روابط کمّی بین حجم مخروط‌افکنه‌ها و ارتباط آن با تکتونیک فعال ‏(مطالعة موردی: مخروط‌افکنه‌های دامنة جنوبی ارتفاعات جغتای)‏

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دکتری در رشته ژئومورفولوژی، دانشکدة جغرافیا و علوم محیطی، دانشگاه حکیم سبزواری

2 دانشیار گروه جغرافیای طبیعی، دانشکدة جغرافیا و علوم محیطی، دانشگاه حکیم سبزواری

چکیده

هدف از پژوهش حاضر، بررسی روابط کمّی بین حجم مخروط‌افکنه و ارتباط آن با تکتونیک فعال در دامنة جنوبی ارتفاعات جغتای است. برای دستیابی به این هدف، ابتدا محدودة مخروط‌افکنه‌‌ها، زاویة جاروب (S) و شعاع مخروط‌افکنه‌‌ها (R) با بهره‌گیری از نقشه‌های رقومی‌شده در محیط نرم‌افزار Arc/Gis و مدل رقومی ارتفاع (DEM) مشخص شد؛ سپس اختلاف ارتفاع رأس و قاعدة مخروط‌افکنه‌ها (h) به دست آمد و براساس پارامترهای بالا حجم مخروط‌افکنه‌ها محاسبه شد. به‌منظور بررسی تأثیر سایر متغیرها مانند تکتونیک و لیتولوژی، بعضی شاخص‌های ژئومورفیک مانند شاخص انتگرال فرازنما (Hi)، شاخص سینوسیتة جبهة کوهستان (Smf)، شاخص قرینگی حوضه (Af)، تقارن توپوگرافی عرضی (T)، شاخص (SL)، (BS) و شاخص نسبت پهنای کف دره به عمق دره (Vf) به کار رفت. نتایج به‌دست‌آمده از میانگین همة شاخص‌ها نشان می‌دهد 61.55درصد منطقه در وضعیت فعال تا نیمه‌فعال تکتونیکی قرار دارد که نقش عوامل تکتونیکی را در تأمین رسوب و افزایش حجم مخروط‌افکنه‌های منطقه آشکار می‌سازد؛ علاوه بر این نقش مشترک و توأم عوامل سنگ‌شناسی و نیروهای تکتونیکی با توجه به ماهیت بعضی گسل‌های رورانده در منطقه باعث روراندگی رسوبات نرم و سست شامل فلیش و مارن‌های نئوژن روی سازند سخت کنگلومرا شده و بار رسوبی بیشتری در اختیار جریان‌های سطحی و اتفاقی منطقه قرار گرفته و به توسعة مخروط‌افکنه‌های منطقه کمک کرده است؛ همچنین بالاآمدگی رسوبات مخروط‌افکنه و تغییر سطح اساس محلی درنتیجة فعالیت گسل‌ها، حفر عمقی بستر رودخانه‌ها را در پی داشته است؛ این مسئله ضمن اینکه باعث توسعة حجم مخروط‌افکنه‌ها درنتیجة حفر بستر و افزایش بار جامد می‌شود، منجر به پیدایش مخروط‌های چندبخشی و قطعه‌قطعه نیز شده است. به‌منظور همگن‌سازی، حوضه‌ها از نظر مساحت به سه گروه تقسیم‌بندی و این روابط در هر گروه تحلیل شد. نتایج نشان می‌دهد بین مساحت حوضة آبریز تغذیه‌کننده و حجم مخروط‌افکنه رابطة مستقیم و معناداری وجود دارد؛ در حالی که بین شیب حوضه و حجم مخروط چنین رابطه‌ای وجود ندارد

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Quantitative Relationships between the Volume of Alluvial Fans and ‎its Relation to Active Tectonics ‎(Case study: Alluvial Fans of Southern Slopes of Joghatay Mountains)‎

نویسندگان [English]

  • javad jamalabadi 1
  • Mohammad Ali zanganeh asadi 2
  • Abolghasem amirahmadi 2
1 Ph.D in Geomorphology, Faculty of Geography and Environmental Science, Department of Physical ‎Geography, Hakim Sabzevari University
2 Associate Professor, Faculty of Geography and Environmental Science, Department of Physical Geography ‎Hakim Sabzevari University
چکیده [English]

The purpose of this study is to assess the quantitative relationship between the volume of alluvial fans and its relation to active tectonics in the southern slopes of Joghatay Mountains. To achieve this objective, first, the range of alluvial fans, Angle Broom (S) and alluvial fans radius (R) in the software Arc / Gis using digital maps and digital elevation model (DEM) were determined. Then, the difference between the height between the top and base of the alluvial fans (h) was calculated and, based on the above parameters. In order to evaluate the effects of other variables such as tectonic and geomorphic characteristics like lithology using some integral index over the facade (Hi), the index of mountain front sinuosity (Smf), index basin asymmetry (Af), transverse topographic symmetry (T), index ( SL), (BS) and the ratio of valley floor width to depth Valley (Vf). The results of the mean of all indices indicate that 61.55% of the region is located in the active to semi-active tectonic state, which reveals the role of tectonic factors in providing sediment and increasing the volume of alluvial fans in the region. In addition, the common role of lithological factors and tectonic forces can be pointed out. Due to the nature of some of the faults in the region, the soft and loose deposits including Flysch and neogen marls on hard Conglomerate formation have caused the sediment load more to the regional currents and contributes to the development of alluvial fans in the region. Also, the elevation of alluvial fans sediments and the change in the surface of the local area as a result of the faults activity has resulted in the deep excavation of the base of the rivers. This, in turn, contributes to the development of the alluvial fans as a result of base digging and solid loading, leading to the formation of multi-part and fragmented alluvial fans. In order to homogenize the basins in terms of area, they were divided into three groups and these relationships were analyzed in each group. The results indicate that there is a direct and significant relationship between the feeding basin and the volume of alluvial fans, while there is no such relationship between the slope of the basin and the volume of alluvial fans.

کلیدواژه‌ها [English]

  • The Volume of Alluvial Fan
  • Tectonic
  • Joghatay Mountains

مقدمه

مخروط‌افکنه‌ها از مهم‌ترین پدیده‌های ژئومورفولوژیکی و عموماً بستر فعالیت‌های بشری هستند؛ آنها شرایط و ظرفیت‌های فراوانی دارند که منجر به ایجاد و استقرار کانون‌های بزرگ جمعیتی شده است؛ از سوی دیگر توسعة این لندفرم‌ها در نواحی خشک و نیمه‌خشک محدودیت‌های منابع آب‌وخاک را کاهش می‌دهد و در مکان‌گزینی سکونتگاه‌های شهری و روستایی ایفای نقش می‌کند؛ در عین حال استقرار سکونتگاه‌های انسانی و جمعیتی بر این عوارض موجب بروز بعضی مخاطرات ژئومورفیک مانند لرزه‌خیزی، روان‌گرایی خاک، سیل‌خیزی و تقطیع زمین با الگوهای زهکشی گیسویی در مسیر زندگی می‌شود.

با بررسی سادة وضعیت مورفوکلیمایی ایران درمی‌یابیم حدود 64.2درصد کشور در شرایط خشک و نیمه‌خشک قرار گرفته‌اند (وزارت جهاد کشاورزی، 1387). نامساعدبودن شرایط اقلیمی و جغرافیایی، حاکمیت شرایط خشک و رگزیستازی و توزیع ناهماهنگ زمانی و مکانی بارش در بخش بزرگ این سرزمین باعث پیدایش نامتعادلی‌هایی در پراکنش مراکز جمعیتی و سکونتگاهی شده است. در این مکان‌گزینی توجه به بعضی محدودیت‌ها و تنگناهای ژئومورفیکی ازجمله موقعیت این مراکز نسبت به گسل‌های اصلی و فعال این نواحی در نظر گرفته نشده و صرفاً تأمین نیازهای اولیه در اقتصاد زراعی مبتنی بر منابع آب‌وخاک حاصل از این مخروط‌افکنه‌ها، مبنای این مکان‌گزینی‌ها بوده است؛ بنابراین با توجه به اینکه مورفولوژی مخروط‌افکنه‌ها درنتیجة عوامل و فرایندهای تکتونیکی ازجمله گسل‌خوردگی، بالاراندگی، جابه‌جایی و چین‌خوردگی در طول و مجاورت پیشانی کوهستان تغییر می‌یابد، این اشکال تراکمی، شاخصی از فعالیت‌های تکتونیکی شناخته می‌شود که با مطالعة آنها تأثیر نیروهای تکتونیکی در مورفولوژی این اشکال به دست می‌آید و نتایج این مطالعات در راستای برنامه‌ریزی و آمایش سرزمین بهره‌برداری می‌شود.

 

پیشینة پژوهش

مطالعات زیادی دربارة رابطة تکتونیک و مخروط‌افکنه‌‌ها انجام شده است؛ از جمله بول[1]، 1977؛ الکساندر و لیدر[2]، 1987؛ هاروی[3]، 1987؛ ویلز[4]، 1988؛ سیلوا و همکاران[5]، 2003؛ گوپتا[6]، 1997؛ لی[7]، 1999؛ مالیک[8] و همکاران، 2001؛ ویسراس و همکاران[9]، 2003؛ روبوستلی[10] و همکاران، 2005؛ کومار و همکاران[11]، 2007؛ اما مطالعات مربوط به ارتباط حجم مخروط‌افکنه با تکتونیک فعال تقریباً محدود است که در زیر به بعضی از آنها اشاره می‌شود:

نانینگا و واسون[12] (1985: 56) با هدف برآورد حجم فرسایش حوضه‌های زهکشی، فرمول‌های ریاضی را برای محاسبة حجم مخروط ارائه کردند.

چرچ[13] (1997: 106) براساس روشی ساده حجم مخروط‌افکنه‌های شمال غرب ورمونت در ایالات متحده را محاسبه کرد.

لوید[14] و همکاران (1998: 869) با بررسی حجم مخروط‌افکنه‌های پیرنة جنوبی در اسپانیا نتیجه گرفتند حجم مخروط‌افکنه‌ها متأثر از لیتولوژی و تکتونیک است.

کاتن[15] (2002: 9) براساس ویژگی‌های مورفومتریک مخروط‌افکنه، حجم مخروط بوون را در ورمونت محاسبه کرد.

بیلیس[16] (2009: 123) حجم مخروط‌افکنه‌‌ها را براساس مدل رقومی ارتفاعی در سواحل کورا در نیوزلند محاسبه کرد. گیلز[17] (2010: 319) حجم مخروط‌افکنه‌های دره بوو در کانادا و منطقة آیساروکا در وایومینگ ایالات متحده آمریکا را محاسبه و رابطة آنها را با مساحت مخروط‌افکنه‌‌ها تحلیل کرد.

لائور گوئریت و همکاران[18] (2013) در مطالعاتی که دربارة تعداد 10 حوضة آبریز در منطقة تیان‌شان چین انجام دادند، میزان فرسایش را با محاسبة ضخامت و حجم مخروط‌افکنه ارزیابی و نتایج را با داده‌های واقعی حاصل از اندازه‌گیری‌های بار بستر مقایسه کردند.

سامقی[19] و کیس[20] (2017) در پژوهشی دربارة حوضة تیسا در مجارستان با مطالعة معادلات موجود بین تخلیة کانال‌های قدیمی و مخروط‌افکنه‌ها سعی در برقراری رابطة بین دو متغیر کانال‌های قدیمی و مساحت مخروط‌افکنه‌ها داشتند و با مطالعة ارتباط بین عرض کانال، نسبت انحنا و ... کانال‌ها، تأثیر آنها را در مخروط‌زایی مطالعه کردند.

در ایران نیز پژوهش‌های زیادی دربارة مخروط‌افکنه‌ها انجام شده است:

شاه‌زیدی (1393) در پژوهشی با عنوان «نقد نظریة کینگ و چالش‌های تجربی آن»، عوامل شکل‌زا را در نواحی خشک و نیمه‌خشک بررسی کرده و ضمن مطالعة عوامل مؤثر در پیدایش دشت‌سرها با ایجاد یک مدل مینیاتوری به نقد نظریة ال. سی.کینگ دربارة عامل پیدایش دشت‌سرها مبادرت ورزیده و به نتایج زیر دست یافته است:

استدراج در منحنی مقعر سطوح ارضی گلاسی‌ها برخلاف نظریة کینگ که پیدایش دشت‌سرها را به حرکات سفره‌ای آب نسبت می‌داد، زاییدة تکتونیک جنباست.

تراس‌بندی پلکانی در سطوح ارضی، نماد تحرک‌نداشتن پوستة ارضی در یک دورة آرام فرسایشی است.

عباسی (1387) در رسالة دکتری خود با عنوان «ویژگی‌ها و پراکندگی فضایی مخروط‌افکنه‌های ایران و رابطة آن با سیستم‌های شکل‌زای اقلیمی» به طبقه‌بندی و فرم‌شناسی مخروط‌افکنه‌های ایران از نظر منشأ و ژنز مبادرت ورزیده و نقش عوامل مختلف را در پیدایش مخروط‌افکنه‌‌های ایران تحلیل کرده است.

رامشت و همکاران (1387) با بهره‌گیری از فنون و داده‌های هندسی توزیع فضایی، مخروط‌افکنه‌های ایران را به لحاظ کمّی مطالعه و رابطة بین سیستم‌های شکل‌زا (حرارتی، برودتی و رطوبتی) و نحوة پراکندگی و الگوی تیپ‌شناسی آنها را بازخوانی کردند و به نتایج زیر دست یافتند:

ویژگی‌های هندسی، الگوهای ژنتیک مخروط‌افکنه‌های ایران را تبیین می‌کند.

توزیع مخروط‌افکنه‌های ایران از مدل همجواری سیستم‌های شکل‌زا پیروی می‌کند و بعضی از سیستم‌های شکل‌زای ایران با وجود تمامی عواملی که زمین‌شناسان و ژئومورفولوژیست‌ها شروط اولیة تکوین مخروط‌افکنه‌های ایران می‌دانند، قادر به تولید فرم‌های مخروط نیستند.

خیام و مختاری کشکی (1382) در دامنه‌های شمالی میشوداغ، یمانی و مقصودی (1382) در چالة سیرجان، عابدینی و رجایی (1385) در ارتفاعات دره دیز دیوان داغی، مختاری کشکی و همکاران (1386) در پیرامون تودة کوهستانی میشوداغ، مقصودی (1387) در منطقة جاجرود، روستایی و همکاران در دامنة جنوبی آلاداغ، بهرامی و همکاران (1390) در
4 مخروط‌افکنه در زاگرس چین‌خورده مطالعاتی انجام دادند؛ اما درزمینة ارتباط حجم مخروط‌افکنه با عوامل تکتونیکی به جز چند مورد محدود ازجمله مطالعاتی که بهرامی و همکاران (1392) در حاشیة طاقدیس دنه خشک در استان کرمانشاه و خبازی و همکاران (1391) در حوضة آبخیز کویر دق‌سرخ در ایران مرکزی داشته‌اند، پژوهش زیادی انجام نشده است؛ بنابراین در این مطالعه مخروط‌افکنه‌های دامنة جنوبی ارتفاعات جغتای بررسی می‌شود که وجود چندین گسل رورانده در منطقه شاهدی بر فعالیت‌های تکتونیکی منطقه است.

هدف این پژوهش، بررسی درجة فعالیت‌های تکتونیکی در مناطق مختلف، محاسبة حجم مخروط‌افکنه براساس مورفومتری آنها و شاخص‌های ژئومورفیک و همچنین بررسی نقش تکتونیک در حجم مخروط‌افکنه‌هاست. از سوی دیگر کشف روابط بین حجم مخروط‌افکنه‌ها و مساحت حوضة آبریز تغذیه‌کنندة مخروط‌ها از دیگر اهداف این پژوهش است.

 

روش‌ پژوهش

هدف اصلی این پژوهش، محاسبة حجم مخروط‌افکنه‌ها و بررسی ارتباط آن با ویژگی‌های تکتونیکی و زمین‌ساختی دامنة جنوبی ارتفاعات جغتای است. بدین منظور ابتدا با مراجعه به مقالات، سایت‌های معتبر علمی و استفاده از منابع داخلی و خارجی، روش‌های مختلف ارزیابی و سپس روش محاسبة حجم مخروط انتخاب شد که چرچ (1997) و گیلز (2010) آن را مطالعه کرده بودند. در مرحلة بعد به‌منظور مرزبندی و تعیین حریم حوضه‌ها از نقشه‌های توپوگرافی به مقیاس 1:50000 سازمان جغرافیایی نیروهای مسلح استفاده شد. استخراج ویژگی‌های لیتولوژیکی، جنس سازندها و شناسایی نوع و تعداد گسل‌ها با بهره‌گیری از نقشه‌های زمین‌شناسی مقیاس 1:100000 سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی صورت پذیرفت و در محیط نرم‌افزار Arc/Gis رقومی گردید؛ همچنین به‌منظور شناسایی و مطالعات تکمیلی DEM منطقه با دقت 30 متر به کار رفت. در گام بعدی محدودة مخروط‌افکنه‌ها، زاویة جاروب (S)، شعاع مخروط‌افکنه یا فاصلة افقی بین رأس و قاعدة مخروط (R) برای 61 مخروط‌افکنه ترسیم شد و مقدار هرکدام با نرم‌افزارArc/Gis 9.3 به دست آمد؛ همچنین با استفاده از نقشه‌های توپوگرافی و DEM منطقة اختلاف ارتفاع رأس و قاعدة مخروط‌افکنه (h) محاسبه شد و براساس رابطة شمارة 1 به دست آمد (برگرفته از چرچ، 1997: 107 و گیلز، 2010: 321).

رابطة 1

 

که در آن:

 حجم مخروط‌افکنه به متر مکعب

 = شعاع مخروط به متر

= اختلاف ارتفاع بین رأس و قاعدة مخروط به متر

= زاویة جاروب

= عدد 3.14

 

 

شکل 1. شاخص‌های لازم برای محاسبة حجم مخروط به‌طور شماتیک

(منبع: بهرامی، 1393: 63)

 

 

شکل (1) نحوة محاسبة حجم بخش‌های مختلف یک مخروط‌افکنه را نشان می‌دهد (بهرامی، 1393: 63). پس از محاسبة حجم مخروط‌افکنه‌ها و تعیین رأس مخروط، اقدام به تعیین مرز هریک از حوضه‌های آبریز تغذیه‌کننده کردیم و پس از محاسبة مساحت هریک از حوضه‌ها، میزان همبستگی بین مساحت حوضه‌های آبریز و حجم مخروط‌افکنه را به دست آوردیم.

 

محدودة پژوهش

ارتفاعات جغتای از لحاظ موقعیت ریاضی بین ʺ43 ´03 °36 تا ʺ26 ´37 °36 عرض شمالی و ʺ56 ´39 °56 تا ʺ00 ´30 °57 طول شرقی واقع شده است. حد شمالی منطقه، خط‌الرأس ارتفاعات است و در جنوب به رودخانة کالشور سبزوار محدود می‌شود. از نظر موقعیت نسبی، ارتفاعات جغتای به موازات رشته‌کوه‌های الاداغ ـ بینالود و در جنوب آن با روند شمال غرب به جنوب شرق کشیده شده است. پهنای آن بین 12 تا 30 کیلومتر متغیر است و این ارتفاعات جداکنندة دشت سبزوار از دشت جوین‌اند. این منطقه از شمال به شهرستان اسفراین، از جنوب به دشت سبزوار، از شرق به شهرستان خوشاب و از مغرب به بخش میامی شاهرود محدود می‌شود. در این منطقه که از زیرحوضه‌های کالشور سبزوار است، عوامل مختلف در پیدایش گونه‌های مختلف مخروط‌افکنه با ابعاد و وسعت‌های متفاوت نقش داشته است. بلندترین نقطة ارتفاعی منطقه در محلی به نام کوه‌گر با ا رتفاع 2480 متر و کمترین ارتفاع نیز در جنوب همین منطقه در کویر مزینان با ارتفاع 800 متر در بستر کالشور سبزوار وجود دارد.

به لحاظ زمین‌شناسی، منطقة مطالعه‌شده جزو ناهمواری‌های ایران مرکزی است که در محدودة مثلثی‌شکل داخل فلات ایران پراکنده‌اند و با توجه به گستردگی این واحد ژئومورفولوژیکی براساس اختلافات ساختاری به واحدهای کوچک‌تر تقسیم شده‌اند. یکی از این واحدها، رشته شمال شرقی جزو رشته‌های پراکندة حوضة دشت کویر معروف به رشته‌کوه جغتای است. این رشته، عامل جدایی چالة سبزوار از چالة جاجرم است (علایی طالقانی، 1382: 259). از ویژگی‌های این واحد ساختمانی، وجود شکستگی‌ها، گسل‌ها و چین‌های وابسته به این گسل‌هاست که با انفصال تکتونیکی در سنگ‌ها مشخص می‌شوند.

 

 

شکل 2. موقعیت منطقة مطالعه‌شده

 

 

یافته‌های پژوهش

با توجه به اینکه محاسبة حجم مخروط‌افکنه نیاز به داده‌های مربوط به عمق رسوبات مخروط‌افکنه دارد، به دلیل نبود چنین داده‌هایی و اینکه حجم، یک مفهوم سه‌بعدی دارد، بنابراین از روابط مثلثاتی و هندسی مخروط‌ها استفاده و حجم مخروط محاسبه می‌شود؛ به بیان دیگر با استفاده از مورفومتری مخروط‌افکنه‌ها، حجم مخروط‌افکنه‌ها را محاسبه می‌کنیم. بدین منظور شاخص‌های زاویة جاروب (S)، اختلاف ارتفاع بین رأس و قاعدة مخروط (h) و شعاع مخروط یا فاصلة افقی بین رأس و قاعدة مخروط از روی نقشه‌های رقومی‌شده در محیط نرم‌افزار اندازه‌گیری و هرکدام از متغیرهای R،h  و s جداگانه برای حوضه‌ها و براساس معادلة 1 حجم مخروط‌افکنه‌ها محاسبه شد.

 

جدول 1. پارامترهای اندازه‌گیری‌شده در مخروط‌افکنه‌های مدنظر. (BA): مساحت حوضة به کیلومتر مربع، (BS): شیب حوضه، (R): شعاع مخروط به متر، (H): اختلاف ارتفاع بین رأس و قاعدة مخروط به متر، (S): زاویة جاروب به درجه و (V): حجم مخروط‌افکنه به متر مکعب است.

ردیف

نام حوضه

BA

Bs

R

H

S

V

ردیف

نام حوضه

BA

BS

R

H

S

V

1

1

1.33

10

1210

70

38

11322915

32

دلبر

23.43

6

6372

180

30

637457429

2

2

1.34

8

1100

80

55

15479037

33

کراب

21.08

7

5754

180

50

866339502

3

3

1.79

13

1170

60

50

11939850

34

بلاش‌آباد

16.47

6

5700

180

20

340062000

4

غرب منیدر

10.54

6

4493

120

70

493012596

35

رودخانة دره زرد

9.83

7

3590

140

70

367215382

5

جنوب غرب منیدر

5.29

7

3434

120

72

296223982.72

36

شاهزاده قاسم

3.52

12

3000

100

35

91583333

6

منیدر

82.64

5

9417

220

40

2268891382

37

قز

5.53

13

3880

140

53

324768013

7

جنوب منیدر

7.47

9

1620

100

80

61041600

38

سدید

17.18

6

5500

180

70

1108158333

8

کلاته قلیچ

5.68

14

2202

120

75

126877038

39

میرحسین

5.65

10

2860

120

60

171226293

9

کلاته عبدالله

4.36

17

2470

180

67

213917890

40

سنگ سفید

19.80

7

5970

220

65

1481803418

10

غرب کلاته عبدالله

3.24

17

2110

140

60

108730175

41

شباش

10.47

10

2940

140

70

246278573

11

کوه‌گر

6.22

17

1400

220

65

444567218

42

شمال خیرآباد

32.69

5

7759

240

75

3150575572

12

غرب علی‌آباد بالا

3.09

18

1400

80

60

27352888

43

باغجر

28.86

5

4385

180

55

553452409

13

علی‌آباد بالا

29

10

3372

160

65

334691616

44

قره‌قلی

6.53

6

4348

180

82

811281029

14

مور

8

18

4800

340

70

1594282666

45

عوض

213

1

7137

140

70

1451320607

15

آبرود

5.58

16

2500

200

60

218055555

46

نجم‌آباد

8

4

4700

120

80

616556444

16

شمال بیزه

3.44

19

2330

280

55

243073970

47

غرب نجم‌آباد

2.6

8

2900

100

60

146707777

17

رودخانة داورزن

76

7

8722

260

65

3737874896

48

غرب کوه‌پیر

3.08

7

3350

120

55

215347305

18

جنوب داورزن

4.14

11

4000

100

60

279111111

49

غرب نورآباد

2

8

1670

80

50

32433874

19

رودخانة کمیز

26

7

3200

120

45

160768000

50

نورآباد

116

3

7980

160

50

1481158933

20

شمال صدخرو

43

7

8630

180

75

2923218325

51

چشمه سیر

5.21

4

3601

120

70

316687864

21

غرب بهنگر

57.5

6

5400

160

70

949536000

52

زمان‌آباد

9.88

7

5490

180

60

946399140

22

بهنگر

52

7

5000

140

70

712314814

53

شمال زعفرانیه

21

7

7800

240

90

2820752000

23

کلاته سادات

45.6

7

4900

160

75

86762222

54

غرب برج روکی

5.56

8

4190

160

40

326673505

24

جنوب شرق کلاته سادات

6

7

3000

120

48

150720000

55

اولر- کوه روکی

17.29

7

6400

220

60

1571953777

25

کوه نظرگاه

36

4

5000

140

15

152638888

56

شمال غرب اولر

2.83

11

2877

120

70

202145884

26

غرب ساروق

12.97

11

7000

220

10

313418518

57

غرب سنگ کلیدر

3.68

13

4300

180

80

774114666

27

ساروق

13.71

12

6600

320

60

2431616000

58

سنگ کلیدر

25.17

5

7432

200

60

1927074659

28

کلاته سلطان

6

10

3486

200

37

258795194

59

رودخانة چن کلاغ

21.84

2

3900

60

62

164504600

29

ریوند

48

7

6790

200

35

938303812

60

رودخانة چهارخانی

25

3

5800

100

10

97805185

30

غرب گودچاه

11.98

7

2000

80

30

27911111

61

رودخان زروند

76

3

4870

180

45

558532995

31

گودچاه

9

5

4573

160

45

437764753

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 3. روابط بین مساحت حوضه با حجم مخروط (A) و شیب حوضه با حجم مخروط (B)

 

 

براساس شکل (3) (A) رابطة خطی مستقیمی بین مساحت حوضة تغذیه‌کننده با حجم مخروط وجود دارد. شکل (B) رابطة بین شیب حوضه را با حجم مخروط نشان می‌دهد؛ بر این اساس رابطة خطی مستقیمی بین این دو وجود ندارد و بسیار ضعیف است (01/0)؛ این مسئله نقش عوامل دیگر ازجمله لیتولوژیکی و تکتونیکی را در توسعه و تکامل مخروط‌افکنه‌ها و افزایش حجم مخروط‌ها مطرح می‌کند؛ از سوی دیگر با توجه به رابطة مستقیم مساحت حوضه بر حجم مخروط منطقی‌تر آن است که حوضه‌ها را از نظر مساحت در چند گروه مشابه تقسیم‌بندی و آنگاه روابط بین شیب و حجم مخروط را در این گروه‌ها تحلیل کنیم. بدین منظور مخروط‌ها را براساس مساحت حوضة بالادست در سه گروه قرار دادیم: گروه اول شامل مخروط‌هایی است که مساحت حوضة بالادست آنها زیر 5.5 کیلومتر مربع است؛ گروه دوم شامل مخروط‌هایی است که مساحت حوضة بالادست آنها بین 5.5 تا 10 کیلومتر مربع است و گروه سوم حوضه‌هایی با مساحت 10 کیلومتر مربع و بیشتر را شامل می‌شود. همان‌گونه که شکل (4) (A، B، C) نیز نشان می‌دهد رابطة معناداری بین شیب و حجم مخروط‌افکنه‌ها در گروه‌های مساحتی همسان نیز وجود ندارد.

 

 

 

شکل 4. روابط بین شیب حوضه با حجم مخروط؛ گروه اول (A)، گروه دوم (B) و گروه سوم (C)

 

 

با توجه به اینکه عوامل متعدد زیادی مانند تکتونیک، لیتولوژی، اقلیم، کاربری اراضی و ... در توسعه و تکامل مخروط‌افکنه‌ها نقش ایفا می‌کنند و از سوی دیگر نتایج نشان می‌دهد بین متغیرهای شیب و تراکم زهکشی با حجم مخروط‌افکنه‌ها در منطقه روابط محکم و معناداری وجود ندارد، بنابراین بررسی نقش عوامل دیگر مانند تکتونیک و لیتولوژی نیز در اینجا ضرورت دارد.

محاسبة شاخص‌های ژئومورفیک برای برآورد میزان فعالیت تکتونیکی

شاخص انتگرال فرازنما (Hi)

از روش‌های ساده در تعیین شکل منحنی فرازنما برای یک حوضة آبریز فرضی، محاسبة انتگرال فرازنما برای آن است. این انتگرال به‌‌صورت مساحت زیرمنحنی فرازنما تعریف شده است و از رابطة به دست می‌آید که در این رابطه  ارتفاع متوسط حوضه، ارتفاع کمینة حوضه و ارتفاع بیشینة حوضه است (کلر و پینتر[21]، 1996: 2). مقادیر زیاد انتگرال، بیان‌کنندة توپوگرافی جوان، پستی‌ها ‌و بلندی‌های فراوان به همراه فرایند حفر قائم در درة رودخانه‌ها و مقادیر عددی متوسط تا کم به ترتیب بیان‌کنندة توپوگرافی بالغ و پیر است. این مقادیر بین صفر و 1 قرار دارد؛ به‌طور مثال عدد 795/0 بیان‌کنندة توپوگرافی جوان، عدد 420/0 نشان‌دهندة توپوگرافی بالغ و عدد 176/0 گویای توپوگرافی پیر است.

 

شاخص سینوسیتة جبهة کوهستان ()[22]

این شاخص تعادل بین شرایط آب‌وهوایی و نیروهای فرسایش، لیتولوژی و نیروهای تکتونیکی را نشان می‌دهد که موجب ایجاد جبهة کوهستان مستقیم منطبق با کوهستان‌های جهش‌یافته با گسل فعال‌اند. سینوسیتة جبهة کوهستان با رابطة زیر تعریف می‌شود:

 

در اینجا:

: شاخص سینوسی جبهة کوهستان،
: طول جبهة کوهستان در امتداد پایکوه (خط کنیک)،: طول خط مستقیم در جبهة کوهستان است. شاخص  برای مناطق بسیار فعال تکتونیکی بین (1 تا 6/1)، برای مناطق با فعالیت متوسط بین (4/1 تا 3) و برای جبهة کوهستان غیرفعال تکتونیکی از حدود 8/1 تا بیشتر از 5 است (مددی و همکاران، 1384: 135).

 

شاخص قرینگی حوضة آبریز (Af)

این شاخص که به‌صورت زیر تعریف می‌شود، شاخصی برای تشخیص وجود کج‌شدگی ناشی از فعالیت‌های تکتونیکی در حوضه‌های زهکشی است.

 

شکل 5. نمایش نحوة محاسبة عامل عدم‌تقارن با نمودار مکعبی (مولین و همکاران، 2003)

 

در این رابطه: عدم‌تقارن زهکشی،
: مساحت حوضة دربرگیرندة زهکش‌های فرعی در ساحل سمت راست آبراهة اصلی (به کیلومتر مربع)، : مساحت حوضة دربرگیرندة زهکش‌های فرعی در ساحل سمت چپ و راست آبراهة اصلی (به کیلومتر مربع) است.

 

شاخص تقارن توپوگرافی عرضی (T)

شاخص دیگری که از آن در ارزیابی نامتقارن‌بودن حوضه و پیرو آن در بررسی حرکات تکنونیکی فعال استفاده می‌شود، تقارن توپوگرافی عرضی (T) است (شکل 8). این شاخص با رابطة زیر به دست می‌آید:

 

در این رابطه،  فاصله از خط میانی حوضة آبریز تا نوار مئاندری و فاصلة خط میانی حوضة آبریز از خط مرز حوضه (خط تقسیم آب) است (مقصودی و همکاران، 1396: 53). برای حوضة کاملاً متقارن  است که با افزایش عدم‌تقارن، شاخص افزایش پیدا می‌کند و درنهایت به 1 نزدیک می‌شود.

 

شاخص نسبت شکل حوضة زهکشی (Bs)

به‌طور کلی شکل حوضه‌های زهکشی در نواحی فعال تکتونیکی به‌صورت کشیده و طولی ظاهر می‌شود؛ در حالی که با گذشت زمان یا کاهش فعالیت تکتونیکی شکل حوضه به دایره‌ای تغییر شکل می‌دهد (مقصودی و همکاران، 1390: 138). در چنین شرایطی تصویر افقی از حوضه‌های آبریز ممکن است با نسبت شکل حوضه بیان شود (شکل 7).

معادلة شاخص نسبت شکل حوضه به شرح زیر است:

 

در این معادله:

= شاخص نسبت شکل حوضه

= طول حوضه از خط الرأس تا نقطة خروجی

= عرض حوضه در عریض‌ترین قسمت حوضه

حوضه‌های با نسبت کشیدگی زیاد، فعالیت تکتونیکی بیشتری دارند؛ در حالی که حوضه‌هایی با نسبت کشیدگی کمتر، دایره‌ای‌شکل و از نظر تکتونیکی نیز کمتر فعال‌اند. همدونی و همکاران (2007) با مطالعة 37 زیرحوضه، مقادیری بین 1.6 تا 5.8 را برای نسبت شکل حوضه‌ها به دست آورده‌اند (مقصودی و همکاران، 1390: 138).

 

 

   

شکل 6. نحوة محاسبة شاخص گرادیان- طول رودخانه

شکل 7. نحوة محاسبة شاخص نسبت شکل حوضه (Bs) (منبع: نگارندگان)

   

شکل 8. نحوة محاسبة شاخص تقارن توپوگرافی عرضی (T)

شکل 9. نحوة محاسبة شاخص قرینگی حوضة آبریز (Af) (منبع: نگارندگان)

 

 

شاخص گرادیان طول رودخانه[23](SL)

این شاخص از رابطة زیر به دست می‌آید:

 

در این رابطه،: شاخص گرادیان طول رودخانه،: اختلاف ارتفاع در یک مقطع مشخص،
: فاصلة افقی در آن مقطع مشخص و: طول رودخانه از نقطة مرکزی مقطع اندازه‌گیری‌شده تا سرچشمة رودخانه خواهد بود. بسیاری از پژوهشگران این شاخص را در چند مقطع از رودخانة اصلی انجام می‌دهند؛ اما در اینجا از کل آبراهة اصلی حوضه، یک مقطع ترسیم و متغیرهای لازم محاسبه شده است.

 

شاخص نسبت پهنای کف دره به عمق دره (vf)

این شاخص به صورت زیر تعریف می‌شود:

 

در اینجا:

= نسبت پهنای کف دره به عمق دره

= پهنای کف دره یا عرض بستر به متر

= ارتفاع متوسط کف دره از سطح دریا

= ارتفاع دیواره سمت چپ دره یا ارتفاع خط الرأس سمت چپ رودخانه (خط تقسیم آب سمت چپ از سطح دریا)

= ارتفاع دیوارة سمت راست دره یا ارتفاع خط الرأس سمت راست رودخانه (شکل 10).

شاخص نسبت پهنا به ارتفاع دره عبارت است از نسبت دو برابر عرض کف دره به اختلاف ارتفاع دیوارة دو سمت آن و ارتفاع کف دره. این شاخص بازتاب‌دهندة اختلاف بین دره‌های V شکل و U شکل است؛ به این معنا که هرچه مورفولوژی دره به شکل V نزدیک‌تر شود، مقدار Vf به صفر نزدیک و حاصل رابطة بالا به عدد صفر نزدیک می‌شود؛ به بیان دیگر مقدار کم Vf، نشان‌دهندة فعال‌بودن منطقه از نظر تکتونیک و V شکل‌بودن دره است و مقادیر زیاد این شاخص نشان‌دهندة فعال‌نبودن و کم‌بودن فعالیت تکتونیکی در منطقه است (مقصودی و همکاران، 1390: 130).

 

 

شکل 10. نحوة محاسبة پارامترهای شاخص نسبت پهنای کف دره به عمق دره (Vf). (منبع: نگارندگان)

جدول 2. نتایج به‌دست‌آمده از شاخص‌های مطالعه‌شده در منطقه (منبع: نگارندگان)

Hi

Smf

AF

T

Bs

Sl

Vf

P

نام حوضه

ردیف

57.

1.37

90

62.

1.2

90

1.2

1.5

1

1

55.

1.41

70

30.

1.35

126

1.5

2.08

2

2

59.

69.

50

67.

1.2

81.25

2

1.7

3

3

615.

1.07

48

40.

1.22

185.29

71.

1.3

غرب منیدر

4

65.

1.44

60

45.

1.13

159.59

8.3

1.4

جنوب غرب منیدر

5

523.

1.52

60

14.

2

459.45

8.3

1.5

منیدر

6

507.

1.53

45.7

62.

2.67

301.59

12.5

1.5

جنوب منیدر

7

527.

1.68

56.6

32.

1.5

278.93

35.

1.4

کلاته قلیچ

8

49.

1.76

55

35.

3

330.5

36.

1.1

کلاته عبدالله

9

496.

1.76

59

42.

3.79

336.311

1.33

1.2

غرب کلاته عبدالله

10

529.

1.92

62.7

31.

1.88

375.29

1.05

1.5

کوه‌گر

11

491.

1.92

32

35.

2.40

389.45

9

2.4

غرب علی‌آباد بالا

12

542.

1.63

53.4

10.

1.45

493.94

1.03

1.2

علی‌آباد بالا

13

507.

1.50

45

55.

3.29

527.302

41.

1.03

مور

14

484.

1.60

35

80.

2.20

316.87

1.26

1.1

آبرود

15

509.

1.63

49.4

24.

4.26

335.84

38.

1.04

شمال بیزه

16

512.

1.27

64.3

24.

1.90

514.23

52.

1.1

رودخانة داورزن

17

485.

1.27

43.4

37.

1.94

197.51

2

1.5

جنوب رودخانة داورزن

18

670.

1.32

42

26.

2.16

317.57

30.

1.3

رودخانة کمیز

19

657.

1.31

68.3

38.

2.80

574.34

1.85

1.6

شمال صدخرو

20

577.

1.26

20

55.

2.45

574.34

65.

1.5

غرب بهنگر

21

252.

1.46

33

40.

1.88

575.62

35.

1.3

بهنگر

22

510.

1.44

53

27.

1.9

592.84

1.6

1.3

کلاته سادات

23

430.

1.72

36.6

34.

3.06

198.20

1.8

2.5

جنوب شرق کلاته سادات

24

504.

1.50

51

25.

2.45

821.44

1.17

1.4

کوه نظرگاه

25

475.

1.27

36

45.

4.42

551.90

48.

1.2

غرب ساروق

26

485.

1.88

36

57.

3.64

303.50

4.3

1.1

ساروق

27

595.

1.29

23

52.

2.47

303.50

1.1

1.2

کلاته سلطان

28

564.

1.43

47.5

27.

3.75

798.29

1.33

2.13

ریوند (جدید و قدیم)

29

478.

1.67

54

32.

2.01

275.62

1.6

2.13

غرب گودچاه

30

465.

1.68

64.5

11.

1.16

126.78

3.7

2.4

گودچاه

31

570.

1.69

48.6

22.

1.92

362.14

1.1

1.5

دلبر

32

554.

1.89

45

21.

1.61

371.05

1.4

2.1

کراب

33

546.

1.54

51

18.

2.37

282.41

1.5

2.1

بلاش‌آباد

34

544.

1.32

65

33.

1.18

192.39

1.37

2

رودخانة دره زرد

35

501.

1.74

57

51.

2.52

286.36

3.5

2.15

شاهزاده قاسم

36

523.

1.57

47

28.

2.28

337.61

4.08

2.85

قز

37

525.

1.19

42.5

21.

1.5

229.84

76.

1.6

سدید

38

401.

1.79

70

55.

2.08

260.04

2.7

1.36

میرحسین

39

594.

1.52

65

43.

1.37

230.99

2.18

1.2

سنگ سفید

40

424.

1.34

26

42.

1.3

323.51

1.25

1.8

شباش

41

553.

1.39

57

10.

1.67

264.60

74.

1.4

شمال خیرآباد

42

548.

1.37

56

19.

1.56

265.52

1.6

1.42

باغجر

43

552.

1.35

58

12.

1.82

152.53

1

1.4

قره‌قلی

44

545.

1.34

53

08.

53.

129.79

1.26

73.

عوض

45

402.

1.56

47.5

42.

2.46

88

4.28

1.2

نجم‌آباد

46

524.

1.39

34.6

39.

1.7

101.24

50.

1.6

غرب نجم‌آباد

47

578.

1.55

52

53.

1.7

124.60

2.15

1.6

غرب کوه‌پیر

48

485.

1.55

75

43.

2.14

77.51

3.07

1.75

غرب نورآباد

49

498.

1.46

52

82.

1.22

332.06

2

1.87

نورآباد

50

501.

1.37

38

46.

1.07

83.52

1.8

1.7

چشمه سیر

51

675.

1.36

56

21.

1.53

199.87

94.

1.2

زمان‌آباد

52

498.

1.44

38.5

35.

1.44

271.45

2.5

1.19

شمال زعفرانیه

53

590.

84.

47

37.

2.22

175.69

3.3

1.2

غرب برج روکی

54

623.

1.53

47

20.

1.78

317.79

1.1

1.3

اولر - کوه برج روکی

55

458.

1.40

53

49.

3.68

238.21

2.16

1.66

شمال غرب اولر

56

536.

1.53

60

30.

3.17

297.91

2.5

1.55

غرب سنگ کلیدر

57

569.

1.33

47

40.

1.62

239.30

1.3

1.54

سنگ کلیدر

58

593.

1.34

62

40.

3.14

137.08

12.5

1.43

رودخانة چن‌کلاغ

59

489.

1.52

58.4

42.

4.09

190.71

6.25

1.13

رودخانة چهارخانی

60

529.

1.34

48

24.

2.9

315.87

3.3

93.

رودخانة زروند

61

جدول 3. تعیین کلاس حوضه‌ها براساس شاخص‌های استفاده‌شده به درصد (منبع: نگارندگان)

شاخص

کلاس

Vf

SL

BS

T

AF

Smf

Hi

میانگین

کلاس (1)

34درصد

3.2درصد

4.9درصد

4.9درصد

21.3درصد

72درصد

50

27.18

کلاس (2)

18.3درصد

13درصد

13.11درصد

68.9درصد

45درصد

28درصد

50

33.75

کلاس (3)

47.7درصد

83.8درصد

82درصد

26.2درصد

33.7درصد

-

-

39.05

 

 

اشکال مثلثی‌

در محل تلاقی کوهپایه با دشت، رسوبات در محل خط گسل بریده و به‌صورت اشکال مثلثی دیده می‌شوند. این اشکال جبهه‌های کوهستانی فعال ازنظر تکتونیکی را نشان می‌دهند و هرچه گسل فعال‌تر باشد، این اشکال واضح‌ترند و در نقاطی که مدت‌زمان زیادی از فعالیت گسل می‌گذرد و میزان فرسایش از میزان حرکت گسل بیشتر است، دره‌ها وسیع‌تر و این اشکال با زوایای گردشده دیده می‌شوند (سهرابی و همکاران، 1395: 23). شکل (11) سطوح مثلثی‌شکل ایجادشده در اثر فعالیت تکتونیکی را در پای کوه و بر اثر عملکرد گسل در منطقه نشان می‌دهد.

 

 

شکل 11. اشکال مثلثی ایجادشده در پای کوه به همراه گسل

 

 

علاوه بر سطوح مثلثی‌شکل، گاه شاخص جابه‌جایی آبراهه‌ها بر اثر حرکات گسل به‌منزلة ابزاری برای تشخیص فعالیت تکتونیکی در حوضه‌های آبریز به کار می‌رود. آبراهه‌ها، عوارضی بسیار حساس به تغییرات دبی رود، اختصاصات بار رسوبی و تنش‌های موجود در منطقه‌اند و این تغییرات بر مورفولوژی آبراهه‌ها تأثیر می‌گذارند (سلیمانی، 1378: 13). آبراهه‌ها از ارتفاعات سرچشمه می‌گیرند و طی مسیر، راه خود را برای جریان‌یافتن باز می‌کنند. عملکرد گسل در طول مسیر آبراهه اگر از نوع تنش برشی افقی (امتداد لغز) باشد، آبراهه از مسیر اصلی خود منحرف می‌شود و بخشی از مسیر آن در امتداد زون گسل حرکت می‌کند تا مسیر را برای جریان مستقیم خود پیدا کند. این فاصلة طی‌شده در امتداد گسل، میزان جابه‌جایی آبراهه را نشان می‌دهد و گاه باعث تغییر مسیر رسوب‌گذاری می‌شود.

در منطقة مدنظر حوضه‌های ساروق، غرب ساروق، کوه نظرگاه، داورزن، ریوند، گودچاه، غرب گودچاه و چهارخانی درنتیجة تغییر مسیر رودخانه حاصل از عملکرد گسل، تغییر مسیر رسوب‌گذاری را در پایین‌دست باعث شده است؛ به‌ویژه در مخروط‌افکنه‌های ریوند (مخروط‌افکنة چندبخشی قدیم، جدید، فسیل) و گودچاه (مخروط‌افکنة تودرتو) را ایجاد کرده است.

داده‌های جدول (3) نشان می‌دهد براساس شاخص Vf از تعداد 61 حوضة مطالعه‌شده، 34درصد منطقه با شرایط فعال تکتونیکی مشخص شدند که نشان‌دهندة دره‌های Vشکل و جوان است و در پاسخ به حرکات قائم و عمودی ایجاد شده‌اند. 18.3درصد حوضه‌ها در کلاس 2 و شرایط نیمه‌فعال تکتونیکی شناسایی شدند و 47.7درصد کل حوضه با توجه به این شاخص در وضعیت غیرفعال تکتونیکی قرار گرفتند. درمجموع براساس این شاخص، 52.3درصد کل منطقه در وضعیت فعال تا نیمه‌فعال تکتونیکی قرار می‌گیرند.

مقادیر عددی شاخص SL به قدرت رودخانه (برحسب دبی و شیب سطح آب) بستگی دارند. شاخص گرادیان رودخانه هنگامی که جزء قائم تغییر شکل فعال بسیار شدید باشد، از شاخص‌های مهم به شمار می‌آید (سلیمانی، 1378: 58)؛ به هر حال این شاخص به مقاومت سنگ‌ها حساس و تفکیک حالات‌ ناشی از حرکات تکتونیکی فعال و حالات‌ ناشی از مقاومت سنگ‌ها، امری مشکل است. مقادیر زیاد SL در سنگ‌های با مقاومت کم یا سنگ‌های یکسان  از لحاظ مقاومتی بیان‌کنندة حرکات تکتونیکی جوان و فعال است. در منطقة مطالعه‌شده 3.2درصد منطقه در وضعیت فعال تکتونیکی و 13درصد نیمه‌فعال‌اند و در کلاس (2) قرار می‌گیرند؛ قسمت بیشتر منطقه یعنی 83.8درصد منطقه شرایط آرام تکتونیکی دارند؛ این مسئله نشان‌دهندة تأثیرات مهم و تعیین‌کنندة لیتولوژی در افزایش بار رسوبی و تأمین رسوب برای مخروط‌افکنه‌های پایین‌دست است.

شاخص BS، میزان کشیدگی حوضه‌ها را درنتیجة فعالیت تکتونیکی نشان می‌دهد. حوضه‌هایی که با مقادیر زیاد Bs بیشتر از 4 مشخص شوند، کشیده‌تر و ازنظر تکتونیکی فعال‌اند. زمانی که Bs بین 3 و 4 باشد، ازنظر زمین‌ساختی در وضعیت نیمه‌فعال (کلاس 2) قرار می‌گیرند و مقادیر کمتر از 3، حوضه‌های دایره‌ای‌شکل را نشان می‌دهد که ازنظر تکتونیکی غیرفعال‌اند (همدونی و همکاران، 2008: 169). براساس رتبه‌بندی همدونی و همکاران از بین 61 حوضه مطالعه‌شده، 4.9درصد حوضه‌ها در وضعیت فعال (کلاس 1)، 13درصد منطقه در وضعیت نیمه‌فعال (کلاس 2) و 82درصد در شرایط غیرفعال تکتونیکی قرار می‌گیرند.

عدم‌تقارن حوضه‌های آبریز را شاخص تقارن توپوگرافی عرضی (T) درنتیجة فعالیت‌های تکتونیکی نشان می‌دهد. مقادیر آن بین صفر و یک متغیر است و هرچه به یک نزدیک‌تر می‌شود، عدم‌تقارن درنتیجة فعالیت بیشتر تکتونیک افزایش می‌یابد. براساس جدول (3) و شاخص T 4.9درصد در کلاس 1 و با وضعیت فعال تکتونیکی ظاهر شده که نشان‌دهندة عدم‌تقارن درنتیجة فعالیت تکتونیکی است و 68.9درصد منطقه در کلاس 2 و وضعیت نیمه‌فعال است و بقیه در شرایط غیرفعال تکتونیکی قرار گرفته‌اند.

شاخص AF، وجود کج‌شدگی ناشی از فعالیت‌های تکتونیکی را در حوضه‌های زهکشی نشان می‌دهد. چنانچه مقادیر این شاخص حدود 50 باشد، نبود تکتونیک در حوضة زهکشی را نشان می‌دهد؛ اگر مقدار این شاخص بیش از 50 باشد، نشان‌دهندة فرایش در ساحل راست رودخانة اصلی است و مقدار کمتر از 50، فرایش در ساحل چپ رودخانة اصلی را نشان می‌دهد. مقادیر این شاخص براساس جدول (3) نشان می‌دهد 21.3درصد مجموع حوضه‌ها در رتبة 1 (فعال از نظر تکتونیک)، 45 حوضه در شرایط نیمه‌فعال و 23.7درصد در وضعیت غیرفعال قرار می‌گیرند.

براساس شاخص سینوزیتة جبهة کوهستان از مجموع حوضه‌های منطقة مدنظر 72 درصد منطقه با میزان Smf بین 1 تا 1.6 در وضعیت تکتونیکی فعال و بقیه در وضعیت نیمه‌فعال قرار می‌گیرند؛ بنا بر این شاخص درمجموع پیشانی کوهستانی مطالعه‌شده درنتیجة فعالیت‌های تکتونیکی گرایش به ایجاد جبهه‌های خطی مستقیم و منظم دارد که گاه با تغییرات ناگهانی در سنگ‌شناسی نیز مشخص می‌شوند (مقصودی و همکاران، 1390: 134).

دربارة تعدادی از حوضه‌ها مانند حوضة داورزن، جنوب رودخانة داورزن، کلاته سادات، ساروق و گودچاه که نتایج حاصل از شاخص‌ها، آنها را در شرایط متوسطی ازنظر فعالیت تکتونیکی نشان می‌دهد، در حالی که تخلیة رسوبی زیادی را به خود اختصاص داده‌اند و مخروط‌افکنه‌های وسیعی را ایجاد کرده‌اند، این پدیده به شرایط لیتولوژیکی و تکتونیکی و ماهیت گسل‌های فعال در این نواحی توأمان مرتبط است. گسل‌های راندگی، یکی از مهم‌ترین عناصر ساختمانی متعلق به کواترنر در ناحیه‌اند. ازجملة این گسل‌ها، گسل راندگی مهر در شمال روستای مهر است که باعث راندگی واحدهای مارنی پلیوسن روی نهشته‌های جوان کواترنر شده است. در بعضی قسمت‌های این راندگی واحد Qf1 (رسوبات جوان کواترنری) نیز قطع شده است. در شمال راندگی مهر صفحة راندگی دیگری وجود دارد که باعث رانده‌شدن واحد فلیشی ائوسن روی کنگلومرای نئوژن شده است و به نظر می‌رسد به طرف شرق مؤلفة شیب لغز بیشتری دارد که در امتداد آن، بخش زیادی از کنگلومرای نئوژن حذف یا زیررانده شده‌ است. این راندگی در بخش انتهایی به چند شاخة کوچک تحلیل می‌رود و در مارن‌های میوسن ناپدید می‌شود. امتداد این راندگی در ورقة باشتین، راندگی کمیز نامیده می‌شود.

در شمال راندگی کمیز، گسل راندگی ساروق وجود دارد که کنگلومرای پلیوسن را روی واحد فلیشی ائوسن رانده است. در شمال راندگی ساروق، راندگی مهم دیگری وجود دارد؛ به گونه‌ای که باعث شده است در طول این صفحه سنگ‌های سرپانتینیتی (Sr) و‌ هارزبورزیتی (hz) روی کنگلومرای پلیوسن رانده شوند. عملکرد این راندگی‌ها در پایین‌دست حوضه‌ها باعث شده است رسوب بیشتری ناشی از مارن‌های پلیوسن، واحدهای فلیشی ائوسن و کنگلومرای نئوژن در اختیار جریان‌های سطحی قرار ‌گیرد و مخروط‌افکنه‌های وسیعی را تشکیل ‌دهد و توسعه بخشد. شکل (14) چندین گسل‌راندگی را در منطقه نشان می‌دهد که با توجه به سنگ‌شناسی منطقه نقش حائز اهمیتی در تولید رسوب و توسعة مخروط‌افکنه دارد؛ به طوری که حوضه‌هایی مانند داورزن، مور، کلاته سادات و گودچاه متأثر از لیتولوژی منطقه مخروط‌افکنه‌های بزرگی را ایجاد کرده‌اند.

یکی دیگر از پدیده‌هایی که بر اثر عملکرد گسل‌ها روی مخروط‌افکنه ایجاد می‌شود، پدیدة قطعه‌قطعه‌شدن مخروط‌افکنه‌ها و نیز جابه‌جایی افقی بین قطعات ایجادشده است. با بالاآمدن رسوبات مخروط‌افکنه‌ای، شیب آبراهة اصلی افزایش می‌یابد و باعث افزایش قدرت حمل جریان، حفر بستر خود و به عمق بردن آن می‌شود.

 

 

   

شکل 12. پیدایش مخروط‌افکنه‌های چندبخشی درنتیجة تغییر سطح اساس

شکل 13. تصویر شماتیک از نحوة ایجاد مخروط‌افکنه‌های چندبخشی

 

 

چنین فرایندی باعث جابه‌جایی نقطة تقطیع به سمت پایین‌دست مخروط‌افکنه می‌شود؛ این امر باعث می‌شود بخش‌های بالادست مخروط‌افکنه متروک، فرسایش خندقی در سطح آنها آغاز و مخروط‌افکنة جدیدتری در پایین‌دست مخروط قدیمی تشکیل شود و این اشکال تراکمی را توسعه بخشد؛ مانند حوضة گودچاه در غرب منطقة مطالعه‌شده که درنتیجة راندگی مهر و تغییر سطح اساس آبراهه، چندین مخروط تقطیع‌شده یا طبقاتی ایجاد شده است.

 

 

شکل 14. نقشة تکتونیک و گسل‌های منطقه


نتیجه‌گیری

در این مطالعه با هدف برآورد حجم مخروط‌افکنه‌ها و ارتباط آن با تکتونیک فعال، ابتدا با بهره‌گیری از مدل رقومی ارتفاع (DEM) و نقشه‌های توپوگرافی رقومی‌شده در محیط نرم‌افزار Arc/Gis، محدودة مخروط‌افکنه‌ها، مساحت حوضة آبریز تغذیه‌کننده، شیب توپوگرافی حوضه، زاویة جاروب، شعاع مخروط و اختلاف ارتفاع رأس و قاعدة مخروط برای 61 حوضه در دامنة جنوبی ارتفاعات جغتای محاسبه شد.

نتایج این مطالعه نشان می‌دهد بین مساحت حوضة آبریز با حجم مخروط‌افکنه رابطة معنا‌داری وجود دارد؛ در حالی که بین شیب حوضه و حجم مخروط‌افکنه همبستگی زیادی وجود ندارد و رابطه معنا‌دار نیست. از آنجا که احتمال داده می‌شد این نبود همبستگی بین شیب و حجم مخروط به دلیل تفاوت در مساحت حوضه‌های بالادست مخروط‌افکنه‌ها باشد، حوضه‌های آبریز از نظر مساحت در سه گروه طبقه‌بندی شدند و بررسی بین شیب حوضه با حجم مخروط‌افکنه‌ها در گروه‌های همسان ازنظر مساحت صورت پذیرفت. نتایج حاصل از این بررسی نیز ارتباط معنا‌داری را بین این دو متغیر نشان نمی‌دهد؛ بنابراین به‌منظور بررسی تأثیر سایر عوامل در افزایش حجم مخروط‌افکنه‌ها مانند تکتونیک و میزان فعالیت تکتونیکی از شاخص‌های مختلف مورفومتریک استفاده شد. نتایج حاصل از میانگین همة شاخص‌ها (جدول 3) نشان می‌دهد 27.18درصد منطقه در وضعیت فعال تکتونیکی و 33.75درصد در وضعیت نیمه‌فعال قرار دارند و 39.05درصد منطقه از شرایط آرام تکتونیکی برخوردار است؛ بنابراین 61.55درصد منطقه در شرایط فعال تا نیمه‌فعال قرار می‌گیرد که نقش عوامل تکتونیکی در تأمین رسوب و افزایش حجم مخروط‌افکنه‌ها آشکار می‌شود.

با توجه به نتایج پژوهش‌های مشابه که بهرامی و همکاران در مناطق دیگر جغرافیایی، جمال‌آبادی و همکاران، خبازی و همکاران (ایران مرکزی) و دیگران انجام داده‌اند، ارتباط بین فعالیت‌های تکتونیکی و توسعة حجم مخروط‌افکنه‌ها تأیید می‌شود. از سوی دیگر تأثیر مشترک عوامل سنگ‌شناسی و تکتونیک که روراندگی واحدهای سست و نرم فلیش و مارن‌های نئوژن روی واحد سخت کنگلومرا را باعث شده است، با تغییر سطح اساس و حفر عمقی، بار رسوبی بیشتری در اختیار جریان‌های سطحی قرار داده و به توسعة مخروط‌افکنه‌ها منجر شده است که درنتیجه تکرار فازهای مختلف فرسایشی و تکتونیکی، پیدایش مخروط‌های چندبخشی و قطعه‌قطعه را نیز ایجاد کرده است؛ بنابراین با توجه به فعال تا نیمه‌فعال‌بودن منطقه از نظر تکتونیکی که منجر به تغییر موقعیت مخروط‌افکنه‌ها می‌شود و مخروط‌افکنه‌های جدیدتری را در کنار مخروط‌های قدیمی ایجاد می‌کند، پیشنهاد می‌شود پیش از هرگونه اقدامی با هدف آمایش سرزمین و مدیریت محیط، موضوع به دقت مطالعه و تجزیه‌وتحلیل و از هرگونه اقدام منجر به برهم‌خوردن تعادل بین متغیرهای محیطی خودداری شود.



[1] Bull

[2] Alexander, & Leeder

[3] Harvey

[4] Wells

[5] Silva et al

[6] Gupta

[7] Li

[8] Malik et al

[9] Viseras et al

[10] Robustelli et al

[11] Kumar et al

[12] Nanninga& Wasson

[13] Church

[14] Loyd et al

[15] Cotton

[16] Baylis

[17] Giles

[19] Sümeghy

[20] Kiss

[21] Keller and Pinter

[22] Mountain Front Sinousity

[23] Stream Length- Gradient Index

بهرامی، شهرام و بهرامی، کاظم، (1390). ارزیابی نقش زمین‌ساخت در ریخت‌شناسی مخروط‌افکنه‌های واقع در حاشیة طاقدیس دنه خشک، فصلنامة زمین‌شناسی ایران، دورة 5، شمارة 19، 29-15.

بهرامی، شهرام، معتمدی راد، محمد و اکبری، الهه، (1392). بررسی تأثیر تکتونیک در ویژگی‌های کمی شبکة زهکشی (مطالعة موردی: چهار حوضة زهکشی در شمال شرق کشور)، مجلة مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، دورة 29، شمارة 12، 102-85.

خبازی، مصطفی، سیف، عبدالله، معیری، مسعود و نوحه‌سرا، مریم، (1391). روابط کمی بین حجم مخروط‌افکنه و ارتباط آن با تکتونیک فعال (نمونة موردی: حوضة آبخیز کویر دق‌سرخ در ایران مرکزی)، پژوهش‌های ژئومورفولوژی کمی، دورة 3، شمارة 2، 126-103.

خیام، مقصود و مختاری کشکی، داوود، (1382). ارزیابی عملکرد فعالیت‌های تکتونیکی براساس مورفولوژی مخروط‌افکنه‌ها، پژوهش‌های جغرافیایی، دورة 35، شمارة 44، 10-1.

رامشت، محمدحسین، عباسی، علیرضا و معیری، مسعود، (1387). تحلیل فضایی و ژنتیکی مخروط‌افکنه‌های ایران، فصلنامة تحقیقات جغرافیایی، دورة 23، شمارة 1، 116-97.

رامشت، محمدحسین و شاه‌زیدی، سمیه سادات، (1387). نقش گسل‌ها در جابه‌جایی کانون‌های واگرای متواتر و تکامل مخروط‌افکنه‌های درختنگان در کواترنر، جغرافیا و توسعة ناحیه‌ای، دورة 6، شمارة 10، 19-1.

سلیمانی، شهریار، (1378). رهنمودهایی در شناسایی حرکات تکتونیکی فعال و جوان با نگرشی بر مقدمات دیرینة لرزه‌شناسی، چاپ اول، تهران، نشر پژوهشگاه بین‌المللی زلزله‌شناسی و مهندسی زلزله.

سهرابی، آرش و بیگی، سهیلا، (1395). بررسی شاخص‌های ژئومورفیک و مورفوتکتونیکی برای ارزیابی تکتونیک فعال در محدودة آبدوغی، شمال شرق یزد، ایران مرکزی، نشریة تحقیقات کاربردی علوم جغرافیایی، دورة 16، شمارة 40، 28-7.

شاه‌زیدی، سمیه سادات، (1393). نقد نظریة کینگ و چالش‌های تجربی آن (نقدی در حوزة دانش ژئومورفولوژی)، جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، دورة 25، شمارة 1، 78-65.

عباسی، علیرضا، (1387). ویژگی‌ها و پراکندگی فضایی مخروط‌افکنه‌های بزرگ ایران و رابطة آنها با سیستم‌های شکل‌زای اقلیمی، پایان‌نامة دکتری، استاد راهنما: معیری، مسعود و رامشت، محمدحسین، دانشگاه اصفهان، گروه جغرافیا.

عابدینی، موسی و رجایی، عبدالحمید، (1385). بررسی نقش عوامل مؤثر در گسترش و تکامل مخروط‌افکنه‌های ارتفاعات دره دیز - دیوان داغی با استفاده از روش‌ها و تکنیک‌های جدید، مجلة پژوهش‌های جغرافیایی، دورة 38، شمارة 55، 89-73.

علایی طالقانی، محمود، (1382). ژئومورفولوژی ایران، جلد 1، چاپ 2، تهران، انتشارات قومس.

مختاری کشکی، داوود، کرمی، فریبا و بیاتی خطیبی، مریم، (1386). اشکال مختلف مخروط‌افکنه‌ای در اطراف تودة کوهستانی میشوداغ (شمال غرب ایران) با تأکید بر نقش فعالیت‌های تکتونیکی کواترنر در ایجاد آنها، فصلنامة مدرس علوم انسانی، دورة 11، شمارة 53، 292-257.

مددی، عقیل، رضایی مقدم، محمدحسین و رجایی، عبدالحمید، (1384). تحلیل فعالیت‌های نئوتکتونیک با استفاده از روش‌های ژئومورفولوژی در دامنه‌های شمال غربی تالش، پژوهش‌های جغرافیایی، دورة 16، شمارة 48، 138-123.

مقصودی، مهران، (1387). بررسی عوامل مؤثر در تحول ژئومورفولوژی مخروط‌افکنه‌ها (مطالعة موردی: مخروط‌افکنة جاجرود)، پژوهش‌های جغرافیایی، دورة 40، شمارة 65، 92-73.

مقصودی، مهران و محمدنژاد، وحید، (1390). ژئومورفولوژی مخروط‌افکنه‌ها، جلد 1، چاپ 1، تهران، انتشارات دانشگاه تهران.

وزارت جهاد کشاورزی، (1387). برنامة راهبردی بیابان، چشم‌انداز 1404.

یمانی، مجتبی و مقصود، مهران، (1382). بررسی نقش تحول کانال‌های گیسویی در سطح مخروط‌افکنه‌ها، (مطالعة موردی: مخروط‌افکنة تنگوییه در چالة سیرجان)، پژوهش‌های جغرافیایی، دورة 35، شمارة 65، 113-103.

Alexander, J. & Leeder, M.R., (1987). Active tectonic control of alluvial architecture In: Ethridge, F. G and Flores, R.M. (eds) Fluvial Sedimentology, Special Publication, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Vol 39, Pp 243-252.

Baylis, E.J., (2009). An Investigation of the Hazard Associated with the Alluvial Fans on the Kaikoura Coast, South Island, New Zealand, M.S. Thesis in Physical Geography, Victoria University of Wellington.

Bull, W.B., (1977). The Alluvial-Fan Environment, Progress in Physical Geography, Vol 1, 222-270.

Cotton, A., (2002). Stratigraphy and Sedimentology of a Paraglacial Fan Near Hancock, Vermont [B.A. Thesis]: Middlebury, Vermont, 45 p.

Church, A.B., (1997), Fan Deposition in Northwestern Vermont: Depositional Activity and Aggradation Rates over the Last 9,500 years [Master’s Thesis]: Burlington, University of Vermont, 113 p.

Ferrill, D.A., Stakamatos, J.A., Jones, S.M., Rahe, B., McKague, H.L., Martin, R.H., Morris, A.P., (1996). Quaternary slip history of the Bare Mountain fault (Nevada) from the morphology and distribution of alluvial fan deposits, Geology, Vol 24, 559– 562.

Gupta, S., (1997). Himalayan drainage patterns and the origin of fluvial megafans in the Ganges foreland basin, Geology, Vol 25, 11-14.

Giles, P.T., (2010). Investigating the use of alluvial fan volume to represent fan size in morphometric studies, Geomorphology, Vol 121, 317–328.

Harvey, A.M., (1987), Alluvial Fan Dissection: Relationship between Morphology and Sedimentation, In: Frostik, L., Reid, I. (Eds.), Desert Sediments: Ancient and Modern, Geological Society of London Special Publication, Vol 35, Pp 87-103.

Hamdouni, R.Irigaray, C, Fernandez, T, hocon. J Keller, E, (2008). Assessment of realitive active tectonics, Southwest Border of the Sierra Nevada (southern spain), Geomorphology, Vol 96, 150-173 p.

Keller, E.A., and Pinter, N., (1996). Active Tectonic, Prentice Hill, upper saddle River, Nj, p 33.

Kumar, R., Suresh, N., Sangode, S.J., Kumaravel, V., (2007). Evolution of the Quaternary alluvial fan system in the Himalayan foreland basin: Implications for tectonic and climatic decoupling, Quaternary International, Vol 159, 6–20.

Loyd, M.J., Nichols, G.J and Friend. P.F., (1998). Oligo-Miocene alluvial-fan evolution at the southern Pyrenean thrust front, Spain, Journal of Sedimentary Research, Vol 68 (5), Pp 869-878.

 Li, Youli. Yang, Jingchun., Tan, Lihua., Duan, Fengian., (1999). Impact of tectonics on alluvial landforms in Hexi corridor, Northwest China, Geomorphology, Vol 28.

Laure Guerit, Laurie Barrier, François Métivier, Marc Jolivet, Bihong Fu., (2013). Mass balance from alluvial fan isopachs: a case study from the Chinese Tian Shan, Institut de Physique du Globe de Paris

Malik, J. N., Sohoni, P. S., Merh, S.S., Karanth, R.V., (2001). Active tectonic control on alluvial fan architecture along Kactchh mainland Hill Range, Western India, Zeitschrift fur Geomorphologie N.F., Vol 45 (1), 81-100.

Molin, P. Pazzaglia, F.J., and Dramis, F., (2003). Geomophic Expressin oF Actonics in Rapidly Deforming Arc, Sila Massif, Calabria, Soathern Italy, Dipartime Di Scienze Geologiche, Universita Degli Roma Tre.

Nanninga, P.M., and Wasson, R. J., (1985). Caiculation of the Volume of an Alluvial Fan, Mathematical Geology, Vol 7 (1), 53-65.

Nanninga P. M and R. J. Wasson,. (1985). Caiculation of the Volume of an Alluvial Fan, mathematical Geology, vol 17, No 1, p 53.

Robustelli, G., Muto, F., Scarciglia, F., Spina, V., Critelli, S., (2005). Eustatic and tectonic control on Late Quaternary alluvial fans along the Tyrrhenian Sea coast of Calabria (South Italy), Quaternary Science Reviews, Vol 24, Pp 2101–2119.

Silva, P.G., Goy, J.L., Zazo, C., Baradaji, T., (2003), Faultgenerated Mountain Front in Southeast Spain: Geomorphologic Assessment of Tectonic and Seismic Activity, Geomorphology, Vol 50, Pp 203-225.

Sümeghy, B. – Kiss, T. (2017). Discharge calculation of paleochannels on the alluvial fan of the Maros river, Hungary.

Viseras, Calvache, M. L., Sorial, J. M., Fernandes J., (2003), Differential Features of Alluvial Fans Controalled by Tectonic or Eustatic Accommodation Space,Exampels from the betic Cordillera, Spain, Geomorphology,VOL 50, Pp 181-202.

Wells, S, G. et al,. (1988). Regional variation geomorphology along a segmented convergent plate boundary, pacific coast of coast Rica, Geomorphology, Vol 1, Pp 239-265.