مطالبى مختصر در مورد رسوبات کواترنر اطراف تهران

توضیحات

مقدمه             Rieben  رسوبات جوان اطراف تهران را از نظر سن نسبى به چهار واحد D, C, B, A تقسیم نموده (A قدیمى‌ترین و D جوانترین) و آنها را بترتیب سازند هزاردره، سازند کهریزک، آبرفت تهران و آبرفت جدید (آبرفت هولوسن) نامیده. بهرحال این زمین شناس درپاره‌اى موارد در شناسائى واحدهائى که خود تعریف نموده دچار اشتباه گردیده . مثلاً او رسوبات ریزدانه جنوب تهران در گودبردارى کوره هاى آجرپزى را معادل C میداند (ماخذ1، صفحه 625) درحالیکه در جنوب تهران حدود 10 متر بالاى این رسوبات متعلق به D و از آن بپائین (بضخامت حدود 20 تا 25 متر ) متعلق به C میباشد. هم چنین در شمال تهران درحوالى ایستگاه تلویزیون لایه هاى شنى پوشاننده رسوبات ناهمگن واحد B (واحد شنى B3 در شکل 2) را جزء واحد C بحساب میآورد (ماخذ 2، صفحه 36 و شکل صفحه 37) درحالیکه این لایه‌هاى شنى نیز متعلق به واحد B میباشند. او زمینهاى شنى شهر تهران را بعنوان ناحیه نمونه (Type area) واحد D انتخاب مى‌کند (ماخذ1 ، صفحه 625) درحالیکه در این مناطق تنها بخش زیرین واحد  D1) D در شکل 2) تشکیل گردیده و از حدود 4 تا 5 هزار سال پیش رسوب‌گذارى آبرفت درشت دانه در این ناحیه قطع گردیده. درپاره‌اى نقاط حتى همین بخش زیرین نیز تشکیل نگردیده و افق هوازده قرمزرنگ پوشاننده واحد C (خاک D1 – C3 در شکل 2) مستقیماً بر سطح زمین قرار میگیرد (مانند زمینهاى شمال شرقى شهرک اکباتان و یا شمال منبع آب در خیابان 45 مترى سیدخندان). این زمین شناس مقطع نمونه واحد B را در افتگاه (scarp) کهریزک انتخاب مى‌کند (ماخذ1، صفحه 623) درحالیکه در این افتگاه واحد جوانتر همین زمین شناس (واحد C) رخنمون داردو نه واحد B . او قاعده واحد C را معین ننموده و باین ترتیب واحدى بنام آبرفت تهران را نمیتوان بسادگى از او پذیرفت. او تصور مى‌کند که ضخامت واحد C در حوالى تهران میتواند به حدود 90 متر برسد (ماخذ1، صفحه 625) درحالیکه این ضخامت در اطراف تهران شامل واحد قدیمى تر این زمین شناس (واحد B) نیز میگردد.             از اینها مهم تر او در مورد سن مطلق این واحدها قدم مثبتى برنداشته و سنهائى که عنوان نموده بر شواهد زمین شناسى متکى نیست و از حد قضاوت شخصى فراتر نمیرود. او واحد B  را که در شمال تهران متشکل از رسوبات یخ‌چالى (ice- contact drift) کاملاً واضح است آبرفتى میداند و او واحد هزار دره را که رخساره درشت دانه قسمتهاى بالائى سازند قرمز زیرین است مستقل از واحد اخیر دانسته و از اینرو در ستون چینه شناسى پس از پایان سازند قرمز زبرین سازند هزاردره را روى آن قرار میدهد (ماخذ1، صفحه 620 ، شکل2 و ماخذ2 ، صفحه 4، شکل1) درحالیکه لایه هاى بالائى سازند قرمز زبرین با سازند هزاردره هم ارز بوده و در آن کام و زبانه میشوند. این خطا پس از او توسط سایرین نیز دنبال شده و در نقشه‌هاى زمین شناسى نیز منعکس گردیده.             جزوه حاضر حدود یکسال و نیم پیش بصورت یک گزارش بسیار مقدماتى در اختیار پاره‌اى از زمین شناسان این سازمان قرار گرفت. از آن زمان تاکنون نویسنده اطلاعات مفصلى در مورد چینه شناسى،زمان شناسى و تکتونیک این رسوبات بدست آورده که در یادداشتهاى آینده آورده خواهد شد. بهرحال گزارش قدیمى را نیز با تجدید نظر و تصحیح نسبى (تا آنجا که متن و جدولها چندان تغییر ننماید) اما بهمان شکل مقدماتى و مختصر ارائه مینماید. درضمن نکات زیر را که در کارهاى آینده بطور مفصل و مستدل بررسى خواهند شد به یادداشتهاى حاضر مى‌افزاید.               از حوالى تهران تا کرج در دامنه جنوبى ارتفاعات این ناحیه لایه‌هاى شنى (وگاهى ریزدانه) هزاردره در چین‌خوردگیهاى پله‌اى (en echelon folds) که تحت تأثیر گسل جانبى (wrench fault) چپ گرد موجود در سازند کرج (مدفون در زیر سازند هزاردره و قرمز زبرین ) بوجود آمده‌اند رخنمون دارند. این گسل حدود 700 هزار سال پیش یعنى کمى قبل از کوهزائى پاسادنین (Pasadenian Orogeny) شروع به ایجاد شدن نموده و در پاسادنین (حدود 550 تا 600 هزار سال پیش) و هم چنین چند نوبت پس از آن (حدود 300 تا 250 هزار سال پیش، حدود 120 تا 73 هزار سال پیش، حدود 30 تا 25 هزار سال پیش و بالاخره حدود 12 هزار سال پیش تا کنون) حرکات برشى در سطح این گسل (و هم چنین گسل قدیمى تر شمال تهران) تشدید گردیده‌اند. در حوالى رودخانه شور در جنوب تهران (در مسیر تهران- قم) رسوبات ریزدانه هم ارز با بخش A2 از سازند هزاردره (رسوبات پلئیستوسن میانى) که در نقشه‌هاى زمین شناسى بعنوان "لایه‌هاى قرمز میوسن !" معرفى شده‌اند با همین حرکات تکتونیکى در یک طاقدیس باز درگیر شده  و در گرده آن بصورت horst و graben با گسلهاى عادى بریده شده و جابجا گردیده‌اند.             نویسنده بین سازند هزاردره و سازند کهریزک (که نویسنده آنرا سازند شمال تهران مینامد) واحد دیگرى بنام سازند تهران پارس (لایه‌هاى A3) تشخیص داده که در شکل 1 جزءسازند هزاردره منظور گردیده ولى در کارهاى بعدى بعنوان یک واحد مستقل معرفى خواهد شد. این واحد در عصر یخ قبل از B تشکیل گردیده و در پاى کوههاى بلند شامل لایه‌هاى آبرفتى- یخ‌چالى (glaciofluvial) میگردد. این واحد همچنین حاوى افقهاى هزاردره‌اى است که در آب و هواى سرد و مرطوب (در زمانهاى یخ‌چالى) تشکیل گردیده‌اند. شواهد دیگرى نیز در مورد یخ‌چالى بودن زمان تشکیل این رسوبات در دست است. در دو سوى سازند تهران پارس (واحد A3) دو واحد بین یخ‌چالى (interglacial) نیز تشخیص داده شده که در شکل 1 منظور نگردیده. این دو واحد را در اینجا با علامتهاى A2/A3 (واحد بین A2 و A3) و A3/B (واحد بین A3 و B) معرفى مى کنیم. واحدهاى A1 و A2 و A2/A3  و A3 را بسادگى میتوان در بیرون زدگیها مشاهده نمود.             واحدهاى A3/B و B نیز گاهى در بیرون‌زدگیها مشاهده مى‌گردند اما احتمال مشاهده واحدهاى جوانتر از B در بیرون‌زدگیها کم است، زیرا بطور معمول بوسیله لایه‌هاى جوانتر پوشیده شده‌اند.             در دشتهاى آبرفتى حوالى تهران ضخامت واحد D حدود 8 تا 10 متر است و از مصالح ریز دانه تشکیل گردیده. رخساره درشت دانه این واحد (در روى بادزنهاى آبرفتى) داراى ضخامت کمترى است و در قسمتهاى بالاى بادزنهاى آبرفتى گاهى تشکیل نگردیده. ضخامت آبرفت C در حوالى تهران حدود 20 تا 25 متر است و مانند D در بادزنهاى آبرفتى درشت دانه، و در دشتهاى آبرفتى ریزدانه است.   Rieben: H,1955, the Geology of the Tehran Plain., American Journal of Science, Vol. 253, Nov. 1955, P. 617-639. ……….,1966, Geological observations on alluvial deposits in northern Iran., Geological Survey of Iran, Report No.9. مطالبى مختصر در مورد رسوبات کواترنر اطراف تهران سازند هزاردره (واحد A) 1-    این سازند در شکل 1 به سه بخش تقسیم شده. تغییر خواص لیتولوژى از A1 بهA3 تدریجى است بطورى که تفکیک A به واحدهاى کوچکتر غالباً مشکل و حتى غیرعملى است. در A1 مصالح داراى پوکى (Porosity) بسیار کم و فرسودگى (weathering) بسیار زیاد و در A3 مصالح داراى پوکى بسیار زیاد و فرسودگى بسیار کم میباشند. 2-    حداکثر شیب لایه‌هاى A1 و A2 غالباً 45 درجه و گاهى به 90 درجه میرسد و ندرتاً لایه‌هاى واژگون هم دیده میشود بهر حال این دو بخش عملاً هم شیب بوده و تنها diastem هاى کوچک بصورت افقهاى خاک (soil profiles) بفواصل متوسط حدود 10 متر یا بیشتر در این لایه‌ها مشاهده میگردد. از این رو سرعت حرکات کوهزائى (بالارفتن موقتى و لحظه‌اى حوضه رسوب‌گذارى)در زمان تشکیل این دو بخش نسبت بسرعت رسوب‌گذارى (حدود 120 تا 150 سانتى متر در هر هزار سال)قابل توجه نبوده و کف حوضه بطور کلى پائین میرفته و یا بى‌حرکت بوده است. 3-    در خاتمه رسوب‌گذارى A2 (حدود 600 تا 700 هزار سال پیش) حرکات کوهزائى شدید میشود بطورى که در خیلى از موارد A3 با دگرشیبى بر روى A2 قرار میگیرد. بهرحال مقاطعى که در آن A3 و A2 هم شیب باشند نیز وجود دارد (شمال تهران پارس بسوى گردنه قوچک). در دامنه جنوبى چین خوردگیهاى A در شهر تهران و مغرب آن (که شیب لایه‌ها نسبتاً کم و بسمت جنوب یا جنوب غربى است) دگرشیبى A3 نسبت به A2 غالباً خفیف و تا حدى نامحسوس است. حداکثر شیب A3 معمولاً از °45 تجاوز نمى‌کند و استثنائاً از آن بیشتر هم میشود. 4-    در ستون چینه شناسى شکل 1 لایه‌هاى روئى سازند قرمز زبرین با A1 و A2 کام و زبانه شده و تا اواخر کواترنر میانى ادامه یافته‌اند. این مطلبى است که در یادداشتهاى آینده نشان داده خواهد شد. 5-    در شکل 1 قاعده کواترنر میانى در محل توسعه لایه‌هاى قرمز زبرین بداخل شنهاى A (gravels "A") نشان داده شده. چنین وضعى در شهر تهران در ترانشه‌هاى بزرگراه ونک و بزرگراه شاهنشاهى و پى کنى مترو و در شهستان پهلوى و حوالى تأسیسات منبع آب در تپه‌هاى عباس‌آباد دیده میشود. در واقع در شهر تهران حدود 70 متر مصالح ریزدانه با لیتولوژى خاص سازند قرمز بالائى لایه‌هائى از شن‌هاى A را از هم جدا میسازد که براى تفکیک A1 از A2 لااقل بشکل محلى افق مناسبى است. چنانچه گفته شد تقسیم سازند هزاردره به بخش هاى کوچکتر از روى تغییر خواص لیتولوژى یا تعیین ناپیوستگى (unconformity) در حالت کلى غیر عملى است. بهرحال از آنجا که مرز بین پلئیستوسن زیرین و میانى و بالائى در این سازند قرار داشته و بعلاوه حد بالاى سازند قرمز زبرین (آنچه در حوالى تهران بعنوان سازند قرمز زبرین شناخته شده) نیز در حوالى حد بالاى این سازند (درحوالى خاتمه رسوب گذارى A2) قرار میگیرد در شکل 1 هر چند بطور انتخابى این حدود را مشخص نموده و بعنوان مرز بین بخش‌هاى مختلف A بکار برده‌ایم. درضمن یادآورى میگردد که خاتمه رسوب‌گذارى A2 و سازند قرمز زبرین مصادف با شدید شدن حرکات کوهزائى است، همان حرکاتى که سبب شده‌اند A3 در خیلى از موارد با دگرشیبى بر روى A2 قرار گیرد و هم چنین محل رسوب‌گذارى سازند قرمز بالائى از حوالى جنوب تهران به محل فعلى آن در دریاچه نمک قم منتقل شود. 6-    در A2 (در ترانشه‌هاى گردنه هزاردره و سینه شرقى آن در مسیر سرخه حصار به جاجرود) لایه‌هاى حاوى قطعات با سایش یخ‌چالى خوب یا خیلى خوب دیده میشود. این لایه‌ها در واقع منشأ آبرفتى- یخ‌چالى (fluvioglacial) دارند و نشان میدهند که در زمان تشکیلشان دره جاجرود یخ‌چال دره‌اى بزرگى داشته که انتهاى آن از محل تشکیل این قطعات چندان دور نبوده و لااقل به میگون و شاید پائین تر از آن میرسیده (شکلى که سایش یخ‌چالى به قطعات میدهد، بخصوص لبه‌هاى تیز شده، پس از حمل با آب روند، تقریباً بسرعت از بین میرود). لازم است یاددآورى شود که در ایران قطعات با سایش یخ‌چالى واضح بمنزله فسیلهاى ممیز کواترنر میباشند زیرا در Pliocene (و قبل از آن) فازهاى سردى که بتوانند عملاً در هیچ یک از ارتفاعات این کشور یخ‌چال دره‌اى بطول و ضخامت کافى براى ایجاد قطعات با سایش یخ‌چالى خوب بوجود آورد نمیشناسیم. 7-    سن مطلقى که در ستون چینه شناسى شکل 1 داده شده با توجه به مطالعه سرعت رسوب‌گذارى آبرفتهاى اواخر Pleistocene (که سنشان با استفاده از ابزارهاى سنگى یافت شده در آنها و هم چنین اطلاعات چینه شناسى بخصوص مطالعه افق‌هاى خاک موجود در این لایه‌ها قابل سنجش است)، وجود قطعات با سایش یخ‌چالى واضح در A2 ، بررسى و تقسیم‌بندى اشکوبهاى یخچالى، چینه شناسى لایه‌هاى سالیانه و پاره‌اى شواهد دیگر تعیین گردیده که در یادداشتهاى آینده شرح آن خواهد آمد. 8-    هر گاه مقاطعى از طاقدیس‌هاى A در تهران و حوالى آن رسم کنیم دیده خواهد شد که فرسایش در حدود 500 تا 1000 متر از مصالح گرده این طاقدیس‌ها را از بین برده. درواقع هرگاه این سازند در مقابل فرسایش استحکام کافى داشت (مصالح آن سخت شده بود) اکنون میتوانستیم چین خوردگیهاى آنرا بصورت کوههاى کوچکى (تقریباً باندازه بى‌بى‌ شهربانو و حتى بلندتر از آن) مشاهده کنیم، یعنى خط‌الراس این چین‌خوردگیها میتوانست حدود 500 تا 1000 متر از سطح دشت بلندتر باشد درحالیکه اکنون این ارتفاع بیش از 60 یا 70 متر نیست و تنها در یک حالت استثنائى مثل گردنه قوچک و گردنه هزاردره که این سازند در مجاورت کوه و گسلهاى اصلى و بسیار فعال قرار داشته و بعلاوه رودخانه بزرگى مانند جاجرود از کنار آن عبور مى‌کند اختلاف ارتفاع بین بالاى گردنه و رودخانه به حدود 350 متر میرسد. دورتر از کوه و نزدیکتر به حوضه‌هاى داخلى لایه‌هاى ریزدانه معادل شنهاى A (لایه‌هاى روئى سازند قرمز بالائى) تغییر فرم تکتونیکى و فرسایش (erosion) نسبتاً خفیف‌ترى نشان میدهند. کج شدگى (tilt) این لایه‌ها در خیلى از موارد از ْ30 و حتى ْ20 تجاوز نمى‌کند بعلاوه در این لایه‌ها برخلاف سازند A گسلهاى عادى نسبتاً فراوان است و پستى و باندى‌ها در بعضى موارد حالت horst و graben دارند. بعنوان مثال دره رودخانه شور در حوالى مسیر تهران به قم را میتوان درنظر گرفت که بنظر نویسنده حالت rift valley دارد و عوارض آن کم و بیش مورفولوژى graben , horst و بلوکهاى با گسل کج شده (tilted fault blocks) را ظاهر میسازند. در این محل شیب لایه‌ها از حدود ْ15 یا ْ20 تجاوز نمیکند و با وجود عبور رودخانه بزرگى (رودخانه شور) از داخل این rift valley عمق دره از حدود 70 متر بیشتر نیست.   سازند کهریزک (B) 1-       scarp بین کهریزک و بهشت زهرا که توسط Riben بعنوان مقطع نمونه (Type section) این سازند در نظر گرفته شده در واقع عبارتست از واحد جوانتر همین زمین شناس که آنرا "C" یا آبرفت تهران نامیده. محل مناسب براى مشاهده این سازند شمال تهران است که رسوبات B در سطحى وسیع در پاى ارتفاعات شمال شهر تشکیل گردیده. از اینرو بد نیست که این واحد را بجاى سازند کهریزک سازند شمال تهران (North Tehran Formation) بنامیم. 2-    این سازند در شمال شهر تهران از حدود 16 متر مصالح ناهمگن که بوسیله حدود 12 متر شن (gravel) پوشیده شده تشکیل گردیده. مصالح ناهمگن زیرین رسوباتى هستند که در تماس با یخ‌چال درست شده‌اند (ice- contact stratified drift) و یک افق خاک یا سطح فرسایش در حوالى وسط این لایه‌ها نماینده یک دوره کوتاه بین سرما (interstadial) میباشد و در واقع این رسوبات را به دو بخش تقسیم مى‌کند (B2, B1 در شکل 2). هم چنین سطح فرسایش یا افق خاک دیگرى در سطح این رسوبات آنها را از شن‌هاى روئى (B3) جدا میسازد*. لایه‌‌هاى ناهمگن B1 و B2 را از این پس مشترکاً  ice- contact B) Bi ) مینامیم. 3-    رسوبات Bi در تماس با یخ (یخ‌چال) درست شده‌اند و خواص چنین رسوباتى را بشکل کامل نشان میدهند. اثر سه عامل اصلى یعنى آب و هواى سرد، وجود یخ‌چال در تماس با این رسوبات و بالاخره آب فراوان حاصل از ذوب شدن یخ (یخاب) در این رسوبات بخوبى منعکس است که در زیر باختصار شرح داده میشود.    الف- اثر آب و هواى سرد. در حوالى تهران این رسوبات فقط در پاى کوه بلندى مانند توچال تشکیل شده‌اند و خارج از محدوده بین دره شاه‌آباد در شرق و دره اوین در غرب مشاهده نمیشوند. بعبارت دیگر در پاى کوههاى کوتاه دو طرف این محدوده که ارتفاعشان براى پرورش یخ‌چالهاى بزرگى که بتوانند با ضخامت کافى از دره خارج شوند کافى نبوده این رسوبات تشکیل نشده‌اند (لایه‌هاى شنى جانشین آنها میشود). در دره اُکِدَر (دره کوچک هم جوار دره شاه‌آباد، در شرق آن) این رسوبات تا نزدیکى دهانه دره (ارتفاع حدود 1700 متر) بصورت بقایائى از تراس‌ها یا مرن (moraine) کنار یخ‌چال دیده مى‌شوند در حالیکه در مقابل قسمت بلند توچال این رسوبات تا ارتفاع کمتر از 1400 متر توسعه یافته‌اند (این رسوبات در تپه‌هاى بین خیابان فرح و جاده قدیم شمیران تا چند صد متر مانده به خیابان تخت طاووس تشکیل شده‌اند) بعبارت دیگر طرز توسعه این رسوبات کاملاً از ارتفاع کوههاى تغذیه کننده یخ‌چالها تبعیت کرده و آنجا که کوه بلندتر است حد خارجى این رسوبات از کوه دورتر است. با استفاده از ارتفاع حد پائین این رسوبات و کوههاى پرورش دهنده یخ‌چالها میتوان خط برف زمان تشکیل این رسوبات را تعیین نمود. در این صورت ارتفاع خط برف حدود 2000 متر یا کمى بیشتر خواهد شد و این بخوبى با دانسته‌هاى ما در مورد خط برف فازهاى یخ‌چالى بعد از Bi که بسادگى و با دقت خوب قابل بررسى اند سازگار است. درواقع با اطلاعاتى که نویسنده در مورد خط برف ایران جمع‌آورى نموده هر گاه چنین رسوباتى در پاى توچال تشکیل نشده بود میتوانست اسباب تعجب باشد.     *- این افق خاک غالباً مرکب از یک مجموعه از افقهاى هوازده است.   در رسوبات فازهاى سرد ضعیف تر بعد از Bi (یخ‌چالى آخر) نویسنده توانسته است آثارى از قبیل قالب گوه‌هاى یخى (ice wedge casts) در جنوب ازنا و involution در آدران (دره کرج) بدست آورد ولى تاکنون در Bi و رسوبات هم‌ارز آن آثار واضحى از این شکلهاى حاشیه یخ‌چالى (periglacial) نیافته است ولى در ترانشه پارک وى در غرب ونک و در شمال نمایشگاه رسوباتى از B2 که باحتمال زیاد با solifluxion تشکیل گردیده‌اند بچشم میخورد. ب- اثر یخ و یخ‌چال . در Bi لایه‌هاى آب رونده پرقدرت (رودخانه‌هاى زیر وروود داخل یخ‌چال) و لایه‌هاى ریزدانه آب ساکن (استخرهاى کوچک و بزرگ حاشیه و احتمالاً روى یخ‌چال) همراه با رسوبات خود یخ‌چال هر سه جمعند.لایه‌هاى till موجود در Bi بیش از حدود 10٪ از حجم رسوبات را تشکیل نمیدهند که تقریباً بدون استثناء مصالح کنده شده از سازند A میباشند که پس از حرکت یا جابجائى مختصر بوسیله یخ‌چال، بزودى برجاى گذارده شده‌اند. در خیلى از موارد در سطح تماس Bi و A (بستر یخ‌چال بر سطح A) قشرى بضخامت کمتر از نیم متر تا یک متر از مصالح A دیده میشود که با حرکت یخ‌چال کمى جابجا شده (بدون آنکه مصالح جدیدى بآن اضافه شود) و دانه‌ها کاملاً از وضع اولیه خود خارج شده و مصالح بافت (texture) جدیدى پیدا کرده‌اند. بسیارى از قطعات آندزیتى و دیوریتى موجود در این رگه‌هاى till که قبلاً در سازند A فرسودگى قابل توجه دیده بودند  در یخاب فراوان مرحله Bi نیز فرسودگى جدیدى پیدا کرده و بخوبى نرم شده‌اند بطورى‌که بهنگام مرطوب بودن میتوان آنها را با فشار دست به خمیر تبدیل نمود و در حالتى که خشک باشند بسادگى به پودر تبدیل میشوند. بعضى از قطعات بزرگ یا بسیار بزرگ موجود در Bi نیز بوسیله یخ‌چال به محل آورده شده‌اند. در قطعات بزرگ غالباً آثار سایش یخ‌چالى (glacial abrasion) بچشم میخورد. در Bi آثار ناپایدارى یخ (حرکت یخ‌چال یا کم و زیاد شدن ضخامت و بهرحال تغییر شکل توده یخ) که لااقل یکى از سطوح در تماس با رسوبات را تشکیل میداده بصورت پیچ و تاب و خم شدگى و کج شدگى لایه‌ها مشاهده میگردد (این از خواص اصلى لایه‌هاى ice-contact است و در رسوبات آبرفتى دیده نمیشود). بعنوان مثال این چین وشکن و خم شدگى لایه‌ها را در ترانشه شمالى خیابان جردن میتوان مشاهده نمود. ج- اثر آب فراوان ناشى از ذوب یخ . در Bi قطعات درشت با فرسودگى شدید فراوان است و چنانچه قبلاً گفته شد قطعات دست دوم که یکبار در سازند A و بعد در Bi فرسودگى دیده‌اند چنان فرسوده‌اند که بکمک دست میتوان آنها را به خمیر یا پودر تبدیل کرد درحالیکه این وضع در B3 و هم‌چنین در شنهاى معادل Bi (که در حاشیه جنوبى Bi در آن کام و زبانه میشوند) بهیچ وجه دیده نمیشود. حتى در A1 که داراى قطعات با فرسودگى خیلى پیشرفته است نیز چنین وضعى مشاهده نمیگردد. اثر آب فراوان که دائماً (حتى در زمستان) بوسیله یخ‌چال تأمین میشده و بداخل رسوبات نشت کرده و از آن عبور مینموده اکنون بصورت لکه‌هاى بزرگ و کوچک رنگین اکسید آهن (زرد و سبز و قرمز و قهوه‌اى) و اکسید منگنز (سیاه) دیده میشود. این رنگین بودن لایه‌ها نیز در B3 و شن‌هاى معادل Bi و A دیده نمیشود. در شنهاى معادل Bi که بلافاصله در جنوب این رسوبات در آنها کام و زبانه میشوند در زیر دانه‌ها پوششى از کربنات کلسیم دیده میشود که نشانه تبخیر آبهاى سطحى (برف و باران) است که در همان زمان تشکیل رسوبات تا عمق محدودى بداخل لایه‌ها نفوذ میکرده. اما در Bi که آب فراوان از داخل لایه‌ها عبور میکرده چنین پوششى در زیر دانه‌ها وجود ندارد. 4-    شنهاى روى Bi (بخش B3) آبرفتى- یخ‌چالى (fluvioglacial) میباشد زیرا : اولاً از مطالعه فازهاى یخ‌چالى جوانتر (یخ‌چالى آخر= مرحله رسوبگذارى واحد C = würm ) چنین نتیجه میشود که در تهران شنهاى درشت دانه (Cobble and boulder gravel) پاى کوه تنها در زمانهاى سرد بر جاى نهاده شده و در فازهاى نسبتاً گرم داخل یخ‌چالى آخر (würm interstadials) و هم چنین پس از پایان یخ‌چالى آخر (post glacial) رسوب گذارى شنهاى درشت دانه در پاى کوه قطع شده و در این زمانها یا افق‌هاى خاک تشکیل گردیده و یا سطوح فرسایش بوجود آمده‌اند. در این لایه‌هاى شنى و همچنین در افقهاى هوازده زیر آن گاهى خاکهاى زمانهاى یخ‌چالى (خاکهاى آب و هواى سرد و مرطوب) نیز مشاهده میگردد. ثانیاً در B3 و بخصوص در حوالى قاعده آن قطعات با سایش یخ‌چالى خوب مشاهده میگردد و شواهد نشان میدهد که احتمال دست دوم بودن این قطعات بسیار ضعیف است. بنابراین آب و هواى زمان تشکیل این رسوبات یا یخ‌چالى نسبتاً خفیف یا بین سرماى (interstadial) نسبتاً سرد بوده ( زیرا رسوبات مستقیم یخ‌چال را در خارج دره‌ها پیدا نمى‌کنیم). 5-    شواهد چینه شناسى نشان میدهد که رسوبات B مربوط به یخ‌چالى ماقبل آخر و خود مرکب از لااقل 3 فاز (یا حتى 3 مرحله) یخ‌چالى B1 و B3 , B2 میباشد. مطالعات چینه شناسى رسوبات قدیمى تر هم چنین نشان میدهد که قبل از Bi فازهاى یخ‌چالى هیچ گاه بشدت یخ‌چالى Bi نبوده‌اند. میزان توسعه Bi نشان میدهد که فازهاى یخ‌چالى مربوط به آن از فازهاى آخرین یخ‌چالى (würm) نیز شدیدتر بوده زیرا رسوبات یخ‌چالى آخر (رسوبات یخ‌چالى آخر (رسوبات یخ‌چالى معادل C) در غالب نقاط باندازه Bi از کوه دور نشده بعلاوه مانند Bi یکپارچه و بهم پیوسته نیستند. بنابراین Bi نماینده شدیدترین فازهاى یخ‌چالى تهران (و ایران) میباشد. ضخامت و حجم B نیز در حدود 2 برابر رسوبات یخ‌چالى آخر در شمال شهر است و بعبارت دیگر نماینده دوره طویل‌ترى نسبت به دوره رسوب‌گذارى C میباشد. با استفاده از سنجش میزان k0^8 (ایزوتوپ اکسیژن) در پوسته فورامینى فرها (foraminifera) در رسوبات ناحیه عمیق دریا و هم چنین فراوانى گونه‌هائى از این جانوران تک سلولى که به تغییر درجه حرارت حساسیت دارند (در همین  رسوبات و مطالعه گرده گیاهان در رسوبات دریاچه‌اى و مردابها (pollen stratigraphy) و پاره اى روشهاى دیگر منحنى‌هائى براى نوسان آب و هواى کواترنر تهیه شده که دوره‌هاى سرد و گرم و زمان آنها را بخوبى نشان میدهد. در میان این روشها منحنى‌هاى مربوط به چینه شناسى گرده گیاهان (که براى اروپاى شمال غربى تهیه گردیده) شدت و ضعف این دوره‌هاى سرد و گرم را نیز نشان میدهد. از روشهاى مرسوم که اکنون زمین شناسان براى ارتباط (Correlation) و تعیین سن (stage) هاى یخ‌چالى (آنهائى که با روشهاى مستقیم سنشان تعیین نشده) بکار میبرند کمک گرفتن از این منحنى‌هاست. نویسنده چنین مطالعاتى را در مورد سازند B انجام داده و محتمل‌ترین سن براى این سازند را بین 120 تا 300 هزار سال پیش میداند. نکته دیگرى که در تعیین سن Bi بما کمک میکند آنست که در کوههاى آلپ سن قدیمى‌ترین stage کلاسیک یخ‌چالى (Gunz) را با روش رادیومتریک(K/Ar) حدود 370 هزار سال پیش تعیین کرده‌اند و شدیدترین stage هاى یخ‌چالى این کوهها (Mindel, Riss) از نظر چینه نگارى بعد از Gunz قرار دارند و از آنجا که نوسانات آب و هوا با تقریب بسیار خوب در سرتاسر زمین هم زمان بوده میتوان چنین نتیجه گرفت که مرحله (یا مراحل) یخ‌چالى (Bi)‌ نیز که نماینده شدیدترین مراحل یخ‌چالى ایران بوده و در ضمن بلافاصله قبل از یخ‌چالى آخر (würm) قرار میگیرد سنى بین 120 هزار سال (ابتداى بین یخ‌چالى آخر) و کمتر از 370 هزار سال دارد. 6-    رسوبات ناهمگن Bi فقط در شمال تهران و تا جائیکه یخ‌چالهاى این زمان ادامه داشته دیده میشوند و پس از آن در یک نوار شرقى- غربى کم عرض بسرعت در مصالح شنى هم‌گن با چینه‌بندى خوب کام و زبانه میشوند. این وضع (کام و زبانه شدن Bi در شنهائى که در نظر لیتولوژى شبیه A3 میباشند) را نویسنده در خیابان پهلوى در محلى که حدود چند صد متر در جنوب غربى ساختمان فرستنده تلویزیون واقع شده (شمال پارک ساعى) در گودبردارى ساختمانها مشاهده نمود. در ترانشه‌هاى مسیر شمال تهران پارس به گردنه قوچک و همچنین در ترانشه‌هاى راههاى فرعى که در جنگل‌کارى دو طرف این راه وجود دارد لایه‌هاى شنى B و A3 و A2 بطور کامل در معرض دید است. در اینجا مشاهده میشود که تغییر خواص لیتولوژى از یک واحد به واحد دیگر کاملاً تدریجى است و بعلاوه بین آنها دگرشیبى بچشم نمیخورد و بعبارت دیگر تعیین مرزى بین این 3 واحد تقریباً غیر ممکن است. البته در چین خوردگیهاى A در شهر تهران B با دگرشیبى و با واسطه سطح فرسایشى بسیار شدید (در بعضى موارد قسمت فرسایش یافته A به حدود بیش از 800 متر میرسد) بر روى A2 یا A1 قرار میگیرد بهر حال در یال جنوبى این چین خوردگیها که بخش A3 نیز در زیر شنهاى معادل Bi وجود دارد تعیین مرز بین شنهاى B و A3 و حتى جدا کردن A3 از A2 غالباً مشکل و گاهى غیر ممکن است (مشابه شمال تهران پارس). حداکثر کج شدگى (tilt) لایه‌هاى B معمولاً از ْ10 تجاوز نمیکند اما در حوالى لویزان لایه‌هائى از B3 که تا حدود ْ25 کج شده‌اند مشاهده گردیده. 7-    گفته شد که ضخامت و حجم واحد B در شمال تهران تقریباً 2 برابر رسوبات یخ‌چالى آخر و دوره تشکیل آن نیز بهمین نسبت طویل‌تر بوده. بعلاوه حداکثر ضخامت آبرفت آخرین یخ‌چالى (آبرفت تهران) در حدود 30 متر است (در جنوب غربى تهران)  که توسط نویسنده تعیین شده بنابراین میتوان نتیجه‌گیرى کرد که حداکثر ضخامت آبرفتهاى معادل B (ضخامت در قسمتهاى جنوبى تهران) باید در حدود 70 متر باشد درحالیکه در شمال تهران بیش از حدود 30 متر از این واحد دیده نمیشود. 8-    در شمال تهران B3 (شنهاى روى Bi ) غالباً بوسیله خاکى (Paleosoil) که نماینده دوره‌اى سرد و مرطوب است (آخرین یخ‌چالى = würm) پوشیده شده . این خاک را بعنوان مثال در حوالى میدان ونک در پى کنى ساختمانها و همچنین در شمال بزرگراه ونک در دیواره شرقى ترانشه و در امتداد خیابان عباس آباد غربى میتوان مشاهده نمود. 9-    اداره آبهاى زیرزمینى با بررسى گمانه‌هاى الکتریکى (سنجش مقاومت الکتریکى زمین) حداکثر ضخامت آبرفت با پوکى زیاد (لایه‌هاى آبده) را در حوالى تهران حدود 300 تا 350 متر میداند و آنرا آبرفت جوان نامیده. این لایه‌ها در واقع از مجموعه واحدهاى A3 و B و ‍C و D تشکیل یافته‌اند.    سازندهاى "C" و "D" 1- واحد Recent alluvium) D ) توسط دو افق خاک (یا سطح فرسایش) به سه بخش D1 و D2 و D3 قابل تقسیم است. خاک D1 –D2 را نویسنده در کاشان، قم ، بوئین‌زهرا، مازندران و پاره‌اى نقاط دیگر شناسائى نموده . تپه‌هاى باستانى که در ایران بفراوانى در نواحى مختلف پراکنده‌اند کمک بسیار باارزشى به شناسائى و تعیین سن بخش D2 و افق خاک زیر آن مینماید زیرا این تپه‌ها از حدود 8 تا 10 هزار سال پیش در این سرزمین وجود داشته و در رسوبات حوالى این تپه‌ها آثار انسانهاى اینزمان از قبیل خرده سفال ، ابزار سنگى ، خرده استخوان ، زغال و خرده سنگ فراوان است که بکمک آنها میتوان سن این رسوبات و خاک D1 –D2 را تعیین نمود. آثارى که تاکنون نویسنده در خاک D1 –D2 پیدا کرده عبارتند از ابزار سنگى و سفالهاى با سن حدود 4 هزار سال یا بیشتر. در 13 کیلومترى شرق سارى در قسمتهاى پائین دیواره رودخانه سْرِک در این خاک بجز سفال و ابزار سنگى گورى یافت نشد که در آن قطعاتى از استخوان مرده همراه با قطعاتى از ظروف سفالى سیاه* و هم چنین قالب این ظروف که پس از حمل خود ظروف بوسیله آب در رسوبات باقى مانده بود مشاهده گردید. سن قطعاتى از ظروف سفالى که در لایه‌هاى پائینى بخش D2 در همین محل یافت شد همه قبل از تاریخ (قدیمى تر از حدود 3000 سال قبل) بود. نظیر همین وضع در رسوبات حاشیه تپه سیلک کاشان و تپه‌هاى زاغه و سگزآباد بوئین‌زهرا و تپه یام و خلق‌آباد در فاروج (مشرق بجنورد) مشاهده گردید. ضخامت D2 در حاشیه کویرهاى داخلى ایران بیش از حدود 4 متر نیست ولى در ساحل خزر در نزدیکى دریا بیش از 20 متر و دور از دریا حدود 3 تا 8 متر است و در نزدیکى ارتفاعات گاهى تشکیل نشده . بطور کلى این رسوبات در دشتها تشکیل شده (بجز ساحل خزر) و روى مخروط‌هاى آبرفتى که داراى مصالح درشت (Boulder) باشند گاهى وجود ندارد.    وجود قطعات سفال یا سفال لعاب دار اوائل اسلام و همچنین ساختمانها و مساجد و شهرهاى قدیمى (اوائل اسلام یا قبل از اسلام) بر سطح D2 و پلهاى قدیمى بر روى رودخانه‌هائى که این رسوبات را بریده‌اند (مانند پل پهلوى دژ در شمال گرگان) براى خاتمه رسوبگذارى D2 تاریخى در حدود 1000 تا 1500 سال پیش بدست میدهد. بعلاوه در خیلى از موارد در سطح D2 (که بر سطح زمین منطبق است) خاکى تشکیل شده که باعتقاد نویسنده براى تشکیل آن بیک دوره تقریباً 500 ساله نیاز خواهیم داشت. در کناره خزر این خاک از نوع چرنوزم (Chernozem) است و در نزدیکى کوه که میزان بارش بیشتر است تقریباً بالغ (mature) شده و داراى افق نسبتاً ضخیم A سیاه رنگ و بسیار مشخص میباشد.   *- این ظروف سفالى سیاه تقریباً بشکل قورى و سن آن 2000 ± 4000 سال قبل از حال تعیین گردیده.   در مرکز حوضه‌هاى رسوبى و مناطق نزدیک به آن افقهاى خاک، یا سطح فرسایش موجود در واحد D و C و حتى واحدهاى قدیمى‌تر وجود نداشته و رسوبگذارى ممتد بوده است. در این محلها پس از D2 رسوبات جوانتر D3 را تا عهد حاضر داریم . بهر حال در این موارد تغییر خواص لیتولوژى میتواند کمک به تقسیم‌بندى رسوبات نماید. بعنوان مثال در گمانه‌هائى که توسط شرکت نفت در دریاچه نمک قم زده شده رسوبات تناوبى از مصالح ریزدانه و قشرهاى نمک (Salt Crust) را نشان میدهند که توسط نویسنده بررسى و با ارتباط (Correlation) سن آنها تعیین گردیده (شکل3). در این محل قشرى از نمک بضخامت حدود 7 متر جانشین آبرفت D میباشد. در اینجا لازم به یادآورى است که سازند خرم‌آباد Vita- Finoi در غالب موارد بخش D2 است که سن آن توسط این نویسنده بسیار دست کم (حدود 300 تا 1000 سال پیش )برآورد شده. 2- در زیر افق خاک یا سطح فرسایش D1 –D2 (در داخل رسوبات D1) خورده سفال و ابزار سنگى و خرده استخوان و ذغال یکباره نایاب (یا بسیار کمیاب) میشود. هنگامیکه رسوبات ریزدانه‌اند D2 از D1 تیره‌تر و چسبندگى (Cohesion) آن نیز کمتر است. خاک زیر D1 با خاکهاى پس از یخ‌چالى (Postglacial) تفاوت دارد و با آب و هوائى سردتر و مرطوب‌تر از امروز بوجود آمده. این مطلب از عمق نشتاب خاک (Depth of leaching) که خیلى بیش از خاکهاى امروزى است و همچنین از سایر خواص خاک معلوم میگردد. بعبارت دیگر خاک      C3 –D1 نشان دهنده آب و هواى حدواسط بین یخ‌چالى و غیر یخ‌چالى میباشد. 3- در آبرفت C3 هنگامیکه مصالح درشت‌دانه‌اند و از کوههاى بلند حمل شده‌اند قطعات با سایش یخ‌چالى مشاهده میگرددکه هر چه بطرف کوه (دهانه دره‌هاى بزرگ) نزدیک شویم احتمال یافتن چنین قطعاتى (فراوان شدن آنها) زیادتر میشود بعبارت دیگر بخش C3 آبرفتى یخ‌چالى است و چون نزدیک‌ترین بخش به رسوبات عهدحاضر میباشد مربوط به جدیدترین فاز یخ‌چالى یعنى (Late würm) است که سن آن روشن است (حدود 24000 تا 11000 سال پیش). سن فوق نه تنها از مطالعه منحنى‌هاى مربوط به آب و هوا (که قبلاً اشاره شد) بدست میآید بلکه افقهاى خاک زیر و بالاى C3 نیز در جنوب غربى آمریکا مطالعه شده و سن آنها بطریق رادیومتریک تعیین گردیده که بعلت شباهت آب و هوا ، عرض جغرافیائى و فیزیوگرافى تاریخ‌هاى بدست آمده براى این افقهاى خاک در ایران هم قابل اجراست. 4- در بخش C2 قطعات با سایش یخ‌چالى مشاهده نشده. ضخامت حداکثر آن هنگامیکه مصالح درشت‌دانه‌اندحدود 3 متر (معدن شن و ماسه خلیج و فربت در غرب تهران) و براى مصالح ریزدانه دور از کوه و نزدیک به حوضه‌ها ممکن است به 6 یا 7 متر برسد. دو افق خاک (یا سطح فرسایش) نسبتاً مشخص در بالا و پائین این بخش غالباً تشکیل شده که وسیله جداکردن آن از دو بخش مجاور است. در حوالى افق خاک C1 –C2 ساطور سنگى (Chopping tool) دوره موسترین (Mousterian) توسط نویسنده یافت شده که حداقل سن آن حدود 28 هزار سال است و در تعیین سن راهنماى خوبى است اما بهرحال سن افقهاى خاک شکل 2 بیشتر با استفاده از شواهد چینه شناسى، سرعت رسوبگذارى، منحنى‌هاى نوسان آب و هوا که قبلاً اشاره شد) و مقایسه با رسوبات نظیرش در جنوب غربى آمریکا تعیین گردیده. دو قطعه ابزار سنگى دوره موسترین نیز توسط Rieben در سطح زمین پیدا شده که آنها را با قید احتیاط متعلق به آبرفت تهران (واحد C) دانسته. Vita- Finzi نیز در افقى از C (در خرم آباد) ابزار حکاکى سنگى (burin) دوره بارادوستى (Baradostian) یافته. دوره بارادوستى تقریباً بین 20 تا 38 هزارسال پیش قرار میگیرد بنابراین افق مذکور در C2 قرار خواهد داشت درحالیکه Vita- Finzi آنرا بعنوان قاعده C انتخاب کرده. باید خاطرنشان ساخت که قاعده منطقى و طبیعى C ابتداى آخرین عصر یخ است که با سطح فرسایش و افق خاک غالباً قابل شناسائى است و سن آن حدود 73000 سال پیش میباشد (با توجه به منحنى‌هاى نوسان آب و هوا و سنى که براى این خاک یا سطح فرسایش معادل آن در جنوب غربى آمریکا و سایر نقاط دنیا تعیین گردیده). 5- هنگامیکه مصالح درشت دانه‌اند گاهى در زیر افق خاک C1 –C2 تا عمق حدود یک تا 3 متر رگه‌هاى سخت شده (duricrust or Caliche)  دیده میشود. حرکات تکتونیکى بالارونده در پاره‌اى موارد سبب شده که افقهاى خاک نیز در این قشر تشکیل گردد. بخش C1 از دو بخش دیگر ضخیم‌تر بوده و در آن لایه‌هاى حاوى قطعات با سایش یخ‌چالى دیده میشود (هنگامیکه مصالح درشت دانه‌اند) و نشان میدهد این بخش متعلق به فازهاى قدیمى یخ‌چالى آخر است (Early Wurm) که سن قاعده آن حدود 73000 سال میباشد. حداکثر ضخامت کلى واحد C1+C2+ C3) C ) در حوالى تهران حدود 30 متر است. 6- آبرفت تهران (واحدC) معمولاً در دیواره‌هاى نسبتاً بلند رودخانه‌ها (دیواره‌اى بارتفاع حدود 5 تا 10 متر) دیده میشود. در چنین مواردى ممکن است افقهاى خاک دو سوى C2 را هم مشاهده کنیم. بعنوان مثال به دیواره رودخانه کردان در حوالى پل کردان در مسیر کرج- قزوین و شمال آن (تا نزدیکى پل اتوبان کرج- قزوین) اشاره میشود که خاکهاى C1 –C2 ، C2 –C3 ، C3 –D1 در دیواره رودخانه مشاهده میگردند. حتى خاک ضعیف اواسط C3 را (شکل 2) نیز در این محل در بعضى قسمتهاى دیواره رودخانه میتوان مشاهده نمود. در مناطقى که حرکات تکتونیکى جوان زمین را حتى کمى بلند کرده باشد غالباً بخش‌هاى C3 و C2 تشکیل نشده است. در چنین مواردى سطح زمین کاملاً صاف نیست و شیارهاى فرسایشى نسبتاً کم عمق در زمین دویده و زمین در حال کنده شدن و رسوبات در حال حمل شدن به نقاط پائین‌ترند. لایه‌هائى از C که کج شدگى آنها (با حرکات تکتونیکى) محسوس باشد تاکنون مشاهده نشده و در واقع لایه‌ها شیب اولیه (شیب نهشتى) خود را حفظ کرده‌اند بهرحال وجود عوارض نسبتاً خفیف (پستى و بلندى‌هاى کم ارتفاع و شیارهاى فرسایشى موجود در آنها) در زمینهائى که از لایه‌هاى C درست شده‌اند ( لایه‌هاى قدیمى‌تر آن) نشان میدهد که حرکات تکتونیکى این لایه‌ها را نیز تحت تأثیر قرار داده‌اند (نه تنها در تهران بلکه در تمام ایران). بعنوان مثال Scarp بین کهریزک و بهشت‌زهرا بنظر نویسنده باحتمال زیاد نماینده گسلى است عادى با حدود 15 متر حرکت نسبى زمین دو سوى آن. حتى لایه‌هاى D2 هم همیشه از تغییر فرم تکتونیکى مصون نمانده‌اند. پستى و بلندى‌هاى خفیف زمین (بارتفاع حدود 5 متر یا بیشتر) در حوالى مسجد مادر در جاده آرامگاه بنظر نویسنده با حرکات تکتونیکى ایجاد شده و در رسوباتى که درگیر این حرکات شده‌اند* تاکنون یک قطعه سفال (یا آجر ؟)، یک قطعه کِلَنکِر (جوش کوره سفال پزى) و یک تکه صدف حکاکى شده یافت شده است. این رسوبات ریزدانه و از نظر خواص ظاهرى (رنگ و میزان سخت شدگى و Cohesion و همچنین وجود nodule هاى آهکى فراوان) شبیه لایه‌هاى ریزدانه واحد C میباشند.     منوچهر پدرامى 24/5/1357       * - رسوبات کنار ترانشه راه‌آهن در شمال شرقى مسجد ماد