نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسنده
دانشیار، گروه معدن، دانشگاه بین‌المللی امام خمینی (ره)، قزوین، ایران
چکیده
در پژوهش حاضر، برش امامزاده بابا به‌منظور مطالعۀ زیست‌چینه‌نگاری بر مبنای نانوفسیلهای آهکی گذر پابده به آسماری در یال شمال‌شرقی تاقدیس گورپی انتخاب شد. در این برش، سازند پابده با 235 متر ضخامت اساساً از شیل، سنگ آهک مارنی و مارن و سازند آسماری با ضخامت 55 متر از سنگ آهک تشکیل شده است. برای تعیین و معرفی گونههای شاخص، تجمع‌های فسیلی همراه و بیوزون‌ها، اسلایدهای گذر سازند پابده به آسماری مطالعه شدند که به تشخیص 39 گونه متعلق به 18 جنس از نانوفسیلهای آهکی منجر شد. در مطالعۀ حاضر،
4 بیوزون در محدودۀ گذر سازند پابده به آسماری تعیین شدند. زون‌های Sphenolithus pseudoradiansZone(NP20)، Ericsonia subdisticha Zone (NP21)، Helicosphaera reticulataZone (NP22) و Sphenolithus predistintusZone (NP23) در سازند پابده با سن پری‌آبونین - روپلین و زون Sphenolithus distentusZone (NP24) در سازند آسماری با سن روپلین - چاتین از زون‌بندی Martini (1971) با زون‌های CNE19 تا CNO5از زون‌بندی Agnini et al. (2014) و زون‌های CP15b تا CP19a از زون‌بندی
Okada and Bukry (1980)همخوانی دارند. مطابق بیوزون‌های حاصل، بازۀ زمانی گذر مطالعه‌شده از ائوسن پسین (پری‌آبونین) تا الیگوسن پسین (چاتین) است.
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
Evaluation of Pabdeh/Asmari boundary based on calcareous nannofossil biostratigraphy at north eastern limb of Gurpi anticline, Khuzestan Province
نویسنده [English]
- Saeedeh Senemari
Imam Khomeini International University (IKIU), Qazvin, Iran
چکیده [English]
Introduction
One of the most extensive Tertiary deposits is the marine strata of Pabdeh and Asmari Formations in Zagros, which was studied based on paleontology studies. Type section of Pabdeh Formation is located in Tang-e Pabdeh, North of Lali oilfield and type section of Asmari Formation is located in Tang-e Gel-Torsh in Asmari Mountains (James & Wynd, 1965). One of the most important achievement obtained from Pabdeh and Asmari Formations is the evaluationof boundaryand biostratigraphy of it. In the north eastern limb of Gurpi anticline, boundarybetweenof Pabdeh and Asmari Formations consists of 290 m thick which mainly consists of marl, marly limestone and shale.
Material & Methods
In this study 64 samples from Pabdeh and Asmari interval have been studied. Samples were prepared following standard smear slide method (Bown and Young 1998). All slides were studied under polarized light microscope at ×1000 magnification. The nomenclature of calcareous nannofossil follows the taxonomic schemes of Perch-Nielsen (1985) and Fornaciari et al. (2010).
Discussion of Results & Conclusion
In order to study biostratigraphy based on calcareous nannofossils, boundary of the Pabdeh/Asmari in north eastern limb of Gurpi anticline, Emamzadeh Baba section was selected. In this section, Pabdeh Formation with 235m thickness is mainly consists of shale, marly limestones, marl and Asmari Formation with 55m thickness is consists of limestones. For introducing index species, calcareous nannofossil assemblages and biozones, slides have been studied at the Pabdeh/Asmari Formations interval which led to the recognition of 39 species and 18 genera of calcareous nannofossils. In this study four biozones were detected in Pabdeh/Asmari boundary. Biozones Sphenolithus pseudoradians Zone(NP20), Ericsonia subdisticha zone (NP21), Helicosphaera reticulata Zone (NP22) and Sphenolithus predistintus Zone (NP23) in Pabdeh Formation with Priabonian-Rupelian in age and Sphenolithus distentus Zone (NP24) in Asmari Formation with Rupelian- Chattian of Martini (1971) zonation, equivalent to biozones (CNE19 - CNO5) of Agnini et al. (2014) zonation and (CP15b- CP19a) of Okada and Bukry (1980) zonation. According to the first and last occurrence of index species the following bio zones are identified:
Sphenolithus pseudoradians zone(NP20/CP15b)
This biozone is recorded from the FOSphenolithus pseudoradians to the LO of Discoaster saipanensis. The age of this zone is Late Eocene (Priabonian). The thickness of this zone has been measured approximately 71.4 m.
Ericsonia subdisticha zone (NP21)
The second zone is recorded from the LO of Discoaster saipanensis to the LO of Ericsonia formosa. The age of this zone is Late Eocene- Early Oligocene (Priabonian/ Rupelian). The thickness of this zone is 73 m.
Helicosphaera reticulata zone (NP22/ CP16c)
This zone spans the interval from the LO of Ericsonia formosa to the last occurrence of Reticulofenestra umbilica. The age of this zone is Early Oligocene (Rupelian). The thickness of this zone is 25 m.
Sphenolithus predistentus zone(NP23/ CP17-18)
The next nannofossil unit recorded in this study is theNP23. This zone spans the interval from the LO ofReticulofenestra umbilica to the FO ofSphenolithus ciperoensis. The age of this zone is Early Oligocene (Rupelian). The thickness of this zone was measured about 85 m.
Sphenolithus distentus zone (NP24 / CP19a)
The last biozone recorded is NP24. This zone is from the lower part of Asmari Formation.This zone spans the interval from the FO of Sphenolithus ciperoensisto the LO ofSphenolithus distentus. The age of this zone is Late Oligocene (Chattian). The thickness of this zone was measured about 34 m.
So, as result of this study and according to the identified biozones, the age of Pabdeh/Asmari boundary is Late Eocene (Priabonian) to Late Oligocene (Chattian).
کلیدواژه‌ها [English]
- Asmari
- Biostratigraphy
- Calcareous Nannofossils
- Pabdeh
- Paleogene
مقدمه
اهمیت حوضۀ زاگرس برای اکتشاف میادین عظیم هیدروکربنی به قدری است که این حوضه یکی از مهم‌ترین حوضه‌های زمین‌شناسی جهان محسوب می‌شود
(Motiei 1995). تاریخچۀ زمین‌شناسی حوضۀ رسوبی زاگرس شامل دوره‌های طولانی‌مدت فرونشست و رسوب‌گذاری است که با دوره‌های کوتاه‌مدت بالاآمدگی همراه هستند (Berberian & King 1981). در پی حرکات کرتاسۀ پسین، دوران سنوزوئیک با تغییرات رخساره‌ای مشخص، محیط دریایی باز تا قاره‌ای را در زاگرس تداعی می‌کند
(Ahifar et al. 2015). حوضۀ زاگرس با روند شمال‌غربی - جنوب‌شرقی در ترشیری پیشین با دریای پیش‌رونده پوشیده و در بخش‌های عمیق این حوضه، سازند شیلی و مارنی پابده نهشته شد. سپس در مکان‌های مختلف، به‌تدریج با سنگ‌آهک‌های کم‌ژرف آسماری و جهرم پوشیده شد و نهشته‌های یادشده با تبخیری‌های گچساران تا آغاجاری و سپس کنگلومرای بختیاری پوشیده شدند. درنهایت، رسوبات موجود در نتیجۀ برخورد صفحه‌های عربی و اوراسیایی طی زمان سنوزوئیک چین خوردند و با بسته‌شدن حوضۀ یادشده، رشته‌کوه زاگرس به وجود آمد که بخشی از رشته‌کوه آلپ - هیمالیا است؛ درواقع، رشته‌کوه زاگرس مانع ریخت‌شناسی آشکاری است که پلیت عربی را از پلیت ایران مرکزی جدا می‌کند (Alavi 2004; Navabpour et al. 2010). تاکنون، مطالعه‌های فسیل‌شناسی بسیاری دربارۀ نهشته‌های سنوزوئیک انجام شده‌اند و بیشتر بر پایۀ مطالعه‌ها دربارۀ فرامینیفرها و محیط رسوبی آنها بوده‌اند (James & Wynd 1965; Bahrami 2009; Behbahani et al. 2010; Daneshian et al. 2012). در سال‌های اخیر نیز مطالعه‌هایی بر پایۀ نانوفسیلهای آهکی در این بخش از نهشته‌های حوضۀ زاگرس انجام شده‌اند (Hadavandkhani 2009; Heydari et al. 2010; Sadeghi & Hadavandkhani 2010; (Parandavar et al. 2013; Khavari Khorasani et al. 2014، هرچند راه زیادی تا بررسی کامل نقاط مختلف زاگرس در پیش است. در پژوهش حاضر، برای بررسی چگونگی گذر رسوبات سازند پابده به آسماری، تعیین سن نسبی و ارائۀ بایوزوناسیون دقیق این محدوده، برش امامزاده بابا واقع در یال شمال‌شرقی تاقدیس گورپی بر مبنای نانوفسیلهای آهکی مطالعه شد.
موقعیت زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی برش مطالعه‌شده
باتوجهبه گسترش رسوبات سازند پابده در حوضۀ رسوبی زاگرس و به‌منظور بررسی چگونگی نهشتگی این رسوبات و تعیین نوع مرز با سازند آسماری، برش امامزاده بابا در شمال‌شرق لالی واقع در استان خوزستان مطالعه شد. برش امامزاده بابا در 16 کیلومتری شمال‌شرق لالی، در یال شمال‌شرقی تاقدیس گورپی از زون ساختاری زاگرس قرار دارد (شکل 1). در این برش، سازند پابده از رخسارۀ شیلی و آهکی با ضخامت حدود 795 متر تشکیل و زیر سازند آسماری با لیتولوژی سنگ آهک واقع شده است. در مطالعۀ حاضر، بخش فوقانی سازند پابده در گذر به سازند آسماری بررسی شد. قاعدۀ برش مدنظر دارای مختصات طول و عرض جغرافیایی به‌ترتیب E'18°49 و N'26°32 است. برش الگوی سازند پابده در تنگ پابده واقع در شمال میدان نفتی لالی حدود 800 متر ضخامت دارد (Aghanabati 2006). این سازند از فارس تا عراق ادامه دارد و به دلیل داشتن ویژگی‌های سنگ منشأ دارای اهمیت بسیاری در مطالعه‌های مناطق نفتی است؛ ازاین‌رو، پژوهشگران مطالعه‌های گسترده‌ای دربارۀ آن انجام داده‌اند. برش الگوی سازند آسماری در تنگ گل‌ترش واقع در کوه آسماری با ۳۱۴ متر ضخامت اندازه‌گیری شده و شامل سنگ آهک‌های مقاوم کرم تا قهوه‌ای‌رنگ است. سنگ آهک آسماری مهم‌ترین سنگ مخزن حوضۀ رسوبی زاگرس ایران است
(Aghanabati 2006).
روش پژوهش
پس از انتخاب بهترین رخنمون متعلق به ضخامت 290 متر از محدودۀ گذر سازند پابده به آسماری، در فاصله‌های حدود 18 متر و از هر فاصله 4 نمونه و در مجموع 64 نمونه برداشت و اسلایدها تهیه شدند. از مجموع نمونه‌ها، 52 اسلاید به سازند پابده و 12 اسلاید به بخش تحتانی سازند آسماری تعلق داشتند. به‌منظور جلوگیری از هر نوع آلودگی و هوازدگی هنگام نمونه‌برداری، برداشت نمونه از عمق 20 سانتی‌متری و برای جلوگیری از هدررفت گونه‌ها، آماده‌سازی طبق روش اسمیر اسلاید انجام شد
(Bown and Young 1998). اسلایدهای تهیه‌شده با میکروسکوپ پلاریزان المپوس BH2، در نور معمولی (PPL) و نور پلاریزه (XPL) با بزرگ‌نمایی 1000 بررسی شدند. برای شناسایی گونههای نانوفسیل و انجام مطالعه‌های زیست‌چینه‌نگاری از زون‌بندی Perch-Nielsen (1985) و Agnini et al. (2014) و زون‌بندی‌های جهانی نظیر Martini (1971) و Okada and Bukry (1980) استفاده شد.
شکل 1- موقعیت ناحیۀ مطالعه‌شده در شمال‌غرب لالی، برش مطالعه‌شده در نقشه با ستاره مشخص و نقشه از نقشۀ زمین‌شناسی 1:100000 لالی برگرفته شده است.
بحث
بررسی حوادث زیستی و مطالعۀ بیواستراتیگرافی بر مبنای نانوفسیلهای آهکی
الگوی تکاملی نانوپلانکتون‌ها سبب شده است این گروه ازجمله مهم‌ترین شاخص‌های فسیلی برای تعیین سن نسبی، مطالعه‌های بیواستراتیگرافی، پالئواکولوژی و تطابق لایه‌های رسوبی اقیانوسی دوران‌های مزوزوئیک و سنوزوئیک در سرتاسر جهان باشند(Bralower 2002; Zachos et al. 2003; Melinte 2004; Villa and Persico 2006; Villa et al. 2008; (Shamrock 2010. در مطالعۀ حاضر، از نانوفسیلهای آهکی موجود در نهشته‌های گذر پابده به آسماری به‌عنوان ابزار مناسبی برای مطالعه‌های چینه‌نگاری زیستی، تعیین سن نسبی و نوع مرز و بررسی شرایط محیط رسوبی استفاده شد و 39 گونه متعلق به 18 جنس از نانوفسیلهای آهکی شناسایی شدند (شکل 2، پلیت). زون‌بندی حاضر بر مبنای نخستین ظهور (First Occurrences=FO) و آخرین حضور (Last Occurrences=LO) گونههای شاخص نانوفسیلهای آهکی است. در ارائۀ نمودار بیواستراتیگرافی، نشانۀ اختصاری NP بیان‌کنندۀ نانوپلانکتون‌های پالئوژن از زون‌بندی مارتینی (Martini 1971)، نشانۀ اختصاری CP بیان‌کنندۀ کوکولیت‌های پالئوژن از زون‌بندی اکادا و بوکری (Okada and Bukry 1980)، نشانۀ اختصاری CNE بیان‌کنندۀ نانوفسیلهای آهکی ائوسن و نشانۀاختصاری CNO بیان‌کنندۀ نانوفسیلهای آهکی الیگوسن از زون‌بندی آگنینی و همکاران (Agnini et al. 2014) است که به تعیین بیوزون‌های زیر منجر شد (جدول 1)؛ شرح هریک از زون‌های شناسایی‌شده به ترتیب زیر است:
زون‌های شناسایی‌شده در گذر دوره‌های ائوسن - الیگوسن
گذر یادشده ( Ma89/33) بر پایۀ GTS (Berggren et al (1995; Gradstein et al. 2012 تقریباً با آخرین حضور گونۀ Discoaster saipanensis)شاخص رأس زون NP20 و قاعدۀ زون (NP21 مقارن است که در 4/72 متری از قاعدۀ برش مطالعه‌شده ثبت شده است. بایوزون‌های این محدوده شامل زون‌های زیر هستند:
- NP20 (Sphenolithus pseudoradiansZone) /CP15b/CNE19-CNE20
این بایوزون در سازند پابده از نخستین ظهور گونۀ Sphenolithus pseudoradians (متراژ حدود 6/0 از قاعدۀ انتخابی بخش فوقانی سازند پابده در نمونۀ 2) تا آخرین حضور گونۀ Discoaster saipanensis(متراژ حدود 72 در نمونۀ 16)معرفی می‌شود. بر اساس طرح زونی Martini (1971)، مرز ائوسن - الیگوسن بین زون‌های زیستی
NP21-NP20قرار دارد و با آخرین حضور گونۀ
D. saipanensisمشخص می‌شود. زون حاضر معادل زیرزون CP15b از زون‌بندی Okada and Bukry (1980) است. این زون از یک‌سو به علت آخرین حضور گونۀCribrocentrum reticulatum معادل بخش فوقانی زون CNE19 و از سوی دیگر، به علت آخرین حضور گونۀ Discoaster saipanensisمعادلزون CNE20از طرح زونی (Agnini et al. 2014) است. ازنظر Martini (1971)، بازۀ زمانی نخستین ظهور گونۀ Sphenolithus pseudoradians در مکان‌های مختلف، متفاوت گزارش شده است و ازاین‌رو، این گونه شاخص دقیق و مناسبی برای تعیین مرز تحتانی زون مطالعه‌شده نیست و بایستی از شاخص‌های مناسب دیگری در کنار آن برای تعیین دقیق مرز تحتانی زون یادشده استفاده شود؛ برای نمونه، در میان حوادث زیستی مطالعه‌شده، مشاهده می‌شود آخرین حضور گونۀCribrocentrum reticulatum (اسلاید 1) پیش از نخستین ظهور گونۀ S. pseudoradians (اسلاید 2) اتفاق می‌افتد. سایر پژوهشگران نیز مطالعه‌های مشابهی انجام داده‌اند (Fornaciari et al. 2010; Agnini et al. 2011).
جدول 1- جدول پراکندگی و گسترش گونههای مهم نانوفسیلهای آهکی در برش امامزاده بابا، شمال‌شرق لالی
محدوده و بازۀ زمانی آخرین حضور گونۀ
Cribrocentrum reticulatum، رخداد و شاخص زیستی مناسب دیگری برای تعیین مرز زون‌های NP19وNP20 است (Agnini et al. 2011). از سوی دیگر، مقارن‌شدن آخرین حضور گونۀCribrocentrum reticulatum (متراژ 2 در نمونۀ 1) با حضور گونۀ Cribrocentrum isabellae بیان‌کنندۀ آنست که طبق نظر Agnini et al. (2014)، نخستین حضور گونۀ Cribrocentrum isabellae بایستی پایین‌تر از آخرین حضور گونۀ Cribrocentrum reticulatum و داخل زون NP19 باشد. درواقع، تقارن آخرین حضور گونۀ
C. reticulatumباحضور گونۀ Cribrocentrum isabellae بیان‌کنندۀ بخش فوقانی زون CNE19 وتعیین‌کنندۀ تقریبی حدود مرز NP20-NP19 است (Agnini et al. 2014)؛ ازاین‌رو، مطابق نخستین حوادث زیستی یادشده، ضخامت این زون حدود 4/71 متر و نشان‌دهندۀ برهۀ زمانی ائوسن پسین (Priabonian) (Ma 37-45/34) است. گونههای شناسایی‌شده در این زون عبارتند از:
Reticulofenestra dictyoda, Cribrocentrum isabellae, Cribrocentrum reticulatum, Reticulofenestra minuta, Dictyococcites bisecta, Coccolithus pelagicus, Sphenolithus moriformis, Cyclicargolithus floridanus, Reticulofenestra oamaruensis, Ericsonia formosa, Isthmolithus recurvus, Reticulofenestra samodurovii, Sphenolithus pseudoradians, Sphenolithus predistentus, Helicosphaera compacta, Helicosphaera euphratis, Reticulofenestra daviesi, Reticulofenestra umbilica, Helicosphaera bramlettei, Pontosphaera enormis, Discoaster barbadiensis, Discoaster saipanensis, Discoaster deflandrei.
- NP21 (Ericsonia subdistichaZone)/CP16a-b/CNE21-CNO1
این بایوزون در سازند پابده و از آخرین حضور گونۀ Discoaster saipanensis (متراژ 72 در نمونۀ 16) تا آخرین حضور گونۀ Ericsonia formosa (متراژ حدود 145 در نمونۀ 32) تعیین می‌شود. زون حاضر معادل زیرزون‌های CP16a/b از زون‌بندی Okada and Bukry (1980) است. Martini (1970) زون NP21را تصحیح کرده (Perch-Nielsen 1985) و این زون بر اساس طرح زونی (Agnini et al. 2014)، معادل زون‌های CNE21 و CNO1 است. بر اساس این طرح، مرز زمان‌های ائوسن - الیگوسن بین زون‌های زیستی
CNO1-CNE21قرار دارد. در طرح آگنینی، زون CNE21 از آخرین حضور گونۀ Discoaster saipanensis (متراژ 72 در نمونۀ 16) تا شروع فراوانی گونۀ Clausicoccus subdistichus(متراژ حدود 90 در نمونۀ 21)و زون CNO1 از شروع فراوانی گونۀ Clausicoccus subdistichus تا آخرین حضور گونۀ Ericsonia formosa ادامه دارد؛ ازاین‌رو، ضخامت این زون بر اساس حوادث زیستی یادشده 73 متر و بیان‌کنندۀ برهۀ زمانی ائوسن پسین- الیگوسن پیشین (Priabonian/Rupelian) (Ma 45/34-95/32) است. گونههای شناسایی‌شده در این زون عبارتند از:
Biantholithus sparsus, Blackites spinosus, Micrantholithus excelsus, Reticulofenestra minuta, Dictyococcites bisecta, Coccolithus pelagicus, Discoaster tani, Isthmolithus recurvus, Sphenolithus moriformis, Pontosphaera enormis, Cyclicargolithus floridanus, Ericsonia formosa, Ericsonia subdisticha (Clausicoccus subdistichus), Sphenolithus pseudoradians, Sphenolithus predistentus,Dictyococcites stavensis,Reticulofenestra oamaruensis, Reticulofenestra daviesi, Helicosphaera compacta, Helicosphaera euphratis, Reticulofenestra dictyoda, Reticulofenestra umbilica, Helicosphaera bramlettei, Discoaster deflandrei, Z. bijugatus.
- NP22 (Helicosphaera reticulataZone)/CP16c/CNO2
این بایوزون در سازند پابده از آخرین حضور گونۀ Ericsonia formosa (متراژ حدود 145 در نمونۀ 32) تا آخرین حضور گونۀ Reticulofenestra umbilica(متراژ حدود 170 در نمونۀ 39)تعیین می‌شود. زون حاضر معادل زیرزون CP16c از زون‌بندی Okada and Bukry (1980) و معادل زون CNO2 بر اساس طرح زونی ((Agnini et al. 2014 است. زون CNO2 یا Reticulofenestra umbilicusTop Zone از آخرین حضور گونۀ Ericsonia formosa تا آخرین حضور گونۀ R. umbilicaادامه دارد. Martini (1970)، زون NP22 را تصحیح کرده است (Perch-Nielsen 1985). ضخامت این زون بر اساس شاخص‌های زیستی شناسایی‌شده 25 متر و سن آن بیان‌کنندۀ برهۀ زمانی الیگوسن پیشین (Rupelian)
(Ma95/32-32) است. گونههای شناسایی‌شده در این زون عبارتند از:
Markalius inversus, Reticulofenestra minuta, Coccolithus pelagicus, Discoaster tani, Dictyococcites bisecta, Braarudosphaera bigelowii, Reticulofenestra dictyoda, Cyclicargolithus floridanus, Sphenolithus pseudoradians, Sphenolithus predistentus, Reticulofenestra daviesi, Isthmolithus recurvus, Helicosphaera compacta, Helicosphaera euphratis, Sphenolithus moriformis, Reticulofenestra umbilica, Discoaster deflandrei, Zygrhablithus bijugatus.
- NP23 (Sphenolithus predistentus Zone)/CP17-18/CNO3- CNO4
این بایوزون در بخش فوقانی سازند پابده و بخش تحتانی سازند آسماری از آخرین حضور گونۀ Reticulofenestra umbilica (متراژ حدود 170 در نمونۀ 39)تا نخستین ظهور گونۀ Sphenolithus ciperoensis(متراژ حدود 255 در نمونۀ 57)تعیین می‌شود. این زون معادل زون‌های CNO3 و CNO4 بر اساس طرح زونی Agnini et al. (2014) است. زون CNO3 معادل زون CP17 از زون‌بندی Okada and Bukry (1980) و زون CNO4معادل زون CP18و بخش تحتانی زیرزون CP19aاززون‌بندی Okada and Bukry (1980)است (Perch-Nielsen 1985). زون CNO3 از آخرین حضور گونۀ Reticulofenestra umbilica(متراژ حدود 180در نمونۀ 40)تا نخستین ظهور گونۀSphenolithus distentus (متراژ حدود 218 در نمونۀ 51)ادامه دارد. زون CNO4 از نخستین حضور گونۀSphenolithus distentus (متراژ حدود 218 در نمونۀ 51)تا نخستین ظهور گونۀ Sphenolithus ciperoensis(متراژ حدود 256 در نمونۀ 57)و سپس آخرین حضور گونۀ Sphenolithus predistentus(متراژحدود 271 در نمونۀ60) ادامه دارد؛ به‌طوری‌که مرز فوقانی آن با آخرین حضور گونۀpredistentusSphenolithus(متراژ حدود 271 در نمونۀ 60)مشخصمی‌شود و بر اساس حوادث زیستی یادشده، ضخامت این زون 85 متر و نشان‌دهندۀ برهۀ زمانی الیگوسن پیشین (Rupelian) با محدودۀ زمانی حدود (Ma 32-6/29) است. گونههای شناسایی‌شده در این زون عبارتند از:
Markalius inversus, Reticulofenestra minuta, Dictyococcites bisecta, Coccolithus pelagicus, Braarudosphaera bigelowii, Sphenolithus moriformis, Cyclicargolithus floridanus, Sphenolithus pseudoradians, Sphenolithus predistentus, Sphenolithus distentus, Pontosphaera enormis, Reticulofenestra daviesi, Dictyococcites stavensis, Helicosphaera compacta, Sphenolithus dissimilis, Helicosphaera recta, Helicosphaera bramlettei, Helicosphaera euphratis, Discoaster deflandrei, Zygrhablithus bijugatus.
- NP24 (Sphenolithus distentus Zone)/CP19a
این بایوزون در بخش تحتانی سازند آسماری از نخستین ظهور گونۀ Sphenolithus ciperoensis(متراژ حدود 255 در نمونۀ 57) تا آخرین حضور گونۀ Sphenolithus distentus(متراژ حدود 289 در نمونۀ 64)تعیین می‌شود. ضخامت این زون، 34 متر و سن آن الیگوسن پسین (Chattian)است. این زون معادل بخش فوقانی زون CNO4 و بخش قاعده‌ای زون CNO5 بر اساس طرح زونی Agnini et al. (2014) است. بخش فوقانی زون CNO4 یاSphenolithus distentus/Sphenolithus predistentus Concurrent Range Zoneو بخش تحتانی زون CNO5یاSphenolithus ciperoensis Top Zoneبا آخرین حضور گونۀ Sphenolithus predistentus (متراژ حدود 271 در نمونۀ 60)مشخص می‌شود. زون NP24معادل زیرزون CP19aاز زون‌بندی Okada and Bukry (1980) است (Perch-Nielsen (1985. گونههای شناسایی‌شده در این زون عبارتند از:
Dictyococcites bisecta, Coccolithus pelagicus, Braarudosphaera bigelowii, Sphenolithus moriformis, Cyclicargolithus floridanus, Sphenolithus dissimilis, Sphenolithus predistentus, Sphenolithus distentus, Sphenolithus ciperoensis,Dictyococcites stavensis, Pontosphaera enormis, Helicosphaera compacta, Reticulofenestra daviesi, Helicosphaera bramlettei, Helicosphaera recta, Helicosphaera euphratis, Helicosphaera oblique, Discoaster deflandrei, Cyclicargolithus abisectus, Zygrhablithus bijugatus.
بررسی شرایط اقلیمی و نهشتگی برش مطالعه‌شده در حوضۀ رسوبی
در مطالعۀ عوامل محیطی که اجتماع نانوپلانکتون‌های آهکی را در حوضۀ رسوبی کنترل می‌کنند و بر تجمع نانوفسیلهای آهکی داخل نهشته‌های رسوبی تأثیر می‌گذارند، عواملی مانند درجه‌حرارت، میزان غنایمواد غذایی و عامل حفظ‌شدگی نقش بیشتری دارند؛ این عوامل ازجمله مهم‌ترین عوامل موجود برای کنترل تجمع‌های نانوفسیلی محسوب می‌شوند (Villa et al. 2008). درجه حرارت یکی از مهم‌ترین عواملی است که بر فعالیت‌های حیاتی سلول کوکولیتوفر تأثیر می‌گذارد (Jiang and Wise 2009)؛ به عبارتی، میزان دمای آب‌های سطحی اقیانوسی بر اجتماع نانوفسیلهای آهکی در رسوبات مؤثر است .در این برش، حضور گونه‌هایی مانند Ericsonia formosa،Helicosphaera recta، Helicosphaera euphratis، Sphenolithus dissimilis، Sphenolithus predistentus، Sphenolithus distentus، Sphenolithus ciperoensis، Discoaster deflandrei، Discoaster barbadiensis،Discoaster saipanensis و Sphenolithus pseudoradians که از گونههای معرف آب‌های گرم، الیگوتروفیک و متعلق به عرض‌های جغرافیایی پایین هستند (Perch-Nielsen 1985; Aubry 1992; Bralower 2002; Zachos et al. 2003; Tremolada and Bralower 2004; Gibbs et al. 2004; Villa and Persico 2006; Raffi et al. 2009; (Speijer et al. 2012 نشان‌دهندۀ وجود شرایط غالب آب‌و‌هوایی گرم و وجود شرایط الیگوتروفیک به‌ویژه در زون‌های NP20 تا NP22 طی زمان پری‌آبونین - روپلین پیشین در سازند پابده از برش مطالعه‌شده هستند. همچنین، حضور به‌نسبت فراوان گونههای Zygrhablithus bijiugatus و Cyclicargolithus floridanus در نهشته‌های متعلق به بخش فوقانی سازند پابده و قاعدۀ سازند آسماری (زون‌های NP23 تا NP24) در کنار لیتولوژی موجود (شیل - آهک) تأیید دیگری برکاهش عمق حوضۀ رسوبی از شرایط عمیق به کم‌عمق (Blaj et al. 2009) در زمان ته‌نشینی رسوبات یادشده در برش مدنظر است؛ علاوه‌بر‌این، حضور گونۀ Cyclicargolithus floridanus که از گونههای آسیب‌پذیر در برابر انحلال است Raffi et al. 2009);(Dunkley Jones et al. 2008 بیان‌کنندۀ فقدان عوامل انحلالی در برش مطالعه‌شده، در نمونه‌های متعلق به زمان الیگوسن پیشین (روپلین) است و از سوی دیگر، گونۀ Cyclicargolithus floridanus ازجمله گونه‌هایی است که در شرایط تمرکز زیاد مواد غذایی افزایش می‌یابد. در برهۀ زمانی گذر ائوسن به الیگوسن، حضور گونه‌هایی مانند Dictyococcites bisecta،Coccolithus pelagicus، Reticulofenestra umbilicus وDictyococcites stavensis که از نمونه‌های متعلق به آب‌و‌هوای معتدل هستند Wie and Thierstein 1991);(Villa and Persico 2006 معرف تغییر شرایط آب‌و‌هوایی و ناپایداری آن از آب‌و‌هوای گرم به معتدل در این بخش از برش مطالعه‌شده طی برهۀ زمانی یادشده است.
نتیجه
در مطالعۀ برش امامزاده بابا واقع در شمال‌شرق لالی، تعداد 39 گونه متعلق به 18 جنس از گروه نانوفسیلهای آهکی در گذر سازند پابده به آسماری شناسایی شدند. مطابق با نخستین و آخرین حضور گونههای شاخص، بایوزون‌های
NP24-NP20 از زون‌بندی Martini (1971)، زون‌های CNE19-CNO5 بر اساس طرح زونی Agnini et al. (2014) و زون‌های CP15b-CP19a از زون‌بندی Okada and Bukry (1980)در گذر سازند پابده به آسماری شناسایی شدند. زون‌هایSphenolithus pseudoradians Zone (NP20)، Ericsonia Subdisticha Zone (NP21)، Helicosphaera reticulate Zone (NP22) و Sphenolithus predistintus Zone (NP23) در سازند پابده با سن پری‌آبونین - روپلین و زون Sphenolithus distentusZone (NP24) در سازند آسماری با سن روپلین - چاتین از زون‌بندی Martini (1971) شناسایی شدند؛ ازاین‌رو، بر اساس بایوزون‌های شناسایی‌شده، بازۀ زمانی محدودۀ مطالعه‌شده، Late Oligocene (Chattian)-Late Eocene (Priabonian) و باتوجهبه نهشته‌های رسوبی سازند پابده و گونههای شناسایی‌شدۀ موجود در آن، محیط دریایی عمیق در زمان رسوب‌گذاری آن پیشنهاد می‌شود. باتوجهبه حضور تاکسای معرف آب‌و‌هوای گرم و شرایط الیگوتروفیک در ائوسن و وجود تاکسای معرف آب‌و‌هوای معتدل و شرایط مزوتروفیک در زمان روپلین، تغییرات آب‌و‌هوایی در برش مطالعه‌شده طی این گذر مشخص می‌شود. بر اساس مطالعه‌های بیواستراتیگرافی، مرز بین رسوبات سازند پابده به سازند آسماری به شکل پیوسته پیشنهاد می‌شود. مشاهده‌های صحرایی و لیتولوژی و نیز مطالعه بر مبنای نانوفسیلهای آهکی بیان‌کنندۀ کاهش عمق حوضۀ رسوبیدر اثر بالاآمدن کف حوضۀ رسوبی و پس‌روی آب طی این زمان و تغییر شرایط در زمان نهشتگی سازند آسماری در حوضۀ مدنظر هستند.
Aghanabati A. 2006. Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, 401 p (in Persian).
Agnini C. Fornaciari E. Giusberti L. Grandesso P. Lanci L. Luciani V. Muttoni G. Palike H. Rio D. Spofforth D. J. A. and Stefani C. 2011. Integrated bio-magnetostratigraphy of the Alano section (NE Italy): a proposal for defining the middle-late Eocene boundary. Geological Society of America Bulletin, 123: 841–872.
Agnini C. Fornaciari E. Raffi I. Catanzariti R. Pälike H. Backman J. and Rio D. 2014. Biozonation and biochronology of Paleogene calcareous nannofossils from low and middle latitudes. Newsletters on Stratigraphy, 47(2):131–181.
Ahifar A. Kani A. and Amiri Bakhtiar H. 2015. Calcareous Nannofossil Biostratigraphy of Pabdeh Formation at Gurpi Anticline. Geosciences, 24(95):107–120 (in Persian).
Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold–thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304:1–20.
Aubry M.P. 1992. Paleogene Calcareous Nannofossils from the Kerguelen Plateau, Leg 120. In: Wise S.W. Schlich R. et al. (Eds.), Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, Ocean Drilling Program, College Station, pp. 471-491.
Bahrami M. 2009. Microfacies and Sedimentary Environments of Gurpi and Pabdeh Formations in Southwest of Iran. American Journal of Applied Science 6(7): 1295-1300
Behbahani R. Mohseni H. Khodabakhsh S. and Atashmard Z. 2010. Depositional environment of the Pabdeh formation (Paleogene) Elucidated from trace fossils, Zagros Basin, W Iran, 1st International Applied Geological Congress, 26-28 April, p. 1004 -1007.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18: 210–265.
Berggren W. A. Kent D. V. Swisher C. C. and Aubry M. P. 1995. A revised Cenozoic geochronology and chronostratigraphy. Geochronology Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. SEPM Special Publication 54: 129-212.
Bown P.R. and Young J.R. 1998. Techniques. In: Bown P. R. (Ed.), Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, Boston, London, pp. 16-28.
Bralower T.J. 2002. Evidence of surface water oligotrophy during the Paleocene-Eocene thermal maximum: Nannofossil assemblage data from Ocean Drilling Program Site 690, Maud Rise, Weddell Sea. Paleoceanography, 17 (2): 1-12
Blaj T. Backman J. and Raffi, I. 2009. Late Eocene to Oligocene preservation history and biochronology of calcareous nannofossils from paleo-equatorial Pacific Ocean sediments. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 115: 67-85
Daneshian J., Norouzi N., Baghbani D. and Aghanabati S.A., 2012. Biostratigraphy of Oligocene and Lower Miocene sediments (Pabdeh, Asmari, Gachsaran and Mishan formations) on the basis of foraminifera in Southwest Jahrum, interior Fars. Geosciences, 21(83): 157-166
Dunkley Jones T. Bown P.R. Pearson P.N. Wade B.S. Coxall H.K. and Lear C.H. 2008. Major shifts in calcareous phytoplankton assemblages through the Eocene-Oligocene transition of Tanzania and their implications for low-latitude primary production. Paleoceanography,23(4): PA4204
Fornaciari E., Agnini C., Catanzariti R., Rio D., Bolla E.M. & Valvasoni E. (2010). Mid latitude calcareous nannofossil biostratigraphy and biochronology across the middle to late Eocene transition. Stratigraphy, 7(4): 229-264
Gibbs S.J. Shackleton N.J. and Young J.R. 2004. Identification of dissolution patterns in nannofossil assemblages: a high-resolution comparison of synchronous records from Ceara Rise, ODP Leg 154. Paleoceanography, 19(1): 1029-1041
Gradstein F.M., Ogg J.G., Schmitz M.D., Ogg G.M., eds. 2012. The Geological Time Scale 2012, Amsterdam, Elsevier, 2 Vols. 1144 p.
Hadavandkhani N. 2009. Lithostratigraphy and biostratigraphy of Pabdeh Formation in Kamestan anticline (northwest of Izeh) and comparison with type section. MSc thesis, University of Shahid Beheshti, Iran (in Persian)
Heydari A. Ghalavand H. Foroughi F. and Elias Lankaran Z. 2010. Determination of age of Pabdeh Formation in Well 424 (Dezful embayment in Ahwaz Region) Based on Calcareous Nannofossils. The first meeting of the National Conference achievements of Iranian scientists, 9 (in Persian)
Hosseinzadeh R. 2008. Microbiostratigraphy and lithostratigraphy Pabdeh Formation in Kavar section, south of Kabir Kuh. MSc thesis, University of Tehran, Iran (in Persian).
James G.A. and Wynd J.C. 1965. Stratigraphy nomenclature of Iranian Oil consortium Agreement Area.American Association Petroleum Geologist Bulletin, 49: 2182-2245.
Jiang S. and Wise S.W.J.R. 2009. Distinguishing the Influence of Digenesis on the Paleoecological Reconstruction of Nannoplankton across the Paleocene/Eocene Thermal Maximum: An Example from the Kerguelen Plateau, Southern Indian Ocean. Marine Micropaleontology, 72: 49-59.
Khavari Khorasani M. Hadavi F. and Ghaseminejad A. 2014. Nanostratigraphy and Paleocheology of Pabdeh Formation in the Northwest of Zagros Basin in Ilam Section. Paleontology, 1(2): 149-164 (in Persian).
Martini E. (1970). Standard Paleogene calcareous nannoplankton zonation. Nature, 226: 560-561.
Martini E. 1971. Standard Tertiary and Quaternary Calcareous Nannoplankton Zonation. In: Farniacci A. (Ed.), Proceedings, 2th International Conference on Planktonic Microfossils. Rome, Italy. Edizioni Tecnoscienza, 2: 739-785.
Melinte M. 2004. Calcareous nannoplankton, a tool to assign environmental changes. Proceedings of Euro-Eco Geo Centre, Romania, p.1-8.
Motiei H. 1995. Petroleum Geology of Zagros -1 Geological Survey of Iran, 589 p (in Persian).
Navabpour P. Angelier J. and Barrier E. 2010. Mesozoic extensional brittle tectonics of the Arabian passive margin, inverted in the Zagros collision (Iran, interior Fars). In: Leturmy P. and Robin C. (Eds.), Tectonic and Stratigraphic Evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geological Society, London, Special Publications, 330: 65-96.
Okada H. and Bukry D. 1980. Supplementary modification and introduction of code numbers to the low-latitude coccolith biostratigraphic zonation. Marine Micropaleontology, 5(3): 321-325.
Parandavar M. Mahanipour A. Aghanabati A. and Hosseini A. 2013. Biostratigraphy of calcareous nannofossils in the upper part of the Gurpi Formation and lower part of Pabdeh Formation (Purple Shale) in the northeastern limit of the Gurpi anticlinal. Geosciences, 89(23):187–198 (in Persian).
Perch-Nielsen K. 1985. Cenozoic Calcareous Nannofossils. In: Bolli H M. Saunders JB. Perch-Nielsen K. (Eds.), Plankton Stratigraphy. Cambridge University Press, p. 427-554.
Raffi I. Backman J. Zachos JC. Sluijs A. 2009. The response of calcareous nannofossil assemblages to the Paleoceene Eocene Thermal Maximum at the Walvis Ridge in the South Atlantic. Marine Micropaleontology, 70: 201-212.
Sadeghi A. and Hadavandkhani N. 2010. Biostratigraphy of Pabdeh Formation in the Stratigraphic Section of Emamzadeh Sultan Ibrahim (Northwest of Izeh).Iranian Journal of Geology, 15: 81-98 (in Persian).
Shamrock J.L. 2010. Eocene calcareous nannofossil biostratigraphy, paleoecology and biochronology of ODP leg 122 hole 762c, Eastern Indian Ocean (exmouth plateau). University of Nebraska-LincolnFollow, PhD thesis, 160p.
Speijer R.P. Scheibner C. Stassen P. Abdoel-Mohsen M. and Morsi M. 2012. Response of marine ecosystems to deep-time global warming: a synthesis of biotic patterns across the Paleocene-Eocene thermal maximum (PETM). Australian Journal of Earth Scince, 105 (1): 6-16.
Tremolada F. and Bralower T.J. 2004. Nannofossils Assemblage Fluctuations during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum at Site 213 (Indian Ocean) and 401 (North Atlantic Ocean): Paleoceanographic Implications. Marine Micropaleontology, 52: 107-116.
Villa G. and Persico D. 2006. Late Oligocene climatic changes: Evidence from calcareous nannofossils at Kerguelen Plateau Site 748 (Southern Ocean). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 231: 110–119.
Villa G. Fioroni C. Pea L. Bohaty S.M. and Persico D. 2008. Middle Eocene–late Oligocene climate variability: Calcareous nannofossil response at Kerguelen plateau, Site 748. Marine Micropaleontology, 69: 173–192.
Wie W. and Thierstein H.R. 1991. Upper Cretaceous and Cenozoic Calcareous Nannofossils of the Kerguelen Plateau (Southern Indian Ocean) and Prydz Bay (East Antarctica). Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 119: 467-493.
Zachos J.C. Wara M.W. Bohaty S. Delaney M.L. Petrizzo M.R. Brill A. Bralower T.J. and Premoli-Silva I. 2003. A transient rise in tropical sea-surface temperature during the Paleocene–Eocene thermal maximum. Science, 302: 1551–1554.
)