زیست‌چینه‌نگاری سازند گورپی بر اساس نانوفسیل‌های آهکی در شمال‌شرق شهرستان دهدشت (زون ایذه)

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، ایران

2 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، ایران

3 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، ایران

چکیده

در مطالعۀ حاضر، سازند گورپی در تاقدیس کوه سیاه واقع در شمال‌شرقی شهرستان دهدشت (منطقۀ کهگیلویه) ازنظر نانوفسیل‌های آهکی بررسی شد. مطالعۀ زیست‌چینه‌نگاری نانوفسیل‌های آهکی سازند گورپی در برش یادشده با ۲۱۲ متر ضخامت به شناسایی 48 جنس و 115 گونه از نانوفسیل‌های آهکی منجر شد. بر اساس نانوفسیل‌های آهکی شاخص، بایوزون‌های CC15 تا CC25 از بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch-Nielsen 1985) و UC11a تا UC19 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) برای این برش تعیین و سن سازند گورپی در این برش کنیاسین پسین تا انتهای مایستریشین پیشین پیشنهاد شد. در مطالعۀ حاضر، مرز اشکوب‌های موجود در مقایسه با مقاطع نمونۀ مرزی جهانی (Global Stratotype Section and Point) و سایر برش‌های دنیا تعیین شد؛ ازاین‌رو، مرز اشکوب‌های کنیاسین - سانتونین در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ Lucianorhabdus cayeuxii و آخرین حضور گونۀ Lithastrinus septenarius، مرز سانتونین - کامپانین با نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus و مرز کامپانین - مایستریشین با آخرین حضور گونۀ Quadrum trifidum مشخص شد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Biostratigraphy of the Gurpi Formation based on Calcareous Nannofossils at the north east of Deh-Dasht area (Izeh Zone)

نویسندگان [English]

  • Mahboobeh Fereydoonpour 1
  • Azam Mahanipour 2
  • Mohammad Dastanpour 3
1 Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
2 Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
3 Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran
چکیده [English]

Introduction
The Zagros mountain belt extends over 1800 km from Kurdistan in N Iraq to the Strait of Hormuz in Iran (Lacombe and Mouthereau 2006). Zagros Mountain belt is one of the richest oil provinces in the world (Emmami 2008) and is important to paleontological, sedimentological, structural and geological studies. The Cretaceous sediments in the Zagros Mountain Belt (SW Iran), is characterized by a large diversity of rocks and facies. The Gurpi Formation is one of the source rock for petroleum in Zagros basin and outcrops extensively to southwest Iran (James and Wynd 1965). The type section of this Formation (49° 13´ 47″ E, 32° 26´ 50″ N) is measured at Tang-e Pabdeh, north of the Lali oilfield in Khuzestan (James and Wynd 1965). This section is composed of 320 meters of dark bluish gray, thin-bedded marl and shale beds and occasionally thin beds of marly limestone (Motiei, 1995). The following publications have appeared for this formation (e.g. Kalantari, 1976; Vaziri Moghaddam, 2002; Ghasemi-Nejad et al. 2006; Darvishzad et al. 2007; Bahrami 2009; Rabbani et al. 2009; Bahrami and Parvaneh-Nejad Shirazi 2010; Bieranvand and Ghasemi-Nejad 2013; Parvaneh-Nejad Shirazi et al. 2013; Beiranvand et al. 2013, 2014 and Fereydoonpour et al. 2014). Late Cretaceous calcareous nannofossils study is still scarce in Zagros basin and is a strong motivation for investigating calcareous nannofossils in southwest Iran. Late Cretaceous calcareous nannofossils in Gurpi Formation were studied by (Senemari and Azizi 2012; Badri and Kani 2014; Razmjooei et al. 2014; Najafpour et al. 2015; Senemari 2015 and Hadavi et al. 2016).
The aim of the present study was to establish the biostratigraphic zonation for the Gurpi Formation and determine age range of this formation in Izeh sub- zone by means of calcareous nannofossils. A 215-m-thick, well-exposed section was chosen for this purpose. The Kuh-e Siah section is located about 15 Km to the north of Deh-Dasht area. This section was measured in detail at 30°54'31.86˝ N and 50°36΄38.80˝ E. Lithologically, it consists of shale, shaly limestone, and shales with thin bedded limestone. It conformably overlies the Ilam Formation and is overlain unconformably by the pabdeh Formation.
Material and Methods
In this study a 215-m thick of Cretaceous sediments including the upper part of Illam Formation, Gurpi Formation and the lower part of Pbdeh Formation were recognized. A total of 122 samples with ~ 1 ‒ 2 m sampling interval were collected. Calcareous nannofossils were processed by smear slides technique described by Bown and Young (1998). The slides were studied with a polarized microscope Olympous (BH2) with 1000×magnification. The zonal scheme proposed in this study is based on the ranges of the most important stratigraphically nannofossil taxa. Calcareous nannofossil taxonomy follows Perch-Neilsen (1985) and Bown, (1998). In this study the stratigraphic zonation developed by Sissingh, (1977) modified by Perch-Nielsen (1985) was applied and is compared with, Burnett, (1998) biozones.
Discussion of Result and Conclusion
According to the first and last occurrences of the index species of calcareous nannofossils, Late Coniacian to Early Maastrichtian age were recognized for the sediments of Gurpi formation in this area. The standard zones identified are listed below from the oldest to the youngest:
Reinhardtites anthophorus biozone (CC15) (Equivalent of Subzone UC11a and UC11b), late Coniacian.
Lucianorhabdus cayeuxii biozone (CC16) (Equivalent of Subzone UC11c and UC12), late Coniacian- middle Santonian.
Calculites obscurus biozone (CC17) (Equivalent of Subzone UC12 and UC13), middle Santonian- Santonian Campanian boundary.
Aspidolithus parcus biozone (CC18) (Equivalent of Subzone UC14 a, b, cTP), early Campanian.
Calculites ovalis biozone (CC19) (Equivalent of Subzone UC14dTP and UC15aTP), late early Campanian.
Ceratolithoides aculeus biozone (CC20) (Equivalent of Subzone UC15bTP), late early Campanian.
Quadrum sissinghii biozone (CC21) (Equivalent of Subzone UC15cTP), early late Campanian.
Quadrum trifidum biozone (CC22) (Equivalent of Subzone UC15dTP andUC15eTP), middle late Campanian.
Tranolithus phacelosus biozone (CC23) (Equivalent of Subzone UC16 and UC17), middle late Campanian- early Maastrichtian.
Reinhardtites levis biozone (CC24) (Equivalent of Subzone UC18), middle early Maastrichtian.
Arkhangelskiella cymbiformis biozone (CC25) (Equivalent of Subzone UC19), late early Maastrichtian.
Using of these results and their comparison to other global nanno events, which were reported on upper Cretaceous stage boundaries, can be used to better identify of these boundaries in this section. In this study the Coniacin- Santonian, Sntonian- Campanian and Campanian- Maastrichtian boundaries were identified as follows:
Coniacin/ Santonian boundary: This boundary has been reported as the interval from the FO of M. staurophora to the FO of R. anthophorus by Perch-Nielsen (1985). Bralower et al. (1995) have been shown this boundary between the FO of the M. staurophora to the FO of L. cayeuxii. Burentt (1998), Melinte and Lamolda (2002) and Melinte and Lamolda (2007) have been considered the FOs of R. anthophorus, L. grillii, Micula concav, Lucianorhabdus inflatus and L. cayeuxii in the late Coniacin and the LO of L. septenarius in the Early Santonian. The Coniacin- Santonian boundary (CSB) has been placed between the FO of L. cayeuxii and the LO of L. septenarius, within the CC16 Zone of Sissingh (1977), and in the UC11c sub-zone of Burnett (1998). Also the presence of C. obscures after the FO of L. cayeuxii and higher abundance of M. concava, has been reported the CSB (Lamolda et al. 2014). The first sample of the Kuh-e Siah section contains R. anthophorus, L. grillii, Q. gartneri and M. staurophora. The FO of L. cayeuxii and the LO of L. septenarius has been recorded at 5m and 15 m, respectively. Based on these data, the lowermost part of the Kuh-e Siah section is late Coniacian and the CSB was considered in the Kuh-e Siah section in the UC11c/ CC16/ NC17 zones, between the FO of L. cayeuxii and the LO of L. septenarius.
Santonian/ Campanian boundary:
At informal sections of GSSP (Hancock and Gale, 1996; Hampton et al. 2007)., this boundary is marked by the FO of A. parcus parcus. Two main suggested markers, i.e. the FO of A. parcus parcus and the LO of Dicarinella asymetrica occur closely to the base of Chron 33r which may be suggested as the main events for the base of the Campanian (Wagreich et al. 2015). The Santonian- Campanian boundary is described within the intetrval from the FO of A. cymbiformis (UC13a) to the FO of A. parcus parcus (UC14) (Gale et al., 2008), while Melinte and Bojar, (2010) placed this boundary within the CC17/ UC13 and the LO of A. cymbiformis is located before the boundary. The Santonian- Campanian boundary is located at the base of CC18/UC14 zone, marked by the FO of Broinsonia parca parca, (Wagreich et al., 2010; Cetean et al., 2011; Russo, 2013; Dubicka et al., 2017). In the Kuh-e Siah section, the Santonian- campanin boundary was marked by the FO of A. parcus parcus at the base of the CC18/ UC14/ NC18 at 45 m.
Campanian‒ Maastrichtian bondary: The Campanian ‒ Maastrichtian boundary (CMB) at GSSP is defined below the LO of Q. trifidum and Q. gothicus. The LO of B. parcus constricta is also recorded about 1.8 Ma above the CMB (Gardin et al. 2001) and considered as an indicator of the CMB which is observed above the LO of Q. trifidum and Q. gothicus (Odin and Lamaurelle, 2001). At Gubbio area (Gardin et al. 2012), similar to Tercis-Les-Bains (Gardin et al. 2001), the LOs of Q. gothicus and Q. trifidum are followed by the LOs of A. parcus constrictus and Q. trifidum and differs with the proposed CC and UC zonations. It must be mentioned that the LOs of T. orionatus (Gardin et al. 2012) and A. parcus constrictus (Gardin et al. 2012; do Monte Guerra et al. 2016) are diachronous between different latitudes. Thibault also used the LO of Quadrum trifidum as marker for the CMB at low latitude site. In the Kuh-e Siah section, the Campanian- Maastrichtian boundary is identified by the LO of the Quadrum trifidum.
1- The presented data suggest that the age of sediments of Gurpi Formation in Kuh-e Siah section are late Coniacian to late early Maastrichtian.In kuhe Siah section
2- According to the continuous presence of L.grillii، M. concava و M. staurophora in samples of Illam and Gurpi Formations and the presence of Q .gartneri and R. anthophorus in the first sample of the Gurpi Formation, the Illam and Gurpi formations boundary is conformably.
3- The LO of B. hayi bio- evente has a reverse order in this study relative to biozones was described by Sissingh (1977). Although the LO of B. hayi was recorded in zone CC19 (Sissingh 1977), the LO of this species has been recorded up to the middle part of the CC20. In this section, the LO of Bukryaster hayi was recorded in the CC20. Razmjooei et al., (2014) in the northeast of Kazeroon in Iran (Fars area) and Melinte and Bojar (2010) in southern Romania have also recorded the LO of B. hayi in zone CC20. Based on Melinte and Bojar, (2010), the LO of B. hayi in CC20 is attributed to diachronism or reworking.
4- Due to the presence of Biantholithus sparseus, Fasciculithus tympaniformis and Markalius inversus in the first sample of the Pabdeh Formation and the non-identification of the end zone of the CC25/ UC19 zones in this section, the Gurpi and Pabdeh Formations boundary is unconformably.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biostratigraphy
  • Calcareous Nannofossils
  • Gurpi Formation
  • Late Cretaceous
  • stage boundaries
  • Zagros basin

مقدمه

رشته‌کوه‌های زاگرس با بیش از 1800 کیلومتر طول از کردستان در شمال عراق تا تنگۀ هرمز در ایران کشیده شده و نتیجۀ هم‌گرایی اوراسیا و عربستان طی بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس است (Lacombe et al. 2011). کمربند چین‌و‌گسل‌خوردۀ زاگرس یکی از غنی‌ترین ایالت‌های نفتی جهان محسوب می‌شود (Emmami 2008). سازند گورپی یکی از سازند‌های کرتاسۀ فوقانی در زاگرس است که گسترش زیادی در جنوب‌غرب ایران دارد و نخستین‌بار (James and Wynd 1965) آن را در منطقۀ خوزستان (تنگ پابده) معرفی کرده است. برش نمونۀ سازند یادشده با مختصات جغرافیایی″50 ΄26 ˚32 عرض شمالی و ″47 ΄13 ˚49 طول شرقی در شهرستان لالی و مسجد سلیمان (شمال میدان نفتی لالی) در تنگ پابده واقع است (Wynd 1965). این سازند در برش نمونه 320 متر ضخامت دارد و سنگ‌شناسی عمدۀ آن در بیشتر نواحی زاگرس شامل شیل و مارن خاکستری مایل به آبی همراه با میان‌لایه‌هایی از سنگ‌آهک نازک‌لایۀ رسی است و به‌علت زودفرسابودن، سیمای آن فرسوده است (Motiei 1995). Kalantari در سال 1979 سازند گورپی در ناحیۀ سروستان را ازنظر سنگ‌چینه‌نگاری و زیست‌چینه‌نگاری مطالعه کرده است. Hosseini Falahi (2006)، Sina et al. (2009)، Hadavi and Shekari (2009)، Hadavi and Senemari (2010)، Parandavar et al. (2012)، Senemari and Azizi (2012)، Senemari (2012)، Badri and Kani (2014)، Razmjooei et al. (2014)، Senemari (2015) و Najafpour et al. (2015) نانوفسیل‌های آهکی سازند گورپی را مطالعه و بررسی کرده‌اند. باتوجه‌به اهمیت سازند گورپی در حوضۀ رسوبی زاگرس، این سازند از جنبه‌های مختلف فسیل‌شناسی (ازجمله روزن‌داران پلانکتون، پالینومورف‌ها و نانوفسیل‌های آهکی) و رسوب‌شناسی بررسی شده است (Vaziri Moghaddam 2002; Rabbani 2009; Bahrami and Parvanehnezhad Shirazi 2010; (Sina et al. 2011؛ همچنین باتوجه‌به شرایط رسوب‌گذاری (Hemati Nasab et al. 2008; Bahrami 2009; Alinejad et al. 2013; Beiranvand et al. 2014) و سنگ‌شناسی (شیل، مارن و سنگ‌آهک مارنی) سازند گورپی، نانوفسیل‌های آهکی دارای پراکندگی و حفظ‌شدگی نسبتاً خوبی در این سازند هستند. نانوفسیل‌های آهکی اغلب دارای گستردگی، فراوانی و حفظ‌شدگی متوسط اما مناسبی برای مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری در رسوبات دریایی توالی‌های چینه‌شناسی هستند. زندگی پلانکتونی، پراکندگی بیشتر نسبت به ماکروفسیل‌ها و اندازۀ بسیارکوچک نانوفسیل‌های آهکی، این موجودات را مانند سایر موجودات پلانکتون به ابزار مطمئنی برای تعیین سن و تطابق در مقیاس جهانی تبدیل کرده است. باتوجه‌به اهمیت زیاد نانوفسیل‌های آهکی در مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری و تعیین سن دقیق لایه‌ها، در مطالعۀ حاضر، سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه در شمال‌شرقی شهرستان دهدشت، زون ایذه ازنظر نانوفسیل‌های آهکی مطالعه و بررسی شد.

 

 

موقعیت جغرافیایی منطقۀ مطالعه‌شده

برش مطالعه‌شده در یال جنوبی تاقدیس کوه سیاه در 15 کیلومتری شمال‌شرقی شهرستان دهدشت با مختصات جغرافیایی ″39΄36˚50 طول شرقی و ″32΄54˚30 عرض شمالی و در زون ایذه قرار گرفته است (شکل‌های 1 و 2). زون ایذه بخشی از زاگرس چین‌خورده است که در امتداد شکستگی آشکاری در جنوب‌غربی گسل زاگرس مرتفع قرار گرفته است (Sherkati and Letouzey 2004). گسل ایذه زون یادشده را به دو بخش شمال‌غربی و جنوب‌شرقی تقسیم می‌کند: در بخش شمال‌غربی، هستۀ تاقدیس‌ها از سازند‌های گروه بنگستان (کرتاسه) تشکیل شده و بدون تله‌های نفتی است؛ در بخش جنوب‌شرقی، سنگ‌آهک‌های آسماری (الیگوسن - میوسن) سازندۀ هستۀ تاقدیس‌ها هستند و بالاآمدگی و فرسایش کمتری را نشان می‌دهند. داشتن میدان‌های نفتی و گازی از ویژگی‌های بارز بخش جنوب‌شرقی ایذه است (Aghanabati 2004). برش مطالعه‌شده در بخش شمال‌غربی زون ایذه قرار دارد.

 

 

شکل 1- موقعیت منطقه و راه‌های دستیابی به برش تاقدیس کوه سیاه، شمال‌شرقی شهرستان دهدشت، کهگیلویه‌و‌بویراحمد

 

 

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی برش تاقدیس کوه سیاه، شمال‌شرقی شهرستان دهدشت (شرکت ملی نفت ایران 1965)؛ مقیاس نقشه: 100000/1

 


روش مطالعه

به‌منظور تعیین سن و زیست‌چینه‌نگاری سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه، 215 متر از رسوبات، شامل بخش‌های بالایی سازند ایلام، کل سازند گورپی و بخش پایینی سازند پابده مطالعه شد. نمونه‌برداری با ژاکوب برای تعیین ضخامت واقعی لایه‌ها انجام شد؛ بنابراین شمارۀ نمونه و ضخامت یکسان است. در این برداشت، 122 نمونه به‌طور منظم و سیستماتیک و از فاصله‌های 2 متری برداشت شدند؛ در برخی موارد با تغییر رخساره، نمونه‌برداری در فاصلۀ کمتر از 2 متر و همچنین نمونه‌برداری در محل مرز‌های زیرین و بالایی سازند گورپی با فاصلۀ 1 متر انجام شد. آماده‌سازی نمونه‌ها به روش اسمیر اسلاید (Smear slide) و بر اساس (Bown & Young 1998) انجام شد. بر اساس روش یادشده، ابتدا سطح بیرونی نمونه‌ها با کاردک تراشیده شد تا هوازدگی و آلودگی به کمترین مقدار ممکن برسد، مقدار کمی از رسوب جدا و با کاردک خرد شد و سپس رسوب روی اسلاید ریخته و با آب مقطر رقیق شد. محلول ایجادشده روی اسلاید پخش شد. پس‌از آماده‌سازی، اسلایدها با میکروسکوپ نوری پلاریزان المپوس BH2 و بزرگ‌نمایی 1000 مطالعه شدند. نمونه‌های آماده‌شده بر اساس منابع (Perch-Neilsen 1985; Bown 1998) در حد جنس و گونه شناسایی شدند (پلیت‌های 1 و 2). درنهایت، بایوزون‌های نانوفسیلی بر اساس زوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch-Neilsen 1985) و (Burnett 1998) مشخص شدند (شکل 3).

 

سنگ‌چینه‌نگاری سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه

نهشته‌های سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه 212 متر ضخامت دارند و شامل 13 واحد سنگی هستند. سنگ‌شناسی عمده در این برش شامل سنگ‌آهک مارنی، مارن، مارن آهکی و مارن با میان‌لایه‌های نازک آهک است. سازند گورپی در این برش به‌طور پیوسته روی سنگ‌آهک سازند ایلام و با یک ناهمسازی فرسایشی زیر شیل‌های ارغوانی‌رنگ قاعدۀ سازند پابده قرار گرفته است (شکل 4). در مطالعۀ حاضر، هیچ شاهدی ضمن برداشت صحرایی مبنی بر وجود ناپیوستگی بین سازند ایلام و گورپی مشاهده نشد. مطالعۀ محتوای نانوفسیل‌های آهکی نیز پیوسته‌بودن مرز سازندهای ایلام و گورپی را تأیید کرد. در مطالعه‌های صحرایی شواهدی مبنی بر ناپیوستگی مرز سازند گورپی و پابده مشاهده نشد و این مرز تنها بر اساس مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری، حضورنداشتن بخش انتهایی بایوزون CC25 در بخش انتهایی سازند گورپی و حضور نانوفسیل‌های آهکی سنوزوئیک (NP5?) در قاعدۀ سازند پابده ناپیوسته تشخیص داده شد. ((Fereydoonpour et al. 2014 نیز با مطالعۀ روزن‌داران پلانکتون سازند گورپی در برش یادشده، مرز زیرین سازند گورپی با سازند ایلام را پیوسته و هم‌شیب و مرز فوقانی آن با سازند پابده را ناپیوسته معرفی کرده است.


 

 

 

 

شکل 3- جدول پخش و پراکندگی جنس و گونه‌های شاخص نانوفسیل‌های آهکی در برش تاقدیس کوه سیاه، شمال‌شرقی دهدشت

 

 

 

شکل 4- نمایش مرز سازند گورپی و شیل‌های ارغوانی قاعدۀ سازند پابده در برش تاقدیس کوه سیاه

 

زیست‌چینه‌نگاری سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه

نانوفسیل‌های آهکی (اساساً کوکولیت‌ها) ازجمله تولیدکنندگان مهم کربنات‌های پلاژیک از زمان ژوراسیک پیشین محسوب می‌شوند. تولید کوکولیت توسط نانوپلانکتون‌های آهکی نقش مهمی در چرخه‌های زیستی و ژئوشیمیایی ازجمله چرخۀ کربن و کلسیم دارد (Riding 1991). این موجودات آهکی ابزار مناسبی برای زیست‌چینه‌نگاری رسوبات دریایی تریاس پسین تا کواترنری به‌ شمار می‌روند و گونه‌زایی سریعی طی تاریخ زمین‌شناسی داشته‌اند. ویژگی‌های یادشده همراه با زمان زیست کوتاه، توزیع جغرافیایی وسیع و سهولت آماده‌سازی، آنها را به یکی از مؤثرترین ابزارها برای مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری تبدیل کرده است (Thierstin 1973; Blair (and Watkins 2009; Do Monte Guerra et al. 2010؛ ازاین‌رو، بایوزوناسیون‌های متنوعی برای رسوبات مزوزوئیک ارائه شده‌‌اند (Thierstein 1976; Sissingh 1977; Roth 1978; (Burnett 1998. بایوزوناسیون‌های Thierstein (1976)، Roth (1978) و Sissingh (1977) به‌شکل جهانی ارائه شده‌اند. الگوی بایوزوناسیون Burnett (1998) دارای زیرتقسیمات مجزایی برای مناطق شمالی (Boreal)، جنوبی (Austral) و تتیس (Tethys) است. با مطالعۀ نانوفسیل‌های آهکی در برش تاقدیس کوه سیاه، 48 جنس و 115 گونه شناسایی شد. بایوزون‌های CC15 تا CC25 از بایوزوناسیون Sissingh (1977) تصحیح‌شده توسط Perch- Nielsen (1985) و بایوزون‌های UC11a تا UC19 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) (شکل 5) با استفاده از گونه‌های شاخص شناسایی‌شده در این برش تشخیص داده شدند. در مطالعۀ حاضر، برای تطابق زوناسیون‌های یادشده با مقیاس زمانی ارائه‌شده توسط Gradstein et al. (2012) از تطابق ارائه‌شده در (Burnett 1998) استفاده شد. سن ارائه‌شده برای بایوزون‌ها در مطالعۀ حاضر بر اساس تطابق Burnett (1998) است و نمونه‌هایی که در مطالعۀ حاضر ازنظر زیست‌چینه‌نگاری بررسی شدند همگی به سازند گورپی تعلق دارند. در مطالعۀ حاضر، یک نمونه از سازند ایلام و یک نمونه از سازند پابده برای تشخیص مرز زیرین و بالایی سازند گورپی برداشت شد و بایوزون‌های مربوط به این سازندها بررسی نشدند.

 

 

شکل 5- تطابق بایوزون‌های CC15 تا CC25 از بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985) و UC11a تا UC19 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) در برش تاقدیس کوه سیاه، شمال‌شرقی دهدشت

 


بایوزون (CC15) Reinhardtites anthophorus Zone

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین پیدایش گونۀ Reinhardtites anthophorus و مرز بالایی آن با نخستین پیدایش گونۀ Lucianorhabdus cayeuxii مشخص می‌شود. در برش تاقدیس کوه سیاه با حضور گونۀ
R. anthophorus در نخستین نمونۀ متعلق به سازند گورپی و نخستین پیدایش گونۀ L. cayeuxii در ضخامت 5 متری سازند گورپی، این بایوزون از ابتدای برش تا ضخامت
5 متری را شامل می‌شود و 5 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): باتوجه‌به حضور گونۀ Lithastrinus grillii در نخستین نمونۀ متعلق به سازند گورپی در این برش و آخرین حضور
Quadrum gartneri در ضخامت 5/2 متری، این بایوزون معادل بایوزون‌های UC11a و UC11b از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است؛ بنابراین، سن قاعدۀ سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه بر اساس بایوزوناسیون (Burnett (1998 کنیاسین پسین (late Coniacian) است.

 

بایوزون (CC16)Lucianorhabdus cayeuxii Zone

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Lucianorhabdus cayeuxii و مرز بالایی آن با نخستین حضور گونۀ Calculites obscurus مشخص می‌شود. بایوزون یادشده در این برش با نخستین حضور گونۀ L. cayeuxii در ضخامت 5 متری و نخستین حضور گونۀ C. obscurus در ضخامت 35 متری تعیین می‌شود و 30 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998)، این بایوزون معادل بایوزون UC11c و بخشی از زون UC12 است. نخستین حضور گونۀ L. cayeuxii در ضخامت 5 متری این برش ابتدای بایوزون UC11c و آخرین حضور گونۀ
L. septenarius در ضخامت 15 متری این برش ابتدای بایوزون UC12 را نشان می‌دهد. سن این بخش از برش بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) بخش انتهایی کنیاسین تا اواسط سانتونین (late Coniacian- middle Santonian) است.

 

بایوزون Calculites obscurus Zone (CC17)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Calculites obscurus و حد بالایی آن با نخستین پیدایش گونۀ Aspidolithus parcus مشخص می‌شود. در برش تاقدیس کوه سیاه، این زون زیستی با نخستین حضور گونۀ C. obscurus در ضخامت 35 متری و نخستین پیدایش گونۀ A. parcus در ضخامت 45 متری مشخص می‌شود و10 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): باتوجه‌به نخستین حضور گونۀ C. obscurus در ضخامت 35 متری، نخستین حضور گونۀ A. cymbiformis در ضخامت 37 متری و نخستین حضور گونۀ A. parcus در ضخامت 45 متری، این بایوزون معادل بخش بالایی بایوزون UC12 و بایوزون UC13 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است. سن این بخش از برش مطالعه‌شده بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) سانتونین میانی تا مرز سانتونین - کامپانین (middle Santonian- Santonian Campanian boundary) در نظر گرفته می‌شود.

 

بایوزون Aspidolithus parcus Zone (CC18)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus و مرز بالایی آن با آخرین حضور گونۀ Marthasterites furcatus مشخص می‌شود. در برش تاقدیس کوه سیاه، این بایوزون با نخستین حضور گونۀ
A. parcus در ضخامت 45 متری و آخرین حضور گونۀ
M. furcatus در ضخامت 73 متری مشخص می‌شود و
28 متر ضخامت دارد. (Perch-Neilsen 1998) این بایوزون را بر اساس نخستین حضور گونۀ Bukryaster hayi به دو بخش CC18a و CC18b تقسیم کرده است و باتوجه‌به ثبت نخستین حضور گونۀ B. hayiدر ضخامت 65 متری، ضخامت این زیرزون‌ها در برش مطالعه‌شده به‌ترتیب 20 و 8 متر است.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): این بایوزون معادل بایوزون‌های UC14a-cTP و بخش زیرین بایوزون UC14dTP از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است. بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) بایوزون یادشده از نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcusتا نخستین حضور گونۀ Misceomarginatus pleniporus در نظر گرفته می‌شود. همچنین بر اساس نخستین حضور گونه‌های Aspidolithus parcus subsp. constrictus،Bukryasterhayi، Ceratolithoides verbeekii وMisceomarginatus pleniporus، این بایوزون به چهار زیرزون UC14aTP ، UC14bTP، UC14cTP و UC14dTP تقسیم می‌‌شود. بر اساس ثبت گونه‌های A. parcus subsp. constrictus، B. hayi و
C. verbeekii به‌ترتیب در ضخامت 61، 65 و 69 متری این برش، زیرزون‌های یادشده به‌ترتیب 14، 4 و 4 متر ضخامت دارند. در برش تاقدیس کوه سیاه به‌علت مشاهده‌‌نشدن گونۀ M. pleniporus، بخش انتهایی زیرزون UC14dTP تشخیص داده نشده است. سن این بخش از برش تاقدیس کوه سیاه بر اساس (Burnett 1998) کامپانین پیشین (early Campanian) است.

 

بایوزون Calculites ovalis Zone (CC19)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با آخرین حضور گونۀ Marthasterites furcatus و مرز بالایی آن با نخستین حضور گونۀ Ceratolithoides aculeus مشخص می‌شود. در مطالعۀ حاضر، این بایوزون با آخرین حضور گونۀ
M. furcatus در ضخامت 73 متری و نخستین حضور گونۀ C. aculeus در ضخامت 79 متری مشخص می‌شود و 6 متر ضخامت دارد. (Sissingh 1977) این بایوزون را بر اساس آخرین حضور گونۀ B. hayi به دو زیر‌زون CC19a و CC19b تقسیم کرده است. در این برش آخرین حضور گونۀ B. hayi در ضخامت83 متری و در بایوزون CC20 ثبت شد؛ ازاین‌رو امکان تفکیک این بایوزون وجود نداشت.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): این بایوزون معادل بخشی از زیرزون UC14dTP و زیرزون UC15aTP از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است. در بایوزوناسیون (Burnett 1998) مرز زیرین زیرزون UC15aTP با نخستین حضور M. pleniporus و مرز بالایی آن با نخستین حضور گونۀ C. aculeus مشخص می‌شود. مرز دو زیرزون UC14dTP و UC15aTP در این برش به‌علت مشاهده‌‌نشدن گونۀ M. pleniporus تشخیص داده نشد. سن این بخش از برش بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) انتهای کامپانین پیشین (late early Campanian) در نظر گرفته می‌شود.

 

بایوزون  Ceratolithoides aculeus Zone (CC20)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Ceratolithoides aculeus و مرز بالایی آن با نخستین حضور گونۀ Quadrumsissinghii مشخص می‌شود. این زون با نخستین حضور گونۀ C. aculeus در ضخامت 79 متری و نخستین حضور گونۀ Q. sissinghii در ضخامت‌ 5/106 متری در این برش مشخص می‌شود و 5/27 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): این بایوزون معادل بایوزون UC15bTP از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است. سن این بخش از برش تاقدیس کوه سیاه بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) بخش انتهایی کامپانین پیشین (late early Campanian) است.

 

بایوزونQuadrum sissinghii Zone (CC21)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، حد زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Quadrumsissinghii و حد بالایی آن با نخستین حضور گونۀ Quadrum trifidum مشخص می‌شود. این زون در برش مطالعه‌شده از نخستین حضور گونۀ Q. sissinghii در ضخامت 5/106 متری و نخستین حضور گونۀ Q. trifidum در ضخامت 115 متری مشخص می‌شود و 5/8 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق یا بایوزوناسیون (Burnett 1998): این بایوزون معادل بایوزون UC15cTP از بایوزوناسیون (Burnett (1998 است. سن این بخش از برش مطالعه‌شده بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) ابتدای کامپانین پسین (early (late Campanian است.

 

بایوزون (CC22) Quadrum trifidum Zone

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با نخستین حضور گونۀ Quadrum trifidum و مرز بالایی آن با آخرین حضور گونۀ Reinhardtites anthophorusمشخص می‌شود. این زون در برش یادشده با نخستین حضور گونۀ Q. trifidum در ضخامت 115 متری و آخرین حضور گونۀ R. anthophorus در ضخامت 171 متری مشخص می‌شود و 56 متر ضخامت دارد. (Sissingh 1977) این بایوزون را بر اساس نخستین حضور گونۀ Reinhardtites levis به دو زیرزون CC22a و CC22b تقسیم کرده است؛ نخستین حضور R. levis در ضخامت 125 متری این برش مشاهده شد و به این ترتیب زیر‌زون‌های یادشده به‌ترتیب 10 و 46 متر ضخامت دارند.

مقایسه و تطابق با بایوزوناسیون (Burnett 1998): این زون معادل زیرزون‌های UC15dTP و UC15eTPاز زوناسیون (Burnett 1998) است. (Burnett 1998) محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ Q. trifidum تا نخستین حضور گونۀ
Eiffelithus parallelus را زیرزون UC15dTP و محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ E. parallelus تا آخرین حضور گونۀ Eiffelithus eximus را زیرزون UC15eTP معرفی کرده است. در مطالعۀ حاضر به‌علت مشاهده‌‌نشدن E. parallelus در این بخش از برش، تفکیک زیرزون‌های زیستی UC15dTP و UC15eTP امکان‌پذیر نبود؛ همچنین آخرین حضور گونۀ
E. eximus در ضخامت 169 متری و پیش‌از آخرین حضور گونۀ R. anthophorus در ضخامت 171 متری ثبت شد. سن این بخش از برش مطالعه‌شده بر اساس (Burnett 1998) اواسط کامپانین پسین (middle late Campanian) است.

 

بایوزون Tranolithus phacelosus Zone (CC23)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با آخرین حضور گونۀ Reinhardtites anthophorus و مرز بالایی آن با آخرین حضور گونۀ Tranolithus phacelosus (Tranolithus orionatus) مشخص می‌شود. این زون در برش مطالعه‌شده با آخرین حضور گونۀ R. anthophorus در ضخامت 171 متری و آخرین حضور گونۀ T. orionatus در ضخامت 191 متری مشخص می‌شود و 20 متر ضخامت دارد. بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) این بایوزون با درنظرگرفتن آخرین حضور گونۀA. parcus subsp. constrictus به دو زیرزون CC23a و CC23b تقسیم می‌شود؛ ضخامت این زیرزون‌ها باتوجه‌به ثبت آخرین حضور گونۀ A. parcus subsp. constrictus در ضخامت 179 متری به‌ترتیب 8 و 12 متر است.

 

مقایسه و تطابق یا بایوزوناسیون (Burnett 1998):

بایوزون CC23a معادل بایوزون UC16 و بایوزون CC23b معادل بایوزون UC17 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است. طبق (Thibault 2016) بایوزون UC16 (محدودۀ‌ بین آخرین حضور گونۀ E. eximus تا آخرین حضور گونۀ A. parcus subsp. constrictus) از زوناسیون (Burnett 1998) بر اساس آخرین حضور گونۀ Q. trifidum به دو زیرزون UC16a و UC16b تقسیم می‌شود: بایوزون UC16a محدودۀ بین آخرین حضور گونۀ E. eximus تا آخرین حضور گونۀ Q. trifidum (بخش انتهایی کامپانین پسین late Campanian) را شامل می‌شود؛ زون زیستی UC16b محدودۀ بین آخرین حضور گونۀ Q. trifidum تا آخرین حضور گونۀ A. parcus subsp. constrictus (مایستریشین پیشین early Maastrichtian) را دربرمی‌گیرد. در برش تاقدیس کوه سیاه آخرین حضور گونۀ Q. trifidum بالاتر از آخرین حضور گونۀ ‌ A. parcus subsp. Constrictus ثبت شد؛ ازاین‌رو، امکان تفکیک بایوزون UC16 به زیرزون‌های معرفی‌شده توسط (Thibault 2016) وجود نداشت. سن این بخش از برش مطالعه‌شده اواسط کامپانین پسین تا ابتدای مایستریشین پیشین(middle late Campanian- (early Maastrichtian است.

 

بایوزون Reinhardtites levis Zone (CC24)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با آخرین حضور گونۀ Tranolithus orionatus و مرز بالایی آن با آخرین حضور گونۀ Reinhardtites levis مشخص می‌شود. در برش مطالعه‌شده، این زون با آخرین حضور گونۀ T. orionatus در ضخامت 191 متری و آخرین حضور گونۀ R. levis در ضخامت 195 متری مشخص می‌شود و 4 متر ضخامت دارد.

مقایسه و تطابق یا بایوزوناسیون (Burnett 1998): این بایوزون معادل بایوزون UC18 از بایوزوناسیون (Burnett (1998 است. سن این بخش از برش مطالعه‌شده بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) اواسط مایستریشین پیشین (middle early Maastrichtian) در نظر گرفته می‌شود.

 

بایوزون Arkhangelskiella cymbiformis Zone (CC25)

بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، مرز زیرین این زون با آخرین حضور گونۀ Reinhardtites levis و مرز بالایی آن با نخستین حضور گونۀ Nephrolithus frequens مشخص می‌شود. با‌توجه‌به اینکه گونۀ N. frequen شاخص عرض‌های جغرافیایی بالاست و در عرض‌های جغرافیایی پایین کمیاب است (Perch-Nielsen 1985a)، در بسیاری از مطالعه‌های مربوط به عرض‌های جغرافیایی پایین از نخستین حضور گونۀ
M. murus برای تعیین مرز بالایی این زون استفاده شده است (Perch-Nielsen 1972; Roth 1978). در برش مطالعه‌شده، مرز زیرین این زون با آخرین حضور گونۀ R. levis در ضخامت 195 متری مشخص شد و مرز بالایی آن به‌علت مشاهده‌نشدن نخستین حضور گونۀ M. murus مشخص نبود. از ضخامت 195 متری تا انتهای برش یادشده (متراژ 212) در این بایوزون قرار می‌گیرد. اندازۀ گونۀ A. cymbiformis از ابتدای این بایوزون بسیار بزرگ‌تر می‌شود ولی از ضخامت 210 متری این گونه با اندازۀ بزرگ و به‌طور رایج مشاهده می‌شود.

 

مقایسه و تطابق یا بایوزوناسیون (Burnett 1998):

 بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998) محدود‌ۀ بین آخرین حضور گونۀ R. levis تا نخستین حضور گونۀ L. quadratus بایوزون UC19 در نظر گرفته می‌شود. در مطالعۀ حاضر، نخستین حضور گونۀ L. quadratus ثبت نشد؛ بنابراین بایوزون یادشده معادل بخش تحتانی بایوزون UC19 از بایوزوناسیون (Burnett 1998) است و سن این بخش از برش تاقدیس کوه سیاه انتهای مایستریشین پیشین (late early (Maastrichtian در نظر گرفته می‌شود.

 

بحث

در مطالعۀ حاضر، سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه ازنظر محتوای نانوفسیل‌های آهکی بررسی و سن سازند گورپی در این برش با مطالعۀ نانوفسیل‌های آهکی کنیاسین پسین تا انتهای مایستریشین پیشین (late Coniacian- late (early Maastrichtian پیشنهاد شد. سازند گورپی در برش یادشده به‌طور پیوسته روی سازند ایلام و با یک ناهمسازی فرسایشی زیر شیل‌های ارغوانی‌رنگ قاعدۀ سازند پابده قرار گرفته است. با‌توجه‌به حضور نانوفسیل‌های آهکی L.grillii، M. concava و M. staurophora در نمونۀ مربوط به سازند ایلام، بایوزون UC11a از بایوزوناسیون (Burnett 1998) و بایوزون CC15 از زوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985) برای بخش انتهایی سازند ایلام در نظر گرفته می‌شود. باتوجه‌به حضور نانوفسیل‌های آهکی مانند sparsus Biantholithus، Sphenolithus primus، Fasciculithus tympaniformis و Markalius inversus در نمونۀ مربوط به سازند پابده که بیان‌کنندۀ سن پالئوسن برای قاعدۀ سازند پابده در این برش هستند و شناسایی‌نشدن بخش انتهایی بایوزون‌های CC25/UC19 سازند گورپی، مرز سازندهای گورپی و پابده در برش تاقدیس کوه سیاه ناپیوسته تشخیص داده شده است. فریدونپور و همکاران (1393) نیز بر اساس پخش و پراکندگی فونا و ثبت بایوزون شمارۀ 30 (Wynd 1965) با عنوان 22 Rotalia sp. (Rotalia cf. skourensis- algae Assemblage Zone) در آخرین لایه‌های مربوط به سازند ایلام، سن سازند ایلام در برش یادشده را به کنیاسین پسین (late Coniacian) نسبت داده‌اند. ایشان بر ‌اساس مطالعۀ روزن‌داران پلانکتون سازند گورپی، مرز زیرین سازند گورپی با سازند ایلام را پیوسته تشخیص داده‌اند و با مطالعۀ روزن‌داران پلانکتون سازند گورپی و لایه‌های ابتدایی سازند پابده، مرز این دو سازند را ناپیوسته و فرسایشی گزارش کرده‌اند (Fereydoonpoor et al. 2014).

نخستین نمونۀ متعلق به سازند گورپی در این برش حاوی نانوفسیل‌های آهکی R. anthophorus، L .grillii،
Q .gartneriو M. staurophora است؛ ازاین‌رو، بایوزون‌های CC15 از زوناسیون (Sissingh 1977) و UC11a از زوناسیون (Burnett 1998) برای قاعدۀ سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه تشخیص داده شدند که گویای سن کنیاسین پسین (late Coniacian) برای این قسمت هستند. برش Olazagutía Quarry در شمال اسپانیا به‌عنوان برش و رخنمون استاندارد جهانی مرز کنیاسین - سانتونین (Global Stratotype Section (and Point=GSSP معرفی شده است (Lamolda et al. 2014). مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- Santonian boundary) بر اساس (Sissingh 1977) داخل بایوزون CC14 و بر اساس (Perch-Nielsen 1985) در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ M. staurophora و نخستین حضور گونۀ R. anthophorus در نظر گرفته شده است. مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- Santonian boundary) در بایوزوناسیون (Bralower et al. 1995) در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ M. staurophora تا نخستین حضور گونۀ L. cayeuxii قرار گرفته است. نخستین حضور گونه‌های R. anthophorus،
L. grillii، M. concave و L. cayeuxiiبر اساس (Burnett (1998 و (Melinte and Lamolda 2002) در کنیاسین (Coniacian) در نظر گرفته شده است. بر اساس بایوزوناسیون (Burnett 1998)، مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- (Santonian boundary در زیرزون UC11c و بین نخستین حضور گونۀ L.cayeuxii و آخرین حضور گونۀ
L. septenarius قرار می‌گیرد. (Melinte and Lamolda 2007) نخستین حضور گونه‌های L. grillii،Lucianorhabdus inflatus و L. cayeuxii را در کنیاسین پسین (late Coniacian) و آخرین حضور گونۀ L.septenarius را در سانتونین پیشین (early Santonian) در نظر می‌گیرند. مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- Santonian boundary) بر اساس (Melinte and Lamolda 2007) و (Melinte and Bojar 2010) با افزایش فراوانی گونۀ M.concava و نخستین حضور گونۀ L.inflatus مشخص می‌شود. مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- (Santonian boundary در مطالعۀ (Melinte and Lamolda 2007) داخل زون‌های زیستی UC11c/CC16 گزارش شده است. مرز کنیاسین- سانتونین (Coniacian- Santonian (boundary در مطالعه‌های (Russo 2013) در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ L.cayeuxii و آخرین حضور گونۀ L.septenarius ثبت شده است. (Lamolda et al. 2014) در مطالعۀ برش و رخنمون استاندارد جهانی مرز کنیاسین- سانتونین (Coniacian- Santonian boundary) در شمال اسپانیا (Global Stratotype Section and Point)، این مرز را داخل بایوزون‌های UC11c/CC16/NC16 و با نخستین حضور گونۀ دوکفه‌ای اینوسرامید Platyceramus undulatoplicatus مشخص می‌کنند. ایشان افزایش فراوانی گونۀ M. concava و نخستین حضور گونۀ L. inflatus را بالاتر از نخستین حضور گونۀ L. cayeuxii زیر مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- (Santonian boundary در شمال اسپانیا، اتریش و جنوب رومانی از نشانگرهای این مرز در نظر می‌گیرند. گفتنی است نخستین حضور فرامینیفر پلانکتون Sigalia carpatica شاخص دوم مرز در نظر گرفته می‌شود و در GSSP مرز کنیاسین - سانتونین (Coniacian- Santonian boundary) در شمال اسپانیا، 7 متر زیر نخستین حضور گونۀ دوکفه‌ای اینوسرامید P. undulatoplicatus ثبت شده است. در برش تاقدیس کوه سیاه، نخستین حضور گونۀ L.inflatus مشاهده نشده است و نخستین حضور گونۀ‌ L.cayeuxii در ضخامت
5 متری و آخرین حضور گونۀ L. septenarius در ضخامت 15 متری مشخص شده است؛ ازاین‌رو، مرز کنیاسین - سانتوین (Coniacian- Santonian boundary) در برش تاقدیس کوه سیاه در بایوزون UC11c/CC16/NC17 و در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ L.cayeuxii و آخرین حضور گونۀ L. septenariusدر نظر گرفته می‌شود. بر اساس (Burnett 1998) آخرین حضور گونۀ L. septenarius شروع بایوزون UC12 معرفی شده و سن این بایوزون سانتونین میانی تا سانتونین پسین (middle Santonian- late Santonian) بیان شده است؛ همچنین (Burnett 1998) مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) را انتهای بایوزون UC12 و دقیقاً زیر نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis بیان کرده است. ایشان نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis را برای قاعدۀ بایوزون UC13 در نظر می‌گیرد؛ درحالی‌که در مطالعه‌های (Hampton et al. 2007) نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis سانتونین پسین (late (Santonian را نشان می‌دهد و (Russo 2013) نیز نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis را در سانتونین پسین (late Santonian) گزارش کرده است. دو برش شامل ‌Waxahachie dam spillway در شمال تگزاس و Seaford Head در انگلستان به‌عنوان برش و رخنمون استاندارد جهانی (غیررسمی) مرز سانتونین - کامپانین (Global Stratotype (Section and Point معرفی شده‌اند (Hancock and Gale (1996; Hamptonet al., 2007. مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) در دو برش یادشده بر اساس نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus مشخص شده است. بر اساس بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985) این مرز داخل بایوزون CC17 قرار دارد. (Burnett 1998) نیز این مرز را در فوقانی‌ترین بخش بایوزون UC12 و زیر نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis گزارش کرده است. (Gale et al. 2008) مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) در برش‌ Waxahachie dam spillway (تگزاس) را در محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis (UC13a) و نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus (UC14) نشان داده است. مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) در مطالعه‌های (Melinte and Bojar 2010) داخل بایوزون‌های CC17/UC13 و بالای نخستین حضور گونۀ A.cymbiformis گزارش شده است. (Wagreich et al. 2010) نیز معتقدند بیشتر پژوهش‌های انجام‌شده دربارۀ نانوفسیل‌های آهکی، قاعدۀ کامپانین را داخل بایوزون CC17 و یا در قاعدۀ بایوزون‌های CC18/UC14 در نظر گرفته‌اند که با نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus مشخص می‌شود. مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) بر اساس (Cetean et al. 2011) با نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus نشان داده می‌شود و در مطالعۀ (Russo 2013) با نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus در قاعدۀ بایوزون‌های CC18/UC14/NC18 قرار داده می‌شود. در مطالعۀ حاضر نیز باتوجه‌به ثبت نخستین حضور گونۀ
A. cymbiformis در ضخامت 37 متری و نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus در ضخامت 45 متری، مرز سانتونین - کامپانین (Santonian-Campanian boundary) در قاعدۀ بایوزون UC14 و در محل ثبت نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus در نظر گرفته شده است. کامپانین پیشین (early Campanian) در بایوزوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch- Nielsen 1985)، محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus تا نخستین حضور گونۀ C. aculeus(CC17-CC19) را شامل می‌شود. بر اساس زوناسیون (Sissingh 1977) آخرین حضور B. hayiدر اواخر کامپانین پیشین و در بایوزون CC19 ثبت شده است. در برش تاقدیس کوه سیاه، آخرین حضور گونۀ B. hayi در بایوزون CC20 ثبت شد. آخرین حضور گونۀ B. hayi را (Razmjooei et al. 2014) در شمال‌شرق کازرون و (Melinte (and Bojar 2010 در جنوب رومانی در بایوزون CC20 ثبت کرده‌اند. (Melinte and Bojar 2010) ثبت آخرین حضور گونۀ B. hayi در بایوزون CC20 را به دیاکرون‌بودن این گونه و یا نابرجابودن (reworking) نسبت می‌دهند. محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ A. cymbiformis تا نخستین حضور گونۀ C. arcuatus (UC13-UC15cTP) در زوناسیون برنت (Burnett, 1998) معادل کامپانین پیشین (early Campanian) است. کامپانین پیشین (early Campanian) بر ‌اساس بایوزون‌های ارائه‌شده (Bralower et al. 1995) شامل بایوزون‌های NC18 و NC19a است که محدودۀ بین نخستین حضور گونۀ Aspidolithus parcus تا نخستین حضور گونۀ Q. gothicus را شامل می‌شود؛ گفتنی است بایوزون NC18 بر اساس آخرین حضور گونۀ L. grillii به دو زیرزون NC18a و NC18b تقسیم می‌شود. در مطالعۀ برش تاقدیس کوه سیاه آخرین حضور L. grillii داخل بایوزون UC15dTP/CC22 و در کامپانین پسین (early Campanian) ثبت شد. در مطالعه‌های (Razmjoii et al. 2014) دربارۀ تاقدیس شاه‌نشین در کازرون نیز مشابه این حادثه ثبت شده است. در مطالعۀ
(Do Monte Guerra et al. 2016) آخرین حضور گونه L. grillii در مایستریشتین پیشین (early Maastrichtian) ثبت شده است. نخستین حضور گونۀ Q.gothicusکه برای تفکیک مرز دو زیرزون NC19a و NC19b در زوناسیون (Roth 1978) تصحیح شده توسط (Bralower et al. 1995) استفاده می‌شود، در ابتدای برش مطالعه‌شده و در ضخامت 5 متری ثبت شده است. زوناسیون (Burnett 1998) نخستین حضور گونۀ
Q. gothicus را در عرض‌های جغرافیایی پایین و جنوب انگلستان به‌عنوان گونۀ همراه در بایوزون UC12 گزارش کرده است.  (Burnett 1996) نخستین حضور گونۀ R. levis را دیاکرون می‌داند. بر اساس زوناسیون (Burnett 1998) نخستین حضور گونۀ R. levis در زیرزون UC14d قرار دارد؛ در‌حالی‌که (Sissingh 1977) نخستین حضور گونۀ R. levis را یک گونۀ شاخص برای تفکیک بایوزون CC22 ثبت و معرفی می‌کند. این حادثۀ زیستی در برش تاقدیس کوه سیاه داخل بایوزون CC22 و در ضخامت 125 متری نیز ثبت شد. بر اساس زوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط
(Perch- Nielsen 1985) و (Burnett 1998) کامپانین پسین
(late Campanian) با نخستین حضور گونۀ Q.sissinghii (CC21/UC15c) شروع می‌شود.

مرز کامپانین - مایستریشین (Campanian- Maastrichtian (boundary داخل بایوزون‌های CC23/UC17 از زوناسیون (Sissingh 1977) تصحیح‌شده توسط (Perch-Nielsen1985) و (Burnett 1998) قرار می‌گیرد؛ (Bralower et al. 1995) مرز یادشده را داخل بایوزون NC20 قرار داده است. (Odin and Lamaurelle 2001) با مطالعۀ برش و رخنمون استاندارد جهانی مرز کامپانین - مایستریشین (Campanian- Maastrichtian (boundary، آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictus را 8/1 میلیون سال پس‌از مرز کامپانین - مایستریشین (Campanian- Maastrichtian boundary) گزارش کرده است و این در حالیست که این گونه در مطالعه‌های (Burnett 1998) شاخص مرز در نظر گرفته شده است. ایشان آخرین حضور Q. trifidum را قدیمی‌تر از آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictus می‌دانند. مرز کامپانین - مایستریشین (Campanian- Maastrichtian boundary) بر اساس
(Perez-Rodriguez et al. 2012) در محدودۀ بین آخرین حضور گونۀ Q. trifidum و آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictus در نظر گرفته شده است؛ ایشان آخرین حضور گونۀ T.orionatus را پس‌از این مرز گزارش می‌کنند. (Najafpour et al. 2015) این مرز را منطبق بر آخرین حضور گونۀ Q. trifidum (Short Ray) ثبت کرده‌اند. مرز کامپانین- مایستریشین (Campanian- Maastrichtian boundary) بر اساس زوناسیون جدید (Do Monte Guerra et al. 2016) در محدودۀ بین آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictusو آخرین حضور Q. trifidumو در بایوزون SAL6 گزارش شده است (شکل 6).

 

 

 

 

شکل6- مقایسه و تطابق حوادث زیستی نانوفسیلی پیشنهاد‌شده برای شناسایی مرز کنیاسین - سانتونین، سانتونین - کامپانین و کامپانین - مایستریشین در برش تاقدیس کوه سیاه با حوادث شناسایی‌شده توسط پژوهشگران مختلف

 

در برش Tercis les Bains در جنوب‌غرب فرانسه که به‌عنوان برش و رخنمون استاندارد جهانی مرز کامپانین - مایستریشین(Campanian- Maastrichtian boundary) (GSSP) معرفی شده است، مرز کمی پیش‌از آخرین حضور گونه‌های نانوفسیلی Q .trifidum وQ. gothicus قرار داده شده است (Odin and Lamaurelle 2001). یکی دیگر از گونه‌های شاخص مرز کامپانین -مایستریشتین (Campanian- (Maastrichtian boundary، آخرین حضور گونۀ نانوفسیلی A. parcus constrictus است (Odinand Lamaurelle 2001). گفتنی است آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictus در عرض جغرافیایی پایین (74 میلیون سال قبل) زودتر از عرض جغرافیایی متوسط (72 میلیون سال قبل) ثبت شده و این گونه بیشتر به عرض جغرافیایی متوسط تمایل داشته است (Do Monte Guerra et al 2016)؛ ازاین‌رو، گرم‌شدگی کامپانین پسین (late Campanian) حدود 74 میلیون سال قبل (Friedrich et al. 2012) باعث مهاجرت این گونه از عرض جغرافیایی پایین به متوسط شده است (Do Monte Guerra et al. 2016).

برخلاف گونه‌های شاخصی مانند A. parcus constrictus و T.orionatus که در حوضه‌های مختلف دیاکرون هستند (Gradstein et al. 2012; Do Monte Guerra et al. 2016)، آخرین حضور گونۀ Q. trifidum افق زیستی مطمئنی برای تطابق و تعیین سن در عرض‌های جغرافیایی پایین، متوسط و بالا محسوب می‌شود و بایستی در بایوزوناسیون نانوفسیلی مدنظر قرار گیرد (Razmjoii et al. 2014). در مطالعه‌های (Thibault (2016 با معرفی زیرزون‌های جدید برای مرز کامپانین- مایستریشین (Campanian- Maastrichtian boundary)، آخرین حضور گونه‌های Q. trifidum و Z. praesigmoides به‌ترتیب در عرض‌های جغرافیایی پایین و بالا به‌عنوان شاخص این مرز معرفی می‌شود. ایشان بایوزون UC16 را بر اساس آخرین حضور گونۀ Q. trifidum به دو زیرزون UC16a و UC16b تقسیم کرده‌‌اند. در برش مطالعه‌شده، آخرین حضور گونۀ Q. trifidum بالاتر از آخرین حضور گونۀ A. parcus constrictus ثبت شد؛ ازاین‌رو، امکان تفکیک زیرزون‌های ارائه‌شده توسط (Thibault 2016) در مطالعۀ حاضر وجود ندارد و گفتنی است در برش مطالعه‌شده، مرز کامپانین - مایستریشتین (Campanian- Maastrichtian boundary) با آخرین حضور گونۀ Q. trifidum مشخص شده است.

بر اساس زوناسیون  (Sissingh 1977)تصحیح‌شده توسط (Perch-Nielsen 1985) و (Burnett 1998)، آخرین حضور گونۀ R. levis در قاعدۀ زون‌های زیستی CC25/UC19 و در مایستریشین پیشین (early Maastrichtian) ثبت شده است. آخرین حضور گونۀ R. levis اگرچه حادثۀ منحصربه‌فردی است، در عرض‌های جغرافیایی مختلف دیاکرون است
(Burnett 1996)؛ این مطلب بیان‌کنندۀ شیب اکولوژیکی شدید در عرض‌های جغرافیایی مختلف است و این گونه از عرض‌های جغرافیایی بالا زودتر از عرض‌های جغرافیایی پایین حذف شده است (Do Monte Guerra et al. 2016). گفتنی است مرز مایستریشتین پیشین- پسین (early- late (Maastrichtian boundary بر اساس پژوهش ((Thibault et al. 2012a, b با گونۀ L. quadratus و بر اساس پژوهش (Thibault 2016) در حوضه‌های عمیق عرض جغرافیایی پایین با نخستین حضور گونۀ M. murus مشخص می‌شود. در مطالعۀ حاضر به‌علت ثبت آخرین حضور گونۀ R. levis در ضخامت 195 متری و مشاهده‌‌نشدن نخستین حضور گونه‌های M. murus و
L. quadratus، از ضخامت 195 متری تا انتهای برش (متراژ 212) در بایوزون‌های CC25 و UC19 در نظر گرفته شد؛ بر این اساس و به‌علت ثبت‌نشدن مرز بالایی بایوزون‌های CC25 و UC19، سن بخش انتهایی برش تاقدیس کوه سیاه مایستریشین پیشین (late early Maastrichtian) بیان شد.

 

نتیجه‌

1- رسوب‌گذاری سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه از کنیاسین پسین آغاز شده و تا مایستریشن پیشین ادامه داشته است؛

2- با‌توجه‌به حضور پیوستۀ نانوفسیل‌های آهکی L.grillii، M. concava و M. staurophora در نمونه‌های مربوط به سازندهای ایلام ‌و گورپی همراه با ثبت نانوفسیل‌های آهکی R. anthophorus و Q .gartneri در نخستین نمونۀ متعلق به سازند گورپی،‌ مرز زیرین سازند گورپی با سازند ایلام پیوسته تشخیص داده شد؛

3- در برش تاقدیس کوه سیاه، آخرین حضور گونۀ B.hayi در بایوزون CC20 ثبت شد؛ ازاین‌رو، امکان تفکیک دو زیر‌زون CC19a و CC19b وجود نداشت؛

4- در مطالعۀ برش تاقدیس کوه سیاه، آخرین حضور
L. grillii داخل بایوزون UC15dTP/CC22 و در کامپانین پسین (early Campanian) ثبت شد و به‌علت مشاهده‌نشدن E. parallelus در این بخش از برش، تفکیک زیربایوزون‌های UC15dTP و UC15eTP امکان‌پذیر نبود؛

5- مرز کامپانین - مایستریشین با مطالعۀ سازند گورپی در برش تاقدیس کوه سیاه منطبق بر آخرین حضور Q. trifidum در نظر گرفته شد؛ همچنین در این برش آخرین، حضور گونۀ Q. trifidum بالاتر از آخرین حضور گونۀ ‌ A. parcus subsp. Constrictus ثبت شد و بر این اساس امکان تفکیک بایوزون UC16 به زیرزون‌های UC16a و UC16b وجود نداشت؛

6- به‌علت حضور نانوفسیل‌های آهکی sparsus Biantholithus، Fasciculithus tympaniformis و Markalius inversus در نمونۀ مربوط به سازند پابده و شناسایی‌نشدن بخش انتهایی بایوزون‌های CC25/UC19 سازند گورپی، مرز سازندهای گورپی و پابده در برش تاقدیس کوه سیاه ناپیوسته تشخیص داده شد.

Aghanabati A. 2004. Geology of Iran.Geological Survey of Iran; 586 p.

Alinejad S. Rezaee P. and Piryaei A. 2013.Depositional Evolutionand Sediment Facies Pattern of Upper Cretaceous in Zagros Basin, South of Iran. Geosciences, 3(3):77- 88.

Badri N. and Kani A. 2014. Biostratigraphy of the Gurpi Formation based on calcareous nanoplankton in Kuh-e Gach and Kuh-e Kurdeh anticlines (Lar Region). Scientific Quarterly Journal: Geoscience, 24 (94): 19- 26.

Bahrami M. 2009. Microfacies and sedimentary environments of Gurpi and Pabdeh formations in southwest of Iran. American Journal of Applied Sciences, 6(7): 1295- 1300.

Bahrami M. and Parvanehnezhad Shirazi M.2010. Microfacies and sedimentary environments of Gurpi and Pabdeh formations and the type of Mesozoic– Cenozoic boundary in Fars province, Iran. Journal of Applied Geology, 5(4): 330- 335.

Beiranvand B. Ghasemi-Nejad E. Kamali. M and Ahmadi A. 2014. Sequence stratigraphy of the Late Cretaceous -Paleocene Gurpi Formation in southwest Iran, Sequence stratigraphy of the Late Cretaceous– Paleocene Gurpi Formation in southwest Iran. Geo Arabia, 19 (2): 89- 102.

Blair S.A. and Watkins D.K. 2009.High- resolution calcareous nannofossil biostratigraphy for the Coniacian/Santonian Stage boundary, Western Interior Basin. Cretaceous Research, 30 (2): 367- 384.

Bralower T.J. Leckie R.M. Sliter W.V. and Thierstein H.R. 1995. An integrated Cretaceous microfossil biostratigraphy. In: Berggren W.A. Kent D.V. Aubry M.P. and Hardenbol J. (Eds.), Geochronology, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. SEPM Special Publication, 54: 65- 79.

Bown P. 1998. Calcareous nannofossil biostratigraphy. British Micropalaeontological Society Publication Series. Chapman and Hall/ Kluwer Academic. London, 317 p.

Burnett J.A. 1996. Nannofossils and Upper Cretaceous (sub-) stage boundarie sestate of the art. Journal of Nannoplankton Research, 18: 23- 32.

Burnett J.A. 1998. Upper Cretaceous. In: Bown P.R. (Ed.), Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. British Micropalaeontological Society PublicationSeries. Chapman and Hall/ Kluwer Academic . London, 317 p.

Cetean C.G. Balc R. Kaminski M. A. and Filipescu S. 2011.Integrated biostratigraphy and palaeoenvironments of an upper Santonian - upper Campanian succession from the southern part of the Eastern Carpathians, Romania. Cretaceous Research, 32 (5): 575- 590.

Emami, H. 2008 .Forland propagation of folding and structure of the mountain front flexure in the Pusht-e Kuh arc (Zagros, Iran). Chapter1: General introduction, Universitat de Barcelona, 27p.

Fereydoonpoor M. Vaziri- Moghaddam H. Ghobeishavi A. and Taheri A. 2014. Stratigraphy of the Gurpi Formation in Kuh-e Siah anticlineits and comparison with Tang-e Boulfares and Aghar anticline sections. Sedimentary Facies, 7 (1): 83- 106.

Friedrich O. Norris R.D. and Erbacher J. 2012.Evolution of middle to Late Cretaceous oceans — a 55 m.y record of Earth's temperature and carbon cycle. Geology, 40 (2): 107–110.

Gale A.S. Hancock J. M. Kennedy W.J. Petrizzo M.R. Lees J.A. Walaszczyk I. and Wray D.S. 2008. An integrated study (geochemistry, stable oxygen and carbon isotopes, nannofossils, planktonic foraminifera, inoceramid bivalves, ammonites and crinoids) of the Waxahachie Dam Spillway section, north Texas: a possible boundary stratotype for the base of the Campanian Stage. Cretaceous Research, 29 (1): 131- 167.

Gradstein F.M. Ogg J.G. Schmitz M.D. and Ogg G.M. 2012. The Geologic Time Scale, 2, 801-853.

Hadavi, F. and Senemari, S. 2010. Calcareous nannofossils from the Gurpi Formation (Lower Santonian-Maastrichtian), faulted Zagros range, western Shiraz, Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 18: 166-178.

DO Monte Guerra R.M. Tokutake L.R. and Fauth G. 2010. Upper Campanian calcareous nannofossils from a core of well 2-RSS-1, Pelotas Basin, Brazil. Revista Brasileira de Paleontologia, 13 (3): 181-188.

DO Monte Guerra R.M. Concheyro A. Wise JrSh.W. Kender S. and FauthG. 2016. New latitude-based nannofossil zonations for the Campanian– Maastrichtian of the South Atlantic Ocean and their paleoceanographic implications. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 452: 55–67.

Hadavi F and Shekari N. 2009. Nannostratigraphy of Gurpi Formation in south of Illam.Sedimentary Facies, 2 (2): 217- 225.

Hampton M.J. Bailey H.W. Gallagher L.T. Rory N. Mortimore R.N. and Wood Ch.J. 2007.The biostratigraphy of Seaford Head, Sussex, southern England; an international reference section for the basal boundaries for the Santonian and Campanian Stages in chalk facies. Cretaceous Research, 28 (1): 46-60.

Hancock J.M. and Gale A.S. and Gardian S. 1996. The Campanian Stage, Bulletin de I’lnstitut royal des Sciences naturelles de Belgique, Sciences de la Terre, 66: 103-109.

Hemmati- Nasab M. Ghasemi- Nejad E. and Darvishzadeh B. 2008. Bathymetry of Gurpi Formation based on planktonic and benthic foraminifera. Sciences, 34 (1): 157- 173.

Hosseini Falehi B. 2006. Lithostratighraphy and nannostratigraphy of Gurpi Formation in Kuh-e Manghasht and Komestan anticlines (Izeh Area).M.Sc. thesis, Shahid Beheshti University, 194 p.

James G.A. and Wynd J.G. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG Bulletin, 49: 2182- 2245.

Kalantari A. 1976. Microbiostratigraphy of the Sarvestan area, southwestern Iran. National Iranian Oil Co, no 5,130 p.

Lacombe O. Grasemann B. and Simpson G. 2011. Introduction: geodynamic evolution of the Zagros. Geol. Mag, 148 (5-6): 689–691.

Lamolda1 M.A. Paul C.R.C Peryt D. and Pons J.M. 2014. The Global Boundary Stratotype and Section Point (GSSP) for the base of the Santonian Stage, “Cantera de Margas”, Olazagutia, northern Spain. 37:1-12.

Melinte, M. C. and Lamolda, M. A., 2002- Calcareous nannofossils around the Coniacian- Santonian boundary interval in the Olazagutia section (N. Spain). In: Wagreich, M., (Eds.) Aspects of Cretaceous stratigraphy and palaeobiogeography. O sterreichische Akademie der Wissenschaften, Schriftenreihe der Erdwissenschaftlichen Kommissionen, 15: 351- 364.

Melinte M.C. and Lamolda M.A. 2007. Calcareous nannofossil biostratigraphy of the Coniacian/Santonian boundary interval in Romania and comparison with other European regions. Cretaceous Research, 28 (1): 119- 127.

Melinte M.C. and Bojar A.V. 2010. Late Cretaceous carbon- and oxygen isotope stratigraphy, nannofossil events and paleoclimate fluctuations in the Haţeg area (SW Romania). Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 293 (3-4):295- 305.

Motiei H. 1995. Geology of Iran, Stratigraphy of Zagros: Geological Survey of Iran, 536 p.

Najafpour A. Mahanipour A. and Dastanpour M. 2015. Calcareous nannofossil biostratigraphy of Late Campanian– Early Maastrichtian sediments in southwest Iran. Arabian Journal of Geosciences, 8 (8): 6037- 6046.

Odin G.S. and Lamaurelle M.A. 2001. The global Campanian-Maastrichtian stage Boundary. 32nd International Geological Congress Florence, Italy, 24:229-238.

Parandavar M. Mahanipour A. Aghanabati A. and Hosseini A. 2012. Biostratigraphy of calcareous nannofossils in upper part of Gurpi Formation- lower part of Pabdeh Formation (Purpel shale) in the Northeast Kuh-e Gurpi anticline. Scientific Quarterly Journal: Geoscience, 23 (89): 187- 198.

Perch-Nielsen K. 1972. Remarks on the Late Cretaceous to Pleistocene coccoliths from the North Atlantic. In: Laughton, A. S. Berggren, W. A. (Eds.), Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 12: 1003-1069.

Perch-Nielsen K. 1985. Mesozoic calcareous nannofossils.In: Bolli H.M. Saunders J.B. and Perch-Nielsen K. (Eds.), Plankton stratigraphy. Cambridge University Press, Cambridge, 573 p.

Pérez-Rodríguez I. Lees J.A. Larrasoaña J.C. Arz J.A. and Arenillas I. 2012. Planktonic foraminiferal and calcareous nannofossil biostratigraphy and magnetostratigraphy of the uppermost Campanian and Maastrichtian at Zumaia, northern Spain. Cretaceous Research, 37: 100- 126.

Rabbani J. Ghasemi-Nejad E. and Amini A. 2009. Palynostratigraphy and Sequence Stratigraphy of Gurpi Formation in Darreh Shahr  section, South East Ilam. Iranian Geology, 3 (10): 3- 13.

Razmjooei M.J. Thibault N. Kani A. Mahanipour A. Boussaha M. and Korte Ch. 2014. Coniacian– Maastrichtian calcareous nannofossil 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, 472: 183- 209.

Roth P.H. 1978. Cretaceous nannoplankton biostratigraphy and oceanography of the northwestern Atlantic Ocaen. Initial Reports of the DSDP, 44: 731- 759.

Russo F. 2013. Calcareous nannofossil revised biostratigraphy of the latest Albian- earliest Campanian time interval (Late Cretaceous), Ph.D. Thesis, Univerita Degli Studi Di Milano, Italy, 150p.

Senemari S. 2012. Nannostrarigraphy of Gurpi Formation in the south east of Shiraz. Sedimentary Facies, 5 (1): 75-84.

Senemari S. and Azizi M. 2012. Nannostratigraphy of Gurpi Formation (Cretaceous- Tertiary boundary) In Zagros Basin, Southwestern Iran.World Applied Sciences Journal, 17 (2): 205- 210.

Senemari S. 2015. Calcareous nannofossils events of Nephrolithus frequens Zone to Markalius inversus Zone in Section of Kazerun, Zagros (Iran). International Journal of Geography and Geology, 4 (7): 129- 135.

Sherkati Sh. and Letouzey J. 2004. Variation of structural style and basin evolution in the central Zagros (Izeh zone and Dezful Embayment) Iran. Marine and Petroleum Geology, 21 (5): 535- 554.

Sina M. Kani A. and Bahadori A. 2009. Biostratigraphic study of Gurpi Formation in Quar section (Sepidar anticline) based on calcareous nannofossils. Journal of Shahid Chamran University of Ahvaz, 23: 47- 60.

Sina M.A. Aghanabati A. Kani A.L. and Bahadori A.R. 2011. Biostratigraphy study of Gurpi Formation in Poldokhtar Section (Kuh-Soltan anticline) based on calcareous nannofossils. Scientific Quarterly Journal: Geoscience, 20 (79):183- 188.

Sissingh W. 1977. Biostratigraphy of calcareous nannoplankton. Geologie en Mijnbouw, 56 (1): 37- 65.

Thibault N. Husson D. Harlou R. Gardin S. Galbrun B. Huret E. and Minoletti F. 2012a. Astronomical calibration of upper Campanian– Maastrichtian carbon isotope events and calcareous plankton biostratigraphy in the Indian Ocean (ODP Hole 762C): Implication for the age of the Campanian– Maastrichtian boundary. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 337-338: 52- 71.

Thibault N. Harlou R. Schovsbo N. Schiøler P. Minoletti F. Galbrun B. Lauridsen B.W. Sheldon E. Stemmerik L. and Surlyk F. 2012b. Upper Campanian– Maastrichtian nannofossil biostratigraphy and high- resolution carbon- isotope stratigraphy of the Danish Basin: towards a standard δ13C curve for the Boreal Realm. Cretaceous Research, 33 (1): 72–90.

Thibault N. 2016. Calcareous nannofossil biostratigraphy and turnover dynamics in the late Campanian- Maastrichtian of the tropical South Atlantic. Revue de micropaléontologie, 59 (1): 57- 69.

Thierstein H.R. 1973. Lower Cretaceous calcareous nannoplankton biostratigraphy. Abhandlunen der Geologische Bundesanstalt, 58 p.

Thierstein H.R. 1976. Mesozoic calcareous nannoplankton biostratigraphy of marine sediments. Marine Micropaleontology, 1: 325- 362.

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

Wagreich M. Summesberger H. and Kroh A. 2010. Late Santonian bioevents in the Schattau section. Gosau Group of Austria– implications for the Santonian- Campanian boundary stratigraphy. Cretaceous Research, 31 (2): 181–191.

Wynd J.G. 1965. Biofacies of the Iranian consortium agreement area. Iranian oil operating companies report 1082, Tehran (unpublished).

http://www. mikrotax.org/Nannotax3/index. php? dir=Coccolithophores http://www.stratigraphy.org.