Biostratigraphy of the Upper Devonian–Lower Carboniferous deposits in Til-Abad section, northeast Shahrud, Eastern Alborz

Document Type : Research Paper

Authors

1 University of Isfahan, Iran

2 Museum of Natural History Stuttgart, Rosenstein 1, 70191 Stuttgart, Germany

3 Senckenberg – Research Institute and Natural History Museum, Senckenberganlage

Abstract

Abstract
The biostratigraphy of Devonian–Carboniferous (D/C) boundary of Til-Abad section in Eastern alborz is carried out in this study. The studied section is located about 85 km of northeast Shahrud city and close to the Shahrud–Azadshahr road. The uppermost sediments of Devonian and lowermost Carboniferous strata in Til-Abad section (467 m thick) systematically studied and in general led to discrimination of seven following zonal boundaries: Bispathodus aculeatus aculeatus zone, Bispathodus costatus zone, Bispathodus ultimus zone, ?praesulcata zone, ckI, sulcate zone, typicus Zone and anchoralis- latus Zone. The D/C transition interval contains a bioclastic limestone and a coaly shale bed (3 cm thick) with interbedded of very thin gypsum layer. The first horizon of Carboniferous strata is begun with grey marls interbedding fossiliferous limestone. This unit has large amounts of very small corals and brachiopods with high preservation. Interpreted conodont data shows lack of kockeli Zone at the D/C boundary and Carboniferous deposits disconformably overlays the Devonian deposits of the Khoshyeilagh Formation.
Keywords: Biostratigraphy, Late Devonian, Early Carboniferous, Devonian–Carboniferous boundary, Hangenberg Crisis, Til-Abad, Eastern Alborz.
 



Introduction
Conodonts have been studied by paleontologists as a very important tool for identifying and defining the D/C transition and for partial investigation of the Hangberg event (Ziegler 1962a; 1969; Sandberg et al. 1978; Ziegler and Sandberg 1990; Paproth and Streel 1984; Corradini 2003; Kaiser and Corradini 2008; Kaiser et al. 2009; Corradini et al. 2011; Hartenfels 2011; Corradini et al. 2016; Spalletta et al. 2017). After a prolonged period of warm climate from Silurian to the late Frasnian, in the Famennian regime, global climate change caused a decrease in temperature and environmental changes from greenhouse to icehouse condition (Caputo et al. 2008; Isaacson et al. 2008; Streel et al. 2000). But again in the late Famennian world climate was warmed abruptly and this warming continued until early Carboniferous, resulting in a sudden change in temperature leading to the Hangenberg Event on the D/C boundary. (Walliser 1984; Caplan et al. 1996; Caplan and Bustin 1999; Kaiser et al. 2006, 2011; Marynowski and Filipiak 2007; Marynowski et al. 2012; Kumpan et al. 2014). This increase in global temperatures triggered sea level rise, creating eutrophic conditions, anoxic conditions, increased buried carbon, the formation of the dark shale (Hangenberg Black Shale) and a reduction in shallow and especially deep marine organisms (Caplan et al. 1996; Caplan and Bustin 1999; De Vleeschouwer et al. 2013). However, this part of the Hangberg event in some sections, particularly Poland (Marynowski et al. 2012), is associated with volcanic activity and acidic magmatic intrusion into the ocean that contributed to the creation of anoxic to bioxigenic conditions. In most of the studied global sections, a Hangenberg sandstone horizon occasionally several centimeters thick can sometimes be observed following sudden anoxic events and the formation of dark shales due to sudden cooling. Therefore, global sea level fall happened at the D/C boundary (Isaacson et al. 2008; Wicander et al. 2011). As a result of the Hangberg event, the late palmatolpid and Icriodid conodonts went generally extinct (Ziegler and Sandberg 1984), but species of siphonodelids and protogonatoids were less severely damaged and entering Carboniferous, however, these conodonts were able to recover quickly and to prosper after the extinction event with their maximum reproduction strategy and reduced size and diversity. Some researchers believe that one of the reasons for this high rate of extinction at the D/C boundary is due to the vulnerability of the bio-fauna that began to recover and flourish after the significant extinction of the Frasnian–Famennian boundary but still lacked the ability to tolerate the environmental change during Hahenberg event (Morrow et al. 1996). In Iran, Devonian-Carboniferous successions are found in limited areas, but their distribution is more extensive and widespread in eastern and central Alborz and central Iran (Wendt et al. 2005). However, the presence of these deposits in different structural blocks with different depositional environments have led to different sedimentary sequences, facies and bio-fauna (Ashuri 1990, 1997, 1998, 2001, 2002, 2004, 2006; Bahrami et al. 2011; Habibi et al. 2008; Sardar Abadi et al. 2015; Yazdi 1999, Yazdi and Turner 2000; Wendt et al. 2002, 2005).  
The main purposes of this study are to summarize a detailed stratigraphy below and above the D/C boundary in the Til-Abad section on the basis of conodonts according to new global zonation.
 
Material &Methods
During field work, 467 m of the Upper Devonian–Lower Carboniferous successions at Til-Abad section has been measured and samples and about 93 conodont samples (3–4 kg each) were collected. The samples were processed with diluted acetic/formic acid (20%). The conodonts were extracted from residues by hand picking and heavy liquid technique at the University of Isfahan, I.R. Iran and also State Museum of Natural History Stuttgart, Germany.
 
Discussion of Results &Conclusions
Tilabad Abad section is located about 85 km from Shahrud city, near Shahrud–Azadshahr Road, adjacent to Til-Abad village in East Alborz structural zone. Geographical coordinates of the base and top of this studied section are: N: 36° 55' 46.58", E: 55° 26' 54.07" base and, N: 36° 55' 46.58", E: 55° 26' 54.07" top. This section includes Late Devonian uppermost sediments of Khoshyeilagh Formation (322 m thick) and the lowermost Carboniferous of Mobarak Formation (145 m thick), which is subdivided into eight lithological units (units A to H).
The conodont zonation scheme proposed by Corradini et al. (2016) and Spalletta et al. (2017) for the Upper Devonian and Lower Carboniferous strata were utilized for lower part of the Til-Abad section in this study. According to these conodont zonations, Protognathodus kuheni is considered as the base of the Carbonoferous. However, due to the lack of Protognathodus in the Til-Abad section, we used conodont zonations of Kaiser et al. (2009) to define D/C boundary based on the appearance of Siphonodella praesulcata and Siphonodella sulcate. TheZiegler and sandberg (1990) biozones were used for the highest part of this section. Totally seven bio-intervals have been discriminated in the Til-Abad section: Bi. aculeatus aculeatus Zone, Bi. costatus Zone, Bi. ultimus Zone, The ?praesulcta Zone, The Costatus-kockeli interregnum (CKI), and the sulcata Zone, typicus Zone, anchoralis- latus Zone.It should be noted that in the studied section in the strata about 41.5 m thick consisting of dark gray to shale, yellow to cream, yellow shale with layers of gray to brown limestone, no conodont fossils were found between Siphonodella sulcata biozone and typicus biozone. Therefore, the biozones of duplicata, Sandbergi, Lower crenulata, isosticha-Upper crenulata cannot be recovered between siphonodella sulcata and typicus zones. This distance is considered equivalent to the barren zone. The reason for the lack of these biozones may have been due to facies changes or tectonic structures such as faults in the area. Despite intensive sampling in this study, no latest Famennian kockeli Zone was recognized at the studied section implying the presence of disconformity and discontinuity of deposition

Keywords

Full Text

مقدمه

کنودونت‌ها، ابزار فسیلی بسیار مهم و شاخصی برای شناسایی و تعریف گذر دونین- کربنیفر محسوب می‌شوند که طی چند دهۀ اخیر، دیرینه‌شناسان آنها را برای بررسی جزئی رویداد هنگنبرگ مطالعه کرده‌اند (Ziegler 1962a; 1969; Sandberg et al. 1978; Ziegler and Sandberg 1990; Paproth and Streel 1984; Corradini 2003; Kaiser and Corradini 2008; Kaiser et al. 2009; Corradini et al. 2011; Hartenfels 2011; Corradini et al. 2016; Spalletta et al. 2017). پس‌از دورۀ طولانی آب‌وهوای گرم از سیلورین تا اواخر فرازنین، تغییرات جهانی آب‌وهوا در فامنین به کاهش دما و تغییرات محیط‌زیست دیرینه از شرایط گلخانه‌ای به آب‌وهوای سرد منجر شد (Streel et al. 2000; Caputo et al. 2008; Isaacson et al. 2008). در اواخر فامنین، آب‌وهوای جهانی دوباره به‌طور ناگهانی و درخور توجه گرم شد و این گرم‌شدگی تا اوایل کربنیفر ادامه یافت؛ این تغییر ناگهانی دما به حادثۀ هنگنبرگ (Hangenberg Event) در مرز دونین- کربنیفر منجر شد (Walliser 1984; Caplan et al. 1996; Caplan and Bustin 1999; Marynowski and Filipiak 2007; Kaiser et al. 2006, 2011; Marynowski et al. 2012; Kumpan et al. 2014) و افزایش دمای جهانی سبب پیشروی سطح دریا و ایجاد شرایط یوتروفیک، بی‌اکسیژنی و افزایش میزان کربن دفن‌شده و تشکیل شیل تیره (Hangenberg Black Shale) و کاهش جانداران دریایی کم‌عمق و به‌و‌یژه عمیق شد (Caplan et al. 1996; Caplan and Bustin 1999; De Vleeschouwer et al. 2013)؛ البته این بخش از حادثۀ هنگنبرگ در برخی برش‌ها به‌ویژه لهستان (Marynowski et al. 2012) با فعالیت آتش‌فشانی و ورود ماگمای اسیدی به اقیانوس همراه بود که به ایجاد شرایط کم‌اکسیژنی تا بی‌اکسیژنی کمک کرد. در بیشتر برش‌های مطالعه‌شدۀ جهانی، پس‌از رخداد بی‌اکسیژنی و ایجاد شیل تیرۀ ناشی از افزایش دما، افق ماسه‌سنگی Hangenberg sandstone مشاهده می‌شود که گاهی ضخامت آن به چندین سانتی‌متر می‌رسد و از سردشدگی ناگهانی و کاهش سطح آب جهانی در مرز دونین- کربنیفر ناشی می‌شود (Isaacson et al. 2008; Wicander et al. 2011).

در اثر حادثۀ هنگنبرگ، کنودونت‌های پالماتولپید و ایکرودید در اواخر فامنین به‌کلی از بین رفتند (Ziegler and Sandberg 1984)، اما گونه‌هایی از سایفونودلید‌ها و پروتوگناتوئید‌ها کمتر آسیب دیدند و وارد کربنیفر شدند؛ البته این کنودونت‌ها با راهبرد تولیدمثل حداکثری و کاهش اندازه و تنوع قادر به بازیابی سریع و شکوفایی پس‌از حادثۀ انقراضی شدند. برخی پژوهشگران بر این باورند آسیب‌پذیری فونای زیستی یکی از دلایل انقراض گسترده در مرز دونین- کربنیفر است که پس‌از انقراض مهم مرز فرازنین- فامنین آغاز به بازیابی و شکوفایی کرده، ولی هنوز به توانایی لازم برای تحمل تغییرات زیست‌محیطی حادثۀ هنگنبرگ دست نیافته است (Morrow et al. 1996).

توالی‌های دونین- کربنیفر در نواحی محدودی از ایران دیده می‌شوند، ولی گسترش آنها در البرز شرقی و مرکزی و ایران مرکزی کامل‌تر و وسیع‌تر است (Wendt et al. 2005)؛ هرچند این نهشته‌ها در بلوک‌های ساختاری متفاوتی قرار دارند و شرایط متفاوت حاکم بر حوضه سبب ایجاد توالی‌های رسوبی متفاوت و رخساره‌های رسوبی و فونای زیستی مختلف می‌شود (Ashuri 1990, 1997, 1998, 2001, 2002, 2004, 2006; Bahrami et al. 2011; Habibi et al. 2008; Sardar Abadi et al. 2015; Yazdi 1999, Yazdi and Turner 2000; Wendt et al. 2002, 2005).

در پژوهش حاضر به بررسی محل سیستماتیک گذر دونین- کربنیفر در برش تیل‌آباد، در ناحیۀ البرز شرقی با توجه ‌ویژه به دیدگاه‌های کنودونتی ارائه‌شده پیرامون این مرز پرداخته می‌شود.

 

موقعیت جغرافیایی و چینه‌شناسی برش مطالعه‌شده

برش تیل‌آباد در 85 کیلومتری شهرستان شاهرود، در کنار جادۀ شاهرود- آزادشهر، در مجاورت روستای تیل‌آباد و در زون ساختاری البرز شرقی (شکل 1) با مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش N: 36° 55' 30.1" و E: 55° 27' 9.35" و رأس برش N: 36° 55' 46.58" و E: 55° 26' 54.07" قرار دارد. توالی کاملی از نهشته‌های پالئوزوئیک از اردویسین تا پرمین در این برش وجود دارد (شکل 2). بخش‌های پایینی این برش صدها متر (حدود 250 تا 700 متر) گدازه‌های بازالتی، سنگ‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی سازند سلطان‌میدان را شامل می‌شوند. در این برش، سازند پادها با ضخامت حدود 300 متر رخنمون دارد و به‌طور عمده از ارتوکنگلومرا تا پاراکنگلومراهای قرمزرنگ ضخیم‌لایه، ماسه‌سنگ‌های کوارتز آرنایتی سفید، آرکوزی قرمز و متناوب با شیل‌های قرمز و سنگ‌های تخریبی سیلیسی دارای میان‌لایه‌های کربناته است (Aharipour 2011). سازند خوش‌ییلاق در این برش حدود 975 متر ضخامت دارد و شامل سنگ‌آهک‌های اسکلتی سیاه‌رنگ همراه با میان‌لایه‌های دولومیتی، شیل، ماسه‌سنگ و کنگلومرا و گروه‌های فسیلی مختلف ازجمله شکم‌پایان، بازوپایان، تریلوبیت، گونیاتیت، مرجان، بریوزوآ و خرده‌های کرینوئید است (Aharipour 2011).


 

 

شکل 1- موقعیت جغرافیایی برش مطالعه‌شده و راه‌های دسترسی به آن (Bakhtiari 2003)

 

شکل 2- نقشۀ زمین‌شناسی بازترسیم‌شدۀ منطقۀ تیل‌آباد (Jafariyan and Jalali 2004)؛ موقعیت برش مطالعه‌شده روی نقشه مشخص شده است.

 

سنگ‌چینه‌نگاری برش تیل‌آباد

در مطالعۀ حاضر، 322 متر از بالاترین لایه‌های مربوط به سازند خوش‌ییلاق و 145 متر از پایین‌ترین لایه‌های مربوط به سازند مبارک مطالعه و بر اساس مشاهده‌های صحرایی، 8 واحد سنگی (A-H) به شرح زیر از قاعدۀ برش به‌سمت رأس تفکیک شدند (شکل 3)

 

سازند خوش‌ییلاق:

واحدA:تناوبی از سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایۀ زرد‌رنگ و شیل‌های خاکستری تا تیرۀ حاوی تریلوبیت، بازوپایان، مرجان، ساقۀ کرینوئید، بریوزوآ، 95 متر (شکل 4، A).

واحدB: شیل و مارن سبز تیره و میان‌لایه‌های نازک آهک زرد‌رنگ حاوی تریلوبیت و بازوپایان، 57 متر (شکل 4، B).

واحدC: تناوب سنگ‌آهک خاکستری متمایل به زرد متوسط‌لایۀ حاوی بازوپایان، ساقۀ کرینوئید و بریوزوآ و شیل سبز تا خاکستری در بخش قاعده، 5/52 متر (شکل 4، C و D).

واحدD: تناوب شیل سبز متمایل به خاکستری نرم و سنگ‌آهک کرم متمایل به خاکستری متوسط‌لایۀ حاوی ساقۀ کرینوئید، 7/42 متر (شکل 4، E).

واحد E: تناوب سنگ‌آهک متوسط‌لایۀ زرد متمایل به خاکستری نودولار و شیل سبز تا خاکستری تیرۀ ورقه‌ای حاوی بازوپایان، مرجان و ساقۀ کرینوئید، 18 متر (شکل 4، F).

 

سازند مبارک:

واحدF: تناوب شیل خاکستری تیره تا سیاه حاوی بازوپایان و مرجان و میان‌لایه‌های نازک سنگ‌آهک کرم متمایل به خاکستری نازک‌لایه و میان‌لایه‌های نازک آهک ماسه‌ای (حاوی یک لایۀ 3 سانتی‌متری شیل زغالی بیتومینه همراه با رگه‌های نازک ژیپس)، 15متر (شکل 4، H و I).

واحدG: شیل تیرۀ متمایل به خاکستری ورقه‌ای بدون فسیل، 37 متر.

واحدH: شیل زرد تا کرم حاوی مقادیر بسیار کم ساقۀ کرینوئید و بازوپایان، 8 متر.

واحدI: شیل زرد با میان‌لایه‌های سنگ‌آهک نازک‌لایۀ خاکستری تا قهوه‌ای‌رنگ حاوی مرجان و ساقۀ کرینوئید، 15 متر.

واحدJ: شیل تیره با میان‌لایه‌های سنگ‌آهک نازک‌لایۀ زرد‌رنگ حاوی مرجان و ساقۀ کرینوئید، 35 متر.

واحدK: سنگ‌آهک نازک تا متوسط‌لایۀ حاوی ساقۀ کرینوئید، بازوپایان، تریلوبیت، مرجان و بریوزوآ، 35 متر (شکل 4، G).


 

 

شکل 3- واحد‌هایسنگ‌چینه‌ای مرز دونین- کربنیفر در برش تیل‌آباد در نمای پانورامیک (دید به‌سمت جنوب‌غربی)

 

 

شکل 4-A. تناوبی از سنگ‌آهک‌های متوسط‌لایۀ زردرنگ و شیل‌های خاکستری تا تیرۀ واحد A (دید به‌سمت جنوب‌غربی)، B. شیل و مارن سبز تیره با میان‌لایه‌های نازک آهکی واحد B (دید به‌سمت غرب)، C و D. تناوب سنگ‌آهک خاکستری متمایل به زرد و میان‌لایه‌های شیل تیرۀ خاکستری تا سبز در بخش قاعدۀ واحد C (دید به‌سمت غرب)، E. تناوب شیل سبز متمایل به خاکستری نرم و سنگ‌آهک کرم متمایل به خاکستری واحد D (دید به‌سمت غرب)، F. تناوب سنگ‌آهک متوسط‌لایۀ زرد متمایل به خاکستری نودولار و شیل سبز تا خاکستری تیرۀ واحد E (دید به‌سمت جنوب غربی)، H. گذر دونین-کربنیفر (دید به‌سمت جنوب‌غربی)، I. شیل زغالی بیتومینۀ دارای لایه‌های نازک ژیپسی در مرز دونین- کربنیفر (دید به‌سمت غرب)، G- آهک‌های نازک‌لایۀ واحد K مربوط به سازند مبارک در برش تیل‌آباد (دید به‌سمت شمال‌غربی)

 

 

روش مطالعه

در پژوهش حاضر، تعداد 93 نمونه از سنگ‌آهک‌ها و در نزدیک مرز از نمونه‌های شیلی (هرکدام به وزن تقریبی 4-3 کیلوگرم) برداشت شدند. نمونه‌برداری به‌طور سیستماتیک بر پایۀ تغییر رخساره‌های سنگی و در فواصل حدود 2 متر و در محدودۀ مرز در فواصل کمتر از 10 سانتی‌متر انجام شد. نمونه‌های آهک دولومیتی و ماسه‌ای با آب شسته و در ظرف‌های پلاستیکی مخصوص استوانه‌ای‌شکل 4 تا 5 لیتری گذاشته شدند. زیر هود آزمایشگاه، 150 میلی‌لیتر فرمیک‌اسید 10 درصد تجاری به ظرف دارای نمونه افزوده و با آب جوش 90 تا 100 درجۀ سانتی‌گراد به حجم 500 میلی‌لیتر رسانده شد. در نمونه‌های سنگ‌آهک، نمونه‌های سنگی به‌مدت 5 تا 7 روز در استیک‌اسید 20 درصد حل شدند و پس‌از‌آن، مواد باقیماندۀ حاصل از انحلال روی الک‌ها ریخته و آب‌کشی و شستشو شدند. مواد باقیمانده روی الک‌ها (بقایای ماهی‌ها، عناصر کنودونتی، سنگواره‌‌های فسفاتی‌شده، استراکدا، ساقۀ لاله‌وش ... و ناخالصی‌های سنگ‌آهک مانند رس، کوارتز و پیریت) زیر میکروسکوپ دوچشمی جدا شدند. باتوجه‌به اهمیت موضوع، برخی از نمونه‌های نزدیک مرز با رعایت تمام اقدامات ایمنی آزمایشگاهی به روش جداسازی با محلول سنگین (برموفرم با وزن مخصوص 89/2 گرم بر سانتی‌متر‌مکعب) در آزمایشگاه موزۀ ملی دیرینه‌شناسی اشتوتگارت آلمان آزمایش شدند؛ به‌این‌ترتیب که ابتدا با اضافه‌کردن استون، وزن مخصوص برموفرم به 89/2 گرم بر سانتی‌مترمکعب رسانده و سپس محتویات هر نمونه به‌طور جداگانه به محلول اضافه شد. وزن مخصوص بیشتر عناصر اسکلتی نسبت به محلول سبب شد این عناصر در کف ظرف حاوی محلول جای گیرند. کاغذ صافی برای جداسازی عناصر اسکلتی استفاده شد و برای بهتر تمیز‌شدن آنها، نمونه‌ها با محلول استون شستشو شدند. عناصر اسکلتی جداسازی‌شده در هر روش درون ظرف‌های مخصوص نگهداری نمونه (cell) قرار گرفتند. عناصر کنودونتی دارای ارزش زیست‌چینه‌ای روی چسب کربن رسانا (stub) قرار گرفتند و در آزمایشگاه SEM مرکز پژوهش‌های رازی کرج و بخشی در آزمایشگاه SEM موزۀ ملی دیرینه‌شناسی اشتوتگارت آلمان تصویربرداری شدند و در حال حاضر، با نام آرشیو EUIC در گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان نگهداری می‌شوند.

 

زیست‌چینه‌نگاری برش تیل‌آباد

از تعداد 35 نمونۀ دارای کنودونت مطالعه‌شده در پژوهش حاضر، 273 عنصر کنودونتی به دست آمد (جدول 1). اگرچه باوجود اسیدشویی و نمونه‌برداری‌های دوباره، فراوانی عناصر کنودونتی در نمونه‌های مطالعه‌شده بسیار کم بود، بیشترین تعداد عناصر کنودونتی در این برش از نمونه‌های K12, 20, 73-4= 14 el/kg به دست آمدند. حفظ‌شدگی نمونه‌ها به‌جز در نمونه‌های K9، K31، K35، K48، K49، K65، K65-2، K66-2، K68، K69 و K70 به‌شکل فرسوده و شکسته بود. اندیس تغییر رنگ کنودونت‌ها در بخش زیرین این برش تا نمونۀ K73 به رنگ کهربایی تیره 2= C.A.I و در بخش بالایی برش (پس‌از شیل‌های بالایی برش مطالعه‌شده در نمونه‌های K76، K77، K78 و K79 به رنگ قهوه‌ای 3= C.A.I (بر اساس استانداردهای ارائه‌شدۀ Epstein et al. 1977؛ Rejebian et al. 1987) رسید. از مطالعۀ فونای به‌دست‌آمده، 23 گونه متعلق به 7 جنس Gnathodus، Clydagnathus، Neopolygnathus، Pseudopolygnathus، Polygnathus، Bispathodus، Siphonodella شناسایی شدند (پلیت‌های 1، 2 و 3). در مجموعۀ مطالعه‌شده، فراوانی فونای شاخص محیط‌های عمیق مانند Bispathodus در نهشته‌های فامنین این برش نسبتاً زیاد بود. اگرچه فراوانی Siphonodella ها به دو بایوزون در محدودۀ مرز چینه‌شناسی یادشده محدود بود، نمی‌توان از اهمیت فوق‌العادۀ این فونا در بایوزوناسیون مرز دونین- کربنیفر چشم‌پوشی کرد. گفتنی است با‌توجه‌به حضور گونه‌های جنس Bispathodus در رسوبات فامنین برش یادشده و برای مطالعۀ زیست‌چینه‌نگاری این برش، بایوزون‌های استاندارد Corradini et al. 2016، Spalletta et al. 2017 برای توالی پیش از مرز، بایوزون‌های Kaiser et al. 2009 برای مطالعۀ جزئی‌تر توالی مرز و بایوزون‌های Ziegler and sandberg 1990 برای بالایی‌ترین توالی برش مطالعه‌شده استفاده شدند (شکل 5).

 

بایوزون 1: Bispathodus aculeatus aculeatus Zone

این بایوزون به ضخامت 152 متر، قدیمی‌ترین و ضخیم‌ترین بایوزون شناسایی‌‌شده در برش مطالعه‌شده و در‌برگیرندۀ تناوبی از سنگ‌آهک، شیل و بخش شیل و مارن مربوط به واحد‌های A و B شامل نمونه‌های K4 تا K48 است. مرز زیرین این بایوزون با نخستین ظهور گونۀ Bispathodus aculeatus aculeatus شناسایی می‌شود که معادل بخش پایینیMiddle expansa Zone (Ziegler and Sandberg 1984; 1990; Corradini 2003; Kaiser et al. 2009) است. مرز بالایی این بایوزون با نخستین حضور گونۀ Bispathodus costatus در قاعدۀ بایوزون بعدی مشخص می‌شود (Corradini et al. 2016; Spalletta et al. 2017). از مهم‌ترین گونه‌های کنودونتی مطالعه‌شده در این بایوزون عبارتند از:

Bispathodus aculeatus aculeatus, Bispathodus cf. aculeatus aculeatus, Polygnathus sp., Clydagnathus ormistoni, Pseudopolygnathus sp., Bispathodus sp.

 

بایوزون 2: Bispathodus  costatus Zone

این بایوزون با ضخامتی حدود 5/50 متر شامل سنگ‌آهک و در پایین‌ترین بخش با میان‌لایه‌های شیلی واحد C شامل نمونه‌های K49 تا K58 همراه است. مرز زیرین این بایوزون با نخستین ظهور گونۀ Bispathodus costatus شناسایی می‌شود که معادل بخش بالایی بایوزون  Middle expansa (Ziegler and Sandberg 1984; 1990; Corradini 2003; Kaiser et al. 2009) است. مرز بالایی این زون با نخستین حضور گونۀ Bispathodus ultimus در قاعدۀ بایوزون بعدی مشخص می‌شود (Corradini et al. 2016; Spalletta et al. 2017). از مهم‌ترین گونه‌های کنودنتی مطالعه‌شده در این بایوزون عبارتند از:

Bispathodus costatus M1, Bispathodus costatus M2, Bispathodus cf. costatus M1, Bispathodus sp., Pseudopolygnathus primus, Neopolygnathus cf. communis

 

بایوزون 3: Bispathodus ultimus Zone

این بایوزون با ضخامتی حدود 59 متر شامل سنگ‌آهک با میان‌لایه‌هایی از شیل و سنگ‌آهک نودولار واحد‌های D و E شامل نمونه‌های K59 تا K65-2 است. مرز زیرین این بایو‌زون با نخستین ظهور گونۀ کنودونتی Bispathodus ultimus تعیین می‌شود. بر اساس بایوزون‌های استاندارد ارائه‌شده (Corradini et al. 2016; Spalletta et al. 2017)، مرز بالایی این بایوزون بر اساس نخستین ظهور (FAD) گونۀ Protognathodus ckockeli، آغاز کربنیفر تعریف می‌شود؛ اما به‌علت نبود جنس Protognathodus در برش مطالعه‌شده و ظهور گونۀ Siphonodella praesulcata در بالاترین لایه‌های پیش از شیل‌های تیره، نخستین حضور گونۀ Siphonodella praesulcata باتوجه‌به بایوزون‌های ارائه شده (Kaiser et al. 2009) مرز بالایی بایوزون Bispathodus ultimus در نظر گرفته شد. از مهم‌ترین نمونه‌های مطالعه‌شده در این بایوزون عبارتند از:

Bispathodus costatus M2, Bispathodus ultimus M1, Bispathodus ultimus M2, Neoplygnathus communis communis, Bispathodus sp.

 

بایوزون 4: Siphonodella praesulcta Zone?

این بایوزون به ضخامت 10 متر شامل سنگ‌آهک نودولار با میان‌لایه‌های شیلی واحد E شامل نمونه‌های K66 تا K68 است و با نخستین ظهور ?Siphonodella praesulcata در نمونۀ K65-2 شناسایی می‌شود. مرز زیرین این بایوزون با نخستین ظهور گونۀ کنودونتی Siphonodella praesulcata تعیین می‌شود که بر اساس Sandberg et al. 1978، ظهور این گونه در قاعدۀ praesulcate Zone است و آخرین حضور این گونه بر اساس Bardasheva et al. 2004 تا Lower crenulata Zone ادامه می‌یابد. مرز بالایی این بایوزون بر اساس بایو‌زون‌های ارائه‌شده (Kaiser et al. 2009)، قاعدۀ شیل‌های خاکستری تیره (واحد F) در نظر گرفته شد. از مهم‌ترین نمونه‌های مطالعه‌شده در این بایوزون عبارتند از:

Polygnathus inornatus, Polygnathus cf. inornatus, Siphonodella praesulcata, Siphonodella cf. praesulcata, Bispathodus sp., Neoplygnathus communis communis, Neoplygnathus sp., Polygnathus sp.

 

(ckI) The costatus-kockeli interregnum

(ckI) با فاصلۀ زمانی نهشته‌شدن رسوبات سیلیسی کلاستیک (شیل‌های سیاه و ماسه‌سنگ‌ها) که در بحران هنگنبرگ نهشته شده‌اند، مطابقت دارد و معادل فاز اولیۀ انقراض جمعی در بحران هنگنبرگ است (Kaiser et al. 2009). در برش تیل‌آباد، یک لایه شیل تیرۀ زغالی به ضخامت حدود 3 سانتی‌متر دارای ورقه‌های نازک ژیپس در واحد F، معادل زون کنودونتی Middle Praesulcata (Ziegler and Sandbery 1990) است و می‌توان آن را معادل شیل‌های سیاه هنگنبرگ در نظر گرفت.

 

بایوزون 5:  sulcata Zone

این بایوزون معادل بخش بالایی واحد F به ضخامت حدود 14 متر و شامل شیل‌های خاکستری ورقه‌ای حاوی ساقۀ کرینوئید و سنگ‌آهک کرم‌رنگ نازک‌لایه شامل نمونه‌های K73-4 تا K75 است. مرز زیرین این بایوزون بر نخستین ظهور گونۀ کنودونتی Si. sulcata منطبق و بر اساس نظر Sandeberg et al. 1978 دارای گسترۀ سنی معادل base of the Lower sulcata Zone to the Lower crenulata Zone است.

 

بایوزون6: typicus Zone

این بایوزون به ضخامت حدود 40 متر شامل سنگ‌آهک نازک‌لایه با میان‌لایه‌های شیلی واحد J و بخش زیرین آهک‌های نازک‌لایۀ واحد K است. مرز زیرین این بایوزون با حضور گونۀ Gnathodus typicus تعیین می‌شود. بنا بر Lane et al. 1980، گسترۀ سنی گونۀ Gnathodus typicus معادل بایوزون کنودونتیBase of Upper typicus Zone into anchoralis- latus Zone است و وجود مرز زیرین این بایوزون را امکان‌پذیر می‌کند. از گونه‌های کنودونتی این بایوزون عبارتند از:

Gnathodus semiglaber, Gnathodus typicus, Pseudopolygnathus pinnatus, Gnathodus cuneiformis

 

بایوزون 7: anchoralis- latus Zone

این بایوزون به ضخامت 5/17 متر شامل سنگ‌آهک نازک‌لایه و درحقیقت، آخرین بایوزون کنودونتی شناسایی‌شده در برش تیل‌آباد است. مرز زیرین این بایوزون با نخستین حضور گونۀ Gnathodus pseudosemiglaber که از گونه‌های شاخص در شناسایی این بایوزون است، مشخص می‌شود. از کنودونت‌های موجود در این بایوزون عبارتند از:

Gnathodus punctatus, Gnathodus pseudosemiglaber

باتوجه‌به ارزش چینه‌شناسی گونه‌ها، برش تیل‌آباد به 7 بایوزون تقسیم شد که از این تعداد، 4 بایوزون شامل Bi. ultimus Zone، Bispathodus costatus Zone، aculeatus aculeatus Zone و ?Siphonodella praesulcate Zone به بالاترین بخش‌های سازند خوش‌ییلاق و به سن فامنین پسین تعلق دارند و (ckI) costatus-kockeli interregnum وSiphonodella sulcata Zone به بخش گذر دونین-کربنیفر و2 بایوزون typicus Zone و anchoralis- latus Zone به پایین‌ترین افق‌های سازند مبارک به سن تورنزین تعلق دارند.

وجود شیل‌های خاکستری تیره تا سیاه واحد F به ضخامت حدود 3 متر که یک واحد زغالی بیتومینه به ضخامت 3 سانتی‌متر در رأس خود دارد، نشان‌دهندۀ سنی معادل فامنین پسین برای این واحد سنگی است (رجوع شود به بحث (ckI؛ از سویی با‌توجه‌به ظهور گونۀ شاخص تورنزین پیشین (Siphonodella sulcata) در شیل‌های بخش بالایی واحد F و یافت‌نشدن هیچ‌گونه فسیل Protognathodus kockeli که شاخص kockeli  Zone (Kaiser et al. 2009) و معادل Upper praesulcta Zone (Ziegler and Sandberg 1990) است، می‌توان گفت مرز دونین- کربنیفر در این برش از نوع ناپیوسته و هم‌شیب است.

گفتنی است در برش مطالعه‌شده، در چینه‌هایی به ضخامت حدود 5/41 متر متشکل از شیل تیرۀ متمایل به خاکستری ورقه‌ای، شیل زرد تا کرم، شیل زرد با میان‌لایه‌های سنگ‌آهک خاکستری تا قهوه‌ای‌رنگ، بین بایوزون Siphonodella sulcata و بایوزون typicus هیچ فسیل کنودونتی یافت نشد و بنابراین بایوزون‌های duplicata، sandbergi، Lower crenulata و isosticha-Upper crenulata بین بایوزون‌های Siphonodella sulcata  و typicus بازیابی نمی‌شوند؛ این فاصله معادل عقیم‌زون در نظر گرفته شده است. احتمالاً تغییرات رخساره‌ای یا عملکرد ساختارهای تکتونیکی مانند گسل‌ها در منطقه علت نبود این بایوزون‌ها به شمار می‌آید.


 

شکل 5-ستون سنگ‌چینه‌ای، بایوزون‌ها و پراکندگی کنودونت‌ها در برش تیل‌آباد

 


بررسی جدول فراوانی کنودونت‌ها (جدول 1) گویای حضور حداکثری جنس Bispathodus پیش از مرز دونین- کربنیفر است و رخسارۀ Bispathodid که بر اساس Sandberg and Dreseen 1984 به رخساره‌های دور از ساحل مربوط است (شکل 6)، گویای عمیق‌شدگی و افزایش سطح آب در انتهای فامنین پسین در برش تیل‌آباد است.


 

 

شکل 6– مدل زیست‌رخساره‌های کنودونتی فامنین پسین (Sandberg and Dreseen 1984)

 

 

 

شکل7- مدل زیست رخساره های کنودونتی فامنین پسین زیست­زون­های expansa and praesulcata Zones و تورنزین از Savoy and Harris 1993.


فراوانی کنودنت‌های سیفونودلید، پلی‌گناتید و افزایش گناتوئید‌ها در تورنزین بر اساس مدل Savoy and Harris 1993 (شکل 7) گویای افزایش سطح آب پس‌از مرز دونین- کربنیفر و در تورنزین است (شکل 8). در برش میغان (Parvizi et al. 2019) در زیر مرز دونین- کربنیفر، شیل تیره و متعاقب آن در مرز دونین- کربنیفر، افق ماسه‌سنگی معادل پسروی مرز مشاهده می‌شود، ولی در برش خوش‌ییلاق در زیر مرز دونین- کربنیفر، سنگ‌آهک‌های بیوکلاستیک و افقی از زغال بیتومینه و در مرز دونین- کربنیفر، شیل و مارن‌های خاکستری فسیل دار مشاهده می‌شوند (شکل 9).


 

 

شکل 8- زیست‌رخساره‌های کنودونتی برش تیل‌آباد و تغییرات سطح آب بر اساس فراوانی کنودونت‌ها و مقایسه با تغییرات سطح آب جهانی (Johnson et al. 1985)

 

شکل 9- تطابق زیست‌چینه‌شناسی دو برش تیل‌آباد و میغان در زون ساختاری البرز شرقی

 

 

 

 

 

جدول 1- پراکندگی گونۀ کنودونت‌ها در برش تیل‌آباد

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

نتایج

ﺑﺮرﺳﻲ‌ﻫﺎی کنودونتی در برش تیل‌آباد ﺑﻪ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ و ﺗﻔﻜﻴﻚ 7 بایوزون کنودونتی در بالاترین واحدهای سازند خوش‌ییلاق و پایین‌ترین واحد‌های سازند مبارک ﻣﻨﺠﺮ شدند. گفتنی است بین بایوزون Siphonodella sulcata و بایوزون typicus هیچ فسیل کنودونتی یافت نشد و این فاصله معادل زون بارن (بدون فسیل) در نظر گرفته شد که ازنظر زیست‌چینه‌نگاری معادل بایوزون‌های duplicata، sandbergi، Lower crenulata و isosticha-Upper crenulata است. در مطالعۀ توالی این برش هیچ‌گونه فسیل Protognathodus kockeli که شاخص kockeli Zone (Kaiser et al. 2009) و معادل Upper praesulcta Zone (Ziegler and Sandberg 1990) باشد، یافت نشد؛ بنابراین بر اساس یافته‌های کنودونتی، مرز دونین- کربنیفر در برش تیل‌آباد ناپیوسته و هم‌شیب و گسترۀ ناپیوستگی معادل kockeli Zone در بایوزون پیشنهادی (Kaiser et al. 2009) است. قاعدۀ تورنزین در برش مطالعه‌شده بر چند سانتی‌متر بالاتر از افق زغال بیتومینه منطبق است. 

References

Aghanabati A. 2006. Geology of Iran.Geological Survey of Iran press, Teheran, 586 p. [in Persian].
Aharipour A. 2011. Microfacies sedimentary environment and sequence stratigraphy of Devonian strata (Padeha and Khoshyeilagh formations) in the East Alborz. Ph.D. Thesis, University of Shahid Beheshti, Iran [in Persian].
Alavi-Naini M. 1972. Etude geologique de la region de Djam. Geological Survey of Iran, Reports, 23: 1–288.
Amiri F. Mousavi M.R. Adabi M.H. and Aharipour R. 2010. Lithological investigating, sedimentary environment and diagenetic process affected to Mobarak Formation deposits in Mighan and Khoshyeilagh sections with comparison to the other sections of central Alborz, 29th geoscience symposium, Geological Survey and Mineral Exploration [in Persian].
Ashouri A.R. 1990. Devonian and Carboniferous conodont faunas from Iran.Ph.D.Thesis, University of Hull, 351 p.
Ashouri A.R. 1997a. Juvenile gastropods from the upper Devonian Cephalopod beds and adjacent strata of central Iran. Journal of Science. 8: 45–60 [in Persian].
Ashouri A.R. 1997b. Revision in stratigraphical position of the “Cephalopod Beds” and Devonian- Carboniferous boundary and introducing 5 conodont zones in Howz-e-Dorah (East Iran). Geosciences, 6: 10–17 [in Persian].
Ashouri A.R. 1998. The Devonian-Carboniferous boundary in Ozbak-Kuharea. Geosciences Scientific Quarterly Journal. 7: 47–53 [in Persian].
Ashouri A.R. 2001. Middle Devonian-Early Carboniferous conodont faunas from the Khoshyeilagh Formation, Alborz Mountains, north Iran. In: 15th International Senckenberg Conference, Joint Meeting IGCP 421/SDS, May 2001.
Ashouri A.R. 2002. Palmatolepis (conodonta; Late Devonian) from the Tabas region, east Iran. International Journal of Science, 3(2): 187–220.
Ashouri A.R. 2004. Late Devonian and Middle-Late Devonian conodonts from eastern and northern Iran. Revista Española de Micropaleontología. 3: 355–365.
Ashouri A.R. 2006. Middle Devonian-Early Carboniferous conodont faunas from the Khoshyeilagh Formation, Alborz Mountains, north Iran. Journal of Sciences. 17: 53–65 [in Persian].
Ashouri A.R. and Yamini A. 2006. Cephalopods and Stratigraphical Position of Cephalopod Bed of Shishtu Formation, Iran. Geosciences Scientifc Quarterly Journal. 15: 178–187.
Bábek O. Kumpan T. Kalvoda J. and Grygar T.M. 2016. Devonian/Carboniferous boundary glacioeustatic fluctuations in a platform-to-basin direction: A geochemical approach of sequence stratigraphy in pelagic settings. Sedimentary Geology. 337: 81–99.
Bahrami A. Corradini C. Over D.J. and Yazdi M. 2011. Upper Devonian-Lower Carboniferous conodont biostratigraphy in the Shotori Range, Tabas area, Central-East Iran Microplate. Bollettinodella Società Paleontologica Italiana. 50(1): 35–53.
Bahrami A. 2006. Biostratigraphy of Carboniferous deposits in Ramsheh area, Southeast Shahreza, Southwest Central Iran. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Iran [in Persian].
Bahrami A. Gholamalian H. Corradini C. and Yazdi M. 2011. Upper Devonian conodont biostratigraphy of Shams Abad section, Kerman province, Iran. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 117: 199–209.
Bakhtiari S. 2003. Road Atlas of Iran, Gitashenasi Geographical & Cartographic Institute. 270 p.
Becker R.T. 1993a. Anoxia, eustatic changes, and Upper Devonian to Lowermost Carboniferous global ammonoid diversity. The Ammonoidea, Evolution and Environmental Change, Publisher: The Systematics Association, Editors: Michael R House. p. 105–164
Bozorgnia F. 1973. Paleozoic Foraminiferal Biostratigraphy of Central and East Alborz Mountains, Iran. National Iran Oil Company Press. 185 p.
Brand U. Legrand-Blain M. and Streel M. 2004. Biochemostratigraphy of the Devonian-Carboniferous boundary global stratotype section and point, Griotte Formation, La Serre, Montagne Noire, France. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 205: 337–357.
Brice D. Jenny J. Stampfli G. and Bigey F. 1978. Le Dévonien de l’Elbourz oriental: Stratigraphie, paleontology (brachiopodes et bryozoaires), paléogéographie. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 84: 1–56.
Buggisch W. and Joachimski M.M. 2006.Carbon isotope stratigraphy of the Devonian of Central and Southern Europe. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 240: 68–88.
Caplan M.L. and Bustin R.M. 1999. Devonian-Carboniferous Hangenberg mass extinction event, widespread organic-rich mudrock and anoxia: causes and consequences. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 148: 187–207.
Caplan M.L. Bustin R.M. and Grimm K.A. 1996. Demise of a Devonian-Carboniferous carbonate ramp by eutrophication. Geology. 24(8): 715–718.
Caputo M.V. Melo J.H.G. Streel M. Isbell J.L. 2008. Late Devonian and Early Carboniferous glacial records of South America. In: Fielding C.R., Frank T.D., Isbell J.L. (Eds.), Resolving the Late Paleozoic Ice Age in Time and Space. Geological Society of America, Special Papers. 441: 161–173.
Carmichael S.K. Waters J.A. Batchelor C.J. Coleman D.M. Suttner T.J. Kido E. Moore L. M. and Chadimová L. 2016. Climate instability and tipping points in the Late Devonian: detection of the Hangenberg Event in an open oceanic island arc in the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research. 32: 213–231.
Corradini C. Kaiser S.I. Perri M.C. Spalletta C. 2011. Protognathodus (Conodonta) and its potential as a tool for defining the Devonian/Carboniferous boundary. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 117: 15–28.
Corradini C. Spalleta C. Kaiser S.I. and Matyja H. 2013. Overview of conodonts across the Devonian/Carboniferous boundary. Asociación Paleontológica Argentina, Publicación Especial. 13: 13–16.
Corradini C. Spalletta C. Mossoni A. Matyja H. and Over D.J. 2016. Conodonts across the Devonian/Carboniferous boundary: a review and implication for the redefinition of the boundary and a proposal for an updated conodont zonation. Geological Magazine. 154(4): 888–902.
Corradini, C. 2003. Late Devonian (Famennian) conodonts from the Corona Mizziu sections near Villasalto (Sardinia, Italy). Palaeontographica Italica. 98: 65–116.
Cramer B.D. Saltzman M.R. and Kleffner M.A. 2006. Spatial and temporal variability in organic carbon burial during global positive carbon isotope excursions: new insight from high resolution carbon isotope stratigraphy from the type area of the Niagaran Provincial Series. Stratigraphy. 2: 327–340.
De Vleeschouwer D. Rakociński M. Racki G. Bond D.P.G. Sobień K. and Claeys P. 2013. Deciphering the upper Famennian Hangenberg Black Shale depositional environments based on multi-proxy record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 346–347.
Dzik J. 1997. Emergence and succession of Carboniferous conodont and ammonoid communities in the Polish part of the Variscan sea. Acta Palaeontologica Polonica. 42: 57–164.
Epstein A.G. Epstein J.B. and Harris L.D. 1977. Conodont color alteration; an index to organic metamorphism.U.S. Geological Survey Professional Paper. 0995: 1–27.
Habibi T. Corradini C. and Yazdi M. 2008. Famennian Tournaisian conodont biostratigraphy of the Shahmirzad section, central Alborz, Iran. Geobios. 41: 763–777.
Hairapetian V. and Yazdi M. 2003. Late Devonian conodonts from the Dalmeh sections, Northeast Ardekan, Central Iran. Courier Forschungsinstitut Senckenberg. 245: 209–225.
Hartenfels S. 2011. Die globalen Annulata-Events und die Dasberg-Krise (Famennium, Oberdevon) in Europa und Nord-Afrika – hochauflösende Conodonten-Stratigraphie, Karbonat-Mikrofazies, Paläoökologie und Paläodiversität. Münstersche Forschungen zur Geologie und Paläontologie. 105: 517–527.
Isaacson P.E. Diaz-Martinez E. Grader G.W. Kalvoda J. Babek O. and Devuyst F.X. 2008. Late Devonian–earliest Mississippian glaciation in Gondwanaland and its biogeographic consequences. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 268: 126–142.
Jafariyan A. and Jalali S. 2004. Khoshyeilagh Geological map: 1:100000, Geological Survey and Mineral Exploration, Sheet No: 7063.
Johnson J.G. Klapper G. and Sandberg C.A. 1985. Devonian eustatic fluctuations in Euramerica. Geological Society of America Bulletin. 96: 567–587.
Kaiser S. and Corradini C. 2008. Should the Devonian/Carboniferous Boundary be redefined?. Newsletter SDS 23: 55–56.
Kaiser S.I. Aretz M. and Becker R.T. 2016. The global Hangenberg Crisis (Devonian-Carboniferous transition) – review of a first order mass extinction. In: Becker R.T., Königshof R., Brett C.E. (Eds.), Devonian Climate, Sea Level and Evolutionary Events, Geological Society, London, Special Publications. 423: 1–51.
Kaiser S.I. Becker R.T. Spalletta C. and Steuber T. 2009. High-resolution conodont stratigraphy, biofacies, and extinctions around the Hangenberg Event in pelagic successions from Austria, Italy, and France. Palaeontolographica Americana. 63: 97–139.
Kaiser S.I. Becker R.T. Steuber T. and Aboussalam S.Z. 2011. Climate-controlled mass extinctions, facies, and sea-level changes around the Devonian–Carboniferous boundary in the eastern Anti-Atlas (SE Morocco). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 310(3–4): 340–364.
Kaiser S.I. Steuber T. and Becker R.T. 2008. Environmental change during the Late Famennian and Early Tournaisian (Late Devonian – Early Carboniferous) – implications from stable isotopes and conodont biofacies in southern Europe. Geological Journal. 43: 241–260.
Kaiser S.I. Steuber T. Becker R.T. and Joachimski M.M. 2006. Geochemical evidence for major environmental change at the Devonian–Carboniferous boundary in the Carnic Alps and the Rhenish Massif. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 240: 146–160.
Kumpan T. Bábek O. Kalvoda J. Frýda J. and Matys Grygar T. 2014. A high-resolution, multiproxy stratigraphic analysis of the Devonian-Carboniferous boundary sections in the Moravian Karst (Czech Republic) and a correlation with the Carnic Alps (Austria). Environment, Ecology, and Evolutionary Change. Systematics Association, Special Volume. 47: 115–164.
Lakin J.A. Marshall J.E.A. Troth I. and Harding I.C. 2016. Greenhouse to icehouse: a biostratigraphic review of latest Devonian–Mississippian glaciations and their global effects. In: Becker R.T., Königshof P., Brett C.E. (Eds.), Devonian Climate, Sea Level and Evolutionary Events, Geological Society, London, Special Publications. doi: http://doi.org/10.1144/SP423.12.
Lane H.R. Sandberg C.A. and Ziegler W. 1980. Taxonomy and phylogeny of some lower Carboniferous conodonts and preliminary standard post-Siphonodella zonation. Geologica et palaeontologica. 14: 117–164.
Marynowski L. and Filipiak P. 2007. Water column euxinia and wildfire evidence during deposition of the Upper Famennian Hangenberg event horizon from the Holy Cross Mountains (central Poland). Geological Magazine. 144: 569–595.
Marynowski L. Zatoń M. Rakociński M. Filipiak P. Kurkiewicz S. and Pearce T.J. 2012. The astronomical rhythm of Late-Devonian climate change (Kowala section, Holy Cross Mountains, Poland). Earth and Planetary Science Letters. 365: 25–37.
Morrow J.R. Schinder E. and O.H. Walliser. 1996. Phanerozoic development of selected global environmental features, In: Global Events and Event Stratigraphy in the Phanerozoic. Springer. p. 53-61.
Paproth E. and Streel M. 1984. The Devonian-Carbonifer boundary.Courier Forschungs institut Senckenberg. 67: 258.
Parvizi T. Bahrami A. Kaiser S. and Koenigshof P. 2019. Biostratigraphy of the Upper Devonian-Lower Carboniferous deposits in Mighan section, northeast Shahrood, Eastern Alborz. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches. 35(2): 49–72.
Poty E. 1999. Famennian and Tournaisian recoveries of shallow water Rugosa following late Frasnian and late Strunian major crisis, southern Belgium and surrounding area, Hunan (South China) and the Omolon region (NE Siberia). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 154: 11–26.
Qie W. and Liu J. 2015. Local overprints on the global carbonate δ13C signal in Devonian–Carboniferous boundary successions of South China. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 418: 290–303.
Rejebian V.A. Hariss A.G. and Huebner J.S. 1987. Conodont color and textural alternation: an index to regional metamorphism contact metamorphism, and hydrothermal alteration. Geological Society of America, Bulletin. 99: 471–479.
Sandberg C. and Dreesen R. 1984. Late Devonian icriodontid biofacies models and alternate shallow-water conodont zonation. Special Paper of the Geological Society of America. 196: 143–178.
Sandberg C.A. Ziegler W. Leuteritz K. and Brill S.M. 1978. Phylogeny, speciation and zonation of Siphonodella (Conodonta, Upper Devonian and Lower Carboniferous). Newsletters on Stratigraphy. 7: 102–120.
Sardar Abadi M. Da Silva A.C. Mossadegh H. Spassov S. and Boulvain F. 2015. Lower Carboniferous ramp sedimentation of the Central Alborz Basin, northern Iran: intergrated sedimentological and rock-magnetic studies. In: Da Silva, A.C., Whalen, M.T., Hladil, J., Chadimova, L., Chen, D., Spassov, S., Boulvain, F. & Devleeschouwer, X. (Eds.). Magnetic Susceptability Application: A Window onto Ancient Environments and Climate Variations. Geological Society, London, Special Publication. 414, 73–91.
Savoy L.E. and Harris A.G. 1993. Conodont biofacies and taphonomy along a carbonate ramp to black shale basin latest Devonian and earliest Carboniferous southern most Canadian Cordillera and adjacent Montana. Canadian Journal of Earth Sciences. 30:2404-2422.
Simakov K.V. 1993. The dynamics and biochronological structure of the Hangenbergian bioevent, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 104: 127–137.
Spalletta C. Perri M.C. Over D.J. and Corradini C. 2017. Famennian (Upper Devonian) conodont zonation: revised global standard. Bulletin of Geosciences, 92(1): 31–57.
Streel M. Caputo M.V. Loboziak S. and Melo J.H.G. 2000. Late Frasnian–Famennian climates based on palynomorph analyses and the question of the Late Devonian glaciations. Earth-Science Reviews. 52(1): 121–173.
Van Steenwinkel M. 1993a. The Devonian–Carboniferous boundary in southern Belgium: biostratigraphic indentification criteria of sequence boundaries. Special Publications of International Association of Sedimentologists. 18: 237–246.
Walliser O.H. 1984. Pleading for a natural D/C boundary. Courier Forschungsinstitut Senckenberg. 67: 241–246.
Webb G.E. 2002. Latest Devonian and Early Carboniferous reefs: depressed reef building after the Middle Paleozoic collapse. In: Kiessling W. Flugel E. Golonka J. (Eds.). Phanerozoic Reef Patterns. SEPM Special Publications. 72: 239–269.
Weber H.M. 2000. Die karbonatischen Flachwasserschelfe im europaischen Oberfamennium (Strunium) –Fazies, Mikrobiota und Stromatoporen-Faunen. PhD thesis, Mathematisch-Naturwissenschaftliche Fakultat der Universitat zu Koln.
Wendt J. Kaufmann B. Belka Z. Farsan N. Karimi and Bavandpur A. 2002. Devonian/Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran.Part I. Southeastern Iran. Iran.ActaGeologicaPolonica. 52: 129–168.
Wendt J. Kaufmann B. Belka Z. Farsan N. Karimi and Bavandpur A. 2005. Devonian/Lower Carboniferous stratigraphy, facies patterns and palaeogeography of Iran. Part II. Northern and Central Iran.ActaGeologicaPolonica. 55: 31–97.
Wicander R. Clayton G. Marshall J.E.A. and Troth I. Racey A. 2011. Was the latest Devonian glaciation a multiple event?New palynological evidence from Bolivia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 305: 84–92.
Yazdi M. 1999. Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran.RivistaItaliana di PaleontologiaeStratigrafa. 105: 167–200.
Yazdi M. and Turner S. 2000. Late Devonian and Carboniferous vertebrates from the Shishtu and Sardar formations of the Shotori Range, Iran. Records of the Western Australian Museum, Supplement. 58: 223–240.
Ziegler W. 1962a. Taxionomie und Phylogenie Oberdevonischer Conodonten und ihre stratigraphische Bedeutung.Abhandlunghen des Hessisches Landesamt für Bodenforschung. 38: 1–166.
Ziegler W. 1962b. Die Conodonten aus den Geröllen des Zechsteinkonglomerates von Rossenray (südwestlisch Rheinberg/Niederrhein). Fortschritte in der Geologie von Rheinland und Westfalen. 6: 391–406.
Ziegler W. 1969. Eine neue Conodontenfauna aus dem höchsten Oberdevon.Fortschritte in der Geologie von Rheinland und Westfalen. 17: 343–360.
Ziegler W. and Sandberg C.A. 1984. Important candidate sections for a stratotype of conodont based Devonian-Carboniferous boundary. Courier Forschungsinstitut Senckenberg. 67: 231–239.
Ziegler W. and Sandberg C.A. 1990. The Late Devonian Standard Conodont Zonation. Courier Forschungsinstitut Senckenberg. 121: 1–115.

Files

Share

How to cite

Statistics