فصل دهم - دریاچهها
و دریاهای ایران
دریاچههای
ایران
دریاچه ارومیه
دریاچه ارومیه كه در گذشته «چیچست»
و «كبودان» نام داشته بزرگترین و شورترین دریاچه
دائمی ایران و یكی از دریاچههای فوق اشباع از نمك
دنیا است كه از این نظر با دریاچه بزرگ نمك
Great Salt Lake آمریكا شباهت دارد.
درازای آن 140 و پهنای آن میان 15 تا 50 كیلومتر و مساحت
آن بین 5000 تا 6000 كیلومترمربع (بر حسب میزان بارش و تبخیر) است. به باور فورون
(1941)، در پلیو – پلیستوسن، دریاچه ارومیه تا تبریز و مراغه گسترش داشته است. این
دریاچه در یك فرونشست كم ژرفای وسیع با میانگین ژرفای 6 متر قرار گرفته است. ولی
ژرفترین نقطه آن با 13
متر عمق در گوشه شمال باختری جای دارد. سطح آن نسبت به سطح آب دریاهای آزاد، 1300
متر بالاتر قرار دارد. در این دریاچه بیش از 102 جزیره وجود دارد كه شكل و اندازه
آنها با میزان بارش سالانه تناسب دارد.
در
بین این جزایركوچك و بزرگ، شبه جزیره اسلامی (شاهی) بزرگترین
آنها است كه در سالهای پر بارش به صورت
جزیره درمیآید. بر خلاف جزیره
اسلامی كه از سنگهای آتشفشانی پلیوسن
است، دیگر جزایر، نهشتههای فلیش گونه كرتاسه
زیرین و یا سنگ آهكهای ریفی زمان میوسن (سازند قم) هستند. سطح
حوضه آبریز دریاچه حدود 50000 كیلومترمربع است. زرینهرود،
سیمینهرود، زولایچای و آجیچای
از رودهای عمده وارده به دریاچه هستند. از میان رودهای گفته شده، آجیچای از رسوبهای
نمكی نئوژن خاور تبریز عبور میكند و در حمل مقدار
قابل ملاحظهای نمك به دریاچه نقش
دارد.اگرچه در گزارشهای قدیمی (گونتر،
1899 و بوبك، 1934)، دریاچه ارومیه را باقیمانده دریای مدیترانه دانستهاند ولی از نگاه زمینشناسی، این حوضه حاصل عملكرد سامانههای گسلهای
فشاری مانند گسل تبریز و زرینهرود است كه در سیستم
آبگیری آن نقش اساسی داشتهاند. از نگاه زمینساختی صفحهای،
به باور مكنزی (1972 و 1976) دریاچه ارومیه، در قسمتی از پهنه خرد شده بین صفحههای عربستان و ایران و ریزصفحههای ایران و تركیه قرار گرفته و میتوان آن را نوعی دریاچه زمینساختی دانست كه كوههای
بلندی آن را در بر گرفته است.حدود 35 تا 40 متر نهشتههای
نرم دریاچهای بر روی پیسنگ سخت شده كرتاسه زیرین و یا سنگآهكهای
مارنی میوسن (سازند قم) قرار گرفته كه با ویژگیهای
كنونی، سن دریاچه را 30 تا 40 هزار سال تعیین میكند.
ولی بر اساس پادگانههای دریاچهای پیرامون آن، سن دریاچه را 400 تا 500
هزار سال برآورد میكنند.نمونههای گرفته شده از رسوبات نرم بستر،
نشانگر ردیفی از رسوبات هولوسن است كه قسمتهای
زیرین آن بازگوی محیطهای دیرینهPaleoenviroment
از نوع كویری Playa و یا
كفهگلی Mud flat است.
بررسی دانههای گرده موجود در
رسوبات دریاچه نشان میدهد كه در طول عمر دریاچه،
شرایط خشك اقلیمی نیز وجود داشته است. بیشتر نهشتههای دریاچه از نوع شیمیایی است. وجود بعضی
لایههای نازك تخریبی
(كوارتز، كلسیت، پلاژیوكلاز، كائولینیت) نشانگر تغییر موقتی آب و هوا و شوری دریاچه
است.
از رسوبهای شیمیایی دریاچه،
آراگونیت بیشترین مقدار را دارد كه به صورت تیغههای
نازك و منظم و یا نامنظم است. ژیپس به صورت لایههای
مستقل و بلورهای درشت در گل و لای رشد كرده و تشكیل آن در زمانی بوده كه سطح آب به
حداقل رسیده است. كلسیتهای موجود آواری است و همراه آب رودها به دریاچه رسیدهاند و تغییر مقدار آن نسبت به كوارتز،
نمایانگر تغییرات آب و هوایی است. گاهی در رسوبات دریاچهای
گل و لای دولومیتی هم وجود دارد كه ممكن است به شیوه جانشینی تشكیل شده باشند. نمك
طعام و فلدسپارهای پتاسیمدار كانی فرعی هستند. اگرچه در نهشتههای كف ائولیت دیده نشده، ولی در كرانه
باختری دریاچه، ائولیت در حال تشكیل است. در این نهشتهها،
اثری از خاكسترهای آتشفشانی دیده نشده است. در ضمن نمك مجزا هم دیده نشده كه نشان
میدهد دریاچه هیچگاه به طور كامل خشك نشده است.
آب دریاچه ارومیه با
pH از 2/7 تا 6/7 از نوع كلریدسدیم، منیزیم و سولفات سدیم و
در حالت زیرقلیایی است. تغییر شوری آب، رابطه عكس با ژرفای دریاچه دارد و با افزایش
ژرفا، شوری كمتر میشود. میزان شوری آن
در هنگام پرآبی 220 گرم در لیتر و در تابستان تا 280 گرم در لیتر افزایش مییابد. سطح آب در فصول مختلف تا یك متر در
نوسان است و به همین دلیل در مواقع پر آبی بخشهایی
از ساحل آن به زیر آب میرود. به رغم شوری زیاد،
جلبكهای سبز مانند Dundella ، سختپوستان Artemia salina و باكتریها از موجودات زنده دریاچه هستند. این جانداران در دوام دریاچه نقش
مؤثر دارند و از نابودی آن جلوگیری میكنند.مطالعات اكتشافی
انجام شده برای استحصال نمك از دریاچه ارومیه نشان داده است كه مجموع تهنشست جامد دریاچه به بیش از 5 میلیارد تن
میرسد. در این میان،
پتاسیم بر حسب O2K حدود
27 میلیون تن و بر حسب سولفات پتاسیم حدود 60 میلیون تن، منیزیا 244 میلیون تن،
برومید حدود 28 تن و لیتیم حدود 250 تن برآورد شده است (سازمان صنایع و معادن
آذربایجان غربی، 1380) بنابراین، پس از مطالعات فرآوری، استحصال نمكهای دریاچه ارومیه با احداث حوضچههای تبخیر خورشیدی و كارخانه فرآوری
امكانپذیر است.
دریاچه بختگان – طَشك
دریاچههای بختگان و طشك دو
فرونشست میانكوهی هستند كه ارتفاع
آنها از سطح دریای آزاد حدود 1558 متر است. دریاچه بختگان كه در باختر نیریز قرار
داردو به صورت یك فروافتادگی كشیده به طول تقریبی 70 تا 100 كیلومتر است كه روند
شمال باختر – جنوب خاور دارد و سطح زیر پوشش آن حدود 2000 كیلومترمربع است. سواحل
این دریاچه با رسوبات سفیدرنگ تبخیری پوشیده شدهاند
ولی در سواحل نزدیك به سنگهای افیولیتی، رنگ تیرهتر است.
دریاچه
طَشك با وسعت تقریبی 800 كیلومترمربع در شمال باختری دریاچه بختگان و 160 كیلومتری
خاور شیراز قرار دارد. تنها راه ارتباطی این دو دریاچه، از طریق دلتای رودكُر است
كه بخشی از آن به دریاچه بختگان و بخش دیگر به دریاچه طشك میریزد.
تعدادی جزیره و شبه جزیره كوچك و بزرگ از جنس رادیولاریت، سنگهای پلاژیك و آهكهای
سروك در این دو دریاچه وجود دارند كه مهمترین
آنها جزایر نرگس و گنبان (در دریاچه طشك) و جزیره مناك در دریاچه بختگان است كه
مساحت آنها، تابع شرایط بارندگی سالانه است. بلندترین نقطه جزیره گنبان 1734 متر
از سطح دریا است كه از سطح دریاچه حدود 185 متر بلندتر است. دریاچه طشك ژرفایی
كمتر از بختگان دارد و در فصول خشك، ارتباط آن با بختگان قطع میشود.
تأمین كننده اصلی آب این دو دریاچه، «رودكُر» است كه از
كوههای برآفتاب و موسیخانی، در 50 كیلومتری جنوب باختری دهبید سرچشمه میگیرد
و در شمال باختری مرودشت، پس از یكی شدن با رود شادكان (شادكام)، و عبور از دشت
مرودشت به دریاچهها میریزد. از طریق چشمه سارها كه از سنگآهكها
و دولومیتهای پیرامون دریاچه
سرچشمه میگیرند نیز مقدار قابل
توجهی آب وارد دریاچهها میشود.تركیب شیمیایی آب دو دریاچه از نوع
كلریدسدیم، كلریدمنیزیم، سولفات سدیم (4SO 2Na 2MgCl، (NaCl میباشد.
از نظر زمینساختی و خاستگاه باید
گفت كه این دو دریاچه نواحی گود فرونشست نیریز – مرودشت هستند كه در تشكیل آنها،
گروهی از گسلهای راندگی، با روند
شمال باختری – جنوب خاوری نقش دارند و بر اساس دانستههای
موجود، پارهای از آنها، مانند
راندگی بختگان، در دوره كواترنر فعال بودهاند.
ژرفای بسیار كم دریاچهها و نبود پادگانههای دریاچهای
كهن، درك زمان تشكیل دریاچه را ناممكن ساخته، ولی كرینسلی (1970) به زمان پلیستوسن
پسین (همزمان با دوره یخچالی وُرم) باور دارد. چنین زمانی با جنبشهای كوهزایی چرخه پایانی آلپ كه با
فراخاست همراه بوده همخوانی دارد.بررسیهای اكتشافی انجام
شده برای استحصال پتاسیم و منیزیم، رضایتبخش
نبوده است (وزارت صنایع و معادن، 1381).
دریاچههای
تار و هَویر
دریاچههای زمینساختی تار و هویر در 30 كیلومتری خاور
شهرستان دماوند، از جمله دریاچههای آب شیرین كوهستانی
هستند كه در ارتفاع بیش از 2900 متر از سطح دریا قرار دارند و راه ارتباطی آنها،
جاده ماشین روی دماوند – دریاچه تار است. این دو دریاچه در فاصله حدود 500 متری از
یكدیگر قرار دارند. بیشترین درازای دریاچه تار 3/1 كیلومتر و میانگین پهنای آن 400
متر و درازی دریاچه هویر حدود 900 متر و میانگین پهنای آن 150 متر است.
دو
دریاچه بر روی هم نزدیك به 7/0 كیلومترمربع وسعت دارند. سرشاخه آبهایی كه به این دریاچهها میریزند،
چشمهساران كوههای قرهداغ،
سیاهچال و شاهنشین در شمال و آبراهههای فصلی از جنوب است كه قسمتی ازآب آنها
وارد دریاچهها میشود و قسمتی دیگر، آب رودهای تار و هویر را تأمین میكنند.در باره چگونگی تشكیل این دو دریاچه،
زمینشناسان (اشتال، 1897،
آلنباخ، 1972، شهرابی، 1373) دیدگاه واحدی دارند. شواهد زمینشناسی
پیرامون دو دریاچه سبب شده تا آنها بر این باور باشند كه در شكلگیری دو دریاچه، عملكرد توأم راندگی مُشا
– فشم (آبیك، فیروزكوه، شاهرود) و كوه لغز پهلوی جنوبی دریاچه (زرینكوه) نقش اساسی داشتهاند. بدینسان
كه حركات جوان این راندگی در زمان كواترنر، سبب رانش به نسبت بزرگی از زرینكوه (رشته كوههای
جنوب دریاچه) شده و با ایجاد پشتهای به بلندای بیش از
50 متر، سدی طبیعی در برابر روان آبهای سطحی ایجاد و شرایط
لازم برای انباشت آب فراهم آمده است. تیپ شیمیایی آب دریاچه تار، بر اساس مطالعات
(لوفلروین، 1950) از نوع كلسیم، منیزیم، كربنات )3
–MgCO 3 (CaCOاست.
دریاچه پریشان (فامور)
دریاچه پریشان یا فامور، در 15 كیلومتری جنوب خاوری
شهرستان كازرون قرار داد و نام دریاچه از كوه فامور، در شمال خاوری آن گرفته شده
است. آب دریاچه شیرین است و بخش بیشتر آن، از آبراهههایی
است كه از كوه فامور سرچشمه میگیرند و بخشی نیز از
منابع زیرزمینی تأمین میشود. ژرفای كم دریاچه
سبب میشود كه در فصول خشك
بخشی از آن زیر پوشش نهشتههای تبخیری قرار گیرد.
دریاچه پریشان با حدود 43 كیلومترمربع وسعت، در فرونشست كم ژرفایی تشكیل شده كه از
سطح دریا حدود 820 متر بلندتر است و در پیرامون آن رخنمونهای
مرتفع از واحدهای سنگچینهای زاگرس دیده میشود
كه به سن كرتاسه پسین تا كواترنر است. از دیدگاه ساختاری و زمینشناسی، دریاچه فامور در پهنه زاگرس چین
خورده قرار گرفته. شهرابی (1373) بر این باور است كه حركتهای
جوان گسل فعال كازرون و گسلهای وابسته كه در
فاصله كمی از دریاچه قرار دارند، در شكلگیری
فرونشست كازرون و لغزش سازند نامقاوم گچساران نقش داشتهاند.
نامبرده وجود چندین زمینلغز از سازند گچساران
را تأییدی بر نظر خود میداند.
دریاچه جازموریان (جزموریان)
هامون جازموریان، یك فرونشست زمینساختی
جوان در 150 كیلومتری باختر ایرانشهر است كه و بلندی آن از سطح دریای آزاد 350 متر
میباشد. وسعت این هامون
در فصول پرباران، 3300 كیلومترمربع است و به دلیل شرایط اقلیمی ویژه، در بیشتر
مواقع سال، بخش اعظم آن به كفه نمكی وكفههای
رسی تبدیل میشود. رودها و آبراهههای متعدد دائمی و موقت، به این هامون میریزند كه از میان آنها، رود بَمپور و هلیلرود اهمیت بیشتری دارند. در باره شوری
رودهای وارده و درصد نمك آب دریاچه گزارشهای
موجود هماهنگی دارد. در گزارش اوبرلندر (1988)، آب
هامون قابل شُرب دانسته شده ولی فیشر (1968) آب هامون را شور میداند. بنابر دانستههای
موجود، شوری آب جازموریان تا حد فوق اشباع از نمك است. كرینسلی (1970) گستره هامون
جازموریان را شامل سه بخش زیر دانسته است:
* دریاچه فصلی كه گستره
آن در فصول خشك و مرطوب تغییرات زیادی دارد و در بیشتر جاها در اواخر تابستان و
اوایل پاییز ناپدید میشود.
* پهنه مرطوب كه سطحی
در حدود 22 درصد میپوشاند.
* پهنه باتلاقی كه 59 درصد
از منطقه مرطوب را زیر پوشش دارد و مرز بالایی آن به پهنههای
سیلتی-رسی است.
هامون جازموریان در مركز یك فرونشست زمینساختی جوان است كه بین رشته كوههای جبالبارز
(در شمال) و رشته كوههای بشاگرد (در جنوب)
قرار دارد. در گذشته این فرونشست را لبه جنوبی بلوك لوت میدانستند،
ولی در حال حاضر این باور وجود دارد كه جازموریان نوعی فرونشست پیش كمانی است كه
در شكلگیری آن، فرورانش
پوسته اقیانوسی عمان به زیر مكران و همچنین عملكرد گسلهای
همروند با فروافتادگی، به ویژه مجموعه گسلی بشاگرد، نقش داشتهاند. اشتوكلین (1970) پدیده فروافتادگی
را به رخدادهای نئوژن – كوارترنری نسبت داده، ولی كرینسلی (1970) زمان تشكیل آن را
پلیستوسن میداند.
دریاچه حوضسلطان
دریاچه حوضسلطان یا دریاچه شاهی،
فروافتادگی نامتقارنی با 330 كیلومترمربع وسعت، در 35 كیلومتری شمال قم و در شمال
باختری دریاچه نمك است. این دریاچه شامل دو چاله جدا از هم یكی به نام «حوضسلطان» و دیگری به نام «حوضمره» است كه با آبراهه باریكی به هم وصل
میشوند. حوضه باختری
(حوضسلطان) دارای بلندی
806 متر از سطح دریا است كه به طور معمول از روانآبهای سطحی تغذیه میشود.
حوضه خاوری (حوضمره)، افزون بر روانآبها،
از رودهایی مانند رودشور و قرهچای نیز بهره میگیرد.
مطالعات مستوفی (1350) نشان میدهد
كه آب ابتدا وارد حوضمره شده و پس از پر شدن آن، از مسیل دو
حوض گذشته وارد حوضسلطان میشود و هنگامی كه آب در حوضسلطان چند متر بالاتر آمد، به طرف حوضمره بازمیگردد
و سرریز این دو حوض، به دریاچه نمك تخلیه میشود.
مشاهدات صحرایی كرینسلی (1970)، نشان میدهد
كه از مركز دریاچه به خارج دو پهنه جداگانه قابل شناسایی است. یكی مركز دریاچه كه
حدود 24 درصد از مساحت آن را زیر پوشش دارد و با پوسته نمكی پوشیده شده است. دوم،
زون مرطوب كه 76 درصد بقیه را تشكیل میدهد كه به زون گیاهان
ریشه بلند به پهنای 20 متر
میرسد. پوسته نمكی با 5
سانتیمتر ضخامت، شامل نوارهای هممركز سفید و خاكستری
است و در زیر آن سیلتهای رسی و خاكستری
رنگ مرطوب قرار دارد. این زون (پوسته نمكی) به طور فصلی با آب پوشیده میشود، ولی مناطق مركزی آن ممكن است در
تمام سال، آبدار باشد. مطالعات
انجام شده در زون مرطوب نشان داده كه میزان رس موجود در نمونهها، 35 تا 45 درصد است كه 10 تا 90 درصد
كانیها، كائولینیت است. در پشتههای
شن و ماسهای زون گیاهان با ریشه
بلند، چند خط داغ آب وجود دارد كه به سمت سراشیبی تا ارتفاع 826 متر ادامه دارد.
اختلاف
ارتفاع بین پستترین و بلندترین خط
داغ آب 20 متر است. پیشروی وسیع مخروطافكنهها در پهنای زون مرطوب و روی پوسته نمكی
نشانگر آن است كه روانآب سطحی بیش از گذشته
است و تغییر آب و هوایی به سوی دوره مرطوبتر
از گذشته، پیش میرود.مطالعات معتمد و
همكاران (1356) نشان داده است كه رسوبات حوضسلطان
بیشتر از نوع گچ و نمك، مارن و رس است. بررسیهای
لرزهنگاری و حفاری نیز
نشان داده كه نمك تا عمق 46 متر وجود دارد. این نمك، به صورت 5 لایه جدا از هم با
ضخامت كل تا 20 متر است كه با رسهای قهوهای تا خاكستری از یكدیگر جدا میشوند.
دریاچه زریوار (زرهوار)
دریاچه زریوار در 8 كیلومتری باختر مریوان قرار دارد و از
دریاچههای آب شیرین كوهستانی
است كه در ارتفاع 818 متر از سطح دریا قرار دارد و حدود 200 متر پایینتر از شهر مریوان است. بیشترین درازای زریوار
5 كیلومتر و میانگین پهنای آن 7/1 كیلومتر است. این دریاچه با وسعت حدود 5/8 كیلومترمربع،
در یك فرونشست محلی به نسبت باریك در پهنه سنندج – سیرجان تشكیل شده كه دو سوی
خاوری و باختری آن، به گسل طولی شمال باختری – جنوب خاوری محدود است. احتمال میرود كه دو گسل یاد شده در تشكیل و تكوین
این دریاچه نقش داشته باشند. وسعت حوضه آبریز این دریاچه، حدود 500 كیلومترمربع و
بیشینه ژرفای آن حدود 50 متر است. رود چمزریوار
همراه با آبراهههای دیگر و به ویژه
چشمههای دریاچهای تأمین كننده اصلی آب این دریاچه
هستند. مهم آنكه رود مریوان از این دریاچه سرچشمه میگیرد.
سنسنجی نمونههای این دریاچه به روش كربن 14 و مطالعات
گردهشناسی، نشان داده كه
این دریاچه بیش از 20000 سال پیش از میلاد مسیح (پلیستوسن) و در شرایط آب و هوای
سرد تشكیل شده است (بوتما، 1977).
باتلاق گاوخونی (گاوخانی)
باتلاق گاوخانی (چاه بزرگ) كه به گاوخونی مشهور است در
حدود 60 كیلومتری جنوب اصفهان قرار گرفته است. وسعت آن نزدیك به 280 كیلومترمربع
است كه در ارتفاع 1470 متری از سطح دریاهای آزاد قرار دارد. پیرامون این باتلاق را
تا فواصل زیاد، دشتهای آبرفتی و یا تپه
ماهورهای كم ارتفاع تشكیل دادهاند كه بیشینه ارتفاع
آنها از 220 متر تجاوز نمیكند. زایندهرود كه از كوههای
زردكوه سرچشمه میگیرد، تغذیه كننده
اصلی این باتلاق است. تعدادی رود و آبراهه
فصلی نیز در آبرسانی به این باتلاق
شركت دارند كه در بیشتر ایام سال خشك هستند. به همین دلیل، گستره این باتلاق در
فصلهای مختلف سال متغیر
است.از نظر ریختشناسی، باتلاق و حاشیه
آن، دارای ریختهای متفاوت زیر است.
* بخش آبدار كه بیشترین سطح این باتلاق را زیر
پوشش دارد.
* بخش كرانهای كه نیمهخشك
یا خشك بوده و زیر پوشش كفههای رسی و رسوبات تبخیری
هستند.
* گستره زیر پوشش
تلماسهها در شمال باختری
باتلاق.باتلاق گاوخونی بخشی از یك فرونشست ناپیوسته زمینساختی
است كه از دریاچه وان در تركیه آغاز و پس از عبور از دریاچه ارومیه، دریاچه توزگل
اراك به مرداب گاوخونی میرسد و به سمت جنوب
باختری تا كفه سیرجان و فروافتادگی جازموریان و حتی فروافتادگی ماشكل در پاكستان
ادامه مییابد. این گودالها، در واقع نوعی فروافتادگی بیش كمانی
هستند كه در شكلگیری آنها گسلهای پرشیب نقش اساسی دارند.
دریاچه گَهَر
در دامنه جنوبی اشترانكوه،
دو دریاچه آب شیرین به نام گَهَر بالا و گَهَر پایین وجود دارد كه از یكدیگر حدود
100 متر فاصله دارند. دریاچه پایینی بزرگتر
از بالایی است و فاصله خطی دو دریاچه، حدود 1600 متر است . سطح دریاچه گَهَر در
ارتفاع 2300 متری است و از شهرهای دورود، ازنا به ترتیب 850 و 430 متر بالاتر است.
درازای گَهَر حدود 2100 متر و میانگین پهنای آن 355 متر و مساحت آن حدود 75/0 كیلومترمربع
است (نبوی، 1364). اصلیترین گستره حوضه آبریز
دریاچه، پهلوی جنوبی اشترانكوه یعنی «برآفتاب»
با حدود 45 كیلومترمربع وسعت است. آب دریاچه محدود به آبهای
سطحی نیست و به نظر میرسد كه بخشی از آب دریاچه،
از چشمههای كف تأمین میشود. دریاچه گَهَر در درهای به همین نام در پشت اشترانكوه شكل گرفته است در محل دریاچه توده
بزرگی از خاك و سنگ وجود دارد كه چون سدی طبیعی در جلوی آبراهههای بالادره را گرفته و در نتیجه دریاچه
به وجود آمده است. بنابراین، بنیاد دریاچه را همین توده فروریخته و جنبش گسلهای گَهَر و دورود تشكیل میدهد. زمان تشكیل این دریاچه دانسته نیست
و نیاز به مطالعه دارد.
دریاچه مهارلو
دریاچه مهارلو در حدود 18 كیلومتری جنوب خاوری شیراز قرار
دارد. ارتفاع این دریاچه، 1460 متر از سطح دریا و بیشینه ژرفای آن 3 مترگودی است.
به همین دلیل میزان تبخیر بالاست و بخشی از بستر آن را لایهای
از نمك میپوشاند و فقط در بخشهای شمالی و مركزی آن، آن هم با ژرفای خیلی
كم (حداكثر 50 سانتیمتر) و شوری زیاد،آب وجود دارد. تأمین كننده اصلی آب این دریاچه
رودها و آبراهههایی هستند كه از
شمال باختری و جنوب خاوری در آن تخلیه میشوند.
مساحت آن در فصول مختلف متفاوت و تابع بارشهای
جوی است. جدا از تبخیر زیاد، نهشتههای گچی سازند ساچون
و دو گنبد نمكی واقع در خاور این دریاچه، در شوری بیاندازه
آن تأثیر به سزایی دارند. دریاچه مهارلو در یك فرونشست ناودیس مانند با روند شمال
باختری – جنوب خاوری، شكل گرفته كه گسل جوان و لرزهای
سروستان از آن میگذرد. به نظر میرسد كه حركات این گسل به ویژه از زمان پلیستوسن
پسین به بعد، موجب تشكیل این فرونشست ناودیس گونه شده باشد.
به
باور كرینسلی (1970) به دلیل نبود سواحل كهن یا پادگانههای
بلند، امكان وجود دریاچهای در زمان پیش از پلیستوسن
كم است و اگر دریاچهای هم وجود داشته، در
نقاطی بوده كه امروزه در حاشیه دریاچه فعلی قرار میگیرد.آب
این دریاچه از نوع كلریدسدیم – منیزیم، سولفات سدیم(4SO
2Na ، 2
MgCl، NaCl ) است
و از نمك این دریاچه برای صنایع پتروشیمی استفاده میشود.
در ضمن بالابودن پتاسیم و به ویژه منیزیم در شورابههای
دریاچه مهارلو، امكان استحصال اقتصادی نمكهای
منیزیم به عنوان فرآورده اصلی و پتاسیم به عنوان محصول فرعی را امكانپذیر نشان میدهد
(وزارت صنایع و معادن، 1381).
دریاچه نمك
از این دریاچه به نامهای
دیگری همچون دریاچه نمك كاشان، دریاچه نمك قم، دریاچه قم، دریاچه آران و دریاچه مسیله،
یاد میشود و نام دریاچه نمك
بیشتر به كار میرود. انتخاب این نام
به دلیل شوری بسیار زیاد دریاچه است به طوری كه در فصل تابستان قطعات نمك بر روی
آن شناور میشود.
این دریاچه، با درازای 80 و پهنای 30 كیلومتر، یك فرونشست
زمینساختی است كه در
ارتفاع حدود 795 متر از سطح دریای آزاد تشكیل شده و فاصله آن تا قم حدود 62 كیلومتر
است. وسعت و شكل این دریاچه، متناسب با آبهای
تغذیه كننده و میزان بارندگی، تغییرات زیاد دارد و وسعت آن همراه با كفههای گلی پیرامون، حدود 1900 تا 2000 كیلومترمربع
است. ولی با توجه به شكل و ریختشناسی پیرامون، به
نظر میرسد در زمان پلیوسن،
دریاچه نمك وسعت بیشتری داشته و به احتمال گودیهای
پیرامون اشتهارد، ساوه، ایوانكی قم و كاشان را احاطه میكرد.
بیش از 250 متر از رسوبات سخت نشده زمان كواترنر در این دریاچه نهشته شده است كه
نشانگر زمان كواترنر پیشین تا زمان حال هستند (حفاریهای
شركت ملی نفت ایران، 1960).دریاچه نمك در یك فرونشست كم ژرفای زمینساختی تشكیل شده كه پیرامون آن تعدادی
گسلهای اصلی و فرعی وجود
دارد كه بعضی از آنها مانند گسلهای مرنجاب، راوند
(بخشی از گسل كوشك نصرت – زفره)، سیاهكوه و دوازده امام،
از گسلههای جوان و فعال
كواترنر به شمار میروند. این مجموعه گسلها كه دو روند متفاوت دارند دریاچه را دربر گرفته تا در تشكیل
دریاچه نقش داشته باشند.
دریاچه هامون
دریاچه هامون با حدود 1800 كیلومترمربع وسعت، بزرگترین حوضه دریاچهای
خاور ایران است كه از سه حوضچه اصلی یوزك، صابری و هیرمند تشكیل شده كه در فصول كم
باران و در زمان بادهای 120 روزه از هم جدا و در زمانهای
پرباران، دریاچه واحدی را تشكیل میدهند. هیرمند در ایران،
و بخشی از صابری در افغانستان است. رودها و آبراهههای
زیادی به این دریاچه و باتلاقهای اطراف آن تخلیه میشود كه از میان آنها، رود هیرمند بیشترین
آبدهی را دارد. از نگاه ریختشناسی، دریاچهها از سه بخش تشكیل شدهاند:
* دریاچههای دائمی، كه بیشترین سطح را با ژرفای بیشینه
حدود 11 متر دارد.
* دریاچههای فصلی، كه بصورت نوار به نسبت باریكی
پیرامون دریاچههای دائمی قرار دارند.
* كفههای گلی و باتلاقها،
كه بیشتر در حاشیه خاوری و جنوب خاوری دریاچهها
توسعه دارند.
از دیدگاه زمینشناسی، دریاچه یا
مجموعه دریاهای هامون بخشی از بلوك ساختاری هیلمند (هلمند) افغانستان دانسته شده
كه در خاور گسل شمالی – جنوبی هریرود قرار دارد. اما دادههای
منطقهای نشان میدهد كه دشت زابل بخشی از فرونشست داریرود افغانستان است كه نقاط پست آن مانند
دریاچههای هامون، پایانه و
محل انباشت بخشی از روانآبهای هندوكُش و آبراهههای سرچشمه گرفته از خاك ایران است.
دیگر دریاچههای
ایران
تعدادی دریاچه به نسبت كوچك، در نقاط مختلف ایران وجود
دارد كه چندان شناخته شده نیستند و اطلاعات چندانی از آنها در دسترس نیست. دریاچههای زیر از آن جملهاند:
دریاچه آب بوندار: این
دریاچه در حدود 60 كیلومتری باختر تا شمال باختری شهرستان دهدز قرار دارد و از
جمله دریاچههای آب شیرین كوهستانی
ایران است كه در یك فروافتادگی زمینساختی قرار گرفته و
از سطح دریا حدود 850 متر بلندی دارد. بیشینه درازای آن 2 كیلومتر و پهنای میانگین،
6/1 كیلومتر است. آب این دریاچه، به طور عمده از چشمههای
كارستی زیر دریاچه و به مقدار كم از نهرهای كوچكی كه در فصول پر باران آب دارند،
تأمین میشود.
دریاچه مور زرد زیلایی: این
دریاچه در حدود 180 كیلومتری شمال باختری یاسوج و در ارتفاع 2180 متری از سطح دریا
قرار دارد. برممورزرد زیلایی و برمدلیبو
نامهای دیگر این دریاچه
است. به نظر میرسد كه این دریاچه از
انواع كارستی باشد و آب آن از چشمههای كارستی و روان آبهای سطحی تأمین
شود.
دریاچه سیرانگل:
این دریاچه در جنوب دریاچه ارومیه و در كناره باختری جاده ارومیه – مهاباد قرار
دارد. فاصله آن از ارومیه 85 كیلومتر است و در 20 كیلومتری شمال خاوری نقده قرار
دارد. آب این دریاچه از رودهای فرعی و اغلب فصلی، تأمین میشود
و به مقدار كمتر، چشمههای زیردریاچهای نیز در این امر مشاركت دارند.بر خلاف
دریاچه ارومیه كه فوق اشباع از نمك است، این دریاچه از انواع شور میباشد.
دریاچه قوریگل:
این دریاچه در 18 كیلومتری شمال باختری بستانآباد
تبریز قرار دارد و ارتفاع آن از سطح دریا 1890 متر است. آب این دریاچه بیشتر از
رودها و آبراهههای فصلی و سیلابی و
به مقدار كمتر از طریق چشمههای زیردریاچه تأمین
میشود و شیرین است.
دریاچه بَزَنگان: این
دریاچه در بلندیهای كپهداغ و در 130 كیلومتری جاده مشهد – سرخس
قرار دارد. مساحت این دریاچه آب شیرین، حدود 80 هكتار و بیشینه عمق آن 12 متر است.
دریاچه شطتمی:
این دریاچه یك دریاچه كوهستانی در كوههای زاگرس است كه در
نزدیكی كوه منار قرار دارد. راه ماشینرو ندارد و میتوان از الیگودرز یا فریدونشهر، ابتدا به
روستای دستگرد و بعد به دریاچه رسید. این دریاچه، به احتمال از منشأ چشمههای كارستی است و به دلیل قرارگیری در
زون راندگیها، ممكن است منشأ زمینساختی داشته باشد.
دریاچه شورابیل اردبیل: این
دریاچه با مساحت تقریبی 64 كیلومترمربع در جنوب اردبیل قرار دارد و از دریاچههای شور است. بسترآن پوشیده از گل و لای
و لجن سیاهرنگ است و نمك به
ضخامت 5 تا 8 سانتیمتر روی آن را میپوشاند.
دریاچه یا بركه نئور اردبیل: این
دریاچه در 48 كیلومتری جنوب خاوری اردبیل به طرف خلخال و در فاصله 18 كیلومتری
خاور جاده، در منطقه كوهستانی قرار دارد. مساحت كل دریاچه در حدود 1/2 كیلومترمربع
و ژرفای متوسط آن حدود 3 متر است. در هنگام تابستان، به علت كم آبی، به دو دریاچه
كوچك و بزرگ تقسیم میشود. آب آن شیرین است.
دریاهای ایران
دریای خزر
دریای خزر كه در گذشته به نامهایی
چون خاواینسكی، دریای هیركانیان، دریای جرجان (گرگان)، بحر مازندران، بحر جرجان،
بحر آبسكون و بحر قانیا، نامیده میشد بزرگترین دریاچه روی زمین است. این دریای
بسته كه در شمال كوهزاد آلپ – هیمالیا قرار گرفته، باقیماندهای
از دریای پاراتتیسParatethys است
كه بر پایه پژوهشهای استراخوف و
همكاران (1954)، حدود 11000 سال پیش، پس از جدایش از دریاهای سیاه و مدیترانه،
مستقل شده است. پارهای از ویژگیهای خزر عبارتند از:
وسعت: دریای خزر، با وسعتی حدود 436000 كیلومترمربع، 1200
كیلومتر درازا و 220 تا 550 كیلومتر پهنا دارد و حجم آب آن افزون بر 77000 كیلومترمكعب
است. گودی این دریا در بخش شمالی، 10 تا 12 متر و در بخش میانی تا 770 متر است و
گودترین نقطه آن در بخش جنوبـی، تا 1000 متر نیز میرسد.
سطح آب دریاچه در حدود 26 تا 28 متر (بر حسب سالهای
متفاوت) از سطح آب دریاهای آزاد پایینتر است. این دریا از
طریق ولگا و همچنیــن كانال ولگا – دن كه مجهز به حوضچههای
تنظیم سطح آب و برقراری هم ترازی آب است، به طور غیرمستقیم با دریای بالتیك و دریای
سیاه ارتباط دارد.
ریختشناسی: بخش شمالی خزر
شیب بسیار ملایم دارد. دو بخش میانی و جنوبی، با یك برجستگی زیرآبی به نام برجستگی
سرت Syrtدر
حد فاصل دماغه باكو و خلیج قره بغاز، با امتداد شمال باختر – جنوب خاور از یكدیگر
جدا میشوند. این برجستگی،
ادامه بلندیهای قفقاز است و ژرفای
آب روی آن از 200 متر تجاوز نمیكند. این برجستگی،
مانع جریان آب در سطح دریاچه نیست.حجم آب: بیش از دو سوم حجم آب دریای خزر در بخش
جنوبی است. نزدیك به یك سوم از آب در بخش مركزی و فقط حدود 1/0 درصد به بخش شمالی
تعلق دارد.
نهشتههای بستر: به دلیل
ناهمگنی ریخت بستر، گسترش رسوبهای وارده، ناهماهنگ
است. سالانه رودهای وارده به ویژه ولگا حدود 90 میلیون تن رسوب را وارد دریاچه میكنند كه در آنها، سیلت از همه بیشتر است
و همراه با دیگر انواع (ماسه، رس كربناتی دانهریز)
ستبرای قابل توجهی را تشكیل میدهند. ستبرای نهشتههای نرم بستر دریای خزر را از 40 متر در
نقاط شمالی و مركزی تا حدود 1200 متر در بخش جنوبی برآورد كردهاند.
دادههای موجود نشان میدهد كه در این دریا، مرز نهشتههای كم عمق و عمیق به طور كامل از یكدیگر
جدا نیست. برای مثال، رسوبات دانهدرشت به همراه صدف
نرمتنان، برخلاف دیگر
نقاط، تا ژرفای 300 متر انتشار دارد. و یا كربنات كلسیم موجود در رسوبات، در نقاط
مختلف تغییر میكند و مقدار آن هیچگونه ارتباطی به عمق آب ندارد
گلفشانها و گریفونهای
خزر: در بخش جنوبی دریای خزر به ویژه در جمهوری آذربایجان و تركمنستان محدوده آبی
شمال باختری بندرانزلی و در شمال بندرتركمن (منطقه داشلیبرون
و قزلتپه)، به ویژه از دیدگاههای نشانههای
مثبت وجود نفت و گاز درخور توجهاند. این گلفشانها
حدود 70 درصد گلفشانهای دنیا را تشكیل میدهند و ابزاری خوب در پیجوییهای
نفتی به شمار میآیند. در هر حال، باید
گفت كه به دلیل فورانهای ناخواسته هنگام
حفاری، میتوانند مخاطرهآمیز باشند.
جریانهای دریایی: در دریای
خزر، یك جریان دریایی اصلی چرخشی وجود دارد كه حركتی پاد ساعتگرد دارد. این جریان
اصلی به دو جریان فرعی در بخش شمالی، یك جریان فرعی در بخش مركزی و دو جریان فرعی
دیگر در بخش جنوبی تقسیم میشود. این جریانها، باعث جا به جایی آب و نهشتههای سطحی میشوند.
دمای آب: دما در تابستان به تقریب در همه جا برابر است، ولی
در زمستان، بخش شمالی دریای خزر (دستكم چهارماه) دمای زیر
صفر دارد و یخبندان است، در صورتی كه در جنوب آن، هیچگاه
یخبندان نمیشود و متوسط دما 9/5
+ درجه سانتیگراد است.
تغییرات سطح آب: شواهد تاریخی نشان داده كه سطح آب دریای
خزر همیشه در نوسان بوده است. اعداد گزارش شده متفاوت است در مجموع به نظر میرسد كه بین بالاترین و پایینترین سطح آب، 9 متر اختلاف وجود داشته
است. به دلیل وسعت زیاد، تغییرات سطح آب دریا، بر تغییرات آب و هوایی و حتی
پستانداران پیرامون اثرگذار است.بالا آمدن سطح دریا یكی از معضلات نواحی پیرامون
دریاچه است. در این مورد، عواملی مانند عملكردهای زمینساختی،
بالا آمدن سست كره و یا دیاپیرها نمیتوانند اثرگذار
باشند، چرا كه این گونه پدیدهها در مقیاس میلیون
سال عمل میكنند. لذا، در بالا
آمدن سطح آب باید عوامل كوتاهمدت طبیعی (مانند
چرخههای آب و هوایی، افزایش
دمای زمین) و عوامل مصنوعی (جلوگیری از تبخیر در قرهبُغاز،
ورود پساب شهرها، تغییر مسیر رودهای بزرگ به داخل دریاچه) اثر عمدهتری داشته باشند.
منابع تأمینكننده آب خزر: مجموع
آبی كه سالانه به خزر وارد میشود، حدود 450 كیلومترمكعب
است كه این حجم آب میتواند سطح دریا را
حدود 125 تا 135 سانتیمتر بالا ببرد. ولی در حالت عادی، این افزایش حجم با عمل تبخیر
جبران میشود. بیش از 95 تا 97
درصد آب دریای خزر از رودهای ولگا، اُمبا، اورال، كوما، ترك، كورا و حدود 2 تا 3
درصد آن از سفیدرود و اترك تأمین میشود. مجموع آبی كه
رودها به خزر میریزند، سالانه حدود
350 كیلومترمكعب است كه بیش از 76 درصد، آن سهم رود ولگا است.
پیسنگ: دریای خزر
ناهمگن و قابل تقسیم به سه بخش شمالی، مركزی و جنوبی است كه با گسلهای اصلی موجود در پیسنگ از یكدیگر جدا شدهاند. پیسنگ
بخش شمالی از نوع پوسته نیمهاقیانوسی – سكوی قارهای پركامبرین روسیه است كه چینهایی با روند شمالی – جنوبی دارد. بخش
مركزی دارای پیسنگ هرسینین، با ویژگیهای
قارهای و روند شمال باختری
– جنوب خاوری است. بخش جنوبی دارای پیسنگ بازالتی با ستبرای
15 تا 20 كیلومتر است كه با پوسته گرانیتی محصور داشته است (بربریان، 1981).دادههای لرزهای
نشان داده كه پوسته بازالتی خزر جنوبی از دو لایه اصلی تشكیل شده است. در بخش زیرین،
سرعت عبور امواج P حدود
6/6 كیلومتر در ثانیه است و ویژگیهای مشابه با پوسته
اقیانوسی دارد. در بخش فوقانی سرعت امواج P
حدود 5/3 تا 4 كیلومتر در ثانیه است و مشخصاتی شبیه لایه گرانیتی دارد (كوربانف، 1982).
تركیب شیمیایی: آب خزر از نوع منیزیم، كلسیم و سولفات است
و میزان نمكهای محلول آن بین 12
تا 13 گرم در لیتر است كه به تقریب یك سوم شوری آب دریاهای آزاد و اقیانوسهاست. شیرینترین
بخش آب دریای خزر مربوط به نواحی نزدیك به مصب رودخانه ولگا و شورترین بخش آن
مربوط به خلیج قرهبغاز بوده است كه در
آن تبخیر بر ورودی آب بر خلیج فزونی دارد.
توان هیدروكربنی خزر: نخستین گزارش مستند در باره توان هیدروكربنی
خزر، به سده سیزدهم میلادی باز میگردد. نفت، به طور
رسمی در سال 1869 از بخش خشكی و در سال 1945 از بخش آبی باكو استخراج شد و تاكنون
تعداد 21000 حلقه چاه در مناطق اكتشافی (خشكی و دریا) حفر شده است (موسوی، 1380).
جدا از میدانهای نفتی خزر شمالی و
خزر میانی، خزر جنوبی یكی از منابع اصلی اكتشاف و تولید نفت و گاز دریای خزر است.
در خزر جنوبی، سنگ مخزن اصلی بهرهده Productive Series به سن پلیوسن زیرین –
میانی است. سنگ مخزن فرعی آن نهشتههای ماسهای سازند آپشرون به سن كواترنر پیشین میباشد.
دریای خلیج فارس
خلیج فارس یك دریای حاشیهایMarginal
Sea است كه به طور كامل روی فلات قاره قرار دارد و
سراشیبیSlope آن
در خلیج عمان است. این خلیج 200 تا 300 كیلومتر پهنا و سطحی در حدود 226000 كیلومترمربع
را زیر پوشش دارد. ژرفای میانگین آن حدود 35 متر و ژرفترین
نقطه آن در كرانه ایرانی تنگه هرمز است كه ژرفایی تا 165 متر دارد، ولی، میانگین
آن در كنارههای محور، 74 تا 92
متر است.
از
نظر ریختشناسی، خلیج فارس نامتقارن
و شیب ساحل عربی (جنوبی) آن آرامتر از ساحل ایرانی
(شمالی) است. به سخن دیگر، محور طولی خلیج فارس آن را به دو قسمت تقسیم میكند. یكی تك شیب
Homocline پایدار جنوبی كه پیشبوم
سپر عربستان است و شیب بسیار آرام (35 سانتیمتر هر كیلومتر) دارد و دیگری بخش ناپایدار
شمالی است كه قسمتی از رشتهكوههای چینخورده
زاگرس و تغییرات شیب آن 175 سانتیمتر در هر كیلومتر است. كرانه جنوبی خلیج فارس،
به ویژه در خاور شبه جزیره قطر، منطقه وسیع و كم ژرفایی (10 تا 20 متر) است كه به
طور عمده با ریختشناسی پست، محیط تبخیری
و منطقه كشندی (سبخایی) مشخص است. كرانه ایرانی این دریا، از سازندهای سخت و بلند
با ریختار خطی ساخته شده و با واسطه یك دشت ساحلی باریك، با دریا در ارتباط است.
منطقه كمشیب كرانه جنوبی و دریای
كم ژرفای آن با تاقدیسهایی با بامهای كم شیب با روند شمالی – جنوبی تا
شمال خاوری – جنوب باختری (روند پیسنگ عربستان)، اغلب میدانهای نفتی بزرگی را میسازند. تاقدیسهای
قطر، رودخان و بحرین اغلب چهرههای توپوگرافی كم شیبی
را تشكیل دادهاند كه با سیستمهای گسلی كنترل میشوند.
از
سوی دیگر، كرانه ایرانی این خلیج، كرانهای
كوهستانی با روند شمال باختری است كه پشتههای
تاقدیسی با بلندی بیش از 1500 متر هستند. به همین دلیل، ساختارهای كرانه شمالی خلیج
فارس، از دیدگاه هندسی، با آنچه كه در كرانه جنوبی است، تفاوت دارد. برخورد
ساختارهای كرانه عربی و رشتهكوه زاگرس، توپوگرافی
زیردریایی خلیج فارس را تشكیل میدهد. گرچه شیب بستر
بسیار آرام است، ولی حدود 20 جزیره و تعدادی پشتههای
كوتاه و بلند زیردریایی در آن وجود دارد كه بیهنجاریهای توپوگرافی را تشكیل میدهند. جزایر ایرانی خلیج فارس به صورت
پشتههای كشیده و موازی
ساحل و یا كم و بیش دایرهای شكل هستند.
از
گروه نخست، جزایر قشم و كیش را میتوان نام برد كه در
واقع دنباله زاگرس بوده و بر اثر بالا آمدن سطح آب به صورت جزیره درآمدهاند. ولی، جزایر گرد مانند هرمز، ابوموسی
و 000 گنبدهای نمكی سری هرمز هستند. سطح جزایر خلیج فارس، از رسوبات تخریبی و مارن
تشكیل شده كه كم و بیش صدفدارند. خاك آنها شور و یا گچدار است و به همین دلیل رشد گیاهان محدود
به انواع خاص است.
از نظر آب و هوایی، خلیج فارس شرایط خشك نیمه استوایی
دارد، به طوری كه در تابستان دما تا 50 درجه سانتیگراد
میرسد و میزان تبخیر بیش
از آبهای وارده است. جریانهای هوایی موسوم به «باد شمال» كه از
شمال باختری میوزد، در قسمتهای جنوبی تغییر جهت داده و به طرف شمال
تمایل پیدا میكند. افزون بر اثركلی
بر ایجاد امواج و جریانهای سطحی، این بادها
به مقدار زیاد رسوبات آواری – قارهای را به محیطهای دریایی حمل میكند.
به دلیل محصور بودن، اثر اقیانوس بر خلیج فارس بسیار ناچیز
است و به همینرو، سرعت جریانهای زیرین و افقی آن بسیار اندك و حدود
10 سانتیمتر در ثانیه است. شوری بیشتر خلیجفارس
نسبت به اقیانوس، موجب پیدایش جریان آبی از اقیانوس هند به خلیج فارس میشود. این جریان به موازات سواحل ایران و
در جهت پادساعتگرد است. جریان موردنظر با كاهش دما و مقدار شوری همراه است، به
گونهای كه در تنگه هرمز
مقدار نمك 6/36 گرم در لیتر ولی در انتهای شمال باختری، در دهانه كارون، حدود 40
در هزار است. میزان بارندگی در سواحل جنوبی كمتر از 5 و در حاشیه شمالی 20 تا 50
سانتیمتر در سال است. آبهای شیرین ورودی به
خلیج فارس به طور عمده محدود به روان آبهای
كوههای زاگرس، تركیه و
عراق است كه از میان آنها، رودهای كارون، دجله و فرات پرآبترند.
در كرانه جنوبی آبهای ورودی بسیار كم
است . این امر میتواند عامل مهمی در چیرگی
نهشتههای كربناتی بر نهشتههای آواری باشد.
آب خلیج فارس به دلیل تبخیر شدید، نمك فراوان دارد، به
گونهای كه در حوالی بحرین
و قطر كه ورود آب شیرین به تقریب هیچ است، در اثر تبخیر شدید مقدار نمكهای آب 45 گرم در لیتر میرسد و حتی، در برخی نقاط، به ویژه مردابهای كرانه عربی مانند خلیج سالوا Salwa ، نمكهای
محلول 70 گرم در لیتر است.دمای آب در خلیج فارس از ورودی تنگه هرمز به طرف انتهای
آن افزایش مییابد. روند افزایش
دما و شوری آب همخوانی دارند. جدا ازجریانهای
سطحی یكی از عوامل اثرگذار در ترابری و ساختارهای رسوبی خلیج فارس، جریانهای كشندی است. این جریانها به طور معمول روندی موازی با محور خلیج
فارس دارند و سرعت آنها تا حدود 50 سانتیمتر در ثانیه و ارتفاع آنها بین صفر تا 4
متر بالای سطح آب است . در آبراهههای كرانهای ابوظبی، سرعت جریانهای كشندی ممكن است از 60 سانتیمتر در
ثانیه نیز فراتر رود. چنین حركتی برای رشد و توسعه ائولیتهای
زیبای این منطقه شرایط لازم را فراهم میكند.
گفتنی است كه در خلیج فارس، در زمینهای
مسطح فراكشندی، دولومیت همراه با گچ تشكیل میشود
و رسوبات دولومیتی در اعماق بیشتر از 2 متر كمیاب میگردد.
در اثر وجود امواج ساحلی، در خلیج فارس ائولیتهای
آهكی تشكیل میشوند كه در نواحی كم
عمق اطراف قطر و تنگه هرمز، بیشترین مقدار را دارد.
به طور كلی رسوبات عهد حاضر خلیج فارس، از ساحل به اعماق
(عمق بیشینه 90 متر) دانهریزتر میشوند، به گونهای
كه مارنها در بخش مركزی خلیج
فارس تشكیل و نهشته میشوند. آهكهای مارنی، عمیقترین
رخساره عهد حاضر خلیج فارس است.
از نگاه زمینشناسی، خلیج فارس
فرونشست زمینساختی كم ژرفایی است
كه در زمان ترشیری پسین در حاشیه جنوبی كوههای
زاگرس تشكیل شده است.شدیدترین چینخوردگیهای زمان پلیو – پلیستوسن، كرانههای شمالی خلیج فارس (زاگرس) را چین داده
است. میزان چینخوردگیها كه در خشكیهای
ایران شدید است (شیب 50 درجه و بیشتر)، با شیبهای
كمتر به طرف دریا ادامه دارد به گونهای كه در دریا به 10
تا 20 درجه میرسد. محور اصلی خلیج
فارس نیز یكی از پیامدهای زمینساختی رخداد چینخوردگی زاگرس است كه در زمان پلیو پلیستوسن
شكل گرفته است. در پایان دوره پلیوسن، سطح دریا به احتمال حدود 150 متر بالاتر از
سطح كنونی بوده است (فربریج، 1961). این سطح در حدود 100000 سال پیش از میلاد مسیح
و به تدریج به سطح كنونی رسیده كه آثار آن به صورت پادگانههای
دریایی و سبخا، در كرانههای عربی خلیج فارس
بر جای مانده است.سكوهای زیردریایی نیمه عمیق در افقهای
مختلف و همچنین درههای به زیر آب رفته
نشان میدهد كه در زمان یخبندان
پلیستوسن، سطح دریا در خلیج فارس، حدود 120 متر از زمان حال پایینتر بوده است. این سكوهای زیردریایی، این
باور را به وجود آوردهاند كه در زمان یخبندان،
حدود 17 تا 70 هزار سال پیش از میلاد مسیح، دیرینه جغرافیای قارهای بر تمام خلیج فارس حاكم بوده و دریا
به سوی تنگه هرمز پسروی داشته است.
در پسروی بیشینه، حوضه خلیج فارس دره بسیار بزرگی بود كه
رودهای دجله و فرات را به طور مستقیم وارد دریای عمان میكرد.پیشروی
بخشی از دریا كه در زمان یخچالی وُرم صورت گرفته، مربوط به 30 تا 45 هزار سال پیش
از مسیح بود كه در آن، سطح دریا به 40- (فربریج، 1961) و یا 25- (كورای، 1961) میرسید.نمونهای
از آهك دریایی كه از امالاقرس، از عمق 23
متری زیر سطح دریای كنونی، به روش كربن 14 تعیین سن شده، سن 26700 سال پیش از میلاد
مسیح را نشان داده است.
