Document Type : پژوهشی
Authors
1 M.Sc. in Sedimentology and Sediment Lithology, Faculty of Sciences, Ferdowsi University of Mashhad, Iran.
2 Ph.D. in Sedimentology and Sediment lithology, Research Institute of Petroleum Industry, Tehran, Iran, (Corresponding author)
3 Ph.D. candidate in Tectonics, Faculty of Sciences, Ferdowsi University of Mashhad, Iran
Abstract
Abstract
Introduction
Qum Tapeh dunes are wind sand dunes that are located between longitude of 46° 1' to 46° 2' east and latitude of 38° 14' to 38° 15' north. These dunes, covering an area of about 6 km2, are located in the northwest of Tabriz and southeast of Sufian. Sedimentary rocks including sandstone, dolomite, and limestone are the most common rocks in the area. Generally, from the Neogene to the present day, the physical and chemical weathering of sedimentary rocks – mainly clastic ones – has provided detrital particles such as gravel, sand, and shale and chemical deposits such as limestone, gypsum, and salt in this region. Rapid winds in east-west direction and vice versa play an important role in sorting and distribution of the sediment particles. The sustainability of winds with constant energy has been associated with the transportation of fine particles; moreover, the accumulation of coarser particles would result in the development of sand dunes.
Methodology
In this research, the systematic sampling was first carried out for the granulometric analysis of sediment, investigating its constituents, and the recognition of the transportation agent.
Discussion and conclusion
Granulometry was performed by using a dry sieving method, with a sieve distance of 0.5 phi to silt (4 phi) by Carver (1971) method, Accordingly, the particles size in sediments of Qum Tapeh sand dunes was determined in the range of coarse sand to silt and clay. The results showed that the particles’ diameter in the sand dunes varied from 0.25 to 0.0039 mm (i.e., size of sand to silt and clay). The average sorting index was 0.321phi, which indicated that the sediments were well-sorted. The mean skewness was +0.357, which meant that the particles were fine skewed, and that the most important mechanism for transportation of these sediments was saltation. Also, the average kurtosis index was 1.726, which meant that they were very leptokurtic. The unimodality of the sediments also enhanced their sorting. Fine particle size, good sorting, and positive skewness indicated the effective role of wind in the transportation and distribution of sediment particles in the area. Comparing the kurtosis index and the sorting may lead to the conclusion that the more their kurtosis, the better their sorting. The petrography study showed that siltstone was the most important rock fragment in wind sediments of Qum Tapeh. The main constituents were clastics with very small amounts of carbonates, of which quartz was the most abundant (65%) mineral found in these sediments. The size of quartz in the sediments varied from silt to very coarse sand, and it often showed undulose extinction. In some monocrystalline quartz grains, there were some types of inclusions that were mostly zircon and muscovite. Monocrystalline quartz grains were mainly composed of plutonic and sedimentary quartz. The higher percent of monocrystalline quartz in comparison with polycrystalline quartz, as well as the presence of quartz grains with overgrowth cement indicated long-term transport and recycling of sediments in the area.
The amount of feldspar in the sediments was 23%, which suggested that the potassium feldspars were more abundant than plagioclase. In terms of geomorphology, the sediments of this area were divided into categories of floating sand, shelter sand, and sand dunes. Also, the most important sand dunes were formed as longitudinal dunes. The direction of wind in the formation of these dunes was not clear, but it may have been in two directions.
Highlights
-
Keywords
مقدمه
بیش از دو سوم مساحت ایران را محدودهای خشک و نیمه خشک فرا گرفته است. در این مناطق به دلیل کمی رطوبت، تنوع پوشش گیاهی محدود است. این موضوع سبب میشود که باد به راحتی بر سطح خشک این زمین ها تأثیر بگذارد و دانه های ماسه را با خود حمل کند و در جایی دیگر رسوب دهد (احمدی و همکاران، 1380: 33-49). در محیط های بیابانی، پویایی و مورفولوژی تپه های ماسه ای متأثر از پوشش گیاهی (وگز و همکاران[1]، 1995: 515-530) و توان حمل باد هستند (واتسون[2]،1989: 5-6). سه منطقه برداشت، حمل و رسوبگذاری در این مناطق قابل تفکیک است. منشأ این رسوبات مرتبط با مناطق کم ارتفاع با اقلیم خشک و میانگین بارش کمتر از 125 میلی متر در سال است (اچی کایا و سالمن[3]، 2008: 835-840). به عنوان یک اصل میزان خاک حمل شده، بیشتر مرتبط با جریان باد است (احمدی و همکاران، 1380: 33-49). از این رو شناخت ویژگی ها و موقعیت سه منطقه ی مذکور در این مناطق حائز اهمیت است (احمدی و همکاران، 1385: 211-224).دانههای ماسهای از نظر زایشی و اندازه ی دانه ها مرتبط با منشا آنها هستند (فیضنیا، 1387: 225-228). این دانه ها با منشأ اولیه ی خود دارای فاصله ی زمانی هستند به طوری که سیکل حمل آنها متنوع بوده و حتی ممکن است فازهای رسوبگذاری آنها متعدد باشد (اسملی و اسملی[4]، 1983: 51-68). لذا درک پیشرفته منشأ، مدل سازی انتشار و پخش رسوبات بادی به بررسی اجزاء عناصر رسوبات سطحی در طول زمان بستگی دارد. تاکنون مطالعه ی زیادی در زمینه ی رسوب شناسی و اندازه گیری تپه های ماسه ای انجام گرفته است که از جمله آنها می‌توان به کارهای قربانیان و عباسی (2013)، امینی و همکاران (2012)، پریمی و همکاران (1393) اشاره کرد و همچنین به دلیل اینکه در منطقه ی قوم تپه هیچگونه مطالعات رسوب شناسی و ژئومورفولوژیکی بر روی تپه های ماسه ای انجام نگرفته بود امید است با انجام این مطالعه داده های مناسبی در اختیار خوانندگان و محققان قرار داده شود. هدف از این تحقیق مقایسه پارامترهای رسوب شناسی (میانگین اندازهی ذرات، جورشدگی، کج شدگی و کشیدگی) تپه‌های ماسهای و همچنین تعیین سنگ منشأ ذرات ماسهای تشکیل دهنده ی این تپه ها با استفاده از داده‌های رسوب‌شناسی و نمودار گلباد منطقه ی مورد مطالعه به منظور ارائه ی یک نقشه ی جامع در مورد جهت فرسایش بادی غالب در منطقه و جهت حرکت ذرات فرسایش یافته از سنگ منشأ به سمت منطقه ی قوم تپه می‌باشد و نشاندهنده ی تأثیراتی است که میتواند در جهت تولید ریزگرد در منطقه داشته باشد.
مواد و روشها
- منطقه ی مورد مطالعه
تپه های ماسهای قوم تپه تلماسه‌های بادی هستند که در محدوده ی جغرافیایی ʹ01°46 تا ʹ02°46 طول شرقی و ʹ014°38 تا ʹ015°38 درجه ی عرض شمالی و با مساحتی حدود 6 کیلومتر مربع در شمال غرب تبریز و جنوب شرق صوفیان واقع شده اند (شکل1). گستره کویر جهتی شمال غربی- جنوب شرقی داشته و به علت وزش بادها و تجمیع خاک‌ها و گرد و غبار منطقه به صورت تپه‌های شنی در آمده است.
به منظور بررسی مکانیسم حمل، رسوبگذاری (هامدن و همکاران[5]، 2014: 275-289)، دانه بندی و عناصر تشکیل دهنده ی تپه های ماسها ی قوم تپه، باتوجه به نوع تپه ماسه ای و مساحت آن، نمونه برداری از رسوبات به صورت سیستماتیک در عمق 2 تا 30 سانتی‌متری از سطح در سه بخش جلویی (پیشانی پر شیب)، میانی و ابتدای قسمت کم شیب آنها صورت گرفت (تعداد 10 نمونه). مطالعات دانه سنجی بر روی نمونه‌ها با استفاده از روش غربال خشک و با فواصل 5/0 فی تا حد سیلت (4 فی) (کاویر[6]، 1971؛ 358-365) انجام شد (جدول 1 و 2).
شکل (1) نقشه ی راه و نقشه ی زمین شناسی ناحیه مورد مطالعه واقع در شمالغرب تبریز و جنوب‌شرق صوفیان. (اقتباس از اسدیان با تغییرات، 1372). موقعیت ماسه‌های قومتپه بر روی نقشه ی داخل کادر نشان داده شده است. نقاط تیره رنگ نشاندهنده ی محل نمونه‌برداری هستند.
جدول (1) نتایج حاصل از دانه سنجی اندازه ی ذرات رسوبات ماسه ای قوم تپه به روش غربال خشک برای نمونه های شماره 5تا10. برای هر نمونه وزن رسوبات رده های مختلف اندازه ی ذرات مشخص شده است.
|
اندازه |
نمونه5 |
نمونه6 |
نمونه7 |
نمونه8 |
نمونه9 |
نمونه10 |
میانگین |
|
5/0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
1 |
061/0 |
022/0 |
010/0 |
002/0 |
021/0 |
042/0 |
056/0 |
|
5/1 |
646/6 |
738/2 |
543/1 |
202/1 |
586/1 |
372/3 |
552/4 |
|
2 |
91/69 |
53/75 |
71/80 |
29/76 |
12/75 |
31/80 |
33/76 |
|
5/2 |
57/12 |
47/11 |
694/9 |
24/12 |
12/12 |
420/8 |
50/10 |
|
3 |
59/12 |
03/10 |
896/7 |
06/10 |
99/10 |
478/7 |
382/8 |
|
5/3 |
100/0 |
069/0 |
059/0 |
073/0 |
056/0 |
042/0 |
055/0 |
|
4 |
044/0 |
042/0 |
038/0 |
046/0 |
031/0 |
027/0 |
036/0 |
|
≤4 |
060/0 |
073/0 |
044/0 |
073/0 |
062/0 |
100/0 |
074/0 |
جدول (2) نتایج حاصل از دانه سنجی اندازهی ذرات رسوبات ماسه ای قوم تپه به روش غربال خشک برای نمونه های شماره 1 تا 4. برای هر نمونه، وزن رسوبات رده های مختلف اندازه ی ذرات مشخص شده است.
|
اندازه |
نمونه 1 |
نمونه 2 |
نمونه 3 |
نمونه 4 |
میانگین |
|
5/0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
1 |
271/0 |
070/0 |
022/0 |
042/0 |
056/0 |
|
5/1 |
34/12 |
294/4 |
380/9 |
418/4 |
552/4 |
|
2 |
24/76 |
08/79 |
63/73 |
77/75 |
33/76 |
|
5/2 |
007/7 |
969/9 |
61/10 |
93/10 |
50/10 |
|
3 |
798/3 |
700/5 |
284/6 |
775/8 |
382/8 |
|
5/3 |
074/0 |
038/0 |
013/0 |
022/0 |
055/0 |
|
4 |
075/0 |
038/0 |
008/0 |
010/0 |
036/0 |
|
≤4 |
179/0 |
078/0 |
045/0 |
017/0 |
074/0 |
در بررسی اندازه ی ذرات بر حسب میلیمتر از طبقه بندی اودن و ونتورث و بر حسب فی از مقیاس کرومباین استفاده شده است. مقیاس فی به صورت لگاریتم منفی قطر ذره در پایه ی 2 تعریف میشود (موسوی حرمی، 1385. 52-53). وزن نمونه‌های تفکیک شده در هر رده از غربال ها با استفاده از ترازوی متلر پی 162[7] تا حد 001/0 گرم توزین شد که نتایج آن در جدول های 1و2 آمده است. سپس پارامترهای آماری مانند میانه، میانگین، کجشدگی، جورشدگی و کشیدگی (فولک[8]، 1980؛ 56-57) برای نمونه های مختلف رسوب محاسبه گردید (جدول 3). همچنین به منظور بررسی ترکیب کانی شناسی و تعیین منشأ رسوبات، مطالعات پتروگرافی با استفاده از میکروسکوپ پلاریزان بر روی 4 مقطع نازک میکروسکوپی تهیه شده از نمونه های ماسه ای با اندازه ی ذرات 1 فی صورت گرفت.
جدول (3) پارامترهای آماری حاصل از دانه سنجی اندازه ی ذرات به روش غربال خشک برای نمونه های ماسه های بادی قومتپه
|
شماره نمونه |
میانگین(mm) |
میانه(mm) |
جورشدگی(فی) |
کجشدگی |
کشیدگی |
|
1 |
3/0 |
29/0 |
29/0 |
03/0 |
62/1 |
|
2 |
29/0 |
29/0 |
27/0 |
26/0 |
61/1 |
|
3 |
28/0 |
28/0 |
33/0 |
19/0 |
93/1 |
|
4 |
27/0 |
27/0 |
33/0 |
46/0 |
85/1 |
|
5 |
26/0 |
26/0 |
38/0 |
51/0 |
25/1 |
|
6 |
27/0 |
27/0 |
34/0 |
46/0 |
68/1 |
|
7 |
27/0 |
27/0 |
30/0 |
43/0 |
17/2 |
|
8 |
26/0 |
26/0 |
34/0 |
48/0 |
68/1 |
|
9 |
26/0 |
26/0 |
35/0 |
46/0 |
44/1 |
|
10 |
29/0 |
29/0 |
28/0 |
29/0 |
03/2 |
بحث و نتایج
-ویژگی‌های بافتی رسوبات بادی قوم تپه
به طور کلی بافت در رسوبات آواری منعکس کننده ی انواع فرایندهای تأثیرگذار از زمان هوازدگی و جدایش دانه‌ها از سنگ منشأ تا زمان ته‌نشست رسوب است که در صحرا و یا زیر میکروسکوپ قابل مطالعه است. با استفاده از این ویژگی ها می‌توان بلوغ بافتی یک رسوب را مورد بررسی قرار داد (گودی و میدلتون[9]، 2006؛ 87-91): بر اساس نتایج حاصل از دانه سنجی ماسه های بادی ناحیه قوم تپه، و بر مبنای طبقه بندی فولک برای ذرات آواری (فولک، 1980؛ 68-75)، این رسوبات در دو گروه اصلی دانه متوسط و دانهریز به شرح ذیل طبقه بندی میشوند:
الف) رسوبات بادی دانه متوسط (ماسه)
رسوبات بادی در این رده به انواع رسوبات ماسهای متوسط (میانگین 35/0 میلیمتر)، ریز (میانگین 185/0 میلیمتر) و بسیار ریز (میانگین 062/0 میلیمتر) قابل تفکیک هستند. این رسوبات سهم قابل توجهی از ذرات رسوبی تپه های ماسه ای را به خود اختصاص میدهند.
ب) رسوبات بادی دانهریز (سیلت و رس)
اجزای تشکیل دهنده ی این رسوبات عمدتاً شامل کانی‌های رسی و ذرات کوارتز در اندازه ی سیلت و ریز‌تر هستند. سیلت و رس کمتر از یک درصد (میانگین کمتر از 062/0 میلی متر) حجم نمونه ها را تشکیل میدهند.
تفسیر مشخصه های بافتی رسوبات بادی بر مبنای پارامترهای مختلف آماری نشان
میدهد که ذرات در اندازهی ماسه دانه متوسط از فراوانی قابل توجهی درون رسوب برخوردار هستند (شکل2، A). در این رسوبات میانگین انحراف معیار (321/0 فی) و نیز شاخص کشیدگی منحنی توزیع ذرات (میانگین شاخص کشیدگی 726/1) بیانگر این است که از جورشدگی بسیار خوبی برخوردار هستند (شکلهای B2 و C2 و D2). همچنین منحنی توزیع ذرات بر مبنای میانگین شاخص کج شدگی (357/0)، به سمت ذرات دانه ریز تمایل دارند (شکل E2) که بیانگر نقش حرکات جهشی در حمل رسوبات توسط جریان باد است.
شکل (2) نمودار توزیع پارامترهای آماری نمونه های رسوبات بادی در منطقه ی مورد مطالعه. A: هیستوگرام فراوانی اندازه ذرات. B: جورشدگی ذرات رسوبی.C : شاخص کشیدگی منحنی توزیع ذرات. D: نمودار شاخص جوردشگی در مقابل کشیدگی. E: شاخص کج شدگی منحنی توزیع ذرات.
- بررسی ترکیب کانی شناسی و منشأ رسوبات تپه‌های، قوم تپه
چینه بندی منطقه شمالغرب کشور توالی سنگی از پرکامبرین تا کواترنر را شامل میشود (آقانباتی، 1385؛ 258-281) که سهم سنگ های رسوبی (سنگ های آهکی و آواری ها) در این توالی بیشترین مـقدار بوده و مـتأثر از عوامل فیزیکی و شـیمیایی، فراهم کننده ی ماسه سنگ‌ها، کنگلومرا، شیل و رسوبات شیمیایی نظیر گچ، آهک و نمک، ذرات تخریبی و مواد تخریبی این منطقه بوده اند. این رسوبات به عنوان پرکننده ی مناطق فرورفته ارتفاعات میشو و مورو دچار فرسایش آبی و رسوب در محیط آبی پایین دست این ارتفاعات میشوند. با پسروی دریا و ظهور ماسه ها این رسوبات دچار فرسایش بادی میشوند.
اجزای موجود در مقاطع نازک مورد مطالعه شامل: اجزای آواری و به مقدار خیلی کم کربناته است.این ذرات میتوانند با منشأهای مختلف به صورت آواری، شیمیایی و بیوشیمیایی تشکیل شوند (موسوی حرمی، 72-98). فراوانی یک کانی در رسوبات بادی به فراوانی، پایداری مکانیکی و ثبات شیمیایی سنگ منشأ بستگی دارد (تاکر[10]، 2001، 150-153). اجزاء اصلی آواری در رسوبات ماسهای ناحیه مورد مطالعه به شرح زیر است:
الف- کوارتز
کوارتز به عنوان مهمترین و فراوان ترین کانی شناسایی شده در رسوبات بادی این منطقه، 65% رسوبات را تشکیل میدهد. اندازهی کوارتز در این رسوبات از اندازه ی سیلت تا ماسه متوسط در تغییر بوده و اغلب نشانگر خاموشی موجی هستند. در بعضی از دانههای مونوکریستالین انواعی از اینکلوزیون‌ها دیده میشوند، که اغلب از نوع کانی زیرکان و مسکویت است. دانههای کوارتز مونوکریستالین عمدتاً شامل کوارتز پلوتونیکی و کوارتز رسوبی هستند. در کوارتز پلوتونیکی اثرات سیالات درگیر، انکلوزیون و خاموشی مستقیم تا خاموشی موجی جزئی قابل مشاهده است. کوارتز رسوبی معمولاً توسط خاموشی مستقیم و سیمان رورشدی هم محور قابل شناسایی است. میزان کوارتز مونوکریستالین به کوارتز پلی‌کریستالین خیلی بیشتر است که حمل طولانی مدت طی چرخه ی مجدد رسوبی میتواند از عوامل مؤثر در این پدیده باشد (شکل 3، A).
ب- فلدسپات
پایداری مکانیکی فلدسپات‌ها به دلیل سختی کم، کمتر از کوارتز بوده و نیز به خاطر رخ قوی و سهولت در هیدرولیز، دارای پایداری شیمیایی کمتری نسبت به کوارتز هستند. مقدار فلدسپات در این رسوبات 23% درصد بوده و فلدسپات‌های پتاسیم‌دار با توجه به پایداری شیمیایی بیشتر و نیز فراوانی بیشتر فلدسپات پتاسیم در سنگ‌های آذرین فلسیک از فراوانی بیشتری نسبت به پلاژیوکلازها برخوردارند. بر اساس شواهد میکروسکوپی، فلدسپات‌ها نیمه هوازده یا هوازده هستند (شکل 3، A) و (شکل 4، A و B). پلاژیوکلازهای موجود در این رسوبات توسط ماکل آلبیتی قابل تشخیص هستند.
پ- خرده سنگ
ترکیب خرده سنگ‌ها اساساً به زمین‌شناسی سنگ منشاء و مقاومت ذرات در طی حمل و نقل وابسته است (تاکر، 2001: 168-169). این قطعات نماینده ی فابریک و پاراژنز سنگ مادر هستند (گارزانتی و ویزولی[11]، 2003: 830-837). در مقاطع نازک مطالعه شده، خرده سنگ ها (12%) عمدتاً شامل خرده سنگ‌های رسوبی، ماسه‌سنگی (شکل 4، A و B)، کربناته (شکل،4 B و D)، آذرین (شکل 4،C ) و چرت (شکل ،4 A ) هستند. با توجه به اینکه خرده سنگ‌ها در رسوبات مورد مطالعه عمدتاً از نوع رسوبی (چرت، کربناته و سیلتی) و به مقداری کمتری نیز آذرین هستند سنگ منشأ رسوبات قوم تپه رسوبی و آذرین تشخیص داده شده میشود.
شکل (3) تصاویر میکروسکوپی از اجزاء تشکیل دهنده ی رسوبات بادی منطقه ی قوم تپه (نور پلاریزه)، A- کوارتز مونوکریستالین (پیکان قرمز رنگ) و فلدسپات پتاسیم دار (ارتوکلاز) (پیکان آبی رنگ)، B- فلدسپات پتاسیم دار (ارتوکلاز) نیمه دگرسان شده (پیکان قرمز) و خرده سنگ آذرین نیمه دگرسان شده (پیکان آبی رنگ)
شکل (4) تصاویر میکروسکوپی از اجزاء تشکیل دهنده ی رسوبات بادی منطقه قوم تپه (XPL)، A، فلدسپات در حال تجزیه شدن (پیکان قرمز رنگ)، خرده چرتی (پیکان آبی رنگ) و خرده کربناته (پیکان زرد رنگ)، B، فلدسپات در حال تجزیه شدن (پیکان قرمز رنگ)، خرده سنگ کربناته (پیکان آبی رنگ) C، فلدسپات پتاسیم دار (میکروکلین) (پیکان قرمز رنگ)، خرده سنگ آذرین (پیکانهای زرد و آبی رنگ)، D، خرده سنگ کلسیتی (پیکان قرمز رنگ).
- ساخت رسوبی تپه های ماسه ای قوم تپه
طبقه بندی مورب ساخت رسوبی معمول در تپه های ماسه ای منطقه ی مورد مطالعه است. این نوع طبقه بندی که معرف محیط‌های رسوبات دلتایی و تلماسه ای بوده و اغلب به صورت یک جهته در رسوبات سیلتی و ماسهای تشکیل میشود. ساخت طبقه بندی مورب علاوه بر تعیین بالا و پایین لایه در تعیین جهت جریان نیز استفاده میشود. طبقه‌بندی های مورب نوع مسطح، بیشتر در قسمت‌های بالادست رودخانه، دلتا و یا تپه‌های ساحلی و نوع غیرمسطح (تراف) در رودخانه‌های پایین دست و یا دلتای دریاچه‌ای تشکیل می‌گردند (موسوی حرمی، 1385: 158-172). با توجه به این محیط‌ها می‌توان گفت طبقه‌بندی مورب در محیط‌های پر انرژی و جهت‌دار تشکیل میشوند. در رسوبات ماسه مورد مطالعه طبقه بندی مورب مسطح در مقیاس بزرگ در ضخامت لایه مشاهده میشود. همچنین ساخت ریپل های جریانی در سطح ماسه های بادی کمک مؤثری در تشخیص جهت جریان باد می نماید (شکل 5).
-ژئومورفولوژی تپه های ماسه ای و ارتباط آن با جریان باد غالب
عوامل کنترل کننده ی نحوه ی تجمع ماسه ها، به منشأ، میزان ماسه، جهت و قدرت باد و وضعیت سطحی که ماسه در روی آن حرکت میکند بستگی دارد. از انواع رسوبات ماسه ای (موسوی حرمی، 1385: 72-98)، در ناحیه ی مورد مطالعه دو نوع ماسه‌های شناور- پناهگاهی و طولی قابل مشاهده است. ماسه های شناور– پناهگاهی حاصل رسوب ماسه ها در اطراف و پشت موانع ثابت (شکل 5، A و B؛ شکل 6، A) هستند و زمانی که این موانع به طورکامل پوشیده شوند، تپه‌های ماسهای تشکیل خواهد شد و ذرات ماسه بیشتر در قسمت پشتی تپه رسوب می‌کنند (موسوی حرمی، 1385: 72-98). اندازه و شکل تپه های ماسه ای به عنوان شناخته شده تربن رسوبات بادی قدیمه (موسوی حرمی، 1385: 158-164) به وسیله ی شرایط باد، نوع ماسه و میزان آن کنترل میشود (فریبرگر و دین[12]، 1979: 141-163). اغلب تپه های ماسه ای این منطقه با توجه به فرم کشیده شده آنها در جهت باد، به عنوان تپه های طولی تفسیر گردید (شکل 5، D).
شرط اصلی برای تشکیل تپه‌های ماسهای وجود باد و ماسه‌های قابل انتقال توسط باد می‌باشد (لانکستر[13]، 2013. 219-245). قوم تپه در منطقه‌ای قرار دارد که به علت شرایط مورفولوژیک موجود بادهای قوی تاحدودی دائمی می‌وزد و از طرف دیگر وجود ماسه‌های فراوان در این منطقه شرایط مناسبی برای گسترش تپه‌های ماسهای را ایجاد کرده است. با کاهش انرژی باد و یا وجود مانع مثل بوته ی گیاه، ذرات ماسه از حرکت باز می‌ایستند. در دو طرف تپه‌های ماسهای قوم تپه دو شیب متفاوت دیده میشود. دامنه روبه باد دارای شیبی ملایم‌تر (º15-º5~) و دامنه ی مقابل آن دارای شیب تندتر (º20-º25~) می‌باشد. تکرار فرآیند انتقال ماسه ها در جهت باد به سمت بالای تپه و سقوط آن پس از عبور از قله در طرف مقابل، باعث میشود سطح عقبی تلماسه همواره شیبی تندتر از سطح جلویی (رو به باد) داشته باشد (احمدی و همکاران، 1380؛ 33-49). بررسی جهت گیری تپه های ماسه ای و جهت وزش بادهای منطقه ای بر اساس نتایج حاصل از تفسیر نمودار گلباد، نشانگر نقش اصلی بادهای شرقی در تکامل ژئومورفولوژی تپه های ماسه ای در این ناحیه است (شکل 7).
- طبقه بندی مورب موجود در منطقه
این نوع طبقه بندی معرف محیط‌های رسوبات دلتایی و تلماسه ای بوده و اغلب به صورت یک جهته در رسوبات سیلتی و ماسهای تشکیل میشود. ساخت طبقه بندی مورب علاوه بر تعیین بالا و پایین لایه در تعیین جهت جریان نیز استفاده میشود. طبقه‌بندی مورب نوع پلانار بیشتر در قسمت‌های بالا دست رودخانه، دلتا و یا تپه‌های ساحلی و نوع تراف در رودخانه‌های پایین دست و یا دلتای دریاچه‌ای تشکیل می‌گردند. (موسوی حرمی، 1385: 158-172). با توجه به این محیط‌ها می‌توان گفت طبقه‌بندی مورب در محیط‌های پر انرژی و جهت‌دار تشکیل میشوند. لایه بندی چلیپایی غالباً در رودخانه‌ها و به خصوص در رسوبات دلتایی دیده میشود، ضمن اینکه در رسوبات بادی نیز به وجود می‌آیند (شکل 6، B).
شکل (5) نمونه تصاویر صحرایی از ژئومورفولوژی تپه های ماسه ای قوم تپه. A و B ماسه‌های پناهگاهی و شناور که گیاهان باعث به دام انداختن ماسه‌ها شده است. C، آثار ریپل مارک‌های موازی در سطح ماسه های بادی. D، تپه‌های طولی که در جهت باد غالب یکطرفه می‌باشند.
شکل (6) نمونه تصاویر صحرایی از ماسه‌های پناهگاهی و شناور. A، گیاهان به عنوان سدی در برابر انتقال ماسه ها عمل کرده اند و B نشانگر نمونه ای از ساخت رسوبی طبقه‌بندی مورب در منطقه
شکل (7) گلباد 64 ساله منطقه ی مورد مطالعه بر اساس داده های ایستگاه هواشناسی تبریز (2014)
نتیجه گیری
رسوبات ماسه ای منطقه ی قوم تپه به عنوان نمونه ای منحصربفرد از رسوبات بادی هستند که به شکل تپه های ماسه ای در این منطقه گسترش یافته اند. در این تحقیق مشخصه های بافتی، ترکیب کانی شناسی و ساخت رسوبی این ماسه ها در بررسی محیط رسوبی و فرآیندهای مؤثر در تشکیل آنها بر اساس شواهد صحرایی و میکروسکوپی و نیز بر اساس تحلیل پارامترهای آماری حاصل از دانه سنجی ذرات رسوبی مورد استفاده قرار گرفت. بررسی نتایج آماری نشان میدهد که میانگین قطر ذرات در تپه‌های ماسهای از 25/0 تا 0039/0 میلیمتر یعنی در اندازهی ماسه متوسط تا سیلت می‌باشد. بر اساس میانگین شاخص جورشدگی (321/0 فی) و شاخص کشیدگی (726/1) منحنی توزیع ذرات، این رسوبات از جورشدگی بسیار خوبی برخوردار هستند. میانگین شاخص کجشدگی منحنی توزیع ذرات 357/0 می‌باشد که نشان میدهد ذرات به سمت ذرات دانه ریز کج شده هستند و مهمترین مکانیزم حرکت این رسوبات جهش توسط جریان باد می‌باشد.
بررسی تـرکیب کانی شناسی رسوبات بادی بـر اساس شـواهد میکروسکوپی نشان میدهد که فراوانی کوارتز تک بلوری نسبت به چند بلوری و همچنین فلدسپات های با مقاومت بالا (پتاسیم دار) نسبت به انواع با مقاومت پایین (پلاژیوکلازها) بیشتر است که بیانگر این امر می تواند باشد که رسوبات چرخه مجدد رسوبی را تجربه کرده اند و از سنگ های رسوبی و آذرین منشأ گرفته اند. نتایج حاصل از بررسی شکل و جهت گیری تپه های ماسه ای و جهت وزش بادهای منطقه ای نقش وزش بادهای محلی و پوشش گیاهی را به عنوان مهمترین عامل در تشکیل و تکامل ژئومورفولوژی تپه های ماسه ای قوم تپه محتمل میسازد.
تقدیر و تشکر
بدین وسیله از آقای مهندس حامد حمیدی هریس (به عنوان نیروی کمکی در مطالعات صحرایی) و اداره هواشناسی آذربایجان شرقی (به خاطر در اختیار گذاشتن داده های خام هواشناسی) در این پژوهش تشکر و قدردانی میشود.
[1]- Wiggs et al.,
[2]- Watson
[3]- Ochirkhuyag and Tsolmon
[4]- Smalley and Smalley
[5]- Hamdan etal.,
[6]- Carver
[7]- Mettler P162
[8]- Folk, 1980
[9]- Goudie and Middleton
[10]- Tucker
[11]- Garzanti and Vezzoli
[12]- Fryberger and Dean
[13]- Lancaster
)