بررسی فضایی شاخص‏های مورفوتکتونیکی دره‏ها با توجه به ساختمان زمین‏شناسی (مطالعه‌ی موردی: بخشی از ناهمواری‌های استان زنجان)

مقدمه

پوسته­ی جامد زمین از ناهمواری­های متنوعی تشکیل شده ‏است. به همه­ی فرورفتگی­ها و بالا آمدگی­هایی که در سطح زمین وجود دارد، ناهمواری گفته می­شود. ناهمواری­ها همیشه از نظر شکل ثابت نیستند بلکه، عوامل تغییر دهنده­ی چهره­ی زمین، آرام آرام یا به سرعت شکل ناهمواری را تغییر می­دهند. برای شناخت این تغییرات ­باید فرآیندهای تغییر دهنده، شناسایی و بررسی شوند. این فرآیندها را به ‏طور خلاصه می­توان به دو دسته تقسیم کرد: فرایندهای درونی و بیرونی (‏داگلاس و همکاران[1]، 2001: 11). با توجه به رشد قابل توجه روابط تکتونیک جهانی و ویژگی توپوگرافی در دو دهه­ی اخیر ژئومورفولوژیست‌ها درصدد بررسی نقش فعالیت‏های تکتونیکی در تکامل چشم­اندازها هستند (‏سامرفیلد[2]، 2000: 2). در تجزیه و تحلیل مورفوتکتونیک، به منظور شناسایی مناطق و یا برآورد تغییرات نسبی فعالیت‏های زمین­ساخت، استفاده از شاخص‏های ژئومورفیک به عنوان یک ابزار اولیه و سریع گسترش یافته‏ است (‏کوکالاس و همکاران[3]، 2004: 1705). چشم­انداز‏های کره­ی زمین ترکیبی از نیروهای تکتونیکی و اقلیمی است. فرآیندهای تکتونیکی و زمین‌ریختی همراه باهم نتایج در هم تنیدهای دارند. به این صورت که جابجایی‏های قائم و افقی زمین ناشی از فعالیت‏های تکتونیکی، باعث ایجاد اشکال ژئومورفولوژیکی می‏شود که به صورت تغییرات ارتفاعی و توپوگرافیکی در مقیاس کوچک خودنمایی می‏کنند (‏جین و همکاران[4]، 2005: 339). فعالیت‏های تکتونیکی بر روی هیدرولوژی و آبرفت رودخانه‏ها، وضعیت سنگ بستر رودخانه‏ها و نحوه­ی فرسایش و رسوب­گذاری اثر گذاشته و از نظر علمی اهمیت بالایی دارد (اسچوم و همکاران[5]، 2000: 2). بیشتر مطالعات مربوط به شاخص‏های زمین‌ریختی بر شاخص‏های ویژه و در مکان خاصی، مثل جبهه­ی کوهستان، یا یک حوضه­ی زهکشی خاص تمرکز دارند و به دست آوردن ضرایب زمین‌ساختی فعال، برای تعیین نرخ فعالیت در مقیاس ناحیه­ای، مشکل است (‏همدونی و همکاران،[6] 2008: 151). پانت و همکارانش[7] (2010) با تفسیر داده‏های ماهواره‏ای و شواهد زمین‌ریختی در حوضه­ی زهکشی رودخانه ساتوج[8] در پایین دست گسل چنگو کاریک[9]، فعالیت‏های نئوتکتونیک را با استفاده از شاخص‏های مورفومتریک، مانند عدم تقارن حوضه و ناهنجاری‏های زهکشی مورد بررسی قرار دادند (پانت و همکاران[10]، 2010: 169). آل­تاج و همکاران[11] (‏2007) با انجام شاخص‏های Vf و Smf در امتداد شرقی دریای سیاه در اردن، چنین نتیجه گرفتند که طولانی‌ترین گسل، در امتداد جبهه­ی کوهستانی شرق دریای سیاه، دارای بالاترین مقدار Vf و Smf بوده و از نظر تکتونیکی فعال است (آل تاج و همکاران، ‏2007: 5). پرز-پنا و همکارانش[12] (‏2010) با انجام پژوهشی در منطقه­ی سیرانوادا در شرق اسپانیا فعالیت تکتونیکی را با استفاده از شاخص‏های ژئومورفیک و تحلیل الگوی زهکشی مورد بررسی قرار دادند (پرز-پنا و همکاران، 2010: 74).

 عابدینی و رجائی (‏1383)، درباره­ی نقش عوامل نوزمین‌ساخت در تحول ژئومورفولوژی منطقه­ی دره‌دیز- دیوان­داغی، با استفاده از شاخص‏های شکل حوضه، شاخص پهنای کف دره به عمق آن، شاخص تقارن توپوگرافی عرضی، شاخص شکل سینوسی، شاخص تسطیح شدگی و شاخص تضاریص یا سینوسی، فعالیت‏های نوزمین‌ساختی منطقه بررسی کرده و نشان داده‏اند که فعالیت تکتونیکی در منطقه بسیار شدید بوده و نقش کنترل­کننده‏ای در ویژگی‏های ژئومورفیک منطقه دارد. تکتونیک فعال همچنین موجب تشدید فعالیت پدیده‏های مورفودینامیک از قبیل ریزش، جریانات واریزه‏ای، لغزش‏های توده‏ای، فرسایش شدید خطی و غیره شده و نهایتاً بر ناپایداری دامنه‏ها و تغییر و تحول آنها اثر می‏گذارند. مددی و همکاران (‏1383)، در تحلیل فعالیت­های نئوتکتونیک با استفاده از روش­های ژئومورفولوژی در دامنه­های شمال­غربی تالش (‏باغرود)، برای آگاهی از فعالیت­های نیروهای درونی و تکتونیکی در این منطقه، از شاخص­های ژئومورفیک استفاده کرده و نتیجه گرفتند که منطقه از نظر تکتونیک فعال است اما میزان آن در همه جا یکسان نیست. زمانی (‏1384)، در تحلیلی بر تحولات تکتونیک - ژئومرفیک و هیدرولوژی چاله­ی مرند و دامنه‏های جنوبی مشرف بر آن، منطقه را از نظر زمین‏شناسی (‏تکتونیک و لیتولوژی)، ویژگی­های آب و هوایی، روند فرسایش خاک و آبخیزداری و عوامل حمل بررسی کرده ‏است (زمانی، ‏1384: 124).

بیاتی خطیبی و حیدرزادگان (1384)، در تعیین مراحل تحول ژئومورفولوژیکی دره‏های نواحی کوهستانی با روش‏های کلاسیک و ریاضی، همه­ی حوضه‏ها و دره‏های اصلی سهند را بررسی کرده و با توجه به میزان انحنای طولی دره‏ها و نتایج حاصل از تحلیل‏های رگرسیونی، مراحل تحول دره‏ها را تعیین کرده و علل ناهمـگونی­های آن‏ها را با تـوجه به شواهد زمینی توجیه کردنـد. کرمی و هـمکاران (‏1386) در ارزیابی و پهنه­بندی خطر حرکات توده­ای مواد در حوضه­ی آبریز اوجان‌چای، به ارزیابی حرکات توده­ای مواد در حوضه­ی زهکشی اوجان پرداخته و با استفاده از نقشه­های توپوگرافی رقومی شده به مقیاس 1:25000 و1:50000 و نقشه­های زمین­شناسی و ژئومورفولوژی و داده­های سنجش از دور و بهره­گیری از سیستم اطلاعات جغرافیایی و بر اساس هشت متغیر (‏شیب، فاصله از گسل، فاصله از آبراهه، فاصله از جاده، فاصله از روستا یا شهر، لیتولوژی، کاربری زمین و بارش) نقشه­ی پهنه­بندی خطر حرکات توده­ای مواد را ارائه داده‏اند. بیاتی خطیبی (‏1388)، در تشخیص فعالیت­های نئوتکتونیکی در حوضه­ی آبریز قرنقوچای، با استفاده از شاخص­های ژئومورفیک و مورفوتکتونیک، با استفاده از روش­های هیپسومتریک و شاخص­های مورفوتکتونیک و ژئومورفیک، به منظور تعیین اثرات نئوتکتونیک بر روی ویژگی­های رودخانه­ها، بر روی شبکه­ی زهکشی تحلیل­های مورفومتریک انجام داده و نشان داد که فعالیت­های نئوتکتونیک بر شبکه­ی زهکشی حوضه، کاملاً تأثیر گذاشته و توپوگرافی و اشکال ژئومورفیک و همچنین معماری دره­ها با بالا آمدگی­ها در بخش­های جنوبی و میانی حوضه مرتبط است. رنجبر و صمدزاده (‏1389)، در بررسی ساز وکارها و عوامل دخیل در ناپایداری­های سیستم ژئومورفیک، شامل ریـزش، جریان­های سیلابـی و لرزه­خیزی بـه منظور مدیریت کارآمد خطر و خطرپذیری، بر اساس مشاهدات و مطالعات میدانی و استفاده از نرم‌افزار  GISعلاوه بر رویداد جریان­های سیلابی که به علت وجود آبشاری با ارتفاع 300 متر بر فراز شهر ماکو اتفاق می­افتد؛ تکرار بارش‌های رگباری را عامل جابجایی سنگ­ها در ابعاد متفاوتی می­دانند که در صورت همراهی زمین­لرزه­های نه چندان بزرگ، خطری بسیار ویرانگرتر از سیل در پی خواهد داشت.

مردوخ‌پور و معتمد وزیری (‏1390)، در بررسـی عوامل مؤثر در وقوع حرکات توده­ای با استفاده از روش رگرسیون چـندمتغیره در حوضه­ی آبخیز آبیدر، ابـتدا لایه­های اطلاعاتـی مورد نیاز نـظیر نـقشه­ی پراکنش زمین­لغزش­ها و ریزش­ها و نقشه­های زمین­شناسی، خاکشناسی، کاربری اراضی، فاصله از آبراهه­ها، فاصله از جاده­ها و فاصله از گسل­ها، طبقات ارتفاعی، زاویه­ی شیب، جهت شیب و همچنین گرادیان بارش و بارندگی متوسط سالیانه­ی حوضه را تهیه کرده و سپس با استفاده از روش رگرسیون چندمتغیره­ی خطی، بین پارامتر درصد حرکت­های توده­ای در هر واحد کاری، به عنوان متغیر وابسته با پارامترهای مختلف محاسبه شده، به عنوان متغیر مستقل، بهترین مدل آماری رگرسیون خطی را جهت پیش‌بینی وقوع حرکت­های توده­ای در هر واحد کاری برآورد کرده‌اند که می‏توان از روی سطح معنی‌داری و ضریب همبستگی مدل مناسب را انتخاب نمود.رضایی مقدم و همکاران (‏1390)، در بررسی تغییرات شکل هندسی رودخانه قزل‌اوزن با تأکید بر عوامل ژئومورفولوژی و زمین‏شناسی منطقه، با هدف بررسی نقش عوامل ژئومورفیک و زمین­شناختی بر اشکال هندسی رودخانه و نشان­دادن علت خمیدگی بستر در بازه­ی کوهستانی و با استفاده از معیارهای نسبت پهنا به عمق، ضریب بریدگی، شیب طولی، توان رود، ضریب خمیدگی، زاویه­ی مرکزی پیچان­ها، شکل پلان و لیتولوژی بستر رودخانه، شکل هندسی رودخانه را بررسی کرده و نتیجه گرفتند که طول زیاد رودخانه و عبور از تشکیلات مارنی و فرسایش‌پذیر، باعث شده است هندسه رودخانه در بازه­ی دشتی تحت تأثیر لیتولوژی بستر قرار بگیرد و فرسایش کناری رودخانه نقش عمده­ای در پیچان­رودی رودخانه داشته باشد. مقیمی و همکاران (‏1391)، با استفاده از مدل آنتروپی و با توجه به پنج عامل لیتولوژی، فاصله از گسل، ارتفاع، شیب و جهت شیب، خطر زمین لغزش منطقه تاقدیس نسار زاگرس شمال‌غربی را پهنه‌بندی نمودند. عابدینی و شنو (1393)، با استفاده از شاخص‌های ژئومورفولوژیکی، حوضه­ی مشکین‌چای را از نظر فعالیت‌های نوزمین‌ساخت حوضه‌ای پویا معرفی کرده‌اند. پژوهشگران دیگری از جمله علی‌پور و همکاران (‏2011)، فقیه و همکاران (‏2012)، محمود و همکاران[13] (‏2012)، سلیم و همکاران[14] (‏2013)، با استفاده از شاخص‏های ارزیابی تکتونیک جنبا، پژوهش‏هایی انجام داده‏اند.

ویژگی­های منطقه­ی مورد مطالعه

محدوده­ی مورد مطالعه از عرض 36 درجه تا 37 درجه و 15 دقیقه شمالی و طول 47 درجه و 30 دقیقه تا 49 درجه شرقی گسترش دارد و یک درجه و 15 دقیقه عرض و یک درجه و 30 دقیقه طول جغرافیایی را در بر می­گیرد. این منطقه در شمال غرب ایران و در استان زنجان واقع شده و شهرستان زنجان، ایجرود و بخشی از شهرستان‏های سلطانیه، طارم و ماهنشان را در بر می‌گیرد (‏شکل 1). در تقسیمات واحدهای مورفولوژیک بزرگ ایران، این منطقه در «ناحیه­ی زنجان» قرار گرفته که از بسیاری جهات شبیه ناحیه­ی شمال­غرب است؛ با این همه می­توان آن را یک ناحیه­ی گذر از سیستم چین­خورده­ی البرز (‏طالش) به ناحیه­ی شمال­ غرب ایران در نظر گرفت. در ناحیه­ی زنجان چند رشته کوه موازی با جهت شمال ­غرب و جنوب ­شرق وجود دارد که با چاله­های پستی از هم جدا شده­اند. مقطع زمین­شناسی کوه­های زنجان در امتداد عرضی، از دو واحد مجزا تشکیل شده ‏است که به وسیله­ی چاله­ی زنجان- ابهر از هم جدا شده­اند (علایی طالقانی، 1390: 97).

شکل(‏1) موقعیت جغرافیایی منطقه­ی مورد مطالعه در استان زنجان

مواد و روش‏ها

در منطقه­ی مورد مطالعه (‏شهرستان‏های زنجان و ایجرود و بخش­هایی از سلطانیه، طارم و ماهنشان)، دره­ها و تراف­های فراوان و متعددی وجود دارد. این دره­ها و تراف­ها از نظر ساختمان زمین‏شناسی، لیتولوژیک و عوامل فیزیوگرافی بسیار متنوع بوده و در جهات مختلف جغرافیایی پراکنده­اند و شکل و فرم­های متنوعی دارند. از آنجایی که موضوع این مقاله بررسی شاخص‏های مورفوتکتونیک در دره­های مناطقی از استان زنجان است، پس از تحدید حدود منطقه­ی مطالعاتی بر روی نقشه­ی توپوگرافی 1:50000 و استفاده از تصاویر سنجنده SRTM و به دست آوردن اطلاعات اولیه در مورد ویژگی­های فرمی و فیزیوگرافی، دره‏های منطقه به مثابه یک سیستم تلقی گردید و عامل ساختمان زمین‏شناسی منعکس شده در نقشه­های زمین‏شناسی 1:100000، به عنوان معیار تفکیک سیستم ارضی در نظر گرفته شد. تمامی دره‏ها در واحدهای ارضی عمود بر گسل، موازی با گسل، گسلی، عمود بر تاقدیس، عمود بر ناودیس، موازی با ناودیس، ترکیبی و سایر تقسیم‌بندی شد. به این صورت که از مجموع 149 دره شناسایی شده، 37 دره ساختمان عمود بر گسل، 9 دره در هر یک از ساختمان­های موازی گسل، گسلی و عمود بر تاقدیس، 10 دره در ساختمان عمود بر ناودیس، 6 دره در ساختمان موازی با ناودیس، 5 مورد در ساختمان ترکیبی از گسل با ناودیس یا تاقدیس (‏دره­های ترکیبی) و 64 دره­ی باقی مانده نیز با عنوان دره­های سایر در نظر گرفته شد. به منظور بررسی عوامل متغیر تأثیرگذار بر فرم­ دره­ها، ویژگی­های مورفوتکتونیک آن‏ها مورد ارزیابی قرار گرفت. نئوتکتونیک عامل مهم کنترل و توسعه لندفرم­ها در مناطق فعال تکتونیکی است و به‏طور قابل توجهی سیستم­های ژئومورفیکی را تحت تأثیر قرار می­دهد. شاخص­های تکتونیک ژئومورفولوژی استفاده شده در این مقاله، شامل: شاخص گرادیان طولی رودخانه (‏SL)، شاخص عدم تقارن حوضه­ی زهکشی (‏AF)، شاخص نسبت پهنای کف دره به ارتفاع آن (VF) و شاخص میزان پیچ و خم رودخانه (‏S) می‏باشد. دره‏های انتخابی در بخش­های مختلف محدوده مورد مطالعه قرار گرفته­اند. بیش از 70 درصد دره­ها بر روی کوه­های زنجان جنوبی قرار دارند که 32 درصد آن در بخش شمال غربی محدوده، 22 درصد در جنوب و 18 درصد در جنوب­شرق هستند. ما­بقی آنها در فرونشینی زنجان- ابهر و در دامنه­های جنوب­غربی کوه­های زنجان ­شمالی قرار دارند (‏شکل 2).

شکل(2) پراکندگی دره­های منتخب به صورت حوضه‏ای

بحث و نتایج

همزمان با چین خوردن و بالا آمدن کوه­های ایران، بخش‏هایی از این سرزمین به صورت چاله­ها و فرورفتگی­هایی ظاهر شدند. همه عواملی که در چین خوردن کوه­ها دخالت داشتند، در پیدایش این فروافتادگی­ها نیز نقش داشته‏اند (زمردیان، 1381: 137). دره­های ایران از نظر تعداد، ابعاد و شکل فیزیکی متفاوت و گوناگون بوده و از نظر منشأ تشکیل متنوع هستند. مهم­ترین آن‏ها به شرح زیر می‏باشد:

الف) دره‏های ساختمانی، ب) دره­های مشتق و کاوشی. اصطلاح مورفوتکتونیک برای اولین بار توسط کوبر^[15] در مورد اشکال بزرگ ناهمواری‏های زمین به کار رفته ‏است. این اصطلاح به زمینه­ی ساختمانی ژئومورفولوژی تأکید دارد (جداری عیوضی، 1378: 34) و به مطالعه­ی فرایندهای پویا و دینامیک مؤثر در شکل­دهی زمین و چشم­اندازهای موجود در آن می­پردازد. امروزه ثابت شده ‏است که تکتونیک ژئومورفولوژی کاربرد مؤثری در دانش ژئومورفولوژی دارد، این امر ناشی از ایجاد و تشکیل چشم‌اندازها و لندفرم‏های زمین است (‏گورابی و نوحه‌گر، 1386: 178). تکتونیک در علم زمین‏شـناسی، عوامل به وجود آورنـده ساختمان­ها (مثل چین‏ها، گسل‏ها و غیره) و نیز رابطه­ی شکل هندسی ساختمان به وجود آمده و نیروهای مؤثر را بازگو می­کند (پورکرمانی و دیگران، 1381: 2). ارزیابی ساختمان‏ها و لندفرم‏های زمین در طول تاریخ پیدایش آن‏ها موضوع دانش تکتونیک ژئومورفولوژی است. مسلماً اثر فعالیت‏های تکتونیکی در ساختمان‏های مختلف زمین‏شناسی به یک گونـه نیست. بر همین اساس دره‏های انتخابی در ناهـمواری‏های شمالی و جنوبی زنجان در گـروه‏های مختلفی ذکر شده طبقه‌بندی و داده‏های برآورد شده از شاخص‏های مورفوتکتونیکی در ارتباط با ساختمان زمین‏شناسی مورد بررسی قرار گرفته ‏است. شاخص‏های مورفوتکتونیکی استفاده شده در این مقاله عبارتند از:

شاخص شیب طولی رودخانه(‏SL)[16]

شاخص شیب طولی جریان (‏SL) توسط هک[17] (‏1973)، در یک بررسی از نقش مقاومت سنگ‏ها در جریان رودخانه‏ای در کوه‏های آپالاش در جنوب شرقی ایالات متحده تعریف شده‏است (‏رابطه­ی 1) (هک، ‏1973: 421).

SL =(‏ΔH / ΔL) L          رابطه­ی (1)

در رابطه­ی (1)، ΔH اختلاف ارتفاع بین دو نقطه­ی اندازه‌گیری شده، ΔL فاصله افقی بین دو نقطه­ی اندازه‌گیری شده و L طول رودخانه از نقطه­ی مرکزی دو نقطه­ی اندازه‌گیری شده تا سرچشمه­ی رودخانه است. شاخص SL در جریان رودخانه‏ها و جویبار‏ها بر روی بالاآمدگی­های فعال، دارای مقادیر افزایشی بوده و ممکن است مقادیر پایین‌تر آن مربوط به جریان‏های موازی با عوارضی مانند دره‏های تولید شده توسط گسلش امتداد لغز باشد. ΔH/ΔL همان شیب قسمتی است که می‏توان با استفاده از آن، رودخانه‏های کوچک با نیمرخ پر شیب و رودخانه‏های بزرگ­تر با نیمرخ کم شیب و ملایم را مقایسه کرد (‏فونت و همکاران[18]، 2010: 172).

شاخص SL به قدرت رودخانه بستگی دارد. قدرت رودخانه در مقطع خاصی از آن، یک متغیر با ارزش هیدرولیکی است، زیرا توانایی رودخانه در فرسایش بستر و حمل رسوب به قدرت رودخانه بستگی دارد. توان یک رودخانه با شیب سطح آب و دبی متناسب است. شیب یا گرادیان سطح آب عموماً با شیب کانال در رابطه ‏است. همچنین قدرت رودخانه، رابطه­ی خوبی با طول بالادست رودخانه و مقدار دبی و پر بودن بستر رودخانه از آب دارد. شاخص SL به تغییرات شیب رودخانه خیلی حساس است. این حساسیت، ارزیابی روابط ممکن بین فعالیت تکتونیکی، مقاومت سنگ و توپوگرافی را امکان‌پذیر می‏سازد. این شاخص در مناطقی که بستر رودخانه از سنگ­های سخت عبور می­کند، بیشتر می­شود.

همچنین میزان SL  در مناطقی که حرکات تکتونیکی فعال در تغییر شکل زمین مؤثر باشد، زیاد است. آب و هوا نیز زمانی مهم است که طی دوره­ی مرطوب، دبی‏های بزرگی را فراهم آورد. تغییرات آب و هوایی نقش مهمی را در بریده شدن سنگ بستر ایفاء می‏نماید که این عمل (‏بریده شدن سنگ بستر) در دوره­ی نهشته‌گذاری امکان­پذیر نیست، زیرا طی این دوره مواد رسوبی در کف بستر رودخانه بر جای مانده و باعث افزایش شیب بستر می­شود. به عبارت دیگر، با پایین رفتن سطح اساس SL کاهش می­یابد و برعکس، با بالا آمدن سطح اساس مقداری از مواد در بستر رود انباشته شده و سبب پرشیب شدن بستر می‏شود و در نتیجه مقدار SL را بالا می­برد (‏سلیمانی به نقل از حبیب الهیان و رامشت، 1390: 107). شاخصSL  در منطقه­ی مورد مطالعه با استفاده از نقشه­ی توپوگرافی 1:50000 با فواصل منحنی میزان 20 متر برای تمامی دره‏ها محاسبه گردید. از آنجایی که با توجه به تعدد دره‏های مورد مطالعه، ارایه­ی تمامی داده­ها در مقاله­ی حاضر میسر نیست از قاعده­ی استورجس برای طبقه‌بندی آن‏ها استفاده شده‏است (جدول 1).

جدول (‏1) جدول فراوانی اعداد طبقه‌بندی شده برای شاخص گرادیان طول دره

با توجه به میزان SL محدوده‏های تعیین شده می­توان گفت شاخص گرادیان رودخانه به ترتیب در زیرحوضه­های «عمود بر تاقدیس»، «سایر»، «ترکیبی»، «گسلی»، «موازی گسل»، «عمود بر ناودیس»، «موازی ناودیس»و «عمود بر گسل» افزایش یافته ‏است. بنابراین میزان این شاخص در دره‏های «عمود بر تاقدیس» کمتر و در دره‏های عمود بر گسل بیشتر از سایر دره‏ها است. علاوه بر این میزان آن در سنگ­های سست مانند مارن و شیل و آبرفت­های رودخانه­ای کمتر است. با این وجود، مقادیر SL در کل منطقه کم و میانگین آن مساوی 120 بوده و نشان­دهنده­ی تحرک کم منطقه از لحاظ این شاخص می­باشد. تمرکز مقادیر بالای SL در دو بخش از منطقه؛ یکی بخش غربی تا جنوب غربی، در حوالی شهرهای زنجان و سلطانیه و دیگری بخش شرقی، در نزدیکی شهر ماهنشان، بسیار مشهود بوده و نشان­دهنده­ی فعالیت نئوتکتونیکی این مناطق است. وجود گسل‏های فعال و هم‌چنین وقوع زمین لرزه­های تاریخی و دستگاهی نیز فعالیت نئوتکتونیکی این مناطق را ثابت می­کند (شکل 3).

عدم تـقارن حوضه­ی زهکشی (‏Af)[19]: شـکل هندسی شبکه­ی رودها را مـی­توان از نظر کـیفی و کمی با

روش­های متعددی توصیف کرد. در مناطقی که شبکه­ی زهکشی همزمان با تغییر شکل_­های تکتونیکی توسعه پیدا می­کند، اغلب دارای شکل هندسی و الگوی متمایز است. عامل عدم تقارن، برای توصیف و درک ارتباط کج­شدگی تکتونیکی در نواحی­ای با مقیاس حوضه­ی زهکشی و بزرگ­تر ارتباط داده شده ‏است. هنگام کاربرد این شاخص فرض این است که عوامل کنترل­کننده زمین­شناسی و اقلیمی تأثیری در عدم تقارن نداشته­اند (‏حبیب الهیان و رامشت، 1390: 109).

شکل (3) مناطق فعال از نظر شاخص گرادیان طولی رودخانه در منطقه­ی مورد مطالعه

چنانچه تکتونیک در منطقه و یا حوضه­ی مورد نظر تأثیرگذار باشد، مسلماً توپوگرافی متفاوت خواهد بود و در یک سو شاهد بالا آمدگی و در سویی دیگر شاهد فرونشست و تأثیر مستقیم آن، افزایش طول آبراهه‏های فرعی و به تبع آن مساحت دربرگیرنده­ی این آبراهه‏ها در سمت بالا آمده یا فرو افتاده نسبت به سمت مقابل خواهد بود (‏رابطه­ی 2).

AF = 100)‏Ar / At)                     رابطه­ی (2)

در رابطه­ی (2) Ar مساحت قسمت راست حوضه (‏در جهت پایین رود) نسبت به رود اصلی و At مساحت کل حوضه­ی زهکشی است. عامل نامتقارن ‏AF)) را می‏توان به منظور بررسی چرخش زمین‌ساختی در مقیاس  حوضه­ی زهکشی استفاده نمود (‏ده بزرگی و همکاران، 2010: 5). برای شبکه­ی رودی­ که تشکیل شده و تداوم جریان در حالت ثابتی وجود دارد، AF باید برابر 50 باشد. مقادیر بیشتر و کمتر از 50 به ترتیب بیانگر عملکرد فرایشی در سمت راست و چپ آبـراهه­ی اصلی است و در نتیجه حضور فعالیت تـکتونیکی را بازگو می­کند. برای دره‏های مورد نظر در این مقاله به صورت حوضه‏ای این شاخص برآورد و با استفاده از قاعده­ی استورجس داده‏ها طبقه‏بندی گردید (‏جدول 2).

جدول (‏2) جدول فراوانی داده‏های شاخص عدم تقارن حوضه‏های زهکشی منطقه­ی مورد مطالعه

با توجه به جدول(2)، میزان AF در 66 زیرحوضه کوچک­تر از 50 و در 81 زیرحوضه بزرگ­تر از 50 بوده و نشان­­دهنده­ی فعالیت تکتونیکی همه­ی زیرحوضه­ها است. با این وجود میزان فعالیت در زیرحوضه­های مختلف متفاوت است. در زیرحوضه­های عمود بر گسل تقریباً 50 درصد دره­ها غیرفعال تشخیص داده شدند. 35 درصد دره­ها به سمت چپ و 15 درصد باقی مانده به سمت راست فرایش داشتند. در زیرحوضه‏های موازی با گسل 40 درصد دره­ها غیرفعال بوده و مابقی آن به سمت چپ فرایش دارند. در زیرحوضه‏های گسلی 55 درصد دره­ها غیرفعال هستند، 33 درصد آن­ها به سمت چپ و بقیه به سمت راست فرایش دارند. در زیرحوضه­های عمود بر تاقدیس شاخص عدم تقارن حوضه­ی زهکشی توزیع تقریباً یکنواختی دارد، حدود 80 درصد داده­ها غیرفعال بوده و مابقی به صورت مساوی به سمت راست و چپ فرایش دارند. در زیرحوضه‏های عمود بر ناودیس 20 درصد دره­ها غیرفعال هستند و دره­های باقی مانده به صورت مساوی به سمت راست و چپ فرایش دارند. در زیرحوضه‏های موازی ناودیس 50 درصد دره­ها غیرفعال هستند؛ تقریبا 32 درصد به سمت راست و بقیه به سمت چپ فرایش دارند. در زیرحوضه‏های ترکیبی 80 درصد دره­ها غیرفعال هستند و 20درصد باقی مانده نیز به سمت چپ فرایش دارند؛ سایر زیرحوضه‏ها در همه­ی طبقات پراکنده­اند با این حال حدود 50 درصد آن­ها تکتونیک غیرفعال دارند و از 50 درصد باقی مانده تقریباً 34 درصد به سمت راست و 16 درصد به سمت چپ متمایل­اند (جدول 3).

جدول (‏3) طبقه‌بندی میزان فعالیت دره­ها

به ‏طور کلی می‏توان گفت میزان فرایش و فعالیت تکتونیکی به ترتیب در زیرحوضه‏های «عمود بر تاقدیس»، «ترکیبی»، «گسلی»، «سایر»، «موازی گسل»، «موازی ناودیس»، «عمود بر گسل» و «عمود بر ناودیس» افزایش یافـته ‏است. بـنابراین، میزان فـعالیت در زیرحوضه­های عمود بر تاقدیس کمتر و در زیرحوضه­های عمود بر ناودیس بیشتر از سایر دره­ها است. در زیرحوضه­های گسلی، عمود بر تاقدیس و ترکیبی بیش از 50 درصد دره‏های انتخابی گویای فعالیت کم تکتونیکی هستند. مناطق فعال با گسل­ها و زمین­لرزه­های اتفاق افتاده هم­خوانی داشته و نشان­دهنده­ی تکتونیک فعال این مناطق است (‏شکل 4).

شکل(‏4) مناطق فعال از نظر شاخص عدم تقارن حوضه­ی زهکشی برای منطقه­ی مورد مطالعه

شاخص پهنای کف دره به ارتفاع آن (‏Vf)[20]: به صورت نسبت عرض کف دره به میانگین ارتفاع آن تعریف

می‏شود (رابطه­ی 3).

در رابطه فوق، Vf نسبت عرض کف دره به ارتفاع دره است؛ Vfw عرض بستر دره؛ Eld ارتفاع سمت چپ دره؛ Erd ارتفاع طرف راست دره؛ Esc ارتفاع متوسط بستر دره از سطح دریا می‏باشد (‏شکل 3). این شاخص تفاوت میان دره‏های با بستر عریض نسبت به ارتفاع دیواره دره (‏U شکل) با دره‏های پرشیب و باریک (‏V شکل) را نشان می‏دهد. در دره‏های U شکل، معمولاً مقادیر Vf بالا هستند، در حالی که دره‏های V شکل مقادیر نسبتاً کمی از Vf را دارند. در جایی که مقادیر Vf پایین است، نرخ‏های بالاتری از بالا آمدگی و بریدگی را شاهد هستیم (بال، 2007: 126-125). این شاخص بر روی جبهه‏های کوه در شرق و مرکز منطقه­ی بتیک کوردیلرا[21] اعمال شده ‏است (‏پدررا و همکاران[22]، 2009: 218). بدون شک مورفولوژی دره­ها متفاوت است. به عنوان مثال، بعضی از دره­ها v شکل هستند­ و­ برخی دیگر که عمدتاً در پای‌کوه قرار دارند، دارای کف پهن هستند. بنابراین، نسبت پهنای دره­ها به ارتفاع دیواره­ها متفاوت خواهد بود. این شاخص معمولاً نشان می­دهد که آیا رودخانه به حفر بستر خود می­پردازد و یا فرسایش به صورت جانبی به طرف ارتفاعات و دامنه­های حاشیه­ی رودخانه انجام می­گیرد (‏رامشت و شاه­زیدی، 1390: 91). اگر مقدار VF کوچک­تر از 1 باشد، تکتونیک بسیار فعال است، اگر ما بین 1 و 2 باشد، نیمه­فعال، و اگر بزرگ­تر از 2 باشد، غیرفعال یا آرام است. به‏ طور کلی اگر پهنای کف دره کم و ارتفاع خط‌الرأس‏ها زیاد باشد، نشانگر تکتونیک فعال است و اگر پهنای کف زیاد شده و از ارتفاع خط­الرأس­ها کاسته شود، مبین آرام بودن منطقه از نظر تکتونیک و غلبه­ی فرسایش است. شاخص VF برای دره­های انتخابی محاسبه شده و بر اساس قاعده­ی استورجس طبقه‌بندی گردید (‏جدول 4) و توزیع آن‏ها در ساختمان‏های زمین‏شناسی مختلف در جدول (5) آمده‏ است.

جدول (‏4) فراوانی اعداد طبقه‌بندی شده برای شاخص نسبت پهنای کف دره به ارتفاع آن

جدول (‏5) طبقه‌بندی شاخص نسبت پهنای کف دره به ارتفاع آن

تعداد 105 زیرحوضه از نظر تکتونیکی فعال، 17 زیرحوضه نیمه فعال و 26 زیرحوضه غیرفعال هستند. بیشتر دره­های فعال، معادل 89 درصد، در زیرحوضه­ی عمود بر تاقدیس قرار گرفته‌اند، 11 درصد باقی مانده نیز در منطقه­ی غیرفعال قرار دارند؛ کمترین میزان فعالیت معادل 40 درصد در دره­های ترکیبی قرار گرفته ‏است، 40 درصد این دره­ها در منطقه­ی نیمه فعال و 20 درصد دیگر در منطقه­ی غیرفعال پراکنده شده­اند (‏شکل 5).

شکل (‏5) مناطق فعال از نظر شاخص نسبت پهنای کف دره به ارتفاع در منطقه­ی مورد مطالعه

بیشترین میزان دره­های نیمه­فعال در زیرحوضه­ی عمود بر گسل قرار گرفته‌اند (‏22 درصد)، در زیرحوضه­های گسلی، عمود بر تاقدیس و عمود بر ناودیس هیچ یک از دره­های انتخابی در منطقه­ی نیمه­فعال نیستند. بیشترین درصد دره­های منطقه­ی غیرفعال در زیرحوضه­ی عمود بر ناودیس قرار دارند (30 درصد) که میزان آن در زیرحوضه­ی موازی ناودیس معادل صفر و در زیرحوضه­های عمود بر تاقدیس و موازی گسل حدود 11 درصد است. به ‏طور کلی میزان فعالیت به ترتیب در زیرحوضه‏های «ترکیبی»، «عمود بر گسل»، «عمود بر ناودیس»، «گسلی»، «سایر»، «موازی گسل»، «عمود بر تاقدیس» و «موازی ناودیس» افزایش یافته ‏است. به عبارتی بر اساس این شاخص؛ میزان فعالیت در زیرحوضه‏های «ترکیبی» کمتر و در زیرحوضه‏های «موازی ناودیس» بیشتر از سایر دره­ها است.

سینوزیته­ی (‏پیچ و خم) رودخانه (‏Sr): متناسب با تغییرات تکتونیکی که منجر به تغییر شیب دره­ی رودخانه می­شود، جهت حفظ تعادل شیب رودخانه، پیچ و خم رودخانه نیز جابجا می­شود. تأثیر ثانویه­ی این تطبیق آن است که رودخانه از یک انحناء به انحناء دیگر تغییر مکان می­دهد و مقدار جابجایی مئاندر و دستکاری (‏تغییر شکل) دشت سیلابی سرعت می‏گیرد. بنابر این ثابت شده که این تأثیر ثانویه می­تواند به عنوان ابزار شناسایی برای تشخیص نواحی دارای حرکات تکتونیکی جوان به کار رود (‏عابدینی و رجائی، 1383: 131). در این شاخص رودخانه‏هایی که پیچ و خم زیادی دارند، به حالت تعادلی نزدیک­ترند و حالت مستقیم مسیر رودخانه حاکی از جوان بودن منطقه و فعالیت نئوتکتونیکی است. این شاخص از ‏رابطه­ی (4) به دست می‏آید.

Sr = C / V    (رابطه­ی 4)

در این رابطه، C طول رودخانه یا جریان و V طول دره است (‏شکل 6). هر چه مقدار Sr زیادتر باشد حاکی از رسیدن رودخانه به حالت تعادل و هر چه مقدار Sr کمتر باشد نشانگر تکتونیک فعال در منطقه است. یعنی هر چه طول رودخانه نسبت به طول دره (‏صورت کسر نسبت به مخرج کسر بیشتر باشد) بیشتر باشد، رودخانه به حالت تعادل رسیده و فعالیت تکتونیکی در آن ضعیف است. به منظور طبقه‏بندی مقادیر به دست آمده از نتایج شاخص پیچ و خم رودخانه، از قاعده­ی استورجس استفاده گردید (‏جدول6). بر طبق جدول (‏6) و شکل (‏7)، شاخص پیچ و خم رودخانه در 66 درصد کل دره­های انتخابی و 80 درصد زیرحوضه­های عمود بر ناودیس و ترکیبی، 76 درصد سایر، حدود 65 درصد زیرحوضه­های عمود بر گسل و موازی ناودیس، حدود 45 درصد زیر حوضه­های عمود بر تاقدیس و گسلی و 33 درصد زیرحوضه­ی­ موازی گسل مابین 01/1 تا 15/1 قرار دارند، و بیش از 85 درصد زیرحوضه‏ها در بازه­ی 01/1 - 29/1 واقع شده­اند، بنابر این منطقه از نظر این شاخص نیز بسیار فعال است و میزان فعالیت به ترتیب در زیرحوضه‏های «عمود بر تاقدیس»، «موازی گسل»، «گسلی»، «عمود بر گسل»، «موازی ناودیس»، «سایر»، «ترکیبی» و «عمود بر ناودیس» افزایش یافته‏ است.

شکل (‏6) نحوه­ی مشخص کردن سینوزیته­ی رودخانه

جدول (‏6) فراوانی اعداد طبقه‌بندی شده برای شاخص پیچ و خم رودخانه

شکل (‏7) مناطق فعال از نظر شاخص سینوسی رودخانه در منطقه­ی مورد مطالعه

بر اساس جدول (‏7) SL ، می­توان گفت در هیچ کدام از دره­های انتخابی، شاخص مناسبی برای ارزیابی وضعیت مورفوتکتونیک نبوده،‏ در صورتی که بر اساس سایر شاخص­ها منطقه فعال شناخته شده‏ است، با این تفاوت که؛ AF برای وضعیت دره­های عمود بر ناودیس، SR برای بررسی وضعیت تکتونیکی در دره­های عمود بر تاقدیس و موازی با ناودیس و VF برای ارزیابی وضعیت مورفوتکتونیکی دره­های عمود بر گسل و گسلی شاخص مناسبی بوده‏اند.

جدول(‏7) میانگین عددی شاخص‏های مورفوتکتونیک

نتیجه­گیری

هر یک از شاخص­های مورد بحث در این بررسی یک طبقه‌بندی نسبی از فعالیت تکتونیکی ارائه داده‌اند که برای مطالعاتشناسایی و بررسی­های مقدماتی مفید هستند. وقتی چندین شاخص در یک ناحیه­ی خاص برای طبقه­بندی و تجزیه و تحلیل فعالیت تکتونیکی به کار برده شوند، نسبت به کارگیری یک شاخص، نتایجِ مستدل­تری را در بر­خواهند داشت. بر همین اساس برای ارزیابی فعالیت‏های درونی منطقه­ی مطالعاتی از چهار شاخص ذکر شده استفاده گردید. منطقه­ی مطالعاتی از نظر شاخص گرادیان طول رودخانه در همه­ی طبقات انتخابی غـیرفعال است با این وجود مقادیر آن با میزان گسترش دره‏ها مرتبط است، کمترین مقادیر SL با کم­عمق‌ترین دره‏ها همخوانی داشته و مقادیر بالای آن بر عمیق‌ترین دره‏ها منطبق هستند. میانگین نسبت پهنای کف دره به ‏ارتفاع آن در هر یک از زیرحوضه‏ها نشان می‏دهد؛ که طبقه‏های ترکیبی و عمود بر گسل مابین یک و دو قرار داشته و نیمه­فعال است؛ اما در سایر طبقات کوچک­تر از یک بوده و تکتونیک فعال می‏باشد. همچنین حوضه­ی زهکشی نامتقارن منطقه نشان­دهنده­ی فعال بودن منطقه ‏است. شاخص سینوسی پایین رودخانه نیز در همه­ی طبقات مبین مستقیم بودن رودخانه و جوان و فعال بودن منطقه است. مناطق فعال در همه­ی شاخص­­ها منطبق بر گسل­های فعال منطقه‏ است. زیرحوضه­های سایر از نظر شاخص گرادیان طولی دره دارای فعالیت تکتونیکی کم، از نظر شاخص کج­شدگی تکتونیکی و شاخص نسبت پهنای کف بستر به ‏ارتفاع آن، دارای فعالیت تکتونیکی متوسط و از نظر شاخص سینوسی رودخانه فعالیت تکتونیکی زیادی دارند.