ویژگی‌های ریزرخساره‌ای، محیط‌های رسوبی و چینه‌نگاری سکانسی نهشته‌های کرتاسه بالایی در شمال غرب نهبندان (برش بصیران)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 استادیار، گروه زمین‌شناسی دانشگاه سیستان و بلوچستان، ایران

2 دانشجوی کارشناسی ارشد زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

3 دانشیار، گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، ایران

چکیده

  نهشته‌های کرتاسه بالایی در شمال غرب نهبندان (برش بصیران) شامل کنگلومرا، تناوب کنگلومرا- ماسه سنگ، مارن با میان لایه‌هایی ازسنگ آهک - آهک ماسه‌ای و سنگ آهک متوسط لایه تا توده‌ای به ضخامت 275 متر است. مرز زیرین توالی مورد نظر با نهشته‌های ژوراسیک؟( تناوب ماسه سنگ و شیل ) و در برخی مناطق با نهشته‌های کرتاسه زیرین به‌صورت فرسایشی ( ناپیوسته) و مرز بالایی آن به‌طور دگر شیب به کنگلومرای پالئوسن- ائوسن ختم می‌شود. براساس ویژگی‌های پتروفابریک رسوب‌شناسی، شواهد صحرایی و همچنین فراوانی و توزیع فرامنیفرا و دیگر اجزا موجود در رخساره‌های مختلف، 9 ریزرخساره مربوط به کمربند‌های رخساره‌ای ساحل، پهنه جزر و مدی، لاگون، سد، دریای باز کم عمق و دریای باز عمیق تعیین شده است. تغییر تدریجی رخساره‌های آب های کم عمق، عدم وجود موجودات ریف ساز و کربنات‌های دوباره نهشته شده نشان می‌دهد که توالی کربناته برش بصیران در یک پلاتفرم کربناته از نوع رمپ هوموکلینال نهشته شده‌اند. مطالعات چینه‌نگاری سکانسی منجر به شناسایی 4 سکانس رسوبی در برش بصیران شده است. سکانس‌های شناسایی شده توسط مرز‌های سکانسی نوع 1 (مرز زیرین سکانس رسوبی اول و مرز بالایی سکانس رسوبی چهارم) و 2 از یکدیگر تفکیک می‌شوند. سکانس رسوبی اول در بردارنده دسته رخساره‌ای TST, LST و HST است. این سکانس شامل ریز رخساره‌های اینتراتایدال، لاگون، سد، دریای باز کم و دریای باز عمیق می‌باشد. مرز زیرین آن از نوع SB1 است. سکانس رسوبی دوم و سوم شامل دسته رخساره‌ای TST ، HST و دربردارنده ریزرخساره‌های دریای باز کم عمق و سد می‌باشد. این سکانس‌ها توسط مرز سکانسی SB2 از یکدیگر جدا می‌شوند. سکانس رسوبی چهارم نیز در بردارنده دسته رخساره‌ای TST و HST است. مرز بالایی آن از نوع SB1 و با یک ناپیوستگی مشخص به کنگلومرای پالئوسن ختم می‌شود .  

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Microfacies characteristics, sedimentary environments and sequence stratigraphy of Upper Cretaceous deposits in northwest of Nehbandan (Basiran section)

نویسندگان [English]

  • Mohammad nabi Gorgij 1
  • Azadeh Bordbar 2
  • Mehdi Najafi 3
چکیده [English]

 The Basiran stratigraphic section is located about 160 km northwest of Nehbandan.The section was measured in detail at 59 06 30 N and 31 52 50 E. Nehbandan area with respect to fourfold geological subdivision of Iran is part of Central Iran that is located in the eastern flank of Lut Block which first time are studied by Stocklin et al.in 1972. Gorgij (2001) stratigraphically and paleontologically investigate Upper Cretaceous deposits in Mighan and Basiran sections. Upper Cretaceous deposits in in this area consists of 275m conglomerate,alternation of conglomerate-sandstone, sandy limestone -marl and limy marl, marl with intercalation of limestone-sandy limestone thin beds and medium-bedded to massive limestone. Microfacies analysis led to the recognition of 9 microfacies that are related to 5 belts Coast, tidal flat, lagoon, shoal, shallow open marine and deep open marine environments. Main part of the section are deposited in the open marine environment that consist of marl,marly limestone and limestone. The doals of this study are : (1) describing and determining main carbonate and siliciclastic microfacies of late Cretaceous deposits (2) interpreting and providing depositional model for reconstruction of its paleoenvironmental setting based on microfacies characteristics (3) dividing the section based on lithostratigraphic principles and (4) recognizing a sequence stratigraphic model of this successions based on the vertical variation of facies,stratal key beds and stratal packing pattern.
Material and Method   The Basiran section as a complete stratigraphic section was measured and described. Up to 68 samples (indicated by KB1 to KB68) were collected and 170 thin sections are prepared. Based on field observations, sedimentological characteristics, parasequence stacking patterns, sequence boundary types and other key stratigraphical surfaces are identified and were obtained. Scheme of Dunham (1962) and Embry and Klovan (1971) for carbonate rocks and for samples descriptions from Flugel (2004) and Wilson (1974) methods were used.     Discussion of Results and Conclusions   The Basiran section predominantly composed of limestone - marl in the middle and upper part and conglomerate – sandstone in the lower part. The most prominent component of carbonate sediments are larger foraminifera such as Orbitoides, Lepidorbitiodes, Siderolites, Omphalocyclus and some of pelagic foraminiferas. Systematic determination of those benthic foraminiferas suggests Late Campanian-Maastrichtian age for Basiran section. Microfacies analysis led to the   Recognition of 9 microfacies that are related to 5 belts Coast, tidal flat, lagoon, shoal, shallow open marine and deep open marine environments. With respect to gradual shallow water facies changes, absence of barrier reef, sliding and slumping structure, cortoids, oncoids, pisoids and aggregate grains, that are abundant in rimmed shelves, several evidences shows that above mentioned carbonate are deposited in the ramp environment (Burchette & Wright 1992) . Furthermore, based on high diversity and abundance of benthose foraminiferas this environment can be considered as foram dominated carbonate ramp system ( Boxton & Pedley 1989 ) . Based on field observation, microfacies analysis and sequence stratigraphic studies, fourth third order depositional sequence (DS) in the Basiran section are identified. These depositional sequences are separated by type1 sequence boundary (lower boundary of first depositional sequence and upper boundary of fourth depositional sequence) and type 2 sequence boundary (lower boundary of 2 nd and 3 rd depositional sequence). First depositional sequence consists of LST, TST and HST and contains tidal flat, lagoon, shoal, shallow open marine and deep open marine microfacies. Lower boundary is of type 1 sequence boundary (SB1). 2 nd and 3 rd depositional sequences consist of TST and HST. Therefore contains shallow open marine and shoal microfacies and have been separated by sequence boundary type 2 (SB2). Fourth depositional sequence contains of TST and HST. Upper boundary is of type 1 sequence boundary (SB1) and terminates to with clear unconformities to Paleocene conglomerate. It is seems that both local tectonic activity and global eustasy may have controlled the third and forth order sequences and cyclicities of the Upper Cretaceous sediments in Basiran section. The SB1 in the top of the fourth depositional sequence ,which shows subaerially exposed the carbonate platform, possibly related to the widespread glacio-eustasy sea-level drop could be linked to the cooling event in the Cretaceous-Tertiary boundary(KTB).  

کلیدواژه‌ها [English]

  • Nehbandan
  • Basiran Section
  • Microfacies
  • Sequence stratigraphiy
  • Upper Cretaceous

مقدمه

برش چینه‌شناسی بصیران در استان خراسان جنوبی واقع در طول جغرافیایی'30 ''06 ˚59 شرقی و عرض جغرافیایی '50 ''52 ˚31 شمالی در 160 کیلومتری شمال غرب نهبندان، در مسیر جاده اصلی نهبندان- شوسف و عبور از جاده خاکی روستاهای اسماعیل آباد - رومه- ده‌نو - هیرد- بصیران قرار دارد. بعد از رسیدن به روستای بصیران، از طریق یک جاده خاکی، با حرکت به سمت جنوب (10 کیلومتری جنوب روستای بصیران )، به برش مورد مطالعه که در کوهی بنام پالی قرار دارد، می‌رسیم (شکل 1).

منطقه نهبندان با توجه به تقسیمات چهار گانه زمین‌شناسی ایران قسمتی از ایران مرکزی و در واقع بخش شرقی بلوک لوت محسوب می‌گردد. اولین مطالعات زمین‌شناسی ناحیه لوت توسط اشتوکلین و همکاران در سال 1972، با عنوان بررسی مقدماتی زمین‌شناسی لوت مرکزی، شرق ایران انجام شد. در همین راستا نقشه 1:500000 منطقه با عنوان نقشه مقدماتی زمین‌شناسی لوت مرکزی تهیه شده است (اشتوکلین و همکاران 1972). در سال‌های بعد مجموعه‌ای از نقشه‌های 1:100000 منطقه (نقشه‌های چهارفرسخ، بصیران، بندان، سفیدآبه، کوه دوپشتی و... ) توسط سازمان زمین‌شناسی کشور تهیه گردید. طبق بررسی‌های انجام شده تا سال 1380 هیچ‌گونه مطالعات دقیق چینه شناسی، فسیل شناسی و محیط رسوبی نهشته های کرتاسه در منطقه انجام نشده بود تا اینکه برای اولین بار رسوبات کرتاسه توسط گرگیج (1380 و 1382) به‌طور دقیق و منظم بررسی شد. هدف از انجام این پژوهش مطالعه ریزرخساره‌های کربناته، بازسازی محیط رسوبی قدیمه و چینه‌نگاری سکانسی در برش بصیران می‌باشد.

 

 

روش مطالعه

با بررسی رخنمون‌های مختلف مربوط به نهشته‌های کرتاسه بالایی، برش بصیران به‌عنوان مناسب ترین برش انتخاب و 68 نمونه سنگی از سنگ‌های کربناته برداشت و تعداد 170 مقطع نارک میکروسکوپی از آنها تهیه گردید. در این تحقیق علاوه بر مطالعات صحرایی، تعیین ویژگی‌های پتروگرافی نمونه‌ها الگوی بر انبارش پاراسکانس‌ها، مرزهای سکانسی (SB) و سایر سطوح کلیدی چینه‌نگاری سکانسی نیز تعیین گردیده است. در نام‌گذاری ریزرخساره‌ها از تقسیم‌بندی دانهام (Dunham 1962) و در توصیف نمونه‌ها از روش فلوگل ((Flügel 2004 و ویلسون (Wilson 1975) استفاده شده است.

 

بحث

چینه‌شناسی برش بصیران

ضخامت نهشته‌های کرتاسه بالایی در محل نمونه‌برداری 275 متر و به‌طور عمده شامل کنگلومرا، تناوب کنگلومرا - ماسه سنگ، تناوب آهک ماسه‌ای- مارن، مارن آهکی، مارن با میان لایه‌هایی از سنگ‌آهک - آهک ماسه‌ای و سنگ آهک متوسط لایه- توده‌ای است. در محل نمونه‌برداری از برش بصیران امتداد عمومی طبقاتN30E  و شیب عمومی طبقات45NW  است. مرز زیرین آن با نهشته‌های ژوراسیک (تناوب ماسه سنگ و شیل) و در برخی مناطق با نهشته‌های کرتاسه زیرین به‌صورت فرسایشی و نا پیوسته و مرز بالایی آن به‌طور دگرشیب و نا پیوسته به کنگلومرای پالئوسن- ائوسن ختم می‌شود. با توجه به اصول چینه‌نگاری سنگی و مشاهدات صحرایی، نهشته‌های کرتاسه پسین برش بصیران را می توان به 6 واحد اصلی تقسیم‌بندی نمود. (شکل2) که از پائین به بالا عبارت اند از:

واحد KB1: شامل 50/10 متر کنگلومرای قهوه‌ای حاوی پبل‌های آذرین و رسوبی با ماتریکس ماسه‌ای است

واحد KB2: شامل 70/24 متر تناوب کنگلو مرا - ماسه سنگ قرمز توده‌ای- ضخیم لایه است

واحد KB3: شامل 20/80 متر تناوبی از سنگ آهک ماسه‌ای قرمز متمایل به زرد، متوسط - نازک لایه بایوکلاستی و مارن کرم رنگ با میان لایه‌هایی از آهک ماسه‌ای کرم رنگ بایوکلاستی است. نمونه‌هایKB1- KB24  از این واحد برداشته شده‌اند

واحد KB4: شامل 78 متر سنگ آهک بایوکلاستیک قهوه ای متوسط تا ضخیم لایه و سنگ آهک قهوه‌ای نازک متوسط – ضخیم لایه و توده‌ای حاوی فرامینیفرای بنتیک با آشفتگی زیستی شدید است. نمونه‌های KB25 - KB58d از این واحد برداشته شده است

واحد KB5: شامل 69 متر تناوبی از مارن خاکستری - کرم رنگ و ماسه سنگ آهکی قهوه‌ای زرد رنگ به سمت بالا نازک شونده است نمونه‌هایKB59 - KB 67 از این واحد برداشته شده است

واحد KB6: شامل40/13 متر شیل ارغوانی نازک لایه با میان لایه‌هایی از آهک است.

 

ویژگی‌های رخساره‌های رسوبی- آواری در برش مورد مطالعه

ماسه‌سنگ‌های موجود در ابتدای توالی برش بصیران عمدتاً قرمز رنگ، دارای جور شدگی و گرد شدگی خوبی بوده و عمدتاً فاقد ماتریکس می‌باشند. ماسه‌سنگ‌ها عمدتاً دارای فابریک فشرده بوده و تماس‌های بین دانه‌ای مقعر- محدب، زیگزاگی و طولی در آنها توسعه یافته است (شکل 3 الف). دانه‌های کوارتز مونو کریستالین با خاموشی موجی و مستقیم (95 درصد) فراوان‌ترین نوع دانه‌های آواری این برش می‌باشد (شکل 3 الف). فراوانی دانه‌های کوارتز مونوکریستالین می‌تواند نشان‌دهنده انرژی بالا محیط رسوب‌گذاری و چرخه مجدد رسوبی باشد. ماسه‌سنگ‌های مورد مطالعه فاقد فلدسپات‌های پلاژیو کلاز بوده است. تنها قطعات سنگی در نمونه‌ها را دانه‌های جرتی به میزان  متغیر 5-20 درصد به اندازه بین  0.2 تا 0.5 میلی‌متر تشکیل می‌دهند که به سبب طی کردن چرخه دوباره رسوبی و شرایط پر انرژی محیط از گرد شدگی خوبی برخوردارند. با توجه به نسبت اجزای اصلی تشکیل‌دهنده ماسه‌سنگی در دیاگرام مثلثی فولک (Folk 1980 (QFL)) در محدوده کوارتز آرنایت و لیتیک آرنایت قرار می‌گیرند.

 

 

 

 

رخساره C: کمربند رخساره‌ای ساحل (Beach)

ریزرخساره C1: ماسه‌سنگ‌های کوارتز آرنایتی با لامیناسیون‌های موازی: کوارتز آرنایت‌ها دارای جورشدگی و گردشدگی خوبی هستند. دانه‌های آواری عمدتاً از جنس کوارتز (بیش از 95 درصد) بوده و به مقدار کمتری قطعات سنگی چرت (2-3 درصد) دیده می‌شوند. سیمان کربناته و سیلیسی زمینه را تشکیل می‌دهند (شکل 3 الف و ب).

ریز رخساره C2: ماسه‌سنگ‌های لیتیک آرنایتی ریزدانه: دانه‌های آواری عمدتاً از جنس دانه‌های کوارتز ریزدانه (در حدود 50 درصد) به همراه قطعات سنگی چرت و خرده‌های کربناته ( در حدود 15-30 درصد) در یک زمینه سیمان کلسیتی می‌باشند ( شکل 3 پ).

 

تفسیر رخساره C

وجود لامیناسیون موازی در کوارتز آرنایت‌ها مربوط به جدایش دانه‌ها با شرایط حمل رسوب به شکل لایه‌های افقی است (Reading 1996). نبود آثار فسیلی می‌تواند ناشی از انرژی بالای حاکم در محیط‌رسوبی و در نتیجه شرایط زیستی پر تنش برای موجودات باشد (Selley 1996). بدین ترتیب کوارتز آرنایت‌های خوب جورشده با لامیناسیون موازی، مقدار کم قطعات خرده سنگی، توزیع ذرات رسوبی به‌صورت یونی مدال و نبود آشفتگی زیستی نشان‌دهنده محیط‌های پر انرژی ساحل است (Reading 1996; Ensele 2000). سیمان کربناته و سیلیسی در بین دانه‌ها تنها زمینه موجود می‌باشند. سیمان کربناتی شامل کلسیت‌های اسپاری است که در فضای بین دانه‌ها ته‌نشست یافته و یا به‌صورت پوئی کیلو توپیک دانه‌های آواری را در بر گرفته‌اند (شکل 3 ب). سیمان پوئی کیلوتوپیک، از انواع سیمان‌های اصلی در ماسه‌سنگهاست که حاصل نرخ آرام تشکیل هسته و رشد آهسته بلوری (Tucker 2001) و یا فوق اشیاع بودن سیالات درون حفره‌ای نسبت به کربنات کلسیم است (شکل 3 الف) (Folk 1980). انحلال فشاری کانی‌های سیلیکاته موجب سیمان سیلیسی رو رشدی در اطراف دانه‌های کوارتزی شده که توسط لایه نازکی از اکسیدهای آهن و یا ذرات گرد و غباری از هسته کوارتزی مرکزی قابل شناسایی است (شکل 3 الف).

 

ویژگی‌های ریزرخساره‌ای سنگ‌های کربناته در برش مورد مطالعه

مطالعه رخساره‌های میکروسکوپی به همراه مشاهدات صحرایی، اطلاعاتی جهت مطالعه روند تکاملی محیط دیرینه و نوسانات سطح آب دریا ارائه می‌کند (Heldt et al. 2008 ؛Cadjenovic 2008). همچنین کمربندهای رخساره ای توسط ویژگی‌های سنگ‌شناسی، اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی و بافت مشخص شده و نشان‌دهنده شرایط حاکم بر محیط رسوب‌گذاری می‌باشند (Betzler et al. 2006؛ Bachmann & Hirisch 2006). تغییرات جانبی و عمودی در کمربندهای رخساره‌ای به علت اختلاف در الگوهای محیطی، تأثیر فعالیت‌های تکتونیکی، ورود رسوبات آواری و تغییرات سطح آب دریا صورت می‌گیرد (Flügel 2004؛Tucker & Wright 1991).

بررسی‌ها، مشاهدات صحرایی و همچنین تجزیه و تحلیل پتروگرافی و میکروسکوپی نهشته‌های کربناته برش بصیران، منجر به شناسایی 7 ریزرخساره کربناته مربوط به 4 کمربند رخساره‌ای پهنه جزر و مدی، لاگون باز و نیمه محصور، پشته‌های زیردریایی (سد) و دریای باز (کم عمق و دریای باز عمیق) شده است.

ریزرخساره TF1: مادستون با فابریک فنسترالFenestral Mudstone) ): این ریزرخساره از گل آهکی فراوان تشکیل شده است. همچنین حفرات چشم پرنده‌ای (Birds eye) یا فابریک فنسترال (Fenestral fabric) و قالب‌هایی از کانی‌های تبخیری که توسط دولومیت جایگزین شده است، به خوبی در این ریزرخساره قابل مشاهده است (شکل4A).

  

 

 

شکل 3- رخساره‌های تخریبی در برش مورد مطالعه، الف: ریزرخساره کوارتز آرنایت ( C1) با سیمان سیلیسی و در بعضی مناطق سیمان پوئی کیلو توپیک. ب: ریزرخساره کوارتز آرنایت با سیمان کلسیت اسپاری. پ: ریزرخساره لیتیک آرنایت (C2) ریز دانه با سیمان کلسیت اسپاری (QTZ،کوارتز؛ Poik، سیمان پوئی کیلوتوپیک).

 

 

رخسارهTF: کمربند رخساره‌ای پهنه جزر و مدی(Tidal Flat)

ریزرخساره TF1: مادستون با فابریک فنسترالFenestral Mudstone) ): این ریزرخساره از گل آهکی فراوان تشکیل شده است. همچنین حفرات چشم پرنده‌ای (Birds eye) یا فابریک فنسترال (Fenestral fabric) و قالب‌هایی از کانی‌های تبخیری که توسط دولومیت جایگزین شده است، به خوبی در این ریزرخساره قابل مشاهده است (شکل 4A).

 

تفسیر رخساره TF

عدم حضور خرده‌های اسکلتی، فراوانی گل آهکی و فابریک چشم پرنده‌ای به همراه کانی‌های تبخیری در این مجموعه رخساره‌ای نشان‌دهنده تشکیل آن در پهنه‌های جزر و مدی می‌باشد(Alsharhan & Kendall 2003; Flügel 2004; Riding 2006). فقدان آثار زیستی در رخساره‌های مادستونی موید تشکیل آن در بخش‌های بالایی پهنه جزر و مدی است این رخساره در روی زمین به‌صورت آهک دولومیتی قهوه‌ای رنگ متوسط لایه رخنمون دارد. (Preto & Hinnov 2003).

رخسارهL: کمربند رخساره‌ای لاگون (Lagoon)

ریزرخساره L1: پکستون/ گرینستون بایوکلاستی پلوئیدار (Peloidal Bioclastic Packestone/ Grainstone): اجزای تشکیل‌دهنده این ریز رخساره شامل میلیولیدها، خرده‌های رودیست، اکینودرم، پلسی پودا و استراکد با فراوانی 30 درصد و پلت با فراوانی بین12-5 درصد است. این ریز رخساره دارای زمینه گل آهکی و اسپارایت است (شکل 4B,C).

 

تفسیر رخساره L

ویژگی مهم این رخساره وجود گل آهکی و اسپارایت در بین دانه‌های اصلی و وجود بایوکلاست‌هایی از قبیل میلیولیده، اکینودرم است. روبرتی و همکاران (Ruberti et al. 2007) مجموعه میلیولیده، روتالیا و استراکد را شاخص محیط کم عمق و لاگونی می‌دانند. این ریزرخساره به دلیل وجود پلوئید به همراه فرامینیفرهایی با دیواره پورسلانوز نظیر میلیولیده، تکستولاریا و زمینه گل آهکی و کمی اسپارایت نشان دهنده عمق کم با شوری مناسب، چرخش آب و مطلوب از نظر غذایی است (Bachmann & Hirsch 2006). این رخساره در روی زمین به‌صورت سنگ آهک دولومیتی قهوه‌ای رنگ متوسط- نازک لایه رخنمون دارد

 

رخساره S: کمربند رخساره‌ای

پشته‌های زیر دریایی و سد(Shoals and Bar)

ریز رخساره S1: گرینستون اربیتوئیدس دار بایوکلاستی (Bioclastic Orbitoides Grainstone): در این ریز رخساره حجم آلوکم‌ها بیش از 90 درصد و اکثراً شامل اربیتوئیدس و سیدرولیتس می‌باشد. آلوکم‌ها به‌صورت متراکم و فشرده در کنار یکدیگر قرار گرفته‌اند. در این ریز رخساره فابریک دانه پشتیبان (Grain-supported) به خوبی قابل مشاهده است. مقدار ارتوکم‌ها کمتر از 10 درصد و از جنس اسپارایت است. به نظر می‌رسد این ریزرخساره نشان‌دهنده یک پشته زیر دریایی به سمت دریای باز کم عمق باشد (شکل4D ).

 

ریزرخساره S2: گرینستون/ پکستون بایوکلاستی سیدرولیتس و اربیتوئیدس کوارتزدار

Sandy Bioclastic (Orbitoides - Siderolites) Packstone / Grainstone

در این ریزرخساره فراوانی فرامینیفرهای بنتیک درشت با دیواره هیالین و اشکال تخم مرغی شکل (Ovate form) مثل اربیتوئیدس و سیدرولیتس بین 50 تا 60 درصد، فراوانی اشکال پولکی شکل مثل لیپیداربیتوئیدس و اومفالوسیکلوس 10 درصد است. فضای بین آلوکم‌ها توسط گل آهکی و اسپارایت پرشده است. فابریک دانه پشتیبان در این ریزرخساره قابل مشاهده است. ذرات آواری در این ریزرخساره با فراوانی 7 درصد وجود دارند (شکل 4E).

 

تفسیر رخساره S

حضور انواع گرینستون‌ها نشان‌دهنده محیط‌های پر انرژی مانند پشته‌ها است (Masse et al. 2003). وجود بیش از 90 درصد آلوکم، درشت بودن دانه‌ها و نبود ماتریکس آهکی در بین دانه‌ها، نشان‌دهنده بالا بودن میزان انرژی در زمان رسوب‌گذاری است. شواهد فوق نشان می‌دهد که این ریزرخساره‌ها در بخش‌های پر انرژی محیط سدی که تحت تأثیر امواج هستند، در رمپ میانی (Mid ramp) نهشته شده است (Flügel 2004). انرژی متوسط - زیاد در ریزرخسارهS2 (وجود گل میکریتی و سیمان اسپارایت) نشان‌دهنده ته‌نشست آن در نزدیکی یک شول بایوکلاستی می‌باشد (Flügel 2004 ؛Hottinger 1997 ).این رخساره در روی زمین به صورت سنگ‌های آ هکی متوسط لایه تا توده‌ای فسیل‌دار با طبقه‌بندی مورب رخنمون دارد .

 

 

 

مجموعه رخساره‌ای O :کمربند رخساره‌ای دریای باز

این مجموعه رخساره‌ای شامل ریزرخساره‌های دریای باز کم عمق و ریزرخساره‌های دریای باز عمیق می‌باشد.

الف- ریزرخساره‌های دریای باز کم عمق Shallow water open marine) )

ریزرخساره SO1: رودستون / پکستون رودیستی، جلبک قرمز و فرامینیفرای بنتیک‌دار بایوکلاستی کوارتزدار با آشفتگی زیستی شدید

Sandy Highly Bioturbated Benthic Foraminiferal Red Alge Rudistic Bioclastic Packstone/ Rudstone

در این ریزرخساره فراوانی فرامینیفرای بنتیک بیش از 60 درصد و شامل سیدرولیتس، اربیتوئیدس است. فضای بین دانه‌ها توسط گل آهکی پر شده است. این ریزرخساره دارای فابریک دانه پشتیبان است. فراوانی قطعات رودیست در این ربزرخساره بین 15 تا 20 درصد است که توسط جلبک‌های قرمز پوشیده شده‌اند. این رخساره حاوی بیوکلاست‌هایی است، که از قطعات ارگانیکی سازنده راس یا دامنه ریف‌های کومه‌ای (Top or flank reef) ساخته شده‌اند (Flügel 2004 ؛ Hottinger 1997). آشفتگی‌های زیستی شدید از دیگر اختصاصات این ریزرخساره نسبت به ریزرخساره SO1 است (شکل4F و شکل 5G, H).

 

ریزرخساره SO2: پکستون بایوکلاستی کوارتزدار

 (Sandy Bioclastic Wackestone/Packstone)

دراین ریزرخساره فراوانی فرامینیفرای بنتیک خرد شده بیش از 45 درصد می‌باشد و شامل قطعات خرد شده سیدرولیتس، روتالیدا، اکینوئید و جلبک قرمز است. این آلوکم‌ها به‌صورت پراکنده در یک زمینه گل آهکی قرار دارند (شکل5 K و L)

 

ب- ریزرخساره‌های دریای باز عمیق (Deep open marine)

ریزرخساره DO1: وکستون بایوکلاستی (فرامینیفرای پلاژیک و اکینوئید) کوارتزدار

Sandy Bioclastic Echinoid and Pelagic Foraminifera Wackstone

این ریزرخساره شامل 5 درصد اکینوئید و فرامینیفرای پلاژیک شامل گلوبوترونکانیدها، هتروهلیکسیده و ... با فراوانی بین 20 تا 25 درصد در یک زمینه گل آهکی است. مقدار ذرات آواری در این ریزرخساره 10 درصد و اکثراً در حد ماسه ریزدانه و سیلت است (شکل 5M).

 

ریزرخسارهDO2: مادستون / وکستون اسپیکولاریتی و رادیولاریتی بایوکلاستی دارای آشفتگی زیستی

Bioturbated Bioclastic Spiculitic and Radiolaria Wackestone

این ریزرخساره شامل 25 تا 30 درصد رادیولاریت و سوزن اسفنج، 5 درصد قطعات اکینوئید و پلسی پودا در یک زمینه گل آهکی است. سوزن‌های اسفنج به‌صورت کاملاً پراکنده و بدون جهت یافتگی خاص دیده می‌شوند. اکثر این سوزن‌ها تک محوره می‌باشند. وجود مقادیری پلت گردشده به همراه رادیولرها و سوزن‌های اسفنج نشان‌دهنده تشکیل این ریزرخساره در بخش‌های عمیق دریای باز است ( شکل 5N).

 

تفسیر مجموعه رخساره‌ای O

این مجموعه رخساره‌ای بسیار پر فسیل است و رخساره‌های دریای باز کم عمق (SO) شامل 50 تا 80 درصد فرامینیفرای بنتیک و 3تا 5 درصد فرامینیفرهای پلاژیک می‌باشد. رخساره‌های دریای باز عمیق (DO) شامل 25 درصد فرامینیفرای پلاژیک در یک زمینه گلی می‌باشد. فرامینیفرهای بنتیک صفحه‌ای شکل نظیر Lepidorbitoides, Siderolites و Sirtina نشان‌دهنده بخش‌های پایینی منطقه نفوذ نور می‌باشند، در حالی‌که Omphalocyclus از شاخص‌های بخش بالایی منطقه نفوذ نور (عمق 40 تا 80 متر دریای باز) هستند و معمولاً در بخش‌های بالایی چرخه‌های کم عمق شونده ظاهر می‌شوند (Hottinger 1997; Moro et al. 2002). از طرفی فلوگل (Flügel 2004) معتقد است که جنس‌هایOrbitoides  و  Siderolites از شاخص‌های رمپ میانی (Mid ramp) می‌باشند. حضور توام فرامینیفرهای بخش‌های پایین منطقه نفوذ نور (Orbitoides, Siderolites, Lepidorbitoides) و بخش‌های بالایی آن (Omphalocyclus) بیانگر ته‌نشست این رخساره در بخش‌های کم عمق دریای باز در رمپ میانی (Mid ramp)، جایی که فرامینیفرهای بخش‌های بالایی منطقه نفوذ نور به انواع شاخص بخش‌های پایینی آن تبدیل شده‌اند، می‌باشد قطعات خرد شده رودیست در ریزرخساره SO1 حاصل خرد شدگی از سازندگان رودیستی است و بیشتر نشان‌دهنده دامنه پلاتفرم کربناته است (Philipa et al. 1995). این رخساره در روی زمین به‌صورت آهک قهوه‌ای متوسط لایه فسیل‌دار و آهک نازک لایه تا توده‌ای فسیل‌دار رخنمون دارد. رخساره‌های دریای باز عمیق (DO) فرامینیفرهای پلاژیک مانند گلبوترونکانیدها، هتروهلیکسیدها، رادیولاریا و اسپیکول اسفنج در یک زمینه گلی می‌باشند. وجود زمینه گلی در بین آلوکم‌ها، نشانگر محیط کم انرژی - آرام و تشکیل آن در زیر سطح اساس موج می‌باشد (Wilson 1975؛ Adachi 2004).

وجود فرامینیفرای پلاژیک مانند Globotruncanidae, Heterohelixidae و ... در ریزرخساره DO1 نشان‌دهنده عمیق بودن این ریزرخساره می‌باشد. همچنین همراهی پلوئید با رادیولاریت‌ها و سوزن اسفنج دریک بافت مادستونی در ریزرخساره DO2، بیانگر شکل‌گیری ریزرخساره فوق در یک محیط عمیق وابسته به دریای بازاست (Thomas et al.2008). بعلاوه وجود آشفتگی‌های زیستی، بیانگر نهشته شدن این رخساره در محیطی نسبتاً آرام و در زیر خط اثر امواج طوفانی (Storm wave base) است (Hottinger 1997). به‌طور کلی حضور میکرایت، آشفتگی زیستی، سوزن اسفنج و جانداران پلانکتونیک نظیر گلوبوترونکانیدها و رادیولاریا نشان‌دهنده نهشته شدن آن در قسمت‌های عمیق دریای باز، در رمپ خارجی( Outer ramp) است (Flügel 2004). این رخساره در روی زمین به‌صورت  مارن با میان لایه‌های ماسه آهکی رخنمون دارد

 

ارائه مدل محیط رسوبی

بر اساس تغییرات جانبی و عمودی رخساره‌های سنگی، زیر محیط‌های در نظر گرفته شده برای سنگ‌های برش بصیران به شرح ذیل می‌باشد.

- زیر محیط ساحل (C): شامل ریزرخساره‌های کوارتز آرنایت و لیتیک آرنایت. 

- زیر محیط پهنه جزر و مدی (TF): شامل ریزرخساره مادستون دولومیتی با فابریک فنسترال.

- زیر محیط لاگون (L): شامل ریزرخساره گرینستون/ پکستون بایوکلاستی پلوئیدال.

- زیر محیط سد بایوکلاستی (S): شامل ریزرخساره‌های گرینستون بایوکلاستی و گرینستون/ پکستون بایوکلاستی سیدرولیتس و اربیتوئیدس کوارتزدار

- مجموعه رخساره‌ای دریای باز که شامل رخساره‌های دریای باز کم عمق (SO) و رخساره‌های دریای باز عمیق (DO) می‌باشد. رخساره‌های دریای باز کم عمق (SO) شامل ریز‌رخساره‌های رودستون/ پکستون رورودیستی، جلبک قرمز و فرامینیفرای بنتیک‌دار بایوکلاستی کوارتزدار با آشفتگی زیستی شدید و ریز‌رخساره پکستون بایوکلاستی کوارتزدار است. رخساره‌های دریای باز عمیق (DO) شامل وکستون بایوکلاستی (فرامینیفرای پلاژیک و اکینوئید) کوارتز‌دار و مادستون/ وکستون اسپیکولاریتی و رادیولاریتی بایوکلاستی دارای آشفتگی می‌باشد. ریزرخساره‌های پهنه جزر و مدی، لاگون و سد بایوکلاستی مربوط به موقعیت رمپ داخلی، ریزرخساره‌ای دریای باز کم عمق به رمپ میانی و دریای باز عمیق به محیط رمپ میانی تعلق دارند. همچنین با توجه به تغییر تدریجی رخساره‌های آب‌های کم عمق، عدم وجود موجودات ریف ساز، کربنات‌های دوباره نهشته شده، کمبود کورتوئید، آنکوئید و دانه‌های آگرگات (خاص شلف‌های لبه‌دار) و انطباق رخساره‌های مورد مطالعه با مدل‌های رسوبی ارائه شده، پلاتفرم کربناته نوع رمپ هموکلینال، برای نهشته‌های کرتاسه بالایی در برش بصیران پیشنهاد می‌شود (Burchette & Wright 1992). بعلاوه بدلیل تنوع زیاد و فراوانی روزن‌داران کف‌زی این رمپ کربناته به عنوان یک "سیستم رمپ کربناته با فراوانی روزن‌داران کف‌زی"(Foram Dominated Carbonate Ramp System) شناخته می‌شود (Boxton & Pedley 1989) ( شکل 6).

 

 

- چینه‌نگاری سکانسی نهشته‌های کرتاسه بالایی در برش بصیران

بر اساس مطالعات صحرایی، پتروگرافی، سطوح کلیدی چینه‌نگاری سکانسی و الگوی انباشتگی پاراسکانس‌ها، 4 سکانس رسوبی (Depositional Sequence) در برش بصیران شناسایی شده است (شکل13).

 

سکانس رسوبی اول (DS1)

این سکانس با مرز سکانسی SB1 (این مرز با تغییر لیتولوژی، خاک قرمز قدیمه (Paleosoil) به همراه کلوخه‌های آهکی (Calcrete)، وجود کانال و پستی و بلندی‌های توپوگرلفیک و سطح ناپیوسته فرسایشی (Disconformity) مشخص می‌شود) بر روی نهشته‌های معادل سازند شمشک با سن ژوراسیک و در برخی مناطق بر روی رسوبات کرتاسه زیرین قرار می‌گیرد. ضخامت این سکانس20/92 متر و شروع آن با کنگلومرای پلی میکتیک واز پاراسکانس‌های سیلیسی کلاستیک کنگلومرا و ماسه سنگ قرمز رنگ تشکیل شده است که مبین دسته رخساره‌های LST است. کنگلومرای پلی میکتیک قرمز رنگ واقع بر مرز سکانسی نوع 1در قاعده برش، نشان‌دهندهEarly LST  و پارا سکانس‌های کنگلومرا و ماسه سنگ قرمز رنگ احتمالاً نشان‌دهنده Late LST در هنگام افت سطح آب دریا می‌باشند (شکل7(.

وجود کنگلومرا، افق‌های خاکی قدیمه و رخساره‌های کانالی مبین سطح خروج از آب (Subaerial Exposure Surface= SES) است. ضخامت دسته رخساره‌ای LST،20/ 35 متر می‌باشد. بخشTST  با مجموعه‌ای از پاراسکانس‌های پیشرونده سنگ آهک دولومیتی - مارن، مارن با میان لایه‌هایی از سنگ آهک مارنی (14 متر)، شامل رخساره‌های اینتراتایدال (مادستون با فابریک فنسترال)، لاگون (گرینستون / پکستون بایوکلاستی و پلوئیدار)و سد (گرینستون بایوکلاستی) است . سطح حداکثر عمق (mfs) شامل مارن با میان لایه‌هایی از سنگ آهک مارنی، دربردارنده رخساره دریای باز عمیق (مادستون / وکستون اسپیکولایتی و رادیولری بایوکلاستی دارای آشفتگی زیستی) می‌باشد (شکل 5). قرارگیری رخساره‌های مارنی (رخساره دریای باز عمیق) بر روی رخساره‌های سدی احتمالاً نشان‌دهنده حداکثر عمق حوضه‌رسوبی و سطح mfs می‌باشد. بخش HST سکانس 1 شامل مجموعه‌ای از پاراسکانس‌هاست که در قاعده دارای مارن کرمی رنگ و در راس سنگ آهک خاکستری است (‌شکل 9A). ضخامت این بخش 41 متر و شامل رخساره‌های دریای باز (وکستون بایوکلاستی کوارتز‌دار و پکستون بایوکلاستی کوارتزدار) می‌باشد.

 

 

 


 

شکل 7- A) ) سکانس رسوبی اول، مرز زیرین آن با نهشته‌های معادل سازند شمشک با سن ژوراسیک یا نهشته‌های کرتاسه زیرین از نوع SB1 است. بخش LST شامل کنگلومرای پترومیکتیک (Early LST ) و مجموعه پاراسکانس‌هایی از میکروکنگلومراو ماسه سنگ (Early LST) می‌باشد (دید به سمت شمال غرب). B)). وجود Paleosole در قاعده سکانس رسوبی اول که نشان‌دهنده مرز سکانسی از نوع SB1 است. وجود کنگلومرای پترومیکتیک در شروع سکانس نشان‌دهنده ابتدای LST می‌باشد (دید به سمت شمال غرب).

 


سکانس رسوبی دوم (DS2)

این سکانس با مرز سکانسی SB2 با دسته رخساره‌ای TST برروی دسته رخساره‌ای HST سکانس اول قرار گیرد (شکل8 A). ضخامت این سکانس 48 متر و شامل آهک قهوه‌ای، مارن کرم رنگ با میان لایه‌هایی از مارن - آهک ماسه‌ای در قاعده و سنگ آهک قهوه‌ای غنی از فرامینیفرای بنتیک در راس است، بخش TST با مجموعه‌ای از پاراسکانس‌های مارن، سنگ آهک مارنی – ماسه‌ای و سنگ آهک‌های غنی از فرامینیفرا شروع و شامل رخساره دریای باز کم عمق (پکستون بایوکلاستی کوارتزدار) می‌باشد. mfs با افق غنی از فرامینیفرای بنتیک (اربیتوئیدس در یک زمینه گل آهکی) قابل شناسایی می‌باشد. بخش HST عمدتاً شامل پاراسکانس‌هایی از آهک‌های متوسط لایه قهوه‌ای غنی از فرامینیفرای بنتیک در راس و رخساره دریای باز کم عمق (رودستون / پکستون بایوکلاستی فرامینیفرای بنتیک اربیتوئیدس‌دار) در قاعده می‌باشد. وجود پیزوئید و افق کالیچی در راس این سکانس، نشان‌دهنده یک انقطاع رسوب‌گذاری کوتاه مدت است (شکل 9). این لایه پیزوئیدی به علت ضخامت بسیار کم و گسترش جغرافیایی محدود با توجه به مطالعات آزمایشگاهی شناسایی شده است (شکل 10). بنابراین می‌توان آن را به‌عنوان مرز سکانس رسوبی دوم- سوم در نظر گرفت. با توجه به وفور فرامینیفرای پلاژیک مانند

Globotruncana  stuarti, Globotruncana arca Globotruncana lapparenti

Hedbergella holmdelensis, Heterohelix globulosa, Heterohelix reussi, Globotruncana stuartiformis

در سکانس رسوبی اول به همراه فرامینیفرای بنتیک مانند

Rotalia sp. Orbitoides media, Orbitoides megaloformis, Siderolites sp. Siderolites calcitrapoides,Omphalocyclus sp.

در سکانس رسوبی دوم می‌‌توان سن کامپانین- مایسترشتین پیشین برای این دو سکانس پیشنهاد نمود.

 

 

سکانس رسوبی سوم (DS3)

مرز زیرین این سکانس از نوع SB2 است (لایه پیزوئیدی و افق کالیچی). ضخامت این سکانس 50/52 متر است. عمدتاً در ابتدا شامل آهک مارنی ریزشی، سنگ آهک‌های متوسط لایه غنی از فرامینیفرای بنتیک، سنگ آهک‌های صفحه‌ای نازک - متوسط لایه، سنگ آهک‌های متوسط – ضخیم لایه و سنگ آهک‌های توده‌ای است (شکل 9B). در این سکانس فرامینیفرای بنتیک نسبت به سایر سکانس‌ها از فراوانی بیشتری برخوردارند. بخش TST شامل آهک‌های مارنی ریزشی و مجموعه‌ای از پاراسکانس‌های سنگ آهک متوسط لایه (15/14 متر)، شامل رخساره جلوی شول (رودستون/ پکستون رودیستی، جلبک قرمز و فرامینیفرای بنتیک‌دار بایوکلاستی کوارتزدار با آشفتگی زیستی شدید) می‌باشد. در راس، TST با توجه به شناسایی دو سطح حداکثر عمق mfs با فراوانی فرامینیفرای بنتیک مشخص شده است و با توجه به تکرار آن به‌صورت یک زون حداکثر عمق (mfz) با لیتولوژی آهک‌های صفحه‌ای نازک – متوسط لایه می‌باشد. بخشی از این زون در بردارنده یک سد بایو کلاستی (گرینستون/ پکستون بایوکلاستی سیدرولیتس و اربیتوئیدس کوارتزدار و بایوکلاستی (اربیتوئیدس گرینستون) است. بخش HST با لیتولوژی سنگ آهک‌های توده‌ای قهوه‌ای رنگ به‌صورت بر هم افزاینده (Aggradation)، شامل رخساره بالایی دریای باز کم عمق (رودستون/ پکستون رودیستی، جلبک قرمز و فرامینیفرای بنتیک‌دار بایوکلاستی کوارتزدار با آشفتگی زیستی شدید) می‌باشد مرز فوقانی آن از نوع SB2 و با تغییر سنگ آهک مارنی به مارن کرمی رنگ قابل شناسایی قابل شناسایی است (شکل 11).

 

سکانس رسوبی چهارم (DS4)

این سکانس با مرز سکانسی SB2 بر روی سکانس رسوبی سوم قرار دارد (شکل10 (B,. ضخامت این سکانس 40/82 متر و شامل مارن کرم رنگ با میان لایه‌های آهکی، مارن با میان لایه‌های ماسه سنگ آهکی و شیل با میان لایه‌هایی از سنگ آهک نازک لایه است. بخشTST  شامل مارن با میان لایه‌هایی از آهک، آهک ماسه‌ای و مارن با میان لایه‌های ماسه آهکی، عموماً شامل ریزرخساره وکستون بایوکلاستی کوارتزدار می‌باشد. سطح حداکثر عمق (mfs) شامل یک لایه کلیدی مارن براکیوپودا با میان لایه‌هایی از ماسه آهکی، به ضخامت 2 متراست. بخش HST با لیتولوژی مارن با میان لایه‌هایی از ماسه آهکی و شیل شامل رخساره دریای باز کم عمق (پکستون بایوکلاستی سیدرولیتس کوارتزدار) و لاگون (گرینستون/ پکستون بایوکلاستی و پلوئیدی) می‌باشد. مرز فوقانی این سکانس از نوع SB1 و به کنگلومرای پالئوسن – ائوسن ختم می‌شود (شکل12). ترسیم دقیق منحنی نوسانات سطح دریا در برش بصیران، نشان‌دهنده انطباق با منحنی نوسانات سطح آب دریا در مقیاس جهانی می‌باشد. سکانس‌های 1و 4 روند افزایش عمق را بیان می‌کنند که با منحنی‌های1987 Haq et al. و Muller et al. 2008 هم خوانی دارد. ترسیم دقیق منحنی نوسانات سطح آب دریا در برش بصیران، به‌ویژه برای سکانس‌های 2و3 بیانگرآن است که عملکرد فرایندهای تکتونیکی در بعد ناحیه‌ای در منحنی نوسانات سطح آب دریا تغییرات جزیی را ایجاد نموده است. حداکثر افت سطح آب دریا در برش بصیران منطبق با مرز سکانسی نوع 1) SB1 ( در قاعده سکانس زسوبی اول و راس سکانس رسوبی 4 و مرز سکانسی نوع 2 (SB2 ) بین سکانس‌های 2و3 است که با منحنی نوسانات سطح آب دریا در مقیاس جهانی انطباق دارد (شکل13).  ظهور و و فور فرامینیفرای بنتیک مانند

Orbitoides gruenbachensis, Orbitoides apiculata, Lepidorbitoides socialis

Omphalocyclus macroporus

 به همراه فرامینیفرای پلاژیک مانند Globotruncana conica,Globotruncana contusa نشان‌دهنده سن مایسترشتین بالایی برای سکانس رسوبی سوم و چهارم می‌باشد

 

نتیجه‌گیری

1-      شناسایی9 ریزرخساره مربوط به 5 کمربند رخساره‌ای، ساحل، پهنه جزر و مدی، لاگون باز تا نیمه محصور، پشته زیر دریایی (سد)، دریای باز کم عمق و دریای باز عمیق.

2- تغییرات عمودی و جانبی رخساره‌ها و مقایسه آنها با محیط‌های رسوبی قدیمه و عهد حاضر نشان‌دهنده ته‌نشست نهشته‌های کرتاسه بالایی برش بصیران در یک پلاتفرم کربناته کم شیب از نوع رمپ هموکلینال (Homoclinal Ramp) می‌باشد. همچنین بدلیل تنوع زیاد و فراوانی روزن‌داران کف‌زی این رمپ کربناته به عنوان یک "سیستم رمپ کربناته با فراوانی روزن‌داران کف‌زی" (Foram dominated carbonat ramp system) شناخته می‌شود.

3- بر پایه مطالعات صحرایی و مشاهدات آزمایشگاهی نهشته‌های کرتاسه پسین برش بصیران در بردارنده چهار سکانس رسوبی (چرخه رده سوم ) می‌باشد. سکانس رسوبی اول در بردارنده دسته رخساره‌ای TST, LST و HST است. این سکانس شامل ریزرخساره‌های اینتراتایدال، لاگون، سد، دریای باز کم و دریای باز عمیق می‌باشد. مرز زیرین آن از نوع SB1 است. سکانس رسوبی دوم و سوم شامل دسته رخساره‌ای TST، HST و دربردارنده ریزرخساره‌های دریای باز کم عمق و سد می‌باشد. این سکانس‌ها توسط مرز سکانسی SB2 از یکدیگر جدا می‌شوند. سکانس رسوبی چهارم نیز در بردارنده دسته رخساره‌ای HST, TST است. مرز بالایی آن از نوع SB1 و با یک ناپیوستگی مشخص به کنگلومرای پالئوسن ختم می‌شود.

4- با توجه به وفور فرامینیفرای پلاژیک مانند

Globotruncana  stuarti, Globotruncana arca Globotruncana lapparenti

Hedbergella holmdelensis, Heterohelix globulosa, Heterohelix reussi, Globotruncana stuartiformis

در سکانس رسوبی اول به همراه فرامینیفرای بنتیک مانند

Rotalia sp., Orbitoides media, Orbitoides megaloformis, Siderolites sp, Siderolites calcitrapoides, Omphalocyclus sp.

در سکانس رسوبی دوم می‌توان  سن کامپانین- مایسترشتین پیشین را برای این دو سکانس پیشنهاد نمود . همچنین ظهور و و فور  فرامینیفرای بنتیک مانند

Orbitoides gruenbachensis, Orbitoides apiculata, Lepidorbitoides socialis Omphalocyclus macroporus

 به همراه فرامینیفرای پلاژیک مانند Globotruncana conica,Globotruncana contusa

می‌تواند نشان‌دهنده سن مایسترشتین بالایی برای سکانس رسوبی سوم و چهارم باشد

 

گرگیج، م.، 1380، چینه‌شناسی زیستی و سکانسی کرتاسه بالایی لوت مرکزی (مقاطع کوه شیشه و بصیران): طرح پژوهشی و فناوری دانشگاه سیستان و بلوچستان، 159 ص.

هوشمند، ح.، م. ح. آدابی، ع. صادقی و ع. امیری بختیار، 1388، بازسازی محیط رسوبی سازند تاربور با استفاده از محتوای فسیلی به عنوان پروکسی: مجموعه مقالات سومین انجمن دیرینه شناسی، مشهد، ص336-332.

هوشمند، ح.، م.ح. آدابی، ع. صادقی، امیری ح. بختیار و ا. عبدی، 1378، پالئواکولوژی و ارتباط بین رودیست‌ها و مرجان‌های سازند تاربور در برش سطحی خانه نهر (شمال شرق جهرم): مجموعه مقالات دوازدهمین همایش انجمن زمین شناسی ایران، اهواز، ص 147-139.

Adachi, N., Y. Ezaki, and J., Liu, 2004, The origin of peloids immediately after the end Permian extinction, Guiahou Province, South China, Sedimentary Geology, v. 146, p. 161-178.

Alsharhan, A.S., and C.G.ST.C. Kendall, 2003, Holocene coastal carbonates and evaporates of the southern Arabian Gulf and their ancient analogues: Earth Science Review, v. 61, p. 191-243.

Bachmann, M., and F. Hirisch, 2006, Lower Cretaceous carbonate platforme of the eastern Levant (Galilee and the Golan Heights), Stratigraphy and second order sea-level change: Cretaceous Research, v. 27, p. 478-512.

Betzler, C., T. Pawellek, M. Abdullah, and A. Kossler, 2006, Facies and stratigraphic architecture of the Korallenoolith Formation in North Germany (Lauensteiner Pass, Ith Mountaines): Sedimentary Geology, v. 194, p. 61-75.

Burchette, T.P., and V.P. Wright, 1992, Carbonate ramp depositional systems: Sedimentary Geology, v. 79, p. 3-57.

Buxton, M.W.N., and H.M. Pedley, 1989, Short paper: a standardized model for Tethyan Tertiary carbonate ramps: Journal of the Geological Society (London), v. 146, p. 746-748

Cadjenovic, D., Z. Kilibarda and N. Radulovic, 2008, Triassic to Late Jurassic evolution of the Adriatic carbonate platform and Budva Basin, Southern Montenegra: Sedimentary Geology, v. 24, p. 1-17

Einsele, G., 2000, Sedimentary Basins: Evolution Facies and Sediment budget: Springer Publication, 792p.

Flugel, E., 2004. Microfacies of Carbonate Rocks Analysis Interpretation and Application: Springer-Verlag. 976p.

Folk, E., 1980, Petrography of Sedimentary rocks: Hemphill Publishing Company, 182p.

Heldt, M., M. Bachmann and J. Lehmann, 2008, Microfacies, biostratigraphy and geochemistry of the hemipelagic Barremian-Aptian in north central Tunisia: Influence of the OAE 1a on the southern Tethys margin: Palaeos, v. 261, p. 246-260.

Hottinger, L., 1997, Shallow benthic foraminiferal assemblages as signals for depth of their deposition and their limitations: Bulletin de la Socie´te´Ge´ologique de France, v. 168, p. 491-505.

Masse, J.P., M. Fenerci, and E. Pernarcic, 2003, Palaeobathymetric reconstruction of peritidal carbonates, Late Barremian, Urgonian, Sequences of Provence (SE France), Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 200, p. 65-81.

Moro, A., W. Shelton, and V. Cosoric, 2002, Palaeoenvironmental setting of rudists in the Upper Cretaceous (Turonian-Maastrichtian) Adriatic carbonate platform (Croatia) , based on sequence stratigraphy: Cretaceous Research, v. 23, p. 489-508.

Philip, J.M. and J. Gari, 2005, Late Cretaceous heterozoan carbonates: Palaeoenvironmental setting, relationships with rudist carbonates (Provence South-east France): Sedimentary Geology, v. 175, p. 315-337.

Preto, N., and K.A. Hinnov, 2003, Unraveling the origin of carbonate platform cyclothem in the Upper Triassic, Durrenstein Formation (Dolomite Italy): Journal of Sedimentary Research, v. 73(5), p. 774-789.

Reading, H.G., 1996, Sedimentary Environment: Processes, Facies and Stratigraphy: Blackwell Science Publication, 688p.

Riding, R., 2006, Microbial carbonate abundance compared with fluctuation in metazoan diversity over geological time: Sedimentary Geology, v. 185, p. 229-238.

Ruberti, D., G. Carannante, L. Simone, G. Siran, and M. 2007, Sedimentary processes and biofacies of Late Cretaceous low-energy carbonate ramp systems ( Southern Italy), In: Scott, R., (Ed.), Cretaceous rudist and carbonate platform: environment feedback: SEPM, S.P, v. 87, 257p.

Selley, R.C., 1996, Ancient Sedimentary Environments and their Subsurface Diagnosis, fourth ed: Chapman and Hall, London, 300p.

Thomas, S., H. Loser and R. Salos, 2008, Low-light and nutrient – rich coral assemblages in an Upper Aptian carbonate platform of the Southern Maestrat Basin (Iberian Chain, eastern Spain): Cretaceous Research, v. 29, p. 509-534.

Tucker, M.E., 2001, Sedimentary Petrology: Third Edition, Blackwell, Oxford, 260p.

Tucker, M.E., and V.P. Wright, 1990, Carbonate Sedimentology: Blackwell, Oxford, 482 p.

Wilson, V.P., 1975, Carbonate Facies in Geologic History: Springer-Verlag, 471p.