کنودونت‌های اردوویسین سازند کتکویه در جنوب کوه بنرگ، فرازمین کلمرد (باختر طبس)

نوع مقاله: مقاله علمی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد چینه‎نگاری و دیرینه‎شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

2 استادیار گروه زمین شناسی - دانشگاه فردوسی مشهد - مشهد - ایران

3 گروه زمین شناسی، دانشگاه گلستان، گرگان، ایران

4 استاد، گروه زمین شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

10.22108/jssr.2020.119847.1125

چکیده

در پژوهش حاضر، کنودونت‌های اردوویسین به‌دست‌آمده از توالی‌ رسوبی سازند غیررسمی کتکویه در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ، یال خاوری تاقدیس کلمرد در باختر شهرستان طبس (ایران مرکزی) مطالعه شدند. سازند کتکویه در این برش با ناپیوستگی زاویه‌دار روی سازند کلمرد (منتسب به نئوپروتروزوئیک) قرار گرفته و خود با ناپیوستگی فرسایشی با واحد‌های سنگی کربناتۀ سازند گچال به سن کربنیفر پوشیده شده است. این سازند در برش یادشده با 8/214 متر ضخامت به سه عضو مختلف شامل عضو ماسه‌سنگ زیرین، عضو شیل میانی و عضو کربنات بالایی تقسیم می‌شود. در نمونه‌های برداشت‌شده از توالی یاد‌شده، 6 جنس و 14 گونۀ مختلف از کنودونت‌های مخروطی و شاخه‌ای شناسایی شدند که برخی از آنها برای نخستین‌بار از ایران گزارش می‌شوند. مجموعه کنودونتی موجود یادآور حضور تجمع‌های فونی معادل با بایوزون‌های proteus، elegans-evae و diprion به سن اردوویسن پیشین (ترمادوسین پسین- فلوین) است و از دیدگاه زیست‌جغرافیای دیرینه با حوضۀ بالتواسکاندیک و آرژانتین قرابت فونی دارد.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Ordovician conodonts of the Katkoyeh formation in the Kuh-e-Bonorg section, Kalmard Horst (west of Tabas)

نویسندگان [English]

  • Mohammad Nezhadabbas 1
  • Abbas Ghaderi 2
  • Hadi Jahangir 3
  • Ali Reza Ashouri 4
1 Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
2 Assistant Professor - Department of Geology - Faculty of Science - Ferdowsi University of Mashhad - Mashhad - Iran
3 Department of Geology, Faculty of Science, Golestan University, Gorgan, Iran
4 Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
چکیده [English]

Abstract
In this research, Ordovician conodonts obtained from the sedimentary succession of the informal Katkoyeh formation is studied in a stratigraphic section at the south of Kuh-e-Bonorg, eastern flank of Kalmard Anticline in the west of Tabas (Central Iran). The formation which is partly equivalent to the succession of the Shirgesht Formation in Tabas Block is unconformably overlaid the Kalmard Formation (attributed to the Neoproterozoic) and disconformably overlain by the Carboniferous Gachal formation. The Katkoyeh formation with 214.8 meter thickness is divided into three lithostratigraphic members including the Lower Sandstone (mostly quartzarenite to litharenite), Middle Shale (red to green shales interbedded with some dolomitic and calcareous sandstones, in laminated wavy stromatolite structure at the base) and Upper Carbonate (limestones, dolostones and marls). The section was sampled bed by bed for conodont studies so that 80 samples have been selected, however only seven of them were productive. Within the selected samples, six genera and 14 species of coniform and ramiform conodont elements are determined, a few of them are reporting for the first time from Iran. The obtained conodonts demonstrate the faunal assemblages equal to the proteus, elegans-evae and diprion Zones which confirm the age of Early Ordovician (late Tremadocian–Floian) for the studied section. The whole conodont material display a faunal affinity with the Baltoscandic and Argentina paleobiogeographic provinces.
Keywords: Conodont, Floian, Katkoyeh formation, Ordovician, Tremadocian.
 



Introduction
In spite of the moderately -exposed outcrops of the Ordovician successions throughout the country, most of the stratigraphical studies in Iran are focused on Alborz Range (e.g.; Gansser and Huber 1962, Muller 1973, Ghavidel-Syooki 2006, Ghobadi Pour et al. 2007, 2011; Jahangir et al. 2016) and the appropriate data from the other regions are restricted to a few published reports (e.g.; Ruttner et al. 1968, Aghanabati 1977, Hamedi 1995, Ghaderi et al. 2008). Especially our knowledge is very little about the conodont contents of the Ordovician rocks in Iran. The Ordovician sedimentary succession in the north of Tabas in central Iran have been introduced as the Shirgesht Formation by Ruttner et al. (1968). The rock sequences of this formation composed of brown, cream, and green to red limestones, shales and partly sandstones with hardly more than 800 m in thickness (Ghobadi Pour et al. 2006). Lithostratigraphically, the Ordovician sedimentary interval in adjacent Kalmard Block (Aghanabati 2010) is different, includes more siliciclastic rocks somewhat carbonate beds in upper part. These succession has been considered as the Katkoyeh formation by Hamedi and Wright (1992). The less known Katkoyeh formation as an informal stratigraphic rock unit in central Iran has been regarded to Arenigian to Ashgillian in the type area in Kerman region, but the age of the formation in the Kalmard type region is dissimilar in different studies. In the current research we have looked for the succession Katkoyeh formation in a section at the south of Kuh-e-Bonorg, eastern flank of the Kalmard anticline, from the age dating view, based on the conodont contents.
 
Material & Methods
In the Kuh-e-Bonorg section, 80 rock samples were collected bed by bed for conodont content while only seven of them were productive. For this purpose, sandy limestones, dolomitic limestones and pure limestones with about 3–5 kg were dissolved by 10% formic acid and 20% acetic acid following the standard procedure for conodont extraction (e.g., Jeppsson & Anehus, 1995). Residue washed on appropriate clean 18 and 230 mesh sieve-stack (0.85 to 0.063 mm). The extracted conodont collections stored in the Ferdowsi University of Mashhad, Iran under the collection name with the FUM#MC prefix.
 
Discussion of Results & Conclusions
The Katkoyeh formation in the south of Kuh-e-Bonorg section is unconformably overlaid the Neoproterozoic rocks attributed to the Kalmard Formation and disconformably overlain by the Carboniferous Gachal formation. The Katkoyeh formation of 214.8 meter thickness in the studied area is divided into three members such as the Lower Sandstone (mostly quartzarenite to litharenite), Middle Shale (red to green shale interbedded with some dolomitic and calcareous sandstone, in laminated wavy stromatolite structure at the base) and Upper Carbonate (limestones, dolostones and marls). Among the seven fossiliferous beds, we obtained the index conodonts of Lower Ordovician which belong to six genera and 14 species of coniform and ramiform elements. The assemblage is correlative with the same collections from the Baltoscandic and Argentina paleobiogeographic provinces (e.g.; Mannik and Virra 2012; Voldman ‌‌‌‌‌‌et al. 2017). The distribution of taxa in the stratigraphic succession is variable, in abundance of elements as well as in the number of taxa. The oldest conodonts in the section, Drepanodus arcuatus and Drepanoistodus costatus, come from the dolostones and dolomitic limestones of uppermost Tremadocian-early Floian proteus Zone (equivalent to Acodus apex Zone in NW Argentina Province) the sample MC208B. The next fossiliferous bed, MC232, comprises Acodus triangularis, Acodus cf. deltatus, Drepanoistodus cf. nowlani, Drepanoistodus cf. bassiovalis, Drepanoistodus bassiovalis and Gothodus costalatus which confirm Floian elegans - evae Zones (equivalent to Gothodus vetus–Gothodus andinus Zones in NW Argentina Province). The last productive beds, MC263–MC265, contain Trapezognathus diprion as the index taxon for upper evae Zone (equivalent to Trapezognathus diprion Zone in NW Argentina Province). This species confirm the age of late Floian for the uppermost part of the Katkoyeh formation in the Kuh-e-Bonorg section.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Conodont
  • Floian
  • Katkoyeh formation
  • Ordovician
  • Tremadocian

مقدمه

تغییرات نسبی سطح آب دریاها تأثیر شگرفی بر شکوفایی یا انقراض موجودات زنده داشته و آنچه در پالئوزوئیک پیشین اتفاق افتاده است، نمونۀ بسیار ارزشمندی در این زمینه است. پیشروی سطح آب دریاها در پالئوزوئیک پیشین (در قالب چرخۀ رسوبی ردۀ اول) بسیار گسترده بوده و بسیاری از فرازمین‌های قدیمی را در سرتاسر زمین فرا گرفته است (برای نمونه، Algeo and Seslavinski 1995، Pratt and Holmden 2008)؛ از سویی، این پیشروی همخوانی جالب توجهی با توسعۀ چشمگیر حیات دریایی دارد که در آغاز دورۀ کامبرین با نام انفجار حیاتی[1] و در آغاز اردوویسین با نام رویداد تنوع زیستی بزرگ[2] خوانده می‌شود (Munnecke et al. 2010). هم‌زمان با توسعۀ دریاها، تنوع زیستی دریایی در طول دورۀ اردوویسین به‌طور درخور توجهی افزایش یافته (Sepkoski 1981) و پیچیدگی بدنی موجودات زندۀ دریایی نسبت به گذشته بسیار بیشتر شده است (Droser and Sheehan 1997)؛ در مقابل، در انتهای اردوویسین و هم‌زمان با رویداد یخچال‌زایی هیرنانتین و کاهش مشخص سطح نسبی آب دریاها، انقراض انبوهی روی داده است که به نام انقراض هیرنانتین معروف است (Munnecke et al. 2010).

زمین‌شناسی پالئوزوئیک پیشین ایران متأثر از حوادث یادشده است. هم‌زمان با پیشروی جهانی سطح آب دریاها در آغاز اردوویسین، سرزمین‌های ایرانی پری‌گندوانایی تحت‌تأثیر این رویداد قرار گرفته‌اند؛ به‌طوری‌که بسیاری از فرازمین‌های قدیمی منسوب به پرکامبرین به زیر آب رفته‌اند (Aghanabati 2010)؛ باوجوداین و به‌علت نوسان‌های شدید سطح آب در طول دورۀ اردوویسین (به‌ویژه در اردوویسین پایانی و هم‌ارز با رویداد هیرنانتین) و حتی پس‌از آن که با مراحل مختلف چرخۀ کالدونین هم‌زمان بوده است (Aghanabati 2010)، پسروی‌های متعددی انجام (برای نمونه، Ghavidel Syooki et al. 2011a) و چرخه‌های فرسایشی پس‌از اردوویسین در بسیاری از نقاط همچون بلوک کلمرد در خاور ایران مرکزی به نبود رسوبی عظیمی از اردوویسین تا دونین و گاه کربنیفر منجر شده‌اند (Aghanabati 1977; Ghaderi et al. 2008). مطالعه‌های دیرینه‌شناختی و زیست‌چینه‌نگاری اندکی روی طبقه‌های اردوویسین ایران مرکزی انجام‌ شده‌‌اند که در بسیاری از آنها، زمان آغاز نوسان‌های نسبی سطح آب ناشناخته است؛ ازاین‌رو، ضروری به نظر می‌رسد طبقه‌های اردوویسین این منطقه بیشتر بررسی و ارزیابی‌های دیرینه‌شناختی به کمک ابزارهای دقیق‌تر انجام شوند. در پژوهش حاضر، باتوجه‌به وجود رخنمون‌های خوب از ردیف رسوبات اردوویسین در بلوک کلمرد، برش چینه‌شناسی در جنوب کوه بنرگ در سوی خاوری تاقدیس کلمرد انتخاب و ازنظر ریزدیرینه‌شناسی به کمک کنودونت‌ها به‌طور دقیق بررسی شد؛ گفتنی است مطالعۀ دیرینه‌شناسی این توالی‌ها در بلوک کلمرد به‌علت غلبۀ ردیف رسوبات آواری و کمبود سنگوارۀ‌ مناسب تا حدی مشکل است. اگرچه کنودونت‌ها (یکی از گروه‌های بسیار ارزشمند سنگواره‌ای‌ برای تعیین سن طبقه‌های پالئوزوئیک) در این ناحیه در دسترس قرار دارند، به‌جز دو مقالۀ منتشر‌شده دربارۀ این طبقه‌ها در بخش شمالی بلوک کلمرد (Ghaderi et al. 2008) و واحدهای معادل آن به نام سازند غیررسمی کتکویه در پایانۀ جنوبی این بلوک در ناحیۀ زرند کرمان (Zhen et al. 2001)، گزارش دیگری از کنودونت‌های اردوویسین این بلوک وجود ندارد؛ از‌این‌رو، توالی‌ اردوویسین در ناحیۀ یاد‌شده از فرازمین کلمرد در نوشتار حاضر بررسی و ضمن مطالعۀ کنودونت‌های موجود و مقایسه و بایوزوناسیون آنها در قالب الگوهای استاندارد جهانی، تلاش می‌شود طبقه‌های اردوویسین این ناحیه به‌دقت تعیین‌ سن شوند.

 

پیشینۀ پژوهش

باوجود رخنمون‌های متعدد و پراکندۀ طبقه‌های اردوویسین در ایران، بیشتر مطالعه‌های انجام‌شده در این بازۀ زمانی روی پهنۀ البرز و به‌ویژه البرز خاوری تمرکز دارند (برای نمونه، Gansser and Huber 1962؛ Glaus 1965؛ Kushan 1973؛ Muller 1973؛ Stampfli 1978؛ Yazdi and Hosseini-Nezhad 2002؛ Lefebvre et al. 2005؛ Ghavidel-Syooki 2006؛ Ghavidel-Syooki et al. 2011b؛ Ghobadi Pour 2006, 2008, 2019؛ Ghobadi Pour et al. 2007a, 2007b, 2011a, 2011b, 2011c؛ Popov et al. 2008, 2009؛ Bogolepova et al. 2014؛ Jahangir et al. 2015, 2016) و به‌جز چند پژوهش‌ (برای نمونه، Huckriede et al. 1962؛ Ruttner et al. 1968؛ Aghanabati 1977؛ Rickards et al. 1994؛ Afshar-Harb 1995؛ Hamedi 1995؛ Ghobadi Pour et al. 2006؛ Ghaderi et al. 2008a,b؛ Ghavidel Syooki et al. 2011a, 2014, 2015؛ Hairapetian et al. 2015؛ Bayetgoll et al. 2016)، طبقه‌های اردوویسین در ایران مرکزی، زاگرس و کپه‌داغ کمتر مدنظر بوده‌اند.

قدیمی‌ترین گزارش دردسترس از طبقه‌های اردوویسین ایران مرکزی به مطالعه‌های Huckriede et al. (1962) در ناحیۀ کرمان مربوط است. Ruttner et al. (1968) در بررسی زمین‌شناسی ناحیۀ شیرگشت- ازبک‌کوه که در قالب گزارش شمارۀ 4 سازمان زمین‌شناسی کشور منتشر شده است، سازند شیرگشت را شناسایی و برش الگوی آن را در جنوب کوه‌های درنجال طبس با ضخامت 1236 متر معرفی کرده‌اند. Aghanabati (1977) هنگام تهیۀ نقشۀ زمین‌شناسی با مقیاس 250000/1 طبس، زمین‌شناسی ناحیۀ کلمرد را مطالعه کرده و توالی اردوویسین این ناحیه به ضخامت 200 متر را معادل و مشابه با سازند شیرگشت دانسته است. Hamedi and Wright (1992) و سپس، Hamedi در نوشتۀ Rickards et al. (1994)، توالی اردوویسین در بخش جنوبی بلوک کلمرد در ناحیۀ زرند کرمان را در قالب سازند جدیدی به نام سازند کتکویه (کتکوئیه) [گتکوئیه] با ضخامت 321 متر معرفی کرده‌اند. این سازندِ عمدتاً آواری که در ناحیۀ کرمان روی دولومیت هتکن یا سازند کوهبنان (کامبرین پسین) قرار گرفته و با سازند شبجره (سیلورین) پوشیده شده، در قالب دو عضو غیررسمی تفکیک شده است: عضو اول این سازند شامل توالی پیش‌روندۀ شیلی/ماسه‌سنگی است که در برخی برون‌زدها با گدازه‌های بالشی، ضخامت سنگ‌آهکی/شیلی دریایی و سنگ‌های آذرآواری بالایی همراه است؛ عضو دوم سازند کتکویه از لایه‌های سرخ‌رنگ در پایین تشکیل شده است که به‌سمت بالا و به‌طور تدریجی به مخلوطی از طبقه‌های دریایی- غیردریایی ختم می‌شوند. Hamedi (1995) در رسالۀ دکتری خود، توالی‌های پالئوزوئیک پیشین ناحیۀ کرمان را مطالعه و ضمن بازنگری طبقه‌های سازند شیرگشت در برش الگو، توالی اردوویسین سازند کتکویه را از رخسارۀ الگوی سازند شیرگشت متمایز دانسته است؛ از دیدگاه او و نگارندگان پژوهش حاضر، رخنمون‌های منتسب به اردوویسین در ناحیۀ کلمرد از دیدگاه رخساره‌ای و ضخامتی با برش الگوی سازند شیرگشت تفاوت آشکار دارند و به توالی هم‌ارز در ناحیۀ کرمان بسیار شبیهند؛ ازاین‌رو، Hamedi (1995) طبقه‌های اردوویسین بلوک کلمرد در باختر طبس را به سازند کتکویه منتسب کرده است و این در حالی است که در نقشه‌های زمین‌شناسی با مقیاس 250000/1 طبس (Aghanabati 1977) و 100000/1 حلوان (Sheikholeslami and Zamani 1999)، طبقه‌های متعلق به اردوویسین با نام سازند شیرگشت نمایش داده شده‌‌اند. نگارندگان پژوهش حاضر ‌به استناد تفاوت‌های یادشده و به تبعیت از Hamedi (1995)، توالی رسوبی مطالعه‌شده در جنوب کوه بنرگ را با نام سازند کتکویه در نظر گرفته‌اند.

اگرچه Hamedi et al. (1997) سن سازند کتکویه در ناحیۀ زرند کرمان را بر اساس فون کنودونتی آرنیگین [فلوین] تا کارادوسین- آشگیلین [سندبین- هیرنانتین؟] دانسته‌اند، در این نوشته هیچ‌گونه مستندی از کنودونت‌های مدنظر ایشان ارائه نشده است. Rickards et al. (1994, 2001) فون گراپتولیتی سازند کتکویه در محل برش الگو را مطالعه کرده‌اند و ضمن گزارش گونۀ Yutagraptus cf. mantuanus که معرف سن فلوین پسین [آرنیگین پسین] است، گونه‌های جدیدی از دندروئیدهای اردوویسین را برای نخستین‌بار از این توالی معرفی کرده‌اند. Percival et al. (2009) در مطالعۀ توالی سازند کتکویه در برش شبجرۀ کرمان، ضمن معرفی گونۀ جدیدی به نام Martellia shabdjerehensis از بازوپایان، سن این توالی را دارویلین (اردوویسین میانی) معرفی کرده‌اند. از دیدگاه رسوب‌شناختی، Khanehbad et al. (2010) با مطالعۀ دیاژنز و بررسی ژئوشیمیایی رخساره‌های سیلیسی آواری منتسب به اردوویسین در کوه‌های راهدار (بلوک کلمرد)، خاستگاه، جایگاه تکتونیکی و شرایط آب‌وهوایی دیرینۀ ناحیۀ منشأ را تعیین کرده‌اند. Bayet-Goll (2013) با بررسی اثرسنگواره‌های موجود در توالی سازند شیرگشت در کوه‌های راهدار (بلوک کلمرد)، سن اردوویسین پیشین تا میانی را برای آن پیشنهاد کرده‌اند.

تنها مطالعه‌های مستند دربارۀ کنودونت‌های اردوویسین بلوک کلمرد به دو مقالۀ منتشر‌شده در بخش جنوبی این بلوک در ناحیۀ زرند کرمان (Zhen et al. 2001) و واحدهای معادل آن در بخش شمالی بلوک یادشده (Ghaderi et al. 2008a) مربوط است؛ اگرچه پیش‌ازاین، Muller (1973) و سپس Ghaderi et al. (2008b) کنودونت‌های اردوویسین برش الگوی سازند شیرگشت را مطالعه و زون‌بندی کرده‌اند. Zhen et al. (2001) با مطالعۀ کنودونت‌های Rhipidognathid به‌دست‌آمده از بخش پایینی سازند کتکویه در محل برش الگو، گونۀ Bergstroemognathus hubeiensis را از این توالی معرفی کرده‌اند و سن عضو اول سازند کتکویه را اردوویسین پیشین دانسته‌اند. Ghaderi et al. (2008) نیز کنودونت‌های به‌دست‌آمده از برش میوگدار را در قالب بایوزون‌های Cordylodus spp.، deltifer و proteus زون‌بندی و سن این توالی را ترمادوسین پیشین تا آرنیگین پسین [انتهای فلوین- داپینگین پیشین؟] در نظر گرفته‌اند. زوناسیون یادشده در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ در پژوهش حاضر بازنگری شده است.

 

روش مطالعه

پس‌از مطالعۀ مقدماتی گزارش‌ها (برای نمونه، Aghanabati 1977؛ Hamedi 1995؛ Bayet-Goll et al. 2016) و نقشه‌های زمین‌شناسی (برای نمونه، Aghanabati 1977؛ Sheikholeslami and Zamani 1999) منطقۀ مطالعه‌شده، بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری دقیق از توالی مدنظر انجام شد؛ در این مرحله، علاوه‌بر برداشت نمونه‌های مناسب برای مطالعه‌های کنودونت‌شناسی، ضخامت لایه‌های رسوبی موجود اندازه‌گیری و ستون سنگ‌چینه‌ای برش مدنظر در صحرا تهیه و ترسیم شد. هنگام مطالعه‌های صحرایی به سنگ‌شناسی و رنگ واحدهای سنگی، ساختمان‌های رسوبی موجود، اثرسنگواره‌ها و تغییرات رخساره‌ای در مقیاس صحرایی توجه شد و تعداد 80 نمونۀ مختلف با وزن تقریبی 3 کیلوگرم برای هر نمونه برداشت و شماره‌گذاری شدند.

نمونه‌های برداشت‌شده در آزمایشگاه آماده‌سازی سنگوارۀ دانشگاه فردوسی مشهد به قطعه‌های کوچک (ابعاد حداکثر 5 سانتی‌متری) شکسته و پس‌از شستشوی اولیه با آب، به کمک محلول رقیق‌شدۀ فرمیک‌اسید 10 درصد و برخی نمونه‌ها با استیک‌اسید 20 درصد حل شدند. به‌منظور آماده‌سازی با فرمیک‌اسید، نمونه‌ها به‌مدت یک شبانه‌روز و هنگام استفاده از استیک‌اسید، نمونه‌ها به‌مدت یک هفته درون ظرف تحت‌تأثیر فرایند انحلال قرار گرفتند. پس‌از این فرایند، نمونه‌ها از بشر خارج و روی الک‌های 18 و 230 مش ریخته و شستشو شدند. مراحل یادشده برای برخی از نمونه‌ها چهار بار و برای برخی دیگر تا شش بار تکرار شدند. پس‌از خشک‌شدن رسوبات حاصل، فرایند جداسازی کنودونت‌ها زیر میکروسکوپ نوری انجام شد و درنهایت، کنودونت‌های شاخص به‌دست‌آمده به کمک میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM) مدل Leo1450VP در آزمایشگاه مرکزی دانشگاه فردوسی مشهد تصویربرداری شدند. باتوجه‌به اینکه ردیف رسوبات مدنظر در پژوهش حاضر به دورۀ اردوویسین تعلق داشت، منابع معتبر و ارزشمند دربارۀ طبقه‌های اردوویسین نقاط مختلف ایران و دیگر نقاط دنیا به‌ویژه با تأکید بر مطالعه‌های کنودونت‌شناسی به‌طور دقیق بررسی شدند و از آنها در شناسایی کنودونت‌ها و بایوزوناسیون آنها استفاده شد (برای نمونه، Lindstrom 1955؛ Löfgren 1994, 2003؛ Zhen et al. 2003, 2007, 2009a, 2009b, 2011, 2015؛ Löfgren and Tolmacheva 2003؛ Viira 2011؛ Carlorosi and Heredia 2013؛ Jahangir et al. 2015, 2016).

 

موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی عمومی برش مطالعه‌شده

برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده در پژوهش حاضر در 5/76 کیلومتری باختر شهر طبس در استان خراسان جنوبی و در یال خاوری تاقدیس کلمرد در حاشیۀ جنوبی کوه بنرگ قرار گرفته است. مختصات جغرافیایی قاعدۀ این برش "48 '37 °33 عرض شمالی و "04 '15 °56 طول خاوری است که باتوجه‌به تقسیمات ساختاری ایران، در خاور ایران مرکزی و بلوک کلمرد (Aghanabati 2008) جای می‌گیرد. تاقدیس کلمرد از سوی خاور با گسل کلمرد- چاه سرب و از سوی باختر با گسل پوشیدۀ نایینی محدود می‌شود (Aghanabati 1977) و بخش عمدۀ پهنۀ شمالی فرازمین کلمرد را می‌سازد. طبقه‌های رسوبی موجود در این فرازمین از پرکامبرین تا ژوراسیک پسین گزارش شده‌اند و سنگ‌های کرتاسه و پس‌از آن (به‌جز آبرفت‌های جوان کواترنری) در این ناحیه شناخته‌ نشده‌اند (Sheikholeslami and Zamani 1999). به‌طور‌کلی، سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوه‌زایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد؛ به عبارت دیگر، این بلوک در دو مقطع زمانی طولانی ویژگی فرازمین داشته که این امر به‌‌شدت تحت‌تأثیر حرکت‌های گسل کلمرد بوده است (Aghanabati 2008). توالی‌های منسوب به پرکامبرین سازند کلمرد در این ناحیه در اثر رخداد کاتانگایی چین‎ خورده‌اند و سپس با ناپیوستگی زاویه‎‌دار با نهشته‎های اردوویسین پوشیده شده‎‌اند؛ پس‌از‌آن به‌علت فعالیت چرخۀ فرسایشی معادل با کالدونین، نهشته‌های دونین بالایی (سازند راهدار) و گاه کربنیفر زیرین (سازند گچال) با گذر ناپیوستۀ فرسایشی طبقه‌های اردوویسین را پوشانده‌اند.

سنگ‌های پرمین در ناحیۀ کلمرد با نام سازند خان (Aghanabati 1977) یا گروه خان (Leven and Gorgij 2009) شناخته می‌شوند. توالی تریاس زیرین- میانی فرازمین کلمرد، طبقه‌های معادل با سازندهای شناخته‌شدۀ سرخ‌‌شیل و شتری در بلوک طبس هستند، اما سنگ‎های تریاس بالایی در این ناحیه گزارش نشده‌اند؛ به باور Aghanabati (2008)، این امر از وقفۀ رسوب‌گذاری متأثر از رویداد سیمرین پیشین ناشی می‌شود که در بلوک کلمرد در مقایسه با بلوک طبس طولانی‎تر بوده است. ردیف‎های ژوراسیک این بلوک به رسوبات لیاس- دوگر میانی محدود می‌شوند و نبود نهشته‎های جوان‎تر از سازند بادامو نشان می‎دهد خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر به بعد بوده است که رخداد کوه‌زایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار می‎آید. شکل 1، موقعیت جغرافیایی، نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده و محل برش چینه‌شناسی برداشت‌شده را نشان می‌دهد.

 

سنگ‌چینه‌نگاری

سازند شیرگشت در محل برش الگو به سن کامبرین پسین- اردوویسین (برای نمونه، Muller 1973؛ Ghaderi et al. 2008b)، یکی از واحدهای چینه‌شناسی پرسنگواره‌ و ضخیم ایران مرکزی است که نخستین‌بار در قالب سه پاره‌سازند غیررسمی به ضخامت مجموع 1236 متر در برش الگو معرفی شد (Ruttner et al. 1968). این سازند در ناحیۀ الگو به‌‌شکل هم‌شیب و با گذر تدریجی روی سنگ‌آهک‌های حاوی سنگوارۀ بازوپایان Billingsella[3] سازند درنجال (کامبرین پسین) قرار گرفته و خود با سنگ‌های آذرین بازالتی و توالی سنگ‌آهک‌های‌ حاوی سنگوارۀ سازند نیور (به سن سیلورین) با گذر ناپیوستۀ فرسایشی و گسله و درهم‌ریخته پوشیده شده است (Hamedi 1995; Bruton et al. 2004; Ghobadi Pour et al. 2006).

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و نقشۀ زمین‌شناسی منطقۀ مطالعه‌شده و محل برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ (نقشۀ زمین‌شناسی برگرفته از Sheikholeslami and Zamani 1999 با تصحیح و ترسیم مجدد)

 

 

Hamedi (1995) با اندازه‌گیری دوبارۀ ضخامت سازند شیرگشت در برش الگو و با درنظرگرفتن ساختار پیچیده و گسله‌بودن این برش، ضخامت کل توالی سازند شیرگشت در منطقۀ الگو را 1013 متر دانسته است. Ghobadi Pour et al. (2006) نیز برش الگوی سازند شیرگشت را برش مرکب[4] دانسته و تکه‌تکه‌بودن بخش‌های مختلف آن را تأیید کرده است و ازاین‌رو، مجموع ضخامت این برش مرکب را متجاوز از 800 متر نمی‌دانند.

نخستین‌بار، Aghanabati (1977) توالی اردوویسین در ناحیۀ کلمرد را معادل با سازند شیرگشت در ناحیۀ الگو در نظر گرفت، اما ضخامت آن را 200 متر و در قالب چهار پاره‌سازند معرفی کرد. به نوشتۀ Ghaderi et al. (2008a)، کنودونت‌های به‌دست‌آمده از طبقه‌های اردوویسین در یال خاوری تاقدیس کلمرد (برش میوگدار) سن اردویسین پیشین (ترمادوسین- آرنیگین) را نشان می‌دهند. Bayet-Goll et al. (2013) نیز ضمن مطالعۀ توالی منسوب به اردوویسین در برش کوه راهدار و با استناد به حضور اثرگونه‌های مختلف متعلق به تریلوبیت‌ها نظیر Cruziana furcifera، Cruziana goldfussi، Cruziana rouaulti، Cruziana rugosa، Cruziana semiplicata و Cruziana yini، سن اردوویسین پیشین تا میانی را برای این نهشته‌ها پیشنهاد کرده‌اند.

توالی معادل با سازند شیرگشت در برش جنوب کوه بنرگ در بلندی‌های کلمرد که در نوشتار حاضر بحث و سازند کتکویه خوانده می‌شود، بیشتر از واحدهای سنگی آواری تشکیل شده است. این طبقه‌ها با 8/214 متر ضخامت و گذر ناپیوستۀ زاویه‌دار روی اسلیت‌ها، سیلت‌سنگ‌ها‌ و شیل‌های قرمز بخش بالایی سازند کلمرد قرار گرفته‌اند و خود با گذر ناپیوستۀ فرسایشی با افق کوارتزآرنایت پایۀ سازند گچال پوشیده شده‌اند (شکل 2). در پژوهش حاضر، این توالی در قالب سه عضو غیررسمی و 35 واحد سـنگی مختلف دسته‌بندی شده است. عضو اول، 5/87 متر ضخامت دارد و عضو ماسه‌سنگ زیرین خوانده می‌شود. این عضو حداقل در نیمۀ شمالی بلوک کلمرد به‌شکل نخستین بخش سازند کتکویه در تمام برش‌های چینه‌شناسی شناخته‌شده حضور دارد. این عضو که مستقیماً روی سازند کلمرد قرار دارد (شکل‌ 2، الف و ب)، مشتمل بر ضخامت متنوعی از کوارتزآرنایت سفید، صورتی و قهوه‌ای روشن است که گاه تناوب‌هایی از ماسه‌سنگ‌های لیتارنایتی، دولومیت و چرت دارد. اثرسنگواره‌‌های فراوان نوع Cruziana، Rosophycus، Palaeophycus،Bergaueriaو Uchiritesبه‌ویژه در کوارتزآرنایت‌های قهوه‌ای روشن بخش بالایی این عضو، ساختمان‌های رسوبی متنوعی نظیر طبقـه‌بنـدی مـورب، ریپـل مارک‌هـای موجی و تداخلی و ساختمان‌های رسوبی آژنگی[5] (شکل 2، پ و ث) را نشان می‌دهند. این رسوبات در محیط کاملاً ساحلی[6] و گاه در‌ارتباط‌با مَت‌های میکروبیال سطحی تشکیل شده‌اند. نمونه‌های M101 تا M106 و MC201 تا MC208 از این عضو برداشت شده‌اند.

عضو دوم با نام عضو شیل میانی و 2/113 متر ضخامت به‌طور عمده از شیل‌های قرمز تیره در پایین و شیل‌های سبز تا سبز متمایل به قهوه‌ای در بالا تشکیل شده است. این شیل‌ها سرشار از میان‌لایه‌های ماسه‌سنگی و سنگ‌آهکی ماسه‌ای/دولومیتی‌ و در پایین همراه با استروماتولیت هستند (شکل‌ 2، ج و چ) و در بخش میانی خود ذخایری از فسفریت‌های رسوبی را جای داده‌اند که بیشتر ساختار میکروکوپرولیتی دارند (Nezhadabbas et al. 2019). اثرسنگوارۀ Cruziana مهم‌ترین سـاختمان‌ رسوبی زیست‌زادی موجود به‌ویژه در بخش‌های بالایی این عضو است و شاهدی از ساختمان‌های رسوبی جریانی در این بخش دیده نمی‌شود. وجود رخسارۀ سنگی ریزدانۀ شیل دریایی، نبود ساختمان‌های جریانی، رنگ سبز تا خاکستری شیل‌ها و کمبود فونای جانوری همراه با سنگواره‌‌های کنودونت و آثار فسفریت گویای روند عمیق‌شدگی و کاهش سطح اکسیژن حوضه از عضو 1 به عضو 2 است؛ بر اساس این، Bayet-Goll et al. (2016) محیط رسوب‌گذاری این عضو را شلف عمیق دانسته‌اند. نمونه‌های MC208B تا MC261 از این عضو برداشت شده‌اند.

 

 

 

پ

ت

ج

ث

ح

چ

الف

سازند کلمرد

ب

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی توالی سازند کتکویه در کوه‌های کلمرد در باختر طبس؛ الف. گذر زیرین سازند کتکویه با سازند کلمرد که به‌شکل ناپیوستگی زاویه‌د‌ار مشخص است (دید به‌سوی شمال)، ب. همین ناپیوستگی در نمایی دیگر (دید به‌سوی خاور)، پ. ریپل مارک‌های موجی متقارن در بخش بالایی عضو ماسه‌سنگ زیرین، ت. ساختمان‌های آژنگی (wrinkled mark)مرتبط با توسعۀ مَت‌های میکروبیال در سطح رسوبات ماسه‌ای ریپلی متعلق به بخش بالایی عضو ماسه‌سنگ زیرین، ث. اثرسنگواره‌‌های Cruziana rugosa (پیکان آبی‌رنگ)، Bergaueria isp. (پیکان زرد‌رنگ) و Uchirites isp. (پیکان قرمز‌رنگ) در بخش بالایی عضو ماسه‌سنگ زیرین، ج. استروماتولیت‌های نامنظم تا گنبدی‌شکل در ابتدای عضو شیل میانی که در طبقه‌های اغلب دولومیتی بخش پایینی این عضو مشاهده می‌شوند، ث. نمایی از توالی عضو شیل میانی سازند کتکویه در برش مطالعه‌شده (دید به‌‌سوی شمال)، ج. سنگ‌آهک‌های دولومیتی/ماسه‌ای عضو کربناتۀ بالایی سازند کتکویه در برش مطالعه‌شده (دید به‌سوی شمال).

 

 

عضو سوم با نام عضو کربنات بالایی در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ، 1/14 متر ضخامت دارد و کم‌ضخامت‌ترین عضو سازند کتکویه را در این ناحیه تشکیل می‌دهد (شکل 2، ح). سنگ‌آهک‌های ماسه‌ای/دولومیتی قهوه‌ای با تناوب‌هایی از شیل قرمز ارغوانی تیره‌رنگ و مارن ندولار، سنگ‌شناسی غالب این عضو را تشکیل می‌دهند که به‌ویژه در بخش پایینی کنودونت دارند. نمونه‌های MC262 تا MC272 از این عضو برداشت شده‌اند. Bayet-Goll et al. (2013) تشکیل این عضو در برش چینه‌شناسی کوه راهدار را به محیط‌های لاگون، شول و پهنۀ جزرومدی نسبت داده‌اند.

 

زیست‌چینه‌نگاری

همان‌طور که در مبحث زیست‌جغرافیای دیرینه گفته شد، کنودونت‌های شناسایی‌شده در پژوهش حاضر بیشترین قرابت فونی را با نمونه‌های مشابه در حوضۀ بالتواسکاندیک (بالتیک شمالی- اسکاندیناوی) و حوضۀ آرژانتین دارند. Mannik and Virra (2012) در تحلیل جامعی که دربارۀ میزان تنوع کنودونت‌های اردوویسین حوضۀ بالتیک شمالی انجام داده‌اند، تمام 36 بایوزون و زیرزون کنودونتی معرفی‌شده از این حوضه را در چهار دستۀ کلی شامل proavus-crassus zones، crassus-anserinus zones، variabilis-ventilatus zones و ventilatus Zone- topmost Ordovician تقسیم‌بندی کرده‌اند. مبنای دسته‌بندی یادشده، میزان تنوع جنس‌های کنودونتی شناخته‌شده از این دسته‌هاست؛ به‌طوری‌که هر دسته با شکوفایی تاکسا آغاز می‌شود، به اوج می‌رسد و با کاهش مشخص تاکسا پایان می‌یابد و سپس دستۀ جدید آغاز می‌شود (شکل 3).

درمجموع 80 نمونۀ سنگی در مطالعۀ حاضر برداشت شدند که تنها 7 نمونه کنودونت داشتند. این کنودونت‌ها تنوع کم و فراوانی متوسطی را در لایه‌های سنگواره‌‌دار نشان می‌دهند و به 6 جنس و 14 گونۀ مختلف از عناصر مخروطی ساده و شاخه‌ای‌شکل تعلق دارند. تمام این کنودونت‌ها که مؤید بازۀ زمانی اردوویسین پیشین (ترمادوسین- فلوین) هستند، بر مبنای تقسیم‌بندی Mannik and Virra (2012) در دستۀ کلی proavus-crassus zones قرار می‌گیرند. این دسته بازۀ زمانی آغاز اردوویسین تا بخش‌های پایینی اردوویسین میانی را در بر می‌گیرد؛ هرچند فونای شناسایی‌شده در پژوهش حاضر تنها با بخش میانی محدودۀ proavus-crassus zones در نوشتۀ Mannik and Virra (2012) معادل است. در حوضۀ بالتواسکاندیک، تنوع کنودونت‌ها از بالاترین بخش کامبرین و در سرتاسر ترمادوسین تا فلوین پسین و در محدودۀ بایوزون‌های proavus-evae به‌طور پیوسته‌ افزایش می‌یابد. میزان تنوع و فراوانی جنس‌ها و گونه‌ها در محدودۀ بایوزون evae به بیشترین مقدار خود می‌رسد و تـنوع گونه‌ای در بخـش بالایی این بایـوزون نقطۀ اوج را نشان می‌دهد (Mannik and Virra 2012). باوجود قدری کاهش تنوع در بایوزون‌های triangularis-navis، روند افزایشی دوباره در محدودۀ بایوزون originalis با سن داپینگین به اوج می‌رسد. محدودۀ proavus-evae با فراوانی کنودونت‌های مخروطی متنوع شامل جنس‌های Acodus، Drepanodus، Drepanoistodus، Oistodus، Paltodus، Paroistodus و Scolopodus مشخص می‌شود؛ همچنین ظهور آپارات‌های جدید و پیچیده‌تر همراه با عناصر اسکلتی شاخه‌ای‌شکل و زوائد‌ دندانه‌دار نظیر جنس‌های Oepikodus، Periodon، Prioniodus و Trapezognathus در این بازۀ زمانی اتفاق می‌افتد. در پایان شکوفایی اردوویسین پیشین و پس‌از نقطۀ اوج این رویداد در محدودۀ بایوزون originalis، تنوع گونه‌ای به‌سرعت کاهش می‌یابد و به میزان حداقل در محدودۀ بایوزون crassus می‌رسد؛ با این توضیح، در نیمۀ پایینی محدودۀ proavus-crassus و تا بالای بایوزون elegans، شکوفایی گونه‌ای بر میزان انقراض گونه‌ای غالب است، اما در نیمۀ بالایی این محدوده از evae تا crassus، میزان ظهور و انقراض روند متنوعی را دنبال می‌کند (شکل 3). با این توضیحات، بایوزون‌های پیشنهادی برای سازند کتکویه در برش مطالعه‌شده به شرح زیر است:

 

 

شکل 3- نمودار تنوع کنودونت‌های اردوویسین در حوضۀ بالتیک شمالی و بایوزون‌های استاندارد تعیین‌شده برای این ایالت (برگرفته از Mannik & Virra 2012)


تجمع فونی معادل با proteus Zone

نخستین نمونۀ حاوی کنودونت در توالی رسوبی سازند کتکویه در برش جنوب کوه بنرگ، نمونۀ MC208B در ابتدای عضو دوم این سازند است. این نمونه که از لایۀ با سنگ‌شناسی دولومیت ماسه‌ای و ماسه‌سنگ آهکی به رنگ قهوه‌ای روشن و به فاصلۀ 5/86 متری از قاعدۀ سازند برداشت شده است، دو گونۀ مخروطی ساده با نام‌های Drepanodus arcuatus و Drepanoistodus costatus را شامل می‌شود.

گونۀ Drepanodus arcuatus: این گونه بیشترین فراوانی را دارد و به‌جز عضو ماسه‌سنگی زیرین، تقریباً در بخش عمده‌ای از گسترۀ سازند کتکویه شناخته شده است. این گونه که نخستین گونۀ شناسایی‌شده در سازند کتکویه در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ است، یکی از شناخته‌شده‌ترین‌ها در میان تمام کنودونت‌های اردوویسین دنیاست و بیشترین پراکندگی جغرافیایی را دارد. در مقیاس جهانی، گونۀ یادشده نخستین‌بار در بایوزون deltifer در نیمۀ بالایی ترمادوسین ظاهر می‌شود و حضور آن در برش‌های مختلف حوضۀ اسکاندیناوی تا بایوزون serra (در نوشتۀ Löfgren and Tolmacheva 2003) و در حوضۀ بالتیک شمالی تا بایوزون suecicus (در نوشتۀ Mannik and Virra 2012) به سن دارویلین میانی- پسین ادامه دارد؛ با این توضیح و از آنجاکه نخستین حضور این گونه در مطالعۀ حاضر در نمونۀ MC208B ثبت شد، سن این لایه نباید قدیمی‌تر از بایوزون deltifer باشد. با استناد به این گونه، نخستین لایۀ حاوی کنودونت سازند کتکویه در برش جنوب کوه بنرگ حداقل سن deltifer و نیمۀ بالایی ترمادوسین را خواهد داشت.

گونۀ Drepanoistodus costatus: این گونه در زمرۀ گونه‌های با گسترش جغرافیایی وسیع شناخته می‌شود و از ایالت‌های مختلفی نظیر استرالیا، چین شمالی و جنوبی، آرژانتین، گرینلند و لورنشیا گزارش شده است؛ هرچند گونۀ شاخص حوضۀ بالتواسکاندیک نیست (Zhen et al. 2003). این گونه در اردوویسین پیشین و اغلب در بایوزون evae در اشکوب فلوین فراوان است (Agematsu et al. 2008a; Zhen et al. 2009b) و در ایالت آرژانتین پرکوردیلرایی حتی تا اواخر اردوویسین میانی نیز حضور دارد (Serra et al. 2015). Heredia et al. 2013 این گونه را از بایوزون diprion (بایوزون بالای بایوزون evae که بر اساس حضور گونۀ Trapezognathus diprion تعریف شده است) به سن انتهای فلوین گزارش کرده‌اند؛ باوجوداین، Albanesi et al. (2011)، Zeballo et al. (2013) و به‌تازگی Voldman et al. (2017) این گونه را در شمال باختر آرژانتین از طبقه‌های قدیمی‌تر بایوزون Acodus apex (معادل با بایوزون proteus) متعلق به ترمادوسین پسین گزارش کرده‌اند؛ بر اساس این و نظر به همراهی گونه‌های Drepanodus arcuatus(با گسترۀ سنی deltifer-suecicus) و Drepanoistodus costatus (با گسترۀ سنی proteus-suecicus) در نمونۀ MC208B، سن واقعی این لایه دست‌کم محدودۀ ترمادوسین پسین تا اوایل فلوین در محدودۀ بایوزون‌ proteus است.

 

تجمع فونی معادل با elegans- evae Zones

در ادامۀ توالی رسوبی سازند کتکویه در برش جنوب کوه بنرگ، نمونۀ MC232 به فاصلۀ 130 متری از قاعدۀ سازند غنی از انواع کنودونت‌های مخروطی نظیر Acodus triangularis، Acodus cf. deltatus، Drepanoistodus cf. nowlani، Drepanoistodus cf. bassiovalis، Drepanoistodus bassiovalis و Gothodus costalatus است که همۀ این گونه‌ها گسترۀ کلی proavus-crassus در نوشتۀ Mannik and Virra (2012) را یادآوری می‌کنند. در زیر به تشریح دقیق جایگاه سنی هریک از این گونه‌ها و نقش آنها در تعیین سن ادامۀ توالی سازند کتکویه در برش مطالعه‌شده پرداخته ‌می‌شود:

گونۀ Acodus triangularis: Zhen et al. (2005) این گونه از سازند Honghuayuan را در چین جنوبی ارزیابی کرده‌اند و آپارات آن در قالب دستگاه هفت عضوی تفسیر شده است. Zhen et al. (2009a) این گونه را در بخش بالایی Serratognathus diversus Zone (معادل با بخش بالایی بایوزون proteus) و بخش زیرین Prioniodus honghuayuanensis Zone (معادل با بخش اعظم بایوزون elegans) گزارش کرده‌اند. به نوشتۀ Zhen et al. (2015)، آغاز Serratognathus diversus Zone در ایالت استرالیایی معرف آغاز اشکوب فلوین است؛ این تعریف به‌خوبی در گندوانای خاوری (استرالیای باختری و شمالی) و در پری‌گندوانا (چین شمالی، کره، حوضۀ تاریم، ایندوچین، سیبوماسو و قزاقستان) ‌استفاده می‌شود و مطابقت دارد (Zhen et al. 2009a,b, 2015). گونۀ Acodus triangularis در ایالت آرژانتین، گونه‌ای بایوزون‌ساز است و بایوزون هم‌نامی به سن فلوین پیشین (معادل با بخش انتهایی بایوزون proteus و پایین‌ترین بخش بایوزون elegans) را می‌سازد که با نخستین حضور گونۀ یادشده آغاز می‌شود (Voldman et al. 2017). به نوشتۀ Voldman et al. (2017)، حد بالایی بایوزونAcodus triangularis در چین جنوبی در Prioniodus honghuayuanensis Zone اتفاق می‌افتد و نخستین حضور Gothodus vetus پایان‌بخش این بایوزون در ایالت آرژانتین است.

گونۀ Drepanoistodus cf. nowlani: گسترۀ سنی این گونه به اردوویسین پیشین محدود می‌شود. نخستین بار، Ji and Barnes (1994) گونۀ Drepanoistodus nowlani را از گروه Saint George به سن اردوویسین پیشین (سری کانادین) در باختر نیوفوندلند کانادا معرفی کرده‌اند. Zhen et al. (2007, 2009a) این گونه را در سرتاسر سازند Honghuayuan در چین جنوبی از اوایل ترمادوسین پسین تا اواخر فلوین پیشین (بایوزون‌های Triangulodus bifidus، Serratognathus diversus و Prioniodus honghuayuanensis) گزارش کرده‌اند. Zeballo et al. (2008) گونۀ یادشده را از سازند Santa Rosita آرژانتین و از مجموعه‌ای به سن اوایل ترمادوسین پسین در گسترۀ بایوزون deltifer یافته‌اند. Voldman et al. (2013) ضمن معرفی گونۀ جدیدی به نام Drepanoistodus andinus در سازند Santa Rosita آرژانتین و با حفظ جایگاه سنی اردوویسین پیشین برای آن، برخی از شکل‌‌های معرفی‌شدۀ پیشین این جنس که Ji and Barnes (1994) و Zhen et al. (2007, 2009a) آنها را با نام Drepanoistodus cf. nowlani معرفی کرده بودند، به گونۀ جدید یادشده نسبت داده‌‌اند.

گونۀ Triangulodus cf. larapintinensis: نخستین‌بار،Cooper (1981) این گونه را با نام Trigonodus larapintinensis از سیلت‌سنگ Horn Valley در استرالیای مرکزی به سن آرنیگین [فلوین] گزارش کرده است و سپس، Stait and Druce (1993) گونۀ Triangulodus larapintinensis را از بخش بالایی سازند Coolibah در استرالیای مرکزی به سن آرنیگین میانی پسین [فلوین پسین] یافته‌اند. این گونه در نوشتۀ Zhen et al. (2003) در بایوزون evae به سن بندیگونین[7] پسین- چیوتونین[8] [فلوین]، گونۀ بومی استرالیایی معرفی شده است. Zhen and Percival (2006) نیز گونۀ یادشده را در بایوزون evae از سازند Rowena پایینی در منطقۀ نیوساوت‌ولز استرالیا گزارش کرده‌اند. Agematsu et al. (2008a) در مطالعۀ طبقه‌های اردوویسین تایلند و بر اساس گسترۀ حضور گونۀ Triangulodus larapintinensis، بایوزون هم‌نامی را که معادل با بایوزون evae است، معرفی و سن فلوین را برای آن در نظر گرفته‌اند؛ Agematsu et al. (2008b) نیز گونۀ یادشده را به سن فلوین از جزایر لنکاوی مالزی معرفی کرده‌اند.

گونۀ Drepanoistodus basiovalis: این گونه به‌شکل گونۀ کنودونتی جهان‌گستر، بیشتر در قلمرو آب‌های عمیق حاضر است و با گسترۀ سنی نسبتاً زیاد عموماً به سن اردوویسین میانی شناخته می‌شود. Lindstrom (1971) در مطالعۀ جامعی که روی طبقه‌های اردوویسین اروپا داشته، گونۀ Drepanoistodus basiovalis را از طبقه‌های وُلخووین[9] [داپینگین] گزارش کرده است؛ سپس، Löfgren (1978) این گونه رادر سوئد به سن وُلخووین میانی [داپینگین] تا آسرین [دارویلین میانی] گزارش و آن را به تعداد کم در گسترۀ بایوزون‌های navis-triangularis معرفی کرده، اما حضور اصلی و پرشمار آن را در بایوزون originalis دانسته است. Dzik (1994) گونۀ Drepanoistodus basiovalis را از سنگ‌آهک Mojcza در کوهستان Holly Cross لهستان در بایوزون variabilis گزارش و Löfgren (1994, 2000) در بازنگری فون کنودونتی اردوویسین سوئد، نخستین حضور گونۀ Drepanoistodus basiovalis را مختص بایوزون originalis معرفی کرده است. Löfgren (2003) گونۀ Drepanoistodus basiovalis را در مناطق مختلفی از کشور سوئد در طبقه‌های جوان‌تر و گسترۀ بایوزون‌های variabilis-crassus نیز گزارش کرده است. Virra (2011) در مغزۀ Dekshino-328 به‌دست‌آمده از طبقه‌های اردوویسین استونی در حوضۀ بالتیک، گونۀ Drepanoistodus basiovalis را از بایوزون navis (داپینگین پیشین- میانی) تا زیرزون lindstroemi متعلق به بالاترین بخش بایوزون serra (دارویلین پسین) گزارش کرده است؛ سپس،Männik and Viira (2012) گسترۀ حضور این گونه در بالتیک شمالی را گسترۀ بایوزون‌navis (داپینگین پیشین- میانی) تا زیرزون protoramosus در بایوزون serra (دارویلین پسین) دانسته‌‌اند. گونۀ Drepanoistodus basiovalis در تایلند را Agematsu et al. (2008a) از بایوزون محلی Aurilobodus leptosomatus Range Zone به سن دارویلین و Kelman and Khider (2018) درحوضۀ آمادئوس استرالیا در طبقه‌های دارویلین گزارش کرده‌اند. Gutiérrez-Marco et al. (2008) گونۀ Drepanoistodus basiovalis را در سازند San José کشور پرو در ایالت کنودونتی آرژانتین به سن فلوین و درون بایوزون evae معرفی کرده‌اند. Carlorosi and Heredia (2013) و Heredia et al. (2013) نیز نخستین حضور گونۀ Drepanoistodus basiovalis را در ایالت آرژانتین، در سازند Acoite و درون بایوزون diprion به سن فلوین پسین دانسته و گسترۀ حضور آن را تا سازند San Juan و بایوزون crassus به سن دارویلین دنبال کرده‌اند. Carlorosi et al. (2013) حضور این گونه را در ایالت آرژانتین در سازند Alto del Cóndor درون بایوزون triangularis و به سن داپینگین پیشین گزارش کرده‌اند. Feltes et al. (2013) این گونه را از سازندهای San Juan و Las Aguaditas در ایالت آرژانتین درون بایوزون crassus-pseudoplanus به سن دارویلین یافته‌اند. Serra et al. (2015) نیز گونۀ Drepanoistodus basiovalis را در ایالت آرژانتین، در سازند Las Chacritas و بایوزون‌های pseudoplanus-suecicus به سن دارویلین پیشین- میانی معرفی کرده‌اند.

گونۀ Drepanoistodus basiovalis از توالی‌های اردوویسین Mount Arrowsmith و Koonenberry در منطقۀ نیوساوت‌ولز استرالیا را Zhen ‌et al. (2003) در بایوزون evae به سن بندیگونین پسین- چیوتونین [فلوین] معرفی کرده است. Zhen and Percival (2006) نیز گونۀ Drepanoistodus basiovalis را در بایوزون evae از سازند Rowena در منطقۀ نیوساوت‌ولز استرالیا گزارش کرده‌اند. گزارش‌های یادشده قدیمی‌ترین حضور گونۀ یاد‌شده در توالی‌های شناخته‌شدۀ اردوویسین پیشین را نشان می‌دهند؛ زیرا پیش‌از‌این، گونۀ Drepanoistodus basiovalis عمدتاً در طبقه‌های اردوویسین میانی یافت شده است. به‌تازگی، Voldman et al. (2017) گونه Drepanoistodus basiovalis را در ایالت آرژانتین در سازند Acoite و درون بایوزون محلی Gothodus vetus (معادل با بایوزون elegans) به سن فلوین پیشین معرفی کرده‌اند؛ این گزارش حتی سنی قدیمی‌تر از یافته‌های Zhen et al. (2003) و Zhen and Percival (2006) در نیوساوت‌ولز استرالیا را نشان می‌دهد و نخستین حضور گونۀ یادشده را از داپینگین میانی (بایوزون originalis) در نوشته Löfgren (2000) تا فلوین پیشین (بایوزون elegans) تنزل می‌دهد.

گونۀ Gothodus costulatus: این گونه نیز مانند Drepanoistodus basiovalis، گونه‌ای جهان‌گستر شناخته می‌شود. نخستین‌بار، Lindstrom (1955) گونۀ Gothodus costulatus را از طبقه های اردوویسین پیشین سوئد معرفی و نام‌گذاری کرده است. Wang et al. (2005) گونۀ یادشده را در سازند Dawan چین جنوبی درون بایوزون evae قرار داده‌اند. Gutiérrez-Marco et al. (2008) گونۀ Gothodus costulatus را سازند San José کشور پرو در ایالت کنودونتی آرژانتین به سن فلوین و درون بایوزون evae معرفی کرده‌اند. Carlorosi and Heredia (2013) این گونه را در ایالت آرژانتین در سازند Acoite و درون بایوزون منطقه‌ای‌ diprion به سن فلوین پسین شناسایی کرده‌اند. Carlorosi et al. (2013) حضور گونۀ Gothodus costulatus را در حوضۀ آند مرکزی ایالت آرژانتین در سازند Alto del Cóndor درون بایوزون triangularis به سن داپینگین معرفی کرده‌اند؛ با این توضیح و نظر به حضور گونه‌های شاخص بایوزون‌های elegans-evae در نمونۀ MC232، سن این لایه که به فاصلۀ 130 متری از قاعدۀ سازند سازند کتکویه در برش جنوب کوه بنرگ قرار دارد، معادل با فلوین در نظر گرفته می‌شود.

 

تجمع فونی معادل با diprion Zone (= upper evae Zone)

نمونه‌های دیگری که در بخش انتهایی سازند کتکویه در برش جنوب کوه بنرگ حاوی کنودونت هستند، عبارتند از: MC263 و MC263 در عضو سوم این سازند که به فاصلۀ تقریبی 214 متری از قاعدۀ سازند قرار گرفته‌اند. این نمونه‌ها که از دیدگاه سنگ‌شناسی از میان‌لایه‌های نازک سنگ‌آهکی همراه با شیل قرمز ارغوانی تیره تشکیل شده‌اند، حاوی گونۀ مهم و بایوزون‌ساز Trapezognathus diprion هستند که شاخص انتهای فلوین است.

گونۀ Trapezognathus diprion: این گونه که پیش‌تر تنها شاخص حوضۀ بالتواسکاندیک در نظر گرفته می‌شد، طی سال‌های اخیر در دیگر ایالت‌های کنودونتی اردوویسین همچون چین جنوبی و نواحی گندوانایی، پرو و آرژانتین شمال باختری نیز شناخته شده است (Carlorosi and Heredia 2017). نخستین‌بار، Lindstrom (1955) گونۀ Trapezognathus diprion آن را در طبقه‌های اردوویسین پیشین سوئد شناسایی و با نام گونۀ جدید Prioniodina diprion معرفی کرد. Bagnoli and Stouge (1997) تعریف اولیۀ جنس‌‌های Prioniodina و Trapezognathus را بازنگری کردند و ضمن تصحیح نام‌گذاری اولیه، گونۀ Trapezognathus diprion را بازتعریف و در گسترۀ بایوزون اولیۀ evae (در مفهوم تعریف‌شدۀ Lindström 1971)، سه بایوزون جدید به نام‌های Oepikodus evae، Trapezognathus diprion و Microzarkodina sp. A (با ترتیب سنی قدیم به جدید) تعریف کردند. بایوزون diprion مؤید زیراشکوب بیلینگنین[10] در بخش انتهایی اشکوب فلوین در مقیاس تقسیم‌بندی کرونواستراتیگرافیک حوضۀ بالتواسکاندیک است (Gutiérrez-Marco et al. 2008). Wang et al. (2005) این گونه را در چین جنوبی درون بایوزون evae از سازند Dawan نشان داده‌اند. Bergström and Löfgren (2009) حضور گونۀ Trapezognathus diprion در حوضۀ بالتواسکاندیک را مختص بخش بالایی بایوزون evae و سن آن را محدود در فلوین انتهایی دانسته‌اند. Virra (2011) در مغزۀ Tsiistre-327 به‌دست‌آمده از طبقه‌های اردوویسین استونی، گونۀ Trapezognathus diprion را از بالای بایوزون evae به سن فلوین پسین گزارش کرده است. Mannik and Virra (2012) گسترۀ حضور این گونه را فلوین پسین (بایوزون evae) تا داپینگین پیشین (بایوزون triangularis) دانسته‌اند. Carlorosi (2012) این گونه را در طبقه‌های فلوین پسین سازندهای Acoite و Alto del Cóndor آرژانتین معرفی کرده است. Carlorosi and Heredia (2013) در مطالعۀ توالی اردوویسین حوضۀ آند مرکزی در آرژانتین، جنس Trapezognathus را بررسی و گسترۀ سنی گونه‌های Trapezognathus diprion و Trapezognathus quadrangulum را بازبینی کرده‌اند و گونۀ Trapezognathus diprion را منحصر در فلوین پسین دانسته‌اند و بر مبنای حضور این گونه، بایوزون هم‌نامی را در توالی مطالعه‌‌شدۀ خود در نظر گرفته‌‌اند؛ با‌وجود‌این، Carlorosi et al. (2013) همراهی گونه‌های Trapezognathus diprion و Baltoniodus triangularis را نشان‌دهندۀ سن داپینگین پیشین برای سازند Alto del Cóndor در شمال باختر آرژانتین در نظر گرفته‌‌اند. Voldman et al. (2017) ضمن معرفی بایوزون کنودونتی به نام Gothodus andinus در فلوین شمال‌باختر آرژانتین، این بایوزون را زیربایوزون Trapezognathus diprion قرار داده‌اند و سن بایوزون اخیر را فلوین پسین تا اوایل داپینگین در نظر گرفته‌‌اند؛ با این توضیح و نظر به حضور گونۀ Trapezognathus diprion در بالاترین بخش توالی سازند کتکویه و به فاصلۀ تقریبی 214 متر از قاعدۀ سازند، می‌توان حضور این بایوزون در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ را تأیید و سن این بخش را حداکثر فلوین پسین و محدودۀ بایوزون diprion در نظر گرفت. جدول 1 هم‌ارزی بایوزون‌های کنودونتی و گراپتولیتی اردوویسین پیشین- میانی در نقاط مختلف دنیا را نشان می‌دهد. در شکل 4 ستون چینه‌نگاری و نمودار گسترش قائم کنودونت‌های به‌دست‌آمده از سازند کتکویه و بایوزون‌های شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده آمده است.

همان‌طور که گفته شد، تنوع فونای کنودونتی به‌دست‌آمده از سازند کتکویه در مطالعۀ حاضر اندک و تنها مشتمل بر 14 گونه است. در مقایسه با شکل‌های کنودونتی اردوویسین که Ghaderi et al. (2008b) از برش الگوی سازند شیرگشت معرفی‌ کرده‌اند و بالغ بر 38 گونۀ مختلف است، کاهش نزدیک به سه برابری مشاهده می‌شود که گویای فراهم‌بودن شرایط زیست‌بوم دیرینه برای توسعۀ حیاتی مناسب‌تر در زمان اردوویسین در پهنۀ شیرگشت در شمال بلوک طبس نسبت به ناحیۀ کلمرد است؛ حضور سنگواره‌های متعدد از انواع بی‌مهرگان کف‌زی و شناگر در توالی برش الگوی سازند شیرگشت و نبود آنها در توالی سازند کتکویه در ناحیۀ کلمرد نیز مؤید این مطلب است؛ از سوی دیگر، عمده کنودونت‌های شناخته‌شده در سازند کتکویه از شکل‌های مخروطی با حفرۀ قاعده‌ای نسبتاً بازند که اغلب در زمرۀ شکل‌های شاخص مناطق کم‌عمق قرار می‌گیرند. این تنوع در پراکندگی فونای جانوری همخوانی خوبی با توالی چینه‌شناسی دو سازند شیرگشت و کتکویه در نواحی یاد‌شده دارد؛ به‌طوری که در ناحیۀ برش الگوی سازند شیرگشت، عمده سنگ‌شناسی سازند را سنگ‌های کربناتۀ کاملاً دریایی تشکیل می‌دهند که در بخش‌هایی غنی از سنگواره‌های شاخص محیط دریای باز (پهنۀ پلاژیک) نظیر پابرسران اورتوسراتید هستند و در مقابل، توالی سنگی سازند کتکویه عمدتاً از واحدهای آواری نواحی نزدیک به ساحل و کم‌عمق تشکیل شده‌ است؛ چنین تفاوتی در رخساره‌های سنگی و سنگواره‌ای به تفاوت در وضعیت محیط و بستر رسوب‌گذاری نسبت داده می‌شود که خود متأثر از عملکرد گسل کلمرد و برخاست فرازمین کلمرد در مقایسه با فروزمین طبس است.

 

 

 

 

 

 

شکل 4- نمودار گسترش قائم کنودونت‌های به‌دست‌آمده از سازند کتکویه و بایوزون‌های شناسایی‌شده در برش مطالعه‌شده؛ بایوزون‌های کنودونتی برگرفته از Mannik and Virra (2012) و Voldman et al. (2017)؛ سن مطلق برگرفته از Gradestein et al. (2012)

 

جدول 1- هم‌ارزی بایوزون‌های کنودونتی و گراپتولیتی اردوویسین پیشین تا میانی در مقیاس جهانی در ایالت‌های آرژانتین شمال‌باختری و پرکوردیلرایی، میان قارۀ امریکای شمالی، بالتواسکاندیک و چین جنوبی؛ زوناسیون کنودونتی ایالت آرژانتین شمال‌باختری از Albanesi et al. (2008)؛ زوناسیون کنودونتی آرژانتین پرکوردیلرایی از Ortega et al. (2007)؛ زوناسیون کنودونتی ایالت میان‌قارۀ آمریکای شمالی و بالتواسکاندیک از Bagnoli and Stouge (1997) و Cooper and Sadler (2012)؛ زوناسیون کنودونتی ایالت چین جنوبی از Zhen (2007)، Li et al. (2010) وZhen et al. (2015)؛ بخش آبی‌رنگ محدودۀ هم‌ارز با توالی مطالعه‌شده در پژوهش حاضر را نشان می‌دهد (جدول برگرفته از Voldman et al. 2017).

 

 


جایگاه زیست‌جغرافیای دیرینه

کنودونت‌ها مانند گراپتولیت‌ها در طول اردوویسین در قالب دو ایالت زیست جغرافیایی عمده منتشر شده‌‌اند (Sweet and Bergstrom 1976, 1984): نخستین ایالت که به نام ایالت آب گرم خوانده ‌می‌شود، حدفاصل مدار 30 درجۀ شمالی تا مدار 30 درجۀ جنوبی را پوشش می‌دهد؛ ایالت دوم که به نام ایالت آب سرد معروف است، فاصلۀ مدار 30 درجه تا قطب‌های شمال و جنوب را شامل ‌می‌شود. ایالت آب گرم با کنودونت‌های شاخص ناحیۀ میان‌قارۀ آمریکای شمالی شناخته ‌می‌شود (Sweet and Bergstrom 1976). بهترین منطقه برای معرفی ایالت آب سرد، ناحیۀ آتلانتیک شمالی شامل سرزمین‌های بالتیک و اسکاندیناوی (بالتواسکاندیک) است. باتوجه‌به ایالتی‌شدن کنودونت‌ها، تعداد بایوزون‌های کنودونتی معرفی‌شده در اردوویسین برای نقاط مختلف دنیا متفاوت است؛ ازاین‌رو و باتوجه‌به برخی کاستی‌ها و گاه هم‌پوشانی‌ها در الگو‌های یادشدۀ آب گرم و سرد و نیز اطلاعات حاصل از برخی مناطق حدواسط همچون استرالیا و چین، Zhen and Percival (2003) برای ایالت‌های کنودونتی اردوویسین بازنگری ارائه کرده‌اند. ازآنجاکه استفاده از هر سه مفهوم قلمرو[11] (ردۀ اول)، منطقه[12] (ردۀ دوم) و ایالت[13] (ردۀ سوم) در مطالعه‌های زیست جغرافیایی تأکید ‌می‌شود، Zhen and Percival (2003) مفاهیمی همچون قلمرو دریای کم‌عمق و عمیق (شاخص ردۀ اول)، مفاهیمی همچون مناطق گرمسیر، معتدل و سردسیر ( شاخص ردۀ دوم) و مفاهیمی همچون ایالت‌های لورنشیایی، استرالیایی، آرژانتین، بالتواسکاندیک، چین شمالی و جنوبی و ... (شاخص ردۀ سوم) را در نظر گرفته‌اند؛ بر این اساس، در قلمرو دریای کم‌عمق اردوویسین پیشین، ایالت لورنشیا (در منطقۀ گرمسیری)، ایالت استرالیا (در منطقۀ گرمسیری)، ایالت چین شمالی (در منطقۀ گرمسیری)، ایالت چین جنوبی (در منطقۀ معتدل)، ایالت آرژانتین (در منطقۀ معتدل) و ایالت بالتواسکاندیک (در منطقۀ سردسیری) معرفی شده‌‌اند (Zhen and Percival 2003). این شش ایالت دریایی کم‌عمق به‌واسطۀ حضور اقیانوس‌های عمیق که به‌شکل سدهای زیست جغرافیایی عمل می‌کرده‌اند، از یکدیگر تفکیک شده‌‌اند (شکل 5).

به نوشتۀ Jahangir et al. (2013)، فون کنودونتی کامبرین پسین ایران در حوضۀ البرز قابل‌قیاس با ایالت زیست جغرافیایی لورنشیا (آب گرم) است؛ اما با ورود به اردوویسین و به‌علت شباهت‌های عرض جغرافیایی این منطقه از کشور با حوضۀ بالتواسکاندیک، قرابت فون کـنودونتی جـوان‌تر اردوویسـین با ایالت بالتواسکاندیک (آب سرد) بیشتر می‌شود. همان‌طور که در ادامۀ این مبحث گفته می‌شود، کنودونت‌های اردوویسین به‌دست‌آمده از سازند کتکویه در بلوک کلمرد شباهت زیادی به فون کنودونتی البرز و درنتیجه، حوضۀ بالتواسکاندیک دارند. مطالعه‌هایی که طی سال‌های اخیر در زمینۀ توالی‌های اردوویسین ایالت آرژانتین انجام شده‌اند، شباهت‌های زیادی را بین کنودودنت‌های اردوویسین این حوضه با حوضۀ بالتواسکاندیک نشان می‌دهند (برای نمونه، Gutiérrez-Marco et al. 2008؛ Zeballo et al. 2008؛ Albanesi et al. 2011؛ Carlorosi and Heredia 2013؛ Heredia et al. 2013؛ Carlorosi et al. 2013؛ Feltes et al. 2013؛ Serra et al. 2015؛ Voldman et al. 2017)؛ ازاین‌رو، طبقه‌های اردوویسین پیشین ایران از دیدگاه فون کنودونتی شباهت زیادی با ایالت آرژانتین دارند و قرابت بایوزون‌های این دو حوضه با یکدیگر حتی بیشتر از قرابت بایوزونی با حوضه بالتواسکاندیک است (جدول 1).

 

جدول 1- قرابت فونی گونه‌های شناساییشده در پژوهش حاضر با دیگر نقاط دنیا؛ آرژانتین (Zeballo et al. 2008; Carlorosi 2012; Carlorosi et al. 2013; Carlorosi and Heredia 2013; Feltes et al. 2013; Heredia et al. 2013; Serra et al. 2015; Carlorosi and Heredia 2017; Voldman et al. 2017)، بالتواسکاندیناوی (Löfgren and Tolmacheva 2003; Virra 2011; Mannik and Virra 2012)، استرالیا (Cooper 1994; Stait and Druce 1993; Zhen et al. 2003; Zhen and Percival 2006; Zhen et al. 2015; Kelman and Khider 2018)، چین جنوبی (Zhen et al. 2003, 2005, 2007, Wang et al. 2005; Zhen et al. 2009)، چین شمالی (Zhen et al. 2003, 2009a,b, 2015)، چین غربی (Zhen et al. 2009a,b, 2015)، ایندوچین (Zhen et al. 2009a,b, 2015)، سیبوماسو تبّت (Zhen et al. 2009a, b, 2015)، گریلند (Zhen et al. 2003)، کانادا (Ji and Barnes 1994)، مالزی (Agematsu et al. 2008b)، سوئد (Lindstrom 1955; Löfgren 1978, 1994, 2000, 2003)، تایلند (Agematsu et al. 2008a)، لهستان (Dzik 1994)، پرو (Gutiérrez-Marco et al. 2008; Carlorosi and Heredia 2017)، کره (Zhen et al. 2009a, b, 2015)و قزاقستان (Zhen et al. 2009a, b, 2015).

species

Argentina

Baltoscandia

Southern China

Northern China

Greenland

Australia

Canada

Malaysia

Thailand

Sweden

Poland

Peru

Korea

Kazakhstan

Western China

Indochina

Sibumasu

Drepanodus arcuatus

 

*

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Drepanoistodus costatus

*

 

*

*

*

*

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Acodus triangularis

*

 

*

*

 

*

 

 

 

 

 

 

*

*

*

*

*

Drepanoistodus cf. nowlani

*

 

*

 

 

 

*

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Trigonodus larapintinensis

 

 

 

 

 

*

 

*

*

 

 

 

 

 

 

 

 

Drepanoistodus basiovalis

*

*

 

 

 

*

 

 

*

*

*

*

 

 

 

 

 

Gothodus costulatus

*

 

*

 

 

 

 

 

 

*

 

*

 

 

 

 

 

Trapezognathus diprion

*

*

*

 

 

 

 

 

 

*

 

*

 

 

 

 

 

 

 

الف

ب

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- الف. نقشۀ جغرافیای دیرینۀ اردوویسین و موقعیت سرزمین‌های مختلف گندوانایی- پری‌گندوانایی در آن(MBL: Marie Byrd Land؛ NZ: New Zealand؛P: Papua New Guinea؛ PGZ: plume generation zones)؛ موقعیت جغرافیای دیرینۀ خردقارۀ ایران مرکزی با ستارۀ زرد‌رنگ نمایش داده شده است (برگرفته از Torsvik & Cocks 2013)، ب. تقسیمات زیست‌جغرافیایی کنودونت‌های اردوویسین؛ این نمودار در مرتبۀ ایالتی تنها بر اساس داده‌های اردوویسین پیشین ترسیم شده است (برگرفته از Zhen & Percival 2003).

 


نتیجه‌

توالی رسوبی متعلق به اردوویسین در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ با ضخامت 8/214 متر به‌شکل دگرشیب روی سازند کلمرد منتسب به پرکامبرین قرار گرفته و با واحدهای سنگی سازند گچال به سن کربنیفر پوشیده شده است. باتوجه‌به شباهت‌های چینه‌شناسی بسیار زیاد بین توالی مطالعه‌شده در پژوهش حاضر (در نیمۀ شمالی بلوک کلمرد) با سازند کتکویه در منطقۀ زرند کرمان (در نیمۀ جنوبی بلوک کلمرد) و همچنین نظر به تفاوت‌های درخور توجه رخساره‌های سنگی این توالی با آنچه در برش الگوی سازند شیرگشت وجود دارد، ردیف رسوبات اردوویسین ناحیۀ کلمرد در این نوشتار همچون منطقۀ زرند کرمان به نام «سازند کتکویه» خوانده و پیشنهاد می‌شود واژۀ «سازند شیرگشت» تنها برای توالی برش الگو و مشابه آن در بلوک طبس استفاده شود. درمجموع، 6 جنس و 14 گونۀ کنودونتی در مطالعۀ حاضر به دست آمد که گویای حضور بایوزون‌های proteus، elegans-evae و diprion است. بایوزون proteus نشان‌دهندۀ سن ترمادوسین پسین تا فلوین پیشین و بایوزون‌های elegans-evae و diprion نشان‌دهندۀ سن فلوین هستند؛ بنابراین، سن توالی سازند کتکویه در برش چینه‌شناسی جنوب کوه بنرگ محدود در اردوویسین پیشین است. در پژوهش حاضر برای نخستین‌بار، گونۀ کنودنتی Trapezognathus diprion از ایران گزارش می‌شود. مجموعۀ کنودنتی شناسایی‌شده قرابت فونایی با حوضۀ بالتواسکاندیک و آرژانتین نشان می‌دهد؛ ازاین‌رو، فون کنودونتی اردوویسین پیشین ایران مرکزی همچون حوضۀ البرز خاوری از نوع فونای آب سرد تا معتدل در قلمرو دریایی کم‌عمق تا عمیق ایالت کنودونتی بالتواسکاندیک- آرژانتین است.

 

سپاسگزاری

مقالۀ حاضر برگرفته از طرح پژوهشی شمارۀ 45184/3 مصوب معاونت پژوهشی دانشگاه فردوسی مشهد است و از همراهی این معاونت سپاسگزاری می‌شود. نگارندگان از مشاوره‌های ارزندۀ خانم دکتر Susana Heredia از دانشگاه ملی سن خوان آرژانتین و آقای دکتر Yong Yi Zhen از سازمان زمین‌شناسی نیوساوت‌ولز استرالیا برای مطالعه‌های کنودونت‌شناسی سپاسگزاری می‌کنند. 



[1] Cambrian Explosion

[2] Great Ordovician Biodiversification Event (GOBE)

[3] Billingsella limestone

[4] Composite section

[5] Wrinkled structures

[6] Shoreface

[7] Bendigonian

[8]Chewtonian

[9] Volkhovian

[10] Billingenian

[11] Realm

[12] Domain

[13] Province

Afshar-Harb A. 1994. Geology of the Koppeh-Dagh. Geological Survey of Iran, 11: 1–257

Agematsu S. Sashida K. and Sardsud A. 2008a. Reinterpretation of Early and Middle Ordovician conodonts from the Thong Pha Phum area, western Thailand, in the context of new material from western and northern Thailand. Paleontological Research, 12 (2): 181–194.

Agematsu S. Sashida K. & Ibrahim A.B. 2008b. Biostratigraphy and paleobiogeography of Middle and Late Ordovician conodonts from the Langkawi Islands, northwestern peninsular Malaysia. Journal of Paleontology, 82 (5): 957-973.

Aghanabati A. 1977. Etude geologique de la regon de Kalmard (W. Tabas). Geological Survey of Iran, Report No. 35: 1-230.

Aghanabati A. 2010. Geology of Iran, Geological Survey of Iran.706 p.

Albanesi G.L. Ortega G. Monaldi C.R. and Zeballo F.J. 2011. Conodontes y graptolitos del Tremadociano tardío de la sierra de Zenta, Cordillera Oriental de Jujuy, Argentina. Ameghiniana, 48 (2): 242-263.

Algeo T.J. and Seslavinski K.B. 1995. The Paleozoic world: continental flooding, hypsometry, and sea level. American Journal of Science, 295: 787 –822.

Bagnoli G. and Stouge S. 1997. Lower Ordovician (Billingenian– Kunda) conodont zonation and provinces based on sections from Horns Udde, North Öland, Sweden. Bollettino Della Società Paleontológica Italiana, 35: 109–163.

Bayet-Goll A. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2013. The Trace Fossil Cruziana and Rusophycus: A Study from the Ordovician Succession of Kalmard Block, Central Iran. Scientific Quarterly Journal, Geosciences, 87: 101-112.

Bayet-Goll A. Myrow P.M. Aceñolaza G.F. Moussavi Harami R. and Mahboubi A. 2016. Depositional controls on the ichnology of Paleozoic wave-dominated marine facies: new evidence from the Shirgesht Formation, central Iran. Acta Geologica Sinica. 90 (5): 1801- 1840.

Bergstrom S.M. and Lofgren A.M. 2009. The base of the global Dapingian Stage (Ordovician) in Baltoscandia: conodonts, graptolite and unconformities. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 99: 189–212.

Bogolepova O.K. Kröger B. Falahatgar M. and Javidan M. 2014. Middle Ordovician cephalopods from the Abarsaj area, northern Iran. Geologiska Föreningens Förhandlingar (GFF), 136 (1): 34-37.

Bruton D.L. Wright A.J. and Hamed M.A. 2004. Ordovician trilobites of Iran.   Palaeontographica, Abteilung A, 271: 111-149.

Carlorosi J.M.T. 2012. Bioestratigrafía y taxonomía de conodontes de la Formación Sepulturas (Ordovícico), Cordillera Oriental de Jujuy. PhD thesis, Universidad Nacional de Tucumán, 310 pp. (unpublished).

Carlorosi J.M.T. and Heredia S.E. 2013. The Ordovician conodont Trapezognathus Lindström, 1955 in the Andean Basin, Argentina. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen, 267 (3): 309-321.

Carlorosi J.M.T.  and Heredia S. 2017. Revision of the diagnosis of the conodont genus Trapezognathus Lindstrom based on the finding of new elements. In: Liao J.C. and Valenzuela-Ríos J.I. (Eds.), Fourth International Conodont Symposium. ICOS IV: Progress on Conodont Investigation. Cuadernos del Museo Geominero, Instituto Geológico y Minero de España, 22: 1-3.

Cooper B.J. 1981. Early Ordovician conodonts from the Horn Valley Siltstone, central Australia. Palaeontology, 24: 147–183.

Droser M.L. & Sheehan P.M. 1997. Palaeoecology of the Ordovician radiation; resolution of large-scale patterns with individual clade histories, palaeogeography and environments. Geobios, 30: 221 –229.

Dzik J. 1994. Conodonts of the Mojcza Limestone. In: Dzik J. Olempska E. and Pisera A. (Eds.), Ordovician carbonate platform ecosystem of the Holy Cross Mountains. Palaeontologia Polonica, 53: 43- 128.

Feltes N. Albanesi G.L. and Bergström S.M. 2013. Middle Darriwilian conodont zones in the uppermost San Juan Limestone and the lower member of the Las Aguaditas Formation, Central Precordillera of San Juan, Argentina. Conodonts from the Andes, Paleontological Note, 13: 25-31.

Gansser A. and Huber H. 1962. Geological observations in the Central Elburz, Iran. Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 42: 593–630.

Ghaderi A. Aghanabati A. Hamidi B and Miller J.F. 2008b. Biostratigraphy of the First and Second Members of Type Section of the Shirgesht Formation in North of Tabas with Special Emphasis on Conodonts. Scientific Quarterly Journal Geosciences, 67:150-163.

Ghaderi A. Aghanabati A. Hamidi B and Saeedi A. 2008a. Biostratigraphy of the Shirgesht Formation in Kalmard Mountains in Southwest of Tabas with special Emphasis on Conodonts. Scientific Quarterly Journal Geosciences, 70:28-37.

Ghavidel-Syooki M. 2006. Palynostratigraphy & palaeogeography of the Cambro-Ordovician strata in southwest of Shahrud city (Kuh-e Kharbash, near Deh-Molla), Central Alborz, Northern Iran. Review of Palaeobotany and Palynology, 139: 81–95.

Ghavidel Syooki M. Álvaro J.J. Popov L.E. Ghobadi Pour M. Ehsani M.H. and Suyarkova A. 2011a. Stratigraphic evidence for the Hirnantian (latest Ordovician) glaciation in the Zagros Mountains, Iran. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 307: 1-16.

Ghavidel-Syooki M. Hassanzadeh J. and Vecoli M. 2011b. Palynology and isotope geochronology of the Upper Ordovician- Silurian successions (Ghelli and Soltan Maidan Formations) in the Khoshyeilagh area, eastern Alborz Range, northern Iran; stratigraphic and palaeogeographic implications. Review of Palaeobotany and Palynology, 164: 251−271.

Ghavidel-Syooki M. Popov L.E. Álvaro J.J. Ghobadi Pour M. Tolmacheva T.Y. and Ehsani M.H. 2014. Dapingian–lower Darriwilian (Ordovician) stratigraphic gap in the Faraghan Mountains, Zagros Ranges, south-eastern Iran. Bulletin of Geosciences, 89 (4): 679-706.

Ghavidel-Syooki M. Popov L.E. Ghobadi Pour M. Álvaro J.J. and Ehsani M.H. 2015. Late Ordovician and early Silurian brachiopods from the Zagros Ranges, Iran. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 105: 159-187.

Ghobadi Pour M. 2006. Early Ordovician (Tremadocian) trilobites from Simeh-Kuh, Eastern Alborz, Iran. In: Bassett, M.G., & Deisler, V.K., (Eds.), Studies in Palaeozoic palaeontology. National Museum of Wales Geological Series, 25: 93–118.

Ghobadi Pour M. 2008. Darriwilian trilobites and associated fauna of the eastern Alborz Mountains, Iran: taxonomy, palaeoenvironments and palaeobiogeography. Newsletter of the Palaeontological Associatnon, 68: 83–90.

Ghobadi Pour M. 2019. Ordovician trilobites from Deh-Molla, eastern Alborz, Iran. Alcheringa, 43 (3): 381-405.

Ghobadi Pour M. Williams M. Vannier J. Meidla T. and Popov L.E. 2006. Ordovician ostracods from east central Iran. Acta Palaeontologica Polonica, 51 (3): 551–560.

Ghobadi Pour M. Williams M. and Popov L.E. 2007a. A new Middle Ordovician arthropod fauna (Trilobita, Ostracoda, Bradoriida) from the Lashkarak Formation, Eastern Alborz Mountains, northern Iran. Geologiska Föreningens Förhandlingar (GFF), 129: 245–254.

Ghobadi Pour M. Vidal M. and Hosseini-Nezhad M. 2007b. An Early Ordovician trilobite assemblage from the Lashkarak Formation, Damghan area, Northern Iran. Geobios, 40: 489–500.

Ghobadi Pour M. Kebriaee-Zadeh M.R. and Popov L.E. 2011a. Early Ordovician (Tremadocian) brachiopods from Eastern Alborz Mountains, Iran. Estonian Journal of Earth Sciences, 60: 65–82.

Ghobadi Pour M. Mohibullah M. Williams M. Popov L.E. and Tolmacheva T.Y. 2011b. New, early ostracods from the Ordovician (Tremadocian) of Iran: systematic, biogeographical and palaeoecological significance. Alcheringa 35: 517–529.

Ghobadi Pour M. Popov L.E. Kebriaee-Zadeh M.R. and Baars C. 2011c. Middle Ordovician (Darriwilian) brachiopods associated with the Neseuretus biofacies, eastern Alborz Mountains, Iran. Memoirs of the Association of Australasian Palaeontologists, 42: 263-283.

Glaus M. 1965. Die Geologie des Gebietes nördlich des Kandevan-Passes (Zentral Elburz), Iran. Mitteilungen aus dem Geologischen Institut der Eidgenössischen, Technische Hochschule und Universität Zürich, N.S. 48: 1–165.

Gradestein F.M. Schmitz M.D. and Ogg G.M. 2012. The Geologic Time Scale 2012. Elsevier, Amsterdam, p. 1-1144.

Gutiérrez-Marco J.C. Albanesi G.L. Sarmiento G.N. and Carlotto V. 2008. An Early Ordovician (Floian) Conodont Fauna from the Eastern Cordillera of Peru (Central Andean Basin). Geologica Acta, 6 (2): 147-160.

Hairapetian V. Ghobadi Pour M. Popov L.E. Hejazi S.H. Holmer L.E. Evans D. and Sharafi A. 2015. Ordovician of the Anarak Region: implications in understanding Early Palaeozoic history of Central Iran. Stratigraphy, 12: 22-30.

Hamedi M.A. 1995. Lower Palaeozoic sedimentology and stratigraphy of the Kerman region, East-Central Iran. Unpublished Ph.D. thesis, University of Wollongong, 176 p.

Hamedi M.A. and Wright A.J. 1992. New data on the Ordovician-Silurian of Central Iran. 29th International Geological Congress, Kyoto, Japan, 122 p.

Hamedi M.A. Wright A.J. Aldridge R.J. Boucot A.J. Bruton D.L. Chatterton B.D.E. Jones P. Nicoll R.S. Rickards R.B. and Ross J.R.P. 1997. Cambrian to Silurian of East-Central Iran: New biostratigraphic and biogeographic data. Neues Jahrbuch fur Geologie und Palaeontologie, Monatshefte, 7: 412-424.

Heredia S. Carlorosi J. Mestre A. and Soria T. 2013. Stratigraphical distribution of the Ordovician conodont Erraticodon Dzik in Argentina. Journal of South American Earth Sciences, 45: 224-34.

Huckriede R. Kursten M. and Venzlaf H. 1962. Zur Geologie des Gebietes zwischen Kerman und Sagand (Iran). Beihefte zum Geologisches Jahrbuch, 51: 1-197.

Jahangir H. Ghobadi Pour M. Holmer L.E. Popov L.E. Ashouri A.R. Rushton A. Tolmacheva, T.Yu. and Amini A. 2015. Biostratigraphy of the Cambrian–Ordovician boundary beds at Kopet-Dagh, Iran. Stratigraphy, 12 (2): 40-47.

Jahangir H. Ghobadi Pour M. Ashouri A.R. and Amini A. 2016. Terminal Cambrian and Early Ordovician (Tremadocian) conodonts from Eastern Alborz, north-central Iran. Alcheringa, 40 (2): 219-243.

Ji Z.A. and Barnes C.R. 1994. Lower Ordovician Conodonts of the St .George Group, Port Au Port Peninsula, Western Newfoundland, Canada Palaeontographica Canadiana, 11: 1-149.

Kelman A. and Khider K. 2018. Middle Ordovician conodonts and fish from the Stairway Sandstone, Amadeus Basin. Commonwealth of Australia (Geoscience Australia) 2018. Poster.

Khanehbad M. Moussavi Harami S.R & Sabagh Bajestani M. 2010. Diagenesis and geochemistry of siliciclastic facies from Ordovician of Rahdar Mountain, western Tabas. Sedimentary Facies, 3 (1): 11-22.

Kushan B. 1973. Stratigraphie und trilobiten Fauna in der Mila-Formation Mittelkambrium-Tremadoc) im Alborz-Gebirge (N-Iran). Palaeontographica, A144: 113–165.

Lefebvre B. Ghobadi Pour M. and Nardin E. 2005. Ordovician echinoderms from the Tabas and Damghan regions, Iran: palaeobiogeographical implications. Bulletin de la Société Géologique de France, 176 (3): 231–242.

Leven E.Ya. and Gorgij M.N. 2009. Section of Permian Deposits and Fusulinids in the Halvan Mountains, Yazd Province, Central Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 17 (2): 155–172.

Lindstrom M. 1955. Conodonts from the lowermost Ordovician strata of south central Sweden. Geologiska Föreningen Förhandlingar (GFF), 76 (4): 517-604.

Lindstrom M. 1971. Lower Ordovician conodonts of Europe. Geological Society of America. 127:21-62.

Lofgren A.M. 1978. Arenigian and Llanvirnian Conodonts from Jämtland, Northern Sweden. Fossils and Strata, 13: 1-129.

Lofgren A.M. 1994. Arenig (Lower Ordovician) conodonts and biozonation in the eastern Siljan District, central Sweden. Journal of Paleontology, 68: 1350-1368.

Lofgren A.M. 2000. Early to early Middle Ordovician conodont biostratigraphy of the Gillberga quarry, northern Öland, Sweden. Geologiska Föreningen Förhandlingar (GFF), 122 (4): 321–338.

Lofgren A.M. 2003. Conodont faunas with Lenodus variabilis in the upper Arenigian to lower Llanvirnian of Sweden. Acta Palaeontologica Polonica, 48 (3): 417-436

Lofgren A.M. and Tolmacheva T.Ju. 2003. Taxonomy and distribution of the Ordovician conodont Drepanodus arcuatus Pander 1856, and related species. Paläontologische Zeitschrift, 77 (1): 203–221.

Mannik P. and Virra V. 2012. Ordovician conodont diversity in the northern Baltic. Estonian Journal of Earth Sciences, 61 (1): 1-14.

Muller K.J. 1973. Late Cambrian and early Ordovician Conodonts from northern Iran. Geological Survey of Iran, Report No. 30: 1-78.

Munnecke A. Calner M. Harper D.A.T. and Servais, T. 2010. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea level, and climate: A synopsis. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 296 (3–4): 389-413. 

Percival I.G. Wright A.J. Nicoll R.S. and Hamedi M.A. 2009. Martellia and associated Middle Ordovician brachiopods from the Katkoyeh Formation, east-central Iran. Memoirs of the Association of Australasian Palaeontologists, 37: 315-325.

Popov L.E. Ghobadi Pour M. and Hosseini M. 2008. Early to Middle Ordovician lingulate brachiopods from the Lashkarak Formation, Eastern Alborz Mountains, Iran. Alcheringa, 32: 1–35.

Popov L.E. Ghobadi Pour M. Bassett M.G. and Kebriaee-Zadeh M.R. 2009. Billengsellide and orthide brachiopods new insights into earliest Ordovician evolution and biogeography from northern Iran. Palaeontology, 52 (1): 35–52.

Pratt B.R. and Holmden C. (Eds.), 2008. Dynamics of Epeiric Seas. Geological Association of Canada, Special Paper, 48. 1-406.

Rickards R.B. Hamedi M.A. and Wright A.J. 1994. A new Arenig (Ordovician) graptolite fauna from the Kerman District, east central Iran. Geological Magazine, 131: 35–42.

Rickards R.B. Hamedi M.A. and Wright A.J. 2001. A new assemblage of graptolites, rhabdopleuran hemichordates and chitinous hydroids from the late Arenig (Ordovician) of the Banestan area, east-central Iran. Alcheringa, 25: 169-190.

Ruttner A. Nabavi M.H. Hajian J. Bozorgnia F. Eftekharnezhad J. Emami K.S. Flugel E. Flugel H.W. Haghipour A. Iwao S. Kahler F. Ruttner-Kolisko A. Sartenaer P. Stepanov D.L. Valeh N. Walliser O.H. and Winsnes T.S. 1968. Geology of the Shirgesht Area (Tabas area, East Iran). Geological Survey of Iran, Report No. 4: 1-140.

Sepkoski Jr. J.J. 1981. A factor analytical description of the Phanerozoic marine fossil record. Paleobiology, 7: 36 –53.

Serra F. Albanesi G.L. Ortega G. and Bergström S.M. 2015. Biostratigraphy and palaeoecology of Middle-Late Ordovician conodont and graptolite faunas of the Las Chacritas River section, Precordillera of San Juan, Argentina. Geological Magazine. 152 (5): 813-829.

Sheikholeslami M.R and Zamani M. 1999. Geological Map of Halvan, scale 1:100000, Geological Survey of Iran. No 7257.

Stait K. and Druce E.C. 1993. Conodonts from the Lower Ordovician Coolibah Formation, Georgina Basin, central Australia. BMR Journal of Australian Geology & Geophysics, 13: 293–322.

Stampfli G.M. 1978.  Étude géologique générale de l’Elburz oriental au S de Gonbad-e-Qabus Iran N-E. These présentée ∫ la Faculté des Sciences de l’Université de Geneve, 1-329.

Sweet W.C. and Bergstrom S.M. 1976. Conodont biostratigraphy of the Middle and Upper Ordovician of the United Staes Midcontinent. In: Bassett, M.G., (Ed.), The Ordovician System. Proceedings of a Palaeontological Association Symposium, Birmingham. University of Wales Press and National Museum of Wales, Cardiff, pp. 121-151.

Sweet W.C. and Bergstrom S.M. 1984. Conodont provinces and biofacies of the Late Ordovician. Geological Society of America Special Paper, 196: 69-87.

Torsvik T.H. and Cocks L.R.M. 2013. Gondwana from top to base in space and time. Gondwana Research, 24: 999-1030.

Viira V. 2011. Lower and Middle Ordovician conodonts from the subsurface of SE Estonia and adjacent Russia. Estonian Journal of Earth Sciences, 60 (1): 1-21.

Voldman G.G. Albanesi G.L. Ortega G. Giuliano M.E. and Monaldi C.R. 2017. New conodont taxa and biozones from the Lower Ordovician of the Cordillera Oriental, NW Argentina. Geological Journal, 52 (3): 394-414.

Wang X. Stouge S. Erdtmann B.E. Chen X. Li Z. Wang C. Zeng Q. Zhou Z. and Chen H. 2005. A proposed GSSP for the base of the middle Ordovician Series; the Huanghuachang section, Yichang, China. Episodes, 28: 105–117.

Yazdi M. and Hosseini-Nezhad M. 2002. Early Ordovician trilobites from the north Damghan area, Eastern Alborz Range, Northern Iran. First International Palaeontological Congress (IPC2002), Macquarie University, Australia, Geological Society of Australia Abstracts, 68: 178.

Zeballo F.J. Albanesi G.L. and Ortega G. 2008. New late Tremadocian (Early Ordovician) conodont and graptolite records from the southern South American Gondwana margin (Eastern Cordillera, Argentina). Geologica Acta, 6 (2): 131-145.

Zeballo F.J. Albanesi G.L. Voldman G.G. and Monaldi C.R. 2013. New records of Tremadocian conodonts (Early Ordovician) from the Zenta Range, Jujuy Province, Argentina. Special Publication, Asociación Paleontológica Argentina, 13: 129-133.

Zhen Y.Y. and Percival I.G. 2003. Ordovician conodont biogeography – reconsidered. Lethaia, 36: 357-370.

Zhen Y.Y. and Percival I.G. 2006. Late Cambrian-Early Ordovician conodont faunas from the Koonenberry Belt of western New South Wales. Memoirs of the Association of Australasian Palaeontologists, 32: 267-285.

Zhen Y.Y. Nicoll R.S. Percival I.G. Hamedi M.A. and Stewart I. 2001. Ordovician Rhipidognathid conodonts from Australia and Iran. Journal of Paleontology, 75 (1): 186-207.

Zhen Y.Y. Percival I.G. and Webby B.D. 2003. Early Ordovician conodonts from far western New South Wales, Australia. Records of the Australian Museum, 55 (2): 169–220.

Zhen Y.Y. Liu J.B. and Percival I.G. 2005. Revision of two Prioniodontid species (Conodonta) from the Early Ordovician Honghuayuan Formation of Guizhou, South China. Records of the Australian Museum, 57: 303–320

Zhen Y.Y. Percival I.G. Löfgren A. and Liu J.B. 2007. Drepanoistodontid conodonts from the Early Ordovician Honghuayuan Formation of Guizhou, South China. Acta Micropalaeontologica Sinica, 24: 125–148.

Zhen Y.Y. Percival I.G. Liu J.B. and Zhang Y.D. 2009b. Conodont fauna and biostratigraphy of the Honghuayuan Formation (Early Ordovician) of Guizhou, South China. Alcheringa, 33: 257–295.

Zhen Y.Y. Zhang Y.D. and Percival I.G. 2009a. Early Ordovician (Floian) Serratognathidae fam. nov. (Conodonta) from eastern Gondwana: phylogeny, biogeography and biostratigraphic applications. Association of Australasian Palaeontologists Memoir, 37: 669–686.

Zhen Y.Y. Wang Z.H. Zhang Y.D. Bergström S.M., Percival I.G. and Cheng J.F. 2011. Middle to Late Ordovician (Darriwilian–Sandbian) conodonts from the Dawangou section, Kalpin area of the Tarim Basin, Northwestern China. Records of the Australian Museum, 63: 203– 266.

Zhen Y.Y. Zhang Y. Tang Z. Percival I.G. and Yu G. 2015. Early Ordovician conodonts from Zhejiang Province, southeast China and their biostratigraphic and palaeobiogeographic implications. Alcheringia, 39: 109–141.