Sedimentology, facies and depositional model of Qazvin alluvial fan

Davoudi, Vida; Khodabakhsh, Saeed; Bahramabadi, Behrouz

doi:10.22108/jssr.2023.136020.1248

Sedimentology, facies and depositional model of Qazvin alluvial fan

Document Type : Research Paper

Authors

¹ PhD in Geology, Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

² Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran

³ Assistant Professor, Department of Geography, Faculty of Sciences, Imam Ali University, Tehran, Iran

10.22108/jssr.2023.136020.1248

Abstract

Abstract
Qazvin alluvial fan is the largest alluvial fan in the northern margin of the Qazvin Plain. This research focuses on describing and interpreting the origin of the sediments and facies model of this alluvial fan using 24 sediment samples from 11 sections and two surface samples. The results of facies granulometry show that the size of the sediments of the alluvial fan shows wide variations from gravel to clay, and the texture of the sediments of this alluvial fan is mainly gravel, gravelly sand and sandy gravel with very poorly sorting and fine skewness. The sedimentary rock fragments are mostly igneous and limestone. Facies study led to the determination of eight facies including coarse to medium-grained lithofacies (Gmp, Gcp, Gcp-Gmp/Sm, Gmg, Glns, Spl, and Sm), and calcrete facies (P) which grouped into two facies association. The results of this study show that the Qazvin alluvial fan can be considered a waterlaid-dominated alluvial fan due to the superiority of fluvial facies and the absence of the episodic matrix to clast-supported gravel (interbedded with a subordinate) and red matrix-supported gravel.
Keywords: Alluvial fan, Facies, Sheet flood, Antidune, Qazvin Plain.

Introduction
Alluvial deposits are often formed in arid and semi-arid regions and along mountain fronts. Their morphology and sedimentary characteristics provide valuable information about the paleoclimate, tectonics, lithology and drainage basin (Quigley et al. 2007; Hedrick et al. 2013; Ozpolate et al. 2022). Facies and structure of alluvial fan deposits are affected by: 1) diversity of sedimentary environments; 2) interactions of the alluvial fan with the surrounding environment; 3) allocyclic factors; and 4) small-scale and more local factors including climate, topography, base level and sediment supply (Gough 2015). Despite the scientific community's interest in alluvial processes and the relevant geological hazards, very few studies have been conducted on the description and interpretation of sedimentary features, stratigraphy and sedimentary processes of alluvial fans (Blair 1998; Moscariello 2017; Deynoux et al. 2005). This is due to the difficulty of directly observing and describing sedimentary processes, which are often associated with instantaneous, hazardous and unpredictable events; therefore, to fully investigate the evolution of the alluvial fan, predict the dominant sedimentary processes and evaluate its potential risks, a correct understanding of the facies and sedimentary structure of the alluvial deposits is required (Maraga et al. 1998). In the northern margin of the Qazvin Plain, the tectonic activity of the North Qazvin Fault has led to the formation of numerous alluvial fans. However, climatic changes and lithology of the drainage basin play a significant role in the occurrence of their facies. The objectives of this study are 1) to investigate the sedimentological characteristics and sedimentary facies of Qazvin alluvial fan, which can represent the most common sedimentary processes in the northern margin of Qazvin Plain, and 2) to discuss the model of the Qazvin alluvial fan with emphasis on the grain size distribution and lithological features of the drainage basin and sedimentary processes.

Material & Methods
In order to study the Qazvin alluvial fan, 26 samples of different facies were collected in the form of 11 sediment profiles and two surface samples. The characteristics of representative profiles including sedimentary structures, texture, geometry, and lithology were used to describe fan depositional facies. In addition, palaeocurrent directions were depicted using azimuth measurements of imbricated pebbles. Facies were described following Miall’s (2006) lithofacies code system. Also, in order to study thin sections, nine samples from the sand fractions were prepared to determine the origin of sediments and microscopic characteristics after impregnation with resin (Carver 1971). Folk’s (1980) classification was used to name gravelly and sandy sediments in terms of composition. Modal analysis for sandstone samples was done by counting more than 250 points in the thin section based on the Gazzi-Dickinson method (Gazzi 1966; Dickinson 1970). Also, four powder samples and two oriented clay samples were analyzed to determine the mineralogy of clay fraction. The nineralogical composition of representative bulk and oriented samples was investigated by X-ray diffraction (XRD) at Malayer University, Iran (Italstructures, 40 Kv, Cukα 30mA). Finally, by combining field, laboratory data, the sedimentary facies, the origin of sediments, the model of the Qazvin alluvial fan, the diagenetic features and the pedogenesis of its sediments were identified and analyzed.

Discussion of Results & Conclusions
According to the analysis and the results obtained from granulometry, the Qazvin alluvial fan is mainly composed of a wide range of semi-coarse to fine-grained sediments. The percentage of boulders in this alluvial fan is very low and coarse pebbles are rarely present. In other words, among the gravels larger than 6 cm, the superiority is with gravels with a diameter of 6 to 12 cm (50 to 80 percent). This shows that coarse pebbles are rarely formed in the catchment area. The main reason for the formation of such relatively fine-grained deposits are the rocks that make up the catchment area, which was mostly derived from fine-grained volcanic rocks, limestone (especially marl), sandstone, siltstone, and shale, which are easily decomposed and crushed. The insignificant abundance of pebbles can also occur where strong tectonic cuts have pulverized the rocks of the catchment basin (Blair 2003). However, according to the type of parent rocks in the catchment area, the lithological composition of the parent rock is the main reason for the formation of such deposits. In addition, the presence of calcrete in the Qazvin alluvial fan clearly shows the contribution of calcareous parent rock in the lithology composition of the catchment basin. Also, the granulometry results show that the amount of mud in the analyzed samples from the study alluvial fan is very low (usually less than 5%). Since the silty and clay parts are the product of feldspar hydrolysis and secondary minerals or they were formed through strong tectonic fracturing (Blair 1999); Therefore, such reactions are very slow in hot and dry climates and lead to a negligible amount of clay fraction (Blair and McPherson 2009).
The presence of different types of calcrete in alluvial fans, as well as the clay mineral palygorskite, which is a clay mineral specific to calcrete (AlShuaibi and Khalaf 2011; Zucca et al. 2017), are other clear indicators to confirm the hot and dry climate. The mentioned peculiarities and the abundance of facies caused by water processes indicate the formation of the Qazvin alluvial fan due to fluvial processes in a hot and dry climate. On the other hand, the analysis of the palaeoflow direction based on the clast imbrications shows that the sediments of this alluvial fan were transported mostly from the north to the south; therefore, the tectonic uplift caused by the southern Alborz Fault has a significant contribution to the formation of alluvial fans on the northern margin of the Qazvin Plain.
Qazvin alluvial fan, the largest alluvial fan of Qazvin plain, has an active and suitable river system that provides a large volume of debris sediments up to a radius of 22 km. According to the mentioned features and also the abundance of sand sediments compared to gravel, insignificant mud (less than 6.5%), the slope is much lower than other alluvial fans of the Qazvin plain, the occurrence of typical river facies such as Gmp, Gcp, Gmg, Glns and Sm, facies caused by sheet flood (Gmp/Smm-Gcp), antidunes, numerous scour-and-fill structures, and mostly semi-rounded to rounded pebbles with moderate to good imbrication in most facies, Qazvin alluvial fan can be introduced as a waterlaid dominated alluvial fan.

20.1001.1.20087888.1401.38.4.3.2

Main Subjects

Sedimentology and ore deposits

Full Text

مقدمه

مخروط‌افکنه‌ها بیشتر در مناطق خشک و نیمه‌خشک و در امتداد جبهه‌های کوهستانی تشکیل می‌شوند. مورفولوژی و اختصاصات رسوبی آنها، اطلاعات ارزشمندی را از اقلیم دیرینه، زمین‌ساخت، سنگ‌شناسی و حوضۀ زهکشی منطقه فراهم می‌کنند (Quigley et al. 2007; Hedrick et al. 2013; Ozpolate et al. 2022). رخساره‌ها و ساختار نهشته‌های مخروط‌افکنه‌ها متأثر از: 1) تنوع محیط‌های رسوبی؛ 2) فعل و انفعالات مخروط‌افکنه با محیط‌های پیرامون؛ 3) عوامل برونزاد[1] و 4) عوامل کوچک مقیاس و محلی‌تر[2] ازجمله اقلیم، زمین‌ساخت، سطح اساس و تأمین رسوب است (Gough 2015). علی‌رغم علاقۀ جامعۀ علمی به فرآیندهای مخروط‌افکنه و مخاطرات زمین‌شناسی ناشی از آن، مطالعات بسیار ناچیزی دربارۀ توصیف و تفسیر اختصاصات رسوبی، چینه‌شناسی و فرآیندهای رسوبی مخروط‌افکنه‌ها انجام شده است (Blair 1998; Moscariello 2017; Deynoux et al. 2005). این امر ناشی از دشواری مشاهدۀ مستقیم و توصیف فرآیندهای رسوبی است که بیشتر با رویدادهای آنی، خطرناک و ‌پیش‌بینی‌نشدنی همراه است؛ بنابراین، برای ارزیابی کامل تکامل مخروط‌افکنه، پیش‌بینی فرآیندهای رسوبی غالب و ارزیابی خطرات بالقوۀ آن، درک صحیحی از رخساره‌ها و ساختار رسوبی نهشته‌های مخروط‌افکنه موردنیاز است (Maraga et al. 1998)؛ از این رو به‌منظور جبران این نقصان و با توجه به اینکه بخش درخور ‌توجهی از فعالیت‌های عمرانی و توسعۀ شهرها، مخاطرات زمین‌شناسی از‌جمله ریزگردها، تشدید دامنۀ امواج لرزه‌ای، روانگرایی، فرونشست، احداث سدهای زیرزمینی و حفاظت منابع آب (Houston 2002)، کشاورزی، زیست‌محیطی و برخی پتانسیل‌های اقتصادی همانند ماسه‌های صنعتی، املاح تبخیری، منابع قرضه و غیره در مخروط‌افکنه‌ها انجام می‌شود، مطالعۀ این نهشته‌ها از اهمیت فراوانی برخوردار است. در حاشیۀ شمالی دشت قزوین، فعالیت تکتونیکی گسل شمال قزوین به تشکیل مخروط‌افکنه‌های متعددی منجر شده است. با این ‌حال تغییرات اقلیمی و سنگ‌شناسی حوضۀ زهکشی، نقش چشمگیری در وقوع رخساره‌های آنها دارند. اهداف این مطالعه عبارتند از: بررسی اختصاصات رسوب‌شناسی و رخساره‌های رسوبی مخروط‌افکنۀ‌ قزوین که می‌تواند نمایندۀ رایج‌ترین فرآیندهای رسوبی در حاشیۀ شمالی دشت قزوین باشند و بحث دربارۀ مدل مخروط‎‍افکنۀ قزوین با تأکید بر توزیع اندازۀ دانه و ویژگی‌های سنگ‌شناسی حوضۀ زهکشی و فرایندهای رسوبی.

موقعیت جغرافیایی

دشت قزوین یک دشت ساختاری در شمال ایران، درنتیجۀ فعالیت گسل شمال قزوین و گسل ایپک (از نوع گسل‌های فشاری با راستای شرقی-غربی) است که به ترتیب در مرز ارتفاعات البرز و دشت قزوین در شمال و مرز دشت قزوین و ارتفاعات رامند در جنوب دشت، تشکیل ‌شده است (Berberian et al. 1993). دشت نسبتاً هموار قزوین از مخروط‌افکنه‌ها و پادگانه‌های قدیمی و جوان، رسوبات رودخانه‌ای، پهنه‌های سیلتی-رسی، پهنه‌های گلی-نمکی، پهنه‌های رسی و تپه‌های ماسه‌ای تشکیل ‌شده است. Rieben (1966) رسوبات دشت را از قدیم به جدید برحسب وقوع آ‌نها، به چهار واحد سنگ‌شناسی شامل آبرفت‌هایA ،B ،C و Dطبقه‌بندی کرده است. رسوبات این دشت عمدتاً از گراول، ماسه و گل همراه با بین لایه‌ها و عدسی‌های تبخیری و نهشته‌های آهکی با منشأ ثانویه (عمدتاً به شکل پودری، لکه‌ای، ندولار، توده‌ای و لامینار) تشکیل‌ شده است. ضخامت رسوبات آبرفتی در بخش‌های مرکزی دشت به 350 متر می‌رسد، با این ‌حال، اطلاعات ژئوفیزیکی محدودی دربارۀ پی‌سنگ دشت در دسترس است. تنها شاهد پی‌سنگ دشت، مربوط به رخنمون سازند کرج (ائوسن) در شمال و جنوب دشت است (Berberian et al. 1993). مخروط‌افکنۀ قزوین با طول 26000 متر در حاشیۀ شمالی دشت قزوین با روند شمالی-جنوبی واقع‌ شده است (شکل 1). به‌طور کلی مخروط‌افکنه‎‍های شمال قزوین را براساس سنگ‌شناسی غالب حوضۀ آبریز، می‎‍توان به دو گروه تقسیم کرد: 1) سنگ‎‍های کربناتۀ لایه‎‍بندی‌شده، سنگ‎‍های ولکانی کلاستیک (به‌ویژه توف سبز) و رسوبات آواری ریزدانه (عمدتاً گل‌سنگ و سیلت استون) و 2) سنگ‎‍های آتشفشانی (یعنی توف سبز) مرتبط با دیگر سنگ‎‍های رسوبی آواری (کنگلومرا، ماسه‌سنگ و گل‌سنگ) (Annells et al. 1975). گروه دوم در حوضۀ آبریز مخروط‌افکنۀ قزوین در حاشیۀ شمالی دشت قزوین مشاهده می‎‍شود.

شکل 1- نقشۀ موقعیت مخروط‌افکنۀ قزوین. ایستگاه‎‍های نمونه‌برداری با مثلث مشخص ‌شده است.

Fig 1- Location map of Qazvin alluvial fan. Sampling stations are marked with triangles.

مواد و روش‎‍ها

به‌منظور مطالعۀ رسوبات مخروط‌افکنۀ قزوین، برداشت نمونه‎‍ به‌صورت نقطه‎‍ای بر مبنای تغییرات رسوب‎‍شناسی، بافت، ساخت، ضخامت و رنگ انجام شد. بر این اساس تعداد 26 نمونه از رخساره‌های مختلف در قالب تعداد 11 برش رسوبی و 2 نمونۀ سطحی جمع‌آوری‌ شده است (شکل 1 و جدول 1). با استفاده از GPS، مختصات جغرافیایی نمونه‌ها تعیین ‌شد. به‌منظور آنالیز جهت جریان دیرینه، شیب و آزیموت ساختارهای رسوبی جهت‎‍دار، نظیر آرایش فلسی پبل‎‍ها و طبقه‌بندی‌های مورب مسطح و عدسی‌شکل در صحرا از کمپاس استفاده شد. همچنین با استفاده از چارت‎‍های مانسل‌رنگ، رسوبات و خاک‎‍های دیرینه در توالی‎‍های رسوبی تعیین شد. شناسایی رخساره‎‍های رسوبی در صحرا، بر مبنای طبقه‎‍بندی Miall (2006) و براساس اختصاصات بافتی و ساختاری انجام شد. ویژگی‎‍های مورفولوژیکی بزرگ‎‍مقیاس کالکریت‎‍ها با استفاده از طبقه‎‍بندیAlonso-Zarza and Wright (2010) در بررسی‎‍های میدانی شناسایی شد. نظر به اینکه اندازۀ دانه‎‍های رسوبات آبرفتی به‎‍خصوص در مخروط‎‍افکنه‎‍ها و پادگانه‎‍ها، تغییرات وسیعی را از بولدر تا رس نشان می‎‍دهد، دانه‎‍سنجی با روش‎‍های گوناگونی مانند اندازه‎‍گیری مستقیم، الک و دانه‎‍سنجی لیزری انجام شد. نمونه‎‍های سطحی از عمق 2/0 تا 5/0 متر زیر سطح برداشت شد تا از تغییرات ثانویۀ احتمالی اجتناب شود. طبقه‎‍بندی دانه‎‍ها براساس مقیاس ونت‎‍ورث انجام شد. از طرف دیگر، به‎‍منظور دانه‎‍سنجی دانه‎‍های پبلی، سعی بر آن شد که از هر ایستگاه، قطر بلند صد پبل درشت‎‍تر از 6 سانتی‎‍متر به روش مستقیم اندازه‎‍گیری شود و درنهایت طبقه‎‍بندی برای درصد فراوانی دانه‎‍های با قطرهای مختلف ارائه شد (He et al. 2017). همچنین برای تهیۀ مقاطع نازک، تعداد 9 نمونه از بخش ماسه‎‍ای به‌منظور تعیین منشأ رسوبات پس از اشباع با رزین تهیه شد (Carver 1971). برای نام‌گذاری رسوبات گراولی و ماسه‎‍ای ازنظر ترکیبی، از طبقه‌بندی Folk (1980) بهره گرفته شد. آنالیز مدال برای نمونه‎‍های ماسه‌سنگی با شمارش بیش از 250 نقطه در هر مقطع بر مبنای روش گزی-دیکنسون (Gazzi 1966; Dickinson 1970) انجام شد. برای تفکیک کانی‎‍های کربناته از روش رنگ‌آمیزی توسط آلیزارین رد اس (Carver 1971) استفاده شد. همچنین تعداد 4 نمونه به‌صورت پودر و 2 نمونه رس جهت‌یافته برای تعیین کانی‎‍شناسی رسوبات آنالیز شد. از هر نمونۀ رسی سه اسلاید اشباع با منیزیم، اشباع با منیزیم و اتیلن گلیکول، اشباع با پتاسیم آماده شد. نمونه‎‍های اشباع با کلرید منیزیم به مدت حداقل 5 ساعت با بخار اتیلن گلیکول در دمای 70 درجه واکنش داده شد و نمونه‎‍های اشباع با کلرید پتاسیم در کوره به مدت 3 ساعت در معرض حرارت 550 درجۀ سانتی‌گراد تیمار شد (Moore and Reynolds 1989; Poppe et al. 2001). نمونه‎‍ها در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه ملایر با دستگاه اشعۀ ایکس مدل Unisantis-XMD 300 با منبع CuKαشناسایی شد. درنهایت با تلفیق داده‎‍های صحرایی، آزمایشگاهی، رخساره‎‍های رسوبی و منشأ رسوبات، مدل مخروط افکنۀ قزوین شناسایی و تحلیل شد.

نتایج

ویژگی بافتی رسوبات مخروط‌افکنه

توصیف: در منطقۀ مطالعه‌شده، بولدرهای با قطر 1 تا 2 متر به‌ندرت مشاهده شد. گراول‎‍های با قطر 6 تا 12 سانتی‎‍متر، فراوان‎‍ترین رده (50 تا 80درصد) از گراول‎‍های درشت‎‍ (قطر بلندتر از 6 سانتی‎‍متر) به شمار می‎‍روند. فراوانی ردۀ 12 تا 25 سانتی‎‍متر در مخروط‎‍افکنه‎‍ 20 تا 40درصد و فراوانی دیگر گروه‎‍ها کمتر از 20درصد است (شکل 2). چارچوب[3] اصلی رسوبات این مخروط‎‍افکنه را دانه‎‍های گراولی بزرگ‎‍تر از mm4 تشکیل می‎‍دهند و زمینه از دانه‎‍های mm4> تشکیل‌ شده است. بافت بیشتر رسوبات مخروط‎‍افکنه‎‍ای گراول ماسه‎‍ای، ماسۀ گراولی و گراول است (شکل 3). برخی از آنها بافت دانه‎‍افزون و برخی دیگر بافت گل‎‍افزون دارند. این رسوبات عمدتاً شامل گراول درشت تا سیلت و رس ریزدانه‌اند و کاهش اندازۀ دانه‎‍ها به‌سمت بخش‎‍های پایینی و حاشیۀ مخروط‎‍افکنه‎‍ها مشاهده می‎‍شود. فراوانی رسوبات ریزدانه در مخروط‎‍افکنۀ قزوین نسبت‌به دیگر مخروط‌افکنه‌های حاشیۀ شمالی دشت قزوین ‎‍ملاحظه‌شدنی است؛ از این ‌رو عمدتاً جورشدگی بد (87/0 فی) تا خیلی بد (22/3 فی) را نشان می‎‍دهند (شکل A4). کج‎‍شدگی نمونه‎‍های برداشت‌شده از 42/0- تا 79/0 متغیر است، به‌طوری ‌که در بالادست مخروط‎‍افکنۀ‎‍ مثبت تا خیلی‎‍مثبت و در بخش‎‍های پایینی منفی‎‍تر است (شکل B4). منحنی توزیع اندازۀ دانه‎‍ها ازنظر کشیدگی در محدودۀ بسیار پهن (52/0) تا بی‎‍نهایت کشیده (60/3) قرار گرفته‌اند، این در حالی است که منحنی کشیدگی عمدتاً پهن تا متوسط است (شکل C-D4). مقایسۀ کشیدگی نمونه‎‍های بالادست مخروط‎‍افکنه‎‍ها نسبت‌به پایین‎‍دست، نشان می‎‍دهد ارتباط نسبتاً معنی‎‍داری بین ریزدانه‎‍شدن نمونه‎‍های پایین‎‍دست و پهن‎‍ترشدن منحنی فراوانی وجود دارد.

تفسیر: نتایج دانه‎‍سنجی رخساره‎‍ها نشان می‎‍دهد اندازۀ رسوبات مخروط‎‍افکنۀ قزوین، تغییرات وسیعی را از گراول تا رس نشان می‎‍دهد و بافت رسوبات آ‌نها، گراول، ماسۀ گراولی و گراول ماسه‎‍ای است. به همین علت بیشتر نمونه‎‍ها جورشدگی خیلی ضعیفی را نشان می‎‍دهند. کج‎‍شدگی مثبت نیز از شاخص‎‍های رسوبات مخروط‎‍افکنه‎‍هاست (Zhang et al. 2015). این امر ناشی از وجود دانه‎‍های ریز با فراوانی ناچیز در میان دانه‎‍های درشت‎‍تر است که باعث کشیدگی دنبالۀ منحنی به‌سوی دانه‎‍های ریزتر می‎‍شود. وجود رسوبات ریز در چنین محیط‎‍هایی ناشی از سایش و خردشدگی دانه‎‍های درشت‎‍تر و همچنین دانه‎‍های ناپایدار است. همچنین روند معنی‎‍داری در فرم، کرویت و گردشدگی گراول‎‍ها از بالادست به پایین‌دست مخروط‌افکنه مشاهده نشد. تخریب دانه‎‍های درشت‎‍تر در طی حمل به‌سمت پایین‌دست، دانه‎‍های کوچک‎‍تر و زاویه‎‍دار تولید می‎‍کند که باعث کاهش درجۀ گردشدگی در پایین‎‍دست می‎‍شود. علاوه بر این، درجات پایین گردشدگی در رسوبات منطقه می‎‍تواند ناشی از نزدیکی آنها به منشأ باشد. این امر فراوانی کمتر از انتظار دانه‎‍های گرد‎‍شده در پایین‎‍دست را توجیه می‌کند. همچنین روندهای پیچیده در گردشدگی پبل‎‍ها ممکن است ناشی از سهم کانال‎‍های فرعی باشد. در میان لیتولوژی‎‍های مطالعه‎‍شده، سنگ‎‍های سست مانند توف و آندزیت با حمل کوتاه به‎‍آسانی گرد می‎‍شوند.

جدول 1– پارامترهای آماری اندازۀ رسوبات مخروط‎‍افکنه. نمونه‎‍ها با ستارۀ سیاه و قرمز به ‎‍ترتیب برای آنالیز مدال بخش ماسه‎‍ای و آنالیز XRD بخش رسی استفاده شده‌اند.

Table 1- Statistical parameters of the size of sediments of Qazvin alluvial fan. The samples with black and red stars have been used for modal analysis of the sand fraction and XRD analysis of the clay fraction, respectively.

شمارۀ ایستگاه	عمق (m)	گراول (%)	ماسه (%)	گل (%)	میانگین (Mz) (ф)	مد (Mo)	جورشدگی (σI) (ф)	کج شدگی (SKI)	کشیدگی (KG)	کد بافتی	کد رخساره
F-1	26/8	5/60	38	5/1	68/1-	5/4-	02/3	14/0	74/0	sG	Gmp
F-2	98/4	7/87	8/11	5/0	10/4-	5/5-	11/2	61/0	68/1	G	Gmp
F-3	68/2	82	8/17	2/0	41/3-	5/4-	46/2	64/0	39/1	G	Gcp
F-4*	65/4	1/68	6/31	3/0	46/2-	5/4-	61/2	36/0	75/0	sG	Gmp
F-5	15/2	5/60	5/39	0	63/1-	5/3-	84/1	01/0-	76/0	sG	Gmp
F-6*	25/3	5/40	2/58	3/1	19/0-	5/2	58/2	42/0-	62/0	sG	Gcp/ Gmp
F-7*	50/3	7/92	7	2/0	88/3-	5/4-	56/1	48/0	14/1	G	Gmg
F-8*	95/2	46	50	4	53/0-	5/2	41/2	07/0	73/0	sG	Gmp
F-9	58/6	7/91	8	3/0	99/3-	5/5-	75/1	41/0	97/0	G	Glns
F-10	39/4	80	3/19	6/0	85/2-	5/3-	34/2	24/0	04/1	G	Gcp
F-10*	70/3	6/79	4/19	1	61/3-	5/5-	70/2	79/0	95/0	sG	Gmp
F-10	15/2	3/80	6/19	1/0	99/2-	5/4-	49/2	51/0	17/1	G	Gcp
F-11*	65/3	53	9/46	1/0	20/1-	5/3-	36/2	01/0	72/0	sG	Gmp
F-12*	10/4	7/35	1/61	2/3	07/0-	5/0-	43/2	04/0	86/0	sG	Gcp
F-13	45/2	4/59	8/39	8/0	50/2-	5/5-	22/3	63/0	58/0	sG	Gmp
F-14	30/2	2/85	7/14	1/0	59/3-	5/5-	28/2	44/0	18/1	G	Gmp
F-15*	85/3	2/82	1/17	7/0	80/1-	5/2-	49/1	72/0	60/3	G	Gtc
F-16*	25/4	4	5/89	5/6	72/2-	5/2	24/1	21/0-	69/1	gS	Sm
F-17*	45/3	0	1/99	8/0	67/1-	5/1	87/0	03/0-	90/0	gS	Sm
F-18*	65/5	19	2/79	8/1	71/0-	5/2	91/1	05/0	75/0	gS	Sm
F-19	15/4	4/7	7/86	9/5	97/1-	5/2	69/1	30/0-	09/1	gS	Sm
F-20	30/2	5/31	6/65	9/2	18/0-	5/0-	99/1	19/0	83/0	sG	Gmp
F-21*	95/1	1/47	7/51	2/1	22/0-	5/2-	16/2	24/0	52/0	sG	Gmp
F-22	25/2	6/36	2/59	1/4	36/0-	5/1	12/2	0	82/0	sG	Gmp
F-23*	75/1	5/46	53	4/0	41/0-	5/2-	96/1	26/0	83/0	sG	Gmp
F-24	40/1	5/13	5/81	1/5	48/1-	5/2	91/1	37/0-	86/0	gS	Sm

شکل 2-تصویر شماتیک برش عرضی، تصاویر صحرایی محل اندازه‎‍گیری نمونه‎‍ها و هیستوگرام گراول‎‍های درشت‎‍تر از 6 سانتی‎‍متر در مقطع طولی مخروط‎‍افکنۀ قزوین. ضخامت آبرفت‎‍ها فرضی است.

Fig 2- Schematic image of transverse section, field images of granolometery location of samples and histogram of gravels larger than 6 centimeters in the longitudinal section of the studied alluvial fan. The thickness of alluvium is hypothetical.

شکل 3- نمودار مثلث بافتی رسوبات منتخب مخروط‎‍افکنۀ مطالعه‌شده (محدودۀ بافتی بخش‎‍های بالایی، میانی و پایینی مخروط‎‍افکنه روی شکل تفکیک ‎‍شده است) براساس Folk (1980). U.Fan: بالادست مخروط‌افکنه؛ M.Fan: بخش میانی مخروط‌افکنه و L.Fan: بخش پایین‌دست مخروط‌افکنه.

Fig 3- The textural triangle diagram of selected sediments of the studied alluvial fan (the textural range of the upper, middle and lower parts of the alluvial fan is separated on the figure) based on Folk 1980.

شکل4- نمودارهای دومحورۀ توزیع شاخص‎‍های آماری رسوبات مخروط‎‍افکنه‎‍: A) میانگین اندازۀ دانه‎‍ها در مقابل جورشدگی؛ B) میانگین اندازۀ دانه‎‍ها در مقابل کج‎‍شدگی؛ C) میانگین اندازۀ دانه‎‍ها در مقابل کشیدگی؛ D) جورشدگی در مقابل کشیدگی. U.Fan: بالادست مخروط‎‍افکنه؛ M.Fan: بخش میانی مخروط‎‍افکنه و L.Fan: بخش پایین‌دست مخروط‎‍افکنه.

Fig 4- Biaxial graphs of the distribution of statistical indices of alluvial fan sediments: A) Mean vs. Sorting; B) Mean vs. Skewness; C) Mean vs. Kurtosis; D) Sorting vs. Kurtosis.

جنس رسوبات

بررسی اجزای تشکیل‎‍دهندۀ بخش گراولی (در اندازۀ پبل) با استفاده از روش شناسایی چشمی، حاکی از آن است که توف با میانگین 01/48درصد به فراوانی، در منطقۀ مطالعه‌شده وجود دارد. در رده‎‍های بعدی سنگ‌آهک، آندزیت، ماسه‎‍سنگ و بازالت به ترتیب با میانگین فراوانی10/15، 95/14، 57/6 و 78/4 نیز قرار دارند. از دیگر اجزای تشکیل‌دهندۀ رسوبات می‌توان به کوارتز (36/4)، مارن (18/2)، چرت (69/1)، شیست (97/0)، داسیت (97/0) و دیاباز (24/0) اشاره کرد. بررسی پراکندگی دانه‎‍ها از بالادست به‌سمت پایین‌دست مخروط‎‍افکنه نشان می‎‍دهد گراول‎‍ها با جنس‎‍های مختلف، عمدتاً بدون روند مشخصی پراکنده ‌شده‌اند.

در بخش ماسه‌ای، مجموعۀ وسیعی از خرده‌سنگ‌های آذرین با فراوانی 35درصد مشاهده شد. پلاژیوکلاز، ارتوز و میکروکلین که به ترتیب فراوان‎‍ترین فلدسپات‎‍های موجود در این بخش‌اند، فراوانی آ‎‍نها 9/15درصد است. فراوانی کوارتز مونوکریستالین 2/4درصد و کوارتز پلی‎‍کریستالین 2/0درصد و فراوانی خرده‎‍سنگ‎‍های آهکی 7/30درصد است. خرده‎‍سنگ‎‍های چرتی با فراوانی 1درصد و کانی سنگین با فراوانی 2/5درصد در این برش‎‍ها مشاهده شد (شکل‌ 5 و جدول 2).

جدول 2- درصد فراوانی اجزای شناسایی‎‍شده در بخش ماسه‎‍ای مخروط‎‍افکنۀ قزوین.

Table 2- The percentage of abundance of components identified in the sandy fraction of the Qazvin alluvial fan

Sample no.	Qm	Qp	P	K-F	MRF	VRF	PRF	CRF	Cht.RF	SS. RF	M&ch	HM
F-1	4.3	0.0	18.9	4.3	0.0	58.4	0.0	4.3	0.0	4.3	0.0	5.7
F-2	2.7	0.0	18.7	6.0	2.0	46.3	0.0	7.3	2.3	8.0	0.3	6.3
F-3	5.8	0.0	18.8	3.6	0.9	49.1	1.8	10.6	0.0	4.8	0.9	3.6
F-4	4.4	2.8	16.3	6.7	0.0	44.4	1.6	5.2	3.2	9.1	0.0	6.3
F-5	8.6	0.9	21.1	6.8	3.3	36.5	0.0	11.0	2.7	2.4	0.0	6.8
F-6	3.8	0.0	16.1	4.1	0.0	50.9	0.0	13.6	0.0	5.4	1.6	4.4
F-7	5.4	0.5	17.7	6.9	1.9	48.2	1.2	6.9	2.4	3.5	0.5	5.0
F-8	5.3	0.0	13.4	5.3	3.0	45.3	0.8	10.4	2.3	9.6	0.3	4.3
F-9	5.4	0.9	15.3	6.6	0.9	39.8	1.8	14.4	3.6	7.8	0.0	3.6
Mean	4.2	0.2	12.2	3.7	1.0	34.6	0.4	30.7	1.0	5.9	0.9	5.2

شکل 5-تصاویر میکروسکوپی از خرده‎‍سنگ‎‍های بخش ماسه‎‍ای: A) خرده‎‍سنگ آذرین میکرولیتی (پیکان سفید)؛ B) خرده‎‍سنگ آذرین توفالی (پیکان سفید)؛ C) خرده‎‍سنگ آذرین فلسیک (پیکان زرد) و خرده‎‍سنگ آذرین میکرولیتی (پیکان سفید) و خرده آذرین در حال انحلال و جانشینی با کلسیت (پیکان سبز)؛ D) خرده‎‍سنگ آذرین درونی؛ E) خرده‎‍سنگ آذرین میکرولیتی (پیکان سفید)، پلاژیوکلاز (پیکان قرمز)، کوارتز (پیکان زرد) و ارتوز (پیکان سبز)؛ F) خرده‎‍سنگ ماسه‌سنگی (پیکان سفید) و خرده‌سنگ دگرگونی (پیکان قرمز) (XPL).

Fig 5- Microscopic images of the sandy fraction: A) microlithic igneous rock fragments (white arrow); B) tuffaceous igneous rock fragments (white arrow); C) felsic igneous rock fragments (yellow arrow) and microlithic igneous rock fragments (white arrow) and igneous fragments being dissolved and replaced by calcite (green arrow); D) internal igneous rock; E) microlithic igneous rock fragment (white arrow), plagioclase (red arrow), quartz (yellow arrow) and orthose (green arrow); F) Sandstone clasts (white arrow) and metamorphic rock fragment (red arrow) (XPL).

در منحنی اشعۀ ایکس، بخش گلی مخروط‎‍افکنۀ‎‍ قزوین پیک 10 و 97/4 آنگستروم به ترتیب به‎‍عنوان پیک‎‍های ردۀ اول و دوم، حضور ایلیت و میکا را نشان می‎‍دهند (شکل A6). پیک قوی 01/7 آنگستروم به‎‍عنوان پیک ردۀ اول کائولینیت و ردۀ دوم کلریت، حضور این دو کانی را مشخص می‎‍کند. پیک‎‍های 06/14 و 65/4 آنگستروم وجود کلریت و احتمالاً اسمکتیت را نشان می‎‍دهد. پیک‎‍های 91/4 و 35/3 مؤید وجود کوارتز در این رسوبات است. وجود کلسیت و فلدسپار نیز با پیک‎‍های 05/3 و 27/3 شناسایی شد. به این ترتیب کانی‎‍های موجود در این نمونه عبارتند از: کوارتز، اسمکتیت، کلریت، ایلیت، میکا، کائولینیت، فلدسپار و کلسیت.

منحنی‎‍های اشعۀ ایکس مربوط به بخش رسی در شکل (B6) ارائه‌ شده است. در تیمار منیزیم، حضور پیک قوی 70/14 آنگستروم مؤید حضور کانی‎‍های مانند مونت‎‍موریونیت و کلریت است. در تیمار منیزیم و اتیلن‎‍گلیکول از شدت این پیک کاسته و به‎‍ یک پیک قوی (52/17 آنگستروم) و یک پیک کوچک (37/15 آنگستروم) در شانۀ راست آن، تبدیل می‎‍شود که به ترتیب وجود اسمکتیت و کلریت را در این نمونه تأیید می‎‍کند. پیک ضعیف 32/11 آنگستروم در محدودۀ بین کانی 10 آنگسترومی ایلیت و کانی‎‍های 14 آنگسترومی، وجود احتمالی کانی‎‍های مخلوط‌لایه ازجمله ایلیت-اسمکتیت را نشان می‎‍دهد. مقدار ایلیت در این نمونه بسیار کمتر از دیگر نمونه‎‍هاست. در تیمار پتاسیم و حرارت در 550 درجۀ سانتی‎‍گراد، از شدت پیک 15 آنگستروم کاسته شده و یک پیک 92/10 آنگستروم تشکیل ‌شده است که تبدیل کانی‎‍های اسمکتیت و احتمالاً مخلوط‌لایه را به‌سمت این ناحیه نشان می‎‍دهد. در تیمار منیزیم و اتیلن‎‍گلیکول، وجود پیک 37/15 آنگستروم حضور کانی کلریت را تأیید می‎‍کند. حضور پیک قوی 7 آنگستروم متعلق به ردۀ اول کانی کائولینیت و یا ردۀ دوم کلریت است. با این ‌حال از بین رفتن این پیک در تیمار پتاسیم و حرارت 550 درجۀ سانتی‎‍گراد، وجود کانی کائولینیت را تأیید می‎‍کند. کاهش شدید شدت پیک ردۀ دوم و افزایش شدت پیک ردۀ اول کلریت در این تیمار، احتمالاً حضور کلریت تری‎‍اکتاهدرال را منعکس می‎‍کند. در تیمار منیزیم پیک‎‍های 04/10، 41/5 و 37/3 نیز حضور ایلیت-میکا را نشان می‎‍دهند. پیک 29/4 آنگستروم حضور کوارتز و پیک 37/3 آنگسترم حضور کوارتز را به‌همراه ایلیت و میکا نشان می‎‍دهد. براساس تغییرات شدت پیک‎‍های این نمونه، ترتیب فراوانی کانی‎‍ها به این صورت است: اسمکتیت، کلریت، کائولینیت، ایلیت و میکا، و کوارتز.

در بخش رسی، نمونۀ کالکریتی (C6) وجود پالیگورسکیت با پیک ردۀ اول 42/10 و ردۀ دوم 36/6 مشخص می‎‍شود. پیک 59/14 آنگستروم در تیمار با منیزیم به پیک‎‍های 69/17 و 71/17 به ترتیب متعلق به اسمکتیت و کلریت تبدیل ‎‍شده است. وجود کائولینیت نیز با مشاهدۀ پیک ردۀ اول 11/7 در تیمار با منیزیم، پیک 39/7 آنگستروم در تیمار با منیزیم و اتیلن‎‍گلیکول و تخریب آن در تیمار با پتاسیم و حرارت 550 درجۀ سانتی‎‍گراد مشخص شد. شدت پیک اسمکتیت و پالیگورسکیت در این نمونه نسبت‌به دیگر نمونه‎‍ها بیشتر است. با توجه به ‎‍اینکه این دو کانی بیشتر در خاک‎‍های آهکی تشکیل می‎‍شوند، بنابراین احتمال تشکیل درجای پالیگورسکیت و اسمکتیت را تأیید می‎‍کند. ترتیب فراوانی کانی‎‍های رسی در این نمونه به این شرح است: پالیگورسکیت، اسمکتیت، کلریت، ایلیت، کائولینیت و کوارتز.

شکل 6- منحنی پراش پرتو ایکس (XRD) مخروط‎‍افکنۀ‎‍ قزوین: A) نمونه‎‍های پودری بخش گلی؛ B) نمونۀ رسی جهت‌یافته؛ C) افق‎‍ کالکریت. اختصارات: Chl: کلریت؛ Sm: اسمکتیت؛ Plg: پالیگورسکیت؛ I: ایلیت؛ M: میکا؛ K: کائولینیت؛ Fld: فلدسپات؛ Ca: کلسیت؛ Gy: ژیپس؛ Q: کوارتز؛ Amp: آمفیبول.

Fig 6- XRD patterns from A) bulk sample, B) Oriented clay sample, C) clay fractions of samples from the calcrete profile. XRD patterns in black – Mg saturated air-dried, blue – glycolated, red – heated at 550˚C. Abbreviations: plg: palygorskite; Ilt: illite; Sm: Smectite; Chl: chlorite; K: kaolinite; Q: quartz.

رخساره‎‍های مخروط‌افکنۀ قزوین

رخسارۀ گراول زمینه‎‍پشتیبان با جورشدگی ضعیف[4] (Gmp)

توصیف: رخسارۀ Gmp (شکل A7) از گراول‎‍ زمینه‎‍پشتیبان توده‎‍ای تشکیل ‌شده است که شامل خرده‎‍سنگ‎‍هایی به ‌اندازۀ گرانول تا کابل در زمینه‎‍ای از رسوبات ماسه‎‍ای متوسط تا درشت‎‍دانه است. ضخامت لایه‎‍ها از 5/0 تا 4 متر متغیر است. جورشدگی و طبقه‎‍بندی تدریجی نرمال خیلی‎‍ضعیف از دیگر مشخصه‎‍های این رخساه‎‍ است. خرده‎‍سنگ‎‍ها اکثراً نیمه‎‍گردند و لبه‎‍های ساییده دارند. این رخساره با گسترش جانبی 5 تا بیش از 30 متر و شکل هندسی صفحه‎‍ای، اکثراً در بالادست تا بخش‎‍های میانی مخروط‌افکنه یافت‎‍ شد.

تفسیر: رخسارۀ Gmp ناشی از رسوب‌گذاری جریان‎‍های توده‎‍ای با غلظت بسیار زیاد و یا جریان‎‍های آشفته است (Gao et al. 2018). همچنین این رخساره می‎‍تواند ناشی از جریان‎‍های اشباع از آب[5] باشد که به‌علت نفوذ آب در نهشته‎‍های متخلخل زیرین انرژی خود را به‌سرعت از دست می‎‍دهند. نفوذ آب به رسوبات زیرین باعث ته‎‍نشست سریع رسوبات در یک رویداد واحد می‎‍شود. لبه‎‍های ساییدۀ خرده‎‍سنگ‎‍ها ناشی از تصادم بین‎‍دانه‎‍ای در طی جریان است که نشان‎‍دهندۀ یک فرایند با انرژی زیاد و حمل‌ونقل با سرعت زیاد قبل از کاهش سریع انرژی و سرعت جریان آب است (Okano et al. 2012).

شکل 7- تصاویر صحرایی رخساره A) گراول زمینه‎‍پشتیبان (Gmp)؛ B) گراول دانه‎‍پشتیبان (Gcp).

Fig 7- Photographs of facies A) matrix-supported gravel (Gmp), B) clast-supported gravel (Gcp).

رخسارۀ گراول دانه‎‍پشتیبان با جورشدگی ضعیف[6] (Gcp)

توصیف: رخسارۀ Gcp (شکل B7) به‎‍عنوان گراول دانه‎‍پشتیبان، شامل خرده‎‍سنگ‎‍هایی به ‎‍اندازۀ پبل تا کابل در زمینه‎‍ای از رسوبات ماسه‌‎‍ای درشت‎‍دانه است. ضخامت لایه‎‍ها از 5/1 تا 3 متر متغیر است و ساخت توده‎‍ای دارد. خرده‎‍سنگ‎‍ها اکثراً نیمه‎‍گرد تا کاملاً گردشده با جهت‎‍یابی فلسی متوسط تا خوب‌اند. این رخساره بسیار کمتر از رخسارۀ Gmp است. این رخساره به دو صورت در مخروط‎‍افکنۀ قزوین مشاهده ‎‍شده است: با گسترش جانبی 4 تا بیش از 10 متر و اختصاصاتی ازجمله شکل هندسی صفحه‎‍ای و مرز پایینی فرسایشی و یا با گسترش جانبی 2 تا 5 متر و شکل هندسی عدسی، مرز پایینی ناگهانی و فرسایشی و مرز بالایی محدب، معمولاً همراه با رخسارۀ Smm و Gmp است.

تفسیر: رخسارۀ Gcp با مشخصه‎‍هایی ازجمله شکل هندسی صفحه‎‍ای در بالادست مخروط‎‍افکنه، نشان‎‍دهندۀ رسوب‌گذاری سریع جریان‎‍های رودخانه‎‍ای پرانرژی با خرده‎‍سنگ‎‍های فراوان است (Gao et al. 2018). رخساره‎‍های گراول دانه‎‍پشتیبان با شکل هندسی عدسی و مرزهای پایینی فرسایشی، فعالیت سدهای درون کانالی را منعکس می‎‍کند (Miall 2006).

رخسارۀ زوج‌لایه‎‍های ماسه‎‍ و گراول صفحه‎‍ای ریتمیک[7] (Gcp/Gmp یا Gcp/Sm)

توصیف: این رخساره از تناوب ریتمیک رخساره‎‍های دانه‎‍پشتیبان گراولی پبلی کابل‎‍دار و رخسارۀ گراول زمینه‎‍پشتیبان و یا ماسۀ گراولی تشکیل‎‍ شده است (شکل 8). زوج‌لایه‌ها معمولاً به‌صورت موازی با سطح لایه‎‍بندی یا با زاویۀ کمی نسبت‌به آن قرار گرفته‌اند و مرز بین آ‎‍نها ناگهانی و غیرفرسایشی است. خرده‎‍سنگ‎‍های درشت عمدتاً نیمه‎‍زاویه‎‍دار تا زاویه‎‍دارند و عمدتاً به‌صورت موازی یا نیمه‌موازی نسبت‌به سطح لایه، جهت‎‍یابی کرده‎‍اند. شواهد ماکروسکوپی نشان می‎‍دهد این زوج‎‍لایه‎‍ها به‌صورت محلی با مجموعه‎‍ای از عارضه‎‍های شاخص ازجمله لایه‎‍های بکست[8] (طبقه‎‍بندی مورب دون برگشتی با شیب به‌سمت بالادست) و طبقه‎‍بندی‎‍ مورب پشته‎‍‎‍ای، مانند[9] (Rust and Gibling 1990; Masuda et al. 1993) همراه‌اند (شکل A-B8). این مجموعه رخساره ازنظر حجمی درصد ناچیزی از رخساره‎‍ها را به خود اختصاص می‎‍دهند و به‎‍ندرت‎‍ در توالی‎‍ها مشاهده می‎‍شوند. طبقه‎‍بندی‎‍های مورب با شیب به‌سوی بالادست و یا پایین‌دست، شاخص نهشته‎‍های دون برگشتی است. طبقه‎‍بندی مورب دون برگشتی نسبتاً کم‌شیب و بیشتر مبهم و نامشخص است؛ بنابراین تشخیص آ‎‍نها آسان نیست (برای مثال Middleton 1965; Barwis and Hayes 1985). ساخت طبقه‎‍بندی مورب پشته‎‍ای‌شکل، نزدیک سطح رخساره متشکل از زوج‎‍لایه‎‍های ریز و درشت‎‍دانه با ضخامت 9/3 متر یافت ‎‍شده است. این واحد توسط لامینه‎‍های موجی با طول ‌موج 45 تا 120 سانتی‎‍متر و دامنۀ 15 تا 35 سانتی‎‍متر مشخص می‎‍شود. اشکال بستر دون برگشتی عمدتاً در طیف وسیعی از دانه‎‍ها از ماسۀ خیلی ریز تا پبل تشکیل ‌شده است که به‌صورت عمودی و جانبی به لامیناسیون‎‍های افقی تبدیل می‎‍شوند.

تفسیر: برانبارش ریتمیک زوج‌لایه‌های متناوب در طی سیلاب‎‍های مجزا مربوط به ماهیت اتوسیکلیک ردیف‎‍هایی از امواج رسوب و آب است که امواج ایستاده[10] نامیده می‎‍شوند و ناشی از جریان‎‍های فوق بحرانی‌اند[11] (Mutti et al. 1996). درواقع این زوج‎‍لایه‎‍ها درنتیجۀ سیلاب‎‍های ورقه‎‍ای با رژیم جریانی بالای غنی از رسوب، با توان و ظرفیت بالا تشکیل‌شده‌اند. حجم زیاد آب از حوضۀ آبگیر به‌دنبال بارش سنگین، ممکن است به جریان‎‍های گرانشی سیال منجر شود و رسوبات پوشانندۀ شیب حوضه را ازطریق سیلاب‎‍های ناگهانی بر روی مخروط‎‍افکنه انتقال دهد؛ بنابراین رسوبات درشت‎‍دانه در طی مرحلۀ (فاز) شست‌وشوی سریع در لایه‎‍ای مسطح با مرز غیردگرشیب به سمت پایین‎‍دست ته‎‍نشین می‎‍شوند. از طرفی، رسوبات ریزدانه در پی آشفتگی بالای محلی، به حالت معلق درمی‌آیند؛ سپس به‌علت کاهش سریع آشفتگی با یک مرز ناگهانی غیرفرسایشی بر رسوبات درشت‎‍دانه تجمع می‎‍کنند (Chakraborty and Paul 2013). این تناوب در مخروط‎‍افکنه‎‍های جوان به‎‍عنوان بار بستر و بار معلق ناشی از شست‌وشوی شدید در نظر گرفته می‎‍شوند (Nichols and Thompson 2005). این رخساره می‎‍تواند ناشی از تناوب سیلاب ورقه‎‍ای و جریان خرده‎‍دار یا یکی به‌تنهایی باشد (Amajor 1986).

عارضه‎‍های دیگر سیلاب‎‍های صفحه‎‍ای مانند دون برگشتی و لامینه‎‍های موجی نیز مربوط به ماهیت اتوسیکلیک امواج ایستاده در جریان‎‍های فوق‎‍بحرانی‌اند (Blair and McPherson 2009). این امواج به‌طور مکرر آغاز می‎‍شوند، بزرگ می‎‍شوند، به‌سمت بالا‎‍دست مهاجرت می‎‍کنند و سپس یا با پیوستن مجدد به سیلاب و یا شکستن و شست‌وشوی بیشتر از بین می‎‍روند (Kumar et al. 2007; Blair and McPherson 2009). لایه‎‍های بک‎‍ست (Middleton 1965) در طی سه مرحلۀ اول گسترش می‎‍یابند و در صورتی ‌که امواج ایستاده به‌آرامی با جریان ترکیب شوند، حفظ می‎‍شوند (Blair and McPherson 2009). دون‎‍های برگشتی می‎‍توانند برای تشخیص جهت جریان دیرینه، سرعت (Middleton 1965) و نهشته‎‍های ناشی از جریان‎‍های بالا (Slootman et al. 2018) استفاده شوند. طبقه‎‍بندی‎‍های مورب پشته‎‍ای، مانند نوعی طبقه‎‍بندی مورب دون برگشتی است که درنتیجۀ حفظ حالت ایستادۀ امواج ایستاده (Hwang et al. 2016) در امتداد خط اتصال لایۀ فوقانی با چگالی کم و جریان‎‍های چگال‎‍تر پایینی در رژیم جریانی بالا، تشکیل می‎‍شود (Araya and Masuda 2001).

رخسارۀ گراول با طبقه‎‍بندی تدریجی نرمال[12] (Gmg)

توصیف: نهشته‎‍های رخسارۀ Gmg (شکل 8)، شامل لایۀ پایه‎‍ای از گرانول تا پبل‎‍های درشت‌اند که به‌سمت بالا به‌تدریج به رسوبات ریزدانه تبدیل می‎‍شوند. خرده‎‍سنگ‎‍ها جورشدگی متوسط دارند و از زاویه‎‍دار تا نیمه‎‍گرد متغیرند. رنگ این رخساره قرمز تا زرد-قهوه‌ای کم‎‍رنگ است. خرده‎‍سنگ‎‍های درشت با جهت‎‍یابی فلسی روی مرز فرسایشی قرار گرفته‌اند. معمولاً مرز این رخساره با رخساره‎‍های زیرین تا حدودی فرسایشی است؛ اما تماس صفحه‎‍ای (نه مقعر به سمت بالا) دارند. مرز بالایی این رخساره ناگهانی و مشخص است. این رخساره عمدتاً به بخش‎‍های بالادست تا میانی مخروط‎‍افکنه‎‍ها محدود می‌شود و در بخش‎‍های پایین‎‍دست مشاهده نمی‎‍شود. ضخامت و گسترش جانبی این رخساره به ‎‍ترتیب از 5/0 تا 5/1 متر و از 8 تا 15 متر متغیر است.

تفسیر: این رخساره نشان‎‍دهندۀ جریان‎‍های آبی آزاد ناگهانی^[13] است که در یک رویداد واحد نهشته ‎‍شده است. هریک از این جریان‎‍ها با گذر زمان و دورشدن از منشأ، انرژی خود را از دست می‎‍دهند و باعث طبقه‎‍بندی تدریجی گراول‎‍های پبلی در پایین تا رسوبات ماسه‎‍ای در بالای یک‌لایۀ واحد می‎‍شوند. با توجه به موقعیت نزدیک به منشأ این رخساره، این احتمال می‎‍رود که حوادث ناگهانی توسط جریان قوی رواناب‎‍های عبورکننده ازطریق کانال‎‍های تغذیه‎‍کننده تشکیل می‎‍شوند و آب و رسوب آن از حوضه‎‍های زهکشی بالادست حوضه منشأ می‎‍گیرند.

شکل 8-پروفیل رسوبی و تصاویر صحرایی رخسارۀ‎‍ سیلاب‎‍صفحه‎‍ای و عارضه‎‍های دون‌برگشتی و لامیناسیون موجی. A و B) زوج‎‍لایه‎‍های ریتمیک گراول و ماسۀ صفحه‎‍ای (Gcp/Gmp یا Gcp/Sm) با مرز ناگهانی و مشخص روی رخسارۀ Gmg؛ C) تصویر نزدیک زوج‎‍لایه‎‍ها و لامیناسیون‎‍های مورب دون‌برگشتی با شیب به‎‍سوی بالادست، به شیب زوج‎‍لایه‎‍ها توجه شود؛ D) تصویر نزدیک رخسارۀ Gmg؛ E) زوج‌لایه‌های ریتمیک صفحه‌ای؛ F) ساخت‎‍های پشته‎‍ای مانند (موجی شکل) و رخسارۀ Gmg.

Fig 8- Sediment profile and photographs of sheetflood facies. A-B) Rhythmic gravelly and sandy planar couplets (Gcp-Gmp/Sm) overlying Gmg facies. C) Close-up view of couplets and cross laminations (antidune), dipping both upstream and downstream. D) Close-up view of Gmg facies. E). Rhythmic gravelly and sandy planar couplets. Note cross laminations (white arrow); F) General view of the sheetflood couplets with HCS-like structures (wavy laminae) and Gmg facies.

رخسارۀ گراول دانه‎‍ تا زمینه‎‍پشتیبان عدسی‎‍شکل با طبقه‎‍بندی تدریجی نرمال [14](Glns)

توصیف: رخسارۀGlns از خرده‎‍سنگ‎‍هایی به ‎‍اندازۀ پبل تا کابل تشکیل‎‍ شده است که به‌سمت بالا به‌صورت تدریجی، به رسوبات ریزدانه تبدیل می‎‍شوند (شکل 9). تفاوت اصلی این رخساره با رخسارۀGmg مربوط به شکل هندسی، مرز پایینی فرسایشی و گسترش جانبی محدود آن است. در مواردی به‌سمت بالا به رخساره‌های با طبقه‎‍بندی افقی تا مورب مسطح کم‌زاویه تبدیل می‌شود. جهت‎‍یابی فلسی خرده‎‍سنگ‎‍ها به‎‍وضوح ‎‍مشاهده‌شدنی است. خرده‎‍سنگ‎‍ها اکثراً نیمه‎‍زاویه‎‍دار تا نیمه‎‍گردند. ضخامت این رخساره از 25/0 تا حدود 1 متر است و به‌صورت پراکنده و بین لایه با دیگر رخساره‎‍ها در بخش‎‍های مختلف مخروط‌افکنه مشاهده می‎‍شود.

تفسیر: سیلاب در حال فروکش، به‎‍طور محلی بستر را حفر می‎‍کند و کانال‎‍هایی را تشکیل می‎‍دهد که در آ‎‍نها رسوبات دانه‎‍درشت ته‎‍نشین می‎‍شوند. نهشته‎‍های ناشی از سیلاب حفر‎‍کنندۀ کانال عمدتاً از خرده‎‍سنگ‎‍های درشت تشکیل می‎‍شوند که از حوضۀ آبگیر یا فرسایش دیواره‎‍ها یا کف‎‍کانال مشتق می‎‍شوند. بستر کانال‎‍های حفر‎‍شده معمولاً دارای رسوبات دانه‎‍درشت است و ممکن است شامل لایه یا پوشش نازکی از رسوبات ریزدانه باشد که در طی افت انرژی سیلاب ته‎‍نشین می‎‍شود. کانال‎‍های حفرشده در ابتدا به‌صورت مجراهایی برای انتقال رسوبات در مخروط‎‍افکنه عمل می‎‍کنند؛ بنابراین نهشته‎‍های آ‎‍نها عمدتاً به‌صورت لایه یا لایه‎‍های پوششی بر دیگر نهشته‎‍های ناشی از فرایندهای اولیه، مانند جریان‎‍های خرده‎‍دار یا سیلاب‎‍های ورقه‎‍ای قرار می‎‍گیرند (Blair and McPherson 2009). وجود جهت‎‍یابی فلسی، پاسخ بار بستر به جریان یک‎‍جهتی است و وجودنداشتن طبقه‎‍بندی مورب نشان می‎‍دهد مقاومت بار بستر موجب جدایی جریان نمی‌شود و همچنین عمق جریان ناچیز است (Rust 1972).

رخسارۀ ماسه‎‍ای با لایه‎‍بندی موازی[15] (Spl)

توصیف: رخسارۀ Spl از رسوبات ماسه‎‍ای متوسط تا درشت‎‍دانه با لایه‎‍بندی موازی تشکیل‎‍ شده‎‍اند (شکل‎‍ 9). ضخامت این رخساره 7/0 تا 5/1 و امتداد جانبی آن از 1 تا 3 متر متغیر است. شکل هندسی این رخساره عدسی‎‍شکل و مرز پایینی آن فرسایشی است که در بعضی موارد با نهشته‎‍های پبلی-کابلی پوشیده‎‍ شده است و مرز بالایی آن ناگهانی و مشخص است. رنگ این رخساره خاکستری است و فراوانی زیادی در منطقه ندارد، تنها در بخش‎‍های میانی و پایینی دشت عمدتاً به‌صورت بین لایه با نهشته‎‍های دانه تا زمینه‎‍پشتیبان مشاهده ‎‍شده است.

تفسیر: این رخساره از ماسه‎‍ با لایه‎‍بندی موازی ناشی از رژیم جریانی بالا در برش‎‍های پایدار دره‎‍های رودخانه‎‍ای تشکیل شده است که به‎‍عنوان پرشدگی کانال تفسیر می‎‍شود. لایه‌بندی‌های موازی نشان می‌دهد این رخساره ازطریق مکانیسم‌های صفحه‎‍ای[16] در قسمت‌های پایین‌تر رژیم جریان بالایی رسوب کرده است (Miall 2006). فراوانی رخسارۀ Spl به‌سمت پایین‌دست مخروط‌افکنه، نشان‌دهندۀ افزایش فرآیندهای رودخانه‎‍ای با فاصله از رأس مخروط‎‍افکنه است. این رخساره یکی از رایج‌ترین رخساره‌های مربوط به جریان آبی است (Gough 2015).

شکل-9-A و B) پروفیل رسوبی و تصویر صحرایی رخسارۀ گراول‌دانه‎‍ تا زمینه‎‍پشتیبان عدسی‎‍شکل با طبقه‎‍بندی تدریجی نرمال (Glns) که به‎‍سمت بالا به رخسارۀ ماسه با لامیناسیون موازی (Spl) تبدیل می‎‍شود.

Fig 9 - A and B) Sedimentary profile and field image of lenticular gravel facies with gradational normal stratification (Glns) which transforms upwards into sand facies with Parallel lamination (Spl).

رخسارۀ ماسۀ توده‎‍ای[17] (Sm)

توصیف: رخسارۀ Sm (شکل 10) شامل رسوبات ماسه‎‍ای درشت تا ریزدانه، قرمز تا قهوه‎‍ای و بدون ساخت رسوبی است. این ماسه‎‍ها جورشدگی نسبتاً خوب دارند و اکثراً نیمه‎‍گرد تا گرد‎‍شده‎‍اند. این رخساره با ضخامت متغیر از 1 تا 4 متر، عمدتاً در پایین‌دست مخروط‎‍افکنه مشاهده می‎‍شود. مرز پایینی و بالایی این رخساره معمولاً به‎‍ ترتیب غیرفرسایشی و ناگهانی است. در بعضی موارد خرده‎‍سنگ‎‍هایی به‎‍ اندازۀ پبل و یا لکه‎‍های[18] کربناته در آن یافت می‎‍شود. این رخساره معمولاً همراه با ماسه، با طبقه‎‍بندی افقی است.

تفسیر: مرز غیرفرسایشی رخسارۀ Sm و تبدیل این رخساره به‌سمت بالا به ماسه‎‍های با لایه‎‍بندی افقی، مؤید رسوب‌گذاری آن در یک جریان گرانشی-رسوبی فوق‌العاده غلیظ است (Chakraborty and Paul 2013). علاوه ‎‍بر این، گسترش جانبی این رخساره و همچنین شکل هندسی صفحه‎‍ای تا گوه‎‍ای آن، عملکرد یک جریان آزاد را نشان می‎‍دهد. جریان‎‍های فوق‌العاده غلیظ[19] در منابع مختلف تفسیر متفاوتی دارند: یا به‌عنوان جریان‎‍های چسبنده (Mulder and Alexander 2001) و یا به‎‍عنوان جریان‎‍های خرده‎‍دار غیرچسبنده و جریان‎‍های ماسه‎‍ای (Allen 1997) تفسیر می‎‍شوند.

شکل10– B-A- رخسارۀ ماسۀ توده‎‍ای (Sm) که به‌سمت بالا به رخسارۀ ماسه با لامیناسیون موازی (Spl) تبدیل می‌شود.

Fig 10-A and B) Sedimentary profile and field image of massive sand (Sm) which transforms upwards into sand facies with parellal lamination (Spl).

رخسارۀ کالکریت[20] (P)

توصیف: اشکال متنوعی از کالکریت یا کربنات‌های غیردریایی ازجمله پودری، لکه‌ای[21]، توده‌ای و لامینار در بخش‌های مختلف منطقۀ مطالعه‌شده مشاهده شد (شکل‎‍های A-D11). بافت رسوبات میزبان کالکریت‌ها از رخساره‌های ماسه‌ای تا گراولی متغیر است. بقایای گیاهان به فراوانی در پروفیل‌ها مشاهده می‌شود (شکل‎‍های E-F11). گسترش جانبی این رخساره‌ها به 110 متر می‌رسد. رنگ رخساره‌های کالکریت بیشتر سفید تا زرد است.

تفسیر: کالکریت‌های تشکیل‌شده در منطقۀ مطالعه‌شده از نوع کالکریت‌های مرکب پدوژنیک و غیرپدوژنیک‌اند. منطقۀ مطالعه‌شده با اقلیم خشک تا نیمه‌خشک، شرایط مساعدی برای تشکیل انواع کالکریت دارد. تغییرات دما اثر درخور ‌توجهی به‎‍خصوص بر تشکیل کالکریت پدوژنیک دارد. افزایش دما از یک‌طرف با کاهش حلالیت CO₂ در آب‌های درون منفذی، به افزایش تجمع کربنات در خاک (Krauskopf and Bird 1994) و از طرف دیگر به افزایش تعرق میکروبی منجر می‌شود؛ بنابراین مقدار CO₂ در آب‌های درون منفذی افزایش می‌یابد. به عقیدۀ Gocke and Kuzyakov (2011)، دما بر فرایندهای بیوژنیک تأثیر بیشتری نسبت‌به غیربیوژنیک دارد؛ بنابراین، نرخ بالای تجمع کربنات بیوژنیک در اطراف ریشۀ گیاهان یا عارضه‌های میکروبی، به تشکیل لکه‌ها یا ندول‌های کربناته منجر می‌شود.

شکل 11 –A) کالکریت پودری و لکه‌ای؛ B) کالکریت لکه‌ای؛ C) کالکریت توده‌ای؛ D) کالکریت لایه‌ای؛ E) تصویر میکروسکوپی بقایای ریشه و بخش‌های اپیدرمی متحدالمرکز (e) و پلوئیدهای دیاژنزی (p)؛ F) تصویر میکروسکوپی بقایای ریشه (XPL).

Fige 11- field pictures of calcrete facies A) powdery and mottling calcrete; B) mottling calcrete; C) massive calcrete; D) layered calcrete; E) a root trace and concentric epidermal sections (e) and diagenetic peloids (p, XPL); F) root trace (arrow).

بحث و برررسی

فرایندهای مؤثر بر تشکیل مخروط‎‍افکنۀ‎‍ قزوین

ترک‎‍های گلی چند ضلعی، رنگ قرمز رسوبات، افق‎‍های قرمز و کالکریت در زیر محیط‌های مختلف دشت قزوین، نشانگر شرایط اقلیم گرم و خشک است (Clyde et al. 2010). افق‌ قرمز به‌عنوان یک افق شاخص از گراول زمینه‌پشتیبان با جورشدگی ضعیف و بافت شناور تشکیل ‌شده است که با رخسارۀ زیرین مرز تدریجی و با رخساره‎‍های بالایی، مرز مشخص و ناگهانی دارد. مرز تدریجی افق‎‍های قرمز به‎‍عنوان جریان‎‍های غنی از گل با جریان‎‍های خرده‎‍دار زیرین، حاکی از ارتباط بین این دو فرایند رسوبی است. این افق‎‍ها به‌صورت پوششی از جریان در حال فروکش (دنبالۀ رقیق جریان خرده‎‍دار) برای جریان‎‍های خرده‎‍دار عمل می‎‍کنند (Went 2005) و نشانگر شرایط اکسیداسیون خشکی‌اند که درنتیجۀ کاهش سرعت رسوب‌گذاری رخ داده است (Walker 1967). همچنین این افق‎‍ها به‎‍عنوان خاک‎‍دیرینه[22] تفسیر می‎‍شوند که نشان‌دهندۀ تناوب رسوب‎‍گذاری، رخنمون و فرسایش در جریان‎‍های خرده‎‍دار است (Mather et al. 2016). این افق در تمامی مخروط‌افکنه‌های حاشیۀ شمالی دشت قزوین به‌استثنای مخروط‎‍افکنۀ قزوین مشاهده شده است (Davoudi et al. 2020).

با توجه به تحلیل‎‍ها و نتایج به دست آمده از دانه‎‍سنجی، رسوبات مخروط‎‍افکنۀ‎‍ قزوین عمدتاً از طیف گسترده‎‍ای از دانه‎‍های نیمه‎‍درشت تا دانه‎‍ریز تشکیل‎‍شده‎‍اند. درصد بولدر در این مخروط‎‍افکنه بسیار کم است و خرده‎‍سنگ‎‍های درشت به‎‍ندرت در آن‎‍ یافت می‎‍شود. به‎‍ عبارت دیگر، از بین گراول‎‍های درشت‎‍تر از 6 سانتی‎‍متر، برتری با گراول‎‍های با قطر 6 تا 12 سانتی‎‍متر (50 تا 80درصد) است. این امر نشان می‎‍دهد خرده‎‍سنگ‎‍های درشت، به‎‍ندرت در حوضۀ آبریز تشکیل می‎‍شود. علت اصلی تشکیل چنین نهشته‎‍های نسبتاً ریزدانه‌ای، سنگ‎‍های تشکیل‎‍دهندۀ حوضۀ آبریز است که اکثراً از سنگ ‎‍مادرهای آتشفشانی ریز‎‍دانه، سنگ‎‍های آهکی (به‌خصوص از نوع مارن)، ماسه‎‍سنگ، سیلتستون و شیل مشتق شده‎‍اند که به‌آسانی تجزیه و خرد می‎‍شوند. فراوانی ناچیز خرده‎‍سنگ‎‍ها می‎‍تواند جایی نیز رخ دهد ‎‍که برش‎‍های شدید تکتونیکی سنگ‎‍های حوضۀ آبریز را پودر کرده‎‍ است (Blair 2003). با این‎‍ حال، با توجه به نوع سنگ ‎‍مادر‎‍ها در حوضۀ آبریز، ترکیب سنگ‎‍شناسی سنگ ‎‍مادرها علت اصلی تشکیل چنین نهشته‎‍هایی است. علاوه بر این، گسترش کالکریت در مخروط‎‍افکنۀ قزوین به‎‍وضوح سهم سنگ ‎‍مادر آهکی را در ترکیب سنگ‌شناسی حوضۀ آبریز نشان می‎‍دهد. همچنین، نتایج دانه‎‍سنجی نشان می‎‍دهد مقدار گل نمونه‎‍های آنالیز‎‍شده از مخروط‎‍افکنۀ مطالعه‌شده بسیار ناچیز (غالباً کمتر از 5درصد) است (شکل 12). با توجه به اینکه بخش‎‍های سلیتی و رسی محصول هیدرولیز فلدسپار و کانی‎‍های فرعی است و یا ازطریق برش‎‍های شدید تکتونیکی تشکیل می‎‍شوند (Blair 1999)، بنابراین چنین واکنش‎‍هایی در اقلیم گرم و خشک بسیار کند است و به مقدار ناچیز بخش گلی منجر می‎‍شود (Blair and McPherson 2009). حضور انواع کالکریت‎‍ در مخروط‎‍افکنه‎‍ها و همچنین کانی رسی پالیگورسکیت که کانی رسی مختص کالکریت‎‍ است (AlShuaibi and Khalaf 2011; Zucca et al. 2017)، نشانه‎‍های بارز دیگری برای تأیید اقلیم گرم و خشک‌اند. اختصاصات ذکرشده و فراوانی رخساره‌های ناشی از فرایندهای آبی حاکی از تشکیل مخروط‌افکنۀ قزوین، ناشی از فرایندهای رودخانه‎‍ای در اقلیم گرم و خشک است. از طرفی، آنالیز جهت جریان دیرینه براساس جهت‎‍یابی فلسی خرده‎‍سنگ‎‍ها (شکل 12)، نشان می‎‍دهد رسوبات این مخروط‎‍افکنه‎‍ غالباً از شمال به‎‍سمت جنوب حمل شده‎‍اند؛ بنابراین بالاآمدگی تکتونیکی ناشی از گسلش البرز جنوبی سهم چشمگیری در تشکیل مخروط‎‍افکنه‎‍های حاشیۀ شمالی دشت قزوین دارد.

مدل مخروط‎‍افکنۀ قزوین

فرایندهای رسوبی کنترل‎‍کنندۀ مخروط‎‍افکنه‌ها، جریان خرده‎‍دار، سیلابی و رودخانه‎‍ای است (Moscariello 2017). جریان خرده‎‍دار به‌عنوان مهم‌ترین فرایند گراویته-رسوبی، بیشترین حجم رسوبات را به‌صورت مستقیم بر سطح مخروط‎‍افکنه‎‍ها به‎‍ جا می‎‍گذارد (Blair and McPherson 1994). از طرفی وقوع جریان‎‍های خرده‎‍دار مستلزم شرایط خاصی است که عبارتند از: 1) حضور گل در واریزه‎‍ها؛ 2) شیب 27 تا 56 درجه برای آغاز حرکت جریان (Campbell 1975)؛ 3) دورۀ بازگشت طولانی‎‍مدت وقوع جریان‎‍های خرده‎‍دار (حدود 300 تا 10000 سال؛ Hubert and Filipov 1989). به‌ عبارت ‌دیگر، وقوع جریان‎‍های خرده‎‍دار غالباً دوره‎‍ای است (Blair and McPherson 2009) و همان‌طور که پیش‌تر اشاره شد، معمولاً با افق‎‍های قرمزرنگی همراه‌اند که نشانگر پایان یک دورۀ جریان‎‍ خرده‎‍دار است، از طرف دیگر، فرایندهای مختلف می‎‍توانند مسافت‎‍های متفاوتی را از رأس تا پنجۀ مخروط‎‍افکنه طی کنند؛ به‎‍طوری‎‍ که شعاع عملکرد جریان‎‍های خرده‎‍دار از چند صدمتر تا چند کیلومتر، جریان سیلابی از یک تا ده کیلومتر و جریان رودخانه‎‍ای از یک تا ده‎‍ها کیلومتر است (Nichols 2009). درمجموع، سهم هریک از این فرایندهای جریان خرده‎‍دار، سیلابی و رودخانه‎‍ای در تشکیل مخروط‎‍افکنه‎‍های مختلف متفاوت است؛ به‌طوری ‌که بستگی به توپوگرافی، هیدرولوژی و مساحت حوضۀ آبریز دارد. به عبارت دیگر، جریان‌های آبی یا رودخانه‌ای ناشی از مهاجرت آب به پایین‌دست، تحت تأثیر نیروی گرانش است که به حرکت ذرات رسوبی در داخل جریان منجر می‌شود. در حالی ‌که، جریان‌های خرده‌دار درنتیجۀ اثر مستقیم گرانش روی ذرات رسوبی رخ می‌دهد و هر مایعی که به درون جریان می‌آید، به‌عنوان محصول جانبی در جریان عمل می‌کند (Middleton and Hampton 1973).

مخروط‎‍افکنۀ قزوین به‎‍عنوان بزرگ‌ترین مخروط‎‍افکنۀ دشت قزوین، سیستم رودخانه‎‍ای فعال و مناسبی دارد که حجم بسیار زیادی از رسوبات آواری را تا شعاع 22 کیلومتری فراهم می‎‍کند. با توجه به اختصاصات ذکرشده و همچنین فراوانی رسوبات ماسه‎‍ای نسبت‌به ‎‍گراول، گل ناچیز (کمتر از 5/6درصد)، شیب بسیار کمتر نسبت‌به دیگر مخروط‎‍افکنه‎‍ها، وقوع رخساره‎‍های شاخص رودخانه‎‍ای ازجمله Gmp، Gcp، Gmg، Glns و Sm، رخساره‎‍های ناشی از سیلاب‎‍صفحه‎‍ای (Gmp/Smm-Gcp)، دون‌های برگشتی، عارضه‎‍های کنده‎‍شده و پرشدۀ فراوان و خرده‎‍سنگ‎‍های اکثراً نیمه‎‍گرد تا گردشده با جهت‎‍یابی فلسی متوسط تا خوب در بیشتر رخساره‎‍ها، می‎‍توان مخروط‎‍افکنۀ قزوین را مخروط‎‍افکنۀ ناشی از فرایندهای رودخانه‎‍ای معرفی کرد (شکل 12).

شکل 12- طرح شماتیک رخساره‎‍ها و مدل رسوبی، ترکیب و اندازۀ دانه‎‍ها و جهت جریان قدیمی مخروط‌افکنۀ قزوین.

Fig 12- An illustration of sedimentary model and facies, grain size and composition, and paleoclimate trend of Qazvin alluvial fan

نتیجه‌

سیستم‌های رسوبی آبرفتی حاصل، طیف وسیعی از فرآیندهای مختلف است که رخساره‌های منحصربه‌فردی را تشکیل می‌دهند. مخروط‌افکنۀ قزوین در حاشیۀ شمالی دشت قزوین، اطلاعات ارزشمندی را برای مطالعۀ سیستم‌های حاشیۀ حوضۀ قاره‌ای در مقیاس بزرگ فراهم می‌کند. با توجه به کاربری متنوع مخروط‌افکنه‌ها، تجزیه‌و‌تحلیل اختصاصات رسوبی مخروط‌افکنه ازجمله بافت، ساخت و ترکیب سنگ‌شناسی، رخساره‌ها و شناخت فرایندها و شرایطی که تحت آن مخروط‌افکنه تشکیل می‌شود، می‌تواند به تصمیم‌گیری صحیح به‌منظور بهره‌برداری از مخروط‌افکنه‌ها در حوزه‌های عمرانی، کشاورزی، زیست‌محیطی و غیره کمک کند. نتایج حاصل از مطالعه، اندازۀ رسوبات مخروط‌افکنۀ قزوین را نشان می‌دهد که گراول‎‍های با قطر 6 تا 12 سانتی‎‍متر، فراوان‎‍ترین رده (50 تا 80درصد) به شمار می‎‍روند. فراوانی رده با قطر 12 تا 25 سانتی‎‍متر در مخروط‎‍افکنه،‎‍ 20 تا 40درصد و فراوانی دیگر گروه‎‍ها کمتر از 20درصد است. بافت بیشتر رسوبات مخروط‎‍افکنه‎‍ای گراول ماسه‎‍ای، ماسۀ گراولی و گراول است. جورشدگی رسوبات عمدتاً بد (87/0 فی) تا خیلی بد (22/3 فی) و کج‎‍شدگی آنها عمدتاً مثبت و از 42/0- تا 79/0 متغیر است، به‌طوری ‌که در بالادست مخروط‎‍افکنۀ‎‍ مثبت تا خیلی‎‍مثبت و در بخش‎‍های پایینی منفی‎‍تر است. کج‎‍شدگی مثبت به‌عنوان یکی از شاخص‎‍های رسوبات مخروط‎‍افکنه‎‍ها، ناشی از وجود دانه‎‍های ریز با فراوانی ناچیز در میان دانه‎‍های درشت‎‍تر است. جنس غالب رسوبات مخروط‌افکنه، خرده‌سنگ‌های آذرین و خرده‌سنگ‌های آهکی به ترتیب با فراوانی 01/48 و 10/15درصد است. نتایج حاصل از بررسی رخساره‌ها نشان می‌دهد هشت رخسارۀ رسوبی در دو گروه رسوبات دانه‌درشت شامل Gmp، Gcp، Gcp-Gmp/Sm، Gmg، Glns، Spl و Sm و رخسارۀ کالکریتی (P) ‌شناسایی‌شدنی است؛ بر این اساس مخروط‌افکنۀ قزوین را با برتری رخساره‌های رودخانه‌ای و وجودنداشتن توالی ریتمیک رخساره‌های گراول زمینه تا دانه‌پشتیبان و گراول زمینه‌پشتیبان قرمزرنگ، می‌توان به‌عنوان مخروط‎‍افکنۀ ناشی از فرایندهای رودخانه‎‍ای در نظر گرفت.

[1] Allocyclic

^[2]Autocyclic

[3] Framwork

^[4] Matrix-supported gravelly facies

^[5] Water-saturated flows

^[6] Clast-supported gravelly facies

^[7] Rhythmic gravelly and sandy planar couplets

^[8] Backset

^[9] HCS-Like or HCS-Mimics

^[10] Standing waves

^[11] Supercritical water flow

^[12] Graded clast supported gravelly facies

^[13] Catastrophic unconfined water-flows

^[14] Lenticular gravelly facies with gradational normal stratification

^[15] Parallel-laminated sandy facies

[16]-Plane-bed mechanisms

^[17]Massive sandy facies

^[18] Patches

^[19]Hyperconcentrated flows

^[20] Calcrete facies

^[21] Mottling

^[22] Paleosol

References

Allen P.A. 1997. Earth Surface Processes. Blackwell, Oxford, p. 404.

Alonso-Zarza A.M. and Wright V.P. 2010. Calcretes. In: Alonso-Zarza A.M. Tanner L.H. (Eds.), Carbonates in Continental Settings: Facies, Environments and Processes. Developments in Sedimentology. Elsevier, Amsterdam, 61: 225–268.

AlShuaibi A.A. and Khalaf F.I. 2011. Development and lithogenesis of the palustrine and calcrete deposits of the Dibdibba Alluvial Fan, Kuwait. Journal of Asian Earth Science, 42: 423–439.

Amajor L.C. 1986. Alluvial fan facies in the Miocene-Pliocene coastal plain sands, Niger Delta, Nigeria. Sedimentary Geology, 49: 1-20.

Annells R.N. Arthurton R.S. Bazley R.A. and Davies R.G. 1975. Explanatory text of the Qazvin and Rasht quadrangles map. 1:250.000. Geological Survey of Iran. Geological Quadrangles Nos. E3-E4. In Persian.

Araya T. and Masuda F. 2001. Sedimentary structures of antidunes: An overview. Journal of the Sedimentological Society of Japan, 53: 1-15.

Barwis J.H. and Hayes M. 1985. Antidunes on modern and ancient washover fans. Journal of Sedimentary Petrology, 55: 907-916.

Berberian M. Qorashi M. Arzhang-Ravesh B. and Mohajer-Ashjai A. 1993. Recent tectonics, seismotectonics and earthquake-fault hazard investigation in the Greater Qazvin region: contribution to the seismotectonics of Iran, part VI. Geology Survey of Iran, 197 pp.

Blair T.C. 1998. Sedimentary processes and facies of the waterlaid Anvil Spring Canyon alluvial fan, Death Valley, California. Sedimentology, 46: 913–940.

Blair T.C. 1999. Cause of dominance by sheetflood vs. debris-flow processes on two adjoining alluvial fans, Death Valley, California. Sedimentology, 46: 1015–1028.

Blair T.C. 2003. Features and origin of the giant Cucomungo Canyon alluvial fan, Eureka Valley,
California. In: Chan MA Archer A.W. (Eds.) Extreme depositional environments: Mega end members in geologic time. Geological Society of America Special Paper, 370: 105-126.

Blair T.C. and McPherson J.G. 1994. Alluvial fans and their natural distinction from rivers based on morphology, hydraulic processes, sedimentary processes and facies assemblages. Journal of Sedimentary Research, 64 (3): 450-489.

Blair T.C. and McPherson J.G. 2009. Processes and forms of alluvial fans. Chapter 14, In: Parsons A.J. Abrahams A.D. (Eds.), Geomorphology and Desert Environments, 413-467.

Campbell R.H. 1975. Soil slips, debris flows, and rain- storms in the Santa Monica Mountains and vicinity, southern California. U.S. Geological Survey Professional Paper 851.

Carver R.E. 1971. Procedures in Sedimentary Petrology, Wiley Interscience, New York, p. 49-69.

Chakraborty P.P. and Paul P. 2013. Depositional character of a dry-climate alluvial fan system from Palaeoproterozoic rift setting using facies architecture and palaeohydraulics: Example from the Par Formation, Gwalior Group, central India. Journal of Asian Earth Sciences, 91: 298-315.

Clyde W.C. Ting S.Y. Snell K.E. Bowen G.J. Tong Y.S. Koch P.L. Li Q. and Wang Y.Q. 2010. New Paleomagnetic and stable-isotope results from the Nanxiong Basin, China: Implications for the K/T boundary and the timing of Paleocene Mammalian Turnover. The Journal of Geology, 118: 131-143.

Davoudi A. Khodabakhsh S. Rafiei B. 2020. Alluvial fan facies of the Qazvin Plain: paleoclimate and tectonic implications during Quaternary. Geopersia 10 (1): 65-87.

Deynoux M. Ciner A. Monod O. Karabvyvkoglu M. Manatschal G. and Tuzcu S. 2005. Facies architecture and depositional evolution of alluvial fan to fan-delta complexes in the tectonically active Miocene Korprucay Basin, Isparta Angle, Turkey. Sedimentary Geology, 173: 315– 343.

Dickinson W.R. 1970. Interpreting detrital modes of greywacke and arkose. Journal of Sedimentary Petrology, 40: 695-707.

Folk E. 1980. Petrography of Sedimentary Rocks. Hemphill Publishing Company. 182 p.

Gao L. Wang X. Yi S. Vandenberghe J. Gibling M. R. and Lu H. 2018. Episodic sedimentary evolution of an alluvial fan (Huangshui Catchment, NE Tibetan Plateau), Quaternary, 1(2), 3-28.

Gazzi P. 1966. Le arenarie Del flysch sopracretaceo deU’Appennmo modenese; correlazioni con il flysch di Monghidoro. In: Dickinson W.R. Beard L.S. Brakenridge G.R. Erjavec J.L. Ferguson R.C. and Inman K.P. 1983a. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological Society of America Bulletin, 94: 22-35.

Gocke M. and Kuzyakov Y. 2011. Effect of temperature and rhizosphere processes on pedogenic carbonate recrystallization: Relevance for paleoenvironmental applications. Geoderma, 166: 57– 65.

Gough A. 2015. Controls on sediment architecture and deposition in arid continental basin margin systems, this thesis is submitted for the degree of Doctor of Philosophy of the University of Keele.

He X. Zhang X. He Z. Jia L. Ye P. and Zhao J. 2017. Late Quaternary alluvial fan terraces: Langshan, Inner Mongolia, China. Geomorphology, 286: 34–44.

Hedrick K. Owen L.A. Rockwell T.K. Meigs A. Costa C. Caffee M.W. Masana, E. and Ahumada E. 2013. Timing and nature of alluvial fan and strath terrace formation in the Eastern Precordillera of Argentina. Quaternary Science Review 80: 143-168.

Houston G. 2002. Groundwater recharge through an alluvial fan in the Atacama Desert, northern Chile: mechanisms, magnitudes and causes. Hydrological Processes, 16: 1–19.

Hubert J.F. and Filipov A.J. 1989. Debris-flow deposits in alluvial fans on the west flank of the White Mountains, Owens Valley, California. Sedimentary Geology, 61: 177–205.

Hwang G. Gihm Y.S. and Kim M.C. 2016. Supercritical sheetflood deposits on the volcaniclastic alluvial fan: the Cretaceous upper Daeri Member, Wido Island, Korea. Geophysical Research Abstracts, 18: 3612-1.

Krauskopf K.B. and Bird D.K. 1994. Introduction to geochemistry, 3rd edition. McGraw-Hill cience/Engineering/Math, New York, 456p.

Kumar R. N. Suresh S. J. and Sangode V. 2007. Evolution of the Quaternary alluvial fan system in the Himalayan foreland basin: Implications for tectonic and climatic decoupling. Journal of Quaternary International, 159: 6–20.

Maraga F. Marchi L. Mortara G. and Moscariello A. 1998. Colate detritiche torrentizie: aspetti granulometrici e influenza sul territorio. Mem. Soc. geol. Ital. 53: 75–96.

Masuda F. Yokokawa M. and Sakamoto T. 1993. HCS mimics in Pleistocene, tidal deposits of the Shimosa Group and flood deposits of the Osaka Group, Japan. Journal of the Sedimentological Society of Japan, 39: 27–34.

Mather A.E. Stokes M. and Whitfiel E. 2016. River terraces and alluvial fans: The case for an integrated Quaternary fluvial archive. Quaternary Science Reviews, 166: 74-90.

Miall A.D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology, Springer, 582 p.

Middleton G. 1965. Antidune cross-bedding in a large flume. Journal of Sedimentary Petrology, 35: 922-927.

Middleton G. V. and Hampton M. A. 1973. Sediment gravity flows: mechanics of flow and deposition. Soc. Econ. Paleont. Miner., Short Course, 1: 1—38.

Moore D.M. and Reynolds R.C. 1989. X-ray Diffraction and the Identification and Analysis of Clay Minerals. Oxford University Press, New York, 332p.

Moscariello A. 2017. Alluvial fans and fluvial fans at the margins of continental sedimentary basins: geomorphic and sedimentological distinction for geo-energy exploration and development. Geological Society, London, Special Publications, 440: 215-243.

Mulder T. and Alexander J. 2001. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology, 48: 269–299.

Mutti E. Davoli G. Tinterri R. and Zavala C. 1996. The importance of fluvio-deltaic systems dominated by catastrophic flooding in tectonically active basins. Science Geologiques Memoires, 48: 233-291.

Nichols G. 2009. Sedimentology and Stratigraphy. Wiley-Blackwell: Chichester, 419p.

Nichols G. and Thompson B. 2005. Bedrock lithology control on contemporaneous alluvial fan facies, Oligo-Miocene, southern Pyrenees, Spain. Sedimentology, 52: 571–585.

Okano K. Suwa H. and Kanno T. 2012. Characterization of debris flows by rainstorm condition at a torrent on the Mount Yakedake volcano, Japan. Geomorphology, 136: 88–94.

Ozpolat E. Yıldırım C. Gorüm T. Gosse J.C. Şahiner E. Sarıkaya M.A. and Owen L.A. 2022. Three‑dimensional control of alluvial fans by rock uplift in an extensional regime: Aydın Range, Aegean extensional province, Scientific Reports, 12:15306.

Poppe L. Paskevich V. Hathaway J. and Blackwood D. 2001. A laboratory manual for X-ray powder diffraction. US Geological Survey Open-File Report, 1: 1–8.

Quigley M.C. Sandiford M. and Cupper M.L. 2007. Distinguishing tectonic from climatic controls on range-front sedimentation. Basin Research 19, 491-505.

Rieben E.H. 1966. Geological observations on alluvial depositions in northern Iran. Geological Survey of Iran, 39 pp.

Rust B.R. 1972. Pebble orientation in fluviatile sediments. Journal of Sedimentary Petrology, 42: 384-388.

Rust B.R. and Gibling M.R. 1990. Three-dimensional antidunes as HCS mimics in a fluvial sandstone: the Pennsylvanian South Bar Formation near Sydney, Nova Scotia. Journal Sedimentary Research, 60: 540–548.

Slootman A. Simpson G. Castelltort E. and De Boer P.L. 2018. Geological record of marine tsunami-backwash: the role of the hydraulic jump. The Journal of the International Association of Sedimentologists. The Depositional Record 2018; 4(1): 59–77.

Walker T.R. 1967. Formation of red beds in modern and ancient deserts. Geological Society of America Bulletin, 78: 917–920.

Went D.J. 2005. Pre-vegetation alluvial fan facies and pro- cesses: an example from the Cambro-Ordovician Rozel Conglomerate Formation, Jersey, Channel Islands. Sedimentology, 52: 693–713.

Zhang W. Wang Q. Chen J. Li H. Que J. and Kong Y. 2015. Grain-Size Analysis of Debris Flow Alluvial Fans in Panxi Area along Jinsha River, China. Sustainability, 7: 15219-15242.

Zucca C. Previtali F. Madrau S. Kadir S. Eren M. Akca E. and Kapur S. 2017. Microstructure and palygorskite neoformation in pedogenic calcretes of central Morocco. Catena, 168: 141–152.