نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار ژپومورفولوژی، گروه مرتع و آبخیزداری، دانشکده منابع طبیعی و محیط زیست، دانشگاه ملایر، ملایر، ایران
2 استادیار آب و هواشناسی، ُگروه مرتع و آبخیزداری، دانشکده منابع طبیعی و محیط زیست، دانشگاه ملایر، ملایر، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Debris flow is one of the most important processes in material displacement, which causes the formation and increase of sediment loads of rivers. In order to investigate the debris flow in the northern slopes of Alvand in central Zagros, 44 samples of debris flows are selected randomly and morphometric parameters such as liner section flow, highs, deeps section, core width, slope were calculated using observation and measurement statistical real analysis regression by aerial photograph and topography maps with 1:50000 and 1:25000 scales and ArcGIS9. Effective climatology parameters on debris including rain, snow and temperature were studied using 10 stations in the region (1991-2010). The study shows that the effects parameters on debris flow are altitude and slope in northern alvand slopes. But, the debris flows are spread in 2700-3000m altitude indicates the important role of lithology, tectonic and snowfall factors along with the glaciation and erosion system of the glacial side in the formation and development of regional debris. The study of precipitation effects through the Cain and Biljinberg formula show that rainfall of 15 to 105 minutes in some years caused debris flow motion on the slopes entering the rivers and increase their sediment load.
.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
با تأثیر از تخریب مکانیکی در دیواره‌های سنگی، مخروط واریزه متناسب با ابعاد، وزن مخصوص و با متوسط شیب 27 و 37 درجه تشکیل میشود. این فرایند دامنهای به شکل جریان واریزهای است که موجب افزایش بار رسوبی رودخانه میشود (کمک‌پناه، 1371: 312). واریزهها بر حسب اندازۀ ذرات و مواد متشکله به‌صورت تخته‌سنگی، قلوه‌سنگی، ماسه‌ای و خاکی است؛ اما مهم‌ترین آنها که تبدیل به جریان واریزهای می‌شوند، واریزه‌های ثقلی، لایه‌لایه و روانه قطعه‌سنگ‌هاست (ایلدرمی، 1381: 89). واریزه‌های ثقلی بر روی دامنههای سنگی تشکیل قطعه و پاره‌سنگ‌ها را می‌دهد که بر اثر نیروی ثقل به سمت پایین‌دست، دامنۀ شیبی بین 30 تا 35 درجه را به‌وجود می‌آورد. واریزه‌های لایه – لایه یا آراسته در دامنههایی با شیب ملایم و کمتر از شیب واریزه‌های ثقلی به‌وجود می‌آیند و بر اثر عمل یخ و مواد گلی یخ‌زده به‌سمت پایین‌دست حرکت می‌کنند؛ اما روانه قطعه‌سنگ‌ها بر سطح شیب‌های ضعیف با دخالت مواد گلی و همراه با قطعه‌سنگ‌های سطحی بر روی آن حرکت می‌کنند (شکل 1) (ایلدرمی، 1381: 89).
شکل 1. انواع مختلف جریان واریزهای الف) جریان واریزه ثقلی ب) واریزهای لایه‌لایه
ج) روانه قطعه‌سنگ‌ها
در بیشتر بررسی‌ها، حرکات توده‌ای سریع به‌علت ماهیت ناپیوستۀ مکانی و ناگهانی آنها در نواحی پریگلاسیر به دقت حرکت توده‌ای آرام مطالعه نشده‌اند. نتایج به دست آمده از پژوهشی در شمال سوئد نشان می‌دهد نقش حرکات توده‌ای سریع در برهنه‌شدگی ناهمواری‌ها با تأثیر از حرکات توده‌ای آرام به‌مراتب مهم‌تر است. جریان واریزهای حد واسط زمین لغزه‌ها و سیلاب‌هاست و اندازۀ مواد آن از قطعه سنگها تا رس‌های مخلوط با مقدار زیادی آب متفاوت است؛ بنابراین، وزن رسوبات واریزهای از
90 – 70 درصد در نوسان بوده و مخلوطی از آب و مواد جامد است که با سرعت یکسان حرکت می‌کنند (کاستا، 1988). شرایط اولیه برای جریان واریزهای شامل وجود منبع رطوبت همراه با رسوبات تخریبی در دامنههای نسبتاً شیبدار است. اگر‌چه جریان‌های واریزهای در طول کانال‌های زهکشی یا بر روی دامنه‌ها مستعد حرکت است، در سطوح مخروط آبرفتی نیز جریان می‌یابند (سلبای، 1993). ویژگی حرکت واریزهها با افزوده‌شدن آب و واریزه از منابع در مسیرهای دیگر تغییر می‌کند؛ به طوری که بارش شدید در حدود 107 میلی‌متر در 24 ساعت در سال 1959 موجب حرکت واریزهها در شمال سوئد شده است (بارچ، 1993). در جولای 1972 بارندگی به‌میزان 30 میلی‌متر در 30 دقیقه بر روی شیب‌های
20 – 15 درجه در منطقۀ پاپلند[1]، تقریباً باعث رسوب 50 هزار متر‌مکعب واریزه در منطقه‌ای به وسعت 11 کیلومتر مربع شد که معادل 5 میلی‌متر فرسایش ناشی از جریان واریزه‌هاست (گودی، 1990). بیشتر جریان واریزهای بر روی دامنههایی آغاز می‌شوند که شبکۀ زهکشی متمرکز و بریدگی شیب آغاز میشود (کلارک، 1988). جریان واریزهای می‌تواند از نواحی منبع تا کیلومترها جریان یابد، ولی در نواحی کم‌شیب متوقف میشود (ریتر، 1993). برای تحلیل فرآیند جریان واریزهای بررسی مورفولوژی، رسوب‌شناسی و تهیۀ نقشه‌های مختلف، مشاهده و نمونه‌گیری از حرکات واریزهها ضروری است (ریتر، 1993). در این راستا پژوهش‌های وسیعی را برخی از ژئومورفولوژیست‌ها برای تعیین حد آستانه حرکت و نقش عوامل محیطی از جمله ارتفاع، شیب و بارندگی انجام داده‌اند و مدل‌ها و معادلاتی نیز ارائه کرده‌اند (ریتر، 1993؛ گودی، 1990؛ اوین، 1990 و کلوز، 1991). در بیشتر بررسی‌های به عمل آمده عواملی چون بارندگی، برف، شیب، ارتفاع، لیتولوژی از مهم‌ترین عواملی بودند که موجب تشکیل و جریان واریزهها در دامنه‌ها شده‌اند (هریس، 19930 و کلوز، 1991). جریان‌های واریزهای حرکت توده‌ای مواد تخرییی بر اثر نیروی ثقل به سمت پایین‌دست دامنه و از لحاظ ویژگی‌های جریانی حد واسط لغزش و جریان سیلابی است و از جورشدگی بسیار ضعیف و نامنظم برخوردارند (خطیبی، 1379:170). در یک بررسی نقش و عوامل مؤثر بر پیدایش و تکوین جریان‌های واریزهای در ارتفاعات شمال غرب آذربایجان، جنوب غرب هادی‌شهر با تأکید بر نقش گسل‌ها، حاکمیت سیستم فرسایش پریگلاسیر در تشکیل جریان‌های واریزهای در منطقه و با استفاده از مورفومتری واریزهها و بررسی آماری، مشخص و سپس راهکارهایی برای کنترل آنها ارائه شده است (عابدینی، 1388: 194) در بررسی دیگری (خطیی، 1386:157) نقش عوامل توپرگرافی و دنیامیک رودخانه‌ای بر مخروط واریزه‌های دامنههای شمال غرب سبلان به‌خوبی مطالعه شده است. در این بررسی نقش آب و هوا، وضعیت زمین‌شناسی، اقلیم گذشته بررسی شده و با رگرسیون چندمتغیره عوامل مؤثر در جابه‌جایی واریزهها بررسی شده است. مطالعات دیگری هم در خصوص شرایط مورفودینامیک و تأثیر پارامترهای اقلیمی نتایج مشابهی را به‌دست آوردند (شورت، 2013؛ تلر، 2010؛ پلاتر، 2011 و ادوارد، 2001).
در این پژوهش برای بررسی عوامل مؤثر در ایجاد جریانات واریزهای در دامنههای شمالی الوند، برخی ویژگی‌های منطقه از قبیل زمین‌شناسی، لیتولوژِی، توپوگرافی و اقلیم (باران و برف، دما) تحلیل و نقشه‌های لازم ترسیم شد.
داده‌ها و روش‌شناسی
منطقۀ مورد مطالعه به مساحت 2745 کیلومتر مربع در محدودۀ 45ً َ6 48ْ تا ً29 44َ ْ48 طول شرقی و 20ً َ35 34ْ تا ً34 50َ ْ34 عرض شمالی در محدودۀ زاگرس مرکزی واقع شده است. (شکل2). سنگ‌های منطقه از نوع گرانیت نفوذی، شیل، اسلیت و شیست‌های دورۀ ژوراسیک است. شکل (3) بر اساس آمار آب و هواشناسی ایستگاه گردنه اسدآباد (86-1376)، متوسط درجه حرارت سالانۀ منطقه است که در فصول زمستان و تابستان از تا تغییر می‌کند. سردترین ماه سال بهمن و گرم‌ترین آن مرداد است. میانگین بارش منطقه 8/313 میلی‌متر در سال است. بر اساس منحنی آمبروترمیک ماههای خشک سال، اردیبهشت تا شهریور هستند. آب و هوای منطقه بر اساس روش آمبرژه، حد واسط نیمه‌خشک سرد و نیمه‌مرطوب است (ایلدرمی، 1381).
شکل 2. موقعیت جغرافیای منطقه شکل 3. نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مورد مطالعه
ابتدا با استفاده از عکسهای هوایی 1:20000، نقشه‌های توپوگرافی 000/1:50 و عملیات میدانی، 44 واریزه در منطقه به‌روش تصادفی انتخاب و مکان‌یابی شد. برای برآورد حجم واریزهها و تعیین مشخصات مورفومتری و جهت تعیین حرکت مواد واریزهای از فرمول ریکن من[2] (1993) استفاده شد (سلبای، 1993).
|
معادلۀ 1 |
E= (100-2.5 sf)L |
در این رابطه: E، حجم واریزهها بر حسب(m3) ،
(Sf)، شیب بخش مخروط به درصد، L، طول بخش معبر برحسب (m) است.
برای تقسیم‌بندی جریانات واریزهای بر اساس عمق و ارزیابی عمق فرسایش در جریانات واریزهای منطقه، عمق بخش معبر و شیب دامنههایی که در روی آنها این پدیده فعال است، اندازه‌گیری و بررسی شده و بر اساس داده‌های به دست آمده از ارتباط شیب و عمق بخش معبر مدل زیر جهت برآورد عمق سایش طرح شده است. (سلبای، 1990).
|
معادلۀ 2 |
D= XS+A |
که در آن: D، عمق فرسایش در بخش معبر (m)، S، شیب دامنه به درصد، A، عمق بخش معبر است.
برای بررسی میانگین بارش و محاسبۀ ضریب برف سالانه منطقه از میانگین بارش و دمای ایستگاههای خیر‌آباد، قهاوند، گنبد، آقاجانبلاغی، آق‌تپه همدان، بهادربیگ، تویسرکان، سداکباتان، خنداب و فرودگاه همدان در دوره آماری 1371 تا 1389 و ارتفاع ایستگاه‌ها از سطح دریا استفاده شد.
برای بررسی نقش بارندگی در جابه‌جایی واریزهها، آستانههای مختلفی ارائه شده است (وان. آخ[3] 1996- وان اشتاین[4]، 1995). برای بررسی دقیقتر نحوة تأثیر بارندگی‌ها در وقوع جریانات واریزهای از شدت و مدت بارندگی‌های ایستگاه سینوپتیک همدان (1371 تا 1389) استفاده شده است. برای ارزیابی توان رگبارها جهت جابه‌جایی واریزهها از یکی از معادلات کاین[5] استفاده شده که به‌صورت زیر است:
|
معادلۀ 3 |
Ircain = 14.82 Tr –0.39 |
در این رابطه: Tr، طول مدت بارش (به ساعت) و Ir، شدت بارش (میلی‌متر در ساعت) است.
اگر شدت بارش محاسباتی از شدت واقعی بارندگی‌هایی که در منطقه رخ داده بیشتر باشد، احتمال وقوع جریانات واریزهای و جابه‌جایی واریزهها در منطقه بسیار ضعیف است.
شدت واقعی رگبارها < شدت بارش منتج از فرمول = جابه‌جایی واریزهها توسط رگبارها
I > Ir = (+) I> Ir = (-)
در همین رابطه فرمول‌های دیگری را نیز بلیجنبرگ (1998) ارائه کرده است که برای مقایسۀ نتایج نیز استفاده شده است:
|
معادلۀ 4 |
Ir cr =14.82 Tr -0.61 |
|
معادلۀ 5 |
Irinnes = 4.9355 Tr 0.5041 |
که در این رابطه: Ir: شدت بحرانی بارندگی (میلی‌متر در ساعت)، Tr: مدت بارندگی (به ساعت)
بر این اساس، اگر شدت بحرانی بارندگی از شدت واقعی بارندگی بیشتر باشد، احتمال جابه‌جایی واریزهها در سطوح دامنه‌ها بسیار ضعیف است. به طور کلی اگر:
شدت واقعی بارندگی < مقدار منتج از فرمول = احتمال جابه‌جایی واریزهها توسط رگبارها (+)
شدت واقعی بارندگی > مقدار منتج از فرمول= عدم احتمال جابه‌جایی واریزهها توسط رگبارها (-)
عمق فرسایش در جریانات واریزهای شاخص مهمی در شناسایی ویژگی‌های این پدیده و تفکیک جریانات واریزهای قدیمی از جریانات واریزهای جوان محسوب میشود (یوشیدا، 1997). عمق بخش معبر حاکی از قدرت و قابلیت زیاد واریزهها برای سایش دامنههای سنگی و در نهایت ایجاد معبرهای عمیق در سطوح آنهاست.
به طور کلی، در این پژوهش مشخصات واریزهها از قبیل طول بخش معبر، ارتفاع جریان، عمق بخش معبر، عرض مخروط، شیب و ارتفاع آنها محاسبه و سپس نقش عوامل لیتولوژی، توپوگرافی، پوشش برفی و بارش، در خصوص تشکیل واریزهها تجزیه و تحلیل و همبستگی آماری آنها نیز با استفاده از نرم‌افزارهای spss و Excel بررسی شد.
نتایج و بحث
الف- ویژگی‌های عمومی جریان‌های واریزهای در منطقه:
تشکیل و حرکت واریزهها یکی از فرآیندهای مهم و غالب بر روی دامنههای شمالی الوند است که در ارتفاعات بالاتر از 2500 متر و اغلب بر روی سنگ‌های گرانیت و هورنفلس به وقوع می‌پیوندد (شکل 4).
بر اساس مشاهدات صحرایی می‌توان بخش‌های کاملاً مشخصی را در واریزهها تفکیک کرد:
1- بخشی که حرکت و جابه‌جایی واریزهها از آنجا شروع میشود، نسبتاً گود و دیوارۀ آن تقریباً شیبدار و در ارتفاع بالاتر از 2500 متر واقع شده است.
2- مسیر عبور واریزهها به شکل معبر یا کانال پرشیبی است که بر اثر جابه‌جایی مکرر واریزهها بر روی دامنههای سنگی کنده شده است و از عمق و طول چندانی برخوردار نیست. در این معبر با توجه به لیتولوژی وسعت و حجم جریانات واریزهای ارتباط مستقیمی با طول و عمق آنها دارد. اغلب جریانات واریزهای بزرگ منطقه دارای بخش گذردهی یا معبر نسبتاً عمیق و عرض و طول زیادی هستند.
3- بخش نهشته و یا مخروط واریزه که در انتهای بخش معبر جریانات واریزهای قرار دارد و گاهی وارد رودخانه‌‌های منطقه میشود، قسمت مهمی از رسوبات رودخانه‌ای را تأمین می‌کند. اکثر واریزه‌های منطقه دارای طول بیشتری نسبت به پهنایشان و همچنین، جورشدگی بسیار ضعیف و با ابعاد و قطرهای بسیار مختلف هستند. بررسی شکل جریانات واریزهای منطقه نشان می‌دهد:
الف- جریانات واریزهای مجزا اغلب بر روی سنگ‌های گرانیتی و هورنفلسی تشکیل شده است و بیشتر در ارتفاعات 2700متری دیده میشود.
ب- جریانات واریزهای گسترده دارای محل مشخص و مجزا از لحاظ شروع نیست، اما نقطه شروع آنها به‌طور افقی در ارتفاعات بیش از 3000 متر گسترده شده است و اغلب بر روی سنگ‌های مقاوم تشکیل شده‌اند.
|
|
|
||||||||||
شکل 4. موقعیت واریزهها در دامنههای شمالی الوند |
شکل 5. نمونهای از واریزه‌های گسترده در ارتفاع 2900 متر |
بر اساس مشاهدات میدانی دو دسته جریان واریزهای شامل جریانات واریزهای درهای و دامنهای در منطقه مشاهده میشود. جریانات واریزهای دامنهای به‌مراتب از تکرار و فراوانی بیشتری نسبت به جریانات درهای برخوردار است. استقرار برف بر روی دامنههایی که درز و شکاف‌های فراوان در جهت‌ها و شیب‌های مختلف دارند، همراه با تغییر و نوسان درجه حرارت از مهم‌ترین دلایل این موضوع است. بررسی نمونههای اندازه‌گیری‌شده (جدول 1) نشان می‌دهد در آن دسته از جریانات واریزهای که بخش معبر طویلی دارند، حجم واریزه‌های انباشته‌شده زیادتر است.
جدول 1. مشخصات مورفومتری واریزهها
|
شماره نمونه |
طول بخش معبر (m) |
ارتفاع جریان واریزهای (m) |
عمق بخش معبر (m) |
عرض مخروط واریزه (m) |
شیب دامنه (درصد) (SF) |
ارتفاع واریزهها (m) |
حجم E/m3 |
|
1 |
5/1 |
6 |
8/0 |
3 |
25 |
2700 |
56/36 |
|
2 |
3 |
7 |
6/0 |
3 |
20 |
2800 |
5/58 |
|
3 |
5/2 |
10 |
4/0 |
4 |
30 |
2800 |
73 |
|
4 |
4 |
12 |
3/0 |
2 |
20 |
2900 |
78 |
|
5 |
10 |
14 |
8/0 |
3 |
25 |
2700 |
7/243 |
|
6 |
2 |
9 |
1 |
5/2 |
35 |
2600 |
25/68 |
|
7 |
5/3 |
11 |
2 |
4 |
30 |
2500 |
37/102 |
|
8 |
5 |
12 |
5/0 |
2 |
30 |
2800 |
25/146 |
|
9 |
5/4 |
16 |
4/0 |
5/1 |
40 |
3000 |
5/175 |
|
10 |
11 |
23 |
88/0 |
5/2 |
35 |
2800 |
37/375 |
|
11 |
5/1 |
18 |
7/0 |
3 |
25 |
2800 |
56/36 |
|
12 |
5/2 |
10 |
4/0 |
3 |
40 |
3000 |
5/97 |
|
13 |
3 |
9 |
3/0 |
4 |
45 |
2900 |
62/131 |
|
14 |
5 |
11 |
5/1 |
5/3 |
20 |
2700 |
5/97 |
|
15 |
8 |
18 |
1 |
3 |
25 |
2700 |
195 |
|
16 |
1 |
7 |
3/0 |
5/1 |
35 |
2800 |
12/34 |
|
17 |
6 |
8 |
1 |
2 |
45 |
2800 |
25/263 |
|
18 |
4 |
10 |
5/1 |
1 |
50 |
2900 |
195 |
|
19 |
9 |
17 |
1 |
5/1 |
35 |
2900 |
12/307 |
|
20 |
7 |
15 |
3/0 |
3 |
40 |
3000 |
273 |
|
21 |
4 |
10 |
8/0 |
3 |
45 |
3000 |
5/175 |
|
22 |
10 |
14 |
5/0 |
5/2 |
55 |
3000 |
25/536 |
|
23 |
12 |
20 |
6/0 |
4 |
25 |
2800 |
5/292 |
|
24 |
8 |
18 |
3/0 |
5/4 |
30 |
2600 |
234 |
|
25 |
14 |
12 |
5/0 |
3 |
35 |
2700 |
75/477 |
|
26 |
5/10 |
13 |
5/1 |
5/1 |
40 |
2800 |
5/409 |
|
27 |
3 |
16 |
1 |
2 |
25 |
2800 |
12/73 |
|
28 |
13 |
24 |
7/0 |
5/3 |
25 |
2700 |
87/316 |
|
29 |
8 |
3 |
5/0 |
4 |
30 |
2800 |
234 |
|
30 |
9 |
4 |
30/0 |
3 |
30 |
2700 |
25/263 |
|
31 |
11 |
7 |
45/0 |
5 |
40 |
2800 |
429 |
|
32 |
6 |
11 |
55/0 |
6 |
45 |
2900 |
25/263 |
|
33 |
5 |
12 |
8/0 |
5/2 |
45 |
2900 |
3/219 |
|
34 |
13 |
9 |
8/0 |
5/3 |
35 |
2800 |
6/443 |
|
35 |
12 |
6 |
7/0 |
5/4 |
35 |
2400 |
5/409 |
|
36 |
8 |
7 |
6/0 |
3 |
25 |
2600 |
195 |
|
37 |
9 |
7 |
8/0 |
1 |
25 |
2700 |
4/219 |
|
38 |
3 |
8 |
1 |
3 |
40 |
3000 |
117 |
|
39 |
2 |
9 |
9/0 |
3 |
50 |
3000 |
5/97 |
|
40 |
5 |
10 |
1 |
2 |
55 |
3000 |
13/268 |
|
41 |
4 |
11 |
5/1 |
4 |
40 |
2900 |
156 |
|
42 |
8 |
12 |
9/0 |
5/2 |
45 |
2900 |
351 |
|
43 |
10 |
10 |
8/0 |
2 |
30 |
2800 |
5/292 |
|
44 |
12 |
9 |
1 |
3 |
35 |
2900 |
5/409 |
ب- داده‌های اقلیمی مؤثر در تشکیل واریزهها
بر اساس بررسی‌های انجام‌شده از ایستگاههای هواشناسی موجود در عرصه مورد مطالعه، متوسط بارندگی سالانه 8/313 میلی‌متر است. بارندگی‌های عمده منطقه در فصل زمستان 42% و بهار 32% رخ می‌دهد و پرباران‌ترین ماه سال اسفند با 53 میلی‌متر است. منطقه با توجه به کوهستانی‌بودن دارای رژیم بارش به‌صورت برف، گاهی تگرگ و باران است. وجود ذخایر برفی همراه با کاهش دما و تداوم آن برای 6 ماه از سال (اواخر پاییز تا اواخر بهار) به‌دلیل ارتفاع زیاد، سیستم مورفوژنز پریگلاسیر را در این قسمت حاکم ساخته است. ماه بهمن با درجه حرارت متوسط 17/2، سردترین و تیرماه با 4/22 درجه سانتیگراد گرم‌ترین ماههای سال هستند. حداقل دمای ثبت‌شده 30- درجه مربوط به بهمن‌ماه سال 1351 و حداکثر آن 39 درجه مربوط به تیرماه سال 1376 است. مجموع روزهای یخبندان در طول سال 84 روز است که از اواخر آبان شروع میشود و تا اواسط فروردین ادامه دارد. بر اساس سیستم طبقه‌بندی بیوکلیماتیک آمبرژه، منطقۀ مورد مطالعه دارای اقلیم نیمه‌خشک سرد با تابستان‌های خشک و زمستان‌های سرد و طولانی و در سیستم طبقه‌بندی دومارتن منطقه دارای اقلیم نیمه‌خشک سرد است. با استفاده از دیاگرام‌های پلیتر1 و با توجه به تعداد روزهای یخبندان در طی سال، متوسط درجه حرارت در طی روز و سال، میزان و رژیم بارندگی و وجود مکانیسم شدید تخریب فیزیکی، حرکت مواد، وجود واریزهها و برونزدگیهای سنگی فراوان، حاکمیت سیستم فرسایشی پریگلاسیر تأیید میشود (شکل 6).
شکل 6. دیاگرام‌های پلیتر به‌منظور نشان‌دادن فرآیندهای مسلط مورفوژنیکی بر پایۀ میانگین بارش سالانه و دما تعمیم یافته است. خط ممتد برای ارتفاعات پایین‌تر از 1800 متر، خط منقطع برای ارتفاعات بالاتر از 2700 متر (سلبای، 1993؛ ایلدرمی، 1381)
|
|
1 L.C.Pe lit |
پدیدۀ نیواسیون یا برفساب[6] (استقرار تکه‌های برفی در بیشتر ایام سال) با توجه به ارتفاع زیاد منطقه یکی از مهم‌ترین عوامل مؤثر در تشکیل و توسعۀ واریزهها محسوب میشود. به‌منظور شناسایی مناطق تحت تأثیر فرآیند برفساب از خطوط همدمای صفر درجه در ماههای سرد سال استفاده شده است؛ به‌طوری که با افزایش متوسط دمای روزانه در طی زمان، قلمرو فرآیند برفاب محدودتر میشود و تأثیر آن در ارتباط با عامل ارتفاع تغییر می‌کند. بررسی آماری بارش برف در منطقه نشان می‌دهد که در طی پاییز و زمستان سال‌های 81-1380، 40 مورد بارش برف ثبت شده که در 39 مورد آن درجه حرارت هوا زیر صفر درجه (5/97 درصد) و تنها در یک مورد آن هم در اواخر اسفند‌ماه، دمای هوا بالای صفر بوده است (6/1 درصد). پس با فرض خط همدمای صفر درجه می‌توان چنین نتیجه‌گیری کرد که خط همدمای صفر درجه، همان مرز و قلمرو محدودۀ برف در منطقه باشد؛ اما با توجه به گرادیان ارتفاعی دما این مقدار را می‌توان تا 5/1 درجه سانتیگراد به‌عنوان مبنا تغییر داد. متوسط سالانۀ بارش برف در ایستگاه همدان 9/193 سانتی‌متر بوده که طی سالیان مختلف از 3/57 سانتی‌متر در سال 1380 تا 8/336 سانتی‌متر در سال 1388 متفاوت بوده است. در مقیاس ماهانه بیشترین مقدار بارش برف در ماه دی با متوسط ارتفاع 4/57 سانتی‌متر است. به‌منظور بررسی و محاسبۀ درصد برفگیری برای ماههای سرد در منطقه که آمار ندارند، از معادلات زیر استفاده شده است:
|
معادلۀ 6 |
Tmin 1/7-2/48 = %S/P |
|
معادلۀ 7 |
Tmin 2/3-9/36 = %S/P |
که در آن S/P درصد نسبت بارش برف به کل ریزش‌های جوی و Tmin متوسط درجه حرارت حداقل محیط است.
بر این اساس، آذر، دی، بهمن، اسفند و اردیبهشت و گاهی نیز آبان دارای بارش برف هستند. بر اساس فرض 5/1 درجه سانتیگراد متوسط زمان شروع بارش برف در همدان، 30 نوامبر (9 آذر) و خاتمۀ آن 13 مارس (22 اسفند) و متوسط آن 103 روز محاسبه شده است که از 68 روز بین سال‌های (70-1369) تا 185 روز تا (81-1380) فرق می‌کند. بر اساس فرض 5/1 درجه برای بارش برف در منطقۀ مورد مطالعه متوسط زمان بارش برف در ارتفاعات بیش از 3000 متر الوند، در اواخر مهر‌ماه شروع شده است و در طی ماههای دی و بهمن کل منطقه تحت پوشش برف قرار می‌گیرد. با شروع دورۀ گرما خط بارش برف در منطقه عقب می‌نشیند و در ماههای فروردین و اردیبهشت دوباره به ارتفاع 3000 متر می‌رسد؛ بنابراین، دمای منطقه در بیشتر ایام سال زیر ده درجه است و از فرآیند برفساب تأثیر می‌گیرد. بر اساس بررسی‌های صحرایی به عمل آمده مشاهده میشود که در تشکیل واریزه‌های منطقه، استقرار برف نقش اولیه و آغازین را به عهده دارد (جدول 2)، به طوری که بر اثر خیس‌شدن مواد سست دامنهای توسط آب حاصل از ذوب برف، دیوارۀ دامنه‌ها گسیخته شده و مواد حاصل از این فرآیند به‌صورت واریزه‌های بزرگ شکل گرفته است. به‌طور متوسط میزان %S/P با در نظر گرفتن حداقل درجه حرارت منطقه یعنی 61/2 درجه سانتیگراد، برابر با 7/29% برای ماههای خیلی سرد و به‌طور معمول برابر با 5/28% (تقریباً 30 درصد ریزش‌های جوی در فاصله 103 روز به‌صورت برف) است. جدول (2) درصد برفگیری منطقه را در ماههای مختلف و در ارتفاعات مختلف نشان می‌دهد که گویای شدت عملکرد و استقرار برف به‌ویژه بر روی دامنههای منطقه است. چنانکه ملاحظه میشود در طول ماههای سال درصد برفگیری منطقه با افزایش ارتفاع به‌شدت افزایش یافته است، به طوری که از ارتفاع 2700 متر به بالا این موضوع به‌خوبی مشاهده میشود. این در حالی است که تعداد جریانات واریزهای نیز از این ارتفاع به بالا افزایش می‌یابد.
جدول 2. درصد برفگیری در ماههای مختلف در ارتفاعات مختلف الوند
|
اردیبهشت |
فروردین |
اسفند |
بهمن |
دی |
آذر |
آبان |
مهر |
ماه ارتفاع (متر) |
|
3/2 |
7/25 |
8/50 |
100 |
100 |
9/54 |
3/33 |
4/11 |
1700 |
|
6/9 |
1/29 |
7/54 |
100 |
100 |
7/57 |
3/34 |
5/13 |
1800 |
|
12 |
5/32 |
5/85 |
100 |
100 |
5/60 |
4/35 |
6/15 |
1900 |
|
3/14 |
9/35 |
3/62 |
100 |
100 |
3/63 |
4/36 |
7/17 |
2000 |
|
7/16 |
3/39 |
2/66 |
100 |
100 |
1/66 |
5/37 |
8/19 |
2100 |
|
19 |
8/42 |
70 |
100 |
100 |
9/68 |
5/38 |
9/21 |
2200 |
|
4/21 |
2/46 |
73 |
100 |
100 |
7/71 |
5/39 |
24 |
2300 |
|
7/23 |
6/49 |
77 |
100 |
100 |
4/74 |
6/40 |
1/26 |
2400 |
|
1/26 |
53 |
81 |
100 |
100 |
2/77 |
7/41 |
3/25 |
2500 |
|
5/28 |
4/56 |
85 |
100 |
100 |
80 |
8/42 |
4/30 |
2600 |
|
8/30 |
8/59 |
89 |
100 |
100 |
8/82 |
8/43 |
5/32 |
2700 |
|
2/33 |
2/63 |
93 |
100 |
100 |
6/85 |
9/44 |
6/34 |
2800 |
|
5/35 |
6/66 |
9/96 |
100 |
100 |
4/88 |
9/45 |
7/36 |
2900 |
|
9/37 |
70 |
100 |
100 |
100 |
1/91 |
47 |
8/38 |
3000 |
|
2/40 |
4/73 |
100 |
100 |
100 |
9/93 |
48 |
9/40 |
3100 |
|
2/42 |
8/76 |
100 |
100 |
100 |
7/96 |
1/49 |
43 |
3200 |
|
9/44 |
2/80 |
100 |
100 |
100 |
5/99 |
1/50 |
2/45 |
3300 |
|
47 |
7/82 |
100 |
100 |
100 |
100 |
3/51 |
8/47 |
3400 |
|
2/49 |
9/84 |
100 |
100 |
100 |
100 |
5/52 |
9/49 |
3500 |
|
|
|
|
شکل 7. نمودار تعداد روزهای یخبندان در ماههای مختلف سال (در منطقۀ مورد مطالعه) |
شکل 8. متوسط خط بارش برف در ارتفاعات مختلف توده الوند |
بنابراین حضور واریزهها در دیواره دامنه‌ها و در جهت مشخصی به‌ویژه دامنههای پشت به آفتاب، فرض و احتمال دخالت برف و آب ناشی از ذوب آن را در تشکیل واریزه‌های منطقه تقویت می‌کند؛ به طوری که محل جریانات واریزهای در مکان‌های برفگیر به‌ویژه با استقرار طولانی‌مدت برف مشاهده میشود.
به‌منظور بررسی تأثیر بارش و تعیین شدت بارندگی‌های به وقوع پیوسته در حرکت واریزهها، ابتدا ارقام محاسباتی (حاصله با استفاده از فرمول‌های ارائه‌شده) با شدت بارندگی‌های اندازه‌گیری‌شده در ساعات مختلف (از 15 دقیقه تا 240 دقیقه) مقایسه شد (جدول 4). بررسی‌ها نشان می‌دهد معادله “Ircain” و “Ircr” تماماً منفی بوده و شدت بارندگی واقعی از شدت بارندگی محاسباتی کمتر است. این موضوع بیانگر این نکته است که بارندگی‌های به وقوع پیوسته قادر به حرکت واریزهها نبوده‌اند؛ اما ارقام محاسباتی از معادله “Irinees” در خصوص شدت بارندگی‌های 15 تا 105 دقیقه در برخی از سال‌ها موجب حرکت واریزهها شده است (جدول 3).
جدول 3. احتمال وقوع جریانات واریزهای بر اساس شدت بارندگی در روشهای مختلف
|
240 |
225 |
210 |
195 |
180 |
165 |
150 |
135 |
120 |
105 |
90 |
75 |
60 |
45 |
30 |
15 |
مدت (دقیقه) روش |
|
6/8 |
85/8 |
09/9 |
36/9 |
65/9 |
98/9 |
36/1 |
8/10 |
3/11 |
91/11 |
65/12 |
58/13 |
82/14 |
57/16 |
43/19 |
44/25 |
Ircain |
|
4/6 |
62/6 |
9/6 |
22/7 |
58/7 |
99/7 |
5/8 |
03/9 |
7/9 |
53/10 |
57/11 |
9/12 |
82/14 |
7/17 |
62/22 |
52/34 |
Ircr |
|
9/9 |
6/9 |
28/9 |
9/8 |
58/8 |
2/8 |
8/7 |
42/7 |
99/6 |
54/6 |
05/6 |
52/5 |
93/4 |
26/4 |
48/3 |
45/2 |
Irinnes |
جدول 4. شدت بارندگی‌های 15 تا 240 دقیقه ایستگاه همدان
|
تاریخ وقوع رگبارهای مهم‌تر |
شدت بارندگی به دقیقه بر حسب mm/hr |
|||||||||||||||
|
15 |
30 |
45 |
60 |
75 |
90 |
105 |
120 |
135 |
150 |
165 |
180 |
195 |
210 |
225 |
240 |
|
|
2/10/76 |
14 |
11/1 |
9/8 |
8/8 |
8/2 |
7/7 |
7/3 |
7 |
6/7 |
6/5 |
6/3 |
6/1 |
6 |
5/8 |
5/7 |
5/6 |
|
17/8/78 |
6/2 |
5/5 |
5/1 |
4/8 |
4/7 |
4/5 |
4/4 |
4/3 |
4/2 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
7/1/79 |
9/3 |
7/6 |
6/8 |
6/3 |
5/9 |
5/6 |
5/4 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
13/1/79 |
7/4 |
5/8 |
5 |
4/5 |
4/1 |
3/9 |
3/7 |
3/5 |
3/4 |
3/2 |
3/1 |
3 |
2/9 |
2/8 |
2/7 |
2/7 |
|
19/12/81 |
9/5 |
7/4 |
6/4 |
5/8 |
5/3 |
5 |
4/7 |
4/5 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
13/11/81 |
15/1 |
11/6 |
9/8 |
8/8 |
8 |
7/4 |
7 |
6/6 |
6/3 |
6 |
5/8 |
5/6 |
5/2 |
5/1 |
5 |
4/8 |
|
17/12/81 |
9/3 |
7/7 |
6/9 |
6/4 |
6 |
5/7 |
5/5 |
5/3 |
5/1 |
5 |
4/9 |
4/8 |
4/7 |
4/6 |
4/5 |
4/4 |
|
11/11/82 |
11 |
8/8 |
7/8 |
7/1 |
6/6 |
6/3 |
6 |
5/7 |
5/5 |
5/3 |
5/2 |
5 |
4/9 |
4/8 |
4/7 |
4/6 |
|
15/8/83 |
11/4 |
9 |
7/8 |
7/1 |
6/6 |
6/1 |
5/8 |
5/5 |
5/3 |
5/1 |
4/9 |
4/8 |
4/6 |
4/5 |
4/4 |
4/3 |
|
25/1/84 |
20/9 |
11/2 |
7/6 |
5/8 |
4/7 |
4 |
3/4 |
3 |
2/7 |
2/5 |
2/6 |
2 |
1/9 |
- |
- |
- |
|
21/1/85 |
12/3 |
8 |
6 |
4/9 |
4/1 |
3/6 |
3/3 |
3 |
2/7 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
|
16/1/86 |
10/7 |
8 |
6/8 |
6 |
5/5 |
5 |
4/7 |
4/5 |
4/3 |
4 |
3/9 |
3/7 |
3/6 |
3/5 |
3/4 |
3/3 |
|
8/2/86 |
13/5 |
8/6 |
6/7 |
5/5 |
4/8 |
4/3 |
3/9 |
3/5 |
3/3 |
3 |
2/9 |
2/7 |
2/6 |
2/5 |
24 |
2/3 |
|
30/2/86 |
13/3 |
9/1 |
7/3 |
6/3 |
5/6 |
5/1 |
4/7 |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
- |
2 |
- |
|
17/8/88 |
8/3 |
6/5 |
5/6 |
5/1 |
4/7 |
4/4 |
4/2 |
4 |
3/8 |
3/7 |
3/6 |
3/5 |
2/4 |
3/3 |
2 |
3/1 |
|
5/1/89 |
6/1 |
5/2 |
4/8 |
4/5 |
3/4 |
4 |
3/9 |
3/7 |
3/6 |
3/5 |
3/4 |
3/4 |
3/3 |
3/2 |
3/1 |
3/1 |
|
2/2/89 |
9/6 |
6/5 |
5/1 |
3/4 |
3/8 |
3/5 |
3/1 |
2/9 |
2/7 |
2/6 |
2/4 |
2/3 |
2/2 |
2/1 |
2 |
1/9 |
ج- نقش ویژگی‌های سنگ‌شناختی و زمین‌ساخت
در منطقه مواد تقریباً دانه‌درشتی به شکل واریزه تشکیل شده که بر اساس جنس زمین‌شناسی هر محل، اندازه و نوع مواد آنها تغییر می‌کند، به طوری که در دامنههای شیستی اغلب اندازۀ دانهها تا حدودی همسان و بر اساس آرایش کانی‌ها بیشتر به‌صورت ورقهای یا عدسی‌شکل است. به طور کلی، واریزه‌های منطقه بیشتر بر روی سنگ‌های گرانیتی، هورنفلس و شیست تشکیل شده است و دارای گسترش قابل ملاحظه‌ای هستند. در بعضی از مکان‌ها به‌دلیل شرایط مناسبت توپوگرافی، طول و عرض و عمق قابل ملاحظه‌ای دارد و در مقابل در برخی از مناطق عرصه این مواد به‌شدت از فرآیند حمل توسط عملکرد برف و آب‌های سطحی تأثیر گرفته است و عمق کم و گسترش محدودی دارد. محدودۀ مورد بررسی قسمتی از زون سنندج - سیرجان است که به‌وسیلۀ گسل‌های بزرگ و کوچک شکسته شده است. روند اکثر آنها تا حدودی موازی با امتداد راندگی زاگرس و متأثر از فرآیندهای تکتونیکی منطقه ایران مرکزی است. محدودۀ مورد مطالعه متشکل از سنگ‌های آذرین نفوذی با تیپ‌های مختلف گرانیتی شامل گرانیت میکادار، گرانیت زیر کن‌دار است. سنگ‌های گرانیتی به‌دلیل فراوانی بیوتیت‌ها (میکا) و پلاژیوکلاز، کمی نسبی کوارتز و دانه‌درشت و همگن‌نبودن، همراه با آب فراوان و یخبندان به‌شدت در حال تخریب فیزیکی و شیمیایی هستند و حاصل آن تشکیل و تجمع فراوان خرده‌سنگ‌ها در منطقه است. شیست به‌دلیل شیستوارگی، وضعیت لایهها و نفوذ آب در داخل آنها، ذوب و انجماد یخ در داخل این لایهها به‌شدت تخریب شده است. گسل‌های موجود به‌ویژه گسل بین تشکیلات هورنفلس و شیست تأثیر بسزایی در ورود و جریان آب داشته و این فرآیند موجب افزایش تخریب هورتفلس‌ها در منطقه شده است؛ بنابراین، با توجه ویژگی‌های ذکر‌شده سنگ‌های برون‌زدۀ منطقه در سه طبقۀ مقاوم، نیمه‌مقاوم و نا‌مقاوم تقسیم میشود (شکل 9).
بررسی‌های صحرایی و کانی‌شناسی انجام‌شده از گرانیت‌ها نشان‌دهندة وجود کوارتز، فلدسپات (پلاژیوکلاز)، بیوتیت (میکا) با درصدهای متفاوت و وجود گرانیت‌های مختلف با مقاومت‌های متفاوت شده است؛ بنابراین در تخریب گرانیت‌های منطقه عواملی چون، بافت و درصد بالای پلاژیوکلازها و بیوتیت‌ها و همگن‌نبودن آنها مؤثر بوده است. به‌منظور بررسی دقیق و بیشتر از وضعیت آنها از مقاطع میکروسکوپی موجود برای آنالیز کانی‌شناسی استفاده شده است (شکل 10و11).
|
|
|
||||||||||
شکل 9. نقشۀ مقاومت لیتولوژی منطقه |
شکل 10. مقطع میکروسکپی از تودۀ گرانیت الوند بافت درشت بلور میکروکلین با بافت مشبک در کنار کوارتز، مسکوویت |
شکل 11. مقطع میکروسکوپی، بلورهای سبز و تیره تورمالین در کنار کانی‌های بیوتیت و مسکوویت در آپلیت‌های نفوذی منطقه |
|||||||||
از ویژگی‌های مقاطع مذکور، وجود کانی‌های اصلی کوارتز (20 درصد)، فلدسپات (50 درصد) پلاژیوکلاز (20 درصد) است که بر اثر تجزیه به کائولونیت تبدیل می‌شوند، همچنان که ملاحظه میشود گرانودیوریت‌های دارای بلورهای درشت با بافت مشبک همراه با کانی‌های بیوتیت است که این امر بر اثر سیستم فرسایشی پریگلاسیر به‌شدت تخریب و تجزیه می‌شوند. بر اساس اطلاعات کانی‌شناسی، هورنفلس‌های منطقه عمدتاً از نوع آندالوزیت کردیریت هورنفلس است که علاوه بر بلورهای درشت کردیریت، بلورهای آندالوزیت نیز گاه تا طول 35 سانتی‌متر در آن دیده میشود. اندازۀ کردیریت‌ها نیز درشت است و تا 2 سانتی‌متر می‌رسد.
آنچه که از بررسی‌های کانی‌شناسی حاصل میشود این است که هورنفلس‌های منطقه در درجه حرارتهای متفاوت به وجود آمده‌اند. به طوری که کردیریت هورنفلس در دمای بالا تشکیل شده، بنابراین از مقاومت بیشتری برخوردار است. هورنفلس‌های آندالوزیت‌دار در درجه حرارت پایین تشکیل یافته‌اند، از این رو از مقاومت کمتری برخوردارند و این امر موجب تخریب شدید آنها و تولید مواد واریزهای فراوان شده است.
به منظور تجزیه و تحلیل نقش درزه‌های گرانیت‌ها و هورنفلس‌های منطقه، در تشکیل واریزهها، بیش از 50 نمونه اندازه‌گیری صورت گرفته که نتایج حاصله به‌صورت رزدیاگرام‌ها تهیه و نشان داده شده است (شکل 12 و 13). همچنان که ملاحظه میشود میزان درزه‌ها در سنگ‌های گرانیتی و هورنفلس دو جهت غالب شمال غرب - جنوب شرقی و شرقی - غربی را نشان می‌دهد. با بررسی‌های صحرایی و مشاهدات میدانی از درزه‌ها در هورنفلس‌ها دیده میشود که تعداد و تراکم آنها بیشتر از گرانیت‌ها بوده و این امر سبب خرد‌شدن بیشتر هورنفلس‌های منطقه شده است. از آنجا که گرانیت‌ها به صورت نفوذی در منطقه شکل گرفته‌اند، سیستم درزه‌ها و شکستگیهای آن به صورت شعاعی است و این مسئله نشان‌دهندۀ جهتهای متفاوت درزه‌ها در آنهاست. وجه تشابه گرانیت‌ها و هورنفلس مقاومت آنهاست و این امر سبب‌شده تا تحت تأثیر فازهای کوهزایی شکستگیهای عمیقی در آنها به وجود آید که در تشکیل واریزهها نقش مهمی به عهده داشته است.
نتایج بررسی‌های صحرایی از گسل‌ها، بیانگر وجود گسلی با امتداد 1 کیلومتر از شمال‌غرب به جنوب شرق منطقه است که گروه قابل توجهی نیز از درزها و شکاف‌های منطقه را هم‌جهت با امتداد گسل مذکور موجب شده و واریزه‌های منطقه نیز در امتداد آن شکل گرفته است. عرض درزهای موجود در حد میلی‌متر تا حداکثر 50 سانتی‌متر (شکاف) است، اما اکثر درزها دارای عرضی معادل 5 میلی‌متر تا 20 سانتی‌متر هستند. درزهای مذکور حاصل نیروهای تکتونیکی است که حداقل بر اساس تفسیر رزدیاگرامهای ترسیمی دو تأثیر تکتونیکی مهم در منطقه را به اثبات می‌رساند؛ اول اینکه شکاف‌ها و درزها از نظر تعداد فراوانی در سنگ‌های گرانیتی و هورنفلس‌ها با توزیع و پراکنش واریزه‌های موجود همخوانی دارد، دوم اینکه منطقه گرانیت‌ها و هورنفلس‌ها با بیشترین تعداد واریزهها از مهم‌ترین مناطق تشکیل و توسعۀ واریزهها محسوب میشود؛ به طوری که امتداد تشکیل واریزهها با امتداد درزهای اندازه‌گیری‌شده به‌طور قابل ملاحظه‌ای با یکدیگر انطباق دارند (شکل 12و13). همچنین، بررسی پراکنش جریان واریزهها نشان می‌دهد این فرآیند عمدتاً بر روی دامنههایی گرانیتی و هورنفلس و تا حدودی شیست‌ها فعال است. از طرف دیگر، شکل، اندازه و حجم واریزهها با توجه به اختلاف در لیتولوژی بسیار متفاوت است. برای مثال بر روی شیست‌ها تعداد جریانات واریزهای کم و با حجم کمتر و ماتریسی از مواد دانهریز به مقدار کمی در آنها مشاهده میشود؛ در حالی که بر روی گرانیت‌ها حجم واریزه‌های انباشته‌شده قابل ملاحظه است و در زیر مواد درشت، مواد دانهریزی از جنس ماسهها مشاهده میشود. این مسئله بیانگر حساسیت بیشتر گرانیت‌ها تحت حاکمیت سیستم فرسایشی پریگلاسیر است.
|
|
|
|||
شکل 12. رزدیاگرام1 درزه‌های اندازه‌گیری‌شده در هورنفلس‌های واقع در گنج‌نامه و کوه‌حیدره |
شکل 13. امتداد درزه‌های اندازه‌گیری‌شده در هورنفلس‌های واقع در گنج‌نامه و کوه‌حیدره |
د- نقش توپوگرافی
نتایج نشان داد در بین عوامل مؤثر در تشکیل واریزهها نقش ارتفاع اهمیت بیشتری دارد. با توجه به نحوۀ پراکنش واریزهها می‌توان گفت در ارتفاع بالای 2700 تا 3000 متری از تراکم و حجم بیشتری برخوردار است.
با توجه به اینکه ضریب برفی و گرادیان دما در شکل‌گیری و توسعۀ جریانات واریزهای نقش مهمی ایفا می‌کنند، گرادیان‌های دما و بارش بررسی شده است. برای بررسی میانگین بارش و محاسبۀ ضریب برفی سالانه منطقه از میانگین بارش ایستگاههای خیر‌آباد، قهاوند، گنبد، آقاجانبلاغی، آق‌تپه همدان، بهادربیگ، تویسرکان، سداکباتان، خنداب و فرودگاه همدان در دورۀ شاخص آماری و ارتفاع ایستگاه‌ها از سطح دریا استفاده و معادلۀ گردادیان بارش و دما تهیه شد که در بهترین حالت معادله تغییرات بارندگی و دمای سالانه چنین به‌دست آمده است.
|
معادلۀ 8 |
P=0/143 H+335/31 r =0/79 n=10 |
|
معادلۀ 9 |
T=mean-0/0025 H+6/86 r =0/57 n=10 |
گرادیان محیط طبیعی منطقه (جدول 5) نشان می‌دهد از ارتفاع 2700 متر به بالا، ریزش‌های برفی،
|
|
1 Rose diagram |
روزهای پوشش برفی؛ رواناب حاصل از ذوب برف‌ها، یخ برف افزایش یافته است و با توجه به نبودِ پوشش گیاهی در ارتفاعات، میزان فرسایش و تخریب سنگها به شکل واریزهها زیاد میشود. دلایل این مسئله را می‌توان به‌شرح ذیل ارائه کرد:
الف) در ارتفاع بالاتر از 2700 متر، تکه‌های برفی، به شکل یخ‌برف به‌عنوان عامل تأمین‌کنندۀ رطوبت در منطقه هستند. این شرایط رطوبتی همراه با شرایط حرارتی در فرآیند تخریب مکانیکی سنگها به‌ویژه در بخش‌های پناهگاهی تا اواخر تیرماه تداوم دارد. در بخش‌های پناهگاهی، پوشش منقطع و منفرد برف بیشتر از پوشش ممتد برف در تخریب سنگها نقش ایفا می‌کند.
ب) در ارتفاعات و مناطق کوهستانی پشت به آفتاب به‌ویژه از ارتفاع 2500 متر به بالا، به‌دلیل کاهش نوسانات شدید شبانه‌روزی دما بر روی پهنه‌های سنگ‌های حساسی نظیر گرانیت، هورنفلس، شیست می‌توان تعداد زیادی از جریانات واریزهای را مشاهده کرد.
ج) با توجه به برهنه‌بودن سنگ‌های منطقه و نبود پوشش گیاهی در ارتفاع بیش از 2500متری و نبودن سازندهای سطحی محافظ روی آنها احتمال تخریب سنگها و تشکیل جریانات واریزهای افزایش می‌یابد.
جدول 5. وضعیت گردایان محیط طبیعی منطقه
|
تغییرات در رابطه با ارتفاع |
رابطۀ تغییرات |
وضعیت |
|
گرادیان ارتفاعی |
+ |
0 تا 3584 متر |
|
گرادیان درصد شیب |
+ |
از 0 تا 100% |
|
گرادیان درجه حرارت |
- |
به‌طور متوسط 6/0 تا 1 درجه سانتیگراد در 100 متر (میانگین 976/0) |
|
گرادیان بارندگی، تغییرات ریزش‌های سالانه در هر 100 متر |
+ |
از ارتفاع 2700 متری به ازای هر 100 متر ارتفاع 20 تا 30 میلی‌متر در نوسان است (به‌طور متوسط 6/26 میلی‌متر) |
|
گرادیان سرعت باد |
|
- |
|
گرادیان روزهای آفتابی |
+ |
بر حسب ارتفاع متغیر است. |
|
گرادیان ریزش‌های برفی |
+ |
بر حسب ارتفاع افزایش می‌یابد. |
|
افزایش کلی سالانۀ ریزش برفی |
+ |
10 تا 15 سانتی‌متر در هر 100 متر |
|
ایام روزهای پوشش برفی |
+ |
از ارتفاع 2700 متر تقریباً 160 روز در سال |
|
جریان آب‌ها و یخ برف |
+ |
از ارتفاع 2700 متر به بالا |
جدول 6. اشکوب‌های مورفوژنز منطقه
|
اشکوب‌های مورفوژنز |
ارتفاع (m) |
اشکال |
مورفوژنز |
ژئوسیستم |
|
کوهستان مرتفع منطقه (1) |
3000 تا 3584 |
برونزدگی سنگی واریزهها، یخ‌برف و پوشش برفی فراوان |
ریزش سنگها، هوازدگی مکانیکی شدید |
سیستم فرسایش پریگلاسیر |
|
دامنههای نسبتاً مرتفع منطقه (2) |
2500 تا3000 |
وجود واریزهها و نهشتههای دامنهای |
یخ‌زدگی و ذوب یخبندان نیواسیون |
محل تظاهرات سیستم فرسایش پریگلاسیر |
|
دامنههای کم‌ارتفاع منطقه (3) |
کمتر از 2500 |
به‌صورت فلات |
جریانات رودخانه‌ای فعال |
پدوژنز نیمه‌فعال |
|
|
|
|
شکل 14. جریان واریزهای دامنهای بر روی دامنههای شمالی الوند از نوع شیست (ارتفاع 2700 متر) |
شکل 15. جریان واریزهها و بر روی گرانیت‌ها و نقش برف در حرکت آن (ارتفاع 3200 متری قله الوند) |
در ارتفاع بیشتر از 2700 متر تکه‌های برفی و گاه یخ‌برف به‌عنوان یکی از عوامل تأمین‌کنندۀ رطوبت برای تخریب مکانیکی سنگها محسوب میشود و در دامنههای پشت به آفتاب افت دما و نوسانات شدید دما از ارتفاع 2500 متر تا 3584 متری تشدید میشود. با توجه به این موضوع و حساسیت سنگها، ارتفاعات بالا تعداد جریانات واریزهای قابل توجه است (جدول 6). همچنین، از ارتفاع 2700متری به بالا، دامنههای سنگی بدون هیچ محافظی (خاک و پوشش گیاهی) تخریب و تشکیل جریانات واریزهای فراوانی را داده است. با وجود اینکه باید با افزایش ارتفاع به‌دلیل تغییر شیب و عدم استقرار پوشش برفی، جریان واریزهای کاهش یابد، لیکن با توجه به مورفولوژی باتولیت الوند ملاحظه میشود که با افزایش ارتفاع به‌ویژه در ارتفاع بیش از 3000 متری به‌دلیل کاهش شیب نسبت به ارتفاع موجب افزایش این واریزهها گشته است. باتولیت گنبدی‌شکل الوند همراه با افزایش ارتفاع نقش مهمی در تشکیل و جریان واریزهای در منطقه دارند (جدول 6).
ضریب همبستگی بین حجم واریزه و طول بخش معبر، حجم واریزه با ارتفاع جریان واریزه و حجم واریزه با عمق واریزه، نشان‌دهندۀ روابط نزدیک بین شاخص‌های عمق، ارتفاع و طول بخش معبر واریزه‌هاست. همچنین، ضریب همبستگی بین ارتفاع و شیب دامنه، عرض مخروط و طول بخش معبر قابل قبول است و این موضوع بیانگر نقش ارتفاع، شیب دامنه در تشکیل و توسعۀ طولی واریزه‌های منطقه است (جدول 7 و 8).
بررسی‌ها نشان می‌دهد بین افزایش عمق و طول بخش معبر با افزایش ارتفاع و حجم جریانات واریزهای رابطۀ تنگاتنگ و معنادار با ضریب همبستگی بالا وجود دارد. بدین معنی که با عبور جریان‌های واریزهای طول و عمق بخش معبر افزایش یافته است. بین افزایش شیب محل تشکیل واریزهها و حجم آنها رابطۀ منفی و معکوس وجود دارد، چرا که با افزایش شیب، ضخامت جریانات واریزهای کمتر شده است. با افزایش ارتفاع، ضریب برفی منطقه نیز افزایش یافته است و با وجود محل‌های بادپناهی و شرایط مساعد هوازدگی میزان واریزه‌هایی که در اختیار مخروط آن قرار می‌گیرند، نیز افزایش یافته است. رابطۀ حجم واریزهها و عمق آنها به میزان R=0/89 بیانگر ارتباط قابل توجه بین آنهاست. بررسی آماری بین ارتفاع با شیب دامنه‌ها، عرض مخروط، طول بخش معبر و عمق بخش معبر معنادار و قابل قبول است؛ چرا که هر‌چه عمق بخش معبر زیاد میشود، بخش مقطع عرضی که به‌طور بالقوه سطح هوازدگی محسوب میشود وسیع‌تر میشود و در نتیجه بر میزان وایزه‌هایی که در اختیار مخروط قرار می‌گیرد، افزوده میشود. بیشترین همبستگی بین ارتفاع و شیب دامنه، طول، بخش معبر، عرض مخروط و عمق بخش معبر است.
جدول 7. مشخصات روابط همبستگی متغیرها
|
متغیر تابع |
متغیر مستقل |
ضریب همبستگی R |
Sig F |
F |
ضریب متغیر مستقل |
مقدار ثابت |
متغیرهای خارج‌شده از همبستگی |
|
عمق بخش معبر |
شیب دامنه |
07165/0 |
6429/0 |
21672/0 |
001950/0 |
673908/0 |
- |
|
حجم واریزه |
شیب دامنه |
32981/0 |
0288/0 |
12603/5 |
662853/4 |
684325/61 |
- |
|
حجم واریزه |
عرض مخروط واریزه |
09775/0 |
5279/0 |
40518/0 |
217360/12 |
535240/188 |
طول، ارتفاع، جریان، عمق |
|
حجم واریزه |
طول بخش معبر |
89366/0 |
000/0 |
29818/81 |
عرض 561606/3- طول 737153/31 |
095062/23 |
ارتفاع، جریان،عمق |
|
حجم واریزه |
ارتفاع، جریان واریزه |
89366/0 |
000/0 |
48819/54 |
عرض 438067/4- طول 39851/32 ارتفاع 024766/2- |
494989/44 |
عمق |
|
حجم واریزه |
عمق واریزه |
89656/0 |
000/0 |
95076/39 |
عرض 046067/4- طول 44565/32 ارتفاع 054012/2- عمق 153962/7 |
806494/37 |
- |
جدول 8. مشخصات روابط همبستگی متغیرها
|
متغیر تابع |
متغیر مستقل |
ضریب همبستگی R |
Sig F |
F |
ضریب متغیر مستقل |
مقدار ثابت |
|
شیب دامنه |
ارتفاع |
58124/0 |
00/0 |
42897/21 |
038588/0 |
511146/73- |
|
عرض مخروط واریزه |
ارتفاع |
25233/0 |
0984/0 |
85592/2 |
001895/0- |
254777/8 |
|
طول بخش معبر |
ارتفاع |
26264/0 |
0850/0 |
11186/3 |
006969/0- |
247611/26 |
|
عمق بخش معبر |
ارتفاع |
15625/0 |
3111/0 |
05102/1 |
4-10*27070/4- |
976497/1 |
|
ارتفاع جریان واریزه |
ارتفاع |
07055/0 |
6491/0 |
21010/0 |
002346/0 |
886943/4 |
|
نمودار 1. رابطۀ همبستگی شیب دامنه با ارتفاع واریزهها |
|
نمودار 2. رابطۀ همبستگی حجم واریزه با شیب دامنه |
|
نمودار 3. رابطۀ همبستگی طول بخش معبر با ارتفاع واریزهها |
نمودار 4. رابطۀ همبستگی عرض مخروط با ارتفاع واریزهها |
|
نمودار 5. رابطۀ همبستگی عمق بخش معبر با شیب دامنه در واریزهها |
نمودار 6. رابطۀ همبستگی عمق بخش معبر با ارتفاع واریزهها |
نتیجه‌گیری
جریان واریزهای یکی از فرآیندهای مهم و غالب در دامنههای شمالی الوند محسوب میشود که عموماً بر روی سنگ‌های گرانیتی و هورنفلس تشکیل می‌شوند. از مشخصات مهم این واریزهها، جورشدگی بسیار ضعیف و با ابعاد و قطرهای مختلف است. بیشتر جریان واریزهای منطقه از نوع گسترده است، جریانات واریزهای مجزا نیز مشاهده میشود که بیشتر آنها در ارتفاع بین 2700 تا 3000 متر متمرکز شده و نقش لیتولوژی همراه با تعداد فراوانی درزه‌ها و امتداد در تولید آنها بسیار مؤثر بوده است. نتایج حاصل از بررسی مدل عمق معبر حاکی از قدرت و قابلیت زیاد واریزهها برای سایش دامنههای سنگی و در نهایت ایجاد معبرهای عمیق در سطوح آنهاست. بررسی‌ها نشان می‌دهد پوشش برفی و رواناب ناشی از ذوب برف، سطح دامنه‌ها را فرسایش داده و با گذشت زمان معبرهای عمیقی در سطوح آنها ایجاد کرده است. همچنین، شکل، اندازه و حجم واریزهها یکسان نیست، به طوری که بر روی شیست‌ها جریان واریزهای کم با حجم کمتر و ماتریسی از مواد دانه‌ریزتر دیده میشود، در حالی که بر روی گرانیت‌ها حجم مواد انباشته‌شده، قابل ملاحظه است. توپوگرافی و ارتفاع همراه با افزایش ضریب برفی، حاکمیت سیستم فرسایشی پریگلاسیر به‌ویژه در ارتفاع 2700 تا 3000 متر موجب افزایش تعداد و فراوانی تشکیل واریزهها شده است. نتایج حاصله از بررسی نقش بارندگی در جابه‌جایی واریزهها و محاسبۀ آستانۀ آن نشان می‌دهد که شدت بارندگی واقعی کمتر از شدت بارندگی محاسباتی بوده است و این موضوع بیانگر این نکته است که بارندگی‌های به وقوع پیوسته قادر به حرکت واریزهها نبوده‌اند؛ اما ارقام محاسباتی در خصوص شدت بارندگی 15 تا 105 دقیقه در برخی از سال‌ها در منطقه موجب حرکت واریزهها شده است و این موضوع با نتایج حاصله از بررسی‌های هریس[7] 1990 و کلوز[8] 1990 کاملاً همخوانی دارد. ضرایب همبستگی بین حجم واریزهها، طول بخش معبر و ارتفاع جریان واریزهها گویای روابط نزدیک بین شاخص‌های عمق، ارتفاع و طول بخش معبر واریزه‌هاست و نقش ارتفاع و شیب را در تشکیل و توسعۀ طولی واریزهها به اثبات می‌رساند.
بررسی حاصل از تحلیل‌های آماری واریزهها نشان‌دهندۀ رابطۀ عمق و طول بخش معبر با افزایش ارتفاع به شکل معنادار و با همبستگی بالاست. این موضوع نشان‌دهندۀ نقش عامل توپوگرافی به‌ویژه ارتفاع در منطقه است. در حالی که شیب به‌عنوان عاملی محدود‌کننده در تشکیل و توسعۀ واریزهها در منطقه محسوب میشود. مسلماً با افزایش ارتفاع، همراه با افزایش ضریب برفی منطقه، حجم و مقدار واریزهها و مخروط آنها افزایش یافته است. نتایج حاصل از گرادیان محیطی منطقه نشان‌دهندۀ همخوانی بسیار بالایی است که گرادیان‌های محیطی منطقه با محیط تشکیل واریزهها به‌ویژه از ارتفاع 2700 متر به بالا دارند.
معبرهای عمیق که محل مناسبی برای تجمع برف و تداوم آنها هستند، بیشترین نقش را در بزرگ‌‌شدن مخروط‌های واریزهای ایفا می‌کنند، به همین دلیل، بزرگ‌ترین مخروط‌های واریزهای منطقه در پای معبرهای بسیار عمیق همراه با برف تشکیل شده‌اند. جریانات واریزهای با وجود اینکه در منطقه به فراوانی و با وسعت‌های قابل ملاحظه تشکیل شده‌اند، خود به عنوان یک پدیدۀ ژئومورفولوژیکی به‌طور مستقیم و غیر‌مستقیم باعث بروز تغییرات عمده در سایر پدیده‌های ژئومورفیکی و هیدرلوژیکی منطقه می‌شوند که مهم‌ترین آنها تولید و افزایش بار رسوبی رودخانه‌‌های منطقه است.
منابع
ایلدرمی، علیرضا، (1381). تحلیلی بر مورفودینامیک و پایداری دامنههای شمالی الوند، رسالۀ دکتری، دانشگاه تبریز، 480 ص.
ایلدرمی، علیرضا، (1378). پژوهشی در فرآیندهای فرسایشی و ممیزی مناطق آسیب‌پذیر حوضه قره‌چای، رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه تبریز، 402 ص.
امینی‌زاده، محمدرضا، (1377). بررسی پایداری شیب‌ها و نحوۀ کنترل آنها در حوضۀ آبخیز سد جیرفت، رسالۀ کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران، 258ص.
بیاتی خطیبی، مریم، (1379). بررسی نقش عوامل مورفودینامیک در ناپایداری دامنههای شمالی داغ از اهر تا مشکین‌شهر، رساله دکتری، دانشگاه تبریز، 270 ص.
بیاتی، خطیبی مریم، (1386). تحلیل و بررسی عوامل توپوگرافی و دینامیک رودخانه‌ای بر اندازۀ مخروط‌های واریزهای مطالعۀ موردی دامنههای شمال غربی سبلان، پژوهش‌های جغرافیایی (175-157)، ش34.
سلیمانی، شهریار، (1378). رهنمودهایی در شناسایی حرکات تکنوتیکی فعال و جوان، مؤسسۀ بین‌المللی زلزله‌شناسی و مهندسی زلزله، 581 ص.
عابدینی، موسی، (1387). بررسی نقش عوامل مؤثر در پیدایش و تکوین جریانات واریزهای ارتفاعات شمال غرب آذربایجان، فصلنامۀ تحقیقات جغرافیایی، شمارۀ 74.
کمک‌پناه، علی، منتظرالقائم، سعید، (1371). روشهای تحلیلی در ارزیابی پایداری شیب‌های طبیعی مؤسسۀ بین‌المللی زلزله‌شناسی و مهندسی زلزله، 476 ص.
Barsch, D.1993, periglacial Geomorphology in the 21st century, Geomorphology, v: 7 (141 – 163)
Clark, M. j. 1988. Advances in periglacial Geomorphology, john wiley & sons. V: 4.101-141.
Clawes, A. and com fort, P. 1991. process and land form, 2ndedn. landon longmam. (154-176).
Edward Derbyshire, 2001, Geological hazards in loess terrain, with particular reference to the loess regions of China , Earth-Science Reviews, Volume 54, Issues 1–3, June 2001, Pages 231-260 Evin, M.and Fabre, D. 1990. the Distribution of permafrost in Rock Glaciers of the southern ALPS (France). Geomorphology, v: 3 (57 – 71).
Goudie, A. Anderson, M. Burt, t. lewin, j. Richards, k. whalley, B. worsley, p. 1990. Geomorphology Techniques. 2nd end. London: Hymam (106-159).
Harris, c. Gallop, M. and coutand, j. p. 1993. physical modeling of Galiflvction and Frost creep. processes and land forms, v: 18 N: 5 (101-198).
McBride, R.A., Anderson, J.B., Buynevich, I.V., Cleary, W., Fenster, M.S., FitzGerald, D.M., Harris, M.S., Hein, C.J., Klein, A.H.F. Liu, B. de Menezes, J.T. M. Pejrup, S.R. Riggs, A.D. Short, G.W. Stone, D.J. Wallace, P. Wang, 2013, Morphodynamics of Barrier Systems: A Synthesis, Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences, from Treatise on Geomorphology, Volume 10, 2013, Pages 166-244
Plater, A.J. Kirby, J.R., 2011, Sea-Level Change and Coastal Geomorphic Response, Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences, from Treatise on Estuarine and Coastal Science, Volume 3, 2011, Pages 39-72,
Ritier, D. f. kochel, R. c. and miller, j. r. 1993. process Geomorphology. third edition. V: 7 (322-454).
Selby, M. J and Hodder, A. p. w. 1993. Hillslape Materials and processes. 2nd end. new yprk oxford. (201-298).
Sellby, M. J., 1985, Erths chamging surface oxford: 302.
Short, A.D., Jackson, D.W.T., 2013, Beach Morphodynamics, Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences, from Treatise on Geomorphology, Volume 10, 2013, Pages 106-129
Theler,D., Reynard, E., Lambiel, C., Bardou, E., 2010, The contribution of geomorphological mapping to sediment transfer evaluation in small alpine catchments, Geomorphology, Volume 124, Issues 3–4, 15 December 2010, Pages 113-123.
)
