Document Type : Research Paper
Author
* Assistant Professor, Zanjan University, Iran.
Abstract
Keywords
1- مقدمه
یکی از خصوصیات منحصر به فرد دشتهای شمالی حوضه آبی زنجان‌رود، وجود آبراهههایی است که به‌صورت موازی، در دره‌های عمیقی جریان دارند. وجود سطوح هموار و کم‌شیب اطراف درهها، بیانگر آن است که لندفرمهای موجود با فرآیندهای امروزی در تعادل نیستند. دره‌های عمیق و آبشخور‌مانند در جوار دشتهای کم‌شیبی که شیب آنها به دره‌های عمیق ختم نمی‌شود. این فرمهای نامتعادل یکی از مصادیق کیاس است. کیاس حالتی از سیستم است که بیانگر نوعی بی‌نظمی در رابطه بین پاسخ فرم و فرآیند است، ولی این به مفهوم ایجاد عدم تعادل در کل سیستم نیست؛ بلکه به واسطة تغییرات سریع و دیرکرد در پاسخ سیستم به آن تغییرات، بی نظمی خاصی در روند عام ایجاد می‌شود که پس از سپری‌شدن زمان تأخیر دوباره روند عام قبلی حاکمیت مییابد. نمونۀ بارز ناتعادلی درهای در ایران مرکزی را می‌توان درة هنجن، درة نسران و درة ایزد خواست در استان اصفهان دانست. شرایط اقلیمی امروزی در این مناطق (و در دره‌های مورد مطالعه در این مقاله، یعنی قرهچریان، سارمساقلو و سهرین) هرگز قادر به ایجاد سیستم شکل‌زای فرمهای گفته‌شده نیست. از طرف دیگر، در دورههای یخچالی با توجه به ارتفاع خط برف دائمی و میزان بارشها، امکان به وجود آمدن روانآبهای شدید و مستمر فراهم نیست و در دورههای پاراگلیشیال شرایط شکلگیری آنها فراهم میشده است (رامشت، 1382، 23). از طرفی با توجه به مشخص‌بودن کنیک کوهستان در نقشههای توپوگرافی و شواهد میدانی، در ارتفاعات شمالی این حوضه، شرایط تشکیل مخروط‌افکنۀ وسیع در شرایط کنونی وجود ندارد و رودخانههای مهمی مثل سهرین، سارمساقلو و قرهچریان که وسعت حوضه آبی قابل توجه، بالاتر از سینوزیته جبهه کوهستان دارند؛ در معابر عمیقی جاری هستند که گاه عمق آنها در سنوزیته کوهستان، از صد متر نیز تجاوز می‌کند و در طول زیادی از مسیر با حفظ اختلاف ارتفاع اولیه، به زنجان‌رود متصل میشوند. معابر طبیعی از بهترین مناظر ژئومورفیکی است که در آن ارتباط بین سیستم نیروها و اشکال ناهمواری به روشنی قابل درک است؛ زیرا همین سیستم نیروها هستند که به‌طور انحصاری در تعیین ابعاد و شکل آبراهه دخالت دارند (چورلی و همکاران، 1379: 163). ژئومورفولوژیست‌ها رودها را تنها به مثابۀ یکی از عناصر دخیل در تغییر شکل زمین میبینند. چون این دیدگاه، هر دو نگرش میان‌مدت و دراز‌مدت را شامل می‌شود، به ژئومورفولوژیست‌ها امکان میدهد، تا از رودها ادراک ویژهای داشته باشند؛ ادراکی که تا حدی با نظر مدیران حرفهای رود متفاوت است که بیشتر به مسائل بلافصل و نزدیک رود توجه دارند. در چنین نگرشی، توجه عمومی ژئومورفولوژیست‌ها از «شکل - مواد- فرایند»[1] و زمان به بحث دربارۀ «شکل- فرایند- واکنش»[2] تغییر مییابد (آر یو کوک و همکار، 1377، 265-267).
تپینگ[3](1994) با استفاده از تراسهای رودخانهای، تحول یکی از دره‌های اسکاتلند را تحلیل کرد. زلیدیس[4](2000) و والرستین[5](2004) به‌ترتیب، تحول درهها را در ارتباط با تکتونیک و واریزههای انباشته‌شده بررسی کردند. رادونه[6](2003) تحول ژئومورفولوژی نیمرخ طولی رودخانهها و بستر جریان آنها را مطالعه و مراحل تحول آنها را با استفاده از توابع ریاضی توجیه کرد. پتراس (2010) دشتهای یخساری را در حاشیۀ مناطق یخچالی ایلینوئیز بررسی کرده و معتقد است که این دشتها بر اثر یخچالهایی به‌وجود آمده است که 16000 تا 20800 سال قبل بر منطقه تسلط داشتهاند. اسعدی (1382) معتقد است همگام با تکامل و تغییر شکل ناهمواری طبیعت، رودخانهها در نیمرخ تعادل خود بارها و بارها مسیرهای نوین را یافته‌اند و بر پهنۀ زمین اشکال جدیدی را حک کردهاند. گاه در جایی با عمل حفر و کاوش بستر و در جای دیگر با انباشتن نهشتههای رسوبی چهرههای بدیعی را در دامن طبیعت پدیدار ساختهاند (اسعدی، 1:1382). مهرشاهی (1383) در بررسی ژئومورفولوژی دشت ابراهیم‌آباد، یکی از حوضههای آبگیر رشته‌کوه شیرکوه را مطالعه کرده و معتقد است که قسمت انتهای خاوری دشت، عملکرد یک گسل شمالی، جنوبی و بالا‌آمدن سدی کنگلومرائی بسته شده است (مهرشاهی:1383، 142). خیام (1385: 203) ناهمواریهای ایجادشده را نسبت به وضع استقرار آنها بررسی می‌کند و در مبحث ساختهای ساده، به نحوۀ تکامل دشتهای رسوبی میپردازد. وی معتقد است که در ساختهای طبقات رسوبی موافق بدون گسله و با مقاومت یکسان فرسایش دیفرانسیل صورت نمی‌گیرد و برعکس، چنانکه سری رسوبات از طبقاتی ساخته شوند که سختی متفاوت داشته باشند، عمل فرسایش به‌طور نامساوی در سنگهای نرم و سنگهای مقاوم انجام می‌گیرد. مجلل و مصباحی (1387) در تحلیل هندسی و جنبشی گسلش عادی فرونشست زنجان معتقدند که رسوبات افقی با ضخامت زیاد در 45 کیلومتری شمال باختر شهر زنجان متعلق به پلیوسن- کواترنری بودهاند که به‌وسیلۀ گسلهای عادی بریده شدهاند. رسوبات پلیوسن این منطقه شامل رس، مارن و سیلت است که به‌دلیل افقی‌بودن لایهها و تنوع رنگ و جابهجاییها در امتداد گسلش عادی، بسیار مشخص هستند (مجلل و مصباحی: 1387، 49). انصارینیا (1388) معتقد است که در منطقۀ قزل‌اوزن و به تبع آن زنجان‌رود، چهار واحد زمین ریختشناسی کوهستان، تپه ماهور، دشتسر فرسایشی و دشتسر پوشیده قابل شناسایی است (انصارینیا، 1388: 94). تحول دره‌های متعددی در سطوح هموار به فرایندهای یخچالی ارتباط داده شده است؛ دره‌های سلفچگان یا عنایت‌آباد (رامشت و شوشتری، 1386)، دره رودخانه سفید بخش سده اقلید (کمانه، 1385)، دره اقلید (رامشت و کاظمی، 1386) و دره چقاگرگ الیگودرز (جعفری و رامشت 1392: 111)، دره کشت محکی در حوضه صفاشهر استان فارس (معیری و همکاران، 1388) از آن جملهاند.
حوضۀ زنجان‌رود بخشی از حوضۀ آبریز بزرگ رودخانه قزل‌اوزن و یکی از هفده حوضۀ آبی استان زنجان است (شکل 1). امتداد کلی این حوضه آبخیز جنوب شرقی، شمال غربی بوده است، از شمال به سلسله‌کوههای طارم و از جنوب به ارتفاعات سلطانیه محدود می‌شود. خط تقسیم در شرق سلطانیه است و عارضه مشخصی ندارد، بلکه دشت به تدریج ارتفاع یافته است و در آن طرف خط تقسیم نیز به تدریج فرو میآید (علایی طالقانی، 1388، 96). در شرق زنجان ارتفاعات به هم نزدیک شده است و عرض فرورفتگی به 3 تا 4 کیلومتر تقلیل مییابد. زنجان‌رود رسوبات دوران چهارم را از بین برده است و لایههای پلیوسن بیشتر کف دشت را تشکیل میدهد. در طرفین بستر زنجان‌رود چندین پادگانه از عناصر توپوگرافی جالب در این ناحیه است. ارتفاع ریزشگاه رودخانه زنجان‌رود به قزل اوزن، 1100 متر، شیب متوسط آن 5/0 درصد و حوضه آبریز آن دریای خزر است (بهرام‌زاده و ملکی، 1390). از نظر مشخصههای ریختشناسی (ژئومورفولوژی) چهار ریخت یا شکل در منطقه قابل مشاهده است که شامل دشتهای دامنه‌ای (حدود 7% مساحت کل حوزه)، فلات (31% مساحت کل حوزه)، مناطق تپه‌ماهوری (32% مساحت کل حوزه) و کوهها (30% مساحت کل حوزه) هستند. با توجه به وضعیت ارتفاعی، ارتفاع متوسط وزنی آن 1934 متر است (عبدی و غیومیان، 1379).
شکل 1- موقعیت جغرافیایی منطقۀ مورد مطالعه
روش و متدولوژی پژوهش
در این مقاله برای ردیابی تحولات کواترنری در حوضه آبی زنجان‌رود، بر دو تحول بیشتر تأکید شده است؛ مواریث ناشی از فعالیتهای تکتونیکی و نئوتکتونیکی و تأثیرات ژئومورفولوژیکی تغییرات اقلیمی. برای بررسی منطقۀ مورد مطالعه در ابتدا به مطالعات اسنادی پرداخته شد. سپس با توجه به نقشههای 50000/1، مدل رقومی ارتفاع[7] و تصاویر SRTM منطقه، نقشههای شیب، جهت شیب و خطوط منحنی میزان در نرم‌افزارهای Arc GIS 10.1 و Global Mapper 13 تهیه شد. برای بررسی شواهد ژئومورفولوژیکی نئوتکتونیک، با استفاده از وضعیت آبراههها در مناطق مختلف کوهستانی و دشت و همچنین، توپوگرافی منطقه در دشت و پیشانی کوهستان، ابتدا محل تقریبی گسلها، مشخص شد و به کمک مطالعات متعدد میدانی و بازدید از ترانشهها، مکانهای شناسایی‌شده، مورد ارزیابی و کنکاش قرار گرفت و با رؤیت شواهد گسلی موجود در منطقه، اطلاعات مراحل قبل اصلاح و یا تأیید شد. سپس با استفاده از لایههای تهیه‌شده مثل خطوط منحنی میزان، شبکۀ آبراههها، خطوط گسل شناسایی‌شده، تعقیب و بر اساس وضعیت و ویژگی لایهها، تحلیلهای توصیفی و کمی در ارتباط با چگونگی عملکرد گسلها انجام شد. شاخصهای مورفوتکتونیک کمی مورد استفاده در این مقاله گرادیان طولی رودخانه (SL)، عدم تقارن حوضه زهکشی (Af)، نسبت کف دره به ارتفاع آن (Vf)، پیچ و خم پیشانی کوه (Smf) و تقارن توپوگرافی عرضی (T) هستند که ابزارهای مفیدی در ارزیابی وضعیت تکتونیک فعال‌اند. درنهایت با تجزیه و تحلیل نتیجۀ کمی شاخصها، با توجه به جدول (1)، معیار سنجش شاخصهای تکتونیکی، وضعیت تکتونیک منطقه مشخص شد.
جدول 1- معیار سنجش وضعیت تکتونیک جنبا شاخصهای تکتونیکی
|
رده |
وضعیت تکتونیک |
SL |
Af |
Vf |
Smf |
|
1 |
فعالیت زیاد |
500 ≤ SL |
15]> 50[Af- |
< 5/0 |
< 1/1 |
|
2 |
فعالیت متوسط |
500 > SL ≥ 300 |
15-7]= 50[Af- |
1 – 5/0 |
5/1-1/1 |
|
3 |
فعالیت کم |
300 > SL |
7]<50[Af- |
> 1 |
> 5/1 |
منبع: همدونی و همکاران (2008)
2- یافتههای پژوهش
در حوضۀ زنجان‌رود گسلهای متعددی وجود دارد که ازجمله می‌توان به گسل تبریز اشاره کرد. شکستگی‌یی که گسل مزبور را به وجود آورده است، از گودال (دشت) زنجان- ابهر شروع می‌شود و با امتداد شمال غرب تا رشته‌کوههای شمال تبریز و از آنجا تا شمال غرب آذربایجان و قفقاز ادامه مییابد. این گسل یکی از گسلهای فعال ایران به‌شمار میرود. دیگری گسل سلطانیه است که به موازات کوههای سلطانیه و در حاشیۀ بخش شمالی آن قرار دارد. گسل فشاری سلطانیه گسلی با درازای 140 کیلومتر و راستای شمال باختری- جنوب خاوری است که از فاصلۀ 8 کیلومتری جنوب- جنوب باختری سلطانیه میگذرد. این گسل از دورۀ پلیوسن به بعد دوباره فعال شده است (آرین و پورکرمانی، 1377، 39).گسلهای فرعی متعددی از این گسلهای اصلی منشعب شدهاند که بر لندفرمهای منطقه تأثیر گذاشته است. یکی از این تأثیرات در زنجان‌رود ایجاد دره‌های عمیق و وسیع در رسوبات آلوویالی دشتهای شمالی است. مردانی (1378) فعال‌بودن گسلهای دشت زنجان را از نظر زمین‌ساخت، تأیید کرده است. گسلهای فعال، گسل‌هایی هستند که در کواترنر پسین و به‌خصوص عهد حاضر دارای حرکات زمین‌ساختیاند و انتظار میرود و در آینده نیز با فعالیت مجدد خود دچار جابهجایی نسبی شوند (بربریان و همکاران، 3:1993). حوضه آبی زنجان‌رود، با ارتفاعاتی با روند شمال غربی- جنوب شرقی محصور شده که ارتفاعات شمالی در امتداد شهر زنجان، به سمت شمال منحرف شده است. عبور زنجان‌رود از میان زمینهای نسبتاً هموار، حوضه را به دو قسمت شمالی و جنوبی تقسیم کرده است. در مجموع توپوگرافی دشتهای شمالی زنجان‌رود متأثر از عملکرد ترکیبی گسلهای ارمغانخانه، تهم، زنجان‌رود و سهرین و تغییرات سطح اساس رودخانههای محلی است.
شواهد ژئومورفولوژی دالّ بر گسل
شواهد ژئومورفولوژیکی نشان میدهد سه گسل تهم، ارمغانخانه و زنجان به‌صورت مورب نزدیک به زاویه قائمه با گسلهای ارمغانخانه و زنجان برخورد کردهاند (شکل 2).
شکل 2- موقعیت گسلهای اصلی فعال در زنجان‌رود
گسل ارمغانخانه- سهرین: این گسل با امتداد شمالی- جنوبی از مجاورت دو روستای ارمغانخانه و سهرین میگذرد و با گذر از غرب شهر زنجان به گسل زنجان برخورد می‌کند. شواهد ژئومورفولوژیکی حاکی از محدود‌شدن فعالیت تکتونیکی آن به گسل زنجان است، به‌گونه‌ای که در دشتهای جنوبی زنجان‌رود، اثری از فعالیت آن دیده نمی‌شود. گسل ارمغانخانه از رودخانه سارمساقلو به طرف زنجان‌رود از پیشانی جبهه کوهستان فاصله می‌گیرد و وارد دشت می‌شود. در واقع عملکرد گسل تهم به‌صورت عمود بر آن، منجر به تغییر 4/22 درجه‌ای امتداد ارتفاعات شمالی زنجان، به طرف شرق می‌شود و گسل ارمغانخانه را از جبهه کوهستانی ارتفاعات شمالی زنجان خارج می‌کند و از آن به بعد گسل وارد دشت می‌شود. اختلاف ارتفاع ایجادشده بر اثر حرکات قائم گسل ارمغانخانه تا زمانی که در امتداد جبهه کوهستان بوده، قابل مشاهده و اندازه‌گیری دقیق نیست، ولی از محلی که وارد دشت می‌شود، قابل اندازه‌گیری است. چنین حرکاتی در طی زمان اختلاف ارتفاع 30 متری در دشتهای شمالی زنجان‌رود به‌وجود آورده است که در محل ورودی شهر، از طرف جادۀ قدیم زنجان- تبریز کاملاً مشخص است.
گسل تهم: گسل تهم نقش محوری در بین گسلهای شمالی زنجان‌رود دارد و همانند یک لولا، امتداد ناهمواریها را در حدود 4/22 درجه به سمت شمال تغییر داده است. بعد از این گسل امتداد کوههای شمالی زنجان از روند شمالی- جنوبی به شمال غرب- جنوب شرق منحرف شده است. نقطۀ ثقل و کانون تغییر امتداد ناهموارها در خط‌الرأس قرار دارد، به همین دلیل به نظر میرسد مرکز ثقل انرژیهای وارده بر این قسمت از ایران، به‌صورت نیروهای کششی، در حوضه تهم و به‌صورت فشاری بر حوضه گمان (در جهت مخالف حوضه تهم) متمرکز و در مسیر گسلها تخلیه می‌شود.
گسل زنجان: گسل زنجان با امتداد شمال غرب- جنوب شرق خود، جزئی از گسل تبریز محسوب می‌شود که در حوضه زنجان‌رود فعالیت تکتونیکی گسلهای تهم و ارمغانخانه را محدود و کنترل کرده است. گسل زنجان تقریباً از وسط حوضه عبور می‌کند که دشت نسبتاً همواری است. شواهد ژئومورفولوژیکی دلالت بر وجود یک سیستم امتداد لغز راستگرد دارد. سیستم راست لغز راستگرد در منطقۀ زنجان، ادامه رو به جنوب شرق زون گسلی راست‌گردی است که از شرق ترکیه شروع می‌شود و در شمال غرب ایران به گسل شمال تبریز میپیوندد. این سامانۀ گسلی همراه با گسلهای چپ‌گرد البرز مرکزی (مانند گسلهای ایپک، شمال قزوین و مشا) گویای این است که بخشی از کوتاه‌شدگی این قسمت از ایران به صورت حرکت رو به شرق بلوکهای پوسته انجام می‌شود (ثبوتی و همکاران،1387، 187-189).
در بررسی عملکرد سه گسل اصلی تهم، ارمغانخانه و سهرین به واکنش ناهمواریها در برابر تحرکات گسلها پرداخته شد. امتداد شمالی- جنوبی ارتفاعات شمال زنجان، در امتداد نصف‌النهاری که از شهر میگذرد، به شمال غربی- جنوب شرقی منحرف شده و با یک زاویۀ 4/22 درجه تغییر مسیر داده است. چنین تغییری باعث باز‌شدن حوضه آبی تهم و گسترش عرضی بیشتر آن بر اثر خردهگسلهای تقریباً موازی و فشردهترشدن حوضههای قرینۀ آن، بعد از خط‌الرأس، بر اثر خردهگسلهای متراکم و نامنظم، نسبت به حوضههای مجاورشان شده است. بر این اساس باید در امتداد گسل تهم در دشتهای شمالی زنجان‌رود، گسستگی به اندازۀ متغیر با توجه به فاصله از خط‌الرأس (محل تغییر امتداد ناهمواریها) ایجاد شود؛ اما پیامد تغییر امتداد ناهمواریها در دشتهای مورد نظر به چند صورت با شواهد ژئومورفولوژیکی منعکس شده است؛ اول اینکه در همان رودخانه سارمساقلو (تهم)، درۀ عریضی (951 متر) ایجاد شده که از نظر عمق نیز در بین دره‌های دیگر بسیار عمیقتر است. دوم ایجاد شکافهای دیگری به‌جز شکاف تهم، که در شرایط کنونی رودخانههای همایون، سهرین، ارمغانخانه یا قرهچریان و... در آنها جریان دارند. به غیر از این شکافها شکافهای دیگری نیز در اطراف زنجان‌رود به طرف کوهستان ایجاد شده است که در نگاه اول فرسایش قهقرایی در شکلگیری آنها بیشتر مد نظر قرار می‌گیرد، در صورتی که عامل اصلی پیدایش آنها به عملکرد گسل تهم بر میگردد. این شکافها در واقع گسلها یا درز و ترکهایی هستند که بیشتر در آنها بازشدگی اتفاق افتاده تا جابهجاییهای عمودی و امتداد لغز. چنین عملکردی در دره‌های عمیق دشتهای شمالی زنجان‌رود، بیان‌کنندۀ این مطلب است که گسستگی ناشی از تغییر امتداد کوهها به‌صورت واحد عمل نکرده تا شکافهای عمیقی ایجاد کند، بلکه شکافهای متعددی ایجاد کرده است. سوم از طریق انحرافی است که در مسیر رودخانهها وجود دارد. می‌توان گفت که یکی از شواهد حرکات نئوتکتونیکی انحراف رودخانهها و تغییر مسیر آبراهههاست، یعنی در خیلی از موارد، گسلها محل اصلی تغییرات در مسیر رودها و جابهجاییهای آن هستند (شکل 3). گسلهای امتداد لغز، سبب ایجاد انفصال آبراهه در طول خط گسل میشوند، که میزان جابهجایی آبراهه، شاهد مفیدی برای تعیین میزان حرکت امتداد لغزی گسل به شمار میآید (رجبی و بیاتی خطیبی، 1390، 88). دره‌های خطی در امتداد مسیر گسلهای اصلی قرار دارند و به‌علت حرکت مداوم در مسیر جدید گسل توسعه مییابند (کلر و پینتر،2002، 157). با توجه به شواهد ژئومورفولوژیکی، دره‌های عمیق واقع در دشتهای شمالی زنجان‌رود، براثر بازشدگی مداوم جدید زمین در محل گسلها ایجاد شدهاند و انحراف مسیر رودخانهها در چنین درههایی ناشی از نیروهای کششی در منطقه است که به‌صورت همگرا، رودخانهها را به سمت بلوکی که بین سارمساقلو و قرهچریان قرار دارد، منحرف کرده است. در واقع کشیده‌شدن خرده‌قطعات لیتوسفر به‌سمت سارمساقلو است که به صورت انحراف در رودخانهها منعکس شده است.
شکل 3- انحراف مسیر رودخانه در دشتهای منطقه
در مسیر رودخانهها دو نوع انحراف دیده می‌شود؛ یکی انحرافی که بر اثر عملکرد گسل ارمغانخانه به‌وجود آمده و همۀ رودخانهها را به‌سمت شمال (سمت راست رودخانۀ اصلی) متمایل کرده است. انحراف دیگر در دشتها اتفاق افتاده که رودخانههای سارمساقلو، زنجان‌رود و همایون را به سمت شمال و رودخانههای سهرین و قرهچریان را به سمت جنوب (سمت چپ رودخانه اصلی) منحرف کرده است. جهت انحراف متفاوت رودخانهها در دشتها و وجود دره‌های وسیع و عمیقی که به علت شیب دشتهای مجاور، قادر به دریافت روانابهای اطراف خود نیستند، سبب طرح این فرضیه شد که دشتهای شمالی زنجان‌رود، در مقابل نیروهای کششی واگرای ناشی از عملکرد گسل تهم، مقاومت زیادی از خود نشان داده‌اند و مقداری از نیروهای وارده را با همگرا‌کردن خرده‌قطعات، خنثی کردهاند. چنین عملکردی با انحراف رودخانهها قابل ردیابی است که حاکی از واکنش متفاوت لیتوسفر زمین در مقابل نیروهای کششی است. واکنشی که مانع از ایجاد دره واحد و بزرگ یا حتی دره‌های متعددی شده که اندازۀ بازشدگی دهانۀ آنها به اندازۀ زاویۀ تغییر امتداد ناهمواریهای منطقه باشد.
شاخصهای مورفوتکتونیکی دالّ بر وجود گسل
در این پژوهش، از شاخصهای مورفوتکتونیکی همچون پیچ و خم پیشانی کوه (Smf)، نسبت کف دره به ارتفاع آن (Vf)، گرادیان طولی رودخانه (SL)، عدم تقارن حوضه زهکشی (Af)، و تقارن توپوگرافی عرضی (T)، استفاده شده است.
پیچ و خم پیشانی کوه (Smf)[8]: شاخص سینوزیته جبهه کوهستان توازن بین نیروهای فرسایش‌دهندۀ متمایل به تخریب و نیروهای زمین‌ساختی را بررسی می‌کند که تمایل به ایجاد ناهمواری دارند. به عبارت دیگر، پیچ و خم جبهه کوهستان شاخصی است که تعادل و توازن بین شرایط آب و هوایی و نیروهای فرسایشی در ارتباط با وضعیت لیتولوژیکی را با نیروهای تکتونیکی را ارزیابی می‌کند که منجر به شکلگیری جبهه کوهستانی مستقیم میشوند. جبهه کوهستانی مستقیم با ارتفاعات فرازش‌یافته بر اثر گسل فعال منطبق است. جبهههای کوهستانی که در حال بالا‌آمدگی باشند، نسبتاً خطی و مستقیم هستند و با مقدار کم Smf مشخص میشوند و با کاهش نرخ بالا‌آمدگی، میزان Smf افزایش مییابد (رابطۀ 1) (بول و همکاران، 1977)[9].
Smf = Lmf/Ls (رابطۀ 1)
Lmf طول جبهه کوهستان در امتداد کوهپایه که در آن تغییراتی در شیب کوه به سمت کوهپایهها رخ میدهد (شکست شیب یا کنیک) و Ls طول خط مستقیم جبهۀ کوهستان است. شاخص سینوسی جبهۀ کوهستان نشان‌دهندۀ تعادل بین فرایندهای فرسایشی و زمینساختهای فعال است. فرایندهای فرسایشی تمایل به ساییدن جبهۀ کوهستان دارند و فرآیندهای زمین‌ساخت فعال، تمایل به تولید جبهههای کوهستانی مستقیم، اغلب همزمان با چینها و گسلهای فعال دارند. هرچه مقادیر Smf کمتر باشد، فعالیتهای تکتونیکی در حوضه بیشتر رخ میدهد و هرچه مقدار برآوردی بیشتر باشد، فرآیندهای فرسایشی در حوضه تسلط دارد. مقادیر شاخص سینوسی جبهۀ کوهستان به آسانی از طریق نقشههای توپوگرافی و یا عکسهای هوایی محاسبه می‌شود. با این حال، مقدار به دست آمده به مقیاس بستگی دارد (بول و همکاران، 1977). مقدار Smf معمولاً کمتر از 3 و نزدیک به 1 است (بول، 2007). Smf دشتهای شمالی زنجان‌رود 4/1 به‌دست آمد که در طبقۀ 1 تا 6/1 قرار می‌گیرد و از نظر تکتونیکی فعال است.
نسبت کف دره به ارتفاع آن (Vf)[10]: به صورت نسبت عرض کف دره به میانگین ارتفاع آن تعریف می‌شود (رابطۀ 2).
VF = 2 VFW / [(Eld – Esc) + (Erd – Esc)] (رابطۀ 2)
Vf نسبت عرض کف دره به ارتفاع دره، Vfw عرض بستر دره، Eld ارتفاع سمت چپ دره، Erd ارتفاع طرف راست دره و Esc ارتفاع متوسط بستر دره از سطح دریاست (شکل 4). این شاخص تفاوت میان دره‌های با بستر عریض نسبت به ارتفاع دیواره دره (Uشکل) با دره‌های پرشیب و باریک (Vشکل) را نشان میدهد. در دره‌های Uشکل، معمولاً مقادیر Vf بالا هستند، در حالی که دره‌های Vشکل مقادیر نسبتاً کمی از Vf را دارند. در جایی که مقادیر Vf پایین است، نرخهای بالاتری از بالا‌آمدگی و بریدگی را شاهد هستیم (بول، 2007). مقدار Vf در زیر حوضهها برآورد شد (جدول 2).
شکل 4- عوامل مورد نظر در نسبت کف دره به ارتفاع آن
جدول 2- وضعیت تکتونیکی منطقه با توجه به شاخص Vf
|
ردیف |
مناطق انتخاب شده |
ارتفاع سمت راست |
ارتفاع سمت چپ |
ارتفاع متوسط بستر دره |
عرض بستر دره |
Vf |
Vf نهایی |
|
1 |
سارمساقلو |
2100 |
2100 |
1780 |
218 |
34/0 |
27/0 |
|
2 |
سهرین |
2320 |
2540 |
2000 |
198 |
23/0 |
|
|
3 |
قرهچریان |
2540 |
2480 |
2120 |
204 |
26/0 |
اگر مقدار Vf کوچک‌تر از یک باشد، تکتونیک بسیار فعال است، اگر بین 1 و 2 باشد، نیمه‌فعال است و اگر بزرگ‌تر از 2 باشد، غیرفعال یا در واقع آرام است (رامشت و شاهزیدی، 1390، 88). همان‌طور که محاسبات بالا نشان میدهد، در سه زیرحوضه سارمساقلو، سهرین و قرهچریان مقادیر کوچک‌تر از یک و نشان‌دهندۀ تکتونیک بسیار فعال است.
شاخص شیب طولی رودخانه (SL)[11]: شاخص شیب طولی جریان (SL) را هک (1973)[12] در یک بررسی از نقش مقاومت سنگها در جریان رودخانهای در کوههای آپالاش در جنوب شرقی ایالات متحده تعریف کرده است (رابطۀ 3).
SL = (ΔH / ΔL) L (رابطۀ 3)
ΔH اختلاف ارتفاع بین دو نقطۀ اندازه‌گیری‌شده، ΔL فاصلۀ افقی بین دو نقطۀ اندازه‌گیری‌شده و L طول رودخانه از نقطۀ مرکزی دو نقطۀ اندازه‌گیری‌شده تا سرچشمۀ رودخانه است. شاخص SL در جریان رودخانهها و جویبارها بر روی فراخاستهای فعال، دارای مقادیر افزایشی است و امکان دارد مقادیر پایینتر آن مربوط به جریانهای موازی با عوارضی مانند دره‌های تولید‌شده توسط گسلش امتداد لغز باشد. ΔH / ΔL همان شیب قسمتی است که می‌توان با استفاده از آن، رودخانههای کوچک با نیمرخ پرشیب و رودخانههای بزرگ‌تر با نیمرخ کم‌شیب و ملایم را مقایسه کرد (فونت و همکاران، 2010)[13]. برای این سه زیرحوضه قرهچریان، سهرین و سارمساقلو این مقادیر به‌ترتیب 4/466، 5/350 و 2/466 برآورد شد که نشان‌دهندۀ فعال‌بودن بیشتر منطقه در دو زیرحوضه قرهچریان و سارمساقلو نسبت به سهرین است.
عدم تقارن حوضه زهکشی (Af)[14]: شاخص عدم تقارن روشی برای ارزیابی کجشدگیهای ناشی از فعالیتهای زمین‌ساختی در مقیاس حوضههای زهکشی است (رابطۀ 4).
Af = 100 (Ar / At) (رابطۀ 4)
Ar مساحت قسمت سمت راست‌رود اصلی و At مساحت کل حوضه زهکشی است. عامل نامتقارن (AF) را می‌توان به‌منظور بررسی چرخش زمین‌ساختی در مقیاس حوضه زهکشی استفاده کرد (کلر و همکاران، 2002)[15]. مقدار Af در قرهچریان 7/26 در سهرین 4/54 و در سارمساقلو 7/64 برآورد شد. رودخانهای که در حالت تعادل است و تداوم جریان در حالت ثابتی وجود دارد، Af برابر 50 است. مقادیر بیش از 50 عمل بالا‌آمدگی در ساحل راست و کمتر از 50 بالا‌آمدگی در ساحل چپ آبراهه اصلی را نشان میدهد (مقصودی و محمدنژاد آروق، 1390، 136). با این اوصاف در دو زیرحوضه سهرین و سارمساقلو بالا‌آمدگی در ساحل سمت راست واقع است و در زیرحوضه قرهچریان در ساحل چپ تکتونیک فعال است. در نتیجه نیروی وارده بر اثر تکتونیک بین سه زیرحوضه واقع است و به همین دلیل، در دو زیرحوضه ساحل راست و در یکی دیگر در چپ اثر کرده است.
شاخص تقارن توپوگرافی عرضی (T): شاخص تقارن توپوگرافی معکوس از رابطۀ (5) به دست میآید:
T= Da / Dd (رابطۀ 5)
Da فاصله خط میانی حوضه زهکشی تا کمربند فعال مئاندری حوضه (مسیر رود اصلی) و Dd فاصلۀ خط میانی حوضه و خط تقسیم آب است. شاخص T یک بردار با یک جهت و مقدار 0 تا 1 است که به کمک آن می‌توان زمینههای انحراف جانبی را تشخیص دهد. برای حوضههای کاملاً متقارن، T= 0 است و هرچه مقدار T به یک نزدیک‌تر شود، حوضه نامتقارنتر، در نتیجه فعالیت تکتونیکی در آن شدید است (کوکس و همکاران، 2001)[16]. در هر کدام از زیرحوضههای قرهچریان (جدول 3)، سهرین (جدول 4) و سارمساقلو (جدول 5) شاخص T با دقت زیاد محاسبه شد. همان‌طور که از جداول بر میآید، نتایج حاکی از فعال‌بودن این شاخص تکتونیکی در همۀ زیر حوضههاست.
جدول 3- شاخص تقارن توپوگرافی عرضی T در حوضۀ قرهچریان
|
محل برآورد شاخص |
مقدار Da (به متر) |
مقدار Dd (به متر) |
مقدارT |
|
1 کیلومتری جنوب روستای ماری |
2244 |
3850 |
58/0 |
|
روستای ارمغانخانه |
3127 |
3534 |
88/0 |
|
روستای قشلاق |
3/659 |
3403 |
19/0 |
جدول 4- شاخص تقارن توپوگرافی عرضی T در حوضۀ سهرین
|
محل برآورد شاخص |
مقدار Da (به متر) |
مقدار Dd (به متر) |
مقدارT |
|
5 کیلومتری شمال روستای سهرین |
6/631 |
2978 |
21/0 |
|
4 کیلومتری جنوب روستای سهرین |
2977 |
3448 |
86/0 |
|
2 کیلومتری روستای ینگجه |
1802 |
2257 |
79/0 |
جدول 5- شاخص تقارن توپوگرافی عرضی T در حوضۀ سارمساقلو
|
محل برآورد شاخص |
مقدار Da (به متر) |
مقدار Dd (به متر) |
مقدارT |
|
روستای تهم |
3323 |
7943 |
42/0 |
|
سد تهم |
1526 |
3236 |
47/0 |
|
4 کیلومتری شمال روستای سارمساقلو |
1416 |
1994 |
71/0 |
|
3 کیلومتری جنوب روستای سارمساقلو |
7/578 |
9/719 |
8/0 |
3- نتیجه‌گیری
سرزمینهای شمال زنجان رود، دشتهای نسبتاً هموار، متشکل از یک‌سری رسوبات مخروط‌افکنه قدیمی بر روی رسوبات کنگلومرایی پلیوسن هستند که در امتداد سه زیر‌حوضۀ آبی سهرین، سارمساقلو و قرهچریان، که در بالاتر از پیشانی کوهستان، نسبت به سایر زیرحوضههای زنجان‌رود، وسعت بیشتری دارند، توسط دره‌های عریض و عمیق و مستقیم تجزیه شدهاند. این ویژگی بیان‌کنندۀ دو وضعیت رسوبگذاری رودخانه در طی زمان است؛ یکی زمانی که رودخانهها مجبور به جریان در دره‌های عمیق نبودند و مخروطافکنههای وسیعی را از پیشانی کوهستان تا مرکز دشت، تشکیل داده‌اند. دیگری همانند شرایط کنونی که رودخانهها قادر به ایجاد مخروط‌افکنه در فاصلۀ زیادی از پیشانی کوهستان نیستند و مجبور به عبور از دره عمیقی هستند که با حفظ شرایط توپوگرافیکی اولیۀ خود، تا نزدیک زنجان‌رود نیز امتداد دارند. چنین عملکردی نشان‌دهندۀ تحمیل‌شدن نیرویی بر منطقه است که از مخروطافکنههای قدیمی و فسیل‌شدۀ جدیدتر و از آبراهههای کنونی، قدیمیتر بوده است و نمی‌تواند مربوط به فعالیتهای تکتونیکی کواترنری باشد؛ چرا که ارتفاع یافتن کوههای شمالی زنجان به قبل از کواترنری بر میگردد؛ مسلماً پیدایش گسل‌هایی که هم اکنون مسیر رودخانههای اصلی را تشکیل میدهند، نیز به همان زمان بر میگردد. بر اساس نقشۀ 100000/1 زمین‌شناسی زنجان، حفر درهها در رسوبات مخروطافکنهای بههمپیوستهای اتفاق افتاده است که بر روی کنگلومرا و سیلت و ماسه‌سنگ پلیوسن گسترده شدهاند. چنین ویژگیهایی بیان‌کنندۀ دو وضعیت متفاوت فرایندی در طی زمان است؛ یکی حاکمیت فرایند آلوویالی، یعنی مرحلهای که رودخانهها در دره‌های عمیق جریان ندارند و قادر به رسوبگذاری سطحی و ایجاد مخروطافکنههای به‌هم‌پیوسته هستند؛ دیگری حاکمیت فرایند فلوویالی، یعنی مرحلهای همانند شرایط کنونی که رودخانهها قادر به ایجاد مخروط‌افکنه نبوده‌اند و مجبور به عبور از درۀ عمیقی هستند و با حفظ شرایط توپوگرافیکی اولیه، به رودخانۀ زنجان‌رود متصل میشوند. حفر درهها به گونهای است که رسوبات مخروطافکنهای را فرسایش داده و به رسوبات کنگلومرایی سخت رسیده و حفر را در رسوبات کنگلومرایی ادامه داده است. اثر فعالیتهای تکتونیکی در بازشدگی درهها، انحرافی است که رودخانهها به‌صورت متمرکز به‌سمت سارمساقلو دارند و حفر دره‌های عریض و آبشخور‌مانند در آبرفتهایی که فرم آنها حاکی از فراهم‌بودن شرایط لازم برای رسوبگذاری رودخانه به فرم مخروط‌افکنه بوده، قابل توجیه است. این گونه درهها عمق و عرض خود را در تمام مسیر حفظ کردهاند و در مسیر آنها در شرایط کنونی امکان رسوبگذاری به شکل مخروط‌افکنه وجود ندارد و در درون درهها با توجه به شیب ملایم هنوز عمل حفر اتفاق میافتد. ارزیابی شاخصهای مورفوتکتونیک منطقه حاکی از آن است که تمام زیرحوضههای دشتهای شمالی زنجان‌رود از نظر سینوزیته جبهه کوهستان، گرادیان طول رودخانه، نسبت کف دره به ارتفاع آن و تقارن توپوگرافی عرضی، تکتونیکی فعال و از نظر عدم تقارن حوضه زهکشی، تکتونیکی نیمه‌فعال دارند (جدول 6). تکتونیک فعال به همراه عوامل بیرونی و تقدم و تأخر زمانی آنها نسبت به یکدیگر منجر به پیدایش دشتهای همواری شده است که به‌وسیلۀ آبراهههای وسیع و عمیق منقطع شدهاند.
جدول 6- شاخصهای تکتونیکی زیرحوضههای شمالی زنجان‌رود
|
توضیح |
وضعیت تکتونیکی |
مقدار |
شاخص |
نام حوضه و منطقه |
|
1 تا 6/1 فعال، 4/1 تا 3 نیمه‌فعال و3 بالاتر غیرفعال |
فعال |
4/1 |
Smf |
سینوزیته جبهۀ کوهستان |
|
کوچک‌تر از 1 بسیار فعال، بین 1 و |
فعال |
34/0 |
Vf |
حوضۀ سارمساقلو |
|
2 نیمه‌فعال و بزرگ‌تر از 2 غیرفعال یا آرام |
فعال |
23/0 |
Vf |
حوضۀ سهرین |
|
|
فعال |
26/0 |
Vf |
حوضۀ قرهچریان |
|
فعالیت زیاد500 ≤ SL |
متوسط |
4/466 |
SL |
حوضۀ قرهچریان |
|
فعالیت متوسط500 > SL ≥ 300 |
متوسط |
5/350 |
SL |
حوضۀ سهرین |
|
فعالیت کم300 > SL |
متوسط |
2/466 |
SL |
حوضۀ سارمساقلو |
|
فرایش در ساحل چپ |
فعال |
7/26 |
Af |
حوضۀ قرهچریان |
|
فرایش در ساحل راست |
فعال |
4/59 |
Af |
حوضۀ سهرین |
|
فرایش در ساحل راست |
فعال |
7/64 |
Af |
حوضۀ سارمساقلو |
|
انحراف به سمت راست |
فعال |
55/0میانگین |
T |
حوضۀ قرهچریان |
|
انحراف به سمت راست |
فعال |
62/0میانگین |
T |
حوضۀ سهرین |
|
انحراف به سمت چپ |
فعال |
6/0میانگین |
T |
حوضۀ سارمساقلو |
منابع
اسعدی روناک، (1382). بررسی مآندرهای رودخانههای قزل اوزن و کارون، دفتر حفاظت و مهندسی رودخانه و سواحل و کنترل سیلاب، اسفند، صص 35-1.
انصارینیا، سیاوش، (1388). رویکرد محیطی به توسعۀ منطقهای و محرومیت در حوزه آبخیز قزل اوزن، گروه شهرسازی، دانشکده معماری و شهرسازی، دانشگاه شهید بهشتی، علوم محیطی، سال ششم، شمارۀ سوم، بهار، صص 116-87.
آر. ی‍وک‍وک و ج‍ی. س‍ی. دورک‍م‍پ، (1377). ژئومورفولوژی و م‍دی‍ری‍ت م‍ح‍ی‍ط، ت‍رج‍م‍ۀ ش‍اپ‍ور گ‍ودرزی‌ن‍ژاد، انتشارات سمت، تهران، 299.
آرین، مهران، پورکرمانی، محسن (1377). لرزه‌خیزی ایران، چاپ 2، انتشارات دانشگاه شهید بهشتی تهران، صفحۀ212.
بهرام‌زاده، محمد؛ ملکی، سهیل، (1390). مطالعۀ احیا و ساماندهی پل‌های تاریخی حاشیۀ رودخانۀ زنجان‌رود، ناشر استانداری زنجان (معاونت برنامه‌ریزی).
ثبوتی، فرهاد، حسامی، خالد، قدس، رضا، طبسی،هادی و عسگری، روح‌اله، (1387). لرزه‌خیزی و گسلش فعال در زنجان و مناطق مجاور، سیزدهمین کنفرانس ژئوفیزیک ایران، 189-187.
جعفری، غلام‌حسن و رامشت، محمد‌حسین، (1392). فرایندهای ژئومورفولوژیک و تأثیر آنها در برآورد سیلاب، اندیشه جغرافیا، دوفصلنامه، شمارۀ 13، 101-118.
رامشت، محمد‌حسین، شاهزیدی، سمیه‌سادات، (1390)، کاربرد ژئومورفولوژی در برنامه‌ریزی ملی، منطقهای، اقتصادی، توریسم، انتشارات دانشگاه اصفهان، چاپ دوم، 392.
رامشت، محمد‌حسین و شوشتری، نسرین، (1383)، آثار یخساری و یخچالی در سلفچگان قم، فصلنامۀ تحقیقات جغرافیایی، شمارۀ 73، 132-119.
رامشت، محمد‌حسین و کاظمی، محمد مهدی (1386). آثار یخچالی در حوضۀ اقلید فارس، رشد آموزش جغرافیا، شمارۀ 79، 11-3.
رامشت، محمد‌حسین، (1382). نظریۀ کیاس در ژئومورفولوژی، مجلۀ جغرافیا و توسعه، بهار و تابستان، شمارۀ 1، 37-13.
رجبی، معصومه و بیاتی‌خطیبی، مریم، (1390). ژئومورفولوژی شمال غرب ایران، چاپ اول، انتشارات دانشگاه تبریز، 288.
ریچارد چورلی و همکاران، (1379). ژئومورفولوژی جلد چهارم، ترجمه معتمد، احمد، انتشارات سمت، 268.
عبدی، پرویز و غیومیان، جعفر، (1379). تعیین محل‌های مناسب برای پخش سیلاب در دشت زنجان با استفاده از داده‌های ژئو فیزیکی و GIS- دومین همایش استاندارد‌های ایستگاههای پخش سیلاب 13-15، اسفند‌ماه 79، مرکز تحقیقات خاک و آبخیز‌داری.
علایی‌طالقانی، محمود، (1388). ژئومورفولوژی ایران، تهران، نشر قومس، 360.
کمانه، سید‌عبدالعلی، (1385). نقش تغییرات سطوح اساس محلی و اقلیمی دورۀ کواترنری بر تحولات ژئومورفولوژیکی (مطالعۀ موردی: رودخانه کر)، رامشت، محمد‌حسین، دانشگاه اصفهان، گروه جغرافیا.
محجل محمد، مصباحی فاطمه (1387). تحلیل هندسی و جنبشی گسلش عادی در رسوبات افقی پلیوسن- کواترنری فرونشت زنجان، فصلنامۀ زمین‌شناسی ایران، سال دوم، شمارۀ 6، تابستان، صص 69-49.
معیری، مسعود، رامشت محمد‌حسین، تقوایی مسعود، تقی‌زاده، محمد‌مهدی،(1388). مواریث یخچالی در حوضه صفاشهر- استان فارس، مجلۀ پژوهشی دانشگاه اصفهان علوم انسا‌نی، جلد 1، شمارۀ 32، سال 4، صص:130-109.
مهرشاهی، داریوش، (1383). ژئومورفولوژی دشت ابراهیم‌آباد مهریز و ارتفاعات حاشیۀ آن، نشریۀ علمی- پژوهشی انجمن جغرافیایی ایران، دورۀ جدید، سال دوم، شمارۀ 3، پاییز و زمستان، صص 145-125.
Berberian, M.etal, (1993), the study and Analysis of Neo Tectonics, Earthquake Risk in the Gazvin area, Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Bull, W.B., (2007), “Tectonic geomorphology of mountains: a new approach to paleoseismology. “ Blackwell, Malden.
Cox, R.T., Van Arsdale, R.B., Harrris, J.B., (2001). “Identification of possible Quaternary deformation in the northern Mississippi embayment using quantitative geomorphic analysis of drainage-basin asymmetry. “ GSA Bulletin, 113, pp 615-624.
Hamdouni, R., Irigaray, C., Fernandez, T., Chacon, J., Keller, E.A., (2008). “Assessment of relative active tectonics, southwest border of the Sierra Nevada (southern Spain). “Geomorphology, Vol 96, pp 150-173.
Font, M., Amorese, D., Lagarde, J.L., (2010). “Dem and GIS Analysis of the Stream Gradient Index to Evaluate Effects of Tectonic: the Normandy Intraplate Area (NE France). “Geomorphology, Vol 119, No3-4, pp 172-180.
Hack, J.T., (1973). “Stream-profiles analysis and stream-gradient index. “ Journal of Research of the U.S. Geological Survey 1, pp 421-429.
Keller, E.A., Pinter, N., (2002). “Active tectonics: Earthquakes, Uplift, and Landscape (2nd Ed.). Prentice Hall, NewJersey.
Keller, Edward A., & Pinter, Nicholas, )2002(, Active Tectonics: Earthquake, Uplift and Landscape, Prentice Hall Publication, London
Petras, J., 2010. Genesis and sedimentation of an ice-walled lake plain in northeastern Illinois. Unpublished MS thesis, University of Illinois at Urbana-Champaign, 171 p.
Radoane, Maria, Nicolae, Radone and Dan, Dumitria, 2003, Geomorphological evolution of longitudinal river profiles in the Carpathians. Geomorphology. 50: 293-306.
Tipping, 1994, fluvial chronology and valley floor evolution of the upper Bowmontalley, Borders region, Scotland. Earth surface processes and landforms.19:641-657.
Wallerstein. P. Nick., and Thorne, C. R., 2004, Influence of large woody debris on morphological evolution of incised.Geomorphology.51:L53-73.
Zelilidis, Abraham, 2000, Drainage evolution in a rifted basin, Corinth graben, Greece. Geomorphology. 35:69-85.
)
