بررسی نقش گسل‏ها در مورفولوژی دشت‏های شمالی زنجان‌رود

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

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

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

جدول 4- شاخص تقارن توپوگرافی عرضی T در حوضۀ سهرین

جدول 5- شاخص تقارن توپوگرافی عرضی T در حوضۀ سارمساقلو

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