بررسی رخساره های رسوبی و الگوی برانبارش رسوبات در رودخانه مولید (جنوب شرق قاین)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 کارشناس ارشد رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی رسوبی دانشگاه بیرجند، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه بیرجند، ایران

3 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

چکیده

حوضه آبریز رودخانه مولید در جنوب شرقی شهرستان قاین، استان خراسان جنوبی واقع شده است. در این مطالعه، بررسی اختصاصات رسوب شناسی (شامل مطالعات بافتی، رخساره های رسوبی، عناصر ساختاری و سبک کانال رودخانه بر اساس رسوبات رخنمون یافته در دیواره کانال) و هیدرولوژیکی دیرینه (با استفاده از حداکثر اندازه قطعات و ضخامت دسته طبقات مورب در هر رخساره رسوبی گراولی) رودخانه مولید صورت گرفته است. آنالیز اندازه دانه نشان می دهد که روند تغییر اندازه ذرات از الگوی نمایی کاهش به سمت پایین دست بطور کامل پیروی نمی کند. این تغییر الگو به دلیل میزان مقاومت سازندهای اطراف رودخانه در برابر فرسایش و فعالیت کشاورزی در داخل و حواشی کانال رودخانه است. عوامل فوق در بعضی از موارد باعث کاهش اثر جورشدگی انتخابی و سایش در طول رودخانه شده و باعث ایجاد دو ناپیوستگی و سه پیوستگی رسوبی شده است. این حوضه شامل مجموعه ای از نهشته های گراولی (Gmm, Gmg, Gcm, Gci, Gh)، ماسه ای (Sh) و گلی (Fl, Fm) است. رخساره های موجود در پنج عنصر ساختاری رسوبات پر کننده کانال (CH)، سدها و اشکال لایه ای گراولی(GB)، نهشته های حاصل از جریان گراویته ای رسوب (SG)، اشکال لایه ای ماسه ای ((SB و رسوبات دانه ریز دشت سیلابی (FF) شکل گرفته اند. بر اساس رخساره های رسوبی و عناصر ساختاری شناسایی شده و بر مبنای مدلهای رخساره ای رودخانه ای ارائه شده، دو مدل رسوبی برای رودخانه مولید پیشنهاد شده است. تخمین پارامترهای هیدرولوژیکی دیرینه بر اساس اختصاصات رسوبات گراولی انجام شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

The investigation of sedimentary facies and stacking pattern in the Mulid River (Southeastern Qayen)

نویسندگان [English]

  • Marzieh Fayazi Borujeni 1
  • Maryam Mortazavi Mehrizi 2
  • Mohammad Khanebad 3
1 University of Birjand, Iran
2 University of Birjand, Iran
3 Ferdowsi University of Mashhad, Iran
چکیده [English]

Introduction
In the most gravel bed rivers, particle size exponentially decreases to the downstream. The study of particle size fining trend to the downstream and determination of the effective processes on it along the recent rivers is accomplished in the different parts of Iran. The river sedimentary facies are deposited in the channel and overbank areas and they are provided important information about sedimentary environment and deposition rate, the extent and development of the river channel and floodplain. These sedimentary facies that are deposited in the different depositional conditions have been achieved from variations of flow regime and/ or variation in the depositional environment in the large scale. The aim of this study is to investigate of the particle size variations and the effective controllers of fining trend to downstream, to determine of the important factors in creating sedimentary discontinuities and to study of the sedimentary facies, architectural elements, determination of depositional model and some paleohydraulic parameters of river. The Mulid River catchment with elongated shape is located in 120 km of southeast Qayen in the Southern Khorasan Province, in the 33̊ 24ʹ 44.3ʺ to 33̊ 35ʹ 11.4ʺ east latitude and 59̊ 56ʹ 42.5ʺ to 59̊ 58ʹ 44ʺ north longitude. According to the geological classification of Iran, this basin is a part of the East Iran flysch and mélange belt that is located in the east of the Lut Block.
 Materials and Methods 
In order to sedimentological studies, 30 sediment samples unsystematically were collected from upstream to downstream and from about 20 cm depth of the main channel bottom of river (with 30 km long). The granulometry analysis of the studied samples were achieved using the dry sieving method with 0.5 φ intervals and weight percent of gravel, sand and mud size particles were estimated. The sediment naming is done using Folk (1980) classification and the estimation of sorting, skewness and kurtosis parameters, after drawing related graphs, are achieved based on the inclusive graphic method of Folk (1980). The determination of sedimentary facies and architectural elements in the studied river channel wall and using codes for them were based the Miall (1996, 2006) classification. In this study, to reconstruct the paleodischarge rate, the paleochannel dimensions and sedimentary characteristics have been used and the presence of empirical equations have been used to estimate of paleohydraulic parameters.
Discussion of Results and Conclusions
The sedimentological studies along the channel in this river catchment are shown that the trends of particle size variations completely does not follow the exponentially pattern of decreasing to downstream. This pattern variation is related to different lithological characteristics and difference in the geological units sensitivity to erosion in the river path and sediment supply from the river channel walls. The above factors are caused to decrease selective sorting and abrasion effects and to form two sedimentary discontinuities and three sedimentary links along the Mulid River. Also, as respects the most values of sediments are composed of coarse particles, the selective sorting process that are depended to the grain size, is due to increase of sorting in each sub trends.
In the study area three sedimentary facies sets are observed in the channel walls that are included gravely (Gmm, Gmg, Gci, Gcm, Gh, Gp), sandy (Sh) and muddy (Fm, Fl) sedimentary facies. The gravely facies have the most abundance in the study area and probably are formed by debris flows with high viscosity and power and/ or turbulence flows with high strength shear stress. Sandy facies that has horizontal stratification, is deposited by unidirectional traction currents (lower flow regime). Muddy (Fm, Fl) facies usually are deposited by low energy traction flows or by waning high strength flood events. Also, five architectural elements are recognized based on geometry and boundary surfaces and are used for depositional interpretation. These elements are included channel sediment fills (CH), gravel bars and bedforms (GB), sediment gravity flow deposits (SG), sandy bedforms (SB) and overbank fines (FF).
The wide range of sedimentary processes are controlled the fluvial style. Therefore the river channel morphology usually vary from upstream to downstream that these variations are due to change of some factors such as valley slope, sediment supply, climate and tectonic of the studied area. According to recognized sedimentary facies and architectural elements in the Mulid River channel walls and based on provided models of Miall (2006) two sedimentary models are proposed for this river: a) The gravel- bed braided river with sediment gravity flow deposits and b) the shallow gravel- bed braided river. The difference of a and b models is in frequency of various architectural elements and abundance of sedimentary facies. The first sedimentary model is formed in the proximal and high relief area where the slope, the discharge rate and sediment supply are high and the sediment transported currents are gravity flows. In this reason, the abundance of architectural elements and sandy and fine sedimentary facies that are results of traction currents, are low. In the second sedimentary model, away from the source area, the slope of longitudinal profile of river decreases and therefore the discharge rate of flow and sediment supply decrease. The abundance of debris flows are very low and the sediment gravity flow deposits are not observed in the end parts of rivers. The most important flow that is transported the sediments, is the traction current in this model. In due to decreasing sediment supply and increasing the accommodation space, frequency of sandy and muddy facies are increased with respect to previous model.
The paleohydraulic parameters are estimated with facies variations for three gravely terraces with suitable exposures in three position of the studied river. The capacity and power of paleoflow are calculated using the maximum clast size in the various gravely sedimentary units. The paleodischarge rate estimation is achieved based on channel cross section area and flow velocity. The cross bedding are used to estimate the maximum paleodepth of current. The vertical variation of sedimentary facies, the thickness variation of cross bedding sets and difference clast size are suggested that the hydrologic conditions are fluctuated. The maximum current power and annual discharge rate is compatible with sediment gravity flow deposits (SG element) and the minimum current power and annual discharge rate is related to gravel bars and bedforms (GB element).

کلیدواژه‌ها [English]

  • sedimentary link
  • sedimentary facies
  • gravel- bed braided river
  • paleohydrology
  • Mulid River

مقدمه

محیط‏های رودخانه‏ای از انواع محیط‏های رسوبی در خشکی هستند. رودها عامل اصلی حمل رسوبات از ارتفاعات به مناطق پست‏تر قاره‏ها و دریاها هستند. این محیط‏ها دارای انرژی جنبشی و مکانیکی متغیر هستند و به همین دلیل، مواد رسوبی حمل شده توسط یک سیستم رودخانه‏ای، دامنه وسیعی از اندازه ذرات را در بر می‏گیرد (آقایی 1375). در اکثر رودخانه‏های با بار بستر گراولی، اندازه ذرات به سمت پایین دست به صورت نمایی طبق فرمول کرومباین ((D= Do.e-αxکاهش می‏یابد (Rengers and Wohl 2007). مطالعات زیادی در این خصوص صورت گرفته است و همه این اصل را تأیید کرده‏اند که فرآیند‏های تأثیر‏گذار بر ریز‏شوندگی اندازه ذرات بستر رودخانه به سمت پایین دست را می‏توان در سه گروه جورشدگی انتخابی، سایش و اضافه و کم شدن رسوبات قرار داد (Church 2002; Church and Hassan 2002; Frings 2008; Singe 2008; Snelder et al. 2011). جورشدگی انتخابی حاصل حمل و نقل انتخابی دانه‏های کوچک و رسوب‏گذاری انتخابی دانه‏های بزرگ است و نسبت به سایش نقش مهم‏تری را ایفا می‏کند (Surian 2002; Rengers and Whol 2007) و نیز به الگوی ریزشوندگی ثابتی به سمت پایین دست منجر نمی‏گردد. اگر‏چه جورشدگی هیدرولیکی و سایش از عوامل مؤثر در روند تغییرات اندازه دانه است، اما ممکن است این الگو تحت تأثیر عواملی همچون فعالیت‏های تکتونیکی، شرایط آب و هوایی، موثر بودن پدیده‏های ژئومورفولوژیکی (تغییرات سنگ‏شناسی و تغییرات شیب بستر رودخانه) (Sear and Newson 2003)، ریزش دامنه‏ها (Snelder et al. 2011)، انتقال رسوب از مکان‏های دیگر (ورود شاخه جانبی، منشأهای رسوبی غیر‏آبرفتی ناشی از خزش یا حرکات توده‏ای خاک و برداشت و تولید رسوب توسط عوامل انسانی) (Davey and Lapoine 2007)، تغییرات کانال توسط انسان (Surian 2002) رعایت نشود. سایش شامل فرآیندهایی از جمله ورقه‏ای شدن، ساییده شدن، شکستگی و برخورد ماسه‏ها به همدیگر است. مهم‏ترین عامل مؤثر بر نرخ سایش جنس، اندازه و شکل اولیه ذرات است (Bertoldi et al. 2010). اگر دانه از اختصاصات سنگ‏شناسی متفاوتی برخوردار باشد، سایش بیشتر بر بخش ضعیف‏تر اثر می‏گذارد (Rengers and Wohl 2007). بررسی روند ریز شوندگی ذرات به سمت پایین دست و تعیین فرآیندهای مؤثر بر آن در طول رودخانه‏های عهد حاضر در نقاط مختلف ایران صورت گرفته است (خدامی 1384؛ پاسبان 1390؛ تقدیسی نیک‏بخت 1389؛ صفرنژاد 1389؛ خانه‏باد 1381؛ شریعت‏راد 1392؛ قاسمی 1392؛ قلعه‏نوئی و همکاران 1392؛ کرمانی 1392). رخسارهﻫﺎی رﺳﻮﺑﯽ رودﺧﺎﻧﻪ در ﮐﺎﻧﺎل و ﺧﺎرج ﮐﺎﻧـﺎل ﻧﻬﺸـﺘﻪ ﻣــﯽﺷــﻮﻧﺪ و اﻃﻼﻋــﺎت ﻣﻬﻤــﯽ در ﻣــﻮرد ﻣﺤــﯿﻂ و ﻣﯿــﺰان رﺳـﻮبﮔـﺬاری، وﺳــﻌﺖ و ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﮐﺎﻧــﺎل رودﺧﺎﻧـﻪ و دﺷــﺖ ﺳـﯿﻼﺑﯽ را اراﺋــﻪ ﻣـﯽﮐﻨﻨــﺪ. اﯾـﻦ رﺧﺴــﺎرهﻫـﺎ ﮐــﻪ در ﺷــﺮاﯾﻂ ﻣﺨﺘﻠﻒ رﺳﻮﺑﯽ ﺑﺮﺟﺎی ﮔﺬاﺷﺘﻪ ﻣـﯽ‏ﺷـﻮد، ﻧﺎﺷـﯽ از ﺗﻐﯿﯿـﺮات رژﯾــﻢ ﺟﺮﯾــﺎن و ﯾــﺎ در ﻣﻘﯿــﺎس بزرگ تغییر در ﻣﺤــﯿﻂ رﺳــﻮﺑﯽ ﻫﺴــﺘﻨﺪ (Mannai-Tayech and Otero 2005). ﻫﺪف از اﻧﺠـﺎم اﯾـﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ ﺑﺮرﺳـﯽ ﺗﻐﯿﯿــﺮات اﻧــﺪازه ذرات، ﻋﻮاﻣــﻞ ﻣــﺆﺛﺮ و ﮐﻨﺘﺮل‏ﮐﻨﻨﺪه رﯾﺰﺷﻮﻧﺪﮔﯽ ﺑـﻪ ﻃـﺮف ﭘـﺎﯾﯿﻦ دﺳـﺖ رودﺧﺎﻧـﻪ، ﺗﻌﯿﯿﻦ ﻋﻮاﻣﻞ ﻣﺆﺛﺮ در اﯾﺠﺎد ﻧﺎﭘﯿﻮﺳتگی‏های رﺳـﻮﺑﯽ و نیز بررسی رﺧﺴـﺎرهﻫـﺎی رﺳـﻮﺑﯽ، ﻋﻨﺎﺻــر ﺳــﺎﺧﺘﺎری، تعیین مدل رسوبی و برخی پارامترهای هیدرولوژیکی دیرینه رودخانه اﺳﺖ.

 

موقعیت جغرافیایی، ژئومورفولوژی و زمین‏شناسی منطقه مورد مطالعه

حوضه آبریز رودخانه مولید با شکلی کشیده و مساحت 22/135 کیلومتر مربع در 120 کیلومتری جنوب شرقی قاین در استان خراسان جنوبی با مختصات "3/44 '24 °33 تا "4/11' 35° 33 عرض شرقی و "5/42 '56 °59 تا "44 '58 °59 طول شمالی واقع شده است (شکل 1). طول رودخانه 30 کیلومتر در بخش زهان و از نوع فصلی و ریزابه رودخانه افین است. این رودخانه از رشته‏کوه‏های گریانه سرچشمه می‏گیرد. با توجه به ضرایب شکل، شکل حوضه کشیده است. حداکثر و حداقل نقاط این رودخانه به ترتیب 2700 و 1100 متر ارتفاع دارند. ارتفاع متوسط حوضه آبریز مولید 7/1479 متر و شیب متوسط 7/3 درصد است. میزان تراکم زهکشی 5/11 کیلومتر بر کیلومتر مربع و زمان زهکشی 14/1 ساعت است. با توجه به تقسیمات زمین‏شناسی ایران این حوضه بخشی از کمربند فلیش و مخلوط درهم شرق ایران است که در شرق بلوک لوت قرار گرفته است. مخروط‏ها و پادگانه‏های آبرفتی گراولی جوان لیتولوژی غالب در این حوضه است و درصد کمی از حوضه شامل سنگ‏های اولترابازیک است (شکل 2).

 

 

 

شکل 1- راه‏های دسترسی و موقعیت جغرافیایی حوضه آبریز مولید در خراسان جنوبی (نقشه برگرفته از نقشه 1:250000 راه‏های کشور از سایت NGD.IR)

 
   

 


 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

روش تحقیق

مطالعات رسوب‏شناسی: مطالعات رسوب‏شناسی رودخانه شامل موارد متعددی از جمله طبقه‏بندی و تعیین اندازه ذرات، هیدرودینامیک و انتقال رسوب، تعیین پارامتر‏های بافتی اندازه ذرات و عوامل کنترل کننده آن‏ها و شناخت ساختمان‏های رسوبی و رخساره‏های سنگی موجود در آن است. به منظور انجام مطالعات رسوب‏شناسی، تعداد 30 نمونه رسوب از بالادست تا پایین دست و از کف کانال اصلی رودخانه (با طول 30 کیلومتر) از عمق حدود 20  سانتی‏متری به صورت غیر سیستماتیک برداشت شد. موقعیت نمونه‏ها با GPS ثبت گردید و بعد از برداشت، نمونه‏ها به آزمایشگاه منتقل و نمونه‏ها با دقت 01/0 توزین گردید. با استفاده از روش غربال خشک و با فواصل 5/0  فی (از 4- تا 4 فی)، نمونه‏ها الک شده و درصد وزنی ذرات در اندازه‏های گراول، ماسه و گل محاسبه شد. نام‏گذاری رسوبات به روش فولک (Folk 1980) صورت گرفته است. با استفاده از درصد وزنی ذرات، تغییرات پارامترهای اندازه ذرات در امتداد کانال اصلی رودخانه، در هر یک از رده‏ها و گروه‏های اصلی با استفاده از نرم‏افزارExcel 2010 ترسیم و پارامترهای جورشدگی، کج‏شدگی و کشیدگی به روش ترسیمی جامع فولک (Folk 1980) توصیف شدند. از آنجا که درصد ذرات در اندازه گل کمتر از 5% است، آنالیز پیپت و هیدرومتر برای این گروه از نمونه‏های رسوب صورت نپذیرفته است. همچنین براساس ‌شواهد ‌و‌ مطالعات ‌صحرایی‌که ‌در‌طول‌‌‌‌‌ ‌مسیر‌حرکت ‌از ‌بالادست ‌تا‌ پایین‏ دست ‌رودخانه‌ مولید‌‌‌‌‌ انجام‌گرفت، ‌رخساره‏های‌رسوبی ‌موجود ‌در‌ دیواره ‌رودخانه مورد بررسی قرار گرفت. روش تعیین رخساره‏ها، عناصر ساختاری و کدهای استفاده شده بر اساس طبقه‏بندی Miall (1996 & 2006)  بوده است. این معیار بر اساس اندازه دانه‏ها ساختارهای رسوبی، شکل هندسی توده‏های رسوبی و سطوح محصور کننده آن‏ها است. کدهای استفاده شده برای رخساره ها نیز با کدهای ارائه شده توسط Miall (1996 & 2006) مطابقت دارد. نقشه زمین‏شناسی رودخانه مولید نیز براساس نقشه 1:250000 چهارگوش قاین (علوی نائینی و همکاران 1369) رسم و در مرحله بعد با استفاده از نقشه زمین‏شناسی و عکس ماهواره‏ای، آبراهه‏های موجود در حوضه رودخانه مولید ترسیم شد (شکل 3).

 

 

 

شکل 3- شبکه هیدروگرافی رودخانه مولید و نقاط نمونه‏برداری بهمراه نقاط ناپیوستگی اول که در نمونه 19 دیده می‏شود (به علت حساسیت واحدهای سنگی به فرسایش و فعالیت کشاوزری، تصاویر 7 الف و ب) و دوم که در نمونه 25 دیده می‏شود (به علت حساسیت واحدهای سنگی به فرسایش، تصویر 7 ج)

 

مطالعات هیدرولوژیکی دیرینه: تخمین‏های هیدرولوژیکی دیرینه جریان‏های رودخانه‏ای با استفاده از رژیم[1] و ظرفیت[2] است که خود بر اساس تخمین سیلاب‏های دیرینه است که هر دو مورد توسط Baker (2000) مرور شده است. روش رژیم بر اساس روابط تجربی جریان با ابعاد کانال دیرینه، اختصاصات رسوب و اشکال مرتبط صورت گرفته و توسط Williams (1984) ارائه شده است. روش ظرفیت از روابط تجربی بین اندازه دانه و شرایط هیدرولوژیکی که برای شروع حرکت رسوب لازم است، استفاده می‏کند. در گذشته تخمین سیلاب‏های دیرینه بر اساس رسوبات بستر کانال دیرینه، مقاطع عرضی و سایر اختصاصات شکل کانال دیرینه صورت گرفته است (Koykka 2011; Sridhar et al. 2013). در این مطالعه از ابعاد کانال دیرینه و اختصاصات رسوب‏شناسی برای بازسازی میزان تخلیه دیرینه استفاده شده است. در این مطالعه برای محاسبه میزان قدرت رودخانه از رابطه تجربی (معادله 1) Williams (1984) استفاده شده است:

معادله (1)                                       

جائیکه، w قدرت رودخانه در واحد ناحیه مرز () و d قطر متوسط دانه بر حسب متر است. حداکثر اندازه قطعات گراولی در هر رخساره سنگی در سه برش از بخش‏های بالادست، میانی و نزدیک به پایین دست جریان، در هر رخساره سنگی در صحرا اندازه گیری شده و متوسط 10 قطعه بزرگ برای محاسبه قدرت جریان استفاده شده است.

برای محاسبه سرعت متوسط جریان بر اساس اندازه قطعات گراولی از معادله 2 (Costa 1983) استفاده شده است:

معادله (2)                                           

در این معادله، v سرعت آب بر حسب  و d طول محور متوسط بزرگ‏ترین قطعه گراولی است.

مقدار متوسط عمق کانال را می‏توان با استفاده از ضخامت طبقات مورب در رخساره‏های گراولی و با استفاده از معادله Allen (1968) (معادله 3) به دست آورد:

معادله (3)                                 

جائیکه، h متوسط ضخامت طبقات مورب به متر است و dm متوسط عمق کانال به متر است.

مقدار متوسط و حداکثر یا پیک تخلیه جریان با استفاده از معادلات 4 و 5 (William 1984) تخمین زده شده است:

معادله (4)                  

معادله (5)                 

در این معادلات، Q متوسط جریان تخلیه بر حسب ، Q2.33 میانگین سالیانه پیک جریان تخلیه بر حسب ، D max حداکثر عمق کانال (متر) و Wb عرض کانال (متر) است.

 

بحث و بررسی

الف. آنالیز اندازه ذرات

آنالیز اندازه دانه‏ها را می‏توان برای تعیین محیط رسوبی، شناسایی فرآیندهای رسوب‏گذاری و نوع جریان به‏کار برد. توزیع اندازه ذرات در رسوب به اختصاصات سنگ منشأ، فرآیندهای هوازدگی، سایش و جورشدگی انتخابی آن‏ها در هنگام حمل و نقل بستگی دارد ((Snelder et al. 2011. در جدول 1، مشخصات مکانی، شیب و آنالیز اندازه دانه در نمونه‏های برداشت شده از کانال اصلی رودخانه مولید آورده شده است. در شکل4 رسوبات رودخانه مولید براساس مثلث نام‏گذاری فولک (1980) نام‏گذاری شده است. مطابق این شکل می‏توان چنین بیان کرد که بیش از 73% رسوبات از نوع گراول هستند و بقیه رسوبات در محدوده گراول ماسه‏ای (بیش از 13%) و گراول ماسه‏ای گلی (بیش از 13%) قرار می‏گیرد. دامنه تغییرات جورشدگی رسوبات از 72/0 تا 70/1 فی و جورشدگی بیشتر رسوبات در محدوده متوسط قرار می‏گیرد (جدول 2). تغییرات جورشدگی نشان‏دهنده کاهش جورشدگی رسوبات به طرف پایین دست است. نمونه‏های رسوب بالادست حوضه (رسوبات در اندازه پبل و گراول همراه با میزان پایین رسوبات دانه ریزتر ماسه و گل) جورشدگی بهتری نسبت به رسوبات پایین دست دارند. افزایش ذرات گل و کاهش اندک ذرات در اندازه گراول و ماسه به سمت پایین دست رودخانه، باعث جورشدگی ضعیف‏تری نسبت به رسوبات بالادست رودخانه می‏گردد. به عبارت دیگر چون رودخانه فصلی است، آشفتگی جریان در طول مسیر رودخانه و تغییرات رژیم جریان در طی زمان، سبب جورشدگی ضعیف به سمت پایین دست می‏گردد. مقدار کج‏شدگی رسوبات بین 48/0- تا 00/1- در تغییر است که مبین کج‏شدگی رسوبات به سمت ذرات درشت است (جدول 2). دلیل کج‏شدگی 48/0- افزایش ذرات دانه ریز در بین ذرات دانه درشت‏تر (که ذرات غالب در نمونه‏های این رودخانه است) به سمت پایین دست رودخانه است که باعث می‏شود جورشدگی ذرات در حد ضعیف شود. کاهش میزان کج‏شدگی در بالادست مربوط به فراوانی ذرات گراول و ماسه است که باعث شده تا این مقدار کمتر از مقدار کج‏شدگی پایین دست شود. همچنین افزایش مقدار کج‏شدگی به طرف پایین دست، ناشی از افزایش ذرات دانه ریز مانند گل و کاهش ذرات در اندازه گراول و ماسه، نبودن فرصت کافی برای شستشوی ذرات دانه ریز توسط جریان آب است. روند تغییرات کج‏شدگی نسبت به دیگر اختصاصات بافتی کمتر بوده است. زیرا ذرات از ابتدای کانال رودخانه تا انتهای آن بطور عمده دانه درشت‏اند و درصد ذرات دانه ریز در آن‏ها اندک است. درشتی ذرات را می‏توان به انرژی بالای رودخانه نسبت داد که سبب خروج و انتقال ذرات دانه ریز به سمت پایین دست رودخانه شده است. البته در پایین دست رودخانه با اینکه در مجموع ذرات به سمت ریز شدن پیش می‏روند ولی باز هم تأثیر قابل توجهی در روند افزایشی کج‏شدگی ندارد. کشیدگی رسوبات بین مقادیر 36/0 تا 40/1 است و بیشتر رسوبات شکل پهن را دارند (جدول2). تغییرات کشیدگی به سمت پایین دست دارای روند کلی کاهشی است که موید جورشدگی کم ذرات رسوبی پایین دست رودخانه نسبت به ذرات رسوبی بالادست رودخانه است. مقدار میانگین رسوبات رودخانه از 12/4 تا 3 میلی‏متر و مقدار میانه از 1/5 تا 3 میلی‏متر در تغییر است. نمودار تغییرات پارامترهای میانگین و میانه در شکل 5 مشاهده می‏شوند. روند کلی میانگین اندازه ذرات و میانه در شکل 5، تغییرات زیادی را نشان نمی‏دهد. افزایش میانگین و میانه در هر یک متأثر از افزایش درصد وزنی ذرات دانه درشت‏تر (در حد گرانول و ماسه) و کاهش درصد وزنی ذرات ریز‏تر (در حد گل) از بالادست به طرف پایین دست حوضه است. روند تغییرات این دو پارامتر تقریباً مشابه و مقدار میانه از مقدار میانگین بیشتر است که به این دلیل است که ذرات از ابتدای کانال تا انتهای آن به‏طور عمده دانه درشت هستند و درصد ذرات دانه ریز در آن‏ها اندک است. درشتی ذرات را می‏توان به انرژی بالای رودخانه نسبت داد که سبب خروج و انتقال ذرات دانه ریز به سمت پایین دست رودخانه شده است (موسوی حرمی 1389). البته در پایین دست رودخانه با اینکه در مجموع ذرات ریز به سمت زیاد شدن پیش می‏روند، ولی باز هم مقدار میانه از مقدار میانگین بالاتر است. مطالعات رسوب‏شناسی در طول کانال این حوضه نشان می‏دهد که روند تغییرات اندازه ذرات از الگوی نمایی کاهش به سمت پایین دست به‏طور کامل پیروی نمی‏کند. این تغییر الگو در اثر تغییر در اختصاصات سنگ‏شناسی و تفاوت در حساسیت‏پذیری واحدهای زمین‏شناسی به فرسایش در مسیر رودخانه و اضافه شدن رسوب از دیواره کانال رودخانه بوده است. عوامل فوق باعث کاهش اثر جورشدگی انتخابی و سایش و تشکیل دو ناپیوستگی رسوبی و در نتیجه سه پیوستگی رسوبی در طول رودخانه مولید شده است (شکل 7). همچنین با توجه به اینکه قسمت اعظم رسوبات از ذرات درشت تشکیل شده است، فرآیند جورشدگی انتخابی[3] که به اندازه ذرات وابسته است، باعث افزایش جورشدگی در هر زیر روند شده است. همان‏طور که در شکل 6 مشخص است، پیوستگی اول از نمونه 1 تا 19 (مسافت حدود 50/18 کیلومتر) ادامه دارد که اندازه ذرات به تدریج کاهش می‏یابد. میانگین بین 12/4 تا 5/2 میلی‏متر و میانه 1/5 تا 4/3 میلی‏متر در تغییر است. علاوه بر این در این پیوستگی درصد اندازه ذرات از 72/90 % گراول، 9% ماسه و 27/0% گل در نمونه 1 به 37/84% گراول، 52/15 % ماسه و 11/0% گل در نمونه 19 تغییر یافته است. سپس در محل 20 اندازه ذرات به‏طور ناگهانی افزایش می‏یابد که ظهور اولین ناپیوستگی رسوبی است. دلیل این ناپیوستگی وجود فرسایش شیاری در واحدهای زمین‏شناسی (حساسیت واحدهای سنگی به فرسایش) و فعالیت کشاورزی در امتداد کانال رودخانه است (شکل 7-الف و ب).

در پیوستگی رسوبی دوم از نمونه 20 تا 25 (مسافت 60/6 کیلومتر) درصد اندازه ذرات از 72/87% گراول، 95/10% ماسه و 33/1% گل در نمونه 20 به 00/81% گراول، 69/17 % ماسه و 31/1% گل در نمونه 25 تغییر نموده است. تغییرات میانگین بین 5/2 تا 0/2 میلی‏متر و میانه مقدار 40/3 میلی‏متر است. دلیل ناپیوستگی دوم مربوط به فرسایش شیاری در دیواره کانال رودخانه مولید و نیز کاهش شیب بستر رودخانه است که سبب شده قدرت جریان رودخانه کمتر شود و قدرت حمل ذرات درشت را نداشته باشد (شکل 7-ج). پس از آن پیوستگی سوم در محل نمونه شماره 26 تا 30 به مسافت 96/1 کیلومتری مشاهده می‏شود. در طول این پیوستگی تغییرات میانگین به سمت پایین دست از 9/3 تا 3/3 میلی‏متر و میانه نیز از 0/4 تا 3/3 میلی‏متر در تغییر است. درصد اندازه ذرات گراول در نمونه 26 از 42/94 به 9/67 %، ماسه از 18/5 به 70/30 % و گل از 40/0 به 40/1 %در نمونه 30 در تغییر است. علاوه بر موارد بالا؛ عوامل دیگری همچون فعالیت‏های تکتونیکی، شرایط آب و هوایی، مؤثر بودن تغییرات شیب بستر رودخانه (Sear and Newson 2003)، انتقال رسوب از مکان‏های دیگر و تولید رسوب توسط عوامل انسانی(Davey and Lapoine 2007) ، تغییرات کانال توسط انسان (Surian 2002) تأثیر انکارناپذیری بر پیوستگی رسوبی دارند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


جدول 1- مشخصات مکانی، شیب و آنالیز اندازه دانه در نمونه‏های برداشت شده از کانال اصلی رودخانه مولید

نام‏گذاری رسوبات

درصد گراول

درصد ماسه

درصد گل

میانه (mm)

میانگین (mm)

شیب (%)

ارتفاع (m)

فاصله تا نمونه اول

(Km)

شماره نمونه

گراول

72/90

00/9

27/0

1/5

12/4

21/5

1554

0

1

گراول

89/88

57/7

25/1

1/5

4/4

00/5

1543

07/1

2

گراول

76/91

30/7

6/0

1/5

4/4

00/6

1539

09/2

3

گراول

75/80

85/18

07/1

3/3

6/2

30/5

1542

09/4

4

گراول

43/87

93/11

64/0

4/3

8/2

00/5

1526

82/6

5

گراول ماسه‏ای گلی

39/78

35/17

26/4

3/3

4/2

00/4

1506

82/7

6

گراول

87/87

26/11

87/0

3/3

7/2

50/3

1507

62/8

7

گراول

67/80

05/15

28/4

8/3

5/2

25/3

1498

22/9

8

گراولماسه‏ای

05/73

08/26

87/0

5/2

0/2

45/3

1481

53/10

9

گراول

89/82

21/15

90/1

4/3

6/2

00/4

1475

04/11

10

گراول

36/88

18/9

46/2

4/3

8/2

50/4

1463

00/12

11

گراول

65/85

12.75

60/1

0/3

6/2

50/4

1450

40/12

12

گراول

25/83

49/15

26/1

6/2

5/2

45/4

1451

00/13

13

گراولماسه‏ایگلی

46/73

00/25

56/1

5/2

0/2

00/5

1442

55/14

14

گراول ماسه‏ای

4/69

07/29

53/1

0/3

0/2

80/3

1443

20/15

15

گراول

96/93

00/6

40/0

8/3

0/3

00/2

1426

98/15

16

گراول

28/93

04/5

68/1

9/3

6/3

75/1

1430

45/16

17

گراول

25/95

01/4

74/0

4/3

9/3

50/1

1421

30/17

18

گراول

37/84

52/15

11/0

4/3

5/2

00/1

1426

50/18

19

گراول

72/87

95/10

33/1

4/3

0/2

00/2

1421

00/20

20

گراولماسه‏ایگلی

76/79

21/16

03/4

9/3

4/2

50/2

1423

73/22

21

گراول

87/86

86/12

27/0

4/3

0/3

70/3

1414

73/23

22

گراول

52/90

02/9

46/0

4/3

8/2

00/3

1410

80/24

23

گراول

28/96

43/3

29/0

4/3

0/3

84/2

1399

50/25

24

گراول

00/81

69/17

31/1

4/3

5/2

42/2

1411

60/26

25

گراولماسه‏ای

9/67

7/30

40/1

3/3

3/3

20/1

1399

80/27

26

گراولماسه‏ای

58/66

54/31

88/1

1/2

8/2

00/1

1409

40/28

27

گراولماسه‏ایگلی

14/63

24/32

62/4

4/2

6/1

70/1

1416

00/29

28

گراول

04/91

54/8

42/0

8/3

3/3

40/2

1403

50/29

29

گراول

42/94

18/5

40/0

0/3

1/2

42/1

1401

76/29

30

کشیدگی

کج‏شدگی

جورشدگی

شماره نمونه

عددی

توصیفی

عددی

توصیفی

فی (ф)

توصیفی

80/0

پهن

80/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

90/0

متوسط

1

98/0

متوسط

72/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

83/0

متوسط

2

56/0

پهن

85/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

02/1

ضعیف

3

70/0

پهن

70/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

10/1

ضعیف

4

36/0

بسیار پهن

73/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

00/1

ضعیف

5

69/0

پهن

60/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

90/0

متوسط

6

64/0

پهن

73/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

00/1

ضعیف

7

90/0

متوسط

70/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

94/0

متوسط

8

97/0

متوسط

53/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

16/1

ضعیف

9

98/0

متوسط

69/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

02/1

ضعیف

10

50/0

پهن

72/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

79/0

متوسط

11

37/1

کشیده

77/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

96/0

متوسط

12

74/0

پهن

75/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

96/0

متوسط

13

72/0

پهن

52/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

90/0

متوسط

14

15/1

کشیده

48/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

80/0

متوسط

15

90/0

متوسط

90/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

90/0

متوسط

16

73/0

پهن

91/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

79/0

متوسط

17

60/0

پهن

96/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

87/0

متوسط

18

83/0

پهن

76/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

00/1

ضعیف

19

066/1

متوسط

75/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

40/1

ضعیف

20

87/0

پهن

68/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

42/1

ضعیف

21

76/0

پهن

74/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

96/0

متوسط

22

40/1

کشیده

80/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

72/0

متوسط

23

94/0

متوسط

1-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

30/1

ضعیف

24

94/0

متوسط

71/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

40/1

ضعیف

25

85/0

پهن

40/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

51/1

ضعیف

26

56/0

بسیار پهن

38/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

43/1

ضعیف

27

73/0

پهن

28/0-

مواد دانه درشت فراوان

50/1

ضعیف

28

93/0

متوسط

85/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

64/1

ضعیف

29

00/1

متوسط

93/0-

به شدت به سمت ذرات درشت کج شده

70/1

ضعیف

30

جدول 2- تفسیر پارامترهای بافتی اندازه ذرات


 
   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 
   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


                                                                                                                                                             

شکل 7- الف) حساسیت واحدهای سنگی به فرسایش (فرسایش شیاری) و وارد کردن ذرات درشت به کانال رودخانه، ب) فعالیت انسانی (کشاورزی)، ج) حساسیت واحدهای سنگی به فرسایش (فرسایش شیاری) و وارد کردن ذرات درشت به کانال رودخانه

 

 

ب. رخساره سنگی[4]

رخساره سنگی توصیفی از خواص فیزیکی و سنگ‏شناسی یک رخساره است که در محیط رسوبی خاصی بر جای گذاشته شده و بر اساس ساختارها و بافت‏های مختلف رسوبی تقسیم‏بندی می‏شود. عوامل مختلفی همچون شرایط اقلیمی، وضعیت تکتونیکی حوضه، سرعت و نرخ جریان، عمق، نرخ حمل و نقل در تشکیل رخساره‏های رسوبی نقش بسزایی ایفا می‏کنند (Gao et al. 2007). در ناحیه مورد مطالعه سه دسته رخساره سنگی گراولی (Gmm, Gmg, Gci, Gcm, Gh, Gp)، ماسه‏ای (Sh) و گلی (Fm و Fl) در دیواره کانال مشاهده شده است (جدول 3).

 

 

جدول 3- رخساره‏های رسوبی و عناصر ساختاری شناسایی شده در رودخانه مورد مطالعه

تفسیر

مجموعه رخساره های رسوبی

عناصر ساختاری

رسوبات پرکننده کانال با قاعده فرسایشی و شکل هندسی عدسی شکل و گسترده

Gcm, Gh, Sh, Fl, Fm

CH

جریان‏های خرده دار پلاستیک در نواحی نزدیک به منشأ با مرزهای فرسایشی و شکل هندسی ورقه‏ای شکل و پهن

Gcm, Gci, Gmm, Gmg

SG

حاصل مهاجرت سدهای گراولی و یا به صورت رسوبات باقی‏مانده در کف کانال و دارای شکل هندسی عدسی شکل و گسترده

Gh, Gp

GB

بر افزایی عمودی نهشته‏های ماسه‏ای در رژیم جریانی بالا و پایین به صورت طبقات مسطح بالایی و پایینی و گاهی به فرم رسوبات پرکننده کانال یا به صورت پوششی در روی سدهای درون کانال تشکیل می‏شود، دارای شکل هندسی ورقه‏ای و گسترده

Sh

SB

رسوب‏گذاری از جریان معلق در دشت سیلابی و یا به فرم رسوبات پوششی بر روی سدهای گراولی، دارای شکل هندسی ورقه‏ای

Fl, Fm

FF

 

 

 

رخساره‏های گراولی

رخساره‏های گراولی در ناحیه مورد مطالعه از فراوانی بالایی برخوردار بوده و شامل رخساره‏های زیر هستند:

رخساره گراول غنی از ماتریکس توده‏ای[5]

توصیف: این رخساره از فراوان‏ترین رخساره‏ها در رودخانه مورد مطالعه است که شامل رسوبات گراولی در اندازه گرانول تا پبل (به‏عبارتی از 2 تا 4 میلی‏متر) با قاعده مشخص و فرسایشی است. با وجود اینکه در بالادست منطقه ضخامت این رخساره به چندین متر میرسد؛ به سمت پایین دست رودخانه ضخامت این رخساره کاهش یافته و به 3/0 متر می‏رسد. این رخساره به‏همراه رخساره‏سنگی گراول غنی از قطعه توده‏ای (Gcm) و رخساره سنگی گراول غنی از ماتریکس با طبقه‏بندی تدریجی (Gmg) و با مرزهای مشخص فرسایشی و گاه تدریجی است. بافت و فابریک این رخساره گراولی نامشخص و قطعات آن هیچگونه چینه‏بندی را نشان نمی‏دهند. در رودخانه مورد مطالعه گراول توده‏ای حاوی مقادیر زیادی ماتریکس گلی است. در برخی نقاط مقدار ماتریکس گلی به سمت بالای لایه افزایش می‏یابد. همچنین گراول‏ها نیمه ‏زاویه‏دار تا نیمه‏ گرد‏شده و دارای جور‏شدگی ضعیف هستند (اشکال 8A, B, D, F).

تفسیر: طبیعت توده‏ای، طبیعت غنی از ماتریکس و بافت نامشخص طبقات نشان‏دهنده دوره‏های رسوب‏گذاری سریع از جریان خرده دار است جائیکه غلظت یا تمرکز رسوب بالا بوده و رسوب‏گذاری به صورت ناگهانی و یک‏دفعه انجام می‏شود. قاعده فرسایشی مشخص، فقدان ساختمان‏های رسوبی، دانه‏بندی تدریجی و چینه‏بندی همراه با جورشدگی ضعیف نیز نشان‏دهنده رسوب‏گذاری از جریان‏های توده‏ای است. فقدان ایمبریکاسیون در قطعات این رخساره گراولی، فاصله کوتاه حمل و نقل و رسوب‏گذاری از جریان‏های با ویسکوزیته بالا یا جریان‏های با قدرت بالا بدون استرس برشی را نشان می‏دهد (برای مثال، Miall 2006; Koykka 2011; Foix et al. 2013; Ghosh 2014).

 

رخساره گراول غنی از ماتریکس با طبقه‏بندی تدریجی[6]

توصیف: مهم‏ترین ویژگی این رخساره عدم وجود چارچوب غنی از قطعه است که توسط ماتریکسی از ماسه، سیلت و گل به هم متصل می‏شود. بعد از رخساره‏های سنگی گراول غنی از ماتریکس توده‏ای و گراول غنی از قطعه توده‏ای، در رودخانه مورد مطالعه از فراوانی بالایی برخوردار است. اندازه قطعات گراول موجود در این رخساره در رودخانه مورد مطالعه در اندازه گرانول (2 میلی‏متر) است که به تدریج به سمت بالای لایه کاهش می‏یابد. ذرات گراول نیمه ‏زاویه‏دار تا نیمه‏ گرد‏شده و دارای جور‏شدگی ضعیف است. از جمله ویژگی‏های این رخساره وجود طبقه‏بندی تدریجی نرمال تا معکوس و ارتباط مشخص ولی غیر فرسایشی با لایه‏های زیرین است. ضخامت این رخساره در حد 5/0 تا 1 متر است (اشکال 8A, C). هیچ‏گونه ایمبریکاسیونی در قطعات گراولی مشاهده نشده است. ماتریکس این رخساره شامل ذرات دانه ریز سیلتی، رسی و ماسه‏ریز است.

تفسیر: اختصاصات فوق نشان‏دهنده تشکیل این رخساره سنگی توسط جریان‏های خرده دار با قدرت بالا و پلاستیسیته کاذب است. وجود طبقه‏بندی تدریجی نرمال تا معکوس حاصل کاهش انرژی جریان با گذشت زمان است (برای مثال، Miall 2006; Sridhar et al. 2013; Ghosh 2014). نبود ایمبرکاسیون در ذرات گراولی در نتیجه برخورد دانه‏ها و حرکت سریع جریان با ویسکوزیته بالا است.

 

رخساره گراول غنی از قطعه با طبقه بندی تدریجی معکوس[7]

توصیف: چهار چوب اصلی در این رخساره قطعات است. این رخساره شامل قطعات گراول در اندازه گرانول تا پبل (به‏عبارتی از 2 تا 4 میلی‏متر) و نیمه گرد‏شده با جور‏شدگی متوسط تا ضعیف است. طبقه‏بندی اصلی که در این رخساره با ضخامت 5/1 تا 6/4 متر مشاهده می‏شود، طبقه‏بندی تدریجی معکوس است که با تغییر اندازه دانه‏ها از قاعده به سمت بالای لایه همراه هست. در این حالت، بر عکس رخساره رسوبی Gmg اندازه قطعات در قسمت‏های تحتانی کوچک‏تر است که به سمت بالای لایه به قطعات درشت‏تر تبدیل می‏شود. چینه‏بندی خاصی در قطعات این رخساره گراولی دیده نمی‏شود فقط در برخی نقاط ایمبریکاسیون ضعیفی در دانه‏های گراولی قابل مشاهده است. این رخساره را می‏توان تا چندین متری به طور جانبی دنبال کرد و شکل هندسی آن ورقه‏ای شکل است. ماتریکس بین قطعات از رسوبات ماسه‏ای و سیلتی درشت بوده و فاقد هرگونه چینه‏بندی است. تماس تحتانی این رخساره با رخساره‏های گراولی زیرین به صورت فرسایشی است. این رخساره در میانه محدوده مورد مطالعه رخنمون بیشتری دارد (شکل 8A, C).

تفسیر: رخساره گراول غنی از قطعه دارای طبقه‏بندی تدریجی معکوس به صورت نهشته حاصل از جریان‏های خرده دار با تحرک پایین و چسبندگی بالا بر جای گذاشته شده است. وجود طبقه‏بندی معکوس در این رخساره نتیجه توزیع فشار در جریان است که موجب کاهش ویسکوزیته و افزایش استرس برشی جریان می‏شود و بدین ترتیب مهاجرت به سمت بالای قطعات درشت تر به سمت بخش‏های بالای لایه امکان‏پذیر می‏گردد (Miall 2006; Koykka 2011).

 

رخساره گراول غنی از قطعه توده‏ای[8]

توصیف: این رخساره بعد از رخساره گراول غنی از ماتریکس با طبقه‏بندی تدریجی، از فراوان‏ترین رخساره‏ها در رودخانه مورد مطالعه است. این رخساره دارای گراول توده‏ای و دانه پشتیبان و قطعات گراولی در اندازه پبل ریز (5/4 میلی‏متر) است. در این رخساره ذرات غالبا نیمه گرد‏شده با جورشدگی نسبتا خوب در کنار هم قرار گرفته‏اند و به طور متناوب همراه با رخساره‏های Gmm و Gmg مشاهده شده است (اشکال 8A, C, E). قاعده رخساره به صورت فرسایشی و گاه تدریجی است. شکل هندسی این رخساره ورقه‏ای شکل است. قابل ذکر است که در قاعده این رخساره  بقایای پبلی درشت‏تر (4 تا 6 میلی متر و در اندازه پبل متوسط) مشاهده می‏شود. هیچ‏گونه ایمبریکاسیونی در قطعات گراولی مشاهده نشده است. ماتریکس این رخساره شامل رسوبات در اندازه ماسه متوسط تا درشت است. در بالادست منطقه ضخامت این رخساره به مراتب بیشتر از پایین دست رودخانه است.

تفسیر: طبیعت غنی از قطعه و فاقد چینه‏بندی نشان می‏دهد که این رخساره احتمالا توسط جریان‏های آشفته با بار رسوبی بالا (با تمرکز بالای ذرات ماسه‏ای و گراولی) بر جای گذاشته شده است (برای مثال، Kosunal et al. 2009; Basu et al. 2014; Ghosh 2014). وجود قاعده فرسایشی در برخی نقاط و تغییر آن به تماس تدریجی در نقاط دیگر نشان‏دهنده نوسان و تغییر شرایط جریان است. به‏طوری‏که قاعده فرسایشی لایه در فازهای اولیه رسوب‏گذاری و توسط جریانی سریع و آشفته، غنی از آب همراه با استرس برشی قوی و حرکت گردابی صورت گرفته است. بقایای پبلی موجود در قاعده فرسایشی این رخساره حاکی از بر جای گذاشته شدن آن در نواحی پر‏انرژی تر و پر شیب نزدیک به منشأ است. علاوه بر این، فقدان ایمبریکاسیون مشخص که توسط برخورد قطعه با قطعه یا شکل قطعه ایجاد می‏شود، نشان‏دهنده وجود یک جریان سریع با بار رسوبی بالا است (برای مثال،Oplustil et al. 2005; Miall 2006; Koykka 2011).

 

رخساره گراول غنی از قطعه دارای طبقه‏بندی افقی[9]

توصیف: رخساره Gh شامل قطعات نیمه گردشده و خوب جورشده در اندازه پبل و کابل، غنی از قطعه و دارای چینه‏بندی افقی ضعیف است. این رخساره کمترین فراوانی رخساره‏های گراولی را در رودخانه مورد مطالعه داشته و دارای شکل هندسی ورقه‏ای است. این نهشته‏ها دارای ماتریکس ماسه‏ای فراوان بوده و طبقات منفرد آن بین 1/0 تا 45/0 متر ضخامت دارند. سطح تماس تحتانی این رخساره با رخساره‏های زیرین که غالباً Gmm است، تا حدودی نامشخص است (شکل 8B, E).

تفسیر: بافت و فابریک غنی از قطعه این رخساره رسوبی نشان‏دهنده رسوب‏گذاری این رخساره توسط جریان‏های کششی پرانرژی با عمق کم و تمرکز بالای رسوب است که حمل و نقل ذرات گراولی به صورت بار بستر انجام شده و رسوب‏گذاری تحت شرایط فروکش جریان رخ داده است (گاه به شکل رسوبات پرکننده کانال است). از آنجایی که تأمین رسوب بالا بوده، برافزایی رسوبات به صورت جانبی و به سمت پایین دست جریان سریع‏تر انجام شده است که باعث تشکیل چینه‏بندی مسطح در این رخساره رسوبی گردیده است (برای مثال،Oplustil et al. 2005; Miall 2006; Sridhar et al. 2013; Ghosh 2014).

 

رخساره گراول دارای طبقه‏بندی مورب مسطح[10]

توصیف: رخساره Gp شامل قطعات در اندازه گرانول تا کابل (به عبارتی 2 تا 7/80 میلی متر) است. زاویه شیب طبقات مورب بین 24 تا 30 درجه متغیر است. این رخساره دارای کمترین فراوانی در بین رخساره های گراولی است (شکل 8H). ضخامت دسته‏های طبقه بندی مورب در این رخساره بین 4/15 تا 1/23 سانتی‏متر (به طور متوسط 13/18 سانتی‏متر) در تغییر است. تماس زیرین و فوقانی این رخساره با رخساره‏های Gh، Gmm و Gcm به صورت مشخص است. ماتریکس بین قطعات گراولی را ذرات در اندازه ماسه تشکیل می‏دهد. شکل هندسی رخساره Gp در برخی نقاط گوه‏ای شکل غیر ممتد و در برخی نقاط پهن و صفحه‏ای است. قطعات عمدتاً نیمه زاویه‏دار تا نیمه گرده شده بوده از جورشدگی ضعیفی برخوردارند. ضخامت این رخساره سنگی به 5/0 تا 5/1 متر می‏رسد و از نظر جانبی چندین متر طول دارد.

تفسیر: رسوب‏گذاری ذرات تشکیل‏دهنده این رخساره رسوبی نیز توسط جریان‏های کششی و حمل و نقل ذرات به صورت بار بستر انجام شده است. احتمالاً مهاجرت اشکال لایه‏ای بزرگ مقیاس متقاطع گراولی با خط الرأس مستقیم در داخل کانال به تشکیل این رخساره رسوبی منجر شده است. تشکیل طبقات مورب مسطح در این رخساره مؤید حمل و نقل آهسته‏تر ذرات گراولی است که به برافزایی عمودی این رخساره منجر می‏گردد (برای مثال، Miall 2006; Sridhar et al. 2013).

 

رخساره ماسه‏ای

رخساره  Sh  تنها رخساره‏ ماسه‏ای رودخانه مورد مطالعه است.

رخساره ماسه‏ای دارای چینه‏بندی افقی[11]

توصیف: این رخساره با ضخامت‏های متغیر بین 2/0 تا 3/0 ­متری دیده می‏شود. ذرات آن در محدوده ماسه متوسط (25/0 میلی‏متر) تا درشت (5/0 میلی‏متر) و نیمه گرد شده است. در این رخساره لایه‏بندی افقی و موازی بخوبی قابل مشاهده است (شکل 8 C, D). رخساره‏های تحتانی و فوقانی این رخساره، به ترتیب شامل رخسار‏ه‏های Gh و Gmm با مرزهای فرسایشی هستند.

 تفسیر: این رخساره سنگی به صورت طبقات مسطح و با اندازه ذرات ماسه متوسط تا درشت، در شرایط رژیم جریانی پایین تجمع یافته است (برای مثال، (Miall 2006; Ghazi and Mountbey 2009 . رخساره Sh توسط جریان‏های کششی یک جهتی و با انرژی کم بر جای گذاشته شده است (برای مثال، Oplustil et al. 2005).

 

رخساره‏های گلی

رخساره‏های Fl و Fmاز جمله رخساره‏های گلی شناسایی شده در منطقه مورد مطالعه هستند.

رخساره ماسه-گل و سیلت لامینه[12]

توصیف: ﺍﻳﻦ ﺭﺧﺴﺎﺭﻩ شامل میان لامینه‏های ﮔﻞ، سیلت و ماسه بسیار ریز است که معمولاً بر روی یک سطح فرسایشی مشخص قرار گرفته‏اند. ضخامت این رخساره از 1/0 تا بیش از 5/0 متر متغیر است (اشکال 8D, F). از جمله ساختمان‏های رسوبی مهم در این رخساره لامیناسیون مسطح است. این رخساره فاقد آثار ریشه گیاه و بقایای گیاهی است. این رخساره معمولاً با سطح فرسایشی بر روی رخساره‏های گراولی Gcm و Gmm قرار گرفته و توسط ماسه‏های متوسط تا درشت دانه رخساره Sh پوشیده می‏شود.

تفسیر: رسوبات این رخساره اغلب از حالت معلق ته نشست کرده‏اند ممکن است توسط جریان‏های کششی ضعیف نیز بر جای گذاشته شوند (برای مثال،Oplustil et al. 2005; Miall 2006; Lopez-Gomez et al. 2010). وجود رخساره‏های درشت گراولی همراه با سطح فرسایشی در قاعده (برای مثال، Oplustil et al. 2005) و وجود ﻻﻳﻪ‏های ﻣﺎﺳﻪ‏ای متوسط تا درشت دانه بر روی این رخساره ﻣﻤﻜﻦ ﺍﺳﺖ ﺍﻧﻌﻜﺎﺳﻲ ﺍﺯ ﺳﻴﻼﺑﻲ ﺷﺪﻥ ﻭ ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ ﺷﺪﻥ ﺟﺪﻳﺪ ﺩﺭ ﺍﻳﻦ ﻧﻬﺸﺘﻪ‏ﻫﺎﻱ ﺩﺍﻧﻪ ﺭﻳﺰ ﺑﺎﺷﺪ (برای مثال، Bridge 1984).

 

رخساره گل و سیلت توده‏ای[13]

توصیف: این رخساره شامل گل و سیلت با حالت توده‏ای است. ضخامت این رخساره در منطقه مورد مطالعه تا 3/0 متر می‏رسد. مرز تحتانی این رخساره با رخساره‏های گراولی، ماسه‏ای و گلی زیرین به صورت مشخص است (شکل 8B, E). رگه‏های کربناته (شکل 8 F)، ریشه گیاه (شکل 8 E) و ترک‏های حاصل از خشک شدگی (شکل 8 G) در این رخساره مشاهده می‏شود.

تفسیر: این رخساره نشان‏دهنده نهشته‏های حاصل از فروکش جریان‏های سیلابی قوی است که قدرت جریان به اندازه کافی برای نهشت رسوبات تخریبی در اندازه گل و سیلت از جریان معلق کاهش یافته است. وجود سطح تماس تحتانی مشخص در قاعده این رخساره نیز رویدادهای سیلابی ناگهانی را پیشنهاد می‏کند که با رسوب‏گذاری بار معلق در طی فروکش جریان دنبال شده است (Miall 2006; Ghazi and Mountney 2009; Lopez- Gomez et al. 2010; Ghosh 2014).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 8- تصاویر صحرایی از رخساره‏های رسوبی گراولی، ماسه‏ای و گلی مشاهده شده در دیواره کانال رودخانه مولید، A) تناوب رخساره‏های رسوبی گراولی Gmm, Gmg, Gci, Gcm، B) تناوب رخساره‏های گراولی Gmm و Gh با رخساره گلی Fm، C) تناوب رخسارههای گراولی Gci, Gcm و Gmg با رخساره ماسهای Sh، D) تناوب رخساره گراولی Gmm با رخساره ماسهای Sh و رخساره گلی Fl، E) تناوب دو رخساره Gh و Fm همراه با آثار ریشه گیاهان در رخساره Fm، F) رخسارههای Gmm و Fl همراه با رگههای کربناته (فلش‏های زرد رنگ) در رخساره Fl، G) ترک‏های گلی سطح رسوبات گلی در دشت سیلابی رودخانه مولید، H) تناوب رخساره‏های سنگی Gcm، Gmm و Gp.

 

عناصر ساختاری[14]

پنج عنصر ساختاری شناسایی شده شامل رسوبات پر کننده کانال (CH)، سدها و اشکال لایه‏ای گراولی(GB)، نهشته‏های حاصل از جریان گراویته‏ای رسوب (SG)، اشکال لایه‏ای ماسه‏ای ((SB و رسوبات دانه ریز دشت سیلابی (FF) است. همه این اشکال در هر رخنمون از دیواره‏های کانال شناسایی نشده‏اند. این عناصر بر اساس شکل هندسی و سطوح محصور کننده (Miall 1996, 2006) خود و به منظور تفسیر محیط رسوب‏گذاری تعریف شده‏اند.

 

عنصر ساختاری رسوبات پر کننده کانال[15]

این عنصر ساختاری شامل رخساره‏های Gcm، Gh، Gp و Sh است. علاوه بر این رخساره‏ها، تعدادی از کانال‏های قطع شده با رخساره‏های Fm و Fl پر شده‏اند. نهشته‏های کانالی دارای قاعده فرسایشی و مشخص هستند. شکل هندسی این رسوبات عدسی شکل و قاعده آن‏ها به صورت مقعر به سمت بالا است (شکل 9 B). ضخامت نهشته‏های کانالی گاه به 2 متر می‏رسد ولی ندرتا تا بیش از 5/3 متر ضخامت دارد. عرض کانال‏ها بین 0/1 تا 20 متر متغیر است. اکثر کانال‏ها طبیعت چرخه‏ای[16] یا چند مرحله‏ای[17] داشته و در هر چرخه یا سیکل پرشدگی کانال کاهش اندازه دانه‏ها به سمت بالا مشاهده می‏شود. در برخی موارد کانال‏های منفرد با پرشدگی یک مرحله‏ای و ساده یافت شده‏اند که غالباً در بخش‏های بالادست جریان قابل مشاهده است. طبیعت چند مرحله‏ای رسوبات پرکننده کانال نشان‏دهنده مهاجرت جانبی کانال است. وجود کنگلومرای درشت دانه در قاعده رسوبات پرکننده کانال نشان‏دهنده افزایش ناگهانی در سرعت جریان رسوبی در ابتدای هر سیکل ریزشونده به سمت بالا است. رسوبات درشت علاوه بر انرژی بالا، نرخ تأمین رسوب نسبتاً بالا را نشان می‏دهند که این نرخ تأمین رسوب بیشتر از فضای در دسترس بوده و به بر افزایی بالای رسوبات منجر می‏گردد.

 

عنصر ساختاری سدها و اشکال لایه‏ای گراولی[18]

این عنصر ساختاری شامل رخساره‏های Gh و Gp است. از نظر شکل هندسی ورقه‏ای شکل، پهن و گسترده بوده و دارای قاعده فرسایشی است. این عنصر ساختاری همراه با عناصر ساختاری SB و SG مشاهده می‏گردد (شکل 9 C). ضخامت این عنصر بیش از 4/0 متر بوده و ندرتا به بیش از 2 متر می‏رسد. عرض سدهای طولی گراولی داخل کانال گاه به بیش از 15 متر می‏رسد. توده‏های ورقه‏ای و گوه‏ای شکل این عنصر ساختاری معمولاً توسط اشکال لایه‏ای ماسه‏ای و رسوبات پرکننده کانال پوشیده می‏شود. برافزایی عمودی این عنصر ساختاری احتمالاً حاصل مهاجرت سدهای گراولی رسوب و یا به صورت رسوبات پرکننده قاعده کانال است.

 

عنصر ساختاری نهشته‏های جریان گراویته‏ای رسوب[19]

نهشته‏های جریان گراویته‏ای رسوب شامل رخساره‏های رسوبی Gmm، Gmg، Gci و Gcm است. این رخساره‏ها دارای قاعده فرسایشی مشخص بوده و شکل هندسی آن‏ها به صورت پهن و کشیده است (شکل 9 A, C). این رخساره‏ها توسط اشکال لایه‏ای گراولی یا ماسه‏ای پوشیده می‏شوند و همچنین ممکن است در نهشته‏های کانالی نیز وجود داشته باشند. فراوانی این رخساره‏ها در نواحی بالادست رودخانه مورد مطالعه بیشتر است. ضخامت نهشته‏های جریان گراویته‏ای رسوب در اکثر موارد به بیش از 2 متر می‏رسد. عرض این نهشته‏ها بین 7 تا 11 متر متغیر است. نهشته‏های جریان گراویته‏ای رسوب، رسوب‏گذاری از جریان گراویته‏ای غیر چسبنده[20] را نشان می‏دهند. وجود این عنصر درون پرشدگی‏های کانالی احتمالاً ناپایداری حواشی کانال و ریزش آن‏ها را نشان می‏دهد.

 

عنصر ساختاری اشکال لایه‏ای ماسه‏ای[21]

این عنصر ساختاری شامل توده‏های ورقه‏ای شکل از نهشته‏های ماسه‏ای (رخساره Sh) است. این عنصر ساختاری اغلب دارای قاعده مشخص بوده و اغلب توسط کانال فرسایش یافته است (شکل 9 B). این عنصر ساختاری همراه با عنصر GB و به‏ویژه رخساره سنگی Gh یافت می‏شود. اشکال لایه‏ای ماسه‏ای اغلب در حدود 5/0 متر ضخامت دارند و گاه ضخامت آن‏ها به بیش از 5/1 متر می‏رسد. عرض این توده‏ها بین 4 تا 16 متر در تغییر است. اشکال لایه‏ای ماسه‏ای رسوب‏گذاری درون کانال را نشان می‏دهند. این اشکال احتمالاً بر اثر مهاجرت دونها درون کانال یا توسط برافزایی عمودی این نهشته‏ها در رژیم جریانی بالا (ماسه خیلی ریز تا متوسط) و پایین (ماسه متوسط تا درشت) و به صورت طبقات مسطح بالایی و پایینی شکل گرفته‏اند. اگرچه ممکن است به صورت رسوبات پرکننده کانال یا به فرم رسوبات پوششی بر روی سدهای درون کانال نیز شکل بگیرند.

 

عنصر ساختاری رسوبات دانه ریز خارج کانال[22]

این عنصر ساختاری شامل رخساره‏های Fm و Fl است که گاه ممکن است با رخساره ماسه‏ای Sh و عدسی‏هایی از رخساره Gcm همراه باشد. شکل هندسی این عنصر ساختاری ورقه‏ای شکل و یا پوشش مانند است (شکل 9 A, B). قاعده این رسوبات مشخص و سطح فوقانی معمولاً فرسایش یافته است. ضخامت این لایه‏ها بین 2/0 تا 8/1 متر است و عرض ناحیه در طی شرایط آب و هوایی مرطوب‏تر شده است. افزایش نرخ بالارفتن سطح ایستابی احتمالاً باعث حفظ شدگی بیشتر رسوبات دانه ریز در هر چرخه رسوبی شده است (برای مثال، Mahgoub et al. 2016).

 

ج. مدل رسوبی رودخانه مورد مطالعه

طیف وسیعی از فرآیندهای رسوبی نوع ساختار رودخانه[23] را کنترل می‏کنند. بنابراین، مورفولوژی کانال رودخانه معمولاً از بالادست به سمت پایین دست جریان با تغییراتی همراه است که این تغییرات ناشی از تغییر در عواملی چون شیب دره، نرخ تأمین رسوب یا بار رسوبی، آب و هوا و رژیم تکتونیکی منطقه است (Lopez- Gomez et al. 2010). در ناحیه مورد مطالعه، فراوانی رسوبات درشت دانه و نسبتاً بالای ضخامت نهشته‏های کانالی به نهشته‏های دانه ریز دشت سیلابی نشان‏دهنده وجود کانال‏هایی با عمق و پیچش کم است (برای مثال، Foix et al. 2013) که منعکس کننده نرخ تأمین رسوب بالا (بدلیل سقوط سطح اساس) و کاهش فضای رسوب‏گذاری است. کاهش فضای رسوب‏گذاری با برافزایی کم رسوبات دانه ریز و تجمع بالای رسوبات دانه درشت درون کانال همراه است (برای مثال، Foix et al. 2013; Mahgoub et al. 2016).

در ناحیه مورد مطالعه سبک کانال[24] د‏ر قسمتهای بالادست جریان با قسمت‏های میانی و پایین دست جریان متفاوت است. با توجه به رخساره‏های رسوبی شناسایی شده در دیواره کانال و عناصر ساختاری موجود و بر اساس مدل‏های ارائه شده توسط Miall (2006) دو مدل رسوبی زیر برای رودخانه مولید پیشنهاد شده است:

الف- رودخانه بریده بریده گراولی با رسوبات جریان ثقلی[25]: این نوع مورفولوژی کانال بیشتر در قسمت‏های بالادست رودخانه مورد مطالعه مشاهده شده است (شکل 10 A). میزان گسترش این مدل در ناحیه مورد مطالعه حدود 37 درصد است که حدود 11 کیلومتر از طول رودخانه مورد مطالعه را در بر می‏گیرد (شکل 11). در این نواحی دیواره کانال از نهشته‏های گراولی ناشی از جریان‏های گراویته ای رسوب تشکیل شده است که عنصر ساختاری SG را شکل می‏دهند. فراوانی انواع عناصر ساختاری در این مدل و در ناحیه مورد مطالعه به این ترتیب است: عنصر ساختاری SG 70 درصد، عنصر ساختاری CH 10 درصد، عنصر ساختاری GB 17 درصد، عنصر ساختاری SB 2 درصد و عنصر ساختاری FF کمتر از 1 درصد (شکل 12). رخساره‏های سنگی Gmm، Gmg، Gci و Gcm به عنوان رخساره‏های سنگی شاخص این نوع رودخانه محسوب می‏شوند (Miall 2006). رسوبات فوق توسط جریان‏های خرده دار با انرژی بالا بر جای گذاشته شده‏اند.

 

 

 

شکل 9- تصاویر صحرایی از عناصر ساختاری شناسایی شده در رسوبات دیواره کانال رودخانه مورد مطالعه، A) تناوب عناصر ساختاری SG و FF با شکل هندسی گسترده و ورقه‏ای شکل و تماس مشخص، B) تناوب عناصر ساختاری CH, SB و FF، در این تصویر شکل هندسی عدسی شکل عنصر ساختاری CH با کنتاکت فرسایشی و مقعر به طرف بالا کاملاً مشخص است، C) تناوب عنصر ساختاری GB و عنصر ساختاری SG، تماس این دو عنصر ورقه‏ای شکل و گسترده به صورت مشخص است.  

 


ب- رودخانه بریده بریده کم عمق با بار بستر گراولی[26]: مورفولوژی کانال رودخانه مولید در بخش‏های میانی و پایین دست به صورت رودخانه بریده بریده کم عمق با بار بستر گراولی است (شکل 10 B). این سبک کانال حدود 67 درصد وسعت حوضه آبریز مورد مطالعه را شامل شده و حدود 19 کیلومتر از طول رودخانه مولید را در بر می‏گیرد (شکل 11). رسوبات دیواره‏های کانال در این بخش عمدتاً درشت دانه بوده و به فرم بار بستر حمل شده‏اند. در برخی قسمت‏ها مقدار کمی رسوبات ماسه‏ای مشاهده می‏شود که احتمالاً ناشی از کاهش شدت جریان و افت سطح آب در دوره‏های کم باران است (برای مثال، Miall 2006). عناصر ساختاری اصلی در این مدل، شامل عنصر ساختاری CH و GB است که معمولاً همراه با عناصر ساختاری SB و FF مشاهده می‏شود. درصد فراوانی عناصر ساختاری مختلف در این قسمت از رودخانه شامل 3 درصد عنصر ساختاری SG، 25 درصد عنصر ساختاری CH، 57 درصد عنصر ساختاری GB، 10 درصد عنصر ساختاری SB و 5 درصد عنصر ساختاری FF است (شکل 12). از جمله رخساره های رسوبی که در این بخش از کانال رودخانه تشکیل شده‏اند می توان به رخساره‏های Gcm، Gh، Gp، Sh، Fm و Fl اشاره کرد. رسوبات گراولی این بخش از کانال احتمالاً توسط جریان‏های کششی حمل شده‏اند (برای مثال، Foix et al. 2013). در دیواره کانال چرخه‏های متعدد از پرشدگی‏های کانالی مشاهده می‏شود که دارای قاعده فرسایشی هستند. در هر چرخه ریزشوندگی رسوبات به سمت بالا قابل مشاهده است. وجود روندهای به سمت بالا ریزشونده در رسوبات پرکننده کانال ناشی از کاهش تدریجی عمق کانال و یا سرعت جریان است (برای مثال، Foix et al. 2013). ضخامت بالای رسوبات گراولی نسبت به رسوبات ماسه‏ای و گلی مؤید وجود کانال‏های بریده بریده با پیچش کم و نزدیک به منشأ است (برای مثال، Oplustil et al. 2005; Foix et al. 2013).

تفاوت مدل رسوبی الف و ب در درصد فراوانی عناصر ساختاری مختلف و رخساره‏های سنگی غالب است. الگوی کانال در سیستم‏های رودخانه‏ای معمولاً توسط میزان تخلیه جریان، بار رسوبی و شیب پروفیل طولی رودخانه کنترل می‏شود (Miall 2006). از طرفی، در مقیاس حوضه آبریز عوامل آب و هوایی، نوع و میزان پوشش گیاهی، تکتونیک و زمین‏شناسی منطقه بر روی عوامل فوق تأثیرگذار بوده و کنترل کننده سبک رودخانه‏های عهد حاضر هستند (Miall 2006; Foix et al. 2013). مدل رسوبی اول در نواحی نزدیک به منشا و مرتفع‏تر تشکیل می‏شود، جایی‏که شیب زیاد، میزان تخلیه جریان و بار رسوبی بالا و جریان حمل کننده رسوب بیشتر به صورت جریان‏های گراویته‏ای است. از آن‏جایی که منطقه مورد مطالعه، از نظر شرایط آب و هوایی، در منطقه گرم و خشک واقع است، بارندگی‏های فصلی و موقتی زیاد بوده و پوشش گیاهی کم است. بارندگی‏های ناگهانی و عدم یا کمبود پوشش گیاهی به بی‏ثباتی مواد هوازده و تولید حجم بالایی از رسوبات در نواحی نزدیک به منشأ منجر می‏شود که به صورت جریان‏های خرده‏دار به سمت مناطق پایین دست حرکت می‏کنند. وجود فرآیندهای تکتونیکی در نواحی منشأ نیز به تشکیل این مدل کمک می‏کند. وجود فرآیندهای تکتونیکی در نواحی مرتفع باعث افزایش نرخ تأمین رسوب گشته و میزان فضای لازم برای رسوب‏گذاری را کاهش می‏دهد. به همین دلیل فراوانی عناصر ساختاری و رخساره‏های رسوبی ماسه‏ای و دانه ریز حاصل از جریان‏های کششی در این مدل بسیار ناچیز است. مدل رسوبی دوم در نواحی میانی و پایین دست رودخانه مورد مطالعه قابل مشاهده است. در این نواحی، با فاصله گرفتن از ناحیه منشأ میزان شیب پروفیل طولی رودخانه کم شده، میزان تخلیه جریان و نرخ تأمین رسوب نیز کاهش می‏یابد. فراوانی جریان‏های خرده‏دار بسیار کم شده و در قسمت‏های انتهایی رودخانه اثری از نهشته‏های حاصل از جریان گراویته‏ای رسوب (عنصر ساختاری SG) دیده نمی‏شود. جریان غالب حمل کننده رسوب در این مدل جریان کششی و عنصر ساختاری اصلی عنصر GB است. به علت کاهش نرخ تأمین رسوب و افزایش فضای رسوب‏گذاری درصد فراوانی رخساره‏های ماسه‏ای و دانه‏ریز گلی نسبت به مدل قبلی افزایش می‏یابد. کاهش میزان تخلیه یا انرژی جریان ممکن است به عوامل آب و هوایی و تکتونیکی منطقه مورد مطالعه مربوط باشد.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 10- مدل رسوبی پیشنهادی برای رسوبات رودخانه مولید، A) مدل رسوبی رودخانه بریده بریده گراولی با رسوبات جریان ثقلی که در بخش‏های بالادست رودخانه مورد مطالعه قابل مشاهده است و B) مدل رسوبی رودخانه بریده بریده کم عمق با بار بستر گراولی مربوط به بخش‏های میانی و پایین دست جریان. اقتباس از Miall (2006).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 11- میزان گسترش هر یک از مدل‏های رسوبی پیشنهادی در حوضه آبریز رودخانه مولید.

 

 شکل 12- درصد فراوانی عناصر ساختاری مختلف در دو مدل رسوبی پیشنهادی در رودخانه مورد مطالعه.

 

 

د. تخمین پارامترهای هیدرولوژیکی دیرینه[27] با استفاده از اختصاصات رسوبی

پارامترهای هیدرولوژیکی دیرینه برای سه تراس گراولی با رخنمون مناسب، در سه موقعیت بالادست (در فاصله بین نمونه‌های 2 و 3)، قسمت میانی (در فاصله بین نمونه‌های 14 و 15) و پایین دست (در فاصله بین نمونه‌های 25 و 26) رودخانه مورد مطالعه همراه با تغییرات رخساره‌ای برداشت شده است. ظرفیت و قدرت جریان دیرینه با استفاده از حداکثر اندازه قطعات در دسترس در واحدهای رسوبی گراولی مختلف برای سه برش فوق محاسبه شده است. اندازه قطعات در صحرا با تغییراتی در مقطع عمودی همراه است که کاهش اندازه قطعات به سمت بالا را نشان می‌دهد. تخمین میزان تخلیه دیرینه[28] بر اساس سطح مقطع عرضی کانال و سرعت جریان انجام شده است. اشکال طبقه‌بندی مورب برای تخمین حداکثر عمق جریان دیرینه استفاده شده است. حداکثر ضخامت دسته طبقات مورب مشاهده شده 23/0 متر است.

 

تخمین قدرت جریان با استفاده از اندازه قطعات

حداکثر اندازه قطعات مشاهده شده مربوط به دو رخساره Gcm و Gmm است (قطر محور متوسط درشت‌ترین دانه بین 4/9 تا 7/19 سانتی‌متر متغیر است). حداکثر اندازه قطعات در رخساره‌های Gmg، Gh و Gp به ترتیب 3/5، 6/1 و 5/2 سانتی‌متر است. مقادیر محاسبه شده برای قدرت رودخانه بر اساس اندازه قطعات فوق در سه موقعیت ذکر شده و برای عناصر ساختاری SG و GB به ترتیب 56/341 و 80/20  است (جدول4). حداکثر مقدار تخمین زده شده برای قدرت رودخانه مربوط به رخساره سنگی Gmm در برش 1 است که ممکن است به یک رویداد سیلابی بزرگ مربوط باشد. مقادیر محاسبه شده برای قدرت رودخانه از قاعده به سمت بالای برش افزایش می‌یابد که مؤید کاهش تدریجی رسوب‌گذاری به سمت بالای مقطع است. وجود رخساره‌های کانالی دانه ریزتر (رخساره Sh) نشان‌دهنده دوره‌های با رسوب‌گذاری بیشتر است. مقادیر سرعت جریان محاسبه شده بر اساس اندازه قطعات از 560/0 تا 36/2  متغیر است. رخساره‌های Gmm و Gcm با مقادیر بالای قدرت و سرعت جریان همراهند در حالی که رخساره‌های Gh و Gp کمترین مقادیر سرعت و قدرت محاسبه شده را دارند. تغییرات عمودی در رخساره‌های سنگی و همچنین تغییرات در ضخامت طبقات مورب و اندازه قطعات نوسان شرایط هیدرولوژیکی را پیشنهاد می‌کند. شدت بالای رسوب‌گذاری در طبقات مورب ضخیم‌تر نتیجه شده است که نشان‌دهنده اعماق بیشتر جریان و توانایی بیشتر جریان‌های سریع تر برای حمل ذرات درشت تر است.

 

 

جدول 4- تخمین قدرت و سرعت تخلیه جریان دیرینه بر اساس اندازه ذرات گراولی در رخساره‌های رسوبی مختلف ناحیه مورد مطالعه

برش

رخساره‌های رسوبی

حداکثر اندازه محور متوسط دانه (d(mm))

سرعت

V ()

قدرت

W ()

سطح مقطع کانال

A ()

میزان تخلیه جریان

Q()

 

1

Gmg

3/50

23/1

47/114

48/70

70/109

Gmm

7/190

36/2

83/621

33/166

Gcm

1/170

23/2

80/537

17/157

 

 

2

Gmm

6/30

96/0

89/60

64/30

51/29

Gcm

7/150

10/2

14/461

34/64

Gh

6/10

57/0

84/15

53/17

Gp

5/20

79/0

61/36

21/24

 

3

 

Gcm

0/94

67/1

22/253

00/155

77/207

Gh

1/10

56/0

90/14

80/86

Gp

6/10

57/0

84/15

35/88

 


ضخامت دسته طبقات مورب و تخمین مقدار تخلیه دیرینه

ضخامت دسته طبقات مورب برای محاسبه حداکثر عمق کانال با استفاده از معادله ارائه شده توسط Allen (1968) استفاده شده است. ضخامت دسته طبقات مورب بین 15/0 تا 23/0 متر در تغییر است و اعماق محاسبه شده کانال نیز بین 16/1 تا 25/2 متغیر است. با استفاده از رابطه Williams (1984) عرض کانال محاسبه شده و مقدار آن بین 41/26 تا 95/68 متر متغیر است. همین طور متوسط و بیشینه مقدار تخلیه سالیانه بر اساس معادلات Williams (1984) محاسبه شده است. متوسط تخلیه بین 95/15 تا 69/86  متغیر است. درصورتی که، حداکثر مقدار تخلیه سالیانه که با حداکثر ضخامت دسته‌های مورب مطابق است، تقریباً 77/207  است (جدول 5). تخمین مقادیر تخلیه دیرینه بر اساس اختصاصات رسوب نشان می‌دهد که شرایط هیدرولوژیکی در طی رسوب‌گذاری گراول‌ها می‌تواند در ارتباط با تغییرات آب و هوایی باشد. حداکثر قدرت رودخانه و بیشترین میزان تخلیه سالیانه با نهشته‌های جریان گراویته‌ای رسوب (عنصر SG) سازگار است و کمترین قدرت جریان و میزان تخلیه سالیانه مربوط به عنصر ساختاری سدها و اشکال لایه‌ای گراولی (عنصر GB) است. به منظور بررسی نقش عوامل آب و هوایی در تغییرات پارامترهای هیدرولوژیکی فوق و نیز پیش بینی شرایط جریان در آینده، انجام مطالعات سن سنجی در رسوبات تراسی فوق ضروری بنظر می‌رسد. بدون داشتن اطلاعات سن سنجی رسوبات فوق و تلفیق نتایج حاصل با مقادیر پارامترهای هیدرولوژیکی دیرینه محاسبه شده، بررسی تغییرات آب و هوایی طولانی مدت در حوضه آبریز رودخانه مولید و پیش‌بینی تغییرات در سبک کانال رودخانه در پاسخ به شرایط هیدرولیکی جدید امکان‌پذیر نیست. این تفاسیر نیازمند مطالعات بعدی در این زمینه است.

 

 

جدول 5- برآورد ابعاد کانال و جریان بیشینه برای اشکال لایهای گراولی و بر اساس ضخامت دسته طبقات مورب

بیشینه تخلیه سالیانه جریان

 

متوسط تخلیه جریان

Q ()

عرض کانال

w (m)

حداکثر عمق کانال

dm (m)

ضخامت دسته طبقات مورب

h (m)

برش

77/207

95/15

95/68

63/1

23/0

2

76/59

51/29

41/26

16/1

22/0

3

70/109

69/86

24/43

25/2

15/0

3

*  Peak Flow                                                                                                                                                                    

 

 

نتیجه

منطقه مورد مطالعه بخش شرقی حوضه آبریز سد حاجی آباد در استان خراسان جنوبی، در 120 کیلومتری جنوب شرقی قاین با شکل کلی کشیده است. گستردگی منطقه شمالی‌-‌ جنوبی و غالب لیتولوژی منطقه از رسوبات آبرفتی کواترنر تشکیل شده است. از مطالعه روند ریزشوندگی رسوبات، رخساره های رسوبی و الگوی بر انبارش آنها در رودخانه مولید نتایج زیر حاصل شده است:

  1. اندازه دانه در بالادست بیشتر در حد گراول است و به سمت پایین‌دست به‌طور غیر یکنواخت، روند ریزشوندگی را شامل می‌شود. این بی‌نظمی به علت میزان مقاومت سازندهای در برگیرنده رودخانه در برابر فرسایش است.
  2. در نتیجه عوامل بر هم زننده روند ریز شوندگی ذرات در رودخانه مورد مطالعه، 2 ناپیوستگی و 3 پیوستگی رسوبی در طول رودخانه مولید از بالادست به سمت پایین دست مشاهده می‌شود.

بر اساس طبقه‌بندی میال (Miall 2006)، رخساره‌های رودخانه مولید شامل 6 رخساره گراولی (گراول غنی از ماتریکس توده‌ای (Gmm)، گراول غنی از قطعه با طبقه‌بندی تدریجی و زمینه ماتریکسی (Gmg)، گراول غنی از قطعه با طبقه‌بندی تدریجی معکوس (Gci)، گراول غنی از قطعه توده‌ای (Gcm)، گراول غنی از قطعه دارای طبقه‌بندی افقی (Gh) و گراول دارای طبقه‌بندی مورب مسطح (Gp))، یک رخساره سنگی ماسه (ماسه دارای چینه‌بندی افقی (Sh)) و دو رخساره گلی (ماسه ـ گل و سیلت لامینه (Fl)، گل و سیلت توده‌ای (Fm)) است.

  1. عناصر ساختاری شکل گرفته در کانال رودخانه شامل رسوبات پر کننده کانال (CH)، سدها و اشکال لایه‌ای گراولی (GB)، نهشته‌های جریان گراویته‌ای رسوب (SG)، اشکال لایه‌ای ماسه‌ای (SB) و رسوبات دانه ریز خارج کانال (FF) است.
  2. با توجه به رخساره‌های رسوبی(Gmm, Gcm, Gmg, Gci, Gh, Sh, Fl, Fm) و عناصر ساختاری شناسایی شده(CH, GB, SG, SB, FF) در منطقه مورد مطالعه و بر مبنای طبقه‌بندی Miall (2006) مدل رسوبی رودخانه مولید در بخش‌های بالادست جریان به صورت رودخانه بریده بریده گراولی همراه با رسوبات جریان ثقلی و در بخش‌های میانی و پایین دست رودخانه به صورت رودخانه بریده بریده با بستر گراولی کم عمق است.
  3. با استفاده از اندازه قطر متوسط بزرگترین رسوب گراولی و حداکثر ضخامت دسته طبقات مورب در رخساره‌های رسوبی گراولی مقدار قدرت، سرعت، عمق و عرض کانال، مقدار تخلیه متوسط و مقدار حداکثر تخلیه سالیانه رودخانه مولید محاسبه شده است.

 

تشکر و قدردانی

از سازمان آب منطقه‌ای خراسان جنوبی بدلیل حمایت مالی از این مطالعه قدردانی می‌شود. نویسندگان مقاله از داوران محترم به منظور مطالعه دقیق و نظرات سازنده کمال تشکر و سپاسگزاری را دارند.



[1] Regime Method

[2] Competence Method

1 selective sorting

[4] Lithofacies

[5] Matrix – Supported Massive Gravel: Gmm

[6] Matrix – Supported Massive Gravel: Gmg

[7] Clast-Supported, Inverse-Graded Gravel: Gci

[8] Clast - Supported Massive Gravel: Gcm

[9] Clast-Supported, Horizontally Stratified Gravel: Gh

[10] Planar Cross- Bedded Gravel: Gp

[11] Horizontally Bedded Sand: Sh

[12] Laminated Sand, Silt and Mud: Fl

[13] Massive Mud, Silt: Fm

[14] Architectural Elements

[15] Channels Element: CH

[16] Multi- cycles

[17] Multi- storeies

[18] Gravel Bars and Bedforms: GB

[19] Sediment Gravity Flows: SG

[20] Non-cohesive

[21] Sandy Bedforms: SB

[22] Overbank Fines: FF

[23] Fluvial Style

[24] Fluvial Style

[25] Gravel bed braided river with sediment gravity flow deposits

[26] Shallow gravel bed braided river

[27] Paleohydrology

[28] Paleodischarge

 

آقایی ف. 1375. بررسی رسوب شناسی- ژئومورفولوژی و محیط رسوبی رودخانه سفیدرود (قاضیان تا مصب). رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 112 ص.

پاسبان ع. 1390. رسوب­شناسی و ژئومورفولوژی حوضه آبریز سرغایه – سرنیش در جنوب مشهد. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 269 ص.

تقدیسی نیک­بخت س. 1389. رسوب­شناسی و ژئومورفولوژی حوضه آبریز عشق­آباد­ –­ سوله در جنوب غرب قوچان. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 167 ص.

خانه باد م. 1381. ژئومورفولوژی و رسوب­شناسی حوضه آبریز بند گلستان واقع در جنوب غرب مشهد. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 152 ص.

خدامی م. 1384. محاسبه رسوب­دهی با استفاده از کانی­های رسی و به کارگیری روش­های مرکب چند متغیره خطی در حوضه آبخیز لاشتور، شمال شرق پاکدشت. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 226 ص.

شریعت راد س. 1392. رسوب شناسی و ژئومورفولوژی بخش شمالی دشت مختاران، خراسان جنوبی. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه بیرجند، 174ص.

صفرنژاد م. 1389. رسوب شناسی و ژئومورفولوژی حوضه آبریز نوروزی در جنوب غرب قوچان. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه فردوسی مشهد، 197 ص.

علوی نائینی ج. افتخارنژاد م. و بهروزی ا. 1369. نقشه زمین شناسی قاین (مقیاس250000/1): سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور.

قاسمی س. 1392. رسوب شناسی و ژئومورفولوژی بخش شرقی دشت مختاران، خراسان جنوبی. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه بیرجند، 184ص.

قلعه نوئی س. خانه­باد م. موسوی حرمی ر. و محبوبی. ا. 1392. پیوستگی رسوبی و رخساره­های سنگی در رودخانه صدخرو (غرب سبزوار). مجموعه مقالات سی و دومین گردهمایی و نخستین کنگره بین المللی تخصصی علوم زمین، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، ص. 938.

کرمانی ج. 1392. رسوب شناسی و ژئومورفولوژی بخش جنوبی دشت مختاران، خراسان جنوبی. رساله کارشناسی ارشد، دانشگاه بیرجند، 200 ص.

موسوی حرمی ر. 1389. رسوب­شناسی: انتشارات آستان قدس رضوی، 474 ص.

Allen J.R.L. 1968. The nature and origin of bed-form hierarchies. Sedimentology, 10: 161-182.

Baker V.R. 2000. Palaeoflood hydrology and the estimation of extreme floods: In: Wohl, E.E. (Ed.), Inland Flood Hazards. Cambridge University Press, Cambridge, p. 359–377.

Basu H. Sastry R.S. Achar K.K. Umamaheswar K. and Parihar P.S. 2014. Palaeoproterozoic fluvio-aeolian deposits from the lower Gulcheru Formation, Cuddapah Basin, India. Precambrian Research, 246: 321- 333.

Bertoldi W. Zanoni L. and Tubino M. 2010. Assessment of morphological changes induced by flow and flood pulses in a gravel bed braided river: The Tagliamento River. Geomorphology, 114: 348-360.

Bridge J.S. 1984. Large-scale facies sequences in alluvial overbank environments. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 583-588.

Church M. 2002. Geomorphic thresholds in riverine landscapes. Freshwater Biology, 47: 541-557.

Church M. and Hassan M.A. 2002. Mobility of bed material in Harris Creek. Water Resources Resarch, 38: 12-37.

Costa J.E. 1983. Palaeohydraulic reconstruction of flash-flood peaks from boulder deposits in the Colorado Front Range. Bulletin of the Geological Society of America, 94: 986–1004.

Davey C. and Lapointe M. 2007. Sedimentary links and the spatial organization of Atlantic salmon (Salmosalar) Spawning habitat in a Canadian Shield River. Geomorphology, 83: 82–96.

Foix N. Paredes M.I. and Giacosa R.E. 2013. Fluvial architecture variations linked to changes in accommodation space: Río Chico Formation (Late Paleocene), Golfo San Jorge basin, Argentina. Sedimentary Geology, 294: 342- 355.

Fring R.M. 2008. Downstream fining in large sand-bed rivers. Earth-Science Reviews, 87: 39-60.

Folk R.L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company, Texas, 184p

Gao C. Boreham S. Preece R.C. Gibbard P.L. and Briant R.M. 2007. Fluvial response to rapid climate change during the Devonian (Weichseliab) Late glacial in the River Great Ouse, southern England, UK. Sedimentary Geology, 202: 193-210.

Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architectural element analysis of a meandering fluvial succession, The Permian Warchha Sandstone, salt Range: Pakistan. Sedimentary Geology, 221: 99-126.

Ghosh S. 2014. Palaeogeographic significance of ferruginous gravel lithofacies in the Ajay- damodar interfluve, West Bengal, India. International Journal of Geology, 4: 81- 100.

Koykka J. 2011. Precambrian alluvial fan and braidplain sedimentation patterns: Example from the Mesoproterozoic Rjukan Rift Basin, southern Norway. Sedimentary Geology, 234: 89- 108.

Kosunal E. Poisson A. Ciner A. Wernli R. and Monod O. 2009. Syn-tectonic sedimentary evolution of the Miocene Atallar Basin Southwestern Turkey. Journal of Asian Earth Sciences, 34: 466-479.

Lopez- Gomez J. Arche A. Vargas H. and Marzo M. 2010. Fluvial architecture as a response to two-layer lithospheric subsidence during the Permian and Triassic in the Iberian Basin, eastern Spain. Sedimentary Geology, 223: 320- 333.

Mahgoub M.I. Padmanabhan E. and Abdullatif O.M. 2016. Sedimentological reservoir characteristics of the Paleocene fluvial/ lacustrine Yabus Sandstone, Melut Basin, Sudan. Journal of African Earth Sciences, 123: 75- 88.

Mannai-Tayech B. and Otero O. 2005. Un nouveau gisement miocene a ichthyofaune au Sud de la chaine des C. hotts (Tunisie meridionale): paleoenvironnement et paleogeographie. Comptes Rendus Paleovol, 4: 405-412.

Miall A.D. 1985. Architectural-element analysis: A new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth-Science Reviews, 22(4): 261-308.

Miall A.D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag, Berlin, 582p.

Miall A.D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology (4th printing). Springer-Verlag, Berlin, 582p.

Oplustil S. Martínek K. and Tasáryová Z. 2005. Facies and architectural analysis of fluvial deposits of the Nýřany Member and the Týnec Formation (Westphalian D – Barruelian) in the Kladno-Rakovník and Pilsen basins. Bulletin of Geosciences, 80: 45–66.

Postma G. 1983. Water escape structures in the context of a depositional model of a mass flow dominated conglomeratic fan-delta (Abrioja Formation, Pliocene, Almeria Basin, SE Spain). Sedimentology, 30: 91-103.

Rengers F. and Wohl E. 2007. Trend of grain sizes on gravel bars in the Rio Chagres, Panama. Geomorphology, 83: 282 –293.

Sear D.A. and Newson M. D. 2003. Environmental change in river channels: a neglected element. Towards geomorphologic typologies, standard and monitoring. The Science of the Total Environment, 310: 17 -23.

Snelder T.H. Lamouroux N. and Pella H. 2011. Empirical modelling of large scale patterns in river bed surface grain size. Geomorphology, 127: 189-197.

Sridhar A. Chamyal L.S. Bhattacharjee F. and Singhvi A.K. 2013. Early Holocene fluvial activity from the sedimentology and palaeohydrology of gravel terrace in the semi-arid Mahi River Basin, India. Journal of Asian Earth Sciences, 66: 240- 248.

Surian N. 2002. Downstream variation in grain size along an Alpine River, analysis of controls and processes. Geomorphology, 43: 137–149.

Williams G.P. 1984. Palaeohydrologic equations for rivers, In: Costa, J.E., Fleisher, P.J. (Eds.), Developments and Applications of Geomorphology. Springer-Verlag, Berlin, p. 343–367.

www.ngd.ir