذاری اقدام شد. نمونه‌ها در طول درۀ خضرآباد و در ارتفاع 1 تا 2‌ متری سطح زمین برداشت شد. نقشۀ‌ رقومی ارتفاعی زمین (با تفکیک 20 متر) برای بررسی‌های دقیق‌تر وضعیت دره و سیرک‌های موجود استفاده شد. در نهایت، رسوب‌های برداشت‌شده در آزمایشگاه با گرانولومتری بررسی و از نرم‌افزار Gradistat 4.0 برای تحلیل آماری نمونه‌ها استفاده شد. بدین‌ترتیب، شواهد ژئومورفیک آثار یخچالی منطقه شامل دو دسته کاوشی و تراکمی بر مبنای شاخص‌های ژئومورفیک و رسوب‌شناسی ردیابی شد. از این شواهد به‌مثابۀ شاخص‌هایی در شناخت نوسانات و تغییرات اقلیمی کواترنر و جابه‌جایی در مرزهای سیستم‌های مورفوکلیماتیک و مورفودینامیک استفاده و نقشۀ این سیستم‌ها برای دوران گذشته و حال ترسیم شد.

نتایج و بحث

آثار یخساری کواترنری منطقۀ خضرآباد بر مبنای دو شاخص لندفرم‌های ژئومورفیک (کاوشی و تراکمی) و رسوب‌های قرار‌گرفته در دیواره‌های دره - رودخانۀ خضرآباد ‌بررسی و ارزیابی شدند. آثار کاوشی یخچالی منطقه شامل آثار سیرک‌ها و درۀ بزرگ U شکل است. آثار تراکمی شامل یخرفت‌ها، مورن‌ها، تیلیت‌ها، سنگ‌های سرگردان و رسوب‌های یخچالی است. در ادامه، به این آثار به‌طور مفصل‌ ‌‌پرداخته شده است.

ردیابی آثار کاوشی یخساری منطقه

آثار سیرک‌‌‌های منطقه

برای ردیابی آثار سیرک‌های یخچالی در منطقۀ مورد مطالعه ابتدا از نقشۀ توپوگرافی 1:50000 استفاده شد. آثار سیرک‌ها بر روی این نقشه به‌صورت خطوط منحنی میزان سینوسی‌شکل کشیده در ارتفاعات بالادست و در پایین‌تر از قله کوه‌هاست. بر این اساس، با بررسی نقشۀ توپوگرافی حوضۀ مورد مطالعه صورت‌گرفته، فرم مربوط به سیرک‌های یخچالی در ارتفاعات منطقه مشخص و بدین‌ترتیب، تعدادی آثار سیرک شناسایی شد (شکل‌ 2). بر اساس این نقشه و بازدیدهای میدانی (شکل‌ 3)‌، در قسمت‌های جنوب شرق، شرق و  غرب منطقه حدود 15 سیرک بزرگ و کوچک به‌طور پراکنده بین ارتفاع 2000 تا حدوداً 2500‌متری قرار گرفته‌اند. ولی بر خلاف مناطق آلپی که به‌دلیل بالا‌بودن میزان رطوبت سیرک‌های متراکمی شکل گرفته‌اند (میانگین بیش از 600 میلی‌متر)، در این محدوده سیرک‌های پراکنده‌تری به‌وجود آمده‌اند. بدین‌ترتیب، بر اساس نقشۀ توپوگرافی منطقه، بازدیدهای میدانی و استفاده از دستگاه GPS نقشۀ سیرک‌های حوضۀ آبریز خضرآباد ترسیم شد (شکل‌ 2)

شکل‌ 2‌. نقشۀ آثار مربوط به سیرک در منطقۀ خضرآباد

شکل‌ 3‌. نمایی از سیرک‌ها‌ی موجود در منطقۀ مورد مطالعه، تصویر سمت راست از گوگل ارث اقتباس شده و تصویر سمت چپ عکس از منطقه با دوربین عکاسی است.

دره یخچالی

دره‌های یخچالی، بزرگ‌ترین اشکال حاصل از فرسایش یخچالی در منطقۀ کوهستانی هستند. این دره‌ها برخلاف شرایط معمول به‌سمت بالا‌دست عریض می‌شوند (طاحونی،‌ 1383، 38). رودخانۀ یخی و جریان آن‌ها معمولاً سبب ایجاد دره‌های عریض و U‌ شکل می‌‌‌شود. این دره‌ها چنانچه در سطوح هموار و مرتفع با پوشش وسیع یخی همراه باشند، دره‌های خاصی را با تراس جانبی به‌وجود می‌‌‌آورد. در این‌گونه موارد، معبرهای عبور یخ با یک پوشش یخی حمایت می‌شوند و با ذوب پوشش یخی به‌واسطۀ عمق بیشتر یخ در معابر، یخ رودها به حیات خود ادامه می‌‌‌دهند؛ حال آنکه یخپوش‌های جانبی ذوب می‌شوند و رواناب‌ها در حاشیۀ معبر یخی و به موازت آن حرکت می‌کند و به‌تدریج هستۀ مرکزی جریان یخی را از بین می‌‌‌برند (رامشت، 1385، 82). هموار‌بودن دیواره‌های دره‌ها، گویای فرسایش به‌وسیلۀ حجم عظیم یخ است. سطوح هموار وسیعی درون دره‌ها وجود دارد‌ که این دره‌ها را به شکل U نشان می‌دهد. این سطوح بقایای کف دره‌های یخچالی پلیئستوسن است. تغییر اقلیم و به تبع آن تغییر سیستم فرسایش باعث بریده‌شدن این سطوح شده است، به‌نحوی‌که پرتگاه‌هایی در حاشیۀ این سطوح و درون سنگ بستر ایجاد شده است. حاصل چنین فرایندی، دره‌های بسیار عریض تراسداری است که در شکل (4) مشاهده می‌‌‌شود.

شکل 4. نمایی از یک درۀ آبراهه‌ای ‌ـ یخچالی در ارتفاع بالای 2000 متر در منطقۀ مورد مطالعه و نیمرخ عرضی آن

ردیابی آثار تراکمی یخساری منطقه

مورن‌‌‌ها و یخرفت‌ها^[5]

مورن‌های منطقۀ خضرآباد از سنگ‌هایی به ابعاد حداقل 20 تا 30 سانتیمتر‌ تا ابعاد بزرگ 1 تا 2 ‌متری تشکیل شده‌اند و از حدود ارتفاع 1560‌ متری تا حدود 2000‌متری به شکل‌های متفاوتی مانند مورن میانی، مورن کناری و مورن انتهایی قابل مشاهده هستند. عملاً بخش زیادی از فضاهای دره خضرآباد را مورن‌های یخچالی پوشانده است.

همان‌طور که اشاره شد، مورن‌ها و آثار آن‌ها در بیشتر بخش‌های دره خضرآباد، به‌ویژه در ارتفاع بین 1650 تا 1850‌ متری قابل مشاهده است. برخی از آن‌ها به شکل تپه‌هایی در بین دره‌ها جانبی به‌مثابۀ مورن‌های میانی قرار گرفته‌اند (شکل‌ 6). برخی به شکل یخرفت و سنگ‌های پراکندۀ نامتجانس بر روی دامنه‌ها در ارتفاع تا 40‌ متری کف درۀ کنونی قرار دارند. این مورن‌ها به احتمال زیاد مربوط به زمان اوج فعالیت یخچالی (احتمالاً وورم) به‌وجود آمده‌اند. بقایای این مورن‌ها مشرف بر بستر رودخانه‌ها و عمود بر مسیر دره (‌ابتدای ورودی درۀ خضرآباد) دیده می‌شوند. عناصر بزرگ‌دانۀ تشکیل‌دهندۀ رسوبات مورنی، تخته‌سنگ‌های گرانیتی است که از ارتفاعات بالا‌دست آورده شده‌اند. با توجه به اینکه بستر رودخانۀ فصلی کنونی فاصلۀ زیادی با این مورن‌ها دارد، تنها عاملی که می‌توانسته وجود این نوع قطعات گرانیتی را در این ارتفاع توجیه کند، حرکت و نیروی یخچال بوده است. جهت استقرار این مورن‌ها به‌صورت عمود بر دره‌های رودخانه‌ای حال حاضر، زاویه‌دار‌بودن آن‌ها و نامتجانس‌بودنشان با سنگ‌های بستر این موضوع را تأیید می‌کند.

شکل 5. نمایی از بقایای مورن‌های میانی در سمت چپ جادۀ خضرآباد در ارتفاع حدود 1750 متر

تیلیت‌ها^[6]

تیلیت، صخرۀ رسوبی است که در آن یخرفت‌ها به‌وسیلۀ مواد ریزدانه به شکل سیمان به‌هم چسپیده و بلوک‌ها و قطعات درشت هوازده‌نشده در آن قرار دارند. بیشتر آن‌ها رنگ خاکستری تیره دارد و کوارتزهای زاویه‌دار با دانه‌های فلدسپار را در بر دارند. قطعات این صخره‌ها از دانه‌های بسیار ریز تا تخته‌سنگ‌ها و قلوه‌سنگ‌های بسیار بزرگ تشکیل شده‌اند. به‌طور‌کلی، تیلیت را می‌‌‌توان نوعی کنگلومرا^[7] به‌شمار آورد که فرایند نهشته‌گذاری آن یخ‌های یخچالی (اعم از قاره‌ای یا کوهستانی) است. از ویژگی‌های بارز آن‌ها وجود قطعه‌سنگ‌های درشت اغلب زاویه‌دار، بدون لایه‌بندی و هوازدگی بوده است و به‌ندرت جور شده‌اند. گسترش تیلیت‌ها در تاریخ زمین‌شناسی شاهدی بر گسترش یخچال‌های پیشین‌اند. تیلیت‌های اخیر به کمتر از 12000 سال پیش و تیلیت‌های پلیستوسن از 12000 تا حدود 2600000 سال نسبت داده می‌‌‌شوند.

تیلیت‌ها در طول درۀ خضرآباد به‌شکل یک تراس آبرفتی در سمت چپ و راست (عمدتاً سمت شرق رودخانه) جاده قابل مشاهده است (شکل‌ 6). ارتفاع آن از 10 تا 20 متر متغیر بوده است و رسوب‌های آن اغلب از قطعات درشت با ضخامت قطر بزرگتر از 50 ‌سانتی‌متر و همچنین رسوبات بسیار ریز‌دانه تشکیل شده است. سیمان آهکی در بین این رسوبات یخرفتی قرار گرفته و سبب سخت‌شدگی آن‌ها شده است. زاویه‌دار‌بودن قطعات و همچنین نامشخص بودن جهات قرارگیری این قطعه‌سنگ‌ها که در جهت شیب دامنه و رودخانه نیستند، از جمله شواهد یخرفتی‌بودن آنهاست. احتمالاً به‌دلیل قرار‌گرفتن در زیر رسوبات یخرفتی دوره‌های بعدی یخچالی، آن‌ها هنوز دست‌نخورده باقی مانده و بعدها بر اثر عملکرد آب‌های جاری و از بین‌رفتن رسوبات یخچال‌های کواترنر پسین، همچنین عملکرد گسل‌ها این تیلیت‌ها بر سطح زمین پدیدار شده‌اند. اغلب پدیدار‌شدن آن‌ها، مربوط به بخش‌هایی از دره است که عرض آن‌ها بیشتر شده و یا دره‌ها ناشی از عملکرد گسل است. حجم عظیم لایۀ تیلیت با ضخامت زیاد آن، بیانگر این مطلب است که احتمالاً در دورۀ‌‌ قبلی (قبل از آغاز شکل‌گیری یخچال‌ها)، هوازدگی شیمیایی و فیزیکی گسترده‌ای وجود داشته است و حجم عظیم رسوبات در اختیار یخ‌ها قرار داده شده که با حرکت آن‌ها به سمت پایین‌دست و ذوب‌شدن برف‌ها در دورۀ بین یخچالی کواترنر پیشین، این یخرفت‌ها به شکل کنگلومرا در آمده‌اند. وجود سیمان آهکی در بین ذرات نشان می‌‌‌دهد‌ این رسوبات از مناطق بالادست کوه‌ها و بخش عمدۀ آن‌ها از داخل سیرک‌ها برداشته شده‌اند.

شکل‌های‌ 6‌. عکس سمت راست آثار دو دورۀ یخچالی را به‌صورت تیلیت و یخرفت نشان می‌‌‌دهد و عکس سمت چپ نمایی از تیلیت‌های منطقه را به ضخامت حدود 10 متر نشان می‌‌‌دهد که بر روی شیل‌های زیر بنا به‌شکل دگر‌شیب قرار گرفته‌اند.

در برخی از قسمت‌های دره قطعات بسیار بزرگی که گاهی قطر بزرگ آن‌ها به بیش از 5/1 متر می‌‌‌رسد، در بین تیلیت‌ها به‌صورت کپه‌ای و توده‌ای قابل مشاهده است. از آنجا که تیلیت‌ها به‌طور دگرشیب بر روی سنگ زیر‌بنای شیل در شکل‌ (6)‌ قرار گرفته‌اند و همچنین یخرفت‌های گسترده‌ای بر روی آن‌ها وجود دارند، می‌‌‌توان سن این تیلیت‌ها را به اوایل دورۀ یخچالی حاکم در این منطقه، یعنی گونز نسبت داد. از این نظر، زیربنای (‌کف) درۀ یخچالی بر مبنای کف تیلیت‌ها‌ است. در شکل فوق، حداقل آثار دو دورۀ یخچالی به شکل رسوبات یا یخرفت‌های کواترنر شامل تیلیت‌‌‌‌ها و دیگری یخرفت‌های سخت‌نشده مشاهده می‌‌‌شود.

سنگ‌‌‌های سرگردان

در منطقۀ خضرآباد، قطعاتی از سنگ‌های بزرگ با ابعاد مختلف در فاصلۀ 10 تا 20 کیلومتری دامنه‌های بالا‌دست در حال حاضر مشاهده می‌‌‌شود. در نزدیکی روستا - شهر خضرآباد با موقعیت جغرافیایی 31 درجه و 52 دقیقه و 24 ثانیه عرض شمالی و 54 درجه و
3 دقیقه و 47 ثانیه طول شرقی در ارتفاع 1560‌متری، قطعه‌سنگ‌هایی با قطر بزرگ حدود‌ 3 متر، قطر متوسط 40/2 متر و قطر کوچک 60/1 تا 80/1 متر قابل مشاهده‌اند (شکل ‌7). حجم و قطر زیاد این سنگ‌ها، همچنین نامتقارن‌بودنشان در محیط بیانگر آن است که احتمالاً با زبانۀ یخی به این نقطه حمل شده‌اند و با ذوب یخ، این سنگ‌ها بر سراسر دشت برجای مانده‌اند. این سنگ‌ها حاکی از آخرین قلمرو فعالیت یخچال‌ها‌ست که زبانۀ یخی در این نقطه ذوب و توان انتقال سنگ را از دست داده است. این مهم را می‌‌‌توان به آخرین دورۀ یخچالی کواترنر و فعالیت‌های یخچالی در منطقۀ ایران مرکزی نسبت داد؛ چرا‌که این سنگ‌ها بر روی رسوبات آبرفتی بین یخچالی قبلی قرار گرفته‌اند و هنوز هوازده نشده‌اند. از نظر وزنی برخی از این سنگ‌ها بیشتر از یک تن وزن دارند؛ بنابراین آب رودخانه نمی‌توانسته است آن‌ها را تا این ارتفاع پایین بیاورد. همچنین، اغلب این سنگ‌ها زاویه‌دار هستند و گرد‌شدگی کمی دارند.

شکل 7.‌ نمایی از سنگ‌های سرگردان در ارتفاع 1560‌ کیلومتری درۀ خضرآباد

همان‌طور که اشاره شد، این سنگ‌ها در اندازه‌های بزرگی ‌هستند. در جدول (1) قطر چند سنگ سرگردان اندازه‌گیری و اندازۀ قطرهای اصلی، میانه و کوچک آن‌ها آورده شده است:

جدول 1. اندازه‌گیری چند سنگ سرگردان در نزدیکی مخروط‌افکنه در ارتفاع 1610‌متری

استفاده از داده‌‌‌های رسوب¹

برای بررسی‌های دقیق‌تر آثار یخچالی منطقۀ مورد مطالعه، به آزمایش نمونه‌های رسوب پرداخته شد. در این پژوهش از روش گرانولومتری برای اندازه‌گیری قطر دانه‌های رسوبی و ترکیب رسوبات استفاده شده است. قطر دانه‌های در حد ماسه را از طریق غربالگری اندازه‌گیری می‌‌‌کنند. در منطقۀ مورد مطالعه 6 نمونه رسوب برداشت و پس از انتقال نمونه‌‌‌ها به آزمایشگاه، نسبت به الک‌کردن آن‌ها اقدام شد (جدول‌‌ 2‌ و شکل 8).

جدول ‌2‌. موقعیت جغرافیایی و ارتفاع از سطح دریا برای نمونه‌های برداشت‌شده از منطقه

شکل ‌8. موقعیت جغرافیایی نمونۀ رسوبات در حوضۀ خضرآباد

در روش غربال‌کردن ابتدا نمونه‌ها وزن شدند، سپس مواد اضافی را با آب‌مقطر شسته و پس از خشک‌شدن دوباره وزن شدند. سپس مقدار حدود 300 گرم از رسوبات را وزن و در ادامه الک‌ها‌ به‌گونه‌ای روی یکدیگر قرار داده شدند که منافذ کوچکتر در پایین قرار بگیرد. الک‌ها به‌مدت 15 دقیقه با شیکر تکان داده شد، سپس مقدار رسوب باقی‌مانده در هر الک با دقت وزن شدند. نمونه‌های رسوبی با سری کامل الک، دانه‌بندی‌ شد‌ و درصد ذرات رسوب روی هر الک به‌دست آمد. قطر الک‌های مورد‌استفاده در این پژوهش از درشت به ریز به‌ترتیب 2000، 1000، 550، 355، 250، 125، 63 میکرون بودند (جدول‌ 3).

جدول 3. مربوط به درصد نمونه‌های اندازه‌گیری‌شده در منطقۀ مورد مطالعه

پس از مشخص‌کردن درصد رسوب‌ روی هر الک به‌کمک نرم‌افزار Gradistat عوامل آماری رسوب‌شناسی از قبیل میانگین (Mz)، میانه (Md)، انحراف‌معیار جامع (SDI)، چولگی جامع (SKI)، کشیدگی منحنی (Ku) به‌دست آمد (جدول 4).

جدول ‌4. مربوط به تحلیل پارامتر‌های آماری به روش لحظه‌ای

همان‌طور که در ‌‌جدول‌‌ (4‌) مشاهده می‌‌‌شود، مقدار میانگین در نمونۀ رسوبS5  و  S6بیشترین و کمترین است. میزان جورشدگی¹ در نمونۀ رسوب S6 بیشتر است‌ که احتمالاً به فرایند رودخانه‌ای رسوبگذاری این بخش برمی‌گردد. سپس، هر شش نمونۀ رسوب به‌صورت جداگانه با استفاده از نرم‌افزار فوق، تحلیل و گروه بافتی، جورشدگی، کج‌شدگی و کشیدگی دانه‌های رسوب مشخص شد (جدول ‌5).

جدول ‌5. مربوط به تحلیل پارامترهای نوع رسوبات

در ادامه، اندازۀ دانه و نوع رسوب و گروه آن‌ها برای 6 نمونۀ برداشت‌شده به‌طور دقیق مشخص شدند (جدول ‌6).

جدول ‌6. مشخصات رسوبی در لایه‌های رسوبی رسوبات  عمقی

نسبت ماسه به گراول

در حالت کلی نسبت گراول به ماسه یعنی میزان گراول در بستر رودخانه از‌ بالا‌دست به طرف پایین‌دست کاهش می‌یابد. همان‌طور که در جدول‌ (7) ‌مشاهده می‌‌‌کنید، نسبت گراول به ماسه از این قاعدۀ کلی تبعیت نمی‌کند. در محل برداشت نمونه‌های 5‌، 4 و 2 درصد نسبت گراول به ماسه‌ نسبت به سایر نمونه‌ها بیشتر است که این امر ‌نشان‌دهندۀ یخچالی‌بودن نوع رسوب است. افزایش ناگهانی گراول در نمونۀ پنجم نشان‌دهندۀ غیر‌جریانی‌بودن فرایند غالب شکل‌دهندۀ این رسوبات است. تقریباً در تمام طول مسیر رودخانۀ خضرآباد نسبت فراوانی گراول ماسه‌ای به دیگر رسوبات بیشتر است که نتیجۀ نوع سنگ‌شناسی، عرض کم کانال‌ها در بالادست و از طرفی ورود آبراهه‌های فرعی به کانال اصلی و نقش فرایند یخچالی در ایجاد این نوع رسوب است.

جدول ‌7. مربوط نسبت ماسه به گراول (درصد)

جورشدگی و کشیدگی رسوبات بستر رودخانه از یکدیگر تبعیت می‌‌‌کنند. عمدۀ نمونه‌ها دارای کج‌شدگی بسیار مثبت، کشیدگی بسیار زیاد و جور‌شدگی متوسط تا بد بودند. به‌طور‌کلی، رسوب‌های یخچالی دارای جور‌شدگی بد بودند و اندازۀ آن‌ها از رس تا قطعه‌سنگ‌های بزرگ تغییر می‌‌‌کند. همچنین، دانه‌های گراول در رسوبات یخچالی زاویه‌دار هستند و در سطح آن‌ها خطوطی دیده می‌‌‌شود که بر اثر حرکت ذرات بر روی آن‌ها به‌وجود آمده است. این رسوبات‌ لایه‌بندی ندارند و به‌شکل نامنظم (بر‌خلاف جریان‌های آبی) بر روی هم انباشته می‌‌‌شوند، به‌گونه‌ای که ابعاد ماتریس اندازۀ ذرات تشکیل‌دهندۀ آن‌ها بسیار زیاد است. همچنین، انحراف‌معیار و کشیدگی در رسوبات یخچالی بالاست؛ امری که از مشخصات رسوب‌های حوضۀ خضرآباد است.

نتیجه‌گیری

سیستم‌های اقلیمی در دوره‌های مختلف زمین‌شناسی، فرایندهای منحصر به‌فرد خود را بر ناهمواری‌ها تحمیل می‌‌‌کنند. از این دیدگاه، بر حسب ژئوفرم‌های کنونی می‌‌‌توان تا حدود زیادی شرایط اقلیمی گذشته، به‌ویژه در دوران سوم و اواخر این دوران را بازسازی کرد. در این پژوهش با مطالعۀ نقشه‌های زمین‌شناسی، توپوگرافی و تصاویر هوایی و مهم‌تر از آن‌ها بازدیدهای میدانی، توالی و تناوب دوره‌های یخچالی و بین‌یخچالی در ایران مرکزی - غرب شیرکوه - به‌طور مشخص، با استفاده از لندفرم‌های موجود آشکار شد. در حوضۀ آبریز خضرآباد، با ارتفاعات حدود 3000‌ متری (بیش از 1000 متر پایین‌تر از شیرکوه) آثار یخبندان و ذوب یخ به‌طور متناوب برای دو دورۀ کاملاً مشخص یخچالی (احتمالاً گونز و وورم) و دو دورۀ بین‌یخچالی به‌شکل کاوشی و تراکمی مشاهده شد. آثار کاوشی یخچال‌ها شامل سیرک‌های متعدد و پراکنده (15 سیرک) و درۀ عریض U ‌شکل است. جنس سنگ‌های تشکیل‌دهندۀ ارتفاعات این حوضه، رسوب‌های آهکی ژوراسیک در سطح زمین است که به‌وسیلۀ توده‌های نفوذی -‌گرانیت‌ها - در اواخر ژوراسیک بالا آورده شده‌اند. بالا‌آمدن گرانیت سبب دگرگونی بخشی از سنگ‌های اولیه به‌شکل شیل و شیست شده است؛ بنابراین، اغلب بخش‌های دگرگون‌شده و گرانیت‌های هوازده‌شده به عنوان محل مناسبی برای تشکیل سیرک‌ها عمل کرده‌اند. به‌همین دلیل، برخی از سیرک‌ها با ابعاد بزرگ در پای کوه‌های آهکی - دولومیتی قرار گرفته‌اند. تجمع یخ در این سیرک‌ها و مازاد آن، شکل اولیۀ دره را تغییر داده و دره‌ای عریض با تراس‌های چندگانه به‌وجود آورده است. تراس‌هایی که امروزه محل ایجاد باغات و استقرارگاه مناطق مسکونی شده است. این تراس‌ها نتیجۀ عملکرد یخ در صاف‌شدگی سنگ‌ها‌ست و یخرفت‌های زیادی بر روی آن‌ها نهشته شده است. بخش سطحی این یخرفت‌ها تجزیه‌ و امروزه‌ خاک مرغوب این باغات شده است.

آثار تراکمی یخچال‌ها به‌شکل یخرفت و مورن و همچنین تیلیت قابل مشاهده است. مورن‌ها اغلب به شکل تپه‌های طویل بین دره‌های جانبی قرار گرفته‌اند؛ بنابراین، احتمالاً این مورن‌ها، مورن‌های میانی است که با پوشش گیاهی پس‌یخچالی تثبیت شده‌اند. یخرفت‌ها نیز به‌شکل قطعه‌سنگ‌های پراکنده بر روی دامنه‌های چپ و راست درۀ خضرآباد قابل مشاهده‌اند؛ اما نهشتۀ قابل توجه و حایز اهمیت دوره‌های یخچالی این منطقه، تیلیت‌ها هستند. تیلیت‌ها یخرفت‌های سخت‌شده‌ای به‌شکل کنگلومرا هستند که قطعات تشکیل‌دهندۀ آن‌ها جور ناشده و بدونِ لایه‌بندی‌اند. جهت قرار‌گیری ذرات تیلیت‌ها اغلب در جهت رودخانه یا دامنه نیست، بلکه در جهت‌های مختلف پراکنده شده‌اند. این امر از مهم‌ترین تفاوت تیلیت با کنگلومراهای رودخانه‌ای و مخروط‌افکنه‌ای است. این تیلیت‌ها در چند قسمت از درۀ خضرآباد اغلب در ارتفاع 1750 تا 1900‌ متری در سطح زمین در حال حاضر قابل مشاهده‌اند. این رسوب‌ها به‌دلیل آنکه به‌شکل دگر‌شیب بر سنگ‌های بستر (شیل) قرار گرفته، همچنین بر روی آن‌ها یخرفت‌های جدید‌تری قرار گرفته است، احتمالاً مربوط به اولین دوره‌های یخچالی ایران مرکزی‌اند. عملکرد گسل‌ها بر این تیلیت‌ها‌ تأثیر گذاشته‌ و به‌شکل یک خط‌واره در امتداد یک درۀ گسلی بخشی از آن‌ها را برش داده است. همچنین، در بررسی رسوب‌های ریزدانه سواحل دره - رودخانۀ خضرآباد مشخص شد بیشتر این رسوبات با تأثیر از فرایند یخچالی و عملکرد یخ‌ها به‌وجود آمده‌اند. رسوبات تا آخرین نقطۀ قلمرو یخچالی اغلب گراولی و گراول - ماسه‌ای است که بدونِ جور‌شدگی و لایه‌بندی‌اند.‌ زاویه‌دار‌بودن این رسوبات، انحراف‌معیار بالا، کج‌شدگی و کشیدگی بسیار زیاد آن‌ها بیانگر‌ یخچالی بودنشان است.

بدین‌ترتیب، بر اساس سیرک‌های موجود در حوضه و روش رایت (میانگین 60 درصد سیرک‌ها) برف‌مرز دورۀ یخچالی در ارتفاع حدود 2200‌ متری ترسیم شد. ‌بدین‌سخن، بالاتر از این مرز‌ - یعنی از ارتفاع 2200 متر تا 3000 متر،‌ قلمرو یخچالی محسوب می‌‌‌شود. همچنین، بر پایه سنگ‌های سرگردان که آخرین قلمرو گسترش عملکرد یخ است، مرز قلمرو جنب یخچالی در گذشته ترسیم شد. پایین‌تر از این مرز‌، گسترۀ قلمرو رودخانه‌ای در نظر گرفته شد. به سخن ساده‌تر، ارتفاعات بالاتر از خط برف مرز دایمی را سیستم ژئومورفیک یخچالی، منطقه‌ی بین حد برف‌مرز و خط تعادل آب و یخ (محل تجمع سنگ‌های سرگردان یعنی ارتفاع 1560‌ متری) را سیستم ژئومورفیک مجاور یخچالی و پایین‌تر از خط تعادل آب و یخ را سیستم ژئومورفیک فلوویال در کنترل داشته‌اند (شکل ‌‌9).

شکل ‌9. نقشۀ سیستم‌های مورفوکلیماتیک و مورفودینامیک دورۀ یخچالی حوضۀ خضرآباد

با‌ وجود این، پژوهشگران دیگر مانند رامشت و کاظمی ارتفاع 3220 متر را برای اقلید فارس، یمانی 3072 متر را برای جاجرود، سیف 2836 متر را برای محدودۀ سایت ریگ، یمانی 3000 متر را برای کوه کرکس، رفیعی 2672 متر را برای کهک و ابطحی ارتفاع 2800 متر را برای حوضۀ دریاچۀ نمک بیان کرده‌اند.

سیستم‌های فوق در فاز فعلی با کاهش وسعت فعالیت‌های یخچالی به سمت ارتفاعات پسروی کرده‌اند. به‌طوری‌که اکنون در منطقۀ مورد اشاره قلمرو یخچالی وجود ندارد؛ یعنی در حال حاضر، بر اساس داده‌های اقلیمی دمای خط برف‌مرز گذشته حدود
13 درجه سانتیگراد است. به‌عبارتی، دما در این منطقه حدود 13 درجه کمتر از امروز بوده است. این در حالی‌ است که پژوهشگران دیگر مقدار کاهش دما را در ایران مرکزی متفاوت بیان کرده‌اند. برای مثال، رامشت در حوضۀ تیگرانی ماهان به افت 8.5 درجه‌ای رسیده، ابطحی در حوضۀ دریاچه نمک به 5.6 درجه‌ای رسیده و پوردهقان میزان افزایش دمای فعلی را به نسبت گذشته در حوضۀ دهبکری بم 10.5 درجه گرم‌تر و یمانی این مقدار را در کوه کرکس 10-12 درجه دانسته است. از این‌رو، بر پایۀ گرادیان حرارتی حدود 65% منطقه، انتظار می‌‌‌رود که خط برف‌مرز در ارتفاعات بالاتر از 4200‌ متری قرار گرفته باشد. در حالی که بالاترین ارتفاع منطقه 3000 متر است. بدین‌روی، در حال حاضر قلمرو یخچالی گذشته تحت حاکمیت سیستم جنب یخچالی است. در این سیستم بیشترین میزان فرسایش مربوط به فرایند کرایونیوال است که عبارت‌اند از تخریب و خردشدگی حاصل از یخبندان و ذوب یخ، سولیفلکسیون و همچنین لغزش‌‌های دامنه‌ای‌. از ارتفاعات حدود
2000 متر تا انتهای حوضه که به شمال دشت اردکان - یزد منتهی می‌‌شود، تحت حاکمیت سیستم مورفوکلیماتیک معتدل (مورفودینامیک فلوویال‌) است. قلمرو‌های فلوویال شامل سرزمین‌هایی است که مظاهر اقلیم در آن عموماً از اعتدال برخوردار هستند. در این سیستم جریان‌های آبی بیشترین میزان فعالیت را دار‌ند. جریان‌های متعدد رودخانه‌ای موجود در حوضه که عمل زهکشی و حمل رسوبات آبرفتی را برعهده دارند، در انتهای مسیر خود وارد رودخانۀ فصلی خضرآباد و در نهایت به‌سمت دشت سر منتهی می‌‌‌شوند. در مناطق تحت فلوویال، روستاها و باغات متعددی وجود دارد که گاهی در داخل درۀ یخچالی برجای‌مانده از گذشته ایجاد شده‌اند. منطقۀ خضرآباد نیز هم‌اکنون در حاکمیت سیستم ژئومورفیک فلوویال قرار دارد (شکل ‌10).

شکل ‌10. نقشۀ سیستم‌های مورفوکلیماتیک و مورفودینامیک دورۀ کنونی حوضۀ خضرآباد

منابع

ابطحی، سید مرتضی، (1391). روند تغییرات کویرهای حوضۀ دریاچه نمک در کواترنر پایانی و هولوسن، پایان‌نامۀ دکتری، استاد راهنما: دکتر عبداله سیف‌، دانشگاه اصفهان‌، گروه جغرافیا، تعداد صفحات 255.

المدرسی، سیدعلی و رامشت، محمد حسین، (1384). آثار یخساری و یخچالی شیرکوه در منطقۀ سخوید، مجلۀ فضای جغرافیایی، شمارۀ 19، صص31-2.

المدرسی، سیدعلی، (1384). هیدروژئومورفولوژی حوضۀ آبخیز سخوید یزد، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، استاد راهنما: مبین، محمدحسین، گروه جغرافیا دانشگاه آزاد اسلامی واحد نجف‌آباد، تعداد صفحات 262‌.

امیراحمدی، ابوالقاسم، (1392). آثار یخچالی ده بالای شیرکوه یزد و نقش آن در توسعۀ اکوتوریسم، رشد آموزش جغرافیا، شمارۀ 3، صفحات (‌43-41).

بقائی‌نیا، علیرضا، (1387). بازسازی تغییرات اقلیمی دورسۀ چهارم با استفاده از شواهد هیدرو ژئومورفولوژی در حوضۀ آبی فخرآباد (شیرکوه یزد)، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، استاد راهنما: داریوش مهرشاهی، گروه جغرافیای دانشگاه یزد، تعداد صفحات 215.

پدرامی، منوچهر، (1370). زمین‌شناسی کواترنر و پارینه اقلیم منطقه اراک، کویر میقان، گزارش داخلی سازمان زمین‌شناسی ایران.

پروی، کریستف، (1369). یخبندان کواترنر در قسمت‌های داخلی زردکوه رشتۀ زاگرس، مترجم ثروتی، محمد‌رضا، پژوهش‌های جغرافیایی، شمارۀ 26.

تقی‌زاده، محمد‌مهدی‌، (1388). ارزیابی نقش لندفرم‌های کواترنری در آمایش سرزمین با تأکید بر مواریث یخچالی (مطالعۀ موردی: حوضۀ صفاشهر)، پایان‌نامۀ دکتری، استاد راهنما: محمد‌حسین رامشت، دانشگاه اصفهان، تعداد صفحات 251.

جداری عیوضی، جمشید، (1385). کارایی مدل پلتیر در طبقه‌بندی مناطق یخچالی، طرح پژوهشی‌، معاونت پژوهشی دانشگاه تهران.

جداری عیوضی، جمشید، (1383). ژئومورفولوژی ایران، انتشارات دانشگاه پیام‌نور، چاپ هفتم، تعداد صفحات 106.

خسروی، سمیه، (1387). ژئومورفولوژی صحرایی دامنۀ شمال شرقی کوه کرکس‌، مجلۀ سپهر، دورۀ 21، شمارۀ 82، صفحات (79- 84).

رامشت، محمدحسین، (1385). نقشه‌های ژئومورفولوژی (نمادها و مجازها)، چاپ دوم، انتشارات سمت، تعداد صفحات 190.

رامشت، محمد‌حسین و شوشتری، ن، (1383). آثاری یخساری و یخچالی در سلفچگان قم، تحقیقات جغرافیایی، سال نوزدهم، صفحات (119-132).

رامشت، محمدحسین و کاظمی، محمد‌مهدی (‌1386). آثار یخچالی در حوضۀ اقلید فارس، مجلۀ رشد جغرافیا، شمارۀ 4، صص. 11-3.

رامشت، محمد‌حسین، محمودی لاجوردی، لشکری، حسن و محمودی محمدآبادی، طیبه، (‌1390). ردیابی آثار یخچال‌های طبیعی (مطالعۀ موردی: یخچال‌های طبیعی حوضه تیگرانی ماهان)، مجلۀ جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، سال 22، شمارۀ پیاپی 42، شمارۀ 2، صص. 78-59.

سازمان زمین‌شناسی کشور، (1379). نقشه 100000/1 زمین‌شناسی خضرآباد.

سیف، عبدالله، ثروتی، محمد‌رضا و محمد راهدان مفرد، (1394). بازسازی برف‌مرزهای کواترنر پایانی در محدودۀ سایت ریگ، فصلنامۀ تحقیقات جغرافیایی، سال 30، شمارۀ 1، شمارۀ پیاپی 116.

شریفی، محمد و زهرا فرح‌بخش، (1394). بررسی فرایندهای مورفودینامیکی شکل‌دهندۀ درۀ خضرآباد بر اساس شواهد و تحلیل رسوب‌شناسی حوضه، کاوش‌های جغرافیایی مناطق بیابانی، دورۀ 2، شمارۀ 3.

طاحونی، پوران، (1383). شواهد ژئومورفولوژیک فرسایش یخچالی پلیستوسن در ارتفاعات تالش، دانشگاه تهران، پژوهش‌‌های جغرافیایی، شمارۀ 47، صفحات ( 55-31).

فرح‌بخش، زهرا، (1393). هیدروژئومورفولوژی حوضۀ خضرآباد با تأکید بر پدیده‌های یخچالی، یایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، به‌راهنمایی دکتر محمد شریفی، دانشگاه یزد، دانشکدۀ علوم انسانی، گروه جغرافیا.

قزلجه، بهاره، (1392). تعیین مرز  قلمرو فرسایش مجاور یخچالی و شناسایی پتانسیل‌های ژئومورفولوژی متأثر از آن در (محدودۀ غربی) حوضۀ آبریز گرگان‌رود، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، استاد راهنما: دکتر ابوالقاسم امیر‌احمدی، دانشگاه حکیم سبزواری، گروه جغرافیا، تعداد صفحات 90.

قهرودی تالی، منیژه‌، نصرتی، کاظم، عبدلی، اسماعیل، (1394). تخمین برف‌مرز در آخرین دورۀ یخچالی در حوضۀ دالاخانی، مجلۀ جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی سال 26، پیاپی 58، شمارۀ 2‌، صفحات (231-246).

محمودی، فرج‌ا‌لله، (1367). تحول ناهمواری‌های ایران در کواترنر، مجلۀ پژوهش‌های جغرافیایی، شمارۀ 23، ص‌20.

محمودی، فرج‌الله، (1383). ژئومورفولوژی اقلیمی، انتشارات پیام نور، چاپ سوم، 1383، تعداد صفحات 178.

موسوی حرمی، رضا، (1391). رسوب‌شناسی، انتشارات آستان قدس رضوی، چاپ چهاردهم.

موسوی، میررضا، (1383). تألیف آلبرت شرالیز، مقدمه‌ای بر زمین‌شناسی کواترنر و (روش‌های مطالعۀ آن)، چاپ اول، انتشارات مبتکران،‌ تعداد صفحات 331.

یمانی، مجتبی، جمشید جداری عیوضی و ابوالقاسم گورابی، شواهد زئومورفولوژیکی مرزهای یخچالی در دامنه‌های کرکس‌، مدرس علوم انسانی‌، شمارۀ 11، پیایی 50، 1386، صفحات (‌207-228).

یمانی، مجتبی، شمسی‌پور، علی‌اکبر‌ و مریم جعفری اقدم (1390). بازسازی برف‌مرزهای پلئیستوسن در حوضۀ جاجرود، پژوهش‌های جغرافیای طبیعی، ش 76، صص 35-50.

یمانی، مجتبی، شمسی‌پور، علی‌اکبر و مریم رحمتی، (1393). تعیین قلمروهای آب و هوایی و فرایندهای شکل‌زایی حال حاضر و کواترنر در مسیر آزاد‌راه خرم‌آباد- پل‌زال، پژوهش‌های ژئومورفولوژی کمی، سال سوم، شمارۀ 2، پاییز 1393، صص 90-103.

Bentleya, M. J., D. J. A. Evansa, C. J. Fogwillb, J. D. Hansomc, D. E.Sugdenb and P. W. Kubikd,(2007), Glacial geomorphology and chronology of Deglaciation, South Georgia, sub-Antarctic", Quaternary Science :644-677.

Boobek, H. (1955), klima and landschaft Iran, Wien.

Bobek, H., (1934), Reise in Nordwest Persien 1934 Travel in northwest Persia 1934", Zeitschrift der Gesellschaft fur Erdkunde zu Berlin, Vols. 9(10): 359-369.

Bobek, H, (1937), Die rolle der Eiszeit in Nordwest Iran [The role of the ice age in northwestern Iran]", Zeitschrift fur Glestscherkunde, Vol. 25: 130-183.

Bobek. H, (1963), Nature and implications of Quaternary climatic changes in Iran, In: Changes of climate, Proceedings of Symposium on Changes of Climate with Special Reference to And Zones, Rome, 1961, UNESCO: 403-413.

De Morgan, j. (1907), Le plateau iranien pendant lepoque pleistocen. Revue de 5 Ecole d, anthrop ologic de Paris: 13-16,

Hagedorn, H., Haars, W, Busche, D. and Grunert, j., (1978), some geomorphological observations from the Shir-kuh, mountains area. Geography: Journal of the Association of Iranin Geographers, 1:10-15.

Fredin, O.; Bergstrom, B; Eilertsen, R.; Hansen, L.; Longav, O.; Nesje, A.  And Sveian, H. (2013) glacial landforms and Quaternary landscape development in Norway. In Olsen, Geological survey of Norway, Special publication, 13: 5-25.

Van Zeist, W. and wright, H.E., (1963),preliminary pollen studies at Lake Zeribar,   Zagros Miuntains, southern Iran, Science, 140 :65-67.

Wintle.A.G: (2008), Luminescence dating: where it has been and where it is going, Boreas, Vol. 37: 471–482.

Mehrshahi, D, (1999), Late Quaternary Environments, Ardakan Playa, Central Iran. PhD thesis, Geography Department, Sheffield University, UK: 294.

Peltier, L. C., (1950), the geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic geomorphology", Annals of the Association of American, Geographers, No. 40: 214-236.

Van Ziest, W. and Bottema, (1977), Palynological Investigations in Western Iran Palaeochistoria 19: 18-85.

Write, H.E, N.Y. (1977) Preliminary Pollen Studies at Lacke Zeribar, Zagros Mountains, and Southwest Iran. Science.

Writh. Jr.H.E, (1980), Climatic change in Zagros Mountain in prehistoric archeology along zagros Flanks. Chicago University.