نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 استادیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، ایران

2 استاد، دانشکده زمین شناسی، پردیس علوم، دانشگاه تهران، ایران

3 کارشناس ارشد، مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت تهران، ایران

چکیده

بررسی توالی رسوبی بازه زمانی آشکوبزهای سنومانین - تورونین در برش هلول واقع در ناحیه زمین‌شناسی لرستان و غرب کرمانشاه، با استفاده از مطالعات زیست چینه‌نگاری و ریز دیرینه‌شناسی فرامینیفرهای پلانکتون به شناسایی بیوزون‌های Rotalipora cushmani، Helvetoglobotruncana helvetica وWhiteinella archaeocretacea منجر شد. بیوزون Whiteinella archaeocretacea معرف مرز آشکوب‌های سنومانین و تورونین است و توسعه این بیوزون در برش چینه‌ایی هلول، رسوب‌گذاری پیوسته در این بازه زمانی را نشان می‌دهد؛ هرچند که افزایش اعتبار این نتیجه، باید به‌وسیله نمونه‌برداری دقیق‌تر ارزیابی شود. در بازه بیوزون مذکور، فرامینیفرهای پلانکتونیک با حجرات طویل‌شده همچون Muricohedbergella simplexنسبتاً فراوان هستند. مطالعات ایزوتوپی انجام‌شده در این مطالعه نشان داده است که در بخش انتهایی بیوزون Rotalipora cushmani تا بخش زیرین بیوزون Helvetoglobotruncana helvetica، یک روند افزایشی - کاهشی با دو چکاد مثبت مشخص در نسبت ایزوتوپی پایدار کربن در قبل و پس از زون Whiteinella archaeocretacea توسعه یافته است. این روند را می‌شود معادل چکادهای افزایشی ناشی از رویداد بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 در حوضه نوتتیس در نظر گرفت.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Bio- and isotope stratigraphy of the Cenomanian-Turonian transition and the variations related to OAE2 in the Holul section, west of Kermanshah

نویسندگان [English]

  • Mehdi Sarfi 1
  • Amin Navidtalab 1
  • Ebrahim Ghaseminejad 2
  • Mohsen Yazdi Moghaddam 3

1 Damghan University, Iran

2 University of Tehran, Iran

3 National Iranian Oil Company Exploration Directorate, Tehran, Iran

چکیده [English]

Micropalaeontological study based on planktonic foraminifera in the Cenomanian - Turonian succession of the Holul section, located in the Lurestan geological province (west of the Kermanshah City), resulted in distinction of Rotalipora cushmani, Whiteinella archaeocretacea and Helvetoglobotruncana helvetica biozones. Whiteinella archaeocretacea biozone globally defines the Cenomanian - Turonian transition. Detection of this biozone in the Holul section could be a clue for continuous sedimentation of the Cenomanian - Turonian transition in the studied stratigraphic section. Elongated chambers planktonic foraminifera such as Muricohedbergella simplex are relatively common during time span of Whiteinella archaeocretacea biozone in the Holul stratigraphic section. Results of the isotopical analysis in the studied section indicates an increasing - decreasing trend from the top of Rotalipora cushmani to the base of Helvetoglobotruncana helvetica biozones including two positive shifts before and after Whiteinella archaeocretacea biozone that can be correlated with carbon isotope peaks of OAE2 in the Neotethys Basin.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biostratigraphy
  • Planktonic foraminifera
  • Carbon isotope
  • Cenomanian/Turonian transition
  • OAE

مقدمه

زمین‌شناسان در گذر تاریخ زمین، همواره به تغییرات آب‌وهوایی توجه کرده‌اند و به این موضوع علاقه‌ داشته‌اند. در سال‌های اخیر یکی از موضوعات مهیج در آب‌و‌هواشناسی دیرینه رویدادهای بی‌اکسیژنی اقیانوسی (Oceanic Anoxic Events: OAEs) است که این امر را به‌طور گسترده‌ای ارزیابی کرده‌اند. اقیانوس‌های ژوراسیک بالایی و کرتاسه و نگاشت‌های آب‌وهوایی چندین تغییر آشکار چرخه‌ جهانی کربن را نشان می‌دهند. چندین چکاد (Excursion) مثبت و منفی برجسته در نمودار ایزوتوپ کربن کربنات‌ها و مواد آلی دریایی دیده می‌شود (Keller et al. 2008; Lini et al. 1992; Menegatti et al. 1998; Rais et al. 2007) که یافتن و شناسایی این الگوها در کنار رسوب‌شناسی کلاسیک و زیست‌چینه‌نگاری به ابزارهای به‌روزشده مانند آنالیزهای ایزوتوپ‌های پایدار و عنصری نیاز دارد.

در دو دهه اخیر، تغییرات پدیده تکرارشونده وضعیت بی‌اکسیژنی اقیانوسی در کرتاسه، سیل انبوهی از پژوهش‌های رسوب‌شناختی، ژئوشیمیایی و دیرینه‌شناسی را به خود معطوف داشته است. برجسته‌ترین رویداد بی‌اکسیژنی اقیانوسی در کرتاسه، رویداد بونارلی (Bonarelli) یا OAE2 نامیده می‌شود که در توالی‌های رسوبی سراسر زمین شناسایی شده است (Jarvis et al. 2006; Jenkyns 2010; Schlanger et al. 1987; Scholle and Arthur 1980; Tsikos et al. 2004).

«شیل‌های سیاه» از ویژگی‌های بارز رویدادهای بی‌اکسیژنی اقیانوسی در حوضه‌های پلاژیک هستند. در برخی موارد، این شیل­ها به‌صورت سنگ منشأ نفت عمل کرده‌اند و گاهی نیز به‌دلیل محتوای زیادمواد آلی به شکل منابع هیدروکربن‌های نامتعارف، برداشت می‌شوند (Arthur & Schlanger 1979). شیل‌های تیره‌ OAE2 و آنومالی‌های آن در مرز سنومانین - تورونین در برش‌های چینه‌ای حوضه‌های پلاژیک زیادی از نوتتیس شمالی و پیش - اطلس و همچنین، دریاهای برقاره‌ای با عرض‌های بالا شناسایی شده‌اند (Blättler et al. 2011; Du Vivier et al. 2015; Forster et al. 2007; Hong and Lee 2012; Jarvis et al. 2011; Meyer and Kump 2008).

به نظر می‌رسد تاکنون پژوهش چشمگیری در حاشیه‌ جنوبی اقیانوس نوتتیس (Neo-Tethys) انجام نشده است. این رویدادها به‌آسانی به‌وسیله چینه‌نگاری ایزوتوپ کربن شناسایی می‌شوند (Jarvis et al. 2006; Weissert 1989) بنابراین، تغییرات ایزوتوپ کربن با دامنه‌ زیاد نیز برای جداکردن بازه‌های چینه‌شناختی در مزوزوییک به کار می‌رود.

در این پژوهش تلاش می‌شود بازه‌ چینه‌ای رویداد بی‌اکسیژنی 2 در ابتدا با استفاده از فرامینیفرهای پلانکتونیک شناسایی و سپس به‌وسیله تغییرات نسبت‌های ایزوتوپی راست‌آزمایی شوند. برای این کار، در ابتدا به کمک پژوهش‌های فسیل‌شناسی اولیه کل توالی بررسی شده است که ضخامتی در حدود 300 متر دارد و پس از آن، با تعیین بازه‌ چینه‌ای هدف، آزمایش‌های ایزوتوپی پایدار کربن - اکسیژن بر روی آن انجام شده‌اند.

 

جایگاه زمین‌شناسی و چینه‌شناسی

منطقه مدنظر، در ورقه 100000/1 زمین‌شناسی باینگان قرار گرفته و برش چینه‌شناسی هلول در غرب کرمانشاه، با ضخامتی در حدود 300 متر، رخنمونی از سازندهای گرو، سروک و ایلام را در برگرفته است. به‌دلیل سنگ‌شناسی آهکی همسان سازندهای گرو و سروک در این منطقه، تفکیک این دو سازند از هم چندان ساده نیست؛ هرچند باتوجه‌به تعیین سن انجام‌شده و بررسی‌های سنگ‌شناسی محدوده بین نمونه‌های شماره 224 الی 230 به بخش‌های فوقانی سازند گرو نسبت داده شده است. در این واحد، آهک‌های آرژیلی و متوسط لایه توسعه یافته و بخش‌های فوقانی شامل نمونه‌های 230 تا 240 با در نظر گرفتن سنگ‌شناسی آهک، به‌نسبت ضخیم لایه و نبود توسعه، آهک آرژیلی به سازند سروک نسبت داده شده است. به‌طورکلی، منطقه مدنظر، بخشی از منطقه زمین‌شناسی لرستان محسوب می‌شود. در ناحیه لرستان برخلاف خوزستان و فارس، رخساره‌های دریای باز بیشتر توسعه یافته‌اند (James and Wynd 1965; Navidtalab et al. 2014; Sarfi et al. 2014). به‌صورت کلی در رخساره‌ها و ضخامت واحدهای سنگی ناحیه لرستان، تفاوت‌های چشمگیری با سایر مناطق زاگرس، همچون خوزستان و فارس مشاهده می‌شود؛ به‌طوری‌که رخساره‌های کم‌ژرفای سازندهای فهلیان، گدون، داریان، کژدمی، سروک و ایلام، به رخساره‌های دریای باز سازندهای گرو، سروک و ایلام تبدیل شده‌اند (James and Wynd 1965). این وضعیت کم‌وبیش تا بسته‌شدن نوتتیس ادامه دارد. گسترش رخساره‌های دریای باز در لرستان و گسترش پیوسته رسوبات، امکان مطالعه بسیاری از رخدادهای زیستی و حوادث پالئواکولوژیکی، ازجمله رخدادهای بی‌اکسیژنی اقیانوسی را فراهم کرده است.‌

برش بررسی‌شده در شمال روستای دره مران علیا از یال شمالی تاقدیس شیخ‌صله برداشت شده است. برای دسترسی به این ناحیه، در مسیر جوان‌رود - تازه‌آباد (ثلاث باباجانی) جاده‌ فرعی (خاکی) روستای هلول - میرآباد را طی می‌کنیم که کل مسیر، از سه‌راهی تا برش مدنظر، حدود 35 کیلومتر فاصله دارد (شکل 1). در این تنگه گسله، شیب لایه‌ها از 35 به 60 درجه می‌رسد.

 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‌های دسترسی برش هلول، محل برش با ستاره مشخص شده است. جایگاه برش مطالعه‌شده در محدوده تتیس و رویدادهای شناخته‌شده بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 نمایش داده شده است (برگرفته با تغیبرات ازRobinson et al. 2017).


مواد و روش‌ها

برای بررسی رخدادهای گذر آشکوب‌های سنومانین - تورونین و تعیین سن، در ابتدا 60 نمونه سنگی با فاصله تقریبی 3 متر در امتداد برش چینه‌شناسی هلول برداشت شده و از کلیه نمونه‌های جمع‌آوری شده، مقاطع نازک تهیه شده است. محتوای فرامینیفرهای پلانکتونیک به‌وسیله میکروسکوپ بررسی شده‌اند و از نمونه‌های فرامینیفری موجود در مقاطع نازک، عکس‌برداری شده است. باتوجه‌به سنگ‌شناسی سخت نمونه‌های جمع‌آوری‌شده و وجودنداشتن گسترش میان لایه‌های شیلی و مارن در برش هلول، امکان جدایش فرامینیفرهای پلانکتونیک به‌صورت ایزوله فراهم نبود و مطالعات فسیل‌شناسی فرامینیفرای پلانکتون بر مبنای مقاطع نازک انجام شده است. تعیین سن نسبی اولیه براساس الگوی چینه‌نگاری زیستی وایند (Wynd, 1965) انجام شده و سپس بررسی‌های تکمیلی در محدوده گذر آشکوب‌های سنومانین – تورونین، بر مبنای الگوی بیوزوناسیون فرامینیفرای پلانکتونیک به‌روزشده پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga 2004) انجام شده‌اند.

تعداد 13 نمونه، در دانشگاه هانوفر با مته تنگستن کار باید 1 تا 5/0میلیمتری نمونه‌برداری شده‌اند و برای تمیزکردن مته، پس از هربار نمونه‌برداری از هوای فشرده استفاده شده است. نمونه‌ها به‌و‌سیله دستگاه تمام‌اتوماتیکFinnigan TC/EA carbonat device که به طیف‌سنج جرمیDelta V Advantage Isotope Ratio وصل بود، با فسفریک اسید (H3PO4) در دمای 68 تا 70 درجه سانتیگراد واکنش داده شده‌اند. گاز کربن دی‌اکسید آزادشده، برای اندازه‌گیری نسبت ایزوتوپی به‌طور خودکار به طیف‌سنج منتقل شده است. تکرار آنالیز دو رفرنس کربناته، دقت اندازه‌گیری نمونه‌ها را برای δ13C، ‰03/0و برای δ18O، ‰06/0 نشان داده است. استانداردهای 18 NBS و 19 برای اندازه‌گیری نمونه‌ها به کار برده شده‌اند. باتوجه‌به اینکه بیش از 70% ترکیب کانیایی نمونه‌ها کربناته بوده، مقداری نزدیک به 200 میکروگرم برای هر نمونه وزن شده است. مقادیر نسبت ایزوتوپی به‌دست‌آمده، نسبت به استاندارد جهانی VPDB به‌صورت بخش در هزار یا پرمیل (‰) ارائه می‌شود.

جدول 1- مقادیر ایزوتوپی کربن و اکسیژن نمونه‌های برش هلول

شماره نمونه

وزن نمونه (میکروگرم)

δ13C

δ18O

240

225

67/1

57/6-

238

207

27/1

68/6-

237

193

06/1

18/6-

235

184

64/1

43/6-

234

190

49/1

71/6-

232

200

42/1

97/6-

231

207

21/1

51/6-

230

193

94/0

45/6-

228

213

8/1

47/7-

227

205

64/1

64/6-

226

190

72/0

81/5-

225

190

87/0

96/5-

224

200

13/1

07/6-

 

نتایج و تفسیر

چینه‌نگاری زیستی

برای تعیین سن نسبی در برش هلول، تعداد 60 نمونه جمع‌آوری شده در امتداد این برش، به‌طوراولیه بررسی شده‌اند. نتایج حاصل از این مطالعه، توسعه زون‌های شماره 20، 27، 28، 32، 33 و 39 الگوی چینه‌نگاری زیستی وایند (Wynd 1965) را نشان می‌‌دهد که به ترتیب عبارت‌اند از:

Rotalipora-Radiolaria assemblage Zone#20, Globotruncana helvetica-Clavihedbergella-Hedbergella Assemblage Zone#27, Globotruncana schneegansi-Globotruncana sigali Assemblage Zone#28,Globotruncana concavata/ventricosa carinata Assemblage Zone# 32, Globotruncana elevata elevata Zone#33, Globotruncana stuarti-Pseudotextularia varians Assemblage Zone#39.

نتایج حاصل‌شده از مطالعات فرامینیفرای پلانکتونیک براساس الگوی چینه‌نگاری زیستی وایند، امکان بررسی‌های دقیق‌تر گذر آشکوب های سنومانین - تورونین را فراهم کرده است که در بخش‌های بالایی زون شماره 20 و زون شماره 27 قرار می‌گیرند. باتوجه‌به لزوم وجود چارچوب زیست چینه‌نگاری دقیق‌تر برای مطالعه حادثه بی‌اکسیژنی اقیانوسی، 2 محدوده مشخص‌شده، به‌طور دقیق‌تری سنجیده شده‌اند. برای زیست چینه‌نگاری دقیق‌تر با استفاده از فرامینیفرای پلانکتونیک، از الگوی به‌روزشده پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga 2004) استفاده شده است. در این محدوده، تعداد 21 گونه مربوط به 9 جنس از فرامینیفرهای پلانکتونیک شناسایی شده‌اند. پس از شناسایی و تعیین محدوده گسترش جنس‌ها و گونه‌ها (شکل 2) تعداد 3 بیوزون با استفاده از الگوی چینه‌نگاری زیستی پرمولی سیلوا و ورگا به این شرح در محدوده گذر آشکوب‌های سنومانین و تورونین برش هلول شناسایی شده‌اند.

 

 

 

شکل 2- ستون زیست چینه‌نگاری برش مطالعه‌شده و گسترش فرامینیفرهای پلانکتونیک شاخص.

 


1)                   Rotalipora cushmani Zone

این بیوزون از نوع تمام‌گستره (Total Range Zone) است و مرزهای زیرین و فوقانی آن، با ظهور و انقراض گونه Rotalipora cushmaniمطابقت دارد و در مرز فوقانی این بیوزون، تمام گونه‌های مربوط به جنس Rotaliporaمنقرض می‌شوند. براساس الگوی زیست چینه‌نگاری پرمولی سیلوا و ورگا این بیوزون سن سنومانین میانی و فوقانی را نشان می‌دهد. بیوزون مذکور معادل بخش‌های بالایی زون شماره 20 وایند (Rotalipora - Radiolaria assemblage zone#20) است. در برش هلول بخش چشمگیری از ضخامت بیوزون مذکور پوشیده و احتمالاً حاصل توسعه میان لایه‌های شیلی و مارن است. براساس گسترش گونه‌های شاخص در نمونه‌های شماره 226 الی 228 بیوزون مذکور شناسایی شده است. این بیوزون، ضخامتی معادل 9 متر را در بر گرفته و این فرامینیفرهای پلانکتونیک در این بیوزون سنجیده شده‌اند (Plate 1, 2):

Macroglobigerinelloides bentonensis, Muricohedbergella planispira, Muricohedbergella simplex,, Heterohelix moremani, Macroglobigerinelloides "caseyi", Rotalipora montsalvensis, Rotalipora cushmani, Whiteinella aprica, Rotalipora greenhornensis, Preaglobutruncana gibba, Whiteinella paradubia, Heterohelix reussi, Whiteinella baltica.

 

 

Plate 1- A, Helvetoglobotruncana helvetica (Bolli 1945); B, Heterohelix moremani (Cushman 1938); C, Heterohelix reussi (Cushman 1938), D, E, Macroglobigerinelloides bentonensis (Morrow 1934); F, G, Macroglobigerinelloides “caseyi” (Bolli, Loeblich, and Tappan 1957); H, Macroglobigerinelloides ultramicrus (Subbotina 1949); I, Marginotruncana sigali (Reichel 1950); J, Muricohedbergella delrioensis (Carsey 1926); K, Muricohedbergella planispira (Tappan 1940); L, Muricohedbergella simplex (Morrow 1934). A, B: sample 235; C: sample 230; D: sample 229; E, F: sample 225; G, J: sample 224; H, I: sample 239; K: sample 226; L: sample 231.

 

 

 

 

 

 

Plate 2- A, Muricohedbergella simplex (Morrow 1934); B, Praeglobotruncana gibba Klaus 1960; C, Rotalipora cushmani (Morrow 1934); D, Rotalipora greenhornensis (Morrow 1934); E, Rotalipora montsalvensis (Mornod 1949); F, Whiteinella aprica (Loeblich and Tappan 1961); G, Whiteinella archaeocretacea Pessagno 1967; H, Whiteinella aumallensis (Sigal 1952); I, Whiteinella baltica Douglas and Rankin 1969; J, Whiteinella inornata (Bolli 1957); K, Whiteinella paradubia (Sigal 1952); L, Whiteinella praehelvetica (Trujillo 1960). A: sample 233; B-E, K: sample 227; F, J: sample 230; G: sample 238; H: sample 237; I: sample 229; K: sample 235.

 

 

2)                   Whiteinella archaeocretacea Zone

این زون زیستی از نوع گستره‌بخشی (Partial Range Zone) است که براساس گستره گونه Whiteinella archaeocretacea در حد فاصل بین دو افق زیستی انقراض گونه Rotalipora cushmani در قاعده و ظهور گونه Helvetoglobotruncana helvetica در رأس تعریف شده است. جدایش دقیق آشکوب‌های سنومانین و تورونین، بر مبنای الگوهای موجود فرامینیفرای پلانکتونیک امکان‌پذیر نیست (Premoli Silva and Verga 2004). بیوزون Whiteinella archaeocretacea شاخص حد فوقانی آشکوب سنومانین و حد زیرین آشکوب تورونین است. به‌دلیل رخداد بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2، در بیشتر موارد، تنوع فرامینیفرای پلانکتونیک در این بیوزون چندان زیاد نیست. یکی از نشانه‌های عملکرد رخداد بی‌اکسیژنی فراوانی نسبی فرامینیفرهای پلانکتونیک با حجرات طویل‌شده همچون Muricohedbergella simplexاست (Coccioni et al. 2006). بیوزون یادشده، معادل بخش‌های زیرین و میانی زون شماره 27 وایند (Globotruncana helvetica-Clavihedbergella-Hedbergella Assemblage Zone#27) و در برش مدنظر، ضخامت آن برابر 25 متر اندازه‌گیری شده است. فرامینیفرهای پلانکتونیک شاخص شناسایی‌شده در این بیوزون، به این شرح هستند (Plate 1, 2):

Macroglobigerinelloides bentonensis, Muricohedbergella planispira, Macroglobigerinelloides ultramicrus, Muricohedbergella simplex, Muricohedbergella delrioensis, Heterohelix moremani, Macroglobigerinelloides "caseyi", Whiteinella aprica, Heterohelix reussi, Whiteinella baltica, Whiteinella inornata, Whiteinella archaeocretacea, Whiteinella praehelvetica.

 

3)                   Helvetoglobotruncana helvetica Zone

این بیوزون نیز از نوع تمام‌گستره محسوب می‌شود و براساس محدوده بین ظهور و انقراض گونه Helvetoglobotruncana helveticaتعریف شده است. در محدوده این زون زیستی فرامینیفرای پلانکتونیک به نسبت بزرگ‌تر دوباره ظاهر می‌شوند که آنها در طی حادثه بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 به‌طور شدیدی کاهش یافته بودند. براساس الگوی چینه‌نگاری زیستی پرمولی سیلوا و ورگا این بیوزون شاخص تورونین زیرین و میانی است. زون زیستی ذکرشده با بخش‌های فوقانی زون شماره 27 وایند مطابقت دارد و در برش مدنظر، ضخامت آن برابر با 14 متر است. فرامینیفرای پلانکتونیک شاخص مشاهده‌شده در این بیوزون، به این شرح است (Plate 1, 2):

Whiteinella aumallensis, Marginotruncana sigali, Helvetoglobotruncana helvetica, Macroglobigerinelloides ultramicrus, Heterohelix moremani, Macroglobigerinelloides "caseyi", Heterohelix reussi, Whiteinella baltica, Whiteinella inornata, Whiteinella archaeocretacea, Whiteinella praehelvetica.

 

ارزیابی دیاژنز در اطلاعات ایزوتوپی

بررسی نقش و شدت دیاژنز در پژوهش‌های ژئوشیمیایی کربنات‌ها بسیار اهمیت دارد که برای بازسازی اقلیم، اقیانوس‌شناسی و چینه‌نگاری شیمیایی به کار می‌روند؛ زیرا این پدیده، تغییرات گسترده بیشتری در ویژگی‌های رسوبات و سنگ‌های کربناته‌شده ایجاد می‌کند و ترکیب ژئوشیمیایی آنها را تغییر می‌دهد.‌

برای ارزیابی دیاژنز، افزون بر بررسی‌های میکروسکوپی از داده‌های ایزوتوپی پایدار کربن و اکسیژن نیز بهره گرفته می‌شود. برای تعیین نمونه‌هایی با ترکیب اولیه، باید نمونه‌هایی انتخاب شوند که ازنظر ترکیب ایزوتوپی با آب دریای زمان خود بیشترین همسانی را دارند. بازه‌ ارائه‌شده‌ مقادیر دریایی اولیه‌ کرتاسه در پژوهش‌های مختلف،‌ برای δ13C، و برای δ18O، ‰1/1 تا ‰6- است (Hajikazemi et al. 2010). اطلاعات ایزوتوپ کربن این برش، در این بازه‌ها جای می‌گیرند؛ بنابراین، باید این اطلاعات را بدون تغییر یا با تغییر اندک در نظر گرفت. بیشتر داده‌های ایزوتوپ اکسیژن، کمتر از مقدار آستانه ‰6- هستند. شاید بتوان این کاهش در اطلاعات ایزوتوپی اکسیژن را به دیاژنز جوی یا دفنی نسبت داد که این مسئله، نسبت به بازه ارائه‌شده دیده می‌شود.

یکی از ویژگی‌های مهم دیاژنز جوی، الگوی ال (یا جی) وارونه است (Lohmann 1988) اما رسم نمودار همپایه (cros plot) ایزوتوپ‌های کربن - اکسیژن (شکل 3) چنین الگویی را نشان نمی‌دهد. نبود نمونه‌هایی که‌ هم ازنظر ایزوتوپ اکسیژن و هم ازلحاظ ایزوتوپ کربن تغییر کرده باشند، نبود دیاژنز جوی را در این نمونه‌ها تأیید می‌کند؛ زیرا نمونه‌هایی که در سیستم باز دیاژنز جوی به‌وسیله‌ ترکیب ایزوتوپی مخزن آب جوی تغییر کرده‌اند، این وضعیت را به‌خوبی بر روی نمودار جی وارونه نشان می‌دهند. پیش از این، مطالعات میکروسکوپی نیز نبود دیاژنز جوی را در این نمونه‌ها تأیید کرده بود؛ اما شواهدی برای پرشدگی حجره‌های فسیل‌ها با سیمان دفنی کم‌ژرفا تا ژرف وجود دارد (Plate 1, 2). که بخش کمی از کاهش مقدار δ18O احتمالاً ناشی از این پدیده است (Allan and Wiggins 1993). باوجوداین مسائل، بافت‌های وکستونی و مادستونی که بیشتر از ماتریکس اولیه پدید آمده‌اند، نقش این سیمان‌ها را در کاهش δ18O کل سنگ بسیار کم می‌کند.

 

 

شکل 3- نمودار همپایه ایزوتوپ کربن - اکسیژن نمونه‌ها. نبود الگوی جی (ال) وارونه در این داده‌ها، نشانگر عدم رخداد دیاژنز جوی است.

 

 

ایزوتوپ اکسیژن با چنین نسبت‌هایی و حتی کمتر از آن، تا ‰12-، در شیل‌های کربناته و پوسته‌های فرامینیفرهای همین بازه‌ زمانی در حوضه‌ نوتتیس و پیش - اطلس نیز به فراوانی دیده می‌شود (Jarvis et al. 2011; Keller et al. 2008; Pearson et al. 2001; Pratt et al. 1993). δ18O فرامینیفرهای پلانکتون ممکن است در دیاژنز افزایش یابد (Pearson et al. 2001; Schrag 1999) اما مقادیر کم ایزوتوپ اکسیژن و هم‌تغییری آن با نسبت ایزوتوپ کربن، بیشتر دیاژنز پایانی ناشی از واکنش با آب‌های جوی زیرزمینی یا فرآیند انحلال - تبلور را در دیاژنز دفنی با دمای زیاد نشان می‌دهد (Mitchell et al. 1997; Sakai and Kano 2001). باتوجه‌به هم‌تغییری منفی بین δ18O و δ13C نمونه‌ها (66/0) (شکل 4) نسبت دادن مقادیر δ18O به تغییرات دیاژنزی دشوار است؛ یعنی با در نظر گرفتن اینکه با افزایش میزان δ13C، میزان δ18O کاهش می‌یابد، نسبت دادن کامل مقادیر ایزوتوپی اکسیژن به وضعیت دیاژنزی چندان آسان نیست. در دیاژنز جوی در وضعیت گرم و مرطوب، با افزایش شدت دیاژنز، میزان دلتای اکسیژن و کربن باهم کاهش می‌یابند یا مقدار دلتای اکسیژن بیشتر از کربن کاهش می‌یابد. در دیاژنز دفنی نیز با افزایش شدت دیاژنز، به‌دلیل افزایش دما مقدار دلتای اکسیژن کاهش می‌یابد؛ اما به‌دلیل بی‌اثر بودن دما بر روی دلتای کربن، مقدار آن یا بی‌تغییر باقی می‌ماند یا تغییر آن بسیار اندک خواهد بود. باتوجه‌به این مطالب، هم‌تغییری منفی معمولاً در چنین وضعیت دیاژنزی رخ نمی‌دهد؛ پس شاید بتوان این تغییرات را به تغییرات سطح نسبی آب دریا، شوری و آب‌وهوا، مانند تغییرات دمایی (Keller et al. 2004) نسبت داد. این تغییرات، به‌ویژه شامل تغییراتی هستند که در زمان رویداد بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2، به‌دلیل گرم‌شدن هوا به کاهش دلتای اکسیژن، و به‌دلیل دفن مواد آلی به افزایش دلتای کربن منجر شده‌اند (Jarvis et al. 2006; Jarvis et al. 2011).

در δ18O نمونه‌های 227 و 228 تغییر کاهشی چشمگیری دیده می‌شود که نسبت به سایر مقادیر، برجسته‌تر است. این بازه‌ کاهشی با بیشترین مقادیر δ13C همراه هم‌زمان است (شکل 4) یعنی این‌دو روندی برخلاف همدیگر را نشان می‌دهند که چنین روندهایی در فرایندهای دیاژنزی رایج نیست. در دیاژنز جوی هردوی δ18O و δ13C روندهای کاهشی همخوانی را نشان می‌دهند (Allan and Matthews 1982; Lohmann 1988) مگر در دیاژنز جوی زیر ناپیوستگی‌ها در آب‌وهوای گرم و خشک که به تبخیر زیاد و پیدایش کالیچ منجر می‌شود. در چنین وضعیتی به‌دلیل تبخیر زیاد، δ18O افزایش و δ13C نیز کاهش می‌یابد یا بدون تغییر می‌ماند (Allan & Matthews 1982; Christ et al. 2012) اما در برش مدنظر پژوهش، الگوی وارونه‌ای ثبت شده است. ازنظر دما در کرتاسه، از بریازین تا آپتین وضعیت گلخانه‌ای خنک، از آلبین تا آغاز کامپانین وضعیت گلخانه‌ای گرم و از کامپانین میانی تا ماستریشتین وضعیت گلخانه‌ای خنک بر زمین حکم‌فرما بوده است (Hong & Lee 2012; Wilson et al. 2002) بنابراین، در میانه کرتاسه، آب‌وهوای گرم و مرطوب چیرگی داشته است. چنین وضعیتی بیشتر بارش فراوان و سیستم دیاژنزی باز (Brand and Veizer 1981) را به کربنات‌ها دیکته می‌کند و انتظار می‌رود سیستم‌های کارستی و دیاژنز مرتبط با آن مانند برشی‌شدن، پیدایش حفره‌های انحلالی فراوان و سیمان‌های متیوریک جوی به فراوانی یافت شوند (Rahimpour-Bonab et al., 2013) که در اینجا دیده نشده است. در این وضعیت، در رخنمون‌های زیرجوی δ13C کربنات‌ها (وابسته به افق خاک) 2 تا ‰4 کاهش می‌یابد. δ18O نیز متناسب با شدت دیاژنز و بازبودن سیستم دیاژنزی کاهش می‌یابد؛ بنابراین، δ18O و δ13C هم کاهش آشکاری را نشان می‌دهند. در زیر این مرزها با افزایش ژرفا و کاهش اثر دیاژنز، مقدار δ18O و δ13C به‌تدریج افزایش می‌یابد تا به مقدار اولیه‌ خود برسند (Allan & Matthews 1982; Christ et al. 2012) و چنین وضعیتی در نمونه‌های برش هلول دیده نمی‌شود؛ بنابراین، چنین نتیجه گرفته می‌شود که این نمونه‌ها دیاژنز متیوریک را تجربه نکرده‌اند. درزمینه دیاژنز دفنی باتوجه‌به اینکه حجره‌های فسیل‌ها با سیمان دفنی پر شده‌اند، اثر این دیاژنز بر زمینه‌ میکرایتی نیز چندان دور از ذهن نیست. این نوع دیاژنز، در بیشتر اوقات بر مقدار δ13C تأثیر ندارد و بیشتر δ18O را تغییر می‌دهد. با مقایسه‌ δ18O نمونه‌ها با سایر برش‌های نوتتیس، δ18O نمونه‌ها در برخی موارد بیشتر، در بیشتر موارد برابر، و در موارد اندکی منفی‌تر از سایر برش‌هاست؛ بنابراین، اثر دیاژنز دفنی نیز چشمگیر نیست تا این امر، از توانایی نگاشت δ18O این برش برای چینه‌نگاری شیمیایی جلوگیری کند.

 

چینه‌نگاری ایزوتوپ پایدار کربن - اکسیژن و مقایسه آن با تغییرات جهانی

بیشترین و کمترین مقدار δ13C ثبت‌شده در نمونه‌های مدنظر، به ترتیب ‰8/1 و ‰72/0 است. نگاشت ایزوتوپ کربن نمونه‌های بالک کربناته (شکل 4) در بالای زیست‌زون Rotalipora cushmani (227) تغییر افزایشی چشمگیری را نشان می‌دهند که به بیشترین مقدار خود در این برش، یعنی ‰8/1 می‌رسد (نمونه‌ 228). پس از آن، در میانه‌ زیست‌زون Whiteinella archaeocretacea (نمونه‌ 230) یک تغییر کاهشی مشخص در δ13C، مقدار آن را به ‰94/0 می‌رساند. این زیست‌زون، بخش بالایی سنومانین و بخش اندکی از تورونین آغازین را نشان می‌دهد؛ بنابراین، مرز سنومانین/ تورونین در این زون جای می‌گیرد. از اینجا، روند افزایشی δ13C آغاز می‌شود که در آغاز زیست‌زون Helvetoglobotruncana helvetica در نمونه‌ 235 به بیشترین مقدار خود، یعنی ‰64/1 می‌رسد. از این نمونه به بعد، δ13C روند کاهشی خود را آغاز می‌کند و در بالای زون Helvetoglobotruncana helvetica به ‰06/1 می‌رسد تا اینکه در زون Marginotruncana sigali دوباره روندی افزایشی پیدا می‌کنند.

بیشینه و کمینه‌ مقادیر δ18O (شکل 4) در برش هلول، به ترتیب ‰81/5- و ‰47/7- هستند. با در نظرگرفتن خط ‰5/6 به صورت میانگین، روندی کاهشی از پایین به بالای زیست‌زون Rotalipora cushmani دیده می‌شود که کمینه‌ آن در بالای این زون در نمونه 228 جای می‌گیرد و با افزایش δ13C در همین بازه زمانی هم‌ارز است. روند کاهشی دیگری نیز از میانه‌ زیست‌زون Whiteinella archaeocretacea آغاز می‌شود و در نمونه‌ 232 به کمترین مقدار خود می‌رسد و سپس دوباره با روندی تدریجی به مقادیر میانگین باز می‌گردد که با روند افزایشی δ13C هم‌زمان است.

 

نگاشت رویداد بی‌اکسیژنی2 (OAE2) و تطابق چینه‌نگاری شیمیایی

نگاشت ایزوتوپ کربن این برش، دو افزایش آشکار در بالای زیست‌زون Rotalipora cushmani و آغاز زیست‌زون Helvetoglobotruncana helvetica   و تغییری جزیی در بالای زیست‌زون Whiteinella archaeocretacea (بین نمونه‌های 232 تا 234) را نشان می‌دهد. از انتهای زیست‌زون Rotalipora cushmani تا آغاز زیست‌زون Helvetoglobotruncana helvetica  در سرتاسر حوضه‌ اقیانوس، نوتتیس به شکل بازه‌ زمانی رویداد، مرز سنومانین/ تورونین (CTB event) یا همان رویداد بی‌اکسیژنی 2 در نظر گرفته می‌شود (Erba, 2004; Jarvis et al., 2011; Weissert and Erba, 2004; Wohlwend et al., 2015). در OAE 2، 3 چکاد کوچک مقیاس a، b، و c در داخل بازه‌ افزایشی بزرگ‌مقیاسی بر روی نگاشت ایزوتوپ کربن جای گرفته‌اند (Jarvis et al., 2006; Jarvis et al., 2011; Pearce et al., 2009; Takashima et al., 2009). در این میان، در برش هلول، چکادهای a در بالای زیست‌زون Rotalipora cushmani و c در آغاز زیست‌زون Helvetoglobotruncana helvetica  تا حد‌ زیادی قابل شناسایی هستند (شکل 4) اما چکاد b چندان مشخص نیست؛ درحالی‌که انتظار می‌رود به‌صورت افزایشی آشکار در δ13C در میانه‌های زیست‌زون Whiteinella archaeocretacea دیده شود. در عوض، شاید بتوان تغییر اندک شیب افزایشی نمودار را با تردید به این چکاد نسبت داد. در این برش، تعداد نمونه‌های آزمایش‌شده برای ایزوتوپ‌های پایدار کربن و اکسیژن محدود هستند و همچنین، فاصله‌ نمونه‌برداری زیاد است؛ بااین‌حال با مقایسه‌ نگاشت کربن برش بررسی‌شده با نگاشت نوتتیس ( شکل 4) همسانی زیادی بین این دو دیده می‌شود و به همین دلیل، می‌شود تا اندازه‌ زیادی درباره رخداد OAE 2 نظر داد. باوجوداین مسائل، شناسایی اجزای کامل و محل دقیق این رویداد در توالی چینه‌ای برش ارزیابی‌شده، همچنان، پژوهش‌های ایزوتوپی کربن و اکسیژن را با فواصل کمتر طلب می‌کند؛ درحالی‌که برخی پژوهش‌ها در بخش‌هایی از فارس ساحلی (در امتداد گسل کازرون) و فروبار دزفول، نشان می‌دهد این مناطق، در گذر سنومانین/ تورونین، به ناپیوستگی جوی دچار شده‌اند و توالی‌های مربوط به این گذار هم به فرسایش و خاک‌زایی، انحلال و کارستی‌شدن و بوکسیت‌زایی دچار شده‌اند (Rahimpour-Bonab et al. 2012; Rahimpour-Bonab et al. 2013; Vincent et al. 2015). با در نظر گرفتن این مطالب، می‌شود گذر سنومانین/ تورونین را در لرستان، به‌صورت یکی از نگاشت‌های معدود حفظ‌شده در زاگرس دانست.

در مقایسه‌ بین دو برش (Eastbourne, Pont d’Issole) شمال باختری اروپا (Jarvis et al. 2011; Pearce et al. 2009) و برش هلول، کاهشی تقریباً ‰2 در اطلاعات تمام طول برش دیده می‌شود (شکل 4) اما، برش‌های زیادی در سرتاسر حوضه‌ نوتتیس، برای δ13C و δ18O مقداری مشابه با برش بررسی‌شده را ثبت کرده‌اند (Jati et al. 2010; Keller et al. 2008; Keller et al. 2004; Melinte-Dobrinescu and Bojar 2008). همچنین، تعداد اندکی از برش‌ها در شمال باختری حوضه‌ نوتتیس مقادیر بیشتر از ‰2 پرمیل را به ثبت رسانده‌اند (Gale et al. 2005; Jarvis et al. 2011; Paul et al. 1999) بنابراین، این تفاوت در مقدار ایزوتوپ کربن ناشی از تفاوت در حوضه رسوبی است. پدیده جهانی بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 در رسوبات برش هلول به ثبت رسیده است و این امر نشان می‌دهد که این حوضه با دریاهای آزاد ارتباط داشته است؛ اما احتمالاً این ارتباط، کامل و آزاد نیست و آب‌های این حوضه به‌طور کامل گردش نداشته‌اند.

نسبت ایزوتوپی اکسیژن در برش هلول، دو کاهش عمده نشان می‌دهد که یکی هم‌زمان با چکاد a ایزوتوپ کربن و دیگری هم‌زمان با چکادهای b و  c ایزوتوپ کربن دیده می‌شود. تغییرات زمانی ترکیب ایزوتوپ پایدار اکسیژن کربنات‌های پلاژیک برای نشان‌دادن تغییرات میانگین دمای آب سطح اقیانوس‌ها (SST) استفاده می‌شود (Clarke and Jenkyns 1999) و همخوانی خوب بین روندهای δ18O نمونه‌های سنگ و نمونه‌های فرامینیفرای پلانکتون درون همین رسوبات، این پیشنهاد را تأیید می‌کند (Voigt et al. 2010). مقدار δ18O در دو برش (Eastbourne, Pont d’Issole) شمال باختری اروپا (Jarvis et al. 2011) همانند و بین ‰3- تا ‰4- و در شمال آلمان (Gröbern) (Voigt et al. 2010) و کبیرکوه 2 تا ‰3 کمتر است و این موضوع، دیاژنز دفنی را نشان می‌دهد (Jarvis et al. 2011). شاید تفسیر اطلاعات ایزوتوپ اکسیژن در این برش، به‌دلیل کم‌بودن داده‌ها فاصله زیاد نمونه‌برداری‌ها و تغییرات دمایی ناشی از دیاژنز دفنی کمی نامطمئن باشد. ایزوتوپ اکسیژن ماتریکس در طی تغییرات رسوبات و وضعیت دیاژنز آسان‌تر از کربن تغییر می‌کند؛ بنابراین، در اینجا از تفسیر این اطلاعات برای شناسایی تغییرات دمایی خودداری می‌شود.

 

 

 

 

شکل 4- تطابق داده‌های ایزوتوپی کربن و اکسیژن با ستون چینه‌شناسی و زیست‌زون‌های شناسایی‌شده. در یک روند افزایشی کلی، دو چکاد افزایشی مشخص در زیر و روی زیست‌زونWhiteinella archaeocretacea را می‌توان به رویداد جهانی بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 نسبت داد.

 


نتیجه

در این پژوهش، با استفاده از مطالعات فرامینیفرهای پلانکتونیک، محدوده گذر آشکوب‌های سنومانین - تورونین تعیین شده و 3 بیوزون Rotalipora cushmani ، Whiteinella archaeocretacea  وHelvetoglobotruncana helvetica  بر مبنای الگوی چینه‌نگاری زیستی پرمولی سیلوا و ورگا در این بازه تفکیک شده‌اند. بیوزون Whiteinella archaeocretacea معادل مرز سنومانین - تورونین در نظر گرفته شده که معادل زمانی رویداد بی‌اکسیژنی اقیانوسی 2 است. همچنین، در محدوده گسترش این بیوزون، فرامینیفرهایی با حجرات کشیده‌شده، همچون Muricohedbergella simplexنسبتاً فراوان هستند. آنالیزهای ایزوتوپ پایدار کربن 2 چکاد افزایشی را نشان می‌دهند که چکادهای a در بالای زیست‌زون Rotalipora cushmani و c در آغاز زیست ‌زون Helvetoglobotruncana helvetica  شناسایی می‌شوند؛ اما به‌جای چکاد b که انتظار می‌رود به‌صورت یک افزایش آشکار در δ13C در زیست‌زون Whiteinella archaeocretacea باشد، تغییر اندکی در شیب افزایشی نمودار دیده می‌شود. درمجموع، عملکرد رخداد بی‌اکسیژنی 2 در ناحیه زمین‌شناسی لرستان، به‌خوبی به‌وسیله روند افزایشی نسبت ایزوتوپ پایدار کربن، نشان داده می‌شود. باتوجه‌به گسترش‌نیافتن رویداد مرز سنومانین - تورونین در بخش‌هایی از فروبار دزفول و فارس، مطابق نتایج این پژوهش، در ناحیه زمین‌شناسی لرستان، این مرز پیوستگی رسوبی را نشان می‌دهد و هدف مطالعات آینده برای بررسی رویداد بی‌اکسیژنی 2 و فرآیندهای همراه آن، همین موضوع است.

 

تشکر و قدردانی

از داوران محترم برای بررسی دقیق و پیشنهادات سازنده و از دانشگاه دامغان و دانشگاه هانوفر، به‌دلیل فراهم کردن امکانات لازم برای این پژوهش، قدردانی می‌کنم. همچنین، کریستیانه ونزکه، کاتارینا النا اشمیت، و اشتفان هوک که آماده‌سازی و آزمایش نمونه‌ها را بر عهده داشتند، نیز به‌طور ویژه تشکر می‌کنم. در‌نهایت، از آقای مهندس مهرداد ناقوسی هم برای همکاری در این پژوهش سپاسگزارم.

Allan J. and Matthews R. 1982. Isotope signatures associated with early meteoric diagenesis. Sedimentology, 29(6): 797-817.

Allan J. R. and Wiggins W. D. 1993. Dolomite Reservoirs: Geochemical Techniques for Evaluating Origin and Distribution. AAPG Short Course Note Ser. 36: 170.

Arthur M. A. and Schlanger S. O. 1979. Cretaceous. AAPG bulletin, 63(6):870-885.

Blättler C. L. Jenkyns H. C. Reynard L. M. and Henderson G. M. 2011. Significant increases in global weathering during Oceanic Anoxic Events 1a and 2 indicated by calcium isotopes. Earth and Planetary Science Letters, 309(1): 77-88.

Brand U. and Veizer J. 1981. Chemical diagenesis of a multicomponent carbonate system - 2: stable isotopes. Journal of Sedimentary Petrology, 51(3): 987-998.

Christ N. Immenhauser A. Amour F. Mutti M. Tomás, S. Agar S. M. Alway R. and Kabiri L. 2012. Characterization and interpretation of discontinuity surfaces in a Jurassic ramp setting (High Atlas, Morocco). Sedimentology, 59(1): 249-290.

Clarke L. J. and Jenkyns H. C. 1999. New oxygen isotope evidence for long-term Cretaceous climatic change in the Southern Hemisphere. Geology,  27(8):699-702.

Coccioni R. Luciani V. and Marsili A. 2006. Cretaceous oceanic anoxic events and radially elongated chambered planktonic foraminifera: paleoecological and paleoceanographic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 235(1):66-92.

Du Vivier A. D. C. Jacobson A. D. Lehn G. O. Selby D. Hurtgen M. T. and Sageman B. B. 2015. Ca isotope stratigraphy across the Cenomanian-Turonian OAE 2: Links between volcanism, seawater geochemistry, and the carbonate fractionation factor. Earth and Planetary Science Letters, 416: 121-131.

Erba E. 2004. Calcareous nannofossils and Mesozoic oceanic anoxic events. Marine Micropaleontology, 52(1-4):85-106.

Forster A. Schouten S. Moriya K. Wilson P. A. and Damsté J. S. S. 2007. Tropical warming and intermittent cooling during the Cenomanian/Turonian oceanic anoxic event 2: Sea surface temperature records from the equatorial Atlantic. Paleoceanography, 22(1):1-14.

Gale A. S. Kennedy W. J. Voigt S. and Walaszczyk I. 2005. Stratigraphy of the Upper Cenomanian-Lower Turonian Chalk succession at Eastbourne, Sussex, UK: Ammonites, inoceramid bivalves and stable carbon isotopes. Cretaceous Research, 26(3):460-487.

Hajikazemi E. Al-Aasm I. S. and Coniglio M. 2010. Subaerial exposure and meteoric diagenesis of the Cenomanian-Turonian Upper Sarvak Formation, southwestern Iran, Geological Society Special Publication, 330: 253-272.

Hong S. K. and Lee Y. I. 2012. Evaluation of atmospheric carbon dioxide concentrations during the Cretaceous. Earth and Planetary Science Letters, 327-328: 23-28.

James G. and Wynd J. 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49(12):2182-2245.

Jarvis I. Gale A. S. Jenkyns H. C. and Pearce M. A. 2006. Secular variation in Late Cretaceous carbon isotopes: a new δ 13 C carbonate reference curve for the Cenomanian–Campanian (99.6–70.6 Ma). Geological Magazine, 143(05):561-608.

Jarvis I. Lignum J. S. Gröcke D. R. Jenkyns H. C. and Pearce M. A. 2011. Black shale deposition, atmospheric CO2 drawdown, and cooling during the Cenomanian‐Turonian Oceanic Anoxic Event. Paleoceanography, 26(3):1-17.

Jati M. Grosheny D. Ferry S. Masrour M. Aoutem M. Icame N. Gauthier-Lafaye F. and Desmares D. 2010. The Cenomanian–Turonian boundary event on the Moroccan Atlantic margin (Agadir basin): Stable isotope and sequence stratigraphy. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 296(1): 151-164.

Jenkyns H. C. 2010. Geochemistry of oceanic anoxic events. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 11(3):1-30.

Keller G. Adatte T. Berner Z. Chellai E. H. and Stueben D. 2008. Oceanic events and biotic effects of the Cenomanian-Turonian anoxic event, Tarfaya Basin, Morocco. Cretaceous Research, 29(5-6):976-994.

Keller G. Berner Z. Adatte T. and Stueben D. 2004. Cenomanian – Turonian and δ 13 C, and δ 18 O, sea level and salinity variations at Pueblo, Colorado. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 211(1): 19-43.

Lini A. Weissert H. and Erba E. 1992. The Valanginian carbon isotope event: a first episode of greenhouse climate conditions during the Cretaceous. Terra Nova, 4(3): 374-384.

Lohmann K. C. 1988. Geochemical patterns of meteoric diagenetic systems and their application to studies of paleokarst. Paleokarst, p. 58-80.

Melinte-Dobrinescu M. C. and Bojar A.-V. 2008. Biostratigraphic and isotopic record of the Cenomanian–Turonian deposits in the Ohaba-Ponor section (SW Haţeg, Romania): Cretaceous Research, 29(5):1024-1034.

Menegatti A. P. Weissert H. Brown R. S. Tyson R. V. Farrimond P. Strasser A. and Caron M. 1998. High-resolution δ13C stratigraphy through the early Aptian 'Livello Selli' of the Alpine Tethys: Paleoceanography, 13(5): 530-545.

Meyer K. M. and Kump L. R. 2008. Oceanic euxinia in Earth history: Causes and consequences, Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 36:251-288.

Mitchell S. F. Ball J. D. Crowley S. F. Marshall J. D. Paul C. R. Veltkamp C. J. and Samir A. 1997. Isotope data from Cretaceous chalks and foraminifera: Environmental or diagenetic signals?: Geology, 25(8):691-694.

Navidtalab A. Rahimpour-Bonab H. Nazari-Badii A. and Sarfi M. 2014. Challenges in deep basin sequence stratigraphy: A case study from the Early-Middle Cretaceous of SW Zagros Facies, 60(1):195-215.

Paul C. Lamolda M. Mitchell S. Vaziri M. Gorostidi A. and Marshall J. 1999. The Cenomanian–Turonian boundary at Eastbourne (Sussex, UK): a proposed European reference section: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 150(1):83-121.

Pearce M. A. Jarvis I. and Tocher B. A. 2009 The Cenomanian-Turonian boundary event, OAE2 and palaeoenvironmental change in epicontinental seas: New insights from the dinocyst and geochemical records: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 280(1-2): 207-234.

Pearson P. N. Ditchfield P. W. Singano J. Harcourt-Brown K. G. Nicholas C. J. Olsson R. K. Shackleton N. J. and Hall M. A. 2001. Warm tropical sea surface temperatures in the Late Cretaceous and Eocene epochs. Nature, 413(6855):481-487.

Pratt L. Arthur M. Dean W. and Scholle P. 1993. Paleo-oceanographic cycles and events during the Late Cretaceous in the Western Interior Seaway of North America, Evolution of the Western Interior Basin, Geol. Ass. Canada, Spec. Pap., 39:333-354.

Premoli Silva I. and Verga D. 2004. Practical manual of Cretaceous planktonic foraminifera: International school on planktonic foraminifera, 3(0):283.

Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Enayati-Bidgoli A. H. and Omidvar M. 2012. Coupled imprints of tropical climate and recurring emergence on reservoir evolution of a mid Cretaceous carbonate ramp, Zagros Basin, southwest Iran. Cretaceous Research, 37:15-34.

Rahimpour-Bonab H. Mehrabi H. Navidtalab A. Omidvar M. Enayati-Bidgoli A. H. Sonei R., Sajjadi F. Amiri-Bakhtyar H. Arzani N. and Izadi-Mazidi E. 2013. Palaeo-exposure surfaces in Cenomanian - Santonian carbonate reservoirs in the dezful embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 36(4): 335-362.

Rais P. Louis-Schmid B. Bernasconi S. M. and Weissert H. 2007. Palaeoceanographic and palaeoclimatic reorganization around the Middle-Late Jurassic transition. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 251(3-4): 527-546.

Robinson S. A. Heimhofer U. Hesselbo S. P. and Petrizzo M. R. 2017. Mesozoic climates and oceans–a tribute to Hugh Jenkyns and Helmut Weissert. Sedimentology, 64(1):1-15.

Sakai S. and Kano A. 2001. Original oxygen isotopic composition of planktic foraminifers preserved in diagenetically altered Pleistocene shallow-marine carbonates. Marine Geology, 172(3):197-204.

Sarfi M. Ghasemi-Nejad E. Mahanipour A. Yazdi-Moghadam M. and Sharifi M. 2014. Integrated biostratigraphy and geochemistry of the lower Cretaceous Radiolarian Flood Zone of the base of the Garau Formation, northwest of Zagros Mountains, Iran. Arabian Journal of Geosciences, p. 1-11.

Schlanger S. O. Arthur M. A. Jenkyns H. C. and Scholle P. A. 1987. The Cenomanian-Turonian Oceanic Anoxic Event, I. Stratigraphy and distribution of organic carbon-rich beds and the marine δ13C excursion, Geological Society Special Publication, 26: 371-399.

Scholle P. A. and Arthur M. A. 1980. Carbon isotope fluctuations in Cretaceous pelagic limestones: potential stratigraphic and petroleum exploration tool. AAPG Bulletin, 64(1): 67-87.

Schrag D. P. 1999. Effects of diagenesis on the isotopic record of late Paleogene tropical sea surface temperatures: Chemical Geology, 161(1): 215-224.

Takashima R. Nishi H. Hayashi K. Okada H. Kawahata H. Yamanaka T. Fernando A. G. and Mampuku M. 2009. Litho- bio-and chemostratigraphy across the Cenomanian/Turonian boundary (OAE 2) in the Vocontian Basin of southeastern France. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,  273(1): 61-74.

Tsikos H. Jenkyns H. C. Walsworth-Bell B. Petrizzo M. R. Forster A. Kolonic S. Erba E. Premoli Silva I. Baas M. Wagner T. and Sinninghe Damsté J. S. 2004. Carbon-isotope stratigraphy recorded by the Cenomanian-Turonian Oceanic Anoxic Event: Correlation and implications based on three key localities. Journal of the Geological Society, 161(4): 711-719.

Vincent B. van Buchem F. S. P. Bulot L. G. Jalali M. Swennen R. Hosseini A. S. and Baghbani D. 2015. Depositional sequences, diagenesis and structural control of the Albian to Turonian carbonate platform systems in coastal Fars (SW Iran). Marine and Petroleum Geology, 63:46-67.

Voigt S. Friedrich O. Norris R. D. and Schönfeld J. 2010. Campanian–Maastrichtian carbon isotope stratigraphy: shelf-ocean correlation between the European shelf sea and the tropical Pacific Ocean. Newsletters on Stratigraphy,  44(1): 57-72.

Weissert H. 1989. C-Isotope stratigraphy, a monitor of paleoenvironmental change: A case study from the Early Cretaceous. Surveys in Geophysics, 10(1):1-61.

Weissert H. and Erba E. 2004. Volcanism, CO2 and palaeoclimate: A Late Jurassic-Early Cretaceous carbon and oxygen isotope record. Journal of the Geological Society, 161(4):695-702.

Wilson P. A. Norris R. D. and Cooper M. J. 2002. Testing the Cretaceous greenhouse hypothesis using glassy foraminiferal calcite from the core of the Turonian tropics on Demerara Rise. Geology, 30(7): 607-610.

Wohlwend S. Hart M. and Weissert H. 2015. Ocean current intensification during the Cretaceous oceanic anoxic event 2–evidence from the northern Tethys. Terra Nova, 27(2):147-155.

Wynd J. 1965. Biofacies of Iranian oil consortium agreement area: IOOC Rep.