زیست چینه‌نگاری سازند گورپی در طاقدیس سمند (زون ساختاری لرستان) براساس نانوفسیل‌های آهکی

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی دکترا، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2 دانشیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

3 دکترا، شرکت ملی نفت مناطق نفت‌خیز جنوب، اهواز، ایران

چکیده

در پژوهش حاضر، طبقه‌بندی زیست چینه‌نگاری سازند گورپی در طاقدیس سمند براساس نانوفسیل‌های آهکی بررسی شده است. ضخامت سازند گورپی در این محدوده، 197 متر و از شیل و مارن با توالی‌های آهک رسی تشکیل شده است. مطالعة نانوفسیل‌های آهکی به شناسایی 45 جنس و 96 گونة و طبقه‌بندی ترادف رسوبی در 11 بیوزون‌ جهانی برپایة پراکندگی نانوفسیل‌های شاخص منجر شد. باتوجه‌به بیوزون‌های شناسایی‌شده، رسوبگذاری سازند گورپی از زمان کامپانین میانی شروع شده و تا پالئوسن پسین (سلاندین) ادامه داشته است و گذر کرتاسه - پالئوژن به‌طور پیوسته در بخش بالایی سازند گورپی قرار دارد. باتوجه‌به نبود بیوزون‌های نانوفسیلی NP2-NP4، یک ناپیوستگی در وقایع زیستی در بخش بالایی رسوبات دانین ثبت شده که همراه با شواهد رسوب‌شناسی است. در مقایسه با مطالعات پیشین که براساس فرامینیفرهای پلانکتونی انجام شده، انفصال رسوب‌گذاری در گذر کرتاسه - پالئوژن براساس زون‌های نانوفسیلی دیرهنگام‌تر بوده است و شرایط محیط رسوبی طی این مرز پیوستگی دارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Biostratigraphy of Gurpi Formation in Samand anticline (Lurestan province) Based on calcareous nannofossils

نویسندگان [English]

  • samira shahriyary 1
  • Anoshiravan Kani 2
  • Hassan Amiribakhtiar 3
1 University of Shahid Beheshti, Iran
2 University of Shahid Beheshti, Iran
3 Ph.D.
چکیده [English]

The present study is an attempt to biostratigraphically classify the rocks of Gurpi Formation at Samand Anticline with the help of calcareous nannofossils. The succession measures 197 meters in thickness and consists of shale, marl and marly limestone. A total of 96 species belonging to 45 genera of calcareous nannofossils have been identified whose distribution points to delineation of 11 international biozones. Consequently, the rocks of Gurpi Formation are attributed to middle Campanian through late Paleocene (Selandian) time and the K/Pg boundary interval is found to be continuous. Taking into account the absence of nannofossil biozones NP2-NP4 as well as the sedimentological evidence observed, the non-deposition event at the boundary interval has occurred later than the previously thought time identified on the basis of planktic foraminifera.



Consequently, the rocks of Gurpi Formation are attributed to middle Campanian through late Paleocene (Selandian) time and the K/Pg boundary interval is found to be continuous. Taking into account the absence of nannofossil biozones NP2-NP4 as well as the sedimentological evidence observed, the non-deposition event at the boundary interval has occurred later than the previously thought time identified on the basis of planktic foraminifera.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biostratigraphy
  • Calcareous Nannofossil
  • Gurpi Formation
  • K/Pg boundary

مقدمه

کمربند چین و تراستی زاگرس به طول تقریبی 1800 کیلومتر حوضة فورلندی در گسترة کشورهای عراق و جنوب ایران است که یکی از غنی‌ترین حوضه‌های نفتی شناخته‌شده در جهان است. این کمربند براساس تاریخچة رسوبی و ساختاری آن به تعدادی زون تقسیم می‌شود (Berberian and King 1981) که زون لرستان در منتهی‌الیه شمال غربی آن با گسل بالارود از زون‌های ایذه و فروافتادگی دزفول جدا می‌شود (Hessami et al. 2001; Blanc et al. 2003). در زون لرستان، سنگ منشأهایی با کیفیت بالا مانند سازندهای گورپی و پابده حضور دارند و سازند کربناته سروک، واحد مخزنی اصلی در آن محسوب می‌شود (Faraji and Zandifar 1998). همچنین، این ناحیه به‌دلیل تنوع در رخساره‌های رسوبی، ضخامت آنها و پیچیدگی‌های چینه‌شناسی، ناحیة ایدئالی برای بررسی تکامل حوضه‌های فورلندی مانند زاگرس است (Farzipour-Saein et al. 2009). سازند گورپی یکی از سازندهای بازة زمانی کرتاسه در این ناحیه است که به‌دلیل دربرداشتن مرز کرتاسه - پالئوژن، استعداد سنگ منشأ و پوش سنگی و تفاوت با دیگر زون‌های ساختاری زاگرس ازنظر واحدهای سنگ‌شناسی (حضور دو واحد رسمی امام حسن و سیمره) بسیار به آن توجه شده است. این سازند به‌دلیل محیط رسوب‌گذاری دریای باز و عمیق، استعداد خوبی برای مطالعات زیست چینه‌ای با استفاده از گروه‌های پلانکتونی دارد. از بین گروه‌های فسیلی پلانکتونی نیز دو گروه فرامینیفرها و نانوفسیل‌های آهکی به‌دلیل دقت بالای بایوزون‌ها در تعیین سن نهشته‌ها، امکان تطابق خوب با دیگر نقاط دنیا و کاربرد آنها در پالئواکولوژی در مطالعة توالی‌های سازند گورپی بیشتر استفاده شده‌اند (Razmjooei et al. 2014; Najafpour et al. 2014; Beiranvand et al. 2013; Senemari & Azizi 2012; Darvishzadeh et al. 2007; Vaziri-Moghaddam 2002). نانوفسیل‌های آهکی نسبت به فرامینیفرها برتری بیشتری دارند که به‌دلیل داشتن حساسیت کمتر نسبت به انحلال است (Hay 1970; McIntyre and McIntyre 1971; Berger 1973; Blaj et al. 2009; Agnini et al. 2007).

مطالعات زیست چینه‌ای صورت‌گرفته براساس نانوفسیل‌های آهکی روی برش الگوی سازند گورپی در فروافتادگی دزفول، سن کامپانین پسین - پالئوسن پیشین (صالحی 1380)، در زون ساختاری ایذه (حسینی فالحی 1385)، سن کامپانین پیشین - دانین پیشین و در زون فارس (بدری 1386؛ نبوی 1387؛ مهربانی و سنماری 1389؛ رزمجویی 1391)، سن سانتونین پیشین - پالئوسن را نشان می‌دهد. هادوی و رساایزدی (1387)، هادوی و شکری (1388)، گوهری (1389)، سینا و همکاران (1390)، پرندآور و همکاران (1392)، سنماری و سهرابی ملایوسفی (Senemari & Sohrabi Molla Usefi 2012) و اسفندیاری (1394)، نانوفسیل‌های آهکی سازند گورپی در ناحیة لرستان را از منظر زیست چینه‌نگاری مطالعه کرده‌اند. در تمامی این مطالعات در ناحیة لرستان مرز کرتاسه - پالئوژن درون توالی‌های سازند گورپی و پیوسته گزارش شده است؛ اما تغییرات سنی مرز زیرین آن از سانتونین پسین تا کامپانین پیشین و مرز بالایی آن از دانین تا تانتین است. بنابراین در راستای تعیین روند تغییرات سنی سازند گورپی و تکمیل اطلاعات در زون ساختاری لرستان، برشی از این سازند در طاقدیس سمند برای مطالعه، انتخاب و بررسی شده است.

 

موقعیت جغرافیایی، جایگاه و راه‌های دسترسی به برش‌ مطالعه‌شده

برش سمند ازنظر تقسیمات زمین‌شناسی در زون ساختاری لرستان و زاگرس چین‌خورده قرار دارد. ازنظر تقسیمات کشوری در استان ایلام و در منطقة حفاظت‌شدة کوه دینار از شهرستان آبدانان در 14 کیلومتری شمال شرق روستای بوستانه و 9 کیلومتری جنوب غرب روستای انجیره در مرکز طاقدیس سمند به‌سمت غرب قرار گرفته است. راه دسترسی به این برش، جادة اصلی دره‌شهر - آبدانان است که از راه جادة فرعی آبدانان - میمه به روستای انجیره و از راه تنها جادة خاکی موجود به مرکز طاقدیس سمند و محل برش می‌توان دسترسی یافت. مختصات جغرافیایی نقطة ‌ابتدایی برش "00' 07 °47 طول شرقی و" 43' 01 °33 عرض شمالی و مختصات جغرافیایی نقطة پایانی برش  "54' 07 °47 طول شرقی و" 55' 01 °33 عرض شمالی است (شکل 1). سازند گورپی در برش سمند به ضخامت 197 متر از توالی‌های شیل و مارن با سنگ‌آهک‌های رسی تشکیل شده که در میانه، دو واحد رسمی سنگ‌آهک سیمره به ضخامت 46 متر و سنگ‌آهک امام حسن به ضخامت 8/29 متر را شامل شده است و با مرزی پیوسته و تدریجی روی سازند ایلام و در زیر واحد شیل ارغوانی از سازند پابده قرار می‌گیرد (شکل 2).

 

 

شکل 1- موقعیت زون ساختاری لرستان و طاقدیس سمند در زون زاگرس چین‌خورده.
راه‌های دسترسی به برش مطالعه‌شده

 

شکل 2- نمایی از سازند گورپی و واحدهای سیمره و امام حسن در برش سمند

 


مطالعات صحرایی و آزمایشگاهی

پس از بررسی نقشه‌های زمین‌شناسی و بازدید از طاقدیس مطالعه‌شده، برش مناسبی انتخاب شد؛ به‌طوری‌که کمترین بهم‌ریختگی‌های تکتونیکی و بیشترین ضخامت و رخنمون از سازند مطالعه‌شده را در اختیار قرار دهد. نمونه‌برداری برش به‌صورت سیستماتیک و در فواصل 1 متری و در موارد تغییرات فاحش رخساره‌ای در فواصل کمتر انجام شده و برای حذف عوامل هوازدگی و رفع اثر آغشتگی روی سنگ‌ها، بیشتر نمونه‌ها از عمق 20 تا 30 سانتیمتری لایه‌ها برداشت شده است. با استفاده از روش‌های استاندارد آماده‌سازی (Smear slide)، 200 اسلاید تهیه شده است و با میکروسکوپ نوری Nikon مدل OptiPhot II (با عدسی شیئی با بزرگنمایی 100× با روغن ایمرسیون و عدسی چشمی با بزرگنمایی 10×)، مطالعه و با دوربین Nikon مدل D3300 عکس‌برداری شده است.

 

زیست چینه‌نگاری براساس نانوفسیل‌های آهکی

نانوپلانکتون‌های آهکی به‌دلیل سرعت بالای تکامل و داشتن طبیعت پلانکتونی، پراکندگی جغرافیایی بیشتری نسبت به دیگر گروه‌های فسیلی دارند و شاخص خوبی برای تعیین سن نسبی هستند. در بازة زمانی کرتاسه، تنوع در این گروه به بیشترین حد خود رسیده است و نخستین حضور[1] (FO) و آخرین حضور[2] (LO) بسیاری از گونه‌های نانوفسیلی به خوبی شناخته شده‌اند؛ ازاین‌رو پژوهشگران بسیاری از الگوی بیوزوناسیون کرتاسه در مناطق جغرافیایی و آب‌وهوایی مختلف استفاده کرده‌اند. الگوهای بیوزوناسیون نانوفسیلی در قلمرو تتیس را Manivit (1971)، Thierstein (1973)، Sissingh (1977) و الگوی اصلاح‌شده را Perch-Nielsen (1985) و Burnett (1998) معرفی کرده‌اند. در این پژوهش برای تعیین بیوزون‌ها از نخستین حضور و آخرین حضور گونه‌های شاخص نانوفسیلی استفاده شده است و بیوزون‌ها براساس الگوی Sissingh (1977) اصلاح‌شده توسط Perch-Nielsen (1985) تبیین شده‌اند که معادل آنها در الگوی Burnett (1998) نیز ذکر شده است. گفتنی است براساس مقیاس زمان زمین‌شناسی یا GTS2012 (Gradstein et al. 2012)، اشکوب کامپانین به سه زیراشکوب زیرین، میانی و بالایی تقسیم شده است؛ اما استراتوتیپ رسمی برای آنها معرفی نشده است؛ بنابراین، محدوده و سن ارائه‌شده برای هر بیوزون و زیرزون آن براساس مقیاس زمان زمین‌شناسی یا GTS2012[3] تصحیح شده است. برای نمونه‌های پالئوسن نیز از الگوی بیوزوناسیون Martini (1971) استفاده شده است. تصویر برخی از گونه‌های نانوفسیلی شناسایی‌شده در این پژوهش (شکل 3) و جدول پراکندگی گونه‌های نانوفسیلی (شکل‌ 4) و بیوزوناسیون (شکل‌ 5) در ادامه ارائه شده است.

 

 

 

 

شکل 3- برخی از گونه‌های نانوفسیلی شناسایی‌شده در طاقدیس سمند

 

 

 

شکل 4- جدول پراکندگی گونه‌های نانوفسیلی سازند گورپی در طاقدیس سمند

 

 

شکل 5- جدول بیوزون‌های سازند گورپی در طاقدیس سمند

 

     

 

بیوزون‌های شناسایی‌شده در سازند گورپی در طاقدیس‌ سمند به شرح زیر هستند:

 

بیوزون CC19 (Calculites ovalis Zone) معادل با زیرزون‌های UC15aTP و UC14dTP

این بیوزون را Sissingh (1977) معرفی کرده است و محدودة آن از آخرین حضور گونة Marthastrites furcatus تا نخستین حضور گونة Ceratolithoides aculeus است. او زیرتقسیمات این بیوزون را براساس آخرین حضور گونة Bukryaster hayi انجام داده است. زیرزون‌های UC14dTP و UC15aTP نیز با این بیوزون معادل هستند که Burnett (1998) معرفی کرده است. زیرزون UC14dTP با نخستین حضور گونة Ceratolithoides verbeekii، شروع و تا نخستین حضور گونة Miscenomarginatus pleniporus ادامه دارد و زیرزون UC15aTP از نخستین حضور گونة Miscenomarginatus pleniporus تا نخستین حضور گونة Ceratolithoides aculeus است. سن این بیوزون، انتهای کامپانین پیشین - ابتدای کامپانین میانی است. ضخامت این بیوزون به‌دلیل عدم‌ثبت آخرین حضور گونة Marthastrites furcatus در قاعدة بیوزون مشخص نبوده است و با نخستین حضور گونة Ceratolithoides aculeus در نمونه 54 در ضخامت 70 متری از قاعده برش رأس آن مشخص می‌شود. از طرفی با ثبت آخرین حضور گونة Bukryaster hayi در نمونه 45 در ضخامت 60 متری، ضخامت زیرزون CC19b، 10 متر تخمین زده می‌شود. ضخامت زیرزون‌های UC14dTP و UC15aTP از الگوی Burnett (1998) در این برش تخمین‌پذیر نیست که به‌دلیل حضور گونه‌های Reihardtites levis و Ceratolithoides verbeekii از نخستین نمونة برداشت‌شده از سازند ایلام در قاعدة برش و امکان حضور آنها در لایه‌های پایین‌تر که در محدودة این پژوهش نیستند و عدم‌ثبت نخستین حضور گونة Miscenomarginatus pleniporus است. گفتنی است گونة شاخص Miscenomarginatus pleniporus که تفکیک‌کنندة دو زیرزون UC14dTP و UC15aTP است، طبق نظر Lees (2002) در زون دیرینه جغرافیای زیستی استوایی[4] حضور ندارد و این می‌تواند دلیلی بر عدم‌ثبت حضور آن در این برش باشد.

 

بیوزون CC20 (Ceratolithoides aculeus Zone) معادل با زیرزون UC15bTP

این بیوزون را Cepek and Hay (1969) و Martini (1976) معرفی کرده‌اند. محدودة این بیوزون با نخستین حضور گونة Ceratolithoides aculeus تا نخستین حضور گونة Quadrum sissinghii مشخص می‌شود. زیرزون UC15bTP نیز که Burnett (1998) معرفی کرده، معادل با این بیوزون است. در این بیوزون، ظهور گونه‌هایUniplanarius gothicus و Ceratolithoides cf. arcuatus گزارش شده است و سن آن کامپانین میانی است. ضخامت بیوزون مزبور و زیرزون معادل 8 متر است که باتوجه‌به نخستین حضور گونة Ceratolithoides aculeus در نمونه 54 در ضخامت 70 متری از قاعدة برش و نخستین حضور گونة Uniplanarius sissinghii در نمونه 62 در ضخامت 78 متری محاسبه شده است. نخستین حضور گونة Uniplanarius gothicus در این برش در نمونه 56 در ضخامت 72 متری از قاعدة برش است.

 

بیوزون CC21 (Quadrum sissinghii Zone) معادل با زیرزون UC15cTP

این بیوزون را Sissingh (1977) معرفی کرده است و محدودة آن از نخستین حضور گونة Quadrum sissinghii تا نخستین حضور گونة Quadrum trifidus است. این بیوزون با ظهور گونة Ceratolithoides arcuatus به دو زیرزون a و b تفکیک می‌شود. زیرزون UC15cTP نیز که Burnett (1998) معرفی کرده، معادل با این بیوزون است. سن این بیوزون، کامپانین میانی است. ضخامت این بیوزون در برش سمند، 11 متر است که از ضخامت 78 تا 89 متری از قاعدة برش و نمونه‌های 62 تا 74 را شامل می‌شود. ظهور گونة Ceratolithoides arcuatus در این برش در نمونه 72 در ضخامت 87 متری گزارش شده است.

 

بیوزون CC22 (Quadrum trifidus Zone) معادل با زیرزون‌های UC15dTPو UC15eTP

این بیوزون را Bukry and Bramlette (1970) و Sissingh (1977) معرفی کرده‌اند و محدودة آن از نخستین حضور گونة Quadrum trifidus تا آخرین حضور گونة Reihardtites anthophorusاست. گفتنی است آخرین حضور گونة Eiffellithus eximius تقریباً معادل و کمی بالا‌تر از آخرین حضور گونة Reihardtites anthophorus اتفاق می‌افتد؛ بنابراین، محدودة بالایی این بیوزون با این گونه نیز تعیین می‌شود (Perch-Nielsen 1979). در این بیوزون، نخستین حضور گونة Quadrum svabenickae و آخرین حضور گونة Lithastrinus grillii نیز گزارش شده است. معادل با این بیوزون، Burnett (1998) زیرزون‌های UC15dTP و UC15eTP را معرفی می‌کند که به شرح زیرند:

زیرزون UC15dTP که با نخستین حضور گونة Uniplanarius trifidus شروع و تا نخستین حضور گونة Eiffellithus parallelus ادامه دارد و سن تقریبی آن بخش انتهایی کامپانین میانی است. زیرزون UC15eTP با نخستین حضور گونة Eiffellithus parallelus، شروع و تا آخرین حضور گونة Eiffellithus eximius ادامه دارد و سن تقریبی آن بخش ابتدایی کامپانین پسین است.

محدودة این بیوزون از نمونه 74 تا 99 و به ضخامت 32 متر است که از ضخامت 89 متری تا 121 متری از قاعدة برش را شامل می‌شود. آخرین حضور گونة Reihardtites anthophorus در نمونه 87 در ضخامت 111 متری و آخرین حضور گونة Lithastrinus grillii نیز در نمونه 76 در ضخامت 91 متری ثبت شده است. نخستین حضور گونة
Q. svabenickae کمی بالاتر از این محدوده و در نمونه 104 در ضخامت 126 متری ثبت شده است.

زیرزون UC15dTP در برش سمند به ضخامت 13 متر (از نمونه 74 در 89 متری تا نمونه 78 در 102 متری قاعدة برش) و زیرزون UC15eTP، 19 متر ضخامت داشته است و از نمونه 78 در 102 متری از قاعدة برش، شروع و در نمونه 99 در 121 متری با ثبت آخرین حضور گونة Eiffellithus eximius به پایان می‌رسد.

 

بیوزون CC23 (Tranolithus phacelosus Zone) معادل با بیوزون UC16 و UC17

بیوزون CC23 را Sissingh (1977) معرفی کرده است. محدودة این بیوزون در الگوی تصحیح‌شدة Perch-Nielsen (1985) از آخرین حضور گونة Reihardtites anthophorus تا آخرین حضور گونة Tranolithus phacelosus است. سیسینگ (Sissingh 1977) از آخرین حضور گونة Aspidolithus parcus constrictus (معادل گونة Broinsonia parca constricta) برای تقسیم‌بندی این بیوزون به دو بخش a و b استفاده کرده است. محدودة بیوزون UC16 معادل با زیرزون CC23a این بیوزون در الگوی معرفی‌شدة Burnett (1998) در قاعده با ثبت آخرین حضور گونة Eiffellithus eximius شروع می‌شود و در رأس با ثبت آخرین حضور گونة Broinsonia parca constricta پایان می‌یابد. در مطالعات اخیر این بیوزون توسط Thibault (2016) به دو زیرزون تقسیم شده است. زیرزون UC16aTP که از آخرین حضور گونة E. eximius شروع و تا آخرین حضور گونة
U. trifidusرا شامل می‌شود. سن این زیرزون انتهایی‌ترین بخش کامپانین است. زیرزون UC16bTP که از آخرین حضور گونة U. trifidusشروع می‌شود و با آخرین حضور گونة Broinsonia parca constricta پایان می‌یابد. مائیستریشتین پیشین سن این زیرزون است.

بیوزون UC17 معادل با زیرزون CC23b این بیوزون در قاعده با ثبت آخرین حضور گونة Broinsonia parca constricta شروع می‌شود و در رأس با ثبت آخرین حضور گونة Tranolithus orionatus خاتمه می‌یابد. سن این بیوزون در الگوی بیوزوناسیون برنت (Burnett 1998)، بالاترین بخش کامپانین پسین (Latest Campanian) در نظر گرفته شده است؛ اما باتوجه‌به تقسیم‌بندی تیباو برای بیوزون UC16، قرارگیری مرز کامپانین - مائیستریشتین در رأس زیرزون UC16a و مقایسه با منبع استفاده‌شده در این پژوهش (GTS2012) برای زمان منتسب به هر بیوزون، سن این بیوزون مائیستریشتین پیشین است.

قاعدة بیوزون CC23 در برش سمند با ثبت آخرین حضور گونة Eiffellithus eximius در نمونه 99 در ضخامت 121 متری قابل تشخیص است؛ اما تشخیص رأس آن به‌دلیل عدمثبت آخرین حضور گونة (Tranolithus orionatus=Tranolithus phacelosus) و حضور پیوستة آن تا انتهای برش میسر نیست و با در نظر گرفتن آخرین ثبت از حضور گونة Broinsonia parca constricta در نمونه 104 در ضخامت 126 متری از قاعدة برش می‌توان رأس بیوزون UC16 را در الگوی Burnett (1998) مشخص کرد که با قسمت تحتانی زون CC23 و زیرزون (CC23a)، معادل و به ضخامت 5 متر است. در این برش به‌دلیل حضور پیوسته گونة U. trifidus تا انتهای برش تفکیک بیوزون UC16 به دو زیرزون معرفی‌شدة اخیر امکان‌پذیر نیست. تعیین محدودة فوقانی بیوزون UC17 معادل با زیرزون CC23b نیز در این برش به‌دلیل عدم ثبت آخرین حضور گونة Tranolithus orionatus و حضور پیوستة آن میسر نیست.

 

بیوزون CC24 (Reinhardtites levis Zone) معادل با بیوزون UC18

بیوزون CC24 را Sissingh (1977) معرفی کرده است و محدودة آن از آخرین حضور گونة Tranolithus phacelosus تا آخرین حضور گونة Reinhardtites levis است. محدودة بیوزون UC18 معادل با این بیوزون در الگوی معرفی‌شدة Burnett (1998) نیز با آخرین حضور دو گونة مذکور تعیین می‌شود. سن این بیوزون، مائیستریشتین پیشین است. در این برش به‌دلیل عدم ثبت آخرین حضور گونه‌های یادشده و حضور پیوستة آنها تا انتهای برش تفکیک بیوزون CC24 و بیوزون UC18 معادل با آن امکان‌پذیر نیست. در پژوهش Lees (2002)، گونة R. levis، گونه‌ای عمومی در زون‌های دیرینة جغرافیای زیستی[5] (PBZs) نیمه‌قطبی[6] تا گرم[7] اقیانوس هند در نظر گرفته شده است که در دیگر زون‌ها کمیاب و پراکنده دیده می‌شود؛ بنابراین او پراکندگی این گونه و کاربردپذیری آن در الگوهای بیوزوناسیون را متأثر از فاکتورهای جغرافیای زیستی معرفی می‌کند. Lees & Bown (2005) نیز پیشنهاد می‌کنند در نبود واقعة زیستی آخرین حضور گونة R. levis برای تفکیک دو بیوزون UC18 و UC19 در مائیستریشتین پیشین از وقایع جایگزینی مانند نخستین حضورگونة Micula praemurus و آخرین حضور گونه‌های Z. bicrescenticus و Cribrocorona echinus می‌توان استفاده کرد. آنها واقعة گرم‌شدگی میانه مائیستریشتین[8] (MME) را نیز نزدیک به آخرین حضور گونة‌ Z. bicrescenticus و به دنبال وقایع آخرین حضور گونه‌های C. echinus و T. orionatus می‌دانند. در برش سمند، نخستین حضورگونة Micula praemurus در نمونه 110 در ضخامت 132 متری و نخستین حضور گونة Cribrocorona echinus در نمونه 106 و در ضخامت 128 متری از قاعدة برش و با فراوانی زیاد ثبت شده و آخرین حضور آن در نمونه 109 در ضخامت 131 متری ثبت شده است؛ بنابراین باتوجه‌به موارد بالا محل ثبت آخرین حضور گونة
C. echinus در نمونه 109، مرز دو بیوزون UC18 و UC19 در نظر گرفته می‌شود.

بیوزون CC25 (Arkhangelskiella cymbiformis Zone) معادل با بیوزون UC19 و زیرزون‌های UC20a-bTP

این بیوزون را Perch-Nielsen (1972) تعریف و Sissingh (1977) تصحیح کرده است. محدودة آن از آخرین حضور گونة Reinhardtites levis تا نخستین حضور گونة Nephrolithus frequens است. باتوجه‌به اینکه گونة Nephrolithus frequens، شاخص عرض‌های جغرافیایی بالا است و در عرض‌های جغرافیایی پایین کمیاب است در بسیاری از مطالعات مربوط به عرض‌های جغرافیایی پایین از نخستین حضور گونة Micula murus برای تعیین مرز بالایی این بیوزون استفاده شده است (Perch-Nielsen 1972; Roth 1978). سن این بیوزون، مائیستریشتین پسین است. سیسینگ، تقسیمات بیوزون CC25 را براساس نخستین حضور گونه‌های A. cymbiformis و L. quadratus تعریف می‌کند (Sissingh 1977)؛ درحالی‌که پرک نیلسن (Perch-Nielsen 1985) به ترتیب با نخستین حضور گونة L. quadratus زیرزون CC25a، با نخستین حضور گونة M. murus زیرزون CC25b و در نهایت با نخستین حضور گونة C. kamptneri، رأس بیوزون و زیرزون CC25c را مشخص می‌کند. این بیوزون در الگوی بیوزوناسیون Burnett (1998) با بیوزونUC19و زیرزون‌های UC20aTP و UC20bTP معادل است. بیوزونUC19معادل با زیرزون CC25a از آخرین حضور گونة Reinhardtites levis تا نخستین حضور گونة Lithraphidites quadratus معرفی شده است. زیرزون UC20aTP معادل با زیرزون CC25b با نخستین حضور گونة Lithraphidites quadratus شروع می‌شود و تا نخستین حضور گونة Micula murus ادامه دارد. زیرزون UC20b تقریباً معادل با زیرزون CC25c با نخستین حضور گونة Micula murus شروع می‌شود و با نخستین حضور گونة Ceratolithoides kamptneri پایان می‌یابد. در این برش، آخرین حضور گونة Reinhardtites levis ثبت نشده است و ثبت نخستین حضور گونة Micula murus در نمونه 110 (ضخامت 132 متری) قبل از ثبت نخستین حضور گونة Lithraphidites quadratus در نمونه 124 (ضخامت 146 متری) با الگوی بیوزوناسیون Burnett (1998) مغایرت دارد. نخستین حضور گونة Pseudomicula quadrata به‌عنوان شاخص کمکی نیز در نمونه 123 (ضخامت 145 متری) گزارش شده است که در الگوی Burnett (1998) گزارش نخستین حضور آن قبل از گونة Micula murus ذکر شده است. همچنین نخستین حضور گونة C. kamptneri نیز در نمونه 123 در ضخامت 145 متری و قبل از ثبت نخستین حضور گونة L. quadratus ثبت شده است که با هر دو الگوی استفاده‌شده در این پژوهش مغایرت دارد.

طبق مطالعات Self-Trail (2001) قاعدة حضور گونة
M. murus براساس عمق دیرینه برش‌های مطالعه‌شده (جایگاه‌های کم‌عمق یا عمیق) متفاوت است؛ بنابراین، تطابق آن با مقیاس زمانی قطبیت مغناطیسی به عوامل مختلف حاکم بر محیط رسوب‌گذاری بستگی دارد. در محیط‌های عمیق اقیانوسی ثبت این گونه معمولاً پیش از گونة L. quadratus صورت گرفته است (Self-Trail 2001, 2002; Thibault & Gardin 2006). همچنین، تیباو در مطالعات اخیر خود (Thibault 2016) با بررسی چند برش اظهار می‌کند آخرین حضور گونة R. levis در حوضة تتیس دیرتر و در بخش بالایی کرون C31r (ابتدای مائیستریشتین پسین) گزارش شده است؛ درحالی‌که در حوضة اطلس جنوبی در قسمت زیرین این کرون (مائیستریشتین پیشین) قرار دارد. نخستین حضور گونة L. quadratus نیز در برش Gubbio ایتالیا در قاعده کرون C31n (مائیستریشتین پسین) قرار گرفته است؛ درحالی‌که در برش دیگر (چاه 1258A اطلس استوایی) در بالاترین بخش این کرون قرار می‌گیرد. بنابراین، باتوجه‌به زمان گذر[9] درنظرگرفتن آخرین حضور گونة R. levis و نخستین حضور گونه‌های L. quadratus و
M. murus در مطالعات جهانی (Lees & Bown 2005; Thibault 2016) و مطالعة ریزرخساره‌ها دال بر عمیق‌بودن محیط رسوب‌گذاری سازند گورپی در حوضة مطالعه‌شده، می‌توان ثبت نخستین حضور گونة M. murus قبل از نخستین حضور گونة L. quadratus (در مغایرت با الگوی استاندارد) را ناشی از عامل عمق دیرینه در نظر گرفت؛ ازاین‌رو، بیوزون CC25 در این برش به زیرزون‌های مذکور و معادل‌های آنها تفکیک نشده است.

 

بیوزون CC26 (Nephrolithus frequens Zone) معادل با زیرزون‌های UC20cTP-dTP

این بیوزون را Cepek and Hay (1969) معرفی کرده است. محدودة این بیوزون از نخستین تا آخرین حضور گونة Nephrolithus frequens و سن آن اواخر مائیستریشتین پسین در نظر گرفته شده است. باتوجه‌به اینکه گونة Nephrolithus frequens، شاخص عرض‌های جغرافیایی بالا است، در عرض‌های جغرافیایی پایین از نخستین حضور گونة Micula murus برای قاعدة این زون استفاده می‌شود. مرز بالایی این بیوزون با نخستین حضور گونه‌های Cyclagelosphaera alta و Biantholithus sparsus یا افزایش فراوانی گونة Thoracosphaera operculata مشخص شده است (Perch-Nielsen 1979). این بیوزون با استفاده از نخستین حضور گونة Micula prinsii به دو زیرزون تقسیم می‌شود (Perch-Nielsen 1979;1981a-b) که عبارتند از:

زیرزون CC26a (Micula murus subzone) که Perch-Nielsen (1985a) معرفی کرده است و با نخستین حضور گونة Micula murus شروع می‌شود و با نخستین حضور گونة Micula prinsii به پایان می‌رسد. این زیرزون با زیرزون UC20cTP از الگوی بیوزوناسیون Burnett (1998) معادل است که با نخستین حضور گونةCeratolithoides kamptneri شروع می‌شود و با نخستین حضور گونة Micula prinsii به پایان می‌رسد.

زیرزون CC26b (Micula prinsii subzone) با زیرزون‌ UC20dTP از الگوی Burnett (1998) معادل است و با نخستین حضور گونة Micula prinsii شروع می‌شود و با نخستین حضور گونه‌های Cyclagelosphaera alta و Biantholithus sparsus یا افزایش فراوانی گونة Thoracosphaera operculata پایان می‌یابد. زیرزون CC26a و معادل آن در الگوی برنت به‌دلیل ثبت نخستین حضور گونة L. quadratus بعد از نخستین حضور گونه‌های M. murus و C. kamptneri در هر دو الگوی بیوزوناسیون تفکیک‌پذیر نیست. زیرزون CC26b به ضخامت 21 متر در این برش از نمونه 126 تا 147 (ضخامت 148 متری تا 169 متری) را شامل شده است که با افزایش فراوانی گونة Thoracosphaera operculata، مرز بالایی آن در ضخامت 169 متری مشخص می‌شود. آخرین حضور گونة
B. constans نیز در نمونه 125 (ضخامت 147 متری) ثبت شده است که یکی از آخرین وقایع قبل از مرز کرتاسه - پالئوژن است (Thibault & Gardin 2006).

 

بیوزون NP1 (Markalius inversus Zone)

این بیوزون را Mohler and Hay (1967)، معرفی و Martini and Worsley (1970) تصحیح کرده و معرف ابتدای پالئوسن پیشین (دانین پیشین) است. شروع این زون با نخستین حضور گونه‌های Cyclagelosphaera alta و Biantholithus sparsus یا افزایش فراوانی گونة Thoracosphaera operculata است و با ثبت نخستین گونة Cruciplacolithus tenuis پایان می‌یابد. در این زون به‌طور عمده تجمع گونه‌های نانوفسیلی کرتاسه همراه گونه‌های پالئوسن گزارش شده است. محدودة این بیوزون با ثبت نخستین افزایش فراوانی جنسThoracosphaera در نمونه 147 در ضخامت 169 متری از قاعدة برش شروع می‌شود و با ثبت نخستین حضور از گونة Cruciplacolithus tenuis در نمونه 150 در ضخامت 6/170 متری پایان می‌یابد. ضخامت این بیوزون 6/1 متر بوده و حضور گونة Cyclagelosphaera alta در آن ثبت نشده است؛ اما نخستین حضور گونة Biantholithus sparsus در نمونه 148 در ضخامت 170 متری یعنی 1 متر بالاتر از افزایش فراوانی جنسThoracosphaera ثبت شده است.

 

بیوزون NP2 (Cruciplacolithus tenuis Zone)

این بیوزون را Mohler and Hay (1967)، معرفی و Martini and Worsley (1970) تصحیح کرده و معرف ابتدای پالئوسن پیشین (دانین پیشین) است. شروع این زون با ثبت نخستین حضور گونة Cruciplacolithus tenuis آغاز می‌شود و با گزارش نخستین حضور گونة Chiasmolithus danicus پایان می‌یابد. در این بیوزون نیز گونه‌های کرتاسه همراه گونه‌های پالئوژن حضور دارند. ثبت نخستین حضور گونة Cruciplacolithus tenuis در نمونه 150 در ضخامت 6/170 متری قاعدة نمونه‌برداری در برش سمند شاخص قاعده‌ای این بیوزون ثبت شده است؛ اما شاخص رأسی آن ثبت نشده است.

 

بیوزون NP3 (Chiasmolithus danicus Zone)

این بیوزون را Martini and Worsley (1970) معرفی کرده و شاخص اواسط پالئوسن پیشین (دانین پسین) است. شروع این بیوزون با ثبت نخستین حضور گونة Chiasmolithus danicus آغاز می‌شود و با گزارش نخستین حضور گونة Ellipsolithus macellus پایان می‌یابد. گونه‌های کرتاسه در این بخش نیز حضور دارند. این بیوزون به‌دلیل ثبت‌نشدن هیچ‌کدام از شاخص‌های رأس و قاعده‌ای در برش سمند تفکیک‌پذیر نیست.

 

بیوزون NP4 (Ellipsolithus macellus Zone)

این بیوزون را Martini and Worsley (1970) معرفی کرده و شاخص پایان پالئوسن پیشین (دانین پسین - سلاندین پیشین) است. شروع این بیوزون با نخستین حضور گونة Ellipsolithus macellus است و با گزارش نخستین حضور گونة Fasciculithus tympaniformis پایان می‌یابد. با مشاهدة نخستین حضور از گونة Fasciculithus tympaniformis در نمونه 153 در ضخامت 172 متری از قاعده برش، شاخص رأسی این بیوزون مشاهده می‌شود و شاخص قاعده‌ای آن ثبت نشده است؛ بنابراین، بیوزون‌های NP2 تا NP4 در این برش تفکیک‌پذیر نیستند.

 

 

بیوزون NP5 (Fasciculithus tympaniformis Zone)

این بیوزون را Mohler and Hay (1967) معرفی کرده و معرف پالئوسن پسین (سلاندین) است. این بیوزون با نخستین حضور گونة Fasciculithus tympaniformis آغاز می‌شود و با نخستین حضور گونة Heliolithus kleinpellii پایان می‌یابد. با مشاهدة نخستین حضور گونةFasciculithus tympaniformis در نمونه 153 در ضخامت 172 متری از قاعده برش، شاخص قاعده‌ای این بیوزون ثبت شده است؛ اما حضور گونة Heliolithus kleinpellii به‌عنوان شاخص رأسی ثبت نشده است. همچنین، حضور گونة Cruciplacolithus primus تا نمونه انتهایی برداشت‌شده از سازند گورپی ادامه بیوزون NTp9 معادل با قاعده این بیوزون در الگوی بیوزوناسیون Varol (1989) در واحد شیل ارغوانی سازند پابده را نشان می‌دهد که خارج از محدودة این مطالعه است.

باتوجه‌به ثبت بیوزون‌های CC19 تا NP5 رسوب‌گذاری توالی سازند گورپی در برش سمند از کامپانین میانی آغاز شده و در سلاندین پایان یافته است.

 

بحث

کمیتة بین‌المللی چینه‌شناسی در سال 2001، مرز کامپانین – مائیستریشتین را به‌طور رسمی تصویب کرده است که براساس اطلاعات جمع‌آوری‌شده و مطالعات انجام‌شدة ادین
(Odin 2001) در برش الگوی جهانی آن در Tercis واقع در جنوب غرب فرانسه است. ارزش سنی گونه‌های شاخص در هریک از گروه‌های فسیلی در محل این مرز متفاوت است و هریک از رخدادهای فسیلی با فواصل مشخص از مرز قرار دارند. باتوجه‌به مطالعات نانوفسیلی انجام‌شده (Odin & Lamaurelle 2001)، آخرین حضور گونة U. trifidus با اختلافی اندک در بالای مرز واقع است؛ درحالی‌که آخرین حضور گونة B. parca constricta در نزدیکی مرز قرار دارد. همچنین، آخرین حضور گونه‌های E. eximius و
R. anthophorus کمی پایین‌تر از مرز قرار دارند. براساس توافق صورت‌گرفته در GTS2012 (Gradstein et al. 2012)، این مرز تقریباً در قاعدة زون نانوفسیلی UC17 مقارن با آخرین حضور گونة B. parcus constrictus قرار می‌گیرد. مطالعات اخیر Thibault (2016) در این مرز نشان می‌دهد آخرین حضور گونه‌های T. orionatusو constricta B. parca در بازه‌ای از زمان قرار می‌گیرد که انطباق آن با وقایع ایزوتوپ کربن مشکل است و همچنان قطعیت ندارد.؛ بنابراین، او با بررسی سایت‌های مختلف و افق‌های زیستی نزدیک به مرز کامپانین - مائیستریشتین و با در نظر گرفتن آخرین حضور گونة U. trifidus، دو زیرزون برای بیوزون نانوفسیلی UC16 (معرفی‌شده توسط Burnett (1998)) در اقلیم تتیس معرفی کرده است و آخرین حضور گونة
U. trifidus را بهترین شاخص زیست چینه‌ای برای مرز کامپانین - مائیستریشتین در این اقلیم می‌داند. این مرز در برش سمند براساس GTS2012 تعیین شده است و با ثبت آخرین حضور گونة B. parca constricta در واحد آهکی امام حسن در نمونه 104 در ضخامت 126 متری از قاعدة برش قرار می‌گیرد و به‌دلیل حضور پیوستة گونة U. trifidusامکان تفکیک مرز پیشنهادی براساس مطالعات Thibault (2016) در آن وجود ندارد.

حضور پیوستة گونه‌های T. orionatus، R. levis و
U. trifidus تا انتهای برش و ثبت نخستین حضور گونة
M. murus و C. kamptneri قبل از گونة L. quadratus در این برش باعث شده است تفکیک بیوزون‌های CC23b تا CC26a در الگوهای بیوزوناسیون Sissingh (1977) و تصحیح‌شدة Perch-Nielsen (1985) و معادل‌های آن در الگوی بیوزوناسیون Burnett (1998) (UC17 تا UC20c) امکان‌پذیر نباشد.

مشاهدات صحرایی این بخش (126 تا 145 متری)، واقع در واحد آهکی امام حسن، نبود ناپیوستگی، هاردگراند یا نبود چینه‌ای را نشان می‌دهد. توالی سنگ‌شناسی شامل آهک مارنی نازک لایه تا متوسط لایة سفیدرنگ با میان لایه‌های نازک مارن و مارن آهکی خاکستری روشن رنگ است که به‌تدریج به ضخامت آهک‌ها اضافه می‌شود. اثر رخسارة زئوفیکوس با فراوانی در اثر فسیل‌های کندریتس و زئوفیکوس پرشده با رسوبات روشن‌رنگ که با زمینة دربرگیرنده هم‌خوانی دارند در این توالی به فراوانی دیده می‌شود (شکل 6 بخش‌های A و B).

 

 

 

 

شکل 6- اثررخساره‌های کندریتس، زئوفیکوس و تالاسینوئیدس مشاهده‌شده در آهک امام حسن (A و B) و مرز کرتاسه - پالئوژن (C و D) در طاقدیس سمند

 

ریزرخسارة وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی[10]، فراوان‌ترین ریزرخساره در طول ستون سنگ‌شناسی مطالعه‌شده در برش‌ سمند است؛ به‌صورتی که در آهک‌های سازند ایلام، مارن‌های گورپی در قاعدة برش، مارن انتهای واحد سیمره، واحد آهکی امام حسن و واحد آهک مارنی و مارن آهکی انتهایی سازند گورپی مشاهده شده است. اجزای اصلی این ریزرخساره فرامینیفرهای پلانکتونی خوب حفظ‌شده کیل‌دار و بدون کیل هستند. در این ریزرخساره فراوانی با گل آهکی است و درواقع زمینه پشتیبان است. فرامینیفرهای بنتیک، پلوئید، گلاکونیت و جانشینی‌های آهن و فسفات از اجزای فرعی این رخساره‌اند (شکل 7). این ریزرخساره در این بخش (126 تا 145 متری) با مشاهدة فراوانی در فرامینیفرهای پلانکتونی و ثبت حضور گونة Gansserina gansseri نشان‌دهندة افزایش عمق محیط است.

 

شکل 7- ریزرخساره‌ وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی مشاهده‌شده در قاعدة واحد امام حسن

 a: Gansserina gansseri، b: Globotruncanita stuarti

 

مطالعات پالینوفاسیس و ژئوشیمی آلی انجام‌شده روی سازند گورپی در این منطقه (زارعی و قاسمی‌نژاد، 1394) گویای ثبت بیشینة میزان مواد آمورف شفاف و کربن آلی (TOC~1/5) در مارن انتهای واحد سیمره و آهک‌های مارنی قاعدة واحد امام حسن است که برای شرایط بی‌اکسیژن در محیطی ژرف و دور از ساحل در نظر گرفته شده است. مطیعی (1372) نیز زبانه آهکی امام حسن در زون لرستان را عمیق‌ترین قسمت حوضه معرفی کرده است. همتی نسب (1387) افزایش ضخامت توالی‌های آهکی در این بخش را بیان‌کنندة فرصت بیشتر محیط برای تشکیل سیمان آهکی و عمیق‌شدن حوضه در این زمان می‌داند. همچنین حضور و فراوانی اثر رخسارة زئوفیکوس و کندریتس (شکل 6 بخش A) نیز در این توالی‌ها ممکن است تأییدی بر این موضوع باشد. به اعتقاد مک ایشرن و همکاران (MacEachern et al. 2007)، این اثر رخساره به‌عنوان یک شاخص محیطی خوب برای شرایط کم‌اکسیژن با تجمع مواد آلی در آب‌های آرام معرفی شده و تاکنون در نهشته‌های دریایی کم‌عمق یافت نشده است؛ ازاین‌رو، از آن به‌عنوان شاخص عمقی در شیب شلف‌هایی استفاده شده است که جریانات شدید بستر یا توربیدایت‌ در آنها وجود ندارد. باتوجه‌به شواهد مذکور، کاهش میزان رسوب‌گذاری عامل تغییرات در ضمن تشکیل توالی‌های واحد آهکی امام حسن در مائیستریشتین پیشین در نظر گرفته شده است (همتی نسب 1387).

بازه زمانی اواخر کامپانین – مائیستریشتین، دوره‌ای با تنوع آب‌وهوایی زیاد است که با سردشدگی مائیستریشتین پیشین، گرم‌شدگی میانه مائیستریشتین، سردشدگی مائیستریشتین پسین و گرم‌شدگی انتهای مائیستریشتین، این تنوع آب‌وهوایی به تصویر کشیده می‌شود (Thibault & Gardin 2006). سردشدگی اواخر کامپانین - اوایل مائیستریشتین، سردشدگی جهانی هم‌زمان با تغییرات در سطح ایزوستازی است که به‌صورت پسروی جهانی آب اقیانوس‌ها و هیاتوس در توالی‌ها خود را نشان می‌دهد؛ اما از سوی دیگر حضور هم‌زمان چند گونة متوالی در یک رسوب ممکن است ناشی از پایین‌بودن میزان رسوب‌گذاری در آن بازة زمانی باشد و نه لزوماً هیاتوس. همچنین، زمان‌گذر ‌بودن برخی از حوادث نخستین و آخرین حضور گونه‌های نانوفسیلی (برای مثال: نخستین حضور گونه‌های M. murus و L. quadratus و آخرین حضور گونه‌های R. levis و U. trifidus در ناحیة تتیس) در بین نواحی مختلف اقیانوسی و عرض‌های جغرافیایی (Thibault et al. 2010, 2012) باعث اختلافات و ابهاماتی در استفاده از الگوهای استاندارد بیوزوناسیون و به‌خصوص تعیین شاخص‌های زیستی برای مرزها شده است. در نهایت باتوجه‌به شواهد تأییدکنندة پایین‌بودن میزان رسوب‌گذاری ناشی از عمیق‌بودن حوضة برش مطالعه‌شده در بازة زمانی کامپانین پسین - مائیستریشتین پیشین و نبود گزارش شواهدی دال بر نبود رسوب‌گذاری، ممکن است حضور پیوستة برخی گونه‌ها نظیر T. orionatus، R. levis و U. trifidus را به میزان پایین رسوب‌گذاری یا تأخیر در آخرین حضور آنها در این ناحیه نسبت داد که با دیگر گزارش‌های ارائه‌شده در ناحیة تتیس (Thibault et al. 2010, 2012; Thibault 2016) هم‌خوانی دارد.

اشکوب مائیستریشتین در زمان حاضر (GTS2012) به دو زیر اشکوب تقسیم شده است؛ درحالی‌که توافق جامعی بر معیار مرزی برای قاعدة مائیستریشتین بالایی وجود ندارد (Odin et al. 1996; Odin 2001). در مطالعات نانوفسیلی، نخستین حضور گونة C. kamptneri در محیط‌های اقیانوسی کم‌عمق و عمیق به‌عنوان بااعتمادترین و هم‌زمان‌ترین واقعة زیستی شناخته شده که تفکیک‌کنندة مرز مائیستریشتین پیشین از پسین است (Self-Trail 2002). برخی از پژوهشگران (Thibault & Gardin 2006; Lees & Bown 2005) از آخرین حضور گونه‌های G.segmentatum ، Z. bicrescenticus و A. octoradiata به‌عنوان حوادث زیستی کمکی در تصحیح بیشتر بیواستراتیگرافی این مرز استفاده کرده‌اند. این سه گونه با اینکه متعلق به عرض‌های جغرافیایی بالا هستند، در برش‌های عرض‌های جغرافیایی پایین به‌عنوان شاخص‌های آب سرد تا قبل از انقراض نهایی خود یک روند کاهشی را بعد از فراوانی مطلق خود در کامپانین طی می‌کنند (Thibault & Gardin 2006)؛ البته این موضوع ممکن است در اثر بازنهشتگی نیز صورت گرفته باشد. بنابراین، از دو مؤلفة آخرین حضور (LO) و آخرین حضور پیوسته[11] یا LCO برای بررسی آنها استفاده شده است و LCO هر سه گونه با اختلافی قبل از مرز مائیستریشتین پیشین - پسین قرار می‌گیرد. همچنین قاعدة حضور گونة P. quadrata نیز در پایین‌ترین بخش کرون‌های تفکیک‌نشدة C31n-C30n گذاشته شده که با نخستین حضور گونه‌های C. kamptneri و L. quadratus مقارن است (Thibault & Gardin 2006).

در برش سمند، ثبت نخستین حضور گونة C. kamptneri در نمونه 123 (ضخامت 145 متری) و هم‌زمان با نخستین ثبت از گونة P. quadrata و نخستین حضور گونة L. quadratus در نمونه 124 (ضخامت 146 متری) است. همچنین، آخرین حضور گونة G. segmentatum در نمونه 118 (ضخامت 140 متری) ثبت شده است؛ بنابراین به احتمال زیادی نمونه 123 در ضخامت 145 متری (مصادف با انتهای واحد آهکی امام حسن)، مرز مائیستریشتین پیشین - پسین در نظر گرفته می‌شود.

براملت و مارتینی (Bramlette & Martini 1964)، نخستین‌بار تغییرات در مجموعه‌ نانوفسیل‌های آهکی در مرز کرتاسه - پالئوژن را شرح داد و به دنبال آن پژوهشگران دیگر به آن توجه کردند. در این مرز، مجموعه‌های متنوع کرتاسه پسین، ناپدید و گونه‌های جدیدی از 15 تا 18 جنس بازمانده از حادثه کرتاسه - پالئوژن جایگزین شدند (Perch-Nielsen 1982). در بیشتر برش‌های کامل شناخته‌شده از مرز کرتاسه - پالئوژن یک لایه رسی با محتوای کربنات کلسیم پایین در مرز وجود دارد که هیچ کوکولیتی در آن یافت نمی‌شود. به عقیدة هیلدر برانت هابل و همکاران (Hildebrandt-Habel et al. 1999) در عرض‌های جغرافیایی پایین، کمی بعد از مرز، شکوفایی نوعی داینوفلاژله آهکی با عنوان جنس Thoracosphaera گزارش شده است که در کرتاسه ثبت پراکنده‌ای دارد. ایشان شکوفایی این جنس را در عرض‌های بالای جغرافیایی تا بعد از زون NP1 گزارش نکرده‌اند و آن را تاکسونی پایدار و برجامانده از مرز کرتاسه - پالئوژن می‌دانند که افزایش در فراوانی آن، متأثر از تنش‌های اکولوژیکی بعد از تغییرات محیطی سریع در مرز است. در عرض‌های جغرافیایی پایین، گونه‌های دیگری همچون Neobiscutum parvulum، Neobiscutum romeinii و C. primus نیز گزارش شده‌اند که در پالئوژن تکامل می‌یابند (Molina et al. 2006, 2009). عده‌ای از پژوهشگران (Mai et al. 2003; Bernaola & Monechi 2007) پیشنهاد کرده‌اند تشخیص واضح قاعدة دانین باید با حضور گونة شاخص B. sparsus انجام شود. تیبالت و گاردین (Thibault & Gardin 2006) معتقدند ناپدید‌شدن گونة
B. constans درست قبل از مرز ناشی از شرایط محیطی پرتنش و تولید کم، ناشی از واقعة گرم‌شدگی انتهای مائیستریشتین است که افت ناگهانی در فراوانی گونه‌های آب سرد مانند G. segmentatum، A. octoradiata،
K. magnificus و افزایش فراوانی گونه‌های Micula spp. را نیز موجب می‌شود.

ازنظر سنگ‌شناسی، محدوده مرز در برش سمند شامل سنگ‌آهک مارنی نازک لایه خاکستری رنگ روشن است که ضخامتی 2 متری (نمونه‌های 147 تا 151) را شامل می‌شود و به‌صورت پراکنده حاوی دانه‌های گلاکونیت است. توالی‌های رأسی این مرز (نمونه 153 به بعد، 172 متری تا انتهای برش) ازنظر لیتولوژی مانند مرز بوده است؛ اما به‌تدریج از ضخامت آهک‌های مارنی، کاسته و بر ضخامت مارن‌های آهکی افزوده شده است تا به مارن تغییر رخساره ‌دهند. رنگ رسوبات نیز در توالی‌های بالای مرز تیره‌تر می‌شود. لایه آهک مارنی (نمونه‌های 147تا 151 و 169 تا 80/170 متری) حاوی تجمعی متنوع از اثر فسیل‌های تیره‌رنگ است. اثر فسیل‌ها بیشتر از نوع کندریتس، پلانولایتس، تالاسینوئیدس و زئوفیکوس و متعلق به اثر رخساره زئوفیکوس هستند که با رسوبات تیره‌رنگ پر شده‌اند (شکل 6 بخش‌های C و D).

ازنظر بیواستراتیگرافی نمونه‌های 147 تا 150 (169 تا 50/170 متری) در بیوزون NP1 قرار می‌گیرند. در این نمونه‌ها گونه‌های شاخص مائیستریشتین (نظیر گونه‌های
C. kamptneri و M. murus) با حفظ‌شدگی خوب و با فراوانی بیشتری نسبت به نمونه‌های پالئوسن حضور دارند. به‌طور کلی فراوانی در تعداد نانوفسیل‌ها در نمونه‌های بعد از مرز (149 تا 152 و 25/170 تا 171 متری) به وضوح کاهش یافته است. در نمونه‌های 147، 148، 149، 151 و 152 گونه‌های مختلطی از پالئوسن نیز به‌صورت منفرد و پراکنده مشاهده شده است که ابهاماتی در بیواستراتیگرافی را سبب می‌شوند. همچنین این نمونه‌ها حاوی اثر فسیل‌های فراوان در زمینه سنگ هستند. در نمونه 150 (50/170 متری) با ثبت نخستین حضور از گونة C. tenuis به‌عنوان شاخص رأسی بیوزون NP1 و شاخص قاعده‌ای NP2، پیوستگی رسوبات در ثبت حوادث زیستی همچنان حفظ شده است؛ اما با ثبت نخستین حضور از گونة F. tympaniformis به‌عنوان شاخص رأسی بیوزون NP4 در نمونه 153 (172 متری)، ناپیوستگی در حوادث زیستی نمایان می‌شود. گفتنی است بیشترین فراوانی در آثار فسیلی این بازه در نمونه 151 (80/170 متری) با زمینه نیمه‌سخت[12] مشاهده شده است.

بنابراین، ثبت‌نشدن حوادث زیستی رأس بیوزون NP2، قاعده و رأس NP3 و قاعده NP4 در بازة زمانی انتهای دانین پیشین تا انتهای دانین پسین، نخستین ناپیوستگی مشاهده‌شده در سازند گورپی برش سمند در نظر گرفته می‌شود و مرز کرتاسه - پالئوژن در این برش پیوسته است.

مطالعات همتی نسب (1387) براساس فرامینیفرهای پلانکتونی در طاقدیس اناران و اصغریان رستمی (1391) در یال جنوبی طاقدیس کبیرکوه، نبود رسوب‌گذاری در مرز کرتاسه - پالئوژن را در این منطقه نشان می‌دهد که با شواهد رسوب‌شناسی و مشاهدات صحرایی بر آن تأکید شده است؛ درحالی‌که مطالعات انجام‌شده در یال شمالی طاقدیس کبیرکوه از منظر نانوفسیل‌های آهکی (پرندآور و همکاران 1392) و فرامینیفرهای پلانکتونی (Darvishzadeh et al. 2007)، پیوستگی در وقایع زیستی و نبود ناپیوستگی در مرز کرتاسه - پالئوژن را بیان می‌کند. در مطالعة حاضر براساس نانوفسیل‌های آهکی نیز این مرز پیوسته گزارش می‌شود. گفتنی است شواهد صحرایی که افراد مذکور در توالی‌های مرز گزارش کرده‌اند در این مطالعه نیز مشاهده شده است.

علت این تفاوت در گزارشات مرز در یک منطقة مشترک، تفاوت در شاخص زمانی استفاده‌شده در پژوهش است؛ بدین‌ترتیب که ریزتر‌بودن نانوفسیل‌های آهکی، دقت بالاتر بایوزون‌های آن را در مقابل فرامینیفرهای پلانکتونی باعث می‌شود. در این منطقه، ثبت‌نبودن بیوزون‌های فرامینیفری P0 تا P1، مشاهدة زمینه نیمه‌سخت با آشفتگی زیستی فراوان و حضور گلاکونیت و فسفات در آخرین طبقات آهکی مائیستریشتین شواهد ناپیوستگی مرز ذکر شده است. براساس GTS2012 بیوزون‌های P0-P1 در فرامینیفرهای پلانکتونی با بیوزون‌های NP1-NP4 در نانوفسیل‌های آهکی معادلند. مقایسة بیوزون‌ها نشان می‌دهد ثبت‌نبودن حوادث زیستی رأس بیوزون NP2،کل بیوزون NP3 و قاعدة NP4 در برش سمند با نبود گزارش بیوزون‌های P0-P1 در برش‌های کاور و میش خاص در همین منطقه در تطابق کامل است و تنها بازة ناپیوستگی با ثبت بیوزون نانوفسیلی NP1 در برش سمند کوچک‌تر شده و کمی بالاتر از مرز کرتاسه - پالئوژن در نظر گرفته شده است که ناشی از کوچکتر‌بودن نانوفسیل‌ها و دقت بالاتر بیوزون آنها است.

همچنین، میکروفسیل‌های پلانکتونی به‌دلیل اندازة خیلی کوچک خود به‌نسبت آسان رسوب‌گذاری مجدد می‌کنند و بازنهشت می‌شوند که در بسیاری از مقالات انجام‌شده روی مرز کرتاسه – پالئوژن، اشاره و حضور گونه‌های کرتاسه در نمونه‌های دانین گزارش شده‌ است (Molina et al. 1998; Gardin & Monechi 1998; Gardin 2002; Tantawy 2003; Bown 2005; Gallala et al. 2009). پژوهشگران زیادی نیز این موضوع را گزارش کرده‌اند که اثر فسیل‌ها در اطراف بازة مرز کرتاسه - پالئوژن به‌نسبت فراوان و متنوع بوده و در رسوبات دانین پیشین کلنی‌سازی کرده‌اند و رسوبات مارنی روشن‌رنگ مائیستریشتین را حفر می‌کنند (Rodriguez-Tovar et al. 2004, 2010; Rodriguez-Tovar 2005,). تحقیقات برخی پژوهشگران نشان داده است تجمعات نانوفسیلی گزارش‌شده از رسوبات پرکنندة اثر فسیل‌های موجود در آخرین لایه‌های مائیستریشتین در مقاطع مرزی که با رسوبات پالئوسن تیره‌رنگ پر شده بودند، شباهت زیادی به نمونه‌های به‌دست‌آمده از لایه‌های پالئوسن در بالای مرز دارند و با لایه‌های دربرگیرندة خود تفاوت آشکاری در گونه‌های موجود دارند. این موضوع به فهم بهتر مفهوم بحث‌برانگیز تدریجی یا ناگهانی‌بودن حادثه مرزی و حتی هیاتوس‌ها کمک می‌کند. کلنی‌سازی موجودات سازنده اثر فسیل‌ها در مرز، دو فاز پیش از حادثه مرزی (158 تا 164 متری در این پژوهش) و پس از حادثه مرزی (169 تا 171 متری در این پژوهش) دارند که در مورد اول به‌طور معمول اثر فسیل با رسوبات دربرگیرندة خود پر شده و تجمعات فسیلی رسوب پرکنندة اثر با رسوب دربرگیرنده مشابه است و مشکلی در زیست چینه‌نگاری ایجاد نمی‌کند؛ اما در مورد دوم، یعنی آثار ایجادشده پس از حادثه مرزی به‌طور معمول عمق حفر اثر تا رسوبات قبل از حادثه مرز نیز می‌رسد و با پر‌شدن آن با رسوبات بعد از حادثه مرزی تفاوت آشکاری در تجمعات فسیلی رسوب پرکنندة اثر با رسوب دربرگیرندة اثر وجود دارد. البته باتوجه‌به نوع آثار فسیلی در مرز، این مشاهدات ممکن است کمی متفاوت باشد؛ برای مثال، دو اثر فسیل زئوفیکوس[13] و تالاسینوئیدس[14] از آثار فسیلی معمول گزارش‌شده در مرز کرتاسه - پالئوژن نواحی دارای رخسارة عمیق هستند. تالاسینوئیدس، حفرات بازی ناشی از حفاری سخت‌پوستان را شامل می‌شود؛ بنابراین به‌راحتی با رسوبات بالادستی خود پر می‌شود؛ اما زئوفیکوس با منشأ نامشخص، اثری عمقی بوده است که بیشتر با رسوبات برجای دربرگیرندة خود در عمق پر می‌شود تا رسوبات بالادستی. بنابراین، هر دو این آثار در زمان بعد از حادثه مرزی ایجاد شدند؛ اما نوع تشکیل و ساختار آنها سبب می‌شود تالاسینوئیدس‌ و رسوبات پرکنندة آن ابهام بیشتری در برداشت ما از مفاهیم زیست چینه‌ای ایجاد کنند.

این شواهد نشان می‌دهد در برش‌های مطالعه‌شده از سازند گورپی در منطقة لرستان (که حوضه‌ای عمیق از این سازند را به نمایش می‌گذارد) نیاز است با در نظر گرفتن حضور اثر فسیل‌هایی با پرشدگی غیرفعال مانند تالاسینوئیدس، محل مرزها دوباره از لحاظ زیست چینه‌ای بازنگری شود تا ابهامات دربارة ناپیوستگی در مرز کرتاسه - پالئوژن برطرف شود. در این پژوهش با در نظر گرفتن موارد مذکور، نمونه‌های مرز کرتاسه - پالئوژن بازنگری شده‌اند و با آماده‌سازی مجدد نمونه‌ها به‌طور جداگانه از زمینه سنگ و اثر فسیل موجود در آن و مقایسة اسلایدها ابهامات دربارة حضور گونه‌های نامأنوس در نمونه‌های 147تا 153 برطرف شده است. این گونه‌ها در اسلاید آماده‌سازی‌شده از اثر فسیل همچنان حضور فراوان داشته‌اند؛ اما در اسلاید تهیه‌شده از زمینه سنگ حضور ندارند.

 

نتیجه‌

-                     رسوب‌گذاری سازند گورپی در برش سمند با ثبت بیوزون‌های CC19 تا NP5 از کامپانین میانی آغاز شده و در سلاندین پایان یافته است.

-                     مرز کامپانین - مائیستریشتین در این برش در قاعدة واحد آهکی امام حسن و با ثبت آخرین حضور گونة B. parca constricta در نظر گرفته شده است.

-                     حضور هم‌زمان و پیوستة گونه‌های T. orionatus،
R. levis و U. trifidus تا انتهای برش و ثبت نخستین حضور گونه‌های C. kamptneri و M. murus قبل از گونة
L. quadratus ناشی از عمیق‌بودن و به تبع آن پایین‌بودن میزان رسوب‌گذاری در حوضة برش مطالعه‌شده یا تأخیر در آخرین حضور گونه‌های مذکور است.

-                     مرز مائیستریشتین پیشین - پسین در این برش در انتهای واحد آهکی امام حسن قرار گرفته که مبتنی بر ثبت نخستین حضور گونة C. kamptneri است.

-                     مرز کرتاسه - پالئوژن در برش سمند پیوسته بوده و ثبت‌نبودن حوادث زیستی رأس بیوزون NP2، قاعده و رأس NP3 و قاعدة NP4 در بازة زمانی انتهای دانین پیشین تا انتهای دانین پسین تنها ناپیوستگی مشاهده‌شده در سازند گورپی این برش است.

-                     کوچک‌تر‌بودن نانوفسیل‌ها و دقت بالاتر بیوزون آنها در مقایسه با فرامینیفرهای پلانکتونی و تأثیر حضور اثر فسیل‌ها در رسوبات مرز، دلیل تفاوت در گزارش‌های مرز در منطقة مطالعه‌شده است.



[1] First Occurrence

[2]Last Occurrence

[3] The Geologic Time Scale 2012

[4]Tropical PBZ

[5]Paleobiogeographic Zones

[6]Subantarctic

[7] Temperate

[8] Mid-Maastrichtian Event

[9] Time-transgressive

[10] Planktic foraminifera wackestone

[11] Last Consistent Occurrences

[12] Firmground

[13]Zoophycos

[14] Thalassinoides

Agnini C. Fornaciari E. Raffi I. Rio D. Rohl U.and Westerhold T. 2007. High-resolution nannofossil biochronology of middle Paleocene to early Eocene at ODP Site 1262: implications for calcareous nannoplankton evolution. Marine Micropaleontology, 64: 215–248.

Asgharian Rostami M. 2012. Biostratigraphy and Biogeography of the Gurpi Formation in Mish-Khas section, south of east Ilam province, based on Foraminifera. Geosciences, 24(85): 135-148. (In Persian).

Badri Kolalu N. 2007. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Gach and Kurdeh anticlines (Lar area). Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 142 p. (In Persian).

Beiranvand B. Ghasemi-Nejad E. and Kamali M.R. 2013. Palynomorphs response to sea-level fluctuations: a case study from Late Cretaceous-Paleocene, Gurpi Formation, SW Iran. Geopersia Journal, 3(1): 11–24.

Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards the paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18: 210-265.

Berger W. H. 1973. Deep-sea carbonates: Pleistocene dissolution cycles. Journal of Foraminiferal Research, 3: 187–195.

Bernaola G. and Monechi S. 2007. Calcareous nannofossil extinction and survivorship across the Cretaceous-Paleogene boundary at Walvis Ridge (ODP Hole 1262C, South Atlantic Ocean). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 255: 132-156.

Blaj T. Backman J. and Raffi I. 2009. Late Eocene to Oligocene preservation history and biochronology of calcareous nannofossils from paleo-equatorlal Pacific Ocean sediments. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 115: 67–85.

Blanc E.J.P. Allen M.B. Inger S. and Hassani H. 2003. Structural styles in the Zagros simple folded zone, Iran. Journal of the Geological Society, London, 160: 401-412.

Bown P.R. 2005. ‘Early to mid-Cretaceous calcareous nannoplankton from the northwest Pacific ocean, leg 198, Shatsky rise’; Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results, 198: 1-82.

Bramlette M.N. and Martini E. 1964. The great change in calcareous nannoplankton fossils between the Maestrichtian and Danian. Micropaleontology, 10(2): 291-322.

Bukry D. and Bramlette M.N. 1970. Coccolith age determinations Leg 3, Deep Sea Drilling Project. In Maxwell, A. E. et al, 1970, Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. Volume III, Washington (U. S. Government Printing Office), 5890.

Burnett J.A. 1998. Upper Cretaceous; In: Bown, P.R. (Ed.), Calcareous nannofossil biostratigraphy. Chapman and Hall, London, 132-192.

Cepek P. and Hay W.W. 1969. Calcareous Nannoplankton and Biostratigraphic subdivision of the upper Cretaceous. Trans. Gulf Coast Assoc. Geol. Soc,19: 323-333.

Darvishzadeh B. Ghasemi-Nejad E. Ghourchaei S. and Keller G. 2007. Planktonic foraminiferal biostratigraphy and faunal turnover across the Cretaceous-Tertiary boundary in southwestern Iran. Journal of Sciences, 18(2): 139–149.

Esfandyari S. 2014. Lithostratigraphy and Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Surgah anticline section. Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 169 p. (In Persian).

Faraji M. and Zandifar H. 1998. General evaluation of Lurestan. Geology and Geophysics, 1 and 2, unpublished.

Farzipour-Saein A. Yassaghi A. Sherkati S. and Koyi H. 2009. Mechanical stratigraphy and folding style of the Lurestan region in the Zagros Fold-Thrust Belt, Iran. Journal of Geological Society, London, 166: 1101-1115.

Gallala N. Zaghbib-Turki D. Arenillas I. Arz J.A. and Molina E. 2009. Catastrophic mass extinction and assemblage evolution in planktic foraminifera across the Cretaceous/Paleogene (K/Pg) boundary at Bidart (SW France). Marine Micropaleontology, 72: 196–209.

Gardin S. 2002. Late Maastrichtian to early Danian calcareous nannofossils at Elles (Northwest Tunisia). A tale of one million years across the K–T boundary. Palaeogeography Palaeoclimatology, Palaeoecology, 178: 211–231.

Gardin S. and Monechi S. 1998. Palaeoecological change in middle to low latitude calcareous nannoplankton at the Cretaceous/Tertiary boundary. B Soc Geol Fr 169: 709–723.

Gohari B. 2010. Lithostratigraphy and Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Siyah-Kuh section (SW Ilam). Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 264 p. (In Persian).

Gradstein F.M. Ogg J.G. Schmitz M.D. and Ogg G.M. 2012. The Geologic Time Scale 2012. Cambridge University Press, Cambridge, 384 p.

Hadavi F. and Rasa Ezadi M. 2008. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Dare-Shahr section (SW Ilam). Journal of Applied Geology, 4: 299-308. (In Persian).

Hadavi F. and Shokri N. 2009. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in South of Ilam (Kaaver section). Journal of Sedimentary Facies, 2: 217-225. (In Persian).

Hay W.W. 1970. Calcareous nannofossils from cores recovered onLeg 4. Initilll Reports of the DSDP, 4: 455-501.

Hemmati Nasab M. 2008. Microbiostratigraphy and Sequence stratigraphy of the Gurpi Formation in Kaaver section, South of Kabir-Kuh. Master thesis, Faculty of science, Tehran University, 174 p. (in Farsi).

Hessami K. Koy H.A. Talbot C.J. Tabasi H. and Shabanian E. 2001. ‘Progressive unconformities within an evolving foreland fold-thrust belt, Zagros Mountains’. Journal of the Geological Society, 158: 969-981.

Hildebrandt-Habel T. Willems H. and Versteegh G.J.M. 1999. Variations in calcareous dinoflagellate associations from the Maastrichtian to Middle Eocene of the western South Atlantic Ocean (São Paulo Plateau, DSDP Leg 39 Site 356). Review of Palaeobotany and Palynology, 106: 57–87.

Hosseini Falehi B. 2006. Lithostratigraphy and Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Mongasht anticline section and Kamestan anticline section (Izeh area). Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 195 p. (In Persian).

Lees J.A. 2002. Calcareous nannofossils biogeography illustrates palaeoclimate change in the Late Cretaceous Indian Ocean. Cretaceous Research, 23: 537–634.

Lees J.A. and Bown P.R. 2005. ‘Upper cretaceous calcareous nannofossils biostratigraphy, ODP leg 198 (Shatsky rise northwest Pacific Ocean)’; Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results, 198: 1-60.

MacEachern J.A. Pemberton S.G. Gingras M.K. Bann K.L. and Dafoe L.T. 2007. Uses of trace fossils in genetic stratigraphy. P. 110–134. In: Miller, W. (Ed.), Trace Fossils.Concepts, Problems, and Prospects. Elsevier, Amsterdam.

Mai H. Spejer R.P. and Schulte P. 2003. Calcareous index nannofossils (coccoliths) of the earliest Paleocene originated in the late Maastrichtian. Micropaleontology, 49 (2): 185–195.

Manivit H. 1971. Nannofossiles calcaires du Crétacé francais (Aptien- Maestrichtien). Essai de Biozonation appuyée sur les stratotypes, Université de Paris.

Martini E. 1971. ‘Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation’; In: Bolli, H.M., Saunders, J.B., and Perch-Nielsen, K. (Eds.); Plankton Stratigraphy, Cambridge Earth Sciences Series; Cambridge Univ. Press, 427- 554.

Martini E. 1976. Cretaceous to Recent calcareous nannoplankton from the Central Pacific Ocean (DSDP Leg 33). Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 33:383-423.

Martini E. and Worsley E. 1970. Standard Neogene calcareous nannoplankton zonation. Nature, 225: 289–290.

McIntyre A. McIntyre R. 1971. Coccolith concentrations and differential solution in oceanic sediments. In: Funnel, B. M., Riedel, W. R. (Eds.), The Micropalaeontology of Oceans. Cambridge University Press, London, 253–261.

Mehrabani E. and Senemari S. 2010. Biostratigraphy of Gurpi Formation in Sepidan section (NW Shiraz) based on Calcareous Nannofossils. Journal of Applied Geology, 2: 134-144. (In Persian).

Mohler H. P. and Hay W.W. 1967. Calcareous nannoplankton from early Tertiary rocks at Pont Labau: France, and Paleocene- Eocene correlations. J. Paleontol, 41: 1505-41.

Molina E. Alegret L. Arenillas I. Arz J.A. Gallala N. Grajales-Nishimura J.M. Murillo-Muñetón G. and Zaghbib-Turki D. 2009.The Global Stratotype Section and Point for the base of the Danian stage (Paleocene, Paleogene, “Tertiary”, Cenozoic): auxiliary sections and correlations. Episodes, 32: 84–95.

Molina E. Alegret L. Arenillas I. Arz J.A. Gallala N. Hardenbol J. von Salis K. Steurbaut E. Vandenberghe N. and Zaghbib-Turki D. 2006. The Global Stratotype Section and Point for the base of the Danian stage (Paleocene, Paleogene, “Tertiary”, Cenozoic) at El Kef, Tunisia - original Definition and revision. Episodes, 29: 263–273.

Molina E. Arenillas I. and Arz J.A. 1998. Mass extinction in planktic foraminifera at the Cretaceous /Tertiary boundary in subtropical and temperate latitudes. Bulletin de la Société géologique de France, 169: 351–363.

Motiei H. 1994. Geology of Iran: Stratigraphy of Zagros, Geological Survey of Iran, 536 p. (In Persian).

Nabavi F. 2008. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Kharameh area (Shiraz) and Kuh-Borkh (South of Lar). Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 165 p. (In Persian).

Najafpour A. Mahanipour A. and Dastanpour M. 2014. Calcareous Nannofossil biostratigraphy of Late Campanian-Early Maastrichtian sediments in southwest Iran. Arab Journal Geoscience, 8: 6037-6046.

Odin G.S. 2001. The Campanian-Maastrichtian stage boundary: characterisation at Tercis les Bains (France): correlation with Europe and other continents: IUGS Special Publication (monograph) Series 36; Developments in Palaeontology and Stratigraphy Series 19, Elsevier Sciences Publ. Amsterdam, 910 p.

Odin G.S. and Lamaurelle M.A. 2001. The global Campanian–Maastrichtian stage boundary. Episodes, 24: 229–237.

Odin G.S. Hancock J.M. Antonescu E. Bonnemaison M. Caron M. Cobban W.A. Dhondt A. Gaspard D. Ion J. Jagt J.W.M. Kennedy W.J. Melinte M. Ne´raudeau D. von Salis K. and Ward P.D. 1996. Definition of a Global Boundary Stratotype Section and Point for the Campanian/Maastrichtian boundary. Bulletin de l’Institut Royal des Sciences Naturelles de Belgique, Sciences de la Terre 66 (Suppl.): 111-117.

Parandavar M. Mahanipur A. and Aghanabati A. 2013. Calcareous Nannofossils Biostratigraphy of the late maastrichtian-early Paleocen in the Sheykh-Makan section (NE Kabir-Kuh). Geosciences, 23(50): 59-78. (In Persian).

Perch-Nielsen K. 1972. Remarks on Late Cretaceous to Pleistocene coccoliths from the North Atlantic. In A. S. Laughton, W. A. Berggren, F. Aumento, R. N. Benson, T. W. Bloxam, W. B. Bryan, D. Bukry, L. H. Burckle, J. R. Cann, A. H. Cheetham, A. D. Clarke, T. A. Davies, U. N. P. Franz, E. Hakansson, P. A. Haquebard, J. C. Hopkins, N. P. James, J. A. Jeletsky, G. Kelling, J. K. Langoria, L. F. Musich, H. Nelson, K. Perch-Nielsen, E. A. Pessagno, S. A. J. Pocock, A. S. Ruffman, P. J. C. Ryall, P. A. Sabine, J. E. van Hinte, G. P. Walker, R. B. Whitmarsh, (Eds.) Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 12: 1003–1069.

Perch-Nielsen K. 1979. Calcareous nannofossil zonation at the Cretaceous/Tertiary boundary in Denmark. Proceedings Cretaceous-Tertiary Boundary Eventssymposium: Copenhagen, 1: 120-126.

Perch-Nielsen K. 1981a. New Maastrichtian and Paleocene calcareous nannofossils from Africa, Demnark, the USA and the Atlantic, and some Paleocene lineages. Eclogae Geol, 73: 831-863.

Perch-Nielsen K. 1981b. Les cocolithes du Paleocene pres de El-Kef, Tunisie etleurs ancetres. Cahiers Micropaleontologies, 3: 7-23.

Perch-Nielsen K. 1982. Maastrichtian coccoliths in the Danian: survivors or reworked ‘dead bodies’? Abstracts IAS meeting, Copenhagen, 122.

Perch-Nielsen K. 1985. ‘Mesozoic Calcareous Nannofossil’; In: Bolli, H.M., Saunders, J.B., and Perch-Nielsen, K. (Eds.); Plankton Stratigraphy. Cambridge Earth Sciences Series; Cambridge Univ. Press, 329 – 426.

Razmjooei M.J. 2012. Biostratigraphy of Gurpi Formation at the North-East of Kazerun (Shahneshin anticline) based on Calcareous Nannofossils. Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 206 p. (In Persian).

Razmjooei M.J. Thibault N. Kani A. Mahanipour A. Boussaha M. and Korte C. 2014. Coniacian- Maastrichtian Calcareous nannofossils biostratigraphy and carbon-isotope stratigraphy in the Zagros Basin (Iran): consequences for the correlation of late cretaceous Stage Boundaries between the Tethyan and Boreal realms. Newsletters on stratigraphy, 47(2): 183-209.

Rodríguez-Tovar F.J. 2005. Fe-oxide spherules infilling Thalassinoides burrows at the Cretaceous-Paleogene (K-P) boundary: evidence of a nearcontemporaneous macrobenthic colonization during the K-P event. Geology, 33: 585–588.

Rodríguez-Tovar F.J. Martínez-Ruiz F. and Bernasconi S.M. 2004. Carbon isotope evidence for the timing of the Cretaceous-Palaeogene macrobenthic colonisation at the Agost section (southeast Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 203: 65–72.

Rodríguez-Tovar F.J. Uchman A. Molina E. and Monechi S. 2010. Bioturbational redistribution of Danian calcareous nannofossil in the uppermost Maastrichtian across the K-Pg boundary at Bidart, SW France: Geobios, 43: 569–579.

Roth P.H. 1978. Cretaceous nannoplankton biostratigraphy and oceanography of the northwestern Atlantic Ocean. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 44: 731-760.

Salehi F. 2001. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in Type section. Master thesis, Faculty of earth science, Shahid Beheshti University, 188 p. (In Persian).

Self-Trail J.M. 2001. Biostratigraphic subdivision and correlation of upper Maastrichtian sediments from the Atlantic Coastal Plain and Blake Nose, western Atlantic. In: Kroon, D., Norris, R.D., Klaus, A. (Eds.), Western North Atlantic Palaeogene and Cretaceous Palaeoceanography. Geological Society of London Special Publications, London, 183: 93–110.

Self-Trail J.M. 2002. Trends in late Maastrichtian calcareous nannofossil distribution patterns, Western North Atlantic margin. Micropaleontology, 48: 31–52.

Senemari S. and Azizi M. 2012. Nannostratigraphy of Gurpi formation (cretaceous-tertiary boundary) in Zagros basin, southwestern Iran. World Applied Sciences Journal 1, 7(2): 205–210.

Senemari S. and Sohrabi Molla Usefi M. 2012. Evaluation of Cretaceous-Paleogene boundary based on calcareous nannofossils in section of Pol Dokhtar, Lorestan, southwestern Iran. Arabian Journal of Science, 6: 3615-3621.

Sina M.A. Aghanabati A. Kani A. and Bahadori A.R. 2011. Biostratigraphy study of Gurpi formation in Poldokhtar section (Kuh-Soltan anticline) based on Calcareous Nannofossils. Jurnal of Earth Science, 79: 183-188. (In Persian).

Sissingh W. 1977. ‘Biostratigraphy of Cretaceous calcareous nannoplankton’. Geologie Mijnbouw, 56: 37–65.

Tantawy A.A. 2003. ‘Calcareous nannofossil biostratigraphy and paleoecology of the Cretaceous Tertiary transition in the central eastern desert of Egypt’. Marine Micropaleontology, 47: 323–356.

Thibault N. 2016. Calcareous nannofossil biostratigraphy and turnover dynamics in the late Campanian-Maastrichtian of the Tropical South Atlantic. Revue de micropaleontology, 59: 57-69.

Thibault N. and Gardin S. 2006. Maastrichtian calcareous nannofossils biostratigraphy and paleoecology in the Equatorial Atlantic (Demerara Rise, ODP Leg 207 Hole 1258A). Revue de Micropaléontologie, 49: 199–214.

Thibault N. Gardin S. and Galbrun B. 2010. Latitudinal migration of calcareous nannofossils Micula murus in the Maastrichtian: Implications for global climate change. Geology, 38: 203–206.

Thibault N. Harlou R. Schovsbo N. Schioler P. Minoletti F. Galbrun B. Lauridsen B. Sheldon E. Stemmerik L. and Surlyk F. 2012. Upper Campanian Maastrichtian nannofossil biostratigraphy and high-resolution carbon-isotope stratigraphy of the Danish Basin: Towards a standard d13C curve for the Boreal Realm. Cretaceous Research, 33: 72-90.

Thierstein H.R. 1973. Lower Cretaceous calcareous nannoplankton biostratigraphy. Abh. Geol. Bundesanst, 5: 26; 52.

Varol O. 1989. Palaeocene calcareous nannofossil biostratigraphy. In: Crux, J.A. and van Heck, S.E. (Eds.), Nannofossils and their applications. Ellis Horwood, Chichester, 265-310.

Vaziri Moghaddam H. 2002. Biostratigraphic study of the Ilam and Gurpi formations based on planktonic foraminifera in SE of Shiraz, Iran. Journal of Sciences, 13(4): 339–356.

Zarei E. and Ghasemi-Nejad E. 2015. Palaeoenvironmental study of the Gurpi Formation at Farhadabad section (Northeast of Kabirkuh) based on palynofacies and organic Geochemistry Analysis. Geosciences, 23(95): 13-22. (In Persian).