Evidence of early Aptian Oceanic Anoxic Event 1a (OAE1a) in the Central Kopet-Dagh (Qaleh-Zoo section), with special reference to the calcareous nannofossil assemblages

Document Type : Research Paper

Authors

1 Department of Sedimentary Basins and Oil, Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 bDepartment of Geology, Faculty of Science, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran

4 Exploration Directorate, National Iranian Oil Company, Seoul St., NE Sheikh Bahaei Sq., 1994814695, Tehran, Iran

5 Department of Geology, University collage of Science, University of Tehran, Tehran, Iran

Abstract

Abstract
In the current study, a succession from the middle part of the Sarcheshmeh Formation was investigated to record the early Aptian oceanic anoxic event 1a (OAE1a) at the Qaleh-Zoo section in the central part of the Kopet-dagh Basin. The OAE1a has been recorded on a global scale during the early Aptian in the NC6B nannofossil biozone. In this study the interval from the uppermost part of NC6A to the lowermost part of NC7A (early Aptian) was investigated at Sarcheshmeh Formation. Calcareous nannofossil paleoecology and carbonate calcium contents were analyzed to identify the OAE1a interval. Rare presence or absence of nannoconids at NC6B along with the lowest values of carbonate calcium contents indicate the effect of OAE1a in the study section (55 to 180 meters of the studied interval). Regarding these data (calcareous nannofossils and carbonate calcium contents), the OAE1a was recorded at the middle part of Sarcheshmeh Formation which is equivalent with this event at the western part of the Kopet Dagh Basin (Takal Kuh section).
Keywords: CalcareousNannofossils; Kopet-Dagh Basin; Oceanic Anoxic Event 1a (OAE1a); Sarcheshmeh Formation.
 



Introduction
The early Aptian OAE1a is one of the most important events in terms of temperature and paleoceanography during the Cretaceous. OAE1a is regarded as an anoxic condition that is continued for at least one million years. This event is recorded in the Early Aptian time and NC6 calcareous nanofossil biozone on a global scale (Erba 2004). Calcareous nanoplanktons are one of the most abundant planktonic groups in the seas that changes in their assemblages reflecting changes in temperature and nutrient content of the oceans (Herrle and Mutterlose 2003; Herle 2003; Tremolada et al. 2006). In terms of calcareous nanofossil distribution, the nanoconid crisis (being rare or absent in fossil assemblage) is a global event that is an evidence of OAE1a (Erba 1994, 2004). Calcium carbonate content in the sediments is also very low during this time interval which is considered as a signal for this event (Erba and Tremolada 2004). At the current study, the OAE1a is investigated based on calcareous nannofossils at the Kopet-Dagh Basin.
The Kopet-Dagh Basin is located on the northeast of Iran, extending over Iran, Turkmenistan and Afghanistan with a west-northwest to east-southeast trend. The Iranian part of the basin is located between 61°14ˊ and 54°00ˊE and 38°15ˊ and 35°38ˊ N. Cretaceous sediments are well developed and extensively exposed in the Kopet-Dagh Basin and the Sarcheshmeh Formation was precipitated during the Early Cretaceous in this basin. In order to determine the OAE1a interval, the middle part of the Sarcheshmeh Formation in the Qale-Zoo section at the central part of the Kopet-Dagh Basin has been investigated based on calcareous nanofossils.
 
Material & Methods
The Qaleh-Zoo section is located 15 km to the northwest of Shirvan and 2.5 km to the west of Ziarat village at N 37°29ˊ39˝ and E 57°48ˊ07˝. The Sarcheshmeh Formation with 713 m thickness in Qaleh-Zoo section is conformably overlies the Tirgan Formation and is in turn overlain by the Sanganeh Formation. Regarding calcareous nannofossil biostratigraphic analysis of the Sarcheshmeh Formation (Gholamifard et al. 2016), 305 m thickness (from sample 110 to 196) with 86 samples from NC6A to NC7A biozones were analyzed in detail. Calcareous nannofossil paleoecology and calcimetry were performed in these samples to determine the OAE1a event. The studied interval mainly consists of shale, marl, argillaceous limestone and limestone. For biostratigraphic analysis, all of the samples were processed using the gravity settling technique (Bown and Young 1998) and the prepared slides were observed under a Leica DMLP Pol light microscope at ×1000 magnification. For paleoecological analysis a semi-quantitative count was done according to Burnett et al. (1998) and the taxa are classified into abundant (A= more than 10 species per field of view), common (C= 1 to 10 species per field of view), Few (F= one species in 2 to 50 fields of view) and rare (R= one species in more than 50 fields of view).
The carbonate calcium content of the sediments is also measured with Schibler calcimeter by measuring the amount of CO2 gases released during the analysis as follow:
CaCO3% =1/2 × 0/2 × δH(sample) / weight(sample) / δH(standard) × 100
 
Discussion of Results & Conclusions
The calcareous nannofossils of the studied interval include species with global distribution (such as Watznaueria spp., Rhaghodiscus spp., Zeugrhabdotus spp., Micrantholithus spp. and so on) and nanoconids (commonly found in the Tethys Basin). According to calcareous nanofossil data, the oceanic anoxic event 1a of the early Aptian has been reported in various parts of the world from the upper parts of the Chiastozygus litterarius (NC6) and the first part of Rhagodiscus angustus (NC7A) biozones (Erba 1994, 2004). Regarding calcareous nannofossil biostratigraphy of the studied interval, the presence of these biozones at the studied succession was determined. Paleoecological studies indicate of nanoconid crisis and low calcium carbonate content of sediments from sample 128 to 157 at the studied succession (upper part of NC6 zone and beginning of NC7A subzone) that must be the result of early Aptian OAE1a at the middle part of Sarcheshmeh Formation. This interval can be correlated with OAE1a that is identified at the western Kopet-dagh Basin (Takal Kuh section) in the first part of Sanganeh Formation by Mahanipour et al. (2011).

Main Subjects

Full Text

مقدمه

شرایط اقلیمی کرۀ زمین تغییرات بسیاری را با تناوب از شرایط گلخانه‌ای به یخچالی طی فانروزوئیک متحمل شده است (Frakes et al. 1992). دورۀ زمانی آپسین تا تورونین را می‌توان نمونه‌ای عالی از شرایط گلخانه‌ای دانست (Jenkyns 1999; Jenkyns 2003) که به‌علت فعالیت‌ ولکانیکی شدید جهانی در آن (Stanley and Hardie 1998; Jones and Jenkyns 2001)، مقادیر زیاد دی‌اکسید‌کربن (3500 پی‌پی‌ام) در اتمسفر موجود بوده است (Bice et al. 2006)؛ سیر تکامل تکتونیک صفحه‌ای در ایجاد این گرمایش جهانی مؤثر بوده است (Poulsenet al. 2003; Miller et al. 2005; Pucéat et al. 2007) و سازمان‌دهی سیستم گردش آب اقیانوس‌های جهانی طی باز یا بسته‌شدن گذرگاه‌های اقیانوسی (Kuypers et al. 2002; Wagner and Pletsch 1999) نیز ممکن است در تغییرات بلندمدت اقلیمی این برهۀ زمانی مؤثر بوده باشد (Weissert et al. 1998; Poulsen et al. 2003). گرم‌شدگی جهانی با سرعت‌گرفتن چرخۀ هیدرولوژیکی، افزایش هوازدگی قاره‌ای، افزایش ورود موادغذایی به درون اقیانوس‌ها و دریاچه‌ها، تقویت بالاآمدگی (Upwelling) و افزایش حاصلخیزی آلی همراه است؛ افزایش ریزش و اکسیدشدن مواد آلی، کاهش اکسیژن در ستون آب را در پی دارد. در شرایط خاص به‌ویژه در اقیانوس‌های محصور و گذرراه‌های آبی، شرایط پالئوجغرافی و ورودی رودخانه‌ای زیاد به چینه‌بندی متراکم در آب‌ها کمک می‌کند و شرایط فقیر ‌از اکسیژن تا بی‌اکسیژن و سرانجام یوکسینیک (Euxinic) (شرایط ویژه‌ای از حالت بی‌هوازی که دریا نه‌تنها اکسیژن ندارد، از سولفیدهیدروژن نیز اشباع است) به‌آسانی ایجاد می‌شود. طی دوره‌های زمین‌شناسی معین، گسترش زون حداقل اکسیژن با تراکم رسوبات دریایی غنی از مواد آلی همراه بوده است (Jenkyns 2010) که با عنوان رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی (OAE) شناخته می‌شوند؛ نخستین‌بار شلانگر و جنکینز Schlanger and Jenkyns 1976)) این رخداد را معرفی کردند و ته‌نشست رسوبات غنی از کربن آلی را به‌علت توسعۀ زون حداقل اکسیژن طی برهۀ کوتاهی از زمان (نیم تا یک میلیون سال) در اقیانوس‌های جهان دانستند که ممکن است تا فلات قاره گسترش یابد و خود، معلول تغییرات ناگهانی در سیستم اتمسفر- اقیانوس جهان است. اگرچه رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی ابتدا با رسوبات دریایی غنی از کربن (شیل سیاه) مشخص می‌شدند، جنکینز (Jenkyns 2010) بیان کرد این پدیده تنها به شیل‌های غنی از مواد آلی منحصر نیست. مطالعه‌های دقیق‌تر نشان دادند تنها اعتماد به توزیع چینه‌شناسی مواد آلی در تعیین این رخدادها کافی نیست؛ زیرا تغییرات محلی ته‌نشست‌ها و شرایط دیاژنتیکی در حفظ یا رقیق‌شدگی (dilution) این قبیل مواد تأثیر دارند (Tsikos et al. 2004)؛ بنابراین رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی، تغییرات شدید اقلیم و وضعیت اقیانوس‌شناسی را در خود ثبت کرده‌اند و اختلال اساسی در چرخۀ جهانی کربن را در پی داشته‌اند که این اختلال با دوره‌هایی از دفن زیاد کربن آلی و پیرو آن، کم‌شدن دی‌اکسیدکربن در اتمسفر دنبال شده است. شیل‌های سیاه ازنظر جغرافیایی محدودند، اما بیشتر رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی را می‌توان با‌توجه‌به روند منحنی ایزوتوپ کربن 13 و ناهنجاری‌های مثبت و منفی در همه‌جا و به‌شکل جهانی ردیابی کرد (Scholle and Arthur 1980; Menegatti et al. 1998; Schouten et al. 2003; Jenkyns 2003; Herrle et al. 2004). به نظر می‌رسد رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی با جدایش و انباشت دی‌اکسیدکربن جو به‌شکل تنظیم‌کنندۀ (thermostat) مؤثر برای زمینِ گلخانه‌ای عمل می‌کنند و باعث مخدوش‌شدن گرمایش جهانی طولانی‌مدت می‌شوند (Takashima et al. 2006).

حادثۀ غیرهوازی اقیانوسی در زمان آپسین پیشین (OAE1a) یکی از مهم‌ترین حوادث ازنظر دمایی و فاصلۀ زمانی است؛ این رخداد در بازۀ زمانی آپسین پیشین و زون NC6 از بایوزون‌های نانوفسیلی و در مقیاس جهانی ثبت شده و در آن، شرایط بی‌هوازی حداقل برای یک میلیون سال ادامه داشته است (Erba 2004). نانوپلانکتون‌های آهکی یکی از گروه‌های پلانکتونی بسیار فراوان در دریاها هستند که تغییرات در مجموعۀ آنها، بازتابی از تغییرات درجه‌حرارت و میزان مواد غذایی است (Herrle & Mutterlose 2003; Herle 2003; Tremolada et al. 2006). در اجتماع نانوفسیل‌های آهکی، بحران نانوکونیدی (نادربودن یا حضورنداشتن آنها) حادثه‌ای جهانی و شاخص رخداد OAE1a است (Erba 1994 & 2004)؛ همچنین طی این برهه، درصد کربنات‌کلسیم رسوبات بسیار کم است (Erba & Tremolada 2004).

کرتاسه در حوضۀ رسوبی کپه‌داغ، یکی از کامل‌ترین و ستبرترین نهشته‌های ایران را دارد و سازند سرچشمه از رسوبات دورۀ کرتاسه در این حوضه است (Afshar-Harb 1994). در مطالعۀ حاضر به‌منظور تعیین محدودۀ OAE1a، بخشی از سازند سرچشمه در برش قلعه‌زو در غرب حوضۀ کپه‌داغ مطالعه شد. حادثۀ OAE1a در حوضۀ کپه‌داغ تاکنون از دو برش (تکل‌کوه و آمند) از بخش‌های ابتدایی سازند سنگانه و مرز سازندهای سرچشمه و سنگانه معرفی شده است (Mahanipour et al. 2011; Mahanipour et al. 2011; Raisossadat and Mahboubi 2011). برش تکل‌کوه تنها برشی است که حادثۀ OAE1a با بررسی شواهد نانوفسیل‌های آهکی در آن مطالعه شده است (Mahanipour et al. 2011; Mahanipour et al. 2012). هدف مطالعۀ حاضر، بررسی رخداد غیرهوازی اقیانوسی در رسوبات آپسین پیشین سازند سرچشمه در برش قلعه‌زو بر اساس نانوفسیل‌های آهکی است.

 

موقعیت جغرافیایی و چینه‌شناسی برش موردمطالعه

برش موردمطالعه در 15 کیلومتری غرب شیروان، در حدود 5/2 کیلومتری روستای زیارت و با مختصات طول جغرافیایی "07 '48 °57 شرقی و عرض جغرافیایی "39 '29 °37 شمالی (قاعده برش) قرار دارد. دسترسی به این برش از طریق جادۀ آسفالتۀ بجنورد- شیروان امکان‌پذیر است (شکل 1، ب و ج). ضخامت رخنمون سازند سرچشمه در این برش 713 متر است که به‌شکل هم‌شیب روی آهک‌های سازند تیرگان قرار دارد. سازند سنگانه به‌شکل هم‌شیب روی سازند سرچشمه واقع است. در پژوهش حاضر پس‌از مطالعۀ بایوزون‌بندی کل برش (Gholamifard et al. 2016) بر اساس نانوفسیل‌های آهکی و احراز زمان رسوبات یادشده، توالی‌ای از این برش شامل 86 نمونه (از نمونۀ 110 تا 196 برش قلعه‌زو با ضخامت 305 متر از بخش‌های میانی تا انتهایی سازند سرچشمه) ازنظر پالئواکولوژی و کلسیمتری به‌منظور تعیین محدودۀ رخداد OAE1a مطالعه شد. سنگ‌شناسی این توالی عموماً شامل شیل با میان‌لایه‌هایی از سنگ‌آهک، سنگ‌آهک‌های رسی یا مارن است.

 

 

شکل 1- الف. موقعیت جغرافیایی حوضۀ رسوبی کپه‌داغ در ایران و کشورهای همسایه (Berberian and King 1981 با اندکی تغییرات)، ب. موقعیت برش موردمطالعه در منطقۀ کپه‌داغ (Afshar-Harb 1994 با اندکی تغییرات)،ج. راه دسترسی به برش موردمطالعه

 

روش آماده‌سازی و مطالعه

به‌منظور مطالعه‌های بیواستراتیگرافی بر اساس نانوفسیل‌های آهکی در توالی موردمطالعه، نمونه‌ها با فاصلۀ تقریبی 4 متر و از نمونه‌های تازه و بدون هوازدگی برداشت شدند. به‌منظور آماده‌سازی نانوفسیل‌ها در مطالعۀ حاضر، روش ته‌نشست ‌ثقلی (Gravity Settling) که یکی از روش‌های استاندارد تهیۀ مقاطع نانوفسیلی است (Bown and Young 1998)، استفاده شد. به‌منظور مطالعه‌های میکروسکوپی، تعداد 86 اسلاید از نمونه‌های برداشت‌شده از برش قلعه‌زو آماده و مطالعه شدند؛ اسلایدهای تهیه‌شده با میکروسکوپ نوری پلاریزان Nikon، مدل Optiphot ΙΙ Pol و با بزرگ‌نمایی 1000× بررسی شدند. پس‌از انجام مطالعه‌های بیواستراتیگرافی، نانوفسیل‌های آهکی ﻣﻮﺟﻮد در ﺗﻮاﻟﯽ موردمطالعه ازنظر آماری بررسی شدند. ﮔﻮﻧﻪ‌ﻫﺎی نانوفسیلی موجود در اسلایدهای میکروسکوپی ﺷﻤﺎرش و ﻓﺮاواﻧﯽ ﻧﺴﺒﯽ آﻧﻬﺎ ﺗﻌﯿﯿﻦ ﺷﺪ. بر اساس روش برنت (Burnett et al. 1998)، فراوانی به‌شکل نیمه‌کمّی در نظر گرفته شد و ﮔﻮﻧﻪ‌ﻫﺎی ﺑﺎ ﻓﺮاواﻧﯽ ﺑﯿﺶ از 10 عدد در هر میدان دید (FOV)، ﮔﻮنۀ ﻓﺮاوان (Abundant=A)؛ گونه‌های با ﻓﺮاواﻧﯽ ﺑﯿﻦ 1 تا 10 عدد در هر میدان دید، گونۀ ﻣﻌﻤﻮل (Common=C)؛ یک گونه در 2 تا 50 میدان دید، گونۀ با فراوانی کم (Few=F) و یک گونه در بیش از 50 میدان دید، گونۀ نادر (Rare=R) در نظر گرفته شد. نموﻧﻪ‌ﻫﺎی ﺑﺮداﺷﺖ‌ﺷﺪه از ﺗﻮاﻟﯽ ﻣﻮردﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ازﻧﻈﺮ ﻣﯿﺰان کربنات‌کلسیم آزمایش شدند. درصد کربنات‌کلسیم در نمونه‌های یادشده به ترتیبی که شرح داده می‌شود و به روش کلسیمتری فشاری اندازه‌گیری شد: مقدار 9/0 گرم از پودر نمونۀ رسوب با 20 میلی‌لیتر آب ﻣﺨﻠﻮط و ﺑﺎ 5 میلی‌لیتر کلریدریک‌اسید 4 مولار واکنش داده شد؛ اﯾﻦ واﮐﻨﺶ در ﺑﻄﺮی ﻣﺨﺼﻮص دﺳﺘﮕﺎه ﮐﻠﺴﯿﻤﺘﺮی Schibler اﻧﺠﺎم شد و اﺧﺘﻼف ارﺗﻔﺎع ﻧﺎﺷﯽ از ﻓﺸﺎر ﻧﺴﺒﯽ دی‌اﮐﺴﯿﺪ‌ﮐﺮﺑﻦ ﺣﺎﺻﻞ از واﮐﻨﺶ، درﺻﺪ کربنات‌کلسیم را ﻣﺸﺨﺺ کرد. رابطۀ اﻋﻤﺎل‌ﺷﺪه برای تعیین درصد کربنات‌کلسیم (CaCO3) نمونه‌ها ﺑﻪ‌شکل زیر است:

CaCO3% =1/2 × 0/2 × δH(sample) / weight(sample) / δH(standard) × 100

 

زیست‌چینه‌نگاری

در این توالی، تعداد 49 گونۀ نانوفسیلی از 25 جنس و متعلق به 15 خانواده بر اساس (Perch-Nielsen 1985) و (Bown et al. 1998) شناسایی و نام‌گذاری شدند. زون‌بندی نانوفسیل‌های آهکی برای زمان آپسین در حوضۀ تتیس را Manivit 1971، Thierstein 1971 & 1973، Sissingh 1977،Roth 1978،Perch-Nielson 1979  و Bralower et al. 1993 & 1995 پیشنهاد کرده‌اند؛ در برش موردمطالعه، بایوزون‌های راث  (Roth 1978)که برالوئر و همکاران (Bralower et al. 1993 & 1995) تغییراتی در آن داده‌اند، استفاده شدند. بایو‌زون‌های ارائه‌شده بر اساس نخستین حضور (First Occurrence=FO) و آخرین حضور (Last Occurrence=LO) گونه‌ها و از نوع زون بینابینی (Interval Zone) هستند. بایوزون‌های نانوفسیلی در این توالی از برش قلعه‌زو به‌ترتیب از پایین به بالا عبارتند از (شکل 2):

 

بایوزون‌ نانوفسیلی :NC6 Chiastozygus litterarius zone

این بایوزون از نخستین حضور گونۀ Rucinolithus irregularis تا نخستین حضور گونۀ Eprolithus floralis را شامل می‌شود. محدودۀ زمانی این بایوزون، آپسین پیشین است؛ به‌علت عدم‌حفظ‌شدگی و مشاهدۀ گونۀ Rucinolithus irregularis در نمونه‌های برداشت‌شده طی مطالعۀ حاضر، موقعیت مرز زیرین این زون در این توالی مشخص نشد و مرز بالایی زون در نمونۀ 155 (173 متری) توالی و با نخستین حضور گونۀ Eprolithus floralis تعیین شد. دو زون ‌فرعی در این بایوزون قرار دارند که نخستین زیرزون، NC6A است؛ این بایوزون فرعی، نخستین حضور Rucinolithus irregularis تا آخرین حضور Conusphaera rothii را در بر می‌گیرد و محدودۀ زمانی آن، ابتدای آپسین پیشین است. بایوزون فرعی NC6B معرف انتهای آپسین پیشین است و آخرین حضور Conusphaera rothii تا نخستین حضور گونۀ Eprolithus floralis را شامل می‌شود. گونۀ Conusphaera rothii در برش قلعه‌زو در نمونۀ Qz-123 و در ضخامت 36 متری توالی موردمطالعه مشاهده شد.

 

بایوزون‌ نانوفسیلی :NC7 Rhagodiscus angustus zone

این بایوزون‌ از نخستین حضور گونۀ Eprolithus floralis تا نخستین حضور گونۀ Prediscosphaera columnata را شامل می‌شود. محدودۀ زمانی این بایوزون، انتهای آپسین پیشین- آپسین پسین است. سه زیرزون در این بایوزون‌ قرار دارند که نخستین زیرزون، NC7A است؛ این بایوزون‌ فرعی، نخستین حضور گونۀEprolithus floralis  تا آخرین حضور Micrantholithus spp. را در بر می‌گیرد. محدودۀ زمانی این بایوزون‌ فرعی، انتهای آپسین پیشین تا ابتدای آپسین پسین است. مرز پایینی این بایوزون‌ فرعی در نمونۀ 155 (173 متری توالی) با نخستین حضور گونۀ Eprolithus floralis تعیین شد و مرز بالایی آن به‌علت اینکه گونه‌های جنسMicrantholithus  تا انتهای توالی مشاهده می‌شوند، در بالاتر از این توالی واقع است (Gholamifard et al. 2016).

 

 

 

شکل 2- جدول پراکندگی نانوفسیل‌های آهکی و زون‌بندی بر مبنای گونه‌های شاخص نانوفسیلی در توالی موردمطالعه

 

 

پالئواکولوژی

وضعیت توزیع و تغییر فراوانی مجموعه نانوفسیل‌های آهکی توسط عوامل محیط دیرینه (paleoenvironmental factor) نظیر دسترسی به میزان مواد غذایی، دما و شوری سطح آب کنترل می‌شود. تعدادی از شاخص‌های مربوط به محیط‌های دیرینه در کرتاسه تشخیص داده شده‌اند؛ برای نمونه، گونۀ Watznaueria barnesae معمولاً با آب‌های سطحی گرم و الیگوتروف (حاصلخیزی کم) ارتباط دارد (Herrle 2003; Tremolada et al. 2006). گونه‌های کوچک جنس Zeugrhabdotus و گونه‌های Biscutum constans و Discorhabdus ignotus از نشانه‌های آب‌های سطحی مزو تا یوتروفیک (حاصلخیزی متوسط تا زیاد) هستند (برای نمونه، Herrle 2003; Tremolada et al. 2006). گونه‌های Rhagodiscus asper و Lithraphidites carniolensis گونه‌های شاخص آب گرم (برای نمونه، Mutterlose 1987 & 1989 و Premoli Silva et al. 1989) و گونۀ Eprolithus floralis عموماً شاخص آب سرد تفسیر می‌شود. نانوکونیدها (Nannoconids) عموماً در حاشیۀ حوضۀ تتیس دیده می‌شوند (Thierstein 1976) و در محیط‌های اقیانوسی (برای نمونه، Bown 2005) و همچنین آب‌های سرد (برای نمونه، Pauly et al. 2012) غایبند؛ آنها در محیط نرتیک و زون نوری عمیق ساکنند و در جایی که آب سطحی الیگوتروف و شفاف است، تکثیر می‌یابند (Aguadoet al. 2014). جنس‌های Micrantholithus و Braarudosphaera (پنتالیت‌ها) مانند نانوکونیدها به‌عنوان جنس و گونۀ نرتیک و حاشیه‌ای، اما با گسترۀ جغرافیایی وسیع‌تر در نظر گرفته می‌شوند که در محیط‌های اقیانوسی غایب یا نادرند؛ همچنین این جنس‌ها را درارتباط‌با محیط دارای میزان مواد غذایی زیاد، آب‌های سطحی گرم با شوری کم و نوتریکلاین عمیق در نظر می‌گیرند (Bown 2005). فراوانی نسبی برخی از جنس‌ها و گونه‌های مهم ازنظر پالئواکولوژی در شکل 3 آورده شده است.

 

تعیین مقادیر کربنات‌کلسیم

با‌توجه‌به متوسط میزان کربنات‌کلسیم نمونه‌ها در این توالی، سه محدودۀ a (میزان متوسط کربنات‌کلسیم زیاد)، b (میزان متوسط کربنات‌کلسیم زیر 10 درصد) و  c(میزان متوسط کربنات‌کلسیم میانه) در این توالی تفکیک می‌شوند. متوسط کربنات‌کلسیم در نمونه‌های بخش a (شکل 4) 48/63 درصد است و از 49/26 تا 23/95 درصد نوسان دارد. میزان متوسط کربنات‌کلسیم در بخش b1 (به‌غیر‌از یک نمونه با 55 درصد کربنات) 5/1 درصد است و از 9/0 تا 9/1 درصد نوسان دارد؛ نمونه‌های این بخش نانوفسیل ندارند. در بخش b2، نمونه‌ها به‌طور متوسط 5/9 درصد کربنات دارند که از 03/4 تا 74/23 درصد در نوسان است؛ نمونه‌های این محدوده حفظ‌شدگی نانوفسیلی خوبی دارند. بخش c نمونه‌هایی با متوسط کربنات 5/45 درصد را شامل می‌شود که از 5/1 تا 08/98 درصد در نوسان است. فراوانی کم و حفظ‌شدگی ضعیف نانوفسیل‌های آهکی را در زمانی که درصد کربنات‌کلسیم بسیار زیاد است، ناشی از آثار دیاژنز در نظر می‌گیرند (Oliver et al. 2004)؛ این وضعیت در نمونه‌های با درصد بسیار زیاد کربنات و عموماً بدون نانوفسیل و حفظ‌شدگی مطلوب نانوفسیلی در نمونه‌های با درصد کربنات کمتر در بخش c مشهود است.

 

 

شکل 3- فراوانی نسبی برخی از جنس و گونه‌های مهم نانوفسیلی در توالی موردمطالعه

 

 

شکل 4- درصد کربنات‌کلسیم و درصد نانوکونیدها در توالی مورد‌مطالعه

 

 

بحث

بر اساس داده‌های مربوط به نانوفسیل‌های آهکی، رخداد غیرهوازی اقیانوسی ابتدای آپسین در نقاط مختلف دنیا از بخش‌های بالایی بایوزون نانوفسیلی Chiastozygus litterarius (NC6) و بخش‌های ابتدایی بایوزون Rhagodiscus angustus (NC7A) گزارش شده است(Erba 1994, 2004) . پس‌از مطالعۀ بیواستراتیگرافی و اطمینان‌یافتن از حضور بایوزون‌های یادشده، بررسی پالئواکولوژی و کلسیمتری در نمونه‌ها انجام شد تا در صورت امکان بتوان رخدادهای غیرهوازی اقیانوسی آپسین پیشین را بر اساس نانوفسیل‌های آهکی مطالعه کرد.

حفظ‌شدگی نانوفسیل‌های آهکی در توالی موردمطالعه از ضعیف تا خوب (بر اساس Roth 1983) در نوسان است و آثار انحلال غالباً در نمونه‌های فسیلی مشاهده می‌شود. در بررسی‌های پالئواکولوژی مشخص شد فراوان‌ترین گونه‌ها در مطالعۀ حاضر، Watznaueria barnesae و Watznaueria fossacincta هستند. فراوانی نسبی نانوفسیل‌های آهکی در بخش a (شکل 4) نادر تا کم است و عمده نانوفسیل‌های موجود در این بخش، جنس‌های Watznaueria و Nannoconus هستند. بخش b1 عموماً بدون نانوفسیل است (قابل‌مقایسه با وضعیت بخشی از محدودۀ OAE1a در برش لافرونترا در جنوب اسپانیا؛ Aguado et al. 2013) یا تنها گونه‌‌های Watznaueria به‌طور نادر حضور دارند. متوسط کربنات‌کلسیم در این بخش (به‌استثنای یک نمونه) بسیار کم است که ممکن است ناشی از افزایش دی‌اکسیدکربن جو طی رخداد غیرهوازی اقیانوسی باشد. در بخش b2، نانوفسیل‌های آهکی از معمول تا فراوان در اسلایدها مشاهده می‌شوند؛ درحالی‌که نانوکونیدها به‌طور نادر در آن دیده می‌شوند (فراوانی نسبی آنها تنها در دو نمونه از وضعیت نادر به کم تغییر می‌کند). ازآنجا‌که نانوکونیدها، شکل‌های مقاوم در برابر دیاژنز هستند، کاهش شدید فراوانی این گروه را بیشتر می‌توان با عوامل محیطی مرتبط دانست تا تأثیر عوامل دیاژنزی (Tremolada et al. 2006)؛ کاهش نانوکونیدها در این بخش را می‌توان به میزان زیاد مواد غذایی (آب سطحی یوتروف) طی رخداد غیرهوازی اقیانوسی مربوط دانست (نانوکونیدها عموماً در جایی که آب سطحی الیگوتروف و شفاف است، تکثیر می‌یابند). گونه‌های کوچک جنس Zeugrhabdotus و گونۀ Biscutum constans که از نشانه‌های آب‌های سطحی مزو تا یوتروفیک هستند، در این بخش ثبت شدند؛ متوسط درصد کربنات‌کلسیم نیز در این بخش کم است. در بخش c، تعداد نانوفسیل‌ها از معمول تا فراوان متغیر است. جنس Watznaueria در این بخش عموماً حضور معمول دارد و فراوانی نسبی نانوکونیدها از کم تا معمول است و ممکن است ناشی از ایجاد شرایط مناسب ازنظر پالئواکولوژی باشد که اجازۀ حضور دوباره را به نانوکونیدها داده است؛ بنابراین نبود یا حضور کمرنگ نانوکونیدها و به موازات آن، درصد کم کربنات‌کلسیم رسوبات در بخش b، یعنی نمونۀ 128 تا 157 توالی موردمطالعه، ممکن است ناشی از رخداد غیرهوازی اقیانوسی آپسین پیشین OAE1a در این بخش از سازند سرچشمه باشد. ازآنجاکه درصد کربنات‌کلسیم در ناحیه –نسبت‌داده‌شده به رخداد OAE1a- کمتر از حساسیت دستگاه‌ها برای تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپ کربن 13 بود، از انجام این تجزیه‌وتحلیل برای قطعی‌شدن ثبت این رخداد در مطالعۀ حاضر محروم شدیم. در تنها گزارش این رخداد از برش تکل‌کوه در غرب حوضۀ کپه‌داغ (Mahanipour et al. 2011)، درصد کربنات‌کلسیم کم در محدوده‌ای که نانوکونیدها نادرند، مشاهده شده است؛ باوجوداین، متوسط کربنات‌کلسیم در آن به حدی بوده است که تجزیه‌وتحلیل ایزوتوپ کربن 13 روی نمونه‌ها انجام و ناهنجاری‌های کاهشی و افزایشی در منحنی آنالیز یادشده ثبت شده است. مقایسۀ محدودۀ رخداد غیرهوازی اقیانوسی آپسین (OAE1a) در برش تکل‌کوه که واجد کنترل ایزوتوپی است با محدودۀ احتمالی این رخداد در توالی مورد‌مطالعه در شکل 5 آورده شده است. گفتنی است در برش تکل‌کوه که در غرب حوضۀ کپه داغ قرار دارد، رخداد غیرهوازی اقیانوسی در بخش‌های ابتدایی سازند سنگانه و در بخش‌های بالایی بایوزون NC6 و بخش‌‌های ابتدایی بایوزون نانوفسیلی NC7 قرار دارد؛ درحالی‌که در برش موردبررسی، این رخداد در بخش‌های میانی سازند سرچشمه و در زیرزون NC6B ثبت شده است و این مطلب به‌علت تغییر سن تدریجی سازندهای سرچشمه از سمت غرب به‌سمت مرکز و شرق حوضۀ رسوبی کپه‌داغ است؛ به‌طوری‌که سن سازندهای سرچشمه و سنگانه از سمت غرب به‌سمت شرق حوضۀ رسوبی کپه‌داغ جوان‌تر می‌شود (Mahanipour 2011).

گونه‌هایLithraphidites carniolensis ، Rhagodiscus spp. و Nannoconus spp. به‌عنوان گونه‌های شاخص آب گرم از گونه‌های معمول در بخش‌های بالایی این توالی‌اند و باتوجه‌به اینکه گونۀ Eprolithus floralis به‌عنوان شاخص آب سرد از نمونۀ 155 به بعد به‌طور نادر تا کم در نمونه‌ها دیده می‌شود و همچنین گونه‌های دیگر شاخص آب ‌سرد (Crucibiscutum و Seribiscutum) در توالی حضور ندارند، چنین استنباط می‌شود که در زمان نهشته‌شدن این توالی، آب‌های گرم در منطقه غالب بوده‌اند.

گونۀ Watznaueria barnesae (الیگوتروفیک) که در بخش‌های بالایی توالی غالب است، در برابر انحلال بسیار مقاوم است و غالب‌بودن این گونه به همراه نادر‌بودن یا حضورنداشتن جنس و گونه‌های ظریف ازجمله constans Biscutum و Discorhabdus ignotus (مزو تا یوتروفیک) نشان از تغییرات دیاژنتیکی دارد که به افزایش درصد فراوانی گونۀ Watznaueria barnesae منجر شده است؛ این مطلب در سایر مطالعه‌ها نیز مشاهده می‌شود (Tremolada et al. 2006).

 

 

 

شکل 5- مقایسۀ محدودۀ رخداد غیرهوازی اقیانوسی آپسین (OAE1a) در برش تکل‌کوه (اقتباس از ماهانی‌پور و همکاران Mahanipour et al. 2011)که واجد کنترل ایزوتوپی است با محدودۀ احتمالی این رخداد در توالی موردمطالعه

 

 

نتیجه

نتایج مطالعۀ رسوبات بخشی از سازند سرچشمه در برش قلعه‌زو در غرب حوضۀ کپه‌داغ به شرح زیراست:

-      اجتماع نانوفسیل‌های آهکی شامل نانوفسیل‌های آهکی با پراکندگی جهانی (مانند Watznaueria spp.، Rhaghodiscus spp.، Zeugrhabdotus spp. و غیره) و نانوکونیدها که عموماً در حوضۀ تتیس یافت شده‌اند، وجود دارد.

-      بررسی نانوفسیل‌های آهکی سازندهای سرچشمه در توالی موردمطالعه به معرفی بایوزون‌های نانوفسیلی منجر شد که بر اساس زون‌بندی روث (Roth 1978)، بخش‌های بالایی زون NC6 و بخش‌‌های زیرین زیرزون NC7A برای این توالی تعیین شدند و با‌توجه‌به نانوفسیل‌های موجود در این برش و بر اساس الگوهای زیستی یادشده، سن آپسین پیشین تا بخش‌های ابتدایی آپسین پسین برای این توالی پیشنهاد می‌شود.

-      .باتوجه‌به فراوانی نانوفسیل‌های شاخص آب گرم مانندRhaghodiscus asper  وLithraphidites carniolensis  و کم یا نادربودن Eprolithus floralis شاخص آب سرد و همچنین نبود گونه‌های دیگر شاخص آب سرد (Crucibiscutum و Seribiscutum)، چنین استنباط می‌شود که در زمان نهشته‌شدن این توالی، آب‌های گرم در منطقه غالب بوده‌اند.

-      مطالعه‌های پالئواکولوژی نشان‌دهندۀ نبود یا حضور کمرنگ نانوکونیدها و به موازات آن، درصد کم کربنات‌کلسیم رسوبات در نمونه‌های 128 تا 157 توالی موردمطالعه (بخش‌‌های بالایی زون NC6 و ابتدای زیرزون NC7A) بودند که ناشی از رخداد غیرهوازی اقیانوسی آپسین پیشین OAE1a در این بخش از سازند سرچشمه و قابل‌مقایسه با تنها محدودۀ معرفی‌شده از رخداد غیرهوازی اقیانوسی آپسین (OAE1a) بر اساس نانوفسیل‌ها در کپه‌داغ (واجد کنترل ایزوتوپی) است.

References

Afshar-Harb A. 1994. Geology of Kopet Dagh. In: Hushmandzadeh, A., (Ed.), Treatise on the Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, 275 p.
Aguado R. Gea G.A. Castro J.M. Quijano, M. L. Naafs B. A. and Pancost R. D. 2014. Late Barremian-early Aptian dark facies of the Subbetic (Betic Cordillera, southern Spain): Calcareos nannofossil quantitive analyses, chemostratigraphy and palaeoceanographic reconstructions. Palaeogeography, palaeoclimatologh Palaeoecology, 395: 198-221.
Bice, K.L. Birgel D. Meyers P.A. Dahl K.A. Hinrichs K. U. and Norris R.D. 2006. A multiple proxy and model study of Cretaceous upper ocean temperatures and atmospheric CO2 concentrations. Paleoceanography, 21, PA2002.
Bown P.R. Rutledge D.C. Crux J.A. and Gallagher L.A. 1998. Lower Cretaceous In: Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. Micropalaeontological Society Publications Series, Chapman and Hall, London, 86-102.
Bown P.R. and Young J.R. 1998. Techniques: Bown, P.R. (Ed.), Calcareous Nannofossil Biostratigraphy. British Micropalaeontological Society Publications Series, Chapman and Hall, London: 16–28.
Bown P.R. 2005. Early to Mid-Cretaceous calcareous nannoplankton from the northwest Pacific Ocean, Leg 198, Shatsky Rise. Proceedings of the Ocean Drilling Program 198: 1-82.
Bralower T.J. Sliter W.V. Arthur M.A. Leckie R.M. Allard D.J. and Schlanger S.O. 1993. Dysoxic/anoxic episodes in the Aptian –Albian (Early Cretaceous: Pringle, M. et al. (Eds.), The Mesozoic Pacific: Geology, Tectonics and Volcanism: AGU Geophysical Monograph, 77: 5–37.
Bralower T.J. Leckie R.M. Sliter W.V. and Thierstein H.R. 1995. An integrated Cretaceous microfossil biostratigraphy: Berggren W.A. Kent D.V. Aubry M.P. Hardenbol J. (Eds.), Geochronology, time scales and global stratigraphic correlations: SEPM Special Publication, 54: 65-79.
Burnett J.A. Gallagher L.T. and Hampton M.J. 1998. Upper Cretaceous. In: Bown, P.R. (Ed.), Calcareous nannofossil biostratigraphy. British Micropalaeontological Society Publications Series: Chapman and Hall/Kluwer Academic Publishers: 132–199.
Erba E. 1994. Nannofossils and superplumes: the early Aptian ‘nannoconid crisis’. Paleoceanography, 9: 483-501. Erba E. 2004. Calcareous nannofossils and Mesozoic oceanic anoxic events. Marine Micropaleontology, 52: 85-106.
Erba E. Tremolada F. 2004. Nannofossil carbonate fluxes during the Early Cretaceous: phytoplankton response to nutrification episodes, atmospheric CO2 and anoxia. Paleoceanography 19:1-18.
Frakes L.A. Francis J.E. Syktus J.I. 1992. Climate Modes of the Phanerozoic. Cambridge University Press, 274 p.
Gholamifard A. Kani A.L. and Mahanipour A. 2016. Calcareous nannofossil biostratigraphy of Sarcheshmeh and Sanganeh formations at Qaleh Zoo section (West of Kopet-Dagh Basin). Geoscience Scientific Quarterly Journal, 25 (100): 199-208.
Herrle J.O. 2003. Reconstructing nutricline dynamics of mid-Cretaceous oceans: evidence from calcareous nannofossils from the Niveau Paquier black shale (SE France). Marine Micropaleontology 47: 307-321.
Herrle J.O. and Mutterlose J. 2003. Calcareous nannofossils from the Aptian-Lower Albian of southeast France: palaeoecological and biostratigraphic implications. Cretaceous Research, 24: 1-22.
Herrle J.O. Kößler P. Friedrich O. Erlenkeuser H. and Hemleben C. 2004. High-resolution carbon isotope records of the Aptian to Lower Albian from SE France and the Mazagan Plateau (DSDP Site 545): a stratigraphic tool for paleooceanographic and paleobiologic reconstruction. Earth Planet. Sci. Lett., 218:149- 161.
Jenkyns H.C. 1999. Mesozoic anoxic events and paleoclimate. Zbl. Geol. Paläont. Teil. P. 943-949.
Jenkyns H.C. 2003. Evidence for rapid climate change in the Mesozoic-Paleogene greenhouse world, Philosophical Transactions of the Royal Society of London Series a-Mathematical Physical and Engineering Sciences, 361: 1885-1916.
Jenkyns H.C. 2010. Geochemistry of oceanic anoxic events. Geochemistry Geophysics Geosystems, 11(3): 1-30.
Jones C.E. and and Jenkyns H.C. 2001. Sea water strontium isotopes, oceanic anoxic events, and the seafloor hydrothermal activity in the Jurassic and Cretaceous. American Journal of Science, 301: 112-149.
Kuypers M.M.M. Pancost R.D. Nijenhuis I.A. and Damsté J.S.S. 2002. Enhanced productivity led to increased organic carbon burial in the euxinic North Atlantic basin during the late Cenomanian oceanic anoxic event, Paleoceanography, 17: 1-13.
Mahanipour A. Raisossadat S. N. and Kani A.L. 2012. Nannoplankton and Ammonoid evidence in the Early Aptian Oceanic Anoxic Event in the west of Kopet-Dagh Basin. Sedimentary Facies Journal, 28 (2): 83-96.
Mahanipour A. Mutterlose J. Kani A.L. and Adabi M.H. 2011. Biostratigraphy of early Cretaceous (Aptian) calcareous nannofossils and the δ13 Ccarb isotope record from NE Iran. Cretaceou Research, 32: 331-356.
Mahanipour A. 2011. Biostratigraphy of Sarcheshmeh and Sanganeh formations based on Calcareous Nannofossils. Ph.D. thesis, Faculty of Earth Science, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran. 474p.
Manivit H. 1971. Nannofossiles calcaires du Crétacé francais (Aptien –Masetrichtien). Essai de Biozonation appuyée sur les stratotypes. Ph.D. Thesis, Université de Paris, France.
Menegatti A.P. Weissert H. Brown R.S. Tyson R.V. Farimond P.A.S. and Caron M. 1998. High resolution δ13 stratigraphy through the early Aptian Livello Selliʼ of the Alpine Tethys. Paleoceanography, 13: 530-545.
Miller K.G. Kominz M.A. Browning J.V. Wright J.D. Mountain G.S. Katz M.E. Sugarman P.J. Cramer B.S. Christie-Blick N. and Pekar S.F. 2005. The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change. Science, 310: 1293-1298.
Mutterlose J. 1987. Calcareous nannofossils and belemnites as warm water indicators from the NW-German Middle Aptian. Geologisches Jahrbuch Reihe, 96: 293-313.
Mutterlose J. 1989. Temperature-controlled migration of calcareous nannofloras in the north-west European Aptian: Crux, J.A., van Heck, S.E. (Eds.), Nannofossils and Their Applications. Ellis Horwood, Chichester: 122-144.
Pauly S. Mutterlose J. and Alsen P. 2012. Early Cretaceous palaeoceanography of the Greenland–Norwegian Seaway evidenced by calcareous nannofossils.Marine Micropaleontologhy, 90-91: 72-85.
Perch-Nielsen K. 1985. Mesozoic calcareous nannofossils: Plankton stratigraphy. Cambridge Earth Science Series, New York: 329-435.
Poulsen C.J. Gendaszek A.S. and Jacob R.L. 2003. Did the rifting of the Atlantic Ocean cause the Cretaceous thermal maximum? Geology, 31: 115-118.
Premoli Silva I. Erba E. and Tornaghi M.E. 1989. Paleoenvironmental signals and changes in surface fertility in mid-Cretaceous Corg-rich pelagic facies of the fucoid marls (central Italy). Geobios Mem. Spec., 11: 225-236.
Pucéat E. Lécuyer C. Donnadieu Y. Naveau P. Cappetta H. Ramstein G. Huber B.T. and Kriwet J. 2007. Fishtooth δ18O revising Late Cretaceous meridional upper ocean water temperature gradients. Geology, 35: 107-110.
Raisossadat S. N. and Mahboubi A. 2011. Carbon and Oxygen stable isotopes in Sarcheshmeh and Sanganeh Formations at the west Kopet Dagh basin. Sedimentary Facies Journal, 3(2): 88-98.
Roth P.H. 1983. Jurassic and Lower Cretaceous Calcareous Nannofossils in the Western North Atlantic (Site 534): Biostratigraphy, Preservation, and Some Observations on Biogeography and Paleoceanography: Sheridan, R.E., Gradstein, F.M., et al. (Eds.). Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 76: 587- 621.
Roth P.H. 1978. Cretaceous nannoplankton biostratigraphy and oceanography of the northwestern Atlantic Ocean. In: Benson, W.E., Sheridan, R.E., et al. (Eds.). Initial Reports of Deep Sea Drilling Project, 44: 731–759.
Sissingh W. 1977. Biostratigraphy of Cretaceous Calcareous Nannoplankton: Geologie Mijnbouw. 56: 37-49.
Stanley S.M. Hardie L.A. 1999. Hypercalcification: paleontology links plate tectonics and geochemistry to sedimentology. GSA Today, 9: 2-7.
Takashima R. Nishi H. Huber B.T. Leckie R.M. 2006. Greenhouse world and the mesozoic ocean. Oceanography, 19: 82-92.
Thierstein H.R. 1971. Tentative Lower Cretaceous calcareous nannoplankton zonation. Eclogae Geologicae Helvetiae, 64: 459-488.  
Thierstein H.R. 1973. Lower Cretaceous Calcareous Nannoplankton Biostratigraphy. Abhandlungen der Geologischen Bundesanstalt, 29: 1-52.
Thierstein H. R. 1976. Mesozoic calcareous nannoplankton biostratigraphyof marine sediments. Marine Micropaleontology, 1: 62-325.
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 Geology Soc., 161: 711-719.
Tremolada F. Erba E. and Bralower T.J. 2006. Late Barremian to early Aptian calcar- eous nannofossil paleoceanography and paleoecology from the Ocean Drilling Program Hole 641C (Galicia Margin). Cretaceous Research, 27: 887-897.
Schlanger S.O. and Jenkyns H.C. 1976. Cretaceous anoxic events: causes and consequences. Geologie en Mijnbouw, 55: 179-184.
 Scholle P. and Arthur M.A. 1980. Carbon isotopic fluctuations in pelagic limestones: Potential stratigraphic and petroleum exploration tool. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists, 64: 67-87.
Schouten S. Hopmans E.C. Forster A. van Breugel Y. Kuypers M.M.M. and Damste J.S.S. 2003. Extremely high sea-surface temperatures at low latitudes during the middle Cretaceous as revealed by archaeal membrane lipids. Geology, 31: 1069-1072.
Wagner T. and Pletsch T. 1999. Tectono-sedimentary controls on Cretaceous black-shale deposition along the opening Equatorial Atlantic Gateway(ODP Leg 159): The Oil and Gas Habitat of the South Atlantic. Publ. Geol. Soc. London, 153: 241-265.
Weissert H. Lini A. Föllmi K.B. and Kuhn O. 1998. Correlation of Early Cretaceous carbon isotope stratigraphy and platform drowning events: a possible link? Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 137: 189-203.

Files

Share

How to cite

Statistics