Biostratigraphy, biofacies and CAI of the late Devonian deposits in Kale-Sardar section, North-east Tabas, based on conodont fauna
Subject Areas : Geoscience Fields in relation with Petroleum GeologyMina Ramshini 1 , ٍٍElahe Sattari 2 , Ali Bahrami 3 * , Hosyen Vaziri moghadam 4
1 - isfahan university
2 - دانشگاه اصفهان
3 - Associate Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
4 - Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
Keywords: Conodonts, Kale-Sardar section, Shishtu Formation, Late Devonian, Frasnian-Famennian boundary.,
Abstract :
Kale-Sardar section, is located at the vicinity of Niaz village, 15 kilometers east of Tabas town. This section consists of 80 m thick and from Late Devonian deposits as known as Shishtu formation that upper part of this section has cut by a fault by Frasnian’s deposits. The entire studied thickness is subdivided into 12 lithostratigraphic units and in order to study of conodont elements, 27 species and subspecies belonging to 7 genera were recognized, that due to these revealed conodont elements, Shishtu formation’s age in the studied section spans from Eifelian to late Frasnian. The Frasnian-Famennian bio event in studied section is located between two intervals linguiformis Zone and Lower to Middle triangularis zones which is located at the top of the dark Frasnian shales and at the base of the thin limestones of the Famennian layer. The microfacies determined in studied section are subdivided into siliciclastic-carbonate and carbonate facies, which were deposited from the shore to the deep part of the marine environment. Gradual changes in facies within stratigraphical sequence, sedimentological hiatus due to sudden change in sedimentary environment’s slope, absence of reef facies (related to Wilson’s 5th facies zone) and presence of discontinuous bioclastic barrier (existence of semi-enclosed lagoon), convey that studied sediments were deposited in a homoclinal carbonate ramp.
منابع [1] آقانباتي، ع.،1383 ، زمين شناسي ايران، سازمان زمين شناسي و اکتشافات معدني کشور، تهران،568 صفحه.
[2] اقبالي، م.، حمدي، ب.، مجيدي فرد، م.ر.، 1399، بايواستراتيگرافي سازند شيشتو 1 در برش حوض دوراه براساس کنودونتها (جنوب شرقي طبس)، مجله ژوهش هاي دانش زمين، شماره 20، صفحات 143-158.
[3] بيرانوند ب.، 1374 ، پالينوستراتيگرافي و پالئوبيوژئوگرافي رسوبات دونين بالايي شمال خاوري يزد: پايان نامه کارشناسي ارشد، گروه زمين شناسي، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، 150 صفحه.
[4] ستاري، ا.، بهرامي، ع.، وزيري مقدم، ح.، طاهري، ع.ا.، کايسر، س.ا.، کونيگشوف، پ.، 1399 ، زيست چينه نگاري، زيست رخساره¬هاي کنودونتي در نهشته هاي دونين بالايي-کربنيفر در برش انارک، ايران مرکزي، مجله زمين شناسي نفت سال نهم، شماره (CAI) و انديس تغيير رنگ، شماره 74، صفحات 101-118.
[5] شاکري، ب.، 1395، زيست¬چينه¬نگاري نهشته¬هاي دونين بالايي برش کوه-بند عبدالحسين (جنوب شرق انارک) بر اساس فوناي کنودونتي، پايان¬نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه اصفهان، 240 صفحه.
[6] غفاري، ا؛ هايراپطيان، و؛ حجازي، ح؛ 1390، محيط رسوبي و چينه نگاري سکانسي سنگ هاي دونين بالايي ناحيه زفره (برش شرقي)، شمال شرق اصفهان، فصلنامه زمين شناسي محيط زيست.
[7] غلامعليان، ح.، زارعي، ن.، هايراپطيان و.، و پروانه نژاد شيرازي، م.، 1393، داده هاي نوين درباره مرز فرازنين – فامنين در برش کال سردر، شرق طبس، ايران مرکزي، نشريه علمي پژوهشي رخساره هاي رسوبي، سال 7، شماره 1، صفحات 64-51.
[8] محرمي، س.، 1397، رخساره¬ها، محيط رسوبي و ژئوشيمي سازند بهرام (دونين پسين) در برش جنوب شرق انارک، پايان نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه اصفهان، 138 صفحه.
[9] موسوي، م.، 1374، مطالعه پالينواستراتيگرافي و‌پالئوژئوگرافي سازندهاي پادها، بهرام، شيشتو و‌سردر‌واقع در‌حوض دوراه (شرق طبس)، پايان نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه تربيت معلم تهران،333.
[10] ARETZ, M., task group, 2011. Report of the joint Devonian-Carboniferous boundary GSSP reappraisal task group: Newsletter on Carboniferous Stratigraphy, 29, 23–26.
[11] ASPRION, U., WESTPHAL, H., NEIMAN, M. and POMAR, L., 2009, Extrapolation of depositional geometries of the Menorcan Miocene carbonate ramp with ground-penetrating radar: Facies, 37-46.
[12] BAKHTIARI, S., 2005, Road atlas of Iran Gitashenasi: Geological and Cartographic Institute, 1:1000,000: Tehran, Iran.
[13] BATHURST, R.G.C., 1967, Oolitic films on low-energy carbonate sand grains, Bimini Lagoon, Bahamas: Marine Geology, 89-109.
[14] BERBERIAN, M. and KING, G.C.P., 1981, Toward a Paleogeographic and Tectonic evolution of Iran: Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265.
[15] BONCHEVA, I., BAHRAMI, A., YAZDI, M., TORABY, H., 2007, Carboniferous conodont biostratigraphy and Late Palaeozoic depositional evolution in South Central Iran (Asadabad section-SE Isfahan): Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 113, 329-356.
[16] BRADY, M., and BOWIE, C.H., 2017, Discontinuity surfaces and microfacies in a stormdominated shallow Epeiric Sea, Devonian Cedar Valley Group, Iowa: Depositional Record, 2(3), 136–160.
[17] BRANSON, E.B. and MEHL, M.G., 1934a, Conodonts from the Grassy Creek shale of Missouri: Missouri University Studies, 8, 171–259.
[18] BRANSON, E.R., 1934, Conodonts from the Hannibal Formation of Missouri: Missouri University Studies, 8, 301–343.
[19] BUGGISCH, W., 1991, The global Frasnian-Famennian "Kellwasser Event": Geologische Rundschau, 80, 49-72.
[20] BULTYNCK, P., 2003, Devonian Icriodontidae: biostratigraphy, classification and remarks on paleoecology and dispersal: Revista Espanola de Micropaleontologia, 35, 295-314.
[21] CORNET, P., 1975, Morphogense, caractres écologiques et distribution des stromatoporodes dévoniens au bord sud du bassin de Dinant (Belgique). Unpubl. thesis. Université Catholique de Louvain. Leuven.
[22] DA SILVA, A.C. and BOULVAIN, F., 2006, Upper Devonian carbonate platform correlations and sea level variations recorded in magnetic susceptibility: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 240, 373–388.
[23] DZIK, J., 2006, The Famennian “Golden Age” of conodonts and ammonoids in the Polish part of the Variscan Sea: Palaeontologia Polonica, 63, 1-359.
[24] EPSTEIN, A.G., EPSTEIN, J.B., and HARRIS, L.D., 1977, Conodont color alteration; an index to organic metamorphism: United States Geological Survey Professional Paper, 995, 1-27.
[25] FLUGEL, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rock, Analysis, Interpretation and Application: Springer-Verlag, Berlin, 984.
[26] GHOLAMALIAN, H., 2007, conodont biostratigraphy of the Frasnian-Famennian boundary in the Esfahan and Tabas areas, central Iran: Geological Quarterly, 51, 453-476.
[27] GHORBANI, M., ROSTAMNEJAD, A. and VALIANI Z., 2014, Microfacies, peterofacies and sedimentary environmentary of the Bahram Formation in Hutk section (Nirthern Kerman), Iran: International Journal of Geology, 4, 68-84.
[28] HARTENFELS, S., 2011, Die globalen Annulata-Events und die Dasberg-Krise (Famennium, Oberdevon) in Europa und Nord-Afrika: hochauflösende Conodonten-Stratigraphie, KarbonatMikrofazies, Paläoökologie und Paläodiversität: Münstersche Forschungen zur Geologie und Paläontologie, 105, 17–527.
[29] HASHEMI, H. and PLAYFORD, G., 1998, Upper Devonian palynomorphs of the Shishtu Formation, central Iran Basin, east-central Iran: Palaeontographica, 246, 115-212.
[30] HELMS, J., 1961, Die “nodocostata-Gruppe” der Gattung Polygnathus: Geologie, 10, 674–711.
[31] HUDDLE, J. W., 1934, Conodonts from the New Albany Shale of Indiana: Bulletin America Paleontology, 21, 1 –136.
[32] JI, Q., 1989, On the Frasnian Conodont Biostratigraphy in the Guilin Area of Guangxi, South China: Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 117, 303- 32.
[33] JI, Q. and ZIEGLER, W., 1993, The Lali section: an excellent reference section for Late Devonian in South China: Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 157, 183.
[34] KERSHAW, S. and BRUNTON, F. R., 1999, Palaeozoic stromatoporoid taphonomy: ecologic and environmental significance: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 149, 313-328.
[35] KIM, J.C., LEE, Y.I., and HISADA, K.I., 2007, Depositional and compositional controls on sandstone diagenesis, the Tetori Group (Middle Jurassic–Early Cretaceous), central Japan: Sedimentary Geology, 195, 183–202.
[36] KLAPPER, G., and LANE, H. R., 1985, Upper Devonian (Frasnian) conodonts of the Polygnathus biofacies, N.W.T., Canada: Journal of Paleontology, 59, 904–951.
[37] KLAPPER, G, 2007, Frasnian (Upper Devonina) Conodont Succession at horse spring and correlative sections, canning basin, western australia: Journal of Paleontology, 81, 513–537.
[38] MACHEL, H.G. and HUNTER, I.G., 1994, Facies model for Middle to Late Devonian shallow–- marine carbonates, with comparisons to modern reefs: a guide for facies analysis: Facies, 30, 155–176.
[39] MCGHEE, G.R., 1989, The Frasnian-Famennian extinction event, in: DONOVAN, S.K. [ed.] Mass extinctions: Processes and evidence: London, Belhaven Press, 133-151.
[40] MEHL, M.G., and THOMAS, L.A., 1947, Conodonts from the Fern Glen of Missouri: Journal of Science Laboratory of Denison University, 40, 3–20.
[41] MIALL, A.D. 1996, The Geology of Fluvial Deposits, Sedimentary Facies: Basin Analysis and Petroleum Geology. Berlin: Springer, 602.
[42] MOUNT, M., 1985, Queensland. Australia Bureau of Mineral Resources: Geology and Geophysics, Bulletin, 108:75–90.
[43] NICHOLS, G., 2000, Sedimentology and Stratigraphy: Blackwell Science, Oxford, 355.
[44] OVANATANOVA, N.S., 1969, New Upper Devonian conodonts from the central region of the Russian platform and of the Timan: In Fauna and stratigraphy of the Palaeozoic of the Russian platform: Nedra, 39–141.
[45] PERRI, M.C. and SPALLETTA, C., 1990, Famennian conodonts from climenid pelagic limestone, Carnic Alps, Italy: Palaeontographia Italica, 77, 55-83.
[46] PlAYFORD, P. E., 1969, Devonian carbonate complexes of Alberta and Western Australia: a comparative study: Geological Survey of Western Australia, 1-43.
[47] RUTTNER, A., NABAVI, M. H. and HAJIAN, J., 1968a, Geology of Shigesht area (Tabas area, east Iran): Geological survey of Iran, 4.
[48] SANDBERG, C. A. and DREESEN, A., 1984, Late Devonian icriodontid biofacies models and alternate shallow water Conodont zonation, 143-178, in: CLARK, D. L, [eds.] Conodont biofacies and provincialism: Geological Society of America, Special paper, 196.
[49] SANNEMANN, D., 1955b, Beitrag zur untergliederung des Oberdevons nach Conodonten: Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 100, 324–331.
[50] SAVAG, N.M. and FUNAI, C. A., 1980, Devonian Conodonts of Probable Early Frasnian Age from the Coronados Islands of Southeastern Alaska: Journal of Paleontology, 54, 806–813.
[51] SEPKOSKI, J.J., 1982, A compendium of fossil marine families: Milwaukee Museum Publications, Contributions to Biology and Geology, 51,125.
[52] SEPKOSKI, J.J., 1986, Phanerozoic overview of mass extinctions, in: RAUP, D.M., and JABLONSKI, D., [eds.] Patterns and processes in the history of life: Berlin, Springer-Verlag, 277-295.
[53] SPALLETTA, C., PERRI, M. C., OVER, D.J. and CORRADINI, C., 2017, Famennian (Upper Devonian) conodont zonation: revised global standard: Bulletin of Geosciences, 92, 31-57.
[54] STAUFFER, C. R., 1938, Conodonts of the Olentangy Shale: Journal of Paleontology, 12, 411-433.
[55] STÖCLIN, J., and NABAVI, M.H., 1969, Geological map of Boshruyeh sheet (scale 1:250000), No. J7: Geological Survey of Iran, Tehran.
[56] WILSON, J. L., 1975, Carbonate facies in geologic history: Springer Verlag, 471.
[57] YAZDI, M., 1999, Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran: Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 105, 167-200.
[58] ZIEGLER, W., SANDBERG, C. A., and AUSTIN, R. L., 1974. Revision of Bispathodus group (conodonta) in the Upper Devonian and Lower Carboniferous: Geologica et Palaeontologica, 8, 97-112.
[59] ZIEGLER, W. and SANDBERG, C.A., 1984, Palmatolepis-based revision of upper part of standard Late Devonian conodont zonation: In: Clark, D. L. (Ed), 1984, conodont biofacies and provincialism: Geological Soienty of America Special Paper, 179-194.
[60] ZIEGLER, W. and SANDBERG, C. A., 1990, The Late Devonian Standard Conodont Zonation: Courier Forschungs Institut Senckenberg, 121, 1–115.
نشریه علمی– پژوهشی زمین شناسی نفت ایران سال یازدهم، شماره 22، پائیز و زمستان 1400 ص1-25
Iranian Journal of Petroleum Geology No. 22, Autumn & Winter, 2022, pp. 1-25
Dor:20.1001.1.22518738.1400.11.22.5.5
زيستچينهنگاري، ريزرخساره ها و انديس CAI نهشتههاي دونين پسين در برش کال سردر شمال شرق طبس بر اساس فوناي کنودونتي
مينا رامشيني1، الهه ستاري2، علي بهرامي3*، حسين وزيري مقدم4
1- کارشناسي ارشد چينه شناسي و فسيل شناسي، گروه زمين شناسي، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ايران
2- دکتري چينه شناسي و فسيل شناسي، گروه زمين شناسي، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ايران
3- دانشيار چينه شناسي و فسيل شناسي، عضو هيات علمي گروه زمين شناسي، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ايران
4- استاد چينه شناسي و فسيل شناسي، عضو هيات علمي گروه زمين شناسي، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ايران
دريافت بهمن 1401، پذيرش اسفند 1401
چکيده
برش کال سردر در مجارورت روستاي نياز، 15 کيلومتري شرق شهرستان طبس واقع است. اين برش شامل 80 متر ضخامت از نهشتههاي دونين پسين منتسب به سازند شيشتو است که مرز فوقاني آن بطور رانده توسط نهشتههاي فرازنين قطع گرديده است. نهشته هاي مورد مطالعه به 12 واحد سنگ چينه اي تقسيم و بر اساس بررسي و مطالعهي 26 عدد نمونه سيستماتيک جمع آوري شده، 105 عناصر کنودونتي شامل 27 گونه و زيرگونه متعلق به 7 جنس کنودونتي شناسايي گرديد، که بر اساس آنها سن نهشتههاي سازند شيشتو در اين برش از فرازنين پسين تا فامنين پسين تعيين گرديد. حادثه زيستي فرازنين-فامنين در برش مورد مطالعه در بين دو زيست زون linguiformis Zone و Lower to Middle triangularis zones واقع شده که در رأس شيل هاي تيره فرازنين و در قاعده آهک هاي نازک لايه فامنين قرار دارد. ريزرخسارههاي تعيين شده در برش مورد مطالعه بر اساس مطالعه 62 عدد مقطع نازک، در دو دسته ي آواري-کربناته و کربناته تقسيم بندي گرديد که از محيط ساحلي تا بخش عميق درياي باز ته نشست شدهاند. تغييرات تدريجي رخسارهها در توالي چينهاي، عدم وجود رسوبات ناشي از تغييرات ناگهاني شيب محيط رسوبي، عدم وجود رخسارههاي ريفي و وجود سدبايوکلاستي ناپيوسته، رسوبگذاري نهشتههاي مورد مطالعه در يک رمپ کربناته هموکلينال را نشان ميدهد.
كليد واژه ها: کنودونت، کال سردر، سازند شيشتو، دونين پسين، مرز فرازنين-فامنين.
1-مقدمه
حادثهي زيستي انقراض مرز فرازنين- فامنين يکي از پنج انقراض بزرگ زيستي در فانروزوئيک محسوب ميشود ]57[. در اين حادثه درصد بسيار بالايي از براکيوپودها، جنسهاي مختلف مرجاني، استراکد هاي بنتيک، کنودونتها و بريوزوئرها به صورت تدريجي منقرض شدهاند ]20[. در حدود 21 درصد از تمام خانواده‌هاي موجودات دريايي ]57[ و 50 درصد از همه جنس‌ها ]58[ در اين حادثه منقرض شدهاند که کاملاً وابسته به عرضهاي جغرافيايي و الگوي هاي وابسته به عمق ميباشد. اکوسيستمهاي ريفهاي استوايي در عرض جغرافيايي کم و جانوران دريايي کمعمق به شدت تحت تاثير اين انقراض قرار گرفته و در مقابل، اکوسيستم هاي عرض جغرافيايي بالا، موجودات آب هاي عميق و جانوران و گياهان خشکي کمتر تحت تاثير آن قرار گرفتهاند. در مورد مدت زمان اين انقراض اختلاف نظر زيادي بين محققان وجود دارد. بر طبق نظر مکگي (1989)1 اين انقراض حداقل 3 ميليون سال طول کشيده و بيشترين شدت آن منطبق با پايان زمان فرازنين بوده است و علل نهايي اين انقراض را تاثير آتشفشانها، فقدان اکسيژن، نوسانات سطح آب و تغييرات آب و هوايي ميداند ]44[.
سازند شيشتو يک واحد سنگ چينه اي دو زمانه2 است زيرا از دونين پسين آغاز شده و تا کربونيفر پيشين ادامه مي يابد ]16، 63[. اين سازند به دو زيرسازند به نامهاي شيشتو 1 (فرازنين – فامنين) در زير و شيشتو 2 (تورنزين – ويزئن) در بالا تقسيم شده است و مرز بين اين دو با افق موش3 (شيل هاي زغالي تيره) مشخص ميشود ]52[. در محل برش الگو (ازبکوه) در شمال طبس، شيشتو (1) تناوبي از شيل، مارن وآهک است. در برش مرجع (حوض دوراه در طبس با ضخامت 543 متر)، شيشتو 1 تناوبي از شيل سبز تيره، ماسه سنگ کوارتزي و سنگ آهک هاي فسيل دار است که در نزديک به رأس آن، لايهاي راهنما به ضخامت 28 متر از سنگ آهک اووليتي سرخ و شيل، حاوي سرپايان خوب حفظ شده (لاية گونياتيت دار4)، وجود دارد ]63[. رنگ سرخ اين لايه کليدي سبب ميشود تا لاية مذکور در زمينهاي از رديفهاي خاکستري رنگ، سيماي شاخص داشته باشد. شيشتو(1) در همه جا مجموعهاي از بازوپايان، مرجان، بريوزوآ، سرپايان و کنودونت دارد که همگي به زمان فرازنين – فامنين اشاره دارند. گسترش جغرافيايي شيشتو (1) به طور عمده در نواحي طبس تا ازبکوه است. در خاور ده بيد فارس رديفهايي يادآور سازند شيشتو هستند ولي در ديگر نقاط ايران مرکزي، اين سازند گزارش نشده و به نظر ميرسد که رخساره شيلي، ماسه سنگ، آهکي سازند شيشتو در نواحي بيرون از محدودة طبس- شيرگشت، به رديفهاي کربناتي شيميايي تغيير رخساره ميدهد ]1[. بيرانوند (1374) سنگهاي دونين کوه بند ابيخ در شمال شرقي يزد را با عضو شيشتو 1 مقايسه و بر اساس گسترش چينه شناسي پالينومورفها سن آن را فرازنين پيشين- فامنين پيشين نسبت داد ]3[. موسوي (1374) با مطالعه پالينومورفهاي زير سازند شيشتو 1، سن فرازنين پسين- فامنين پسين را پيشنهاد داد ]9[. هاشمي و پلي فورد (1998)5 با مطالعه پالينومورفهاي قسمت زيرين مقطع چينه شناسي تيپ سازند شيشتو و تطابق آن با ساير نقاط ايران و جهان به شباهتهاي زيادي دست يافتند ]20[. بونچوآ و همکاران (2007)6 در برش اسد آباد شمال شرقي اصفهان بر اساس مطالعات کنودونتي، سن تورنزين-ويزين را براي سازند شيشتو پيشنهاد دادند]16[. بهرامي و همکاران (2011) به بررسي مرز دونين-کربونيفر بر اساس محتواي کنودونتي در برشهاي حوض دو راه 1 و 2 و برش قلعه کلاغو بين زيرسازندهاي شيشتو 1 و شيشتو 2 پرداختند]12[.که کونيگشوف و همکاران (2021)7 به مقايسه مرز دونين-کربونيفر در برشهاي مذکور با ساير برشهاي البرز مانند برشهاي ميغان، چلچلي و خوش ييلاق (بين سازند خوش ييلاق و مبارک) پرداختند]36[. ستاري و همکاران (2021) در برش انارک در شمال شرق اصفهان، سن سازند شيشتو را بر اساس مطالعه عناصر کنودونتي تورنزين-سرپوخوين تشخيص دادهاند ]55 .[اقبالي و همکاران (1399) براساس مطالعات ميکروسکوپي توالي سازند شيشتو 1 در برش حوض دوراه، 4 جنس، 13 گونه، 4 زيرگونه با 4 زيستزون کنودونتي به سن دونين پسين (فرازنين پيشين– فامنين پسين) شناسايي و معرفي کردند ]2[.
اين تحقيق به بررسي سن دقيق نهشتههاي برش کال سر در طبس با تکيه بر محتواي کنودونتي و حادثهي زيستي مرز فرازنين-فامنين پرداخته و ريزرخسارهها و محيط رسوبي سازند شيشتو را مورد بررسي قرار ميدهد.
2- موقعيت جغرافيايي و راههاي دسترسي به برش مورد مطالعه
برش کال سردر واقع شمال روستاي نياز در منطقه خرو عليا در شرق شهرستان طبس در شمال شرق استان يزد و در زون ايران مرکزي در دامنهي غربي ارتفات شتري با مختصات قاعده برش "43 31'39 °33 N و "24 35'8°57 E و مختصات رأس برش "54 36'39 °33 N و "08 37'8°57 E قرار دارد (اشکال 1 و 2).
شکل 1: نقشه زمين شناسي (1:250000) باز ترسيم شده ناحيه مورد مطالعه در شمال شرق طبس ]61[.
شکل 2: a: نقشه واحد هاي ساختاري تکتونيکي ايران ]15[، b: نقشه راههاي دستيابي به برش مورد مطالعه ]13[.
3- روش مطالعه
1-3-مطالعات صحرايي:
در طي مطالعات صحرايي تفکيک واحدهاي سنگ چينهاي، عکس برداري و نمونه برداري (در فواصل 2 الي 5 متري در لايه هاي آهکي به منظور مطالعات کنودونتي و در فواصل 1 متري به منظور مطالعات ريزرخسارهاي) صورت گرفت و اطلاعات مربوط به سنگ شناسي به منظور ترسيم ستون چينه شناسي ثبت گرديد.
2-3- مطالعات آزمايشگاهي:
1-2-3-اسيدشويي: در اين پژوهش براي سنگهاي آهک، مارن، سنگ آهک مارني و سنگ آهک ماسهاي از اسيد استيک گلاسيال استفاده شد. ابتدا نمونه هاي سنگي در حد ابعاد 3 سانتيمتر يا کوچکتر خرد و سپس اسيداستيک و آب را با نسبت 10/1 به آن اضافه تا غلظت اسيداستيک به 10% برسد. همچنين به هر نمونه يک ليتر از اسيد ضعيف باقي مانده به عنوان بافر به محلول اضافه شد. در نهايت غلظت اسيد به حدود 12% تا 13% رسيد. در ادامه خردهسنگها يک هفته در محلول اسيد مانده تا انحلال آهک به صورت کامل انجام گردد. البته گاهي نسبت اسيد به آب را به 5/1 رسانده و با اضافه شدن محلول بافر، غلظت اسيداستيک 20% تا 23% شد، در اين صورت واکنش چهار روز انجام گرفت.
2-2-3-جداسازي نمونه هاي کنودنتي: رسوب به دست آمده را درون سيني مخصوص جداسازي نمونه ريخته و به وسيله سوزن يا قلم موي مخصوص جداسازي، در زير ميکروسکوپ بينوکولار با نور انعکاسي، کنودونت ها و بقاياي فسفاتي جدا شده از رسوب را به سلهاي مخصوص جهت نگهداري ميکروفسيلها، انتقال داده شد.
3-2-3- آماده سازي نمونه-ها جهت تهيه ي عکس SEM :براي تهيه عکس SEM در ابتدا عمل پوشش طلا8 بر روي نمونه ها انجام گرديد که اين کار به کمک دستگاه (coating) به نام پوشش دهنده انجام و به اين منظور از ميدان الکتريکي و گاز آرگون استفاده ميشود.
4-2-3-تهيه عکس 9SEM: تهيه عکس هاي SEM در انستيتو متالورژي رازي کرج توسط ميکروسکوپ روبشي مخصوص انجام پذيرفت.
5-2-3- رده بندي و نام گذاري نمونه ها: شناسايي و نامگذاري عناصر کنودنتي، تعيين زيستزونهاي استاندارد و همچنين تعيين سن افقهاي مورد مطالعه براساس جي و زيگلر (1993)10 ، اسپالتا و همکاران (2017)11 و هارتنفلس (2011)12 انجام و سپس جهت مطالعات آماري، فراواني نمونههاي مطالعه شده، مورد تجزيه و تحليل آماري قرار گرفت. جهت مطالعه ريزرخسارهها و تعيين محيط رسوبي هم پس از مطالعات صحرايي و برداشت تعداد 62 عدد نمونه (در فواصل 1.5 متري که البته با تغيير ليتولوژي اين فاصله کاهش يافته است)، در آزمايشگاه از نمونهها مقاطع نازک تهيه شده و به کمک ميکروسکوپ الکتروني بافت (با استفاده از طبقه بندي ارائه شده توسط محققيني مانند دانهام (1962)13 و امبري و کلوان (1971)14) و اجزاء (آلوکمهاي اسکلتي و غير اسکلتي) تشخيص داده شد و با استفاده از منابع اصلي چون فلوگل (2010)15 مطالعات انجام پذيرفت.
4- بحث
1-4- سنگ چينهنگاري نهشتههاي برش مورد مطالعه
نهشتههاي دونين پسين منتسب به سازند شيشتو در برش مورد مطالعه با گسل خوردگي در قاعده از سازند بهرام و در رأس از سازند سردر جدا شده است، البته بخشي از نهشته هاي فرازنين مجدداً با راندگي بر روي نهشته هاي فامنين پسين قرار مي گيرد و داراي 80 متر ضخامت بوده است وکل اين ضخامت به 12 واحد سنگ چينه اي تقسيم شده است که شرح ليتولوژي هرکدام از واحد ها به شرح جدول 1 مي باشد (اشکال 3 و 4):
نام واحد | ضخامت (m) |
| |
واحد A | 4 | آهک ماسهاي خاکستري تا قهوهاي، داراي لاميناسيون و داراي آثار فسيلي ارتوسراتيد، مرجان، براکيوپودهاي ريز، ساقه کرينوئيد و خرده گونياتيت و داراي آثار شلبد | |
واحد B | 6 | مارن خاکستري با ميان لايههاي شيلي | |
واحد C | 1.4 | ماسه آهکي به سمت بالا نازک لايه و در رأس داراي مرجان، بريوزوئر و گونياتيت | |
واحد D | 6 | شيل خاکستري، داراي نودول آهني شده | |
واحد E | 5 | شيل خاکستري با ميان لايههاي نازک ماسه و آهک و داراي نودول آهني و خردههاي فسفاتي داراي مرجان منفرد،خرده دوکفهاي و زيست آشفتگي | |
واحد F | 10.5 | شيل خاکستري تيره با ميان لايههاي نازک آهکي که از اين واحد 5/0 متر قاعده سيلتستون است و رأس آن ماسه و ماسه آهکي است، داراي ذرات ميکا، نودول آهني شده، خرده ارتوسراتيد، براکيوپود و آثار کروزيانا | |
واحد G | 6.5 | شيل خاکستري به سمت رأس داراي ميان لايه آهکي و آثار ژيپس داراي آهني شدگي و کنکرسيون و نودول سپتارين که با ژيپس پر شده اند. | |
واحد H | 9.5 | آهک و آهک ماسهاي ، داراي مرجان | |
واحد I | 18.4 | آهک نازک لايه خاکستري با ميان لايه نازک مارني؛ داراي گونياتيت کيلمنيا، مرجان، براکيوپود (اسپيريفريد و اسپين آتريپا) و بريوزوئر | |
واحد J | 0.4 | ميکروکنگلومرا به رنگ قرمز تا قهوه اي | |
واحد K | 4 | شيل تيره | |
واحد L | 8 | آهک خاکستري که 30 سانتي متر قاعده آن داراي مرجان سيليسي شده است؛ داراي بريوزوئر، براکيوپود، مرجان |
شکل 3: 1:تقسيم بندي سنگ چينه شناسي بخشي از برش مورد مطالعه ديد به سمت غرب، 2: تصويري از آهک ماسه اي واحد A، 3: تصويري از نماي نزديک از واحد B شامل مارن خاکستري با ميان لايه شيلي، 4: تصويري ازشيل خاکستري واحد D ، 5: تصويري از واحد F شامل شيل خاکستري تيره با ميان لايه هاي نازک اهکي، 6: تصويري از واحد H که حاوي آهک و آهک ماسه اي، 7: تصويري از واحد l شامل آهک هاي نازک لايه با ميان لايه نازک مارني، 8: مرز بين فامنين و فرازنين، 9: تصوير واحدهاي K و L
2-4- زيستزونهاي کنودونتي
تعداد 26 نمونه4-3 کيلوگرمي از برش مورد مطالعه برداشت گرديد که در مجموع 105 عنصر کنودونتي از بررسي نمونهها بدست آمده است. جمعاً تعداد 27 گونه و زيرگونه متعلق به 7 جنس کنودونتي شامل:
Icriodus symmetricus, Icriodus alternathus helmsi, Icriodus alternathus alternathus, Icriodus cornutus, Polygnathus tenellus, Polygnathus aequalis, Polygnathus praepolitus, Polygnathus webbi, Polygnathus politus, Polygnathus alatus, Polygnathus brevilaminus, Polygnathus aspelundi, Polygnathus krestovnikovi, Polygnathus semicostatus, Polygnathus nodocostatus nodocostatus, Polygnathus triphyllatus, Polygnathus padovanii, Polygnathus hassi, Pseudopolygnathus multistriatus, Pseudopolygnathus cf. primus, Bispathodus spinulicostatus, Bispathodus stabilis vulgaris, Ancyrodella lobata, Ancyrognathus triangularis, Palmatolepis subperlobata, Palmatolepis minuta minuta, Palmatolepis simpla.
شناسايي گرديد که از بين آنها جنسهاي Icriodus، Polygnathus و Bispathodus مربوط به محيط کم عمق تا نيمه عميق بوده است و عناصر کنودونتي Ancyrodella و Palmatolepis مربوط به محيط عميق ميباشند. زيست زون های مورد مطالعه که بر اساس آخرين زيست زون های جهانی مطالعه شده توسط اسپالتا و همکاران، 2017 تعيين شده است از نوع زيست زون های تجمعی و اينتروال زون می باشند، زيست زونهاي بدست آمده بر اساس محتواي کنودونتي (اشکال4،5، 6 و 7). به شرح ذيل است:
1- زيست زون older than lower rhenana Zone
اين بخش شامل حدود 70 متر از نهشته هاي تخريبي واريزه اي قاعده برش را شامل مي شود که بر اساس موقعيت چينه شناسي تعيين سن گرديده است و نهشته هاي مورد مطالعه در اين پژوهش بر روي اين واحد قرار مي گيرد.
2- زيست زون Lower rhenana Zone
اين زيست زون با ضخامت حدود 27 متر و شامل واحدهاي A تا بخش مياني واحد F و با سنگ شناسي عمدتاً سنگ آهک، افق هاي ماسه سنگي، شيل و مارن مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون منطبق بر اولين حضور گونه Polygnathus tenellus Ji & Ziegler, 1993 در نمونه RC1 مي باشد که بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) گستره سني آن Lower rhenana – Lower triangularis مي باشد و لذا شروع زيست زون Lower rhenana قرار داده شده است. مرز بالايي اين زيست زون با آخرين حضور گونه Polygnathus aequalis در نمونه RC7 تعيين گرديده که اين گونه نيز بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني از transitans تا انتهاي Lower rhenana مي باشد. از ساير گونه هاي موجود در اين زيست زون Icriodus symmetricus و Polygnathus praepolitus را مي توان نام برد.
3- زيست زون Upper rhenana Zone
اين زيست زون با ضخامت حدود 10 متر و شامل بخش بالايي واحد F و بخش زيادي از واحد G و با سنگ شناسي عمدتاً شامل مارن با ميان لايه هاي نازک سنگ آهکي مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون با اولين حضور گونه Icriodus alternatus alternatus Branson & Mehl, 1934a که بر اساس مطالعات بولتينک (2003) داراي گستره سنيUpper rhenana – Uppermost crepida مي باشد و همچنين گونه Icriodus alternatus helmsi Sandberg & Dreesen, 1984 که بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني Upper rhenana – Middle crepida تعيين مي گردد. مرز فوقاني اين زيست زون منطبق بر آخرين حضور Ancyrodella lobata Branson & Mehle, 1934 در نمونه RC9 مي باشد که بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني از Early hassi Zone تا Late rhenana Zone مي باشد تعيين مي گردد.
4- زيست زون linguiformis Zone
اين زيست زون با ضخامت حدود 3 متر و شامل بخش فوقاني واحد G با سنگ شناسي مارن و ميان لايه هاي سنگ آهک نازک لايه مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون منطبق بر آخرين حضور Ancyrodella lobata در زيست زون قبلي نمونه RC9 و مرز فوقاني آن منطبق بر آخرين حضور گونه هاي Polygnathus webbi Stauffer, 1938 و Polygnathus politus Ovnatanova, 1969 و Polygnathus alatus Huddle, 1934 در نمونه RC10 تعيين مي گردد که هر سه گونه مذکور بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) در انتهاي زيست زون linguiformis منقرض مي گردند. از ساير گونه هاي همراه در اين زيست زون Polygnathus krestovnikovi و Polygnathus aspelundi و Icriodus alternatus alternatus و Icriodud alternatus helmsi را مي توان نام برد.
مرز فرازنين-فامنين در برش کال سردر :
غلامعليان (2007) و غلامعليان و همکاران (1393) مطالعاتي را بر روي مرز فرازنين-فامنين در برش کال سردر انجام داده اند. در اين مطالعات حضور گونه کنودونتي Palmatolepis triangularis در اولين لايه سنگ آهک اووئيدي قرمز رنگ به عنوان مرز فرازنين-فامنين قلمداد گرديده است و اين مرز بر حدود 10 سانتي متر سنگ آهک در بالاترين بخش واحد شيل هاي تيره فرازنين منطبق مي باشد. البته غلامعليان و همکاران، (1393)از بالاترين افق هاي فرازنين گونه هاي کنودونتي
P. aequalis, P. evidens, P. krestovnikovi, P. webbi, P. procerus, P. politus, P. planarius, P. ashourii, P. imparilis, Pal. gigas gigas, Pal. hassi, I. alternatus alternatus,
را شناسايي و گزارش نموده اند و در افق هاي قاعده اي فامنين نيز کنودونت هاي Palmatolepis tenuipunctata, Palmatolepis crepida, Pal. triangularis ، P. tenellus ، P. brevilaminus ، P. tichonovitchi, I. alternatus alternates, I. alternatus mawsonae را نيز گزارش نموده اند.
5- زيست زون Lower to Middle triangularis zones
اين زيست زون معادل زيست زون subperlobata از زيست زون هاي ارائه شده توسط اسپالتا و همکاران (2017) مي باشد که با ضخامت حدود 5 متر و عمدتاً شامل سنگ آهک هاي نازک لايه مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون بر اساس اولين حضور گونه Palmatolepis subperlobata Branson & Mehl, 1934 در نمونه RC11 تعيين مي گردد که اين گونه بر اساس مطالعات جي16 (1989) و کلاپر17 2007 داري گستره سني از Lower triangularis – Lower marginifera مي باشد. همچنين اين گونه بر اساس مطالعات اسپالتا و همکاران (2017) داراي گستره سني Pa. subperlobata – Pa. marg. Marginifera مي باشد که در اينجا مورد استفاده قرار گرفته است. مرز فوقاني اين زيست زون منطبق بر اولين حضور گونه Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl, 1934a در قاعده زيست زون بالايي مي باشد.
6- زيست زون Upper triangularis to Lower crepida zones
اين زيست زون با ضخامت حدود 4 متر و سنگ شناسي غالب عمدتاً سنگ آهک نازک لايه مربوط به واحد H مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون با اولين حضور گونه Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl, 1934a در نمونه RC13 تعيين مي گردد که اين گونه بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني Upper triangularis – Upper trachytera مي باشد. مرز فوقاني زيست زون هم بر اساس آخرين حضور گونه Icriodus alternatus helmsi Sandberg & Dreesen, 1984 در قاعده زيست زون فوقاني و نمونه RC14 تعيين مي گردد. گونه Icriodus alternatus alternatus و Polygnathus brevilaminus نيز در اين زيست زون حضور دارند.
7- زيست زونMiddle to Uppermost crepida zones
اين زيست زون با ضخامت حدود 5 متر و سنگ شناسي غالب سنگ آهک هاي نازک لايه با ميان لايه هاي نازک شيلي مربوط به بخش بالايي واحد H و قاعده واحد I مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون با آخرين حضور گونه Icriodus alternatus helmsi Sandberg & Dreesen, 1984 در نمونه RC14 که بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني Upper rhenana – Middle crepida مي باشد تعيين مي گردد. مرز بالايي اين زيست زون نيز بر اساس آخرين حضور گونه Icriodus alternatus alternatus Branson & Mehl, 1934a در نمونه RC15 تعيين مي گردد که بر اساس بولتينک (2003) اين گونه داراي گستره سني Upper rhenana – Uppermost crepida مي باشد. از ساير گونه هاي کنودونتي اين زيست زون مي توان Polygnathus semicostatus و Icriodus cornutus و Palmatolepis minuta minuta زا نام برد.
8- زيست زون Lower rhomboidea to Uppermost trachytera zones
اين زيست زون با ضخامت حدود 21 متر در بردارنده واحد I و J و بخشي از واحد K و عمدتاً شامل سنگ آهک هاي نازک لايه مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون منطبق بر مرز فوقاني زيست زون قبلي است و مرز بالايي آن بر اساس آخرين حضور گونه هاي Icriodus cornutus Sannemann, 1955b و گونه Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl, 1934a در نمونه RC20 تعيين مي گردد. در واقع almatolepis minuta minuta Branson & Mehl, 1934a بر اساس مطالعات جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني Upper triangularis – Upper trachytera بوده و گونه گونهIcriodus cornutus Sannemann, 1955b نيز بر اساس مطالعات سندبرگ و دريسن (1984) و بولتينک (2003) داراي گستره سني Middle triangularis– ?Upper trachytera مي باشد. از ديگر گونههاي همراه در اين زيست زون مي توان Polygnathus padovanii Perri & Spalletta, 1990 و Polygnathus triphyllatus Helms, 1961 را نام برد.
9- زيست زون postera Zone
اين زيست زون با ضخامت حدود 6 متر و سنگ شناسي غالب مارن که در برگيرنده بخش بالايي واحد K و بخش پائيني واحد L مي باشد شناسايي مي گردد. در حقيقت اين زيست زون بر اساس جايگاه چينه شناسي بين زيست زون پائيني و بالايي قابل تفکيک مي باشد. کنودونت هاي شاخص در اين زيست زون جهت تفکيک مرزها شناسايي نگرديد و کنودونت هاي Polygnathus semicostatus Branson & Mehl, 1934a و Polygnathus nodocostatus nodocostus Branson & Mehl, 1934a و گونه Bispathodus stabilis vulgaris (Dzik, 2006) [M1] در نمونه هاي RC21 و RC22 شناسايي شد.
10- زيست زون Lower expansa Zone
اين زيست زون حدود 3 متر و شامل سنگ آهک هاي نازک لايه واحد L مي باشد. مرز زيرين اين زيست زون بر اساس اولين حضور گونه Polygnathus hassi Helms, 1961 در نمونه RC23 تعيين مي گردد. اين گونه بر اساس مطالعات زيگلر و سندبرگ (1984) داراي گستره سني Lower expansa – Middle expansa مي باشد. مرز بالايي زيست زون نيز بر اساس اولين حضور گونه Bispathodus spinulicostatus (Branson, 1934) در قاعده زيست زون بالايي شناسايي مي گردد. از ساير گونه هاي کنودونتي اين زيست زون مي توان Bispathodus stabilis vulgaris (Dzik, 2006) [M1] و گونه Pseudopolygnathus cf. primus Branson & Mehl, 1934 و گونه Pseudopolygnathus multistriatus Mehl & Thomas, 1947 را نام برد.
11- زيست زون Middle to Upper expansa Zone
اين زيست زون با ضخامت کم و در حدود 2 متر و شامل آخرين افق هاي سنگ آهک نازک لايه واحد L مي باشد. مرز زيرين با اولين ظهور گونه Bispathodus spinulicostatus (Branson, 1934) در نمونه RC25 تعيين مي گردد. بر اساس مطالعات زيگلر و همکاران (1974) اولين ظهور اين گونه Middle expansa تعيين گرديده است. مرز فوقاني اين زيست زون نيز بر اساس آخرين حضور Polygnathus semicostatus Branson & Mehl, 1934a تعيين گرديد که اين گونه نيز بنابر نظر Ji & Ziegler, 1993 جي و زيگلر (1993) داراي گستره سني Middle crepida – Upper expansa مي باشد.
بررسي زيست چينه نگاري کنودونت هاي برش کال سردر منجر به شناسايي 9 زيست زون کنودونتي گرديد که 4 زيست زون older than Lower rhenana, Lower rhenana, Upper rhenana, linguiformis مربوط به فرازنين پسين و 5 زيست زون Lower to Middle triangularis, Upper triangularis to Lower crepida, Middle to Uppermost crepida, Lower rhomboidea to Upper trachytera, Postera, Lower expansa, Middle to Upper expansa نيز متعلق به فامنين زيرين تا فامنين بالايي مي باشند. مرز فوقاني برش کال سردر در برش مورد مطالعه بطور گسله توسط نهشته هاي فرازنين قطع گرديده است البته در مجاورت گاهي اين نهشته ها بر روي شيل هاي سبز سازند سردر نيز رانده شده اند (شکل 4).
شکل 4: ستون سنگ چينهاي و زيست زونهاي برش مورد مطالعه در کال سردر.
شکل 5: بخش از عناصر کنودونتي موجود در برش مورد مطالعه
Plate 1: Figs. 1-4- Polygnathus nodocostatus nodocostatus Branson & Mehl, 1934; 1-Upper view of IUMC 400, sample RC19; 2- Upper view of IUMC 401, sample RC20;3- Upper view of IUMC 402, sample RC21;4- Upper view of IUMC 403, sample RC22. Figs. 5, 16, 21- Polygnathus brevilaminus Branson & Mehl, 1934; Upper view of IUMC 404, sample RC9. Fig. 6- Polignathus tenellus Ji & Ziegler, 1993; Upper Lateral view of IUMC 405, sample RC2. Figs. 7-9- Polygnathus semicostatus Branson & Mehl, 1934; 7-Upper view of IUMC 406, sample RC22, 8-Upper view of IUMC 407, sample RC23, 9-Upper view of IUMC 408, sample RC24. Fig. 10- Polygnathus hassi Helms, 1961; Upper Lateral view of IUMC 409, sample RC23. Fig. 11- Polygnathus krestovnikovi Ovnatanova, 1969; Upper view of IUMC 410, sample RC9. Figs. 12- Polygnathus politus Ovanatanova, 1969; Upper view of IUMC 411, sample RC9. Fig. 13- Polygnathus praepolitus Kononove, Alekseev, Barskove and Reimers, 1996; Upper view of IUMC 412, sample RC7. Fig. 14- Polygnathus alatus Huddle, 1934; Upper view of IUMC 413, sample RC8. Figs. 15,18- Polygnathus aspelundi Savage & Funai 1980; 15-Upper view of IUMC 414, sample RC9, 18-Upper view of IUMC 415, sample RC10. Figs. 17, 22, 23- Polygnathus padovanii Perri & Spaletta 1990; 17-Upper view of IUMC 416, sample RC17; 22-Upper view of IUMC 417, sample RC17; 23-Upper view of IUMC 418, sample RC17. Fig. 19- Polygnathus sp. A Upper view of IUMC 418, sample RC9. Fig. 20- Polygnathus aequalis Klapper & Lane, 1985; Upper view of IUMC 419, sample RC7.
شکل 6: بخش از عناصر کنودونتي موجود در برش مورد مطالعه
Plate 2: Figs. 1, 2- Polygnathus webbi Stauffer, 1934; Upper view of IUMC 420, sample RC6; Upper view of IUMC 421, sample RC10. Fig. 3- Polygnathus sp. B; Upper view of IUMC 421, sample RC9. Fig. 4- Polygnathus triphylatus Ziegler, 1960; Upper view of IUMC 423, sample RC17. Fig. 5- Polygnathus padovanii Perri & Spaletta 1990; Upper view of IUMC 424, sample RC17. Fig. 6- Polygnathus politus Ovanatanova, 1969; Upper view of IUMC 425, sample RC10. Fig. 7- Palmatolepis subperlobata Branson and Mehl, 1934 Morphotype 1; Upper view of IUMC 426, sample RC11. Fig. 8- Palmatolepis simpla Ziegler and Sadberg, 1990; Upper view of IUMC 427, sample RC9. Figs. 9-19- Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl, 1934; 9-Upper view of IUMC 428, sample RC13; 10-Upper view of IUMC 429, sample RC14;11-Upper view of IUMC 430, sample RC16; 12-Upper view of IUMC 431, sample RC20; 13-Upper view of IUMC 432, sample RC13; 14-Upper view of IUMC 433, sample RC16; 15-Upper view of IUMC 434, sample RC16; 16-Upper view of IUMC 435, sample RC20; 17-Upper view of IUMC 436, sample RC20; 18-Upper view of IUMC 436, sample RC13; 19-Upper view of IUMC 436, sample RC14. Fig. 20- Bispathodus spinulicostatus (Branson, 1934) Morphotyp 1;Upper view of IUMC 437, sample RC25.
شکل 7: بخش از عناصر کنودونتي موجود در برش مورد مطالعه
Plate 3: Figs. 1, 4- Icriodus alternatus helmsi Sandberg & Dreesen, 1984; 1-Upper view of IUMC 439, sample RC12; 4-Upper view of IUMC 442, sample RC13. Figs. 2, 3, 5, 6- Icriodus alternatus alternatus Branson & Mehl, 1934; Upper view of IUMC 443, sample RC12; Upper view of IUMC 440, sample RC16; Upper view of IUMC 444, sample RC13; Upper view of IUMC 440, sample RC9. Fig. 7- Icriodus symmetricus Branson & Mehl, 1934; Upper view of IUMC 446, sample RC1. Figs. 8-10- Ancyrodella lobata Branson & Mehl, 1934; Upper view of IUMC 447, sample RC9; Upper view of IUMC 448, sample RC10; Upper view of IUMC 449, sample RC10. Figs. 11-13- Ancyrognathus triangularis Youngquist, 1945; Upper view of IUMC 450, sample RC9; Upper view of IUMC 451, sample RC10; Upper view of IUMC 452, sample RC10. Fig. 14- Bispathodus stabilis vulgaris Dzik 2006; Upper view of IUMC 453, sample RC23. Fig. 15- Icriodus cornutus Sannemann, 1955; Upper view of IUMC 454, sample RC20. Fig. 16- Bispathodus sp; Upper view of IUMC 455, sample RC25. Fig. 17- Bispathodus stabilis vulgaris Dzik 2006; Upper view of IUMC 456, sample RC24. Figs. 18-20- Pseudopolygnathus multistriatus Mehl & Thomas, 1947Upper view of IUMC 457, sample RC23; Upper view of IUMC 458, sample RC23; Upper view of IUMC 459, sample RC24. Fig. 21- Pseudopolygnathus cf. primus Branson and Mehl 1934b; Upper view of IUMC 460, sample RC23.
4-3- ريزرخسارههاي شناسايي‌شده دربرش موردمطالعه
ريز رخسارههاي تعيين شده در برش کال سردر در ناحيه طبس در دو دسته ي آواري-کربناته و کربناته تقسيم بندي ميشوند که به شرح ذيل ميباشند (اشکال 8 و 9):
4-3-1- ريزرخسارهي مخلوط (آواري-کربناته)
مونت (1985) سنگهاي دو رگه اي (هيبريدي) را در دو دسته ي ماسه سنگ ميکرايتي و ماسه سنگ آلوکم دار تقسيم کرده است.
F1: رخساره ماسه سنگ ميکريتي:
اين رخساره داراي حضور گسترده دانه هاي کوارتز (نزديک به 80 درصد) و زمينه ميکرايتي است. اندازه دانه هاي ماسه بسيار ريز ميباشد. جور شدگي دانه هاي کوارتز خوب بوده و نيم زاويه دار هستند. برخي مقاطع داراي پلوئيد اندک ميباشند.
ليتولوژي: ماسه آهکي
تفسير: اين رخساره در ارتباط با خطوط ساحلي مختلط آواري- کربناته نهشته شده است ]46[. مشابه اين ريزرخساره از برش شرقي کوه زردکوه ناحيه زفره گزارش شده است ]6[ (شکل 8: 1).
F2: رخساره ماسه سنگ آلوکم دار
اجزاء غالب: دانه هاي ريز تا متوسط کوارتز
اجزاء فرعي: آلوکم هاي دريايي کرينوئيد، براکيوپود و خار براکيوپود، اائيد و دانه هاي فسفات
شرح: حضور آلوکم هايي چون قطعات کرينوئيد، براکيوپود و خار براکيوپود و اائيد در همراهي با کوارتز فراوان (دانه هاي ريز کوارتز تا متوسط نيمهزاويهدار با جورشدگي خوب، بيش از 50 درصد مقطع) نشان دهندهي محيط دريايي است ]47[. در برخي از مقاطع اين رخساره، پديده ي ثانويهي دولوميتي شدن ديده ميشود.
ليتولوژي: ماسه آهکي داراي آثار فسيلي
تفسير: با توجه به مطالعات نيکول (2000)18 حضور همزمان دانههاي کوارتز و رسوبات کربناته در محيط کم عمق دريايي (حد جزر و مدي) به عواملي چون تکتونيک، آب و هوا و نوسانات آب دريا منتسب است. مشابه اين ريزرخساره از برش شرقي کوه زردکوه ناحيه زفره گزارش شده است ]6[ (شکل 8: 2).
4-3-2- ريزرخساره هاي کربناته
ريزرخساره هاي کربناته از محيط کم عمق تا عميق ته نشست شده به شرح ذيل است:
4-3-2-1- رخسارههاي نهشته شده در زير محيط لاگون
دو ريزرخسارهي تهنشست شده در زير محيط لاگون مويد هر دو نوع لاگون محصور (بدون چرخش آزاد آب) و نيمه محصور (با چرخش آزاد آب) هستند که به شرح ذيل ميباشد:
F3: بايوکلاست براکيوپود آمفيپورا پکستون-گرينستون- رودستون
اجزاء غالب: آمفيپورا و براکيوپودها
اجزاء فرعي: گاستروپود
شرح: بافت دانه پشتيبان است. اندازه بزرگ (بيش از 10 ميلي متر) آمفيپوراهاي سالم در اين ريزرخساره بافت را به سمت رودستون نيز ميبرد.
ليتولوژي: آهک خاکستري متوسط تا ضخيم خاکستري
تفسير: وجود آمفيپورا (نوعي استروماتوپوريد دندريتي و ريف ساز) در رسوبات مويد ته نشست در يک لاگون ميباشد ]40[. وجود آمفيپورا در رخسارهها، تهنشست در محيطهاي پشت ريف و يا سکوي داخلي را نشان ميدهد ]10 و 40[. از طرفي وجود براکيوپود که معرف شوري نرمال دريايي است، تهنشست اين رخساره را در يک لاگون نيمه محصور با چرخش آزاد آب نشان ميدهد ]28[. مشابه اين ريزرخساره از برش کوهبند عبدالحسين در ناحيه ي انارک گزارش شده است ]5 و 8[ (شکل 8: 3).
F4: سندي کرينوئيد کورتوئيد پکستون-رودستون
اجزاء غالب: کرينوئيد، بايوکلاستهاي کورتوئيدي شده و دانه کوارتز (در حدود 15 تا 20 درصد کل مقطع)
اجزاء فرعي: براکيوپود، کنودونت، اائيد
شرح: بافت دانه دانه پشتيبان است و اکثر بايوکلاستها داراي پوششي ميکريتي هستند.
ليتولوژي: آهکهاي ماسهاي خاکستري
تفسير: وجود کورتوئيدها معرف مناطق کم عمق دريايي (عمق آب کمتر از 10 متر) است ]14 و 28[. جورشدگي بسيار ضعيف آلوکم ها (عدم تهنشست اين رخساره در زيرمحيط سد بايوکلاستي)، حضور کرينوئيد (فون معرف شوري نرمال دريايي)، حضور بايوکلاستهاي کورتوئيدي (که براي تشکيل شان محيط با انرژي زياد نياز است) همگي معرف تهنشست اين ريزرخساره در يک لاگون نيمه محصور در نزديکي سد بايوکلاستي است ]28[. (شکل 8: 4).
4-3-2-2- رخسارههاي نهشته شده در زير محيط سد بايوکلاستي
2 ريزرخساره ي موجود در اين زيرمحيط هر دو داراي خصوصياتي مشترک چون جور شدگي خوب دانهها و کم بودن يا فقدان گل در بين دانه ها هستند. اين ريز رخساره ها به شرح ذيل ميباشند:
F5: بايوکلاست اائيد کرينوئيد پکستون
اجزاء غالب: اائيدهاي مماسي و کرينوئيدها
اجزاء فرعي: گاستروپودها، دانه کوارتز، براکيوپود و دوکفهاي
شرح: بافت دانه پشتيبان (ميزان گل کم) با جورشدگي خوب و دانه ها ي گرد شده ميباشد.
ليتولوژي: آهکهاي نازک و آهک هاي متوسط لايه خاکستري
تفسير: جور شدگي و گرد شدگي خوب و بافت دانه پشتيبان با ميزان گل اندک (انرژي بالاي محيط در برخي نمومه ها، گل را از بين دانه ها خارج کرده است)، حضور اائيد مماسي (اائيدهاي مماسي نشان‌دهنده در محيطهاي پرانرژي با شوري نرمال دريايي و محيطهاي شول هستند) و تنوع پايين دانه ها، همگي حاکي از تهنشست ريزرخساره مذکور در زير محيط سد بايوکلاستي است) ]17 و 28[ (شکل 8: 5).
F6: بايوکلاست کرينوئيد پکستون- گرينستون
اجزاء غالب: کرينوئيد
اجزاء فرعي: آمونوئيد، تريلوبيت، کورتوئيد، گاستروپود، براکيوپود، استراکد و دو کفهاي
شرح: بافت دانه پشتيبان، جور شدگي خوب، دانه ها گرد شده تا نيمه گرد شده هستند. ميزان زياد کرينوئيد در برخي مقاطع بافت را به سمت کوکوئنا ميبرد.
ليتولوژي: آهکهاي نازک لايهي فسيل دار (قطعات کرينوئيد)
تفسير: انرژي بالاي امواج سبب تشکيل اين ريزرخساره در قالب بافت دانه پشتيبان (عدم وجود گل يا ميزان اندک گل) با جور شدگي خوب و دانههاي گرد شده؛ شده است و ميتوان آن را به محيط شول نسبت داد]16 و 28[. اين ريزرخساره در کمربند 6 ويلسون ]62[ تهنشست شده است ]28[. مشابه اين ريزرخساره از برش کوهبند عبدالحسين در ناحيهي انارک گزارش شده است ]4[ (شکل 8: 6).
4-3-1-3- رخسارههاي نهشته شده در درياي باز
4 ريزرخسارهي موجود در اين زيرمحيط داراي فونهاي معرف شوري نرمال دريايي هستند و به شرح ذيل ميباشند:
F7: سندي بايوکلاست براکيوپود کرينوئيد پکستون-گرينستون- رودستون
اجزاء غالب: براکيوپود، کرينوئيد، دانه کوارتز (در حدود 20تا 30 درصد)
اجزاء فرعي:آمونوئيد، استراکد، گاستروپود، پلوئيد، دوکفهاي، تريلوبيت
شرح: در برخي مقاطع کمي اکسيد آهن ديده ميشود که ثانويه ميباشد. بافت دانه پشتيبان ميباشد و گاها اندازه براکيوپودها و کرينوئيدهاي سالم درشت بوده (2ميليمتر<) و بافت را به سمت رودستون ميبرد.
ليتولوژي: آهک ماسهاي خاکستري رنگ
تفسير: وجود فون کرينوئيد مويد محيطي با شوري نرمال دريايي است. تشکيل اين ريزرخساره، تحت تأثير امواج بوده است ]22 و 43[. اين ريزرخساره در انرژي امواج متوسط تا قوي و در نزديکي سطح اثر امواج در شرايط عادي (FWWB) ايجاد شده است. اندازه اجزاء تشکيل دهنده اين ريزرخساره، محتواي فسيلهاي دريايي و بافت آن ميتواند دليل بر نهشته شدن آن در کمربند 4 ويلسون ]28 و 62[ و انرژي بالاي امواج نزديک به کمربند 6 است ]28[ (شکل 8: 7).
F8: براکيوپود کرينوئيد بريوزوئر رودستون
اجزاء غالب: بريوزوئر، براکيوپود، کرينوئيد
اجزاء فرعي: دانه کوارتز (حدود 5 درصد)
شرح: قطعات درشت و سالم بريوزوئر به همراهي کرينوئيد و براکيوپود در بافت دانه پشتيبان حضور دارد.
ليتولوژي:آهک نازک لايه خاکستري
تفسير: وجود فون هاي معرف شوري نرمال دريايي (کرينوئيد و بريوزوئر) نشان دهندهي زيرمحيط درياي باز است ]28[. از طرفي ديگر قطعات درشت و سالم بريوزوئر که به خوبي در مقاطع حفظ شده اند نشانگر انرژي پايين محيط در زمان تهنشست ميباشد. جايگاه چينه شناسي اين ريزرخساره (همراهي با رسوبات عميق مادستون لامينه دار) نيز نشان دهنده عمق تهنشست بيشتر اين ريزرخساره نسبت به رخساره هاي قبلي است. مشابه اين ريزرخساره از برش کوهبند عبدالحسين در ناحيه ي انارک گزارش شده است ]8[ (شکل 8: 8).
F9: بايوکلاست کرينوئيد براکيوپود وکستون- فلوتستون
اجزاء غالب: براکيوپود، کرينوئيد
اجزاء فرعي: گاستروپود، تريلوبيت، بريوزوئر
شرح: بافت گل پشتيبان بوده و گاهي اندازه براکيوپودها و کرينوئيدها بيش از 2 ميليمتر شده که در اين صورت بافت به سمت فلوتستون ميرود.
ليتولوژي: آهک نازک لايه داراي آثار فسيلي
تفسير: اين ريزرخساره به دليل جايگاه چينه شناسي (قرار گرفتن بر روي رخساره مادستوني محيط عميق)، غلبه فون کرينوئيد (نشان دهنده شوري نرمال دريايي) در بين ساير آلوکمها، و بافت گل پشتيبان، در محيط کم انرژي در قسمت شيب درياي باز در نزديکي سطح اساس امواج دريا در شرايط عادي نهشته شده است. ريزرخساره مذکور در کمربند 4 ويلسون تهنشست شده است ]28 و 62[ (شکل 8: 9).
F10: سندي مادستون لامينه دار
اجزاء غالب: دانه هاي کوارتز (حدود 10 الي 15 درصد مقاطع)
اجزاء فرعي: پلوئيد
شرح: وجود لاميناسيونهاي تقريبا موازي در بافت گل پشتيبان همراه با دانه هاي ريز کوارتز در اين ريزرخساره مشاهده ميگردد.
ليتولوژي: آهک نازک لايه خاکستري
تفسير: بافت گل پشتيبان نشان دهندهي انرژي کم در زمان تهنشست اين ريزرخساره است]28[. وجود لاميناسيون در بافت گل پشتيبان نشان دهندهي رسوب گذاري اين ريزرخساره در بخش عميق درياي باز در يک محيط آرام است که زيست آشفتگي در اين محيط وجود نداشته تا اين لاميناسيونها را بر هم زند. اين ريزرخساره در کمربند 1 ويلسون در زير خط امواج طوفاني، تهنشست شده است ]28 و 62[ (شکل 8: 10).
شکل 8: 1: رخساره ماسه سنگ ميکريتي (R25)، 2: رخساره ماسه سنگ آلوکم دار (R13)، 3: رخساره بايوکلاست براکيوپود آمفيپورا (A: آمفيپورا و B: براکيوپود) (Rc5)، 4: رخساره سندي کرينوئيد کورتوئيد رودستون (C: کرينوئيد و K: کورتوئيد) (R35)، 5: رخساره بايوکلاست اائيد کرينوئيد پکستون (R30)، 6: رخساره بايوکلاست کرينوئيد پکستون (R55)، 7: رخساره سندي بايوکلاست براکيوپود کرينوئيد رودستون (R5)، 8: رخساره براکيوپود کرينوئيد بريوزوئر رودستون (R17) (H: بريوزوئر، C: کرينوئيد و B: براکيوپود)، 9: رخساره بايوکلاست کرينوئيد براکيوپود فلوتستون 0(R22)، 10: رخساره سندي مادستون لامينه دار(R20)
شکل 9: ستون پراکندگي ريزرخسارههاي برش کال سردر
4-4-محيط رسوبي
بر طبق قانون والتر با بررسي ارتباط جانبي و عمودي رخسارههاي آواري- کربناته مطالعه شده در برش کال سردر و مقايسه ي اين توالي با محيطهاي عهد حاضر و مدلهاي رسوبي ارائه شده توسط فلوگل (2010) محيط رسوبي برش کال سردر مطالعه گرديد، تغييرات تدريجي رخسارهها در توالي چينهاي، عدم وجود رسوبات ناشي از تغييرات ناگهاني شيب محيط رسوبي، عدم وجود رخسارههاي ريفي (مرتبط با کمربند 5 فاسيسي ويلسون) و وجود سدبايوکلاستي ناپيوسته (وجود رخساره لاگون نيمه محصور) رسوبگذاري نهشتههاي بررسي شده را در يک رمپ کربناته که از نوع هموکلينال نشان ميدهد. با استفاده از دادههاي حاصل از بررسي رخسارهها و مطالعات صحرايي، رسوبگذاري در يک محيط درياي (ساحلي تا درياي باز) بودهاست که از کم عمق به عميق شامل بخشهاي ذيل ميشود (شکل 10):
1-4-4-ساحل آواري- کربناته
دو رخساره ي F1 (ماسه سنگ ميکريتي) و F2 (ماسه سنگ آلوکم دار) ماسه سنگهاي هيبريدي بوده که مخلوطي از رسوبات آواري و کربناته هستند، محل تشکيلشان به محيط جزر و مدي در ساحل آواري-کربناته مرتبط ميباشد ]28[. اين ماسهسنگها به صورت مسيو (توده اي) و بدون ساخت هستند.
2-4-4-رمپ کربناته هموکلينال
اين نوع رمپ که داراي پهناي 10 تا 100 کيلومتر است داراي شيب بسيار ملايم ميباشد که از مناطق کم عمق ساحلي تا مناطق عميق درياي باز بدون هيچ تغيير شيب شارپ (تغيير در حدود چند متر در هر کيلومتر) ميباشد. اکنون اين نوع پلتفورم در سواحل شيخ نشين خليج فارس و در خليج شارک استراليا ديده ميشود ]28[. اين نوع پلتفرم بر اساس سطح تاثير امواج به سه قسمت داخلي، مياني و خارجي تفکيک ميشود ]28[.
1-2-4-4- رمپ داخلي
اين بخش از خط ساحلي تا قاعدهي امواج آرام گسترش داشته که شامل ريزرخسارههاي بخشهاي ساحلي و لاگوني ميباشد و مرز بين اين بخش و بخش رمپ مياني ريزرخسارههاي سد بايوکلاستي است ]11 و 28[. ريزرخسارههاي کربناته F3 (بايوکلاست براکيوپود آمفيپورا پکستون-گرينستون-رودستون) و F4 (سندي کرينوئيد کورتوئيد پکستون-رودستون) در زير محيط لاگوني و ريزرخسارههاي کربناته F5 (بايوکلاست اائيد کرينوئيد پکستون) و F6 (بايوکلاست کرينوئيد پکستون-گرينستون) در زيرمحيط سد بايوکلاستي در برش مورد مطالعه در بخش رمپ داخلي قرار ميگيرند. سد بايوکلاستي موجود در برش مورد مطالعه از نوع ناپيوسته ميباشد و دليلي اين امر هم وجود لاگون نيمه محصور است ]39 و 51[. در رمپ داخلي در برش مورد مطالعه آلوکمهايي نظير آمفيپورا، براکيوپود، اائيد، بايوکلاست کورتوئيدي شده، دانههاي کوارتز، کرينوئيد و به ميزان کمتر گاستروپود، استراکد، دوکفهاي، کنودونت، تريلوبيت و آمونوئيد ميباشند. از منظر ليتولوژي شامل آهکهاي نازک، متوسط و ضخيم لايه خاکستري و به ميزان کمتر آهک ماسهاي خاکستري است.
2-2-4-4- رمپ مياني
بخشي از پلتفرم که در بين حد فاصل امواج عادي و طوفاني قرار داشته و عمق آب در آن بيشتر از رمپ داخلي و کمتر از رمپ خارجي است ]28[. بسته به ميزان برآمدگي کف بستر و عمق آب، رسوبات در اين بخش تاثيرپذيري متفاوتي نسبت به طوفان از خود نشان ميدهند ]28[. ريزرخسارههاي کربناته مربوط به درياي باز شامل F7 (سندي بايوکلاست براکيوپود کرينوئيد پکستون-گرينستون- رودستون)، F8 (براکيوپود کرينوئيد بريوزوئر رودستون) و F9 (بايوکلاست کرينوئيد براکيوپود وکستون-فلوتستون) در رمپ مياني نهشته شده اند. آلوکم هاي موجود در اين بخش شامل براکيوپود، کرينوئيد، دانه کوارتز، بريوزوئر و به ميزان کمتر آمونوئيد، استراکد، گاستروپود، پلوئيد، دوکفهاي، تريلوبيت، است. از منظر ليتولوژي شامل آهکهاي ماسه اي و آهکهاي نازک لايه است.
3-2-4-4- رمپ خارجي
اين بخش از پلتفرم در زير قاعدهي امواج طوفاني تشکيل ميشود که دهها تا چند صد متر عمق دارد ]28[. ريزرخساره ي F10 (سندي مادستون لامينه دار) تنها ريزرخسارهي تهنشست شده در اين بخش است که لامينه هاي موجود در مادستون ها اين امر را تاييد ميکنند؛ زيرا تشکيل آنها در زير قاعده ي امواج طوفاني و در اعماق زياد حوضه امکان پذير است ]28[. از منظر ليتولوژي شامل آهکهاي نازک لايه است.
شکل 10: شکل شماتيک محيط رسوبي برش مورد مطالعه
5-شاخص تغيير رنگ کنودونتها
يكي از ويژگي‌هاي قابل توجه در عناصر اسكلتي كنودونت‌ها، تغيير رنگ آنها با افزايش دماي دياژنتيکي اعمال شده بر سنگ دربرگيرنده است [26]. عناصر اسكلتي كه حرارت زيادي را تحمل نكردهاند، به رنگ زرد روشن يا كهربايي ديده ميشوند. به تدريج، با افزايش ژرفاي دفن و در نتيجه افزايش فشار و حرارت، رنگ اين ميکروفسيلها به علت فرآيند كربني شدن به تيرگي مي‌گرايد [35]. بر اين اساس، عناصرکنودونتي در بازه زماني فرازنين پسين داراي رنگ سياه و شاخص CAI=5 (دماي 300 تا 360 درجه سانتي‌گراد) و در بازه زماني فامنين پيشين به رنگ خاکستري تيره بوده و شاخص CAI=4 (190 تا 300 درجه سانتي‌گراد) را نشان ميدهند در فامنين پسين رنگ کنودونتها تقريباً کهربايي با CAI=2-2.5 (85 تا 195 درجه سانتي‌گراد) تغيير مي يابد واحتمال توان توليد هيدروکربور را مشخص مي نمايد (شکل 11).
شکل 11: جدول استاندارد شاخص تغيير رنگ کنودونتها به همراه دماي تثبيت درصد کربن [26].
6-نتيجه گيري
نهشته هاي دونين پسين منتسب به سازند شيشتو در برش مورد مطالعه داراي 80 متر ضخامت بوده و مرز فوقاني برش کال سردر بطور گسله توسط نهشته هاي سازند سردر قطع گرديده است. براساس شواهد صحرايي، اصول سنگ چينهنگاري، خصوصيات سنگ شناسي، تغيير ضخامت لايهها و تغيير رنگ، توالي مورد مطالعه به 12 واحد سنگي تفکيک گرديد. بررسي کنودونتهاي بدست آمده منجر به شناسايي 7 جنس و 27 گونه و زير گونه شده است. با توجه به کنودونتهاي به دست آمده از اين توالي 11زيست زون کنودونتي براي اين توالي تعيين گرديد که به شرح زير ميباشند:
older than lower rhenana Zone - Lower rhenana Zone - Upper rhenana Zone, linguiformis Zone - Lower to Middle triangularis zones - Upper triangularis to Lower crepida zones - Middle to Uppermost crepida - Lower rhomboidea to Uppermost trachytera - postera Zone - Lower expansa Zone - Middle to Upper expansa Zone.
با توجه به زيست زونهاي تعيين شده سن نهشتههاي مورد بررسي از ايفلين تا فرازنين پسين است. با توجه به اطلاعات به دست آمده از اجزاء فسيلي و ريز رخسارهها، محيط رسوبي در برش مورد مطالعه يک ساحل آواري – کربناته و يک رمپ کربناته که از نوع هموکلينال بوده، پيشنهاد شده است.
سپاس و قدردانی
داوران مقاله آقاي دکتر پيمان رضايي (دانشيار دانشگاه هرمزگان) و خانم دکتر طاهره پرويزي (دانشآموخته دانشگاه اصفهان) تشکر و قدرداني ميگردد.
منابع
[1] آقانباتي، ع.،1383 ، زمين شناسي ايران، سازمان زمين شناسي و اکتشافات معدني کشور، تهران،568 صفحه.
[2] اقبالي، م.، حمدي، ب.، مجيدي فرد، م.ر.، 1399، بايواستراتيگرافي سازند شيشتو 1 در برش حوض دوراه براساس کنودونتها (جنوب شرقي طبس)، مجله ژوهش هاي دانش زمين، شماره 20، صفحات 143-158.
[3] بيرانوند ب.، 1374 ، پالينوستراتيگرافي و پالئوبيوژئوگرافي رسوبات دونين بالايي شمال خاوري يزد: پايان نامه کارشناسي ارشد، گروه زمين شناسي، دانشکده علوم، دانشگاه تهران، 150 صفحه.
[4] ستاري، ا.، بهرامي، ع.، وزيري مقدم، ح.، طاهري، ع.ا.، کايسر، س.ا.، کونيگشوف، پ.، 1399 ، زيست چينه نگاري، زيست رخسارههاي کنودونتي در نهشته هاي دونين بالايي-کربنيفر در برش انارک، ايران مرکزي، مجله زمين شناسي نفت سال نهم، شماره (CAI) و انديس تغيير رنگ، شماره 74، صفحات 101-118.
[5] شاکري، ب.، 1395، زيستچينهنگاري نهشتههاي دونين بالايي برش کوهبند عبدالحسين (جنوب شرق انارک) بر اساس فوناي کنودونتي، پاياننامه کارشناسي ارشد، دانشگاه اصفهان، 240 صفحه.
[6] غفاري، ا؛ هايراپطيان، و؛ حجازي، ح؛ 1390، محيط رسوبي و چينه نگاري سکانسي سنگ هاي دونين بالايي ناحيه زفره (برش شرقي)، شمال شرق اصفهان، فصلنامه زمين شناسي محيط زيست.
[7] غلامعليان، ح.، زارعي، ن.، هايراپطيان و.، و پروانه نژاد شيرازي، م.، 1393، داده هاي نوين درباره مرز فرازنين – فامنين در برش کال سردر، شرق طبس، ايران مرکزي، نشريه علمي پژوهشي رخساره هاي رسوبي، سال 7، شماره 1، صفحات 64-51.
[8] محرمي، س.، 1397، رخسارهها، محيط رسوبي و ژئوشيمي سازند بهرام (دونين پسين) در برش جنوب شرق انارک، پايان نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه اصفهان، 138 صفحه.
[9] موسوي، م.، 1374، مطالعه پالينواستراتيگرافي و‌پالئوژئوگرافي سازندهاي پادها، بهرام، شيشتو و‌سردر‌واقع در‌حوض دوراه (شرق طبس)، پايان نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه تربيت معلم تهران،333.
[10] ARETZ, M., task group, 2011. Report of the joint Devonian-Carboniferous boundary GSSP reappraisal task group: Newsletter on Carboniferous Stratigraphy, 29, 23–26.
[11] ASPRION, U., WESTPHAL, H., NEIMAN, M. and POMAR, L., 2009, Extrapolation of depositional geometries of the Menorcan Miocene carbonate ramp with ground-penetrating radar: Facies, 37-46.
[12] BAHRAMI, A., CORRADINI C. and YAZDI, M., 2011a, Upper Devonian-Lower Carboniferous conodont biostratigraphy in Shotori rang, Tabas area, Central Iran Microplate: Bollettino della Società Paleontologica Italiana, 50, 35-53.
[13] BAKHTIARI, S., 2005, Road atlas of Iran Gitashenasi: Geological and Cartographic Institute, 1:1000,000: Tehran, Iran.
[14] BATHURST, R.G.C., 1967, Oolitic films on low-energy carbonate sand grains, Bimini Lagoon, Bahamas: Marine Geology, 89-109.
[15] BERBERIAN, M. and KING, G.C.P., 1981, Toward a Paleogeographic and Tectonic evolution of Iran: Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 210–265.
[16] BONCHEVA, I., BAHRAMI, A., YAZDI, M., TORABY, H., 2007, Carboniferous conodont biostratigraphy and Late Palaeozoic depositional evolution in South Central Iran (Asadabad section-SE Isfahan): Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 113, 329-356.
[17] BRADY, M., and BOWIE, C.H., 2017, Discontinuity surfaces and microfacies in a stormdominated shallow Epeiric Sea, Devonian Cedar Valley Group, Iowa: Depositional Record, 2(3), 136–160.
[18] BRANSON, E.B. and MEHL, M.G., 1934a, Conodonts from the Grassy Creek shale of Missouri: Missouri University Studies, 8, 171–259.
[19] BRANSON, E.R., 1934, Conodonts from the Hannibal Formation of Missouri: Missouri University Studies, 8, 301–343.
[20] BUGGISCH, W., 1991, The global Frasnian-Famennian "Kellwasser Event": Geologische Rundschau, 80, 49-72.
[21] BULTYNCK, P., 2003, Devonian Icriodontidae: biostratigraphy, classification and remarks on paleoecology and dispersal: Revista Espanola de Micropaleontologia, 35, 295-314.
[22] CORNET, P., 1975, Morphogense, caractres écologiques et distribution des stromatoporodes dévoniens au bord sud du bassin de Dinant (Belgique). Unpubl. thesis. Université Catholique de Louvain. Leuven.
[23] DA SILVA, A.C. and BOULVAIN, F., 2006, Upper Devonian carbonate platform correlations and sea level variations recorded in magnetic susceptibility: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 240, 373–388.
[24] DUNHAM, R. J., 1962, Classification of carbonate rocks according to their depositional texture: In: Ham, W. E. (Ed.) Classification of carbonate rocks: American Association of Petroleum Geologists Mesmoir, 1, 108-121.
[25] DZIK, J., 2006, The Famennian “Golden Age” of conodonts and ammonoids in the Polish part of the Variscan Sea: Palaeontologia Polonica, 63, 1-359.
[26] EMBRY, A.F. and KLOVAN, J.E., 1971, A Late Devonian reef tract on northeastern Banks Island: The Northwest Territories: Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19, 730–781.
[27] EPSTEIN, A.G., EPSTEIN, J.B., and HARRIS, L.D., 1977, Conodont color alteration; an index to organic metamorphism: United States Geological Survey Professional Paper, 995, 1-27.
[28] FLUGEL, E., 2010, Microfacies of Carbonate Rock, Analysis, Interpretation and Application: Springer-Verlag, Berlin, 984.
[29] GHOLAMALIAN, H., 2007, conodont biostratigraphy of the Frasnian-Famennian boundary in the Esfahan and Tabas areas, central Iran: Geological Quarterly, 51, 453-476.
[30] GHORBANI, M., ROSTAMNEJAD, A. and VALIANI Z., 2014, Microfacies, peterofacies and sedimentary environmentary of the Bahram Formation in Hutk section (Nirthern Kerman), Iran: International Journal of Geology, 4, 68-84.
[31] HARTENFELS, S., 2011, Die globalen Annulata-Events und die Dasberg-Krise (Famennium, Oberdevon) in Europa und Nord-Afrika: hochauflösende Conodonten-Stratigraphie, KarbonatMikrofazies, Paläoökologie und Paläodiversität: Münstersche Forschungen zur Geologie und Paläontologie, 105, 17–527.
[32] HASHEMI, H. and PLAYFORD, G., 1998, Upper Devonian palynomorphs of the Shishtu Formation, central Iran Basin, east-central Iran: Palaeontographica, 246, 115-212.
[33] HELMS, J., 1961, Die “nodocostata-Gruppe” der Gattung Polygnathus: Geologie, 10, 674–711.
[34] HUDDLE, J. W., 1934, Conodonts from the New Albany Shale of Indiana: Bulletin America Paleontology, 21, 1 –136.
[35] KONIGSHOF, P., 2003, Conodont deformation patterns and textural alteration in Paleozoic conodonts: examples from Germany and France: Senckenbergianalethae, 149-156.
[36] KONIGSHOF, P., BAHRAMI, A. and KAISER, S.I., 2021, Devonian-Carboniferous boundary sections in Iran: Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 101, 613-632.
[37] JI, Q., 1989, On the Frasnian Conodont Biostratigraphy in the Guilin Area of Guangxi, South China: Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 117, 303- 32.
[38] JI, Q. and ZIEGLER, W., 1993, The Lali section: an excellent reference section for Late Devonian in South China: Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 157, 183.
[39] KERSHAW, S. and BRUNTON, F. R., 1999, Palaeozoic stromatoporoid taphonomy: ecologic and environmental significance: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 149, 313-328.
[40] KIM, J.C., LEE, Y.I., and HISADA, K.I., 2007, Depositional and compositional controls on sandstone diagenesis, the Tetori Group (Middle Jurassic–Early Cretaceous), central Japan: Sedimentary Geology, 195, 183–202.
[41] KLAPPER, G., and LANE, H. R., 1985, Upper Devonian (Frasnian) conodonts of the Polygnathus biofacies, N.W.T., Canada: Journal of Paleontology, 59, 904–951.
[42] KLAPPER, G, 2007, Frasnian (Upper Devonina) Conodont Succession at horse spring and correlative sections, canning basin, western australia: Journal of Paleontology, 81, 513–537.
[43] MACHEL, H.G. and HUNTER, I.G., 1994, Facies model for Middle to Late Devonian shallow–- marine carbonates, with comparisons to modern reefs: a guide for facies analysis: Facies, 30, 155–176.
[44] MCGHEE, G.R., 1989, The Frasnian-Famennian extinction event, in: DONOVAN, S.K. [ed.] Mass extinctions: Processes and evidence: London, Belhaven Press, 133-151.
[45] MEHL, M.G., and THOMAS, L.A., 1947, Conodonts from the Fern Glen of Missouri: Journal of Science Laboratory of Denison University, 40, 3–20.
[46] MIALL, A.D. 1996, The Geology of Fluvial Deposits, Sedimentary Facies: Basin Analysis and Petroleum Geology. Berlin: Springer, 602.
[47] MOUNT, M., 1985, Queensland. Australia Bureau of Mineral Resources: Geology and Geophysics, Bulletin, 108:75–90.
[48] NICHOLS, G., 2000, Sedimentology and Stratigraphy: Blackwell Science, Oxford, 355.
[49] OVANATANOVA, N.S., 1969, New Upper Devonian conodonts from the central region of the Russian platform and of the Timan: In Fauna and stratigraphy of the Palaeozoic of the Russian platform: Nedra, 39–141.
[50] PERRI, M.C. and SPALLETTA, C., 1990, Famennian conodonts from climenid pelagic limestone, Carnic Alps, Italy: Palaeontographia Italica, 77, 55-83.
[51] PlAYFORD, P. E., 1969, Devonian carbonate complexes of Alberta and Western Australia: a comparative study: Geological Survey of Western Australia, 1-43.
[52] RUTTNER, A., NABAVI, M. H. and HAJIAN, J., 1968a, Geology of Shigesht area (Tabas area, east Iran): Geological survey of Iran, 4.
[53] SANDBERG, C. A. and DREESEN, A., 1984, Late Devonian icriodontid biofacies models and alternate shallow water Conodont zonation, 143-178, in: CLARK, D. L, [eds.] Conodont biofacies and provincialism: Geological Society of America, Special paper, 196.
[54] SANNEMANN, D., 1955b, Beitrag zur untergliederung des Oberdevons nach Conodonten: Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 100, 324–331.
[55] SATTARI, E., BAHRAMI, A., KÖNIGSHOF, P. and VAZIRI-MOGHADDAM, H., 2021, Late Devonian (Famennian) to Carboniferous (Mississippian-Pennsylvanian) conodonts from the Anarak section, Central Iran: Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 101, 781-802.
[56] SAVAG, N.M. and FUNAI, C. A., 1980, Devonian Conodonts of Probable Early Frasnian Age from the Coronados Islands of Southeastern Alaska: Journal of Paleontology, 54, 806–813.
[57] SEPKOSKI, J.J., 1982, A compendium of fossil marine families: Milwaukee Museum Publications, Contributions to Biology and Geology, 51,125.
[58] SEPKOSKI, J.J., 1986, Phanerozoic overview of mass extinctions, in: RAUP, D.M., and JABLONSKI, D., [eds.] Patterns and processes in the history of life: Berlin, Springer-Verlag, 277-295.
[59] SPALLETTA, C., PERRI, M. C., OVER, D.J. and CORRADINI, C., 2017, Famennian (Upper Devonian) conodont zonation: revised global standard: Bulletin of Geosciences, 92, 31-57.
[60] STAUFFER, C. R., 1938, Conodonts of the Olentangy Shale: Journal of Paleontology, 12, 411-433.
[61] STÖCLIN, J., and NABAVI, M.H., 1969, Geological map of Boshruyeh sheet (scale 1:250000), No. J7: Geological Survey of Iran, Tehran.
[62] WILSON, J. L., 1975, Carbonate facies in geologic history: Springer Verlag, 471.
[63] YAZDI, M., 1999, Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran: Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 105, 167-200.
[64] ZIEGLER, W., SANDBERG, C. A., and AUSTIN, R. L., 1974. Revision of Bispathodus group (conodonta) in the Upper Devonian and Lower Carboniferous: Geologica et Palaeontologica, 8, 97-112.
.
[1] McGhee, 1989
[2] Diachronous
[3] Mush Horizone
[4] Cephalopod bed
[5] Hashemi & Playford (1998)
[6] Boncheva et al. (2007)
[7] Konigshof et al. (2021)
[8] Coating
[9] Scanning Electronic Microscope
[10] Ji and Ziegler (1993)
[11] Spalletta et al. (2017)
[12] Hartenfels (2011)
[13] Dunham (1962)
[14] Embryand Klovan (1971)
[15] Flugle (2010)
[16] Ji (1989)
[17] Klapper (2007)
[18] Nichlos (2000)
Mina Ramshini1, Elaheh Sattari2, Ali Bahrami1*, Hossein Vaziri Moghaddam4
1-MSc Stratigraphy and Paleontology, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
2-PhD Stratigraphy and Paleontology, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
3- Associate Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
4- Professor, Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
Received: January 2023, Accepted: February 2023
Abstract
Kale-Sardar section is located at the vicinity of Niaz village, 15 kilometers east of Tabas town. This section consists of 80 m thick and from Late Devonian deposits as known as Shishtu formation that upper part of this section has cut by a fault by Frasnian’s deposits. The entire studied thickness is subdivided into 12 lithostratigraphic units and in order to study of 26 samples systematically were collected, 105 conodont elements, 27 species and subspecies belonging to 7 genera were recognized, that due to these revealed conodont elements, Shishtu formation’s age in the studied section spans from Eifelian to late Frasnian. The Frasnian-Famennian bio event in studied section is located between two intervals linguiformis Zone and Lower to Middle triangularis zones, which is located at the top of the dark Frasnian shales and at the base of the thin limestones of the Famennian layer. The microfacies determined in studied section according to study of 62 thin section are subdivided into siliciclastic-carbonate and carbonate facies, which were deposited from the shore to the deep part of the marine environment. Gradual changes in facies within stratigraphical sequence, sedimentological hiatus due to sudden change in sedimentary environment’s slope, absence of reef facies (related to Wilson’s 5th facies zone) and presence of discontinuous bioclastic barrier (existence of semi-enclosed lagoon), convey that studied sediments were deposited in a homoclinal carbonate ramp.
Keyword: Conodonts, Kale-Sardar section, Shishtu Formation, Late Devonian, Frasnian-Famennian boundary.