قبض و بسط ریگزارهای ایران نمونة مطالعه: ریگ زرین در ایران مرکزی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسنده

استادیار، گروه جغرافیا، دانشگاه یزد، یزد، ایران

چکیده

ریگ‌های چاله‌های توپوگرافی جزو ریگ‌های ایستا دسته‌بندی می‌شوند. با وجود بعضی شرایط، فعالیت و گسترش این ریگ‌ها در بیشتر مناطق خشک ایران مرکزی ازجمله ریگ زرین فراهم است. مهم‌ترین این شرایط، بارش کم، خشکی هوا، وجود بادهای منطقه‌ای و محلی شدید و دردسترس‌بودن حجم زیادی از مواد رسوبی ریزدانة مخروط‌افکنه‌های حاشیة کویر است. بررسی تصاویر ماهوارة لندست طی گسترة زمانی 1977 تا 2017 نشان داد ریگ زرین طی این مدت هم ازنظر سطح (حدود 40 کیلومترمربع) و هم ازنظر ارتفاع (حدود 4 متر در بخش‌های میانی) توسعه پیدا کرده است. نتایج نشان داد توسعة افقی و ارتفاعی ریگ متناوب بوده است. توپوگرافی و مهم‌تر از آن رطوبت، دو عامل اصلی کنترل‌کنندة میزان فعالیت تپه‌های ماسه‌ای ریگ هستند. از سال 1998 به بعد، ایران مرکزی با خشکسالی طولانی‌مدت مواجه شد. بررسی تصاویر در این بازة زمانی حاکی از گسترش زیاد سطح ریگ از سال 2000 تا 2017 بوده است؛ اما سطح ریگ بین سال‌های 1987 تا 1993 (دورة مرطوب استان) کاهش چشمگیری داشته است. بدین ترتیب سطح ریگ زرین متأثر از رطوبت و خشکی سالیانه یا دوره‌ای، قبض و بسط یافته است. ازنظر توسعة ارتفاعی نیز رطوبت، عامل اصلی کنترل‌کننده بوده است. در خشکسالی‌ها افزایش ارتفاع، چشمگیر و در سال‌های مرطوب، بسیار ناچیز بوده یا به کمترین مقدار خود می‌رسیده است. وجود تپه‌های ماسه‌ای پیچیده و هرمی‌شکل با ارتفاع بیش از 200 متر در بخش‌های مرکزی نشان می‌دهد کویر زرین به‌ویژه در فصل گرم به‌مثابة مرکز کم‌فشار حرارتی درآمده و سبب شکل‌گیری بادهای همگرای محلی شده است. تغییر فصلی جهت و شدت باد موجب تغییر در جهت و میزان حرکت تپه‌های ماسه‌ای شده و تغییر در جابه‌جایی الگوهای فشار، تغییر در الگوی مهاجرت ریگ را در پی داشته است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Expansion and Contraction of Iranian Ergs (Case Study: Rig Zarrin in Central Iran)

نویسنده [English]

  • mohamad sharifi
Assistant Professor, Department of Geography, Yazd University, Yazd, Iran
چکیده [English]

The ergs located inside the topographic holes are considered as static ergs. Nevertheless, the conditions for the development and expansion of these ergs are suitable in most of the arid regions of central Iran. The most important of these conditions are low rainfall, dry weather, severe regional and local winds, and the availability of a large amount of fine-grained sedimentary materials. Time series analysis of Landsat satellite images during 1977–2017 showed that Rig Zarrin has been developed both in terms of surface (about 40 km2) and height (about 4 meters in the middle sections). The results showed that the horizontal and height development of this erg was intermittent. Topography and more importantly, moisture, the two main factors which control the activity of sand dunes. Since 1998, long-term drought has dominated central Iran and Yazd province. Examination of the images during this time period showed a large expansion of sand surface from 2000 to 2017. But, the level of sand has declined dramatically between 1987 and 1993 due to wet period of the province. Therefore, the area of Rig Zarrin is expanded and contracted by the influence of yearly or periodic moisture and drought.  Also, in terms of height development, moisture has been the main controlling factor. So, in droughts, the height of the erg sand dunes has significantly increased and in wet years it decreases or reaches a low or minimal level. The existence of complex sand dunes with the height of more than 200 meters in the central parts of the erg shows that the erg becomes the center of thermal low pressure, especially in the warm season, and causes the formation of local convergent winds. Seasonal change in the direction and intensity of the wind has changed the direction and amount of movement of sand dunes, and the change in the displacement patterns of pressure has led to a change in the pattern of migration of the erg.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Rig Zarrin
  • Expansion and Contraction
  • Wind
  • Sand Dunes

مقدمه

میدان‌های ماسه‌ای بخش جالب توجهی از محیط زیست کرة زمین (5000000 کیلومترمربع) را تشکیل می‌دهند (Livingstone et al., 2010: 94) که از انواع مختلف تپه‌های ماسه‌ای تشکیل شده‌اند. تشکیل آنها به دلیل تعامل بین رژیم بادی و فرایند رسوب‌گذاری است (Dong et al., 2013: 20). تپه‌های ماسه‌ای در قلمرو فرایند بادی از پویاترین عارضه‌های ژئومورفیک سطح زمین به شمار می‌روند که از یک سو متأثر از ویژگی‌های سرعت، جهت و فراوانی باد و از سوی دیگر متأثر از ویژگی‌های سطح زمین و مواد رسوبی‌اند (عباس‌نژاد و ذهاب‌نوری، 1391: 127). پویایی و حرکت این تپه‌ها از مهم‌ترین ویژگی‌های آنهاست (موسوی و همکاران، 1388: 102). جابه‌جایی آنها در طول زمان بر اثر عوامل اشاره‌شده، خطرات زیادی را برای اکوسیستم‌های شکنندة مناطق خشک و بیابانی و همچنین سکونتگاهها، تأسیسات و پیرو آن اقتصاد و جوامع مقیم این مناطق به همراه دارد؛ به‌علاوه شناخت تپه‌های ماسه‌ای به شناخت عوامل محیطی متعددی مانند تغییرات و تحولات اقلیم کواترنری، تغییر و جابه‌جایی الگوهای فشار در سطح زمین، فرسایش و رسوب‌گذاری حوضه‌های آبریز، تغییر میزان بارش و رطوبت سطح زمین و پیرو آن تغییر در میزان پوشش‌های گیاهی، تغییر در جهت و سرعت باد و همچنین عملکردهای انسانی کمک می‌کند. به‌طور کلی انتقال تپه‌های ماسه‌ای، فرایندی پیچیده و متأثر از متغیرهای مختلف است؛ ازجمله جهت بادها (Liu, 1960; Lancaster, 1989; Anderson and Haff, 1988; Li, 1999; Gillette et al., 2001; Liu, 1960; Yang et al., 1998; Hoover et al., 2018 )، اندازة دانه‌ها و رطوبت سطح آنها (Jackson & Nordstrom, 1998; Wiggs, 2001)، مورفولوژی سطح تپه‌ها (Leys & Eldrige, 1991)، توپوگرافی (Iverson & Rasmussen, 1994; White & Tsoar, 1998; Hesp & Hastings, 1998; Shao, 2008; Zhang et al., 2016; Jiang et al., 2017 ) و پوشش گیاهی (Buckley, 1987; Kuriyama et al., 2005)؛ به بیان دیگر فراهم‌آوری ماسه، اقلیم‌های خشک و بادی، پوشش گیاهی و آثار انسانی، چهار عامل اصلی گسترش تپه‌های ماسه‌ای بوده است که در این میان عوامل اقلیمی شامل باد، درجه‌حرارت و بارش اهمیت بیشتری دارند (Hoover et al., 2018: 24). بر پایة این نظر، تغییرات در عناصر آب‌وهوایی به‌شدت بر توسعه و فعالیت یا عدم فعالیت تپه‌های ماسه‌ای اثر می‌گذارد (Zeng et al., 2018; Lu et al., 2013; Yizhag et al., 2009; Sparavigna, 2013)؛ برای نمونه با پیشروی و گسترش مراکز فشار در مناطق بیابانی، بادها شدت می‌گیرند و میدان‌های ماسه توسعه می‌یابند (یمانی، 1381: 2). همچنین خشکسالی سبب گسترش و توسعة این میدان‌ها می‌شود (Marin et al., 2005: 52; Yizhag et al., 2009: 163)؛ اما دوره‌های مرطوب و پربارش سبب کوچک‌شدن و انقباض میدان‌های ماسه و عدم فعالیت تپه‌های واقع در آنها می‌شود (Lu et al., 2013: 2; Marin et al., 2005: 163)؛ از این رو بیشترین فعالیت ماسه‌ها در فصول خشک سال روی می‌دهد (Yang et al., 2018: 9).

برای بررسی فعالیت و جابه‌جایی تپه‌های ماسه‌ای، داده‌ها و تصاویر ماهواره‌ای و تکنیک‌های سنجش از دور، یکی از مهم‌ترین روش‌ها از حدود چهار دهه پیش بوده است (Hugenholtz et al., 2012: 319) و پژوهشگران زیادی دینامیک، تحول، مسیر انتقال و حتی میزان حرکت سالیانة آنها را با استفاده از این روش بررسی کرده‌اند (Rubin, 1990; Del Valle et al., 2008; Hesse, 2009; Bourke et al., 2009; Schedit et al., 2011; Hermas et al., 2012; Ewing et al., 2015; Al-Murity et al., 2016; Hamdan et al., 2016; Maghsuodi et al., 2017; Jamali et al., 2018; Hoover et al., 2018; Yang and Shi, 2018). بدین روی برحسب مطالعات مختلف، تپه‌های ماسه‌ای واقع در مناطق بیابانی کرة زمین متأثر از عوامل مختلف به‌ویژه عوامل اقلیمی به‎‌طور مداوم در حال حرکت و جابه‌جایی‌اند و بر اثر این جابه‌جایی ریگ‌ها توسعه و تحول می‌یابند؛ اما جهت حرکت ماسه‌ها، میزان حرکت و مورفولوژی تپه‌های ماسه‌ای در طول زمان به‌ویژه در کواترنر و هولوسن یکسان نبوده است؛ بلکه در دوره‌های خشک ریگ‌ها گسترش یافته‌اند و تپه‌های ماسه‌ای فعال شده‌اند؛ اما در دوره‌های مرطوب، این تپه‌ها غیرفعال شده‌اند و از وسعت میدان‌های ماسه‌ای کاسته شده است.

قبض و بسط ریگ‌ها به‌طور اساسی متأثر از متغیرهای اقلیمی، پوشش گیاهی، دسترسی ماسه‌ها (Dasa & Jimin, 2002: 91) و همچنین حرکات تکتونیکی و فعالیت‌های انسانی است (Mason & King, 1985: 617). از میان این عوامل، باد را مهم‌ترین عامل در قبض و بسط تپه‌های ماسه‌ای دانسته‌اند (Lu et al., 2013: 8). وزش باد، فرایندی وابسته به زمان است؛ به گونه‌ای که در هر لحظه سرعت و جهت آن متأثر از سایر پدیده‌های جوّی و اقلیمی و توپوگرافی تغییر می‌کند و وضعیتی متفاوت با لحظة قبل به خود می‌گیرد (صارمی نایینی و همکاران، 1385: 148). درواقع نیروهای باد در طول سال و حتی طول روز تغییر می‌کنند (Zobeck, 1991: 112). به دلیل تغییر در ویژگی‌های باد ازجمله جهت، فراوانی و شدت و همچنین تغییر در میزان بارش‌ها، با وجود فعالیت زیاد تپه‌های ماسه‌ای در بیشتر نواحی بیابانی دنیا، ریگ‌ها در طولانی‌مدت کمتر تغییر می‌یابند؛ به‌ویژه آنکه بادهای محلی و توپوگرافی در شکل‌گیری و تحول این تپه‌ها نقش زیادی داشته‌اند (Valle et al., 2008: 411؛ محمودی، 1373: 31).

هدف پژوهش حاضر، مطالعة تغییرات افقی و ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای ریگ زرین، یکی از ریگزارهای بزرگ ایران مرکزی، طی دوره‌ای 40ساله (سال‌های 1977 تا 2017) است. این مطالعه به شناخت میزان و جهت حرکت تپه‌های ماسه‌ای بیابان‌های ایران مرکزی کمک می‌کند.

 

روششناسی پژوهش

روش پژوهش

به‌منظور بررسی تغییرات افقی تپه‌های ماسه‌ای ریگ زرین از 8 تصویر ماهواره‌ای لندست TM، ETM+ و لندست 8 (OLI) برای گسترة زمانی 1977 تا 2017 استفاده شد. برای استخراج اطلاعات از تصاویر چند باندی، از روش طبقه‌بندی نظارت‌شده بهره گرفته شده است. استفاده از این روش در سال‌های اخیر توجه برخی پژوهشگران را جلب کرده است. در روش نظارت‌شده، نخست نقاط آموزشی از بخش‌های مختلف تصویر به نرم‌افزار معرفی و سپس پیکسل‌های تصویر براساس بیشترین شباهت به بخش‌های تعریف‌شده و کمترین فاصله از میانگین ارزش پیکسلی بخش‌های تعریف‌شده طبقه‌بندی می‌شوند. روش طبقه‌بندی نظارت‌شده با بیشترین شباهت نسبت به روش نظارت‌شده با کمترین فاصله از میانگین و روش نظارت‌نشده، تشخیص دقیق‌تری از محدودة تپه‌های ماسه‌ای مدنظر ارائه کرد.

در این پژوهش برای طبقه‌بندی تصاویر در سال‌های مختلف از شاخص ROI استفاده شده است. همچنین برای صحت‌سنجی نتایج طبقه‌بندی که از ماتریس خطا استخراج می‌شود، ضریب کاپا و تصاویر Google Earth به کار رفت.

پس از طبقه‌بندی تصاویر ماهواره‌ای، برای بهبود تصاویر و افزایش قابلیت تصاویر طبقه‌بندی‌شده به‌منظور تبدیل‌شدن به نقشه، عملیات پس از طبقه‌بندی صورت می‌گیرد. این عملیات شامل فیلترگذاری (Majority filtering) برای ازبین‌بردن پیکسل‌های طبقه‌بندی‌شدة نامرتبط، ادغام کلاس‌ها (Combine classes)، انبوه‌کردن کلاس‌ها، غربال‌کردن کلاس‌ها (Clump classes)، روی هم‌گذاری کلاس‌ها و درنهایت تبدیل به نقشة وکتوری برای ورود به محیط GIS است. بر این اساس در این پژوهش پس از طبقه‌بندی تصاویر با استفاده از یک فیلتر اکثریت 5*5 Kernal size، اقدام به اصلاح تصویر طبقه‌بندی شده است. نحوة عملکرد این فیلتر بدین صورت است که مقدار فراوان و غالب یک پیکسل و هشت پیکسل مجاور آن را برمی‌گزیند و پیکسل‌های طبقه‌بندی‌نشده و مجزا را رفع می‌کند و به کلاس اطراف نسبت می‌دهد؛ بنابراین نقشه‌های منتج‌شده با استفاده از تکنیک‌های سنجش از دور به محیط GIS وارد و برای انجام تکنیک‌های لازم به‌منظور ارزیابی پوشش و ترسیم نقشه‌های جغرافیایی از منطقه آماده شدند. در این مرحله تمامی تصاویر ریگ زرین از حالت رستر به وکتور تبدیل شدند و مساحت هر کدام از سال‌ها به‌طور جداگانه اندازه‌گیری و محاسبه شد؛ همچنین با استفاده از نرم‌افزار Excel برای داده‌های به‌دست‌آمده نمودار خطی رسم شد.

برای بررسی تغییرات ارتفاعی در منطقة مطالعه‌شده نیز تصاویر ماهواره‌ای لندست به کار رفت. از آنجا که ‌نقشه‌های رقومی ارتفاعی در محدودة پژوهش در دسترس نبود، به‌منظور تهیة آنها از تصاویر ماهواره‌ای استفاده‌شده در نرم‌افزار گوگل‌ارث برای دوره‌ای 40ساله (1977-2017) بهره گرفته شد. تصاویر مدنظر به‌صورت فایل‌های KMZ ذخیره و سپس به نرم‌افزار Global Mapper انتقال داده شد. در این نرم‌افزار تمامی فایل‌های ریگ زرین به نقشه‌های DEM با قدرت تفکیک مکانی 30 متر تبدیل شد. در ادامه تصاویر رقومی ارتفاعی به‌دست‌آمده (برای 8 سال یعنی سال‌های 1977، 1987، 1993، 1998، 2002، 2008، 2013 و 2017) در نرم‌افزار ENVI به‌صورت یک لایه درآمدند (Layer Stacking). با استفاده از این لایة اطلاعاتی، تغییرات ارتفاعی هر پیکسل در داخل محدودۀ مطالعه‌شده قابل مشاهده است. نخست تغییرات ارتفاعی در دو سال 1977 و 2017 به‌منزلة سال‌های آغازین و پایانی بازة زمانی مطالعه‌شده اندازه‌گیری شد تا مشخص شود آیا تغییراتی در ارتفاع تپه‌ها در این محدودة زمانی به وقوع پیوسته است یا خیر. در ادامه پس از اطمینان از تغییرات محسوس در ارتفاع ریگ طی بازة زمانی مطالعه‌شده، ارتفاع تپه‌ها برای 8 سال متناوب طی گسترة زمانی 40 سال اندازه‌گیری شد. برای این کار در آغاز 9 نقطه به‌صورت تصادفی و در امتداد هم با فواصل نسبتاً منظم و مختصات جغرافیایی مشخص (شکل 12) به شکل نیم‌رخ عرضی از شمال ‌غرب به سمت جنوب ‌شرق و در بخش‌های میانی ریگ در نظر گرفته شد؛ جایی که تپه‌ها تمرکز و ارتفاع بیشتری دارند. سپس مختصات هریک از نقاط یادداشت‌شده و ارتفاع آنها برای تمامی سال‌های مطالعه‌شده با استفاده از نرم‌افزار ENVI محاسبه شد. نتایج اولیه حاکی از تغییرات ارتفاعی ریگ در امتداد نیم‌رخ طولی است. در مرحلة بعد، تغییرات هر نقطه طی سال‌های مختلف در گسترة زمانی مطالعه‌شده نیز محاسبه شد تا تفاوت تغییرات در بخش‌های مختلف ریگ حاصل شود. سپس با استفاده از نرم‌افزار Excel، نمودار خطی تغییرات ارتفاعی برای نقاط واقع در نیم‌رخ طولی و همچنین برای هر نقطه در سری‌های زمانی مختلف ترسیم شد.

 

محدودة پژوهش

کشور ایران در گسترة عرض‌های جغرافیایی حدود 25 تا 40 درجة شمالی قرار گرفته است؛ از این رو بخش‌های مرکزی و جنوبی آن در داخل کمربند خشک و بیابانی دنیا قرار دارد و وسعت چشمگیری از نواحی خشک آن را ریگزارها دربرگرفته‌اند (مقصودی و همکاران، 1390: 6)؛ به‌علاوه وجود رشته‌کوههای کشیده و مرتفع زاگرس در غرب و البرز در شمال سبب شده است ایران مرکزی به بیابان‌های بادپناهی تبدیل شود؛ بر این اساس حدود نیمی از مساحت کشور ایران به‌ویژه در نواحی مرکزی، شرق و جنوب شرق، جزو مناطق خشک و نیمه‌خشک است و از ریگزار‌های وسیعی با تپه‌های ماسه‌ای گسترده و ازنظر مورفولوژی متنوع تشکیل شده است (شکل 1). جابه‌جایی همیشگی آنها در طول تاریخ خسارات جانی و مادی فراوانی به همراه داشته است. در این بخش‌ها، 20 ریگ نسبتاً بزرگ و همچنین ریگ‌های کوچک متعددی با مساحت حدود 36000 کیلومترمربع (محمودی، 1373: 6، مال‌امیری و همکاران، 1396: 24) قرار گرفته‌اند (شکل 1).

تغییرات رطوبتی خاک و خشکسالی‌های اخیر در ایران به‌ویژه در واحدهای اشاره‌شده، فعالیت و به‌دنبال آن جابه‌جایی تپه‌های ماسه‌ای را بیشتر کرده است. حدود 70درصد ریگزارهای ایران بر پهنه‌های کویری - پس از خشک‌شدن رطوبت آنها - توسعه یافته‌اند (مال‌امیری و همکاران، 1396: 24)؛ از این رو کاملاً متأثر از بارش دوره‌ای و حتی سالیانه و رطوبت کف این کویرها هستند؛ همچنین به دلیل اختلاف ارتفاع کویرها با مناطق کوهستانی بالادست، مناطق کویری ایران مرکزی اغلب به‌مثابة مراکز فشار حرارتی در سطح زمین عمل می‌کنند (محمودی، 1381: 23؛ شریفی و میری، 1396: 2) و تپه‌های ماسه‌ای حاشیة آنها به‌شدت متأثر از بادهای محلی‌اند (شریفی و میری، 1396: 5). تغییرات در شرایط اقلیمی سبب تغییر در میزان فرسایش بادی و جهت حرکت تپه‌های واقع در ریگزارها می‌شود؛ به همین دلیل با وجود فعالیت شدید این میدان‌های ماسه‌ای، محدودة ریگزارها تقریباً ثابت باقی مانده است (محمودی، 1373: 33؛ مال‌امیری، 1396: 32).

 

 

شکل 1. نمایش نقشة ریگ‌های مهم ایران

 

 

ریگ زرین در بخش‌هایی از زمین‌های فروافتاده، ایران مرکزی در شمال غربی شهر یزد و در غرب روستای ساغند قرار گرفته است. این ریگ به شکل حرف L در داخل کویر زرین و در بخش‌های مرکز آن در جهت شمال غرب - جنوب شرق قرار گرفته است. کویر سیاه‌کوه در غرب آن، کویر ساغند در شرق و کویر درانجیر در جنوب و جنوب شرقی آن واقع شده است (شکل 2). کویر زرین، یک چالة ساختمانی (گرابن) است و اطراف آن را ارتفاعات نسبتاً بلند (هورست) تشکیل داده که متأثر از گسل‌خوردگی‌های متعدد در این بخش از ایران مرکزی در امتداد شمال غرب - جنوب شرق شکل گرفته است.

 

 

شکل 2. نمایش موقعیت ریگ‌ زرین در ایران مرکزی و استان یزد

 

این کویر در دوران چهارم و در دورة حداکثر گسترش یخچال‌ها به شکل دریاچه درآمده است و در حال حاضر نیز در فصل بارندگی و در سال‌های با بارش بیشتر، بخش مرکزی کویر و پیرامون تپه‌های ماسه‌ای را آب فرامی‌گیرد. پیرامون کویر را کوه‌های نسبتاً مرتفعی احاطه کرده‌اند. کوه‌های جنوب آن بیش از 3000 متر ارتفاع دارند؛ در حالی که بخش‌های پست کویر ارتفاع 770متری را نشان می‌دهد. بدین ترتیب اختلاف ارتفاع بیش از 2200متری در منطقه وجود دارد. همین امر سبب اختلاف دمای حدود 13 درجة سانتی‌گراد بین کویر و ارتفاعات جنوبی آن شده است (شریفی و میری، 1396: 6).

در بخش‌های دیگر کویر نیز اختلاف ارتفاع کمتری وجود دارد که سبب اختلاف درجه‌حرارت بین کویر و ارتفاعات در بخش‌های شمالی، غربی و شرقی کویر شده است. این اختلاف حرارت سبب شکل‌گیری مرکز کم‌فشار حرارتی در داخل کویر شده و بادهای محلی را به وجود آورده است. وجود این بادها و مخروط‌افکنه‌های بزرگ حاشیة کویر سبب شکل‌گیری میدان‌های ماسه‌ای با انواع متعددی از تپه‌ها شامل سیف، برخان‌های ساده، طولی و عرضی، هرم‌های ماسه و به‌ویژه تپه‌های مرکب شده است (شکل 3). این بادها در مرکز کویر و تپه‌های ماسه‌ای با همدیگر تلاقی پیدا می‌کنند که بدین ترتیب هرم‌های ماسه‌ای بزرگی را با ارتفاع بیش از 200 متر به وجود آورده ‌است.

جابه‌جایی مرکز فشار و پیرو آن جهت و شدت باد در طول سال یا طی دوره‌های زمانی چندساله سبب تغییر در جهت حرکت تپه‌ها در چالة کویر زرین شده است.

 

 

 

شکل 3. نمایش تصاویری از انواع مختلف تپه‌های ماسه‌ای ریگ زرین

 

 

نقشة زمین‌شناسی منطقه نشان می‌دهد بخش زیادی از کوه‌های پیرامون کویر زرین را ماسه‌سنگ‌ها و کنگلومراهای دوران سوم تشکیل داده‌اند که شدیداً متأثر از گسل‌خوردگی خرد شده و بالاآمدگی پیدا کرده‌اند. گسل‌خوردگی، نبود پوشش گیاهی و نوسانات شدید اقلیمی سبب هوازدگی و تخریب شدید این کوه‌ها شده است. پس از بارش‌های رگباری و اتفاقی، مواد تخریب‌شده با رواناب به پایین‌دست انتقال یافته و مخروط‌افکنه‌های متعدد و بزرگی را در همة بخش‌های پیرامون ریگ به وجود آورده است.

 

یافته‌های پژوهش

تغییرات سطح ریگ زرین از 1977 تا 1987

 به‌منظور مطالعة تغییرات سطح ریگ زرین، از قدیمی‌ترین تصاویر لندست دردسترس مرتبط با منطقه (تصویر TM سال 1977) به‌مثابة نقشة اولیه و پایة مطالعة ریگ زرین استفاده شد. سپس تصاویر سال‌های دیگر بر پایة این تصویر ارزیابی و مقادیر تغییرات سطح ریگ در طول زمان بر پایة دوره‌های بیش از 6 سال بررسی شد. وسعت این محدوده در سال 1977 حدود 400 کیلومترمربع بوده است. بیشترین سطحی که این محدوده دربرگرفته، بخش‌های شمال غرب و میانی بوده است و هرچه از شمال به سمت جنوب ریگ پیش برویم، از پهنای ریگ کاسته و بر ارتفاع آن افزوده می‌شود (شکل 3)؛ اما بررسی تصاویر ماهواره‌ای مرتبط با سطح ریگ زرین در سال 1987 نشان داد سطح زیربنای آن در مقایسه با 10 سال پیش گسترش بسیار زیادی یافته است (شکل 4)؛ به‌طوری که مساحت آن به حدود 444 کیلومترمربع رسیده است که افزایش تقریباً
44 کیلومترمربعی را نشان می‌دهد. بیشترین توسعة ریگ به سمت بخش‌های میانی و شرقی بوده است؛ هرچند در همة بخش‌های آن افزایش سطح به‌وضوح دیده می‌شود (شکل 5).

 

 

شکل 4. محدودة ریگ زرین در سال 1977                                                     شکل 5. محدودة ریگ زرین در سال 1987

 


تغییرات سطح ریگ زرین از 1987 تا 1998

ریگ زرین در سال 1993 نسبت به 6 سال پیش تغییرات کم، اما محسوسی داشته است؛ با وجود این سطح ریگ نسبت به دورة پیش کاهش یافته است. در این دوره، توسعة ریگ در بخش‌های شمالی بیشتر، اما در بخش‌های میانی نسبت به سال‌های پیش کمتر شده و در قسمت‌های جنوب غرب افزایش یافته است. به‌طور کلی طی دورة زمانی 1987 تا 1993 مساحت ریگ تقریباً 18.08 کیلومترمربع کاهش داشته است (شکل 6). همچنین بررسی وسعت زیربنای ریگ زرین در سال 1998 نشان داد در این سال وسعت ریگ نسبت به سال‌های قبل در بخش‌های شمالی و میانی بیشتر شده است. افزایش سطح ریگ نیز بیشتر در همین مناطق دیده می‌شود؛ اما در قسمت‌های جنوب، جنوب غرب و جنوب شرق از وسعت آن کاسته شده است. بدین ترتیب مساحت ریگ زرین طی 5 سال، از 1993 تا 1998، حدوداً 16.42 کیلومترمربع افزایش داشته است (شکل 7).


 

شکل 6. محدودة ریگ زرین در سال 1993                                                      شکل 7. محدودة ریگ زرین در سال 1998

 


تغییرات ریگ زرین از 1998 تا 2008

ریگ زرین در سال 2002 نسبت به سال‌های پیش کاهش وسعت داشته است؛ اما مقدار کاهش در همة بخش‌های آن یکسان رخ نداده است؛ به گونه‌ای که پهنای ریگ در شمال بیشتر بوده و در بخش‌های میانی و همچنین بخش‌های جنوب غرب از وسعت آن کاسته شده و طی 4 سال یعنی از 1998 تا 2002 حدوداً 10 کیلومترمربع کاهش مساحت داشته است (شکل 8). همچنین وسعت ریگ در سال 2008 با شیب کم، اما با افزایش مواجه بوده است. منطقة مطالعه‌شده از شمال، شمال‌ غرب و شمال‌ شرق مانند سایر سال‌های قبل کمترین تغییرات را داشته است؛ در حالی ‌که در بخش‌های میانی بر وسعت ریگ افزوده شده و در قسمت‌های جنوب، جنوب غرب و جنوب شرق از وسعت آن کاسته شده است. بخش جنوب غرب ریگ زرین کاهش محسوس‌تری داشته است؛ به‌طور کلی مساحت ریگ در طول 6 سال (از 2002 تا 2008) کمترین تغییر را به نسبت دوره‌های قبل داشته و حدود 1.75 کیلومترمربع افزایش مساحت پیدا کرده است (شکل 9).


 

شکل 8. محدودة ریگ زرین در سال 2002                                                                  شکل 9. محدودة ریگ زرین در سال 2008

 

 

تغییرات ریگ زرین از 2008 تا 2017

براساس تصویر 2013، مساحت ریگ در این سال در بخش شمالی نسبت به دورة پیشین افزایش داشته و در قسمت‌های مرکزی و جنوبی با کاهش مواجه شده است. پهنای ریگ زرین در سال 2013 نسبت به سال 2008 در قسمت‌های شمالی کمتر تغییر یافته است؛ ولی در بخش جنوب‌ غربی بر وسعت ریگ افزوده شده است؛ بر این اساس مساحت ریگ نسبت به سال 2008 افزایش داشته که مقدار آن طی 5 سال حدوداً 10 کیلومترمربع بوده است (شکل 10).

بررسی وسعت ریگ زرین در سال 2017 نشان داد تغییرات سطح آن در این دوره به نسبت همة بازه‌های زمانی مطالعه‌شده بیشتر بوده و نسبت به گذشته ریگ سطح بیشتری را به خود اختصاص داده است. در این سال بیشترین تغییر وسعت ریگ در شمال و کمترین آن در قسمت‌های جنوبی رخ داده است. در بخش‌های میانی نیز افزایش سطح ریگ قابل مشاهده است. مساحت ریگ زرین در این سال 460.2492 کیلومترمربع بوده است (شکل 11).

 

 

 

شکل 10. محدودة ریگ زرین در سال 2013                                                     شکل 11. محدودة ریگ زرین در سال 2017

 


تغییرات ارتفاعی ریگ زرین

برای تعیین ارتفاع ریگ زرین در امتداد نیم‌رخ عرضی، 9 نقطه با فواصل نسبتاً منظم و مختصات جغرافیایی مشخص (شکل 12 و جدول 1) از غرب به شرق (شمال ‌غرب به جنوب‌ شرق) در نظر گرفته و ارتفاع این 9 نقطه برای بازة زمانی 40ساله در گلوبال مپر اندازه‌گیری شد. سپس تغییرات ارتفاعی هر نقطه به‌طور جداگانه به شکل سری‌های زمانی محاسبه و با استفاده از نرم‌افزار آماری Excel به شکل نمودارهای خطی ترسیم شد.

 

 

شکل 12. موقعیت نقاط ارتفاعی بررسی‌شده در ریگ زرین

جدول 1. نمایش موقعیت جغرافیایی نقاط ارتفاعی ریگ زرین از سال 1977 تا 2017

نقاط

عرض جغرافیایی

طول جغرافیایی E

ارتفاع

(1977)

ارتفاع

(1987)

ارتفاع

(1993)

ارتفاع

(1998)

ارتفاع

(2002)

ارتفاع

(2008)

ارتفاع

(2013)

ارتفاع

(2017)

1

   

903.78

902.87

903.85

903.47

904.83

902.56

904.36

903.89

2

   

925.44

927.03

927.83

926.98

926.86

926.22

926.67

927.24

3

   

951.72

953.69

950.78

952.57

950.35

952.54

950.79

951.84

4

   

924.92

926.81

924.54

926.52

924.92

927.65

926.26

925.91

5

   

885.65

891.46

892.53

892.08

892.79

893.01

893.72

892.29

6

   

835.6

839.34

838.46

839.23

838.91

839.50

839.76

839.08

7

   

911.78

915.98

913.93

915.24

914.25

915.32

913.60

914.40

8

   

1018.5

1017.6

1020.3

1018.3

1019.6

1017.2

1018.4

1018.8

9

   

1151.7

1153.5

1153.3

1154.3

1152.5

1152.7

1151.6

1152.6

 

 

بررسی تغییرات ارتفاع ریگ طی بازة زمانی 1977 تا 2017

یافته‌ها نشان داد ارتفاع ریگ زرین در بخش‌های غربی و شمال‌ غربی کم است و به سمت شرق و جنوب ‌شرق افزایش می‌یابد. کمترین ارتفاع ریگ از سطح دریا در بخش شمال ‌غرب حدود 900 متر است؛ اما بیشترین ارتفاع آن در بخش جنوب شرقی قرار دارد و به بیش از 1150 متر می‌رسد؛ بدین ترتیب تفاوت ارتفاعی ریگ در امتداد نیم‌رخ طولی آن بیش از 250 متر است.

برحسب نمودارهای ترسیم‌شده، نقطة 1 کمترین ارتفاع و نقطة 9 بیشترین ارتفاع را دارد (شکل‌های 13-20)؛ با وجود این در بخش‌های میانی یک شکست طبیعی در نمودارهای ترسیم‌شده در همة دوره‌های زمانی دیده می‌شود که مقدار آن به بیش از 30 متر می‌رسد (شکل‌های 13-20). دلیل این شکست، توپوگرافی زیربناست؛ جایی که پست‌ترین بخش کویر زرین در این بخش قرار گرفته است؛ اما بیشترین ارتفاع ریگ در بخش‌های جنوب شرقی آن قرار دارد؛ جایی که هرم‌های ماسه‌ای مرتفع در محل تلاقی و همگرایی بادها در این محل ایجاد شده‌اند.

مشاهده و تحلیل تصاویر در بخش‌های مختلف ریگ حاکی از آن بود که همة بخش‌های ریگ افزایش ارتفاع داشته است؛ اما مقدار افزایش به یک اندازه نبوده است. در حالی که غربی‌ترین و شرقی‌ترین بخش ریگ افزایش کمتر از یک متر را طی بازة زمانی 40 سال تجربه کرده، بخش‌های میانی بیش از 4 متر افزایش ارتفاع داشته ‌است (شکل‌های 13-20). بدین ترتیب ملاحظه می‌شود مواد رسوبی ماسه‌ای در حال حرکت به سمت شرق متأثر از بادهای غالب منطقه‌ای و تجمع بیشتر در بخش‌های میانی، محل تمرکز و تلاقی بادهای محلی‌اند. به دلیل وجود مواد رسوبی فراوان در مخروط‌افکنة دامنة کوه‌ها و وجود بادهای منطقه‌ای و محلی همیشگی، همواره بر ارتفاع تپه‌ها افزوده می‌شود.

 

 

 

شکل 13. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (1977)                                  شکل 14. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (1987)

 

شکل 15. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (1993)                                 شکل 16. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (1998)

 

شکل 17. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (2002)                                  شکل 18. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (2008)

 

شکل 19. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (2013)                                 شکل 20. نمودار ارتفاعی تپه‌های ماسه‌ای (2017)

 


بررسی تغییرات ارتفاعی نقاط بررسی‌شده طی بازة زمانی 1977 تا 2017

در ادامه برای بررسی دقیق‌تر تغییرات ارتفاعی ریگ زرین، هریک از نقاط مشخص‌شده به شکل جداگانه طی سال‌های مختلف بررسی شدند. نخست با استفاده از نقشة رقومی ارتفاعی استخراج‌شده از گلوبال مپر، میزان ارتفاع نقاط و تغییرات ارتفاعی اندازه گرفته شد. سپس نتایج به‌دست‌آمده وارد نرم‌افزار اکسل و نمودار تغییرات ارتفاعی به شکل نیم‌رخ عرضی برای هر نقطه به‌صورت جداگانه ترسیم شد.

نتایج بررسی‌ها نشان داد بیشتر نقاط طی دورة مطالعه‌شده، افزایش ارتفاع محسوسی داشته‌اند؛ هرچند که تعدادی از نقاط مدنظر با کاهش ارتفاع در بعضی سال‌ها مواجه بوده‌اند. بیشترین افزایش ارتفاع در نقاط میانی (در نقطة 5) رخ داده که مقدار آن بیش از 8 متر و طی بازة زمانی 1993 تا 2017 بوده است؛ بر همین اساس نقاط 1 و 2 طی دورة زمانی 1987 تا 1993، بیشترین افزایش ارتفاع را داشته، اما طی 2008 تا 2013 از ارتفاع آنها کاسته شده است (شکل‌های 21 و 22).

نقطة 3 به شکل متناوب با افزایش و کاهش ارتفاع طی سال‌های مختلف روبه‌رو بوده است. بیشترین ارتفاع تپه‌ها طی دورة 1977 تا 1987 بوده و طی بازه‌های زمانی 1987 تا 1993، 1998 تا 2002 و همچنین 2008 تا 2013 از ارتفاع تپه‌های ریگ کاسته شده است (شکل 23).

در نقطة 4 نیز شاهد یک دورة محسوس افزایش ارتفاع و یک دورة کاهش ارتفاع هستیم؛ به نحوی که از 1977 تا 1998 بر ارتفاع تپه‌ها افزوده شده است و طی مدت 1998 تا 2002 تپه‌ها کاهش ارتفاع حدود 2متری داشته‌اند و پس از 2002 تا حال حاضر ارتفاع تپه‌ها در حال افزایش بوده است (شکل 24).

بخش‌های میانی ریگ (نقاط 5 و 6) طی 40 سال گذشته با یک شیب نسبتاً یکنواخت افزایش ارتفاع داشته‌اند که مقدار متوسط این افزایش حدود 5 متر بوده است (شکل‌های 25 و 26)؛ اما در بخش‌های شرقی و جنوب شرقی ریگ نیز (نقاط 7، 8 و 9) تپه‌ها به شکل متناوب و به میزان کمی افزایش ارتفاع داشته‌اند (شکل‌های 27، 28 و 29). بدین ترتیب ملاحظه می‌شود ارتفاع ریگ در بخش‌های میانی به شکل محسوسی همواره افزایش داشته و ریگ در این محل به دلیل تلاقی بادهای محلی همواره در حال مرتفع‌ترشدن بوده است؛ با وجود این بخش‌های شرقی و غربی ریگ نیز به دلیل بادهای منطقه‌ای و وجود مخروط‌افکنه‌های وسیع و حجیم پای کوهها و وجود خشکسالی‌های مداوم دو دهة قبل با افزایش ارتفاع روبه‌رو بوده است.

 

 

شکل 21. تغییرات ارتفاعی نقطة 1 (2016-1977)                                  شکل 22. تغییرات ارتفاعی نقطة 2 (2016-1977)

 

شکل 23.تغییرات ارتفاعی نقطة 3 (2016-1977)                                  شکل 24. تغییرات ارتفاعی نقطة 4 (2016-1977)

 

شکل 25. تغییرات ارتفاعی نقطة 5 (2016-1977)                                  شکل 26. تغییرات ارتفاعی نقطة 6 (2016-1977)

 

شکل 27. تغییرات ارتفاعی نقطة 7 (2016-1977)                                  شکل 28. تغییرات ارتفاعی نقطة 8 (2016-1977)

 

 

شکل 29. تغییرات ارتفاعی نقطة 9 (2016-1977)

 

 

 


تجزیه و تحلیل یافته‌ها

حدود 6درصد از سطح خشکی‌های کرة زمین از نهشته‌های بادی پوشیده شده است و حدود 97درصد این نهشته‌ها در پهنه‌های ماسه‌ای مناطق خشک کرة زمین دیده می‌شوند. به‌طور متوسط حدود 20درصد از مناطق خشک کرة زمین از ماسه‌های بادی پوشیده شده است (Lancaster, 1985: 581; Mabutt & Wooding, 1983: 51).

کشور ایران جزو کشورهای خشک و نیمه‌خشک دنیا به شمار می‌رود؛ به گونه‌ای که حدود 65درصد مساحت ایران در بخش‌های مرکزی، جنوبی و شرقی را اراضی خشک و نیمه‌خشک فراگرفته است (مقصودی و همکاران، 1390: 2). بارندگی متوسط این مناطق کمتر از 100 میلی‌متر در سال است. بر این اساس حدود 80 میلیون هکتار از مساحت ایران را مناطق کویری و تپه‌های ماسه‌ای و مناطقی با پوشش گیاهی ناچیز دربرگرفته است (همان). این امر به دلیل سیطرة پرفشار جنب ‌حاره‌ای بر بیشتر مناطق ایران، دوربودن آن از منابع رطوبتی و دریاها و محصوربودن بخش‌های مرکزی، جنوبی و شرقی ایران با دو رشته‌کوه بسیار بزرگ و طولانی البرز و زاگرس در شمال و غرب این کشور است. مجموعه ناهمواری‌های این بخش‌های ایران، چاله‌های زمین‌ساختی بزرگ و کوچکی هستند که از هر طرف با ارتفاعات جالب توجهی محصور و از هم متمایزند.

در پهنه‌های خشک ایران مرکزی توده‌های بزرگی از ماسه‌های بادی متراکم شده‌اند که در اصطلاح محلی «ریگ» نامیده می‌شوند. عمدة ریگ‌های داخل کشور ایران، داخل چاله‌های تکتونیکی قرار گرفته‌ که اطراف آنها را کوه‌های نسبتاً بلند، مرتفع و حجیم فراگرفته‌اند. تخریب و هوازدگی شدید این کوه‌ها به دلیل نبود پوشش گیاهی و بارش‌های رگباری و پراکنده سبب فراهم‌آوری حجم زیادی از مواد رسوبی ریزدانه در پای‌ کوهها و حاشیة چاله‌ها شده است. بیشتر این رسوبات یا در داخل مسیل‌های منتهی به چاله‌ها قرار دارند یا به شکل مخروط‌افکنه‌های وسیع و حجیم‌اند. در دوران چهارم و تا زمان گسترش آخرین دورة یخچالی، عمدة چاله‌های تکتونیکی ایران مرکزی آب داشته و به شکل دریاچه بوده‌اند (رامشت، 1380: 110). با افزایش دما، آب‌های داخل این دریاچه‌ها خشک شده و به شکل کویرهای امروزی درآمده‌اند. در این شرایط فعالیت بادهای حاکم بر این مناطق سبب جابه‌جایی رسوبات ریزدانة مخروط‌افکنه‌ها و داخل مسیل‌ها شده و تپه‌های ماسه‌ای نسبتاً بزرگ و مرتفعی را در داخل چاله‌ها به وجود آورده‌اند.

به‌طور کلی در شکل‌گیری تپه‌های ماسه‌ای و ارگ‌ها، چهار عامل اصلی شامل شرایط توپوگرافیک، شرایط اقلیمی خشک در یک دورة طولانی و دردسترس‌بودن منابع جالب توجهی ماسه و انرژی باد برای انتقال آن (Pye & Tsoar, 2009: 283) دخالت دارند. نقشة پراکندگی ریگزارهای ایران نشان می‌دهد عامل توپوگرافی، یکی از مهم‌ترین عوامل در مکان‌یابی و استقرار آنهاست (محمودی، 1373: 22). درواقع عمدة ریگ‌های ایران در داخل چاله‌ها قرار دارند؛ به گونه‌ای که حدود 68درصد ریگ‌های ایران بر سطوح کویری و نسبتاً مرطوب گسترش یافته‌اند (مال‌امیری و همکاران، 1396: 24). اطراف این چاله‌ها را کوه‌های نسبتاً بلند و مرتفعی فراگرفته‌اند که گاه اختلاف ارتفاع کوه و چاله‌های کویری به حدود 4000 متر می‌رسد (کوه سیرچ درمقابل کویر لوت در کرمان).

جنس بسیاری از سنگ‌های این کوه‌ها رسوب‌های تخریبی است (محمودی، 1373: 22). اختلاف ارتفاعی زیاد بین چاله و کوه‌های پیرامون سبب شکل‌گیری مراکز فشار حرارتی در داخل چاله می‌شود و باد در بیشتر روزهای سال و در جهات مختلف از ارتفاعات به داخل چاله می‌وزد. همگرایی و پیچیدگی جریان باد، مهم‌ترین عامل تشکیل ریگ است (Wilson, 1971: 180; Mader & Yardley, 1985: 85). به دلیل نبود پوشش گیاهی و هوازدگی شدید، بارش‌های رگباری حجم زیادی از مواد تخریبی را به پای کوه‌ها و حاشیة چاله انتقال داده و به شکل مخروط‌افکنه‌های نسبتاً بزرگی درآورده است. همچنین حجم زیادی از رسوب‌ها در مسیل‌های منتهی به چاله‌ها وجود دارد. بدین ترتیب حجم زیادی از ماسه در دسترس بادهای منطقه‌ای و محلی قرار دارد؛ به همین دلیل در ایران بیش از 20 ریگ نسبتاً بزرگ و همچنین تعداد زیادی ریگ‌های کوچک وجود دارد که مساحت آنها حدود 36000 کیلومترمربع است (محمودی، 1373: 6) و ارتفاع بزرگ‌ترین آنها در ریگ لوت به بیش از 450 متر می‌رسد. این ریگ‌ها به‌طور نسبی تثبیت شده‌اند (محمودی، 1373: 30؛ مال‌امیری و همکاران، 1396: 24). به‌طور کلی ریگ‌هایی که در داخل چاله‌های ساختمانی قرار دارند، جزو ریگ‌های ایستا دسته‌بندی می‌شوند (Pye & Tsoar, 2009: 265). با وجود این شرایط فعالیت و گسترش این ریگزارها در بیشتر مناطق خشک ایران ازجمله ریگ زرین فراهم است. مهم‌ترین این شرایط بارش کم (کمتر از 100 میلی‌متر در سال) و خشکی هوا، وجود بادهای منطقه‌ای و محلی شدید در بیشتر روزهای سال (محمودی، 1373: 30) و حجم زیادی از مواد رسوبی ریزدانه روی مخروط‌افکنه‌ها و داخل مسیل‌های پیرامون ریگ است.

بررسی تصاویر ماهواره‌ای و بازدید میدانی ریگ زرین نشان داد این ریگ در حال حاضر به دلیل حجم زیاد ماسة دردسترس روی مخروط‌افکنه‌ها (شکل 30) و وجود بادهای نسبتاً شدید محلی و منطقه‌ای در بیشتر روزهای سال، از ریگ‌های بسیار فعال ایران مرکزی به شمار می‌رود؛ اما فعالیت آن در طول زمان یکنواخت و همسان نیست. در بعضی دوره‌ها مساحت و ارتفاع آن افزایش داشته و در بعضی دوره‌ها با کاهش روبه‌رو بوده است. این امر متأثر از شرایط اقلیمی به‌ویژه میزان بارش و خشکی بوده است. در دوره‌های خشک تپه‌های واقع در این ریگ فعالیت بیشتری داشته و در دوره‌هایی با بارندگی و رطوبت بیشتر فعالیت آنها متوقف شده و شرایط انقباضی پیدا کرده است؛ به‌ویژه آنکه تپه‌ها درست در داخل کویر زرین و در بخش‌های پست و پرآب آن قرار گرفته است.

 

 

شکل 30. نمایش مخروط‌افکنه‌های پیرامون کویر و ریگ زرین

 

 

تغییر در میزان بارندگی سبب تغییر در وسعت تپه‌های ماسه‌ای می‌شود (Whitney et al., 1983: 83). بر همین اساس تناوب فعالیت و عدم فعالیت یا تثبیت تپه‌های ماسه‌ای در بسیاری از بیابان‌های بزرگ دنیا قابل مشاهده است. انقباض و انبساط در ریگزارهای مناطق خشک متأثر از خشکی، پوشش گیاهی و ماسه‌های دردسترس است (Dasa & Jimin, 2002: 92). رطوبت فیزیکی خاک، یکی از مهم‌ترین عوامل کنترل‌کنندة توسعة ریگ‌ها در داخل ایران است (Pye & Tsoar, 2009: 24؛ محمودی، 1373: 31). با وجود این به دلیل چاله‌ای و محصوربودن ریگ زرین با کوههای مرتفع از یک سو و وجود بادهای همگرا از سوی دیگر، توسعة افقی آن محدود است؛ اما افزایش ارتفاع آن محدودیت زیادی ندارد. در دوره‌های خشک بر وسعت و ارتفاع آن افزوده می‌شود و در سال‌های مرطوب و بارانی مساحت ریگ کاهش می‌یابد و ارتفاع آن اغلب ثابت باقی می‌ماند؛ به همین دلیل ارتفاع هرم‌های ماسه‌ای جنوب شرق ریگ نزدیک به 220 متر از سطح زمین است.

ایران مرکزی در چهار دهة گذشته دوره‌های ترسالی و خشکسالی را به‌صورت متناوب پشت سر گذاشته است. همین تناوب سبب قبض و بسط ریگ‌های واقع در این بخش از ایران ازجمله ریگ ‌زرین شده است. با وجود این به دلیل غلبة دوره‌های خشکسالی، توسعه و انبساط آن بسیار بیشتر از ثبات و عدم‌فعالیت تپه‌های ریگ در چهل سال اخیر بوده است؛ زیرا خشکسالی مقدار حرکت تپه‌ها را بیشتر می‌کند (Marin‚ 2005: 163). جهت توسعة ریگ نیز در طول سال‌های بررسی‌شده متفاوت بوده است؛ به گونه‌ای که در بعضی سال‌ها، بخش‌های شمالی و در بعضی دوره‌ها، بخش‌های جنوبی و جنوب شرقی توسعه یافته است. در بعضی از ارگ‌های جدید نشانه‌های مشخصی از مهاجرت آنها دیده می‌شود (Fryberger et al., 1983: 280). بررسی‌ها نشان داده است در بیشتر مناطق تپه‌های ماسه‌ای دوره‌های تثبیت، سپس هوازدگی و فعالیت دوباره وجود داشته است (Talbot & Williams‚ 1979: 433; Talbot, 1984: 203). وجود تپه‌های مرکب و هرمی تثبیت‌شده و غیرفعال در شمال‌ شرقی و حرکت دوبارة ریگ در همین بخش به سمت جنوب شرق و ایجاد برخان‌های فعال، حاکی از جابه‌جایی (مهاجرت) ریگ در طول دورة مطالعه است. این امر حاکی از جابه‌جایی مراکز فشار (مراکز پرفشار سیبری در شمال و جنب حاره‌ای در جنوب) و تغییر قدرت بادهای محلی و منطقه‌ای پیرو آن است.

تغییر فصلی باد از عوامل اصلی در جابه‌جایی تپه‌های ماسه‌ای ریگ است (Nielson & Kocurek‚ 1987: 43; Lancaster, 1989: 43 ). بیشترین توسعة ارتفاعی ریگ شامل تپه‌های هرمی، مرکب و پیچیده با ارتفاع بیش از 200 متر در بخش‌های جنوب شرقی است که به دلیل همسویی بادهای منطقه‌ای و محلی در این بخش است. پیچیدگی الگوی تپه‌ها ناشی از تغییرات شدید رژیم باد است (Silvestro et al., 2010: 96).

 

نتیجه‌گیری

ریگ زرین به شکل حرف L است و در کویر زرین و مرکز و جنوب ‌شرقی آن قرار گرفته است. کویر زرین ازنظر ساختمانی یک گرابن است که کوههای پیرامون (هورست‌ها)، آن را با اختلاف ارتفاع بیش از 2200 متر احاطه کرده‌اند. این اختلاف ارتفاع سبب اختلاف دمای حدود 13 درجة سانتی‌گراد در بخش‌های جنوبی و با مقدار کمتر در سایر جهات دیگر کویر شده و کویر را به شکل یک مرکز کم‌فشار حرارتی در سطح زمین درآورده است (شریفی و میری، 1396: 6). این امر به ایجاد بادهای محلی از همة جهات ارتفاعات پیرامون به داخل کویر منجر شده است که این بادها در مرکز کویر با هم تلاقی پیدا می‌کنند.

خشکی و نوسان زیاد دمای هوا و فقر پوشش گیاهی سبب هوازدگی شدید سنگ‌های رسوبی اغلب تخریبی بر ارتفاعات شده است. مواد تخریب‌شده با بارش‌های رگباری به سمت پایین‌دست انتقال پیدا کرده و مخروط‌افکنه‌های متعدد و نسبتاً بزرگی را در حاشیة کویر تشکیل داده است. همچنین حجم زیادی از مواد تخریبی ریزدانه در داخل مسیل‌های منتهی به کویر باقی مانده است. وجود بادهای منطقه‌ای با تغییر جهات فصلی و همچنین بادهای همگرای محلی با شدت‌های متفاوت در بیشتر روزهای سال سبب انتقال مواد رسوبی قاعدة مخروط‌ها و داخل مسیل‌ها به سمت مرکز کویر می‌شود. مواد رسوبی جابه‌جاشده در بخش‌های مرکزی کویر به دلیل وجود اندکی رطوبت گیر افتاده، روی هم انباشته شده و تپه‌های ماسه‌ای را به وجود آورده‌اند. بدین ترتیب در حاشیة ریگ دشت ماسه‌ای، ریپل مارک، بارخانوییدهای کوچک، سیف‌ها و تپه‌های عرضی دیده می‌شود؛ در حالی که در مرکز ریگ، تپه‌های بسیار بزرگ و پیچیده و هرم‌هایی با ارتفاع بیش از 200 متر دیده می‌شود. بر این اساس عوامل توپوگرافی، اقلیمی و فراهم‌بودن حجم زیادی از ماسه سبب شکل‌گیری ریگ زرین شده است.

بررسی تصاویر ماهواره‌ای ریگ در بازة زمانی چهل سال (1977-2017) نشان داد ریگ زرین طی این مدت هم ازنظر سطح (حدود 40 کیلومترمربع) و هم ازنظر ارتفاع (متوسط 4 متر) توسعه پیدا کرده است. دردسترس‌بودن حجم زیاد ماسه و وزش بادهای محلی و منطقه‌ای در بیشتر روزهای سال سبب توسعة افقی و ارتفاعی سالیانة ریگ شده است؛ اما توپوگرافی و تغییرات رطوبتی، دو عامل اصلی کنترل‌کنندة میزان فعالیت و عدم فعالیت تپه‌های ماسه‌ای ریگ هستند. توپوگرافی کویر امکان توسعة نامحدود را از ریگ گرفته و تغییرات رطوبت سالیانه تعیین‌کنندة مقدار فعالیت ریگ طی سال یا سال‌های متوالی است. نتایج نشان داد توسعة افقی و ارتفاعی ریگ متناوب بوده و به شکل قبض و بسط عمل کرده است؛ به گونه‌ای که در بعضی سال‌ها سطح آن افزایش یافته و در بعضی دوره‌ها با کاهش روبه‌رو بوده است. ارتفاع آن نیز در طول دورة بررسی افزایشی بوده است، اما میزان افزایش در بعضی دوره‌ها بیشتر بوده و در بعضی دوره‌ها به صفر نزدیک شده است. این امر در ارتباط با خشکسالی‌های منطقه قرار دارد. ایران مرکزی و استان یزد از سال 2000 به بعد دچار خشکسالی طولانی‌مدت شد (امین و مالکی‌نژاد، 1396: 271؛ زارع خورمیزی و همکاران، 1396: 85) و در این برهة زمانی ریگ بیشترین توسعة سطحی و ارتفاعی را پیدا کرده است. بیشترین توسعة ریگ طی سال‌های 2008 تا 2017 روی داده است که کمترین بارش‌های استان نیز در این دورة زمانی بوده است؛ اما سطح ریگ بین سال‌های 1987 تا 1993 (دورة مرطوب استان) کاهش چشمگیری را تجربه کرده است. بدین ترتیب سطح ریگ زرین متأثر از رطوبت و خشکی سالیانه یا دوره‌ای قبض و بسط می‌یابد؛ اما ازنظر ارتفاعی همواره در حال توسعه است. با این تفاوت که در خشکسالی‌ها، افزایش ارتفاع چشمگیر و در سال‌های مرطوب بسیار ناچیز است یا به کمترین حد خود می‌رسد.

 

منابع

امین، پیمان، ملکی‌نژاد، حسین، (1396). بررسی و مقایسة دوره‌های خشکسالی با استفاده از نمایه‌های مبتنی بر بارش در برخی مناطق مرکزی و غرب کشور، پژوهش‌نامة مدیریت حوضة آبریز، سال 8، شمارة 16، 271-281.

رامشت، محمدحسین، (1380). دریاچه‌های دوران چهارم بستر تبلور و گسترش مدنیت در ایران، فصلنامة تحقیقات جغرافیایی، دورة 16، شمارة 1 (پیاپی 60)، 90-111.

رامشت، محمدحسین، سیف، عبدالله، محمودی، شبنم، (1392). بررسی میزان گسترش تپه‌های ماسه‌ای شرق جاسک در بازة زمانی 1369-1383 با استفاده از RS و GIS، جغرافیا و توسعه، دورة 11، شمارة 31، 121-136.

زارع خورمیزی، هادی، حسینی، سید زین‌العابدین، مختاری، محمدحسین، غفاریان مال‌میری، حمیدرضا، (1396). بررسی ارتباط خشکسالی و تغییرات NDVI در تیپ‌های مختلف پوشش گیاهی (مطالعة موردی: مراتع جنوب استان یزد)، دو فصلنامة علمی‌پژوهشی خشک‌بوم، دورة 7، شمارة 2، 85-101.

عباس‌نژاد، احمد، ذهاب‌نوری، سمیه، (1391). شناسایی اشکال فرسایش بادی دشت رفسنجان، پژوهش‌های ژئومورفولوژی کمی، دورة 1، شمارة 2، 127-144.

شریفی پیچون، محمد، میری، زینب، (1396). ارزیابی نقش بادهای محلی در فرسایش بادی (نمونة مطالعه: ریگ زرین)، چهارمین همایش ملی فرسایش بادی و طوفان‌های گرد و غبار، دانشگاه یزد، https://www.civilica.com/Paper-ISADMC04-ISADMC04_007.html.

صارمی نایینی، محمدعلی، احمدی، حسن، خلیلی، علی، اختصاصی، محمدرضا، (1385). تحلیل مقایسه‌ای بر توزیع مکانی گلباد، گل‌طوفان و گل‌ماسه در مطالعة فرسایش بادی با استفاده از تکنیک GIS (مطالعة موردی: دشت یزد-اردکان)، پایان‌نامة کارشناسی ارشد، استاد راهنما: احمدی، حسن، دانشگاه تهران، دانشکدة منابع طبیعی.

مال‌امیری، نعمت، حسین‌زاده، رضا، خسروشاه‌آبادی، رؤیا، (1396). ارزیابی نظریة عدم تغییرات مکانی ریگزارها با استفاده از سنجش از دور، مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، دورة 7، شمارة 27، 23-35.

محمودی، فرج‌الله، (1373). پراکندگی جغرافیایی ریگزارهای مهم ایران، مجلة تحقیقات جغرافیایی، دورة 9، شمارة 34، 5-35.

محمودی، فرج‌الله، (1381). پراکندگی جغرافیایی ریگزارهای مهم ایران، تک‌جلد،چاپ اول،تهران، انتشارات مؤسسة تحقیقات جنگل‌ها و مراتع، 187 ص.

مقصودی، مهران، یمانی، مجتبی، مشهدی، ناصر، تقی‌زاده، مهدی، ذهاب‌نوری، سمیه، (1390). شناسایی منابع ماسه‌های بادی ارگ نوق با استفاده از تحلیل باد و مورفومتری ذرات ماسه، مجلة جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، سال 22، شمارة 43، 1-16.

موسوی، سید حجت، ولی، عباسعلی، معیری، مسعود، (1388). تأثیر مؤلفه‌های مورفومتری برخان بر میزان جابه‌جایی آن (مطالعة موردی: ریگ چاه جم)، مجلة جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، سال 21، شمارة پیاپی 38، 101-118.

یمانی، مجتبی، (1381). نقش سلول‌های کم‌فشار محلی در استقرار مجموعه‌های ماسه‌ای ایران (بند ریگ کاشان)، مجلة علوم انسانی مدرس، دورة 6، شمارة 4، 133-155.

یمانی، مجتبی، (1394). تأثیر وزش همگرای بادها در مورفولوژی و استقرار ریگ‌های پیرامون دشت کویر، فصلنامة کواترنری ایران، دورة 1، شمارة 2، 99-112.

 

Al-Mutiry, M., Hermas, E.A., Al-Chamdi, K.A., Al-Awaji, H., (2016). Estimation of dune migration rates north Riyadh City, KSA, using SPOT 4 panchromatic images, Journal of African Earth Sciences, Vol 124, Pp 258-269.

Anderson, R.S., Haff, P.K., (1988). Simulation of Aeolian saltaion, Science 241, Pp 820-823.

Bourke, M.C., Ewing, R.C., Finnegan, D., McGowan, H.A., (2009). Sand dune movement in the Victoria Valley, Antarctica, Geomorphology, Vol 109, Issues 3–4, Pp 148-160.

Buckley, R., (1987). The effect of sparse vegetation on the transport of dune sand by wind, Nature 325, Pp 426-428.

Del Valle, H.f., Rostagno, C.m., Coronato, F.R., Bouza, P.J., Blanco, P. D., (2008). Sand dune activity in north-eastern Patagonia, Journal of Arid EnvironmentsVol 72, Issue 4, Pp 411-422.

Dasa, D., Jimin, S., (2002). Expansion and contraction of Chinese deserts during the quaternary, Science in China, Vol 45, Pp 91-101.

Dong, Z., Qian, G., Lv, P., HU, G., (2013). Investigation of the sand sea with the tallest dunes on Earth: China's Badain Jaran Sand Sea‚ Earth-Science Reviews‚ Vol 120‚ Pp 20–39.

Ewing, R.C., McDonald, G.D., Hayes, A.G., (2015). Multi-spatial analysis of aeolian dune-field patterns, Geomorphology, Vol 240, Pp 44-53.

Fryberger, S.G., Al-Sari, A.M., Clisham, T.J., (1983). Aeolian dune, interdune, sand Sheet and siliciclastic sabkha sediments of an offshore prograding sand sea, Dhahran area, Saudi Arabia, American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Vol 67, Pp 280-312.

Gillette, D.A.‚ Niemeyer, T.C.‚ Helm, P.J.‚ (2001). Supply-limited horizontal sand drift at an ephemerally crusted, unvegetated saline playa‚ Ournal of Geophysical Research Atmospheres, Vol 106, Pp 18085-18098.

Hamdan, M.A., Refaat, A.A., Abdel Wahed, M., (2016). Morphologic characteristics and migration rate assessment of barchan dunes in the Southeastern Western Desert of Egypt, Geomorphology, Vol 257, Pp 57-74.

Hesp PA, Hastings‚ K.‚ (1998). Width, height and slope relationships and aerodynamic maintenance of barchans‚ Geomorphology‚ Vol 22‚ Pp 193–204.

Hesse, R., (2009). Using remote sensing to quantify aeolian transport and estimate the age of the terminal dune field Dunas Pampa Blanca in southern Peru, Quaternary Research, Vol 71, Issue 3, Pp 426-436.

Hermas, E., Leprince, S., El-Magd, I.A., (2012), Retrieving sand dune movements using sub-pixel correlation of multi-temporal optical remote sensing imagery, northwest Sinai Peninsula, Egypt, Remote Sensing of Environment, Vol 121, Pp 51-60.

Hoover, R.H., Gaylord, D.R., Cooper, C.M., (2018). Dune mobility in the St. Anthony Dune Field, Idaho, USA: Effects of meteorological variables and lag time, Geomorphology, Vol 309, Pp 29-37.

Hugenholtz, C.H., Levin, N., Barchyn, T.E., Baddock, M.C., (2012). Remote sensing and spatial analysis of aeolian sand dunes: A review and outlook, Earth-Science Reviews.

Iversen, J.D.‚ Rasmussen, K.R.‚ (1994). Effect of slope on saltation threshold‚ Sedimentology, Vol 41‚ Pp 721- 728.

Jackson, N.L.‚ Nordstrom, K.F.‚ (1998). Aeolian transport of sediment on a beach during and after rainfall, Wildwood, NJ, USA. Geomorphology, Vol 22‚ Pp 151-157.

Jamali, A.A.‚ Zerekia, S.‚ Randhir, T.‚ (2018). Risk assessment of sand dune disaster in relation to geomorphic properties and vulnerability in the Saduq-Yazd Erg, Applied Ecology and Environmental Research‚ Vol 16 (1)‚ Pp 579-590, DOI: 10.15666/aeer/1601_579590.

Jiang, H.‚ Dun, H.‚ Tong, D.‚ Huang, N., (2017). Sand transportation and reverse patterns over leeward face of sand dune, Geomorphology, Vol 283, Pp 41-47.

Kuriyama, Y.‚ Mochizuki, N.‚ Nalashima, T.‚ (2005). Influence of vegetation on Aeolian sand transport rate from a backshore to a foreshore at Hasaki, Japan‚ Sedimentology, Vol 52‚ Pp 1123-1132.

Lancaster, N., (1989). The Namib Sand Sea: Dune Forms, Processes and Sediments‚ A.A. Balkema, Rotterdam.

Lancaster, N., (1985). Variations in wind velocity and sand transport on the windward flanks of desert sand dunes‚ Sedimentology 32‚ Pp 581-593.

Leprince, S., Barbot, S., Ayoub, F., Avouac, J.P., (2007). Automatic and precise orthorectification, coregistration, and subpixel correlation of satellite images, application to ground deformation measurements‚ IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing‚ Vol 45, Pp 1529–1558.

Leys‚ J.F., Eldridge‚ D.J.‚ (1991). Influence of cryptogamic crust disturbance to wind erosion on sand and loam rangeland soils‚ Earth Surface Processes Landforms‚ Vol 23‚ Pp 963–974.

Li, Z.S.‚ (1999). Wind tunnel simulation of flow velocity on the windward slope‚ Research of Soil and Water Conservation‚ Vol 6 (4), Pp 75–79.

Livingstone, I., Bristow, C., Bryant, R.G., Bullard, J., White, K., Wiggs, G.F.S., Baas, A.C.W., Bateman, M.D., Thomas, D.S.G., (2010). The Namib Sand Sea Digital Database of aeolian dunes and key forcing variables‚ Aeolian Research‚ Vol 2‚ Pp 93–104.

Liu, Z.X.‚ (1960). Transfer of sand in the surface layer‚ Acta Meteorologica Sinica‚ Vol 31 (1), Pp 75–83.

Liu, X.W.‚ (1995). Experimental wind-sand flow and sand drift control engineering‚ Beijing: Scientific Press.

Lu, H., Xu, Z., Yi, S., Zhou, Y., (2013). Chinese deserts and sand fields in Last Glacial Maximum and Holocene Optimum, Chinese Science Bulltin, Vol 58, Pp 1-9.

Mabutt, J.A., Wooding, R.A., (1983). Analysis of longitudinal dune patterns in the northwestern Simpson desert, Central Australia, Geomorphology, Vol 45, Pp 51-69.

Mader, D., Yardley, M.J., (1985). Migration, modification and merging in Aeolian system and the significance of the depositional mechanism in Permian and Triassic dune sands of Europe and north America, sediment, Geology, Vol 43, Pp 85-218.

Maghsoudi, M.‚ Navidfar, A.‚ Mohammadi, A.‚ (2017). The sand dunes migration patterns in Mesr Erg region using satellite imagery analysis and wind data, Natural Environment Change Vol 3, No 1, Pp 33-43.

Marin, L., Forman, S.L., Valdez, A., Bunch, F., (2005). 20th Century dune migration at the Great Sand Dunes National Park and Preserve, Colorado and relation to drought variability‚ Geomorphology‚ Vol 70, Pp 163–183.

Mason, P.J., King, J.C., (1985). Measurements and prediction of flow and turbulence over an isolated hill of moderate slope, Q. J. R. Meteorology, Vol 111, Pp 617-640.

Nielson, J., Kocurek, G., (1986). Climbing zibars of the Algodones‚ Sedimentary Geology‚ Vol 48, Pp 1–15.

Pye, K., Tsoar, H., (2009). Aeolian sand and sand dunes, springer, 2nd edition, 458 p.

Rognon, P., Williams, M.A.J., (1977). Late quaternary climate changes in Australia and North Africa, A preliminary interpretation paleogeography, paleoclimatology, paleoecology, Aust 9, Pp 296-306.

Rubin, D.M., (1990). Lateral migration of linear dunes in the Strzelecki Desert, Australia, Earth surface processes landform, Vol 15, Pp 1-14.

Sparavigna, A.C., (2013). A study of moving sand dunes by means of satellite images, International Journal of Sciences, Vol 2, Pp 1-11, ttps://www.researchgate.net/ publication/ 255963768.

Scheidt, S., Lancaster, N., Ramsey, M., (2011). Eolian dynamics and sediment mixing in the Gran Desierto, Mexico, determined from thermal infrared spectroscopy and remote-sensing data, GeoScience World Bulletin, Vol 123, Pp 1628-1644.

Shao‚ Y.‚ (2008). Sand Dunes, Dynamics and Modelling, Physics and Modelling of Wind Erosion, Vol 37, Pp 361-390.

Silvestro S.G.‚ Di Achille, G.G.O.‚ (2010). Dune morphology, sand transport pathways and possible source areas in east Thaumasia Region (Mars)‚ Geomorphology 121, Pp 84-97.

Talbot, M. R., Williams, M.A.J., (1979). Cyclic alluvial fan sedimentation on the flanks of fixed dunes, Janjan, Central Niger, Catena6, Pp 433-462.

Talbot, M.R., (1984). Late Pleistocene dune building and rainfall in the Sahel, Paleoecol. Afr‚ Vol 16, Pp 203-214.

Wiggs‚ GFS.‚ (2001). Desert dune processes and dynamics‚ Progress in Physical Geography‚ Vol 25‚ Pp 53–79.

Wilson, I.G., (1971). Desert sandflow basins and a model for the development of ergs, Geographical Journal, Vol 137, Pp 180-199.

White, B.R.‚ Tsoar, H.‚ (1998). Slope effect on saltation over a climbing sand dune, Geomorphology, Vol 22, Issue 2, Pp 159-180.

Whitney, J.W., Faulkender, D.J., Rubin, M., (1983). The environmental history and present condition of Saudi Arabia’s northern sand seas, US Geology Survey, Open file Rep., Pp 84-749.

Yang, D.Z., Fang, X.M.‚ Li, X.S.‚ (1998). Analysis on the variation trend of sandstorm in northern China‚ Quarterly Journal of Applied Meteorology‚ Vol 9 (2), Pp 352–58.

Yang, H., Shi, C., (2018). Spatial and temporal variations of aeolian sediment input to the tributaries (the Ten Kongduis) of the upper Yellow River, Aeolian Research, Vol 30, Pp 1-10.

Yizhaq, h.‚ Ashkenazy, Y.‚ Tsoar, H., (2009). Sand dune dynamics and climate change: A modeling approach, Journal of geophysical research, Vol 114, Pp 1-11.

Zhang, W.‚ Qu, J.‚ Tang, L.‚ Jing, Z.‚ Bian, K.‚ Niu, Q.‚ (2016). Environmental dynamics of a star dune, Geomorphology, Vol 273, No 15, Pp 28-38.

Zeng, L., Yi, S., Lu, H., Chen, Y., Lei, F., Xu, Z., Wang, X., Zhang, W., (2018). Response of dune mobility and pedogenesis to fluctuations in monsoon precipitation and human activity in the Hulunbuir dune field, northeastern China, since the last deglaciation, Global and Planetary Change, Vol 168, No 1-14.

Zobeck, T.M., (1991). Soil properties affecting wind erosion‚ Journal of Soil and water conservation, Vol 46 (2)‚ Pp 112-118.