Re-examination of late Early Permian fusulinids in North Tabas, East-central Iran and their palaeotectonic, palaeoclimate and palaeobiogeographic applications

Document Type : Research Paper

Authors

1 Ph. D. student in stratigraphy and Paleontology, Geology Department, Faculty of Basic Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

2 Assistant Professor, Geology Department, Faculty of Basic Sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran.

3 Assistant professor, Geology Department, Faculty of Basic sciences, Lorestan University, Khorramabad, Iran

4 Emeritus Professor, Institut de Recherche Pluridisciplinaire en Sciences de l'Environnement (IRPSE), Université des Sciences et Technologies de Lille 1, France.

Abstract

Abstract
The upper Yakhtashian to Bolorian Bagh-e Vang Formation was studied in two stratigraphic sections in north Tabas, east-central Iran. The examination of fusulinids and small foraminifers of the Bagh-e Vang Formation in two studied sections led to the identification of the new fusulinid and small foraminifer genera and species which are recovered from the upper Yakhtashian and Bolorian strata of Iran for the first time. Based on identified fusulinids, three biozones including upper Yakhtashian Pamirina darvasica-Sakmarella spp., lower Bolorian Chalaroschwagerina vulgarisiformis and upper Bolorian Misellina  termieri in the Bagh-e Vang section and two biozones containing lower Bolorian Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi-Chalaroschwagerina vulgarisiformis and upper Bolorian Misellina cf. termieri in the Shesh Angosht section were recognized. Paleomagnetic data and time of volcanic activities in Cimmerian microplates along with fusulinid appearance in Late Paleozoic reveal that the Neotethys opening in these blocks did not happen at the same time and in the northern blocks (like Iran, south and central Afghanistan and southeast Pamir) was faster than those in the southern blocks (like Qiangtang and Baoshan blocks). The reason for the occurrence of warm water subtropic to tropic palaeoequatorial fusulinid fauna of verbeekinds and neoschwagerinids during the Bolorian in Cimmerian microplates is not only because of the northward drift of its blocks but also factors such as global warming in the Bolorian and warm water oceanic currents were effective.
Keywords: Bolorian fusulinids, Bagh-e Vang Formation, Central Iran, Permian palaeobiogeography, Cimmerian microplates
 



Introduction
The Permian platform deposits in the Shirgesht (north of Tabas) and Shotori (east and southeastern Tabas) areas are known as the Jamal Formation. This formation was first studied in the southern part of the Shotori Mountains by Stӧcklin et al. (1965) and in the Shirgesht area by Ruttner et al. (1968). The lower Permian strata in the basal part of the Jamal Formation introduced as Bagh-e Vang Member (Leven and Vaziri Moghaddam 2004) and later were named Bagh-e Vang Formation of Shirgesht Group (Leven and Gorgij 2006). Several fusulinid species of the Bolorian age in the lower part of the Jamal Formation were recognized by Kahler (1974). According to foraminifrral assemblage of the Bagh-e Vang Formation, it was assigned to Asselian–Sakmarian by Partoazar (1995). The first detailed fusulinid biostratigraphy of the Bagh-e Vang Formation at the Bagh-e Vang section was led to the identification of three fusulinid biozones including Yakhtashian–Bolorian Pamirina-Mesoschubertella Zone, Bolorian  Misellina-Chalaroschwagerina-Paraleeina Zoneand Kubergandian Misellina-Armenina Zone and recognition of the two new fusulinid genera Iranella and Paraleeina (Leven and Vaziri Moghaddam 2004). Arefifard et al. (2006) distinguished Pamirina-Chalaroschwagerina-Mesoshubertella assemblage zone in the Bagh-e Vang Formation at the Bagh-e Vang section and assigned it to the late Yakhtashian–Bolorian. The conodont-based biostratigraphy of the Bagh-e Vang Formation at Bag-e Vang section was carried out by Leven et al. (2007) and conodont species of the Bolorian age such as Rabeignathus binodosus, R. bucuramangus, and Mesogondolella shindyensis were identified. Recently, conodons were found in the lowermost portion of the Bagh-e Vang Formation both at the Bagh-e Vang and Shesh Angosht sections which include Mesogondolella manifesta, M. monstra, Streptognathodus aff. lanceatus,  S. postconstrictus, S. postfusus, and Sweetognathus aff. binodosus indicating a Sakmarian age (Balini et al. 2015). The basal part of the Bagh-e Vang Formation at Shesh Angosht section is younger than its equivalent part at the Bagh-e Vang section based on the Brachiopod Costispinifera sp. of Early Permian in age and conodont Sweetognathus guizhouensis assignable to Artinskian–Kungurian (Balini et al. 2016). Tabulate corals of the Bagh-e Vang Formation show a Sakmarian to Kungurian age (Niko et al. 2018) and the identified bryozoans of this formation are dated to the Artinskian–Kungurian (Ernst et al. 2006). Therefore, given the available information, different age determination for the Bagh-e Vang Formation has been reported based on fusulinids, brachiopods, conodonts, corals, and bryozoans. foraminifera such as fusulinids are the index fossils to date Permian strata, thus fusulinid-based biostratigraphy of another upper Lower Permian section beside Bagh-e Vang section and their correlation with each other will provide more precise age determination of the Bagh-e Vang Formation. In this study, the Bagh-e Vang Formation has been measured and sampled in both Bagh-e Vang Mountain and western side of the Shesh Angosht Mountain for fusulinid biostratigraphic study. Another topic that will be discussed in this research is to review the end Lower Permian events and their influence on fusulinid palaeobiogeographic in Iran and its comparison with other Cimmerian blocks.
 
Materials & Methods
For fusulinid biostratigraphy, Bagh-e Vang Formation was measured and sampled in two stratigraphic sections, i.e. Bagh-e Vang and Shesh Angosht sections. To have a better age determination, sampling was done in close intervals from limestone and calcareous limestone of this formation. A total of 46 and 53 samples were collected from Bagh-e Vang and Shesh Angosht sections, respectively. The precise study of the fusulinids was carried out by preparing 230 oriented thin sections from the specimens.   
 
Discussion of Results & Conclusions 
The fusulinid zonation of the Bagh-e Vang Formation at the Bagh-e Vang and Shesh Angosht sections revealed the late Yakhtashian to late Bolorian age for this formation. The basal part of the Bagh-e Vang Formation is younger in the Shesh Angosht section and no late Yakhtashian fusulinid was found in this section. The distribution of the fusulinid assemblages during late Early Permian in other Cimmerian blocks shows that the appearance of the warm water fusulinids in different Cimmerian blocks was not contemporaneous. In southern blocks such as Baoshan and Qiangtang, verbeekinids occurred later than those northern blocks including Iran, south Afghanista, southeast Pamir, and Karakorum during late Early Permian. It was first speculated that the asynchronism of the warm water fusulinid occurrences in northern and southern Cimmerian blocks was only as the result of Neotethys opening at different times and the subsequent movement of these blocks toward low latitudinal belts. Therefore, the northern Cimmerian blocks became closer to the subtropical and tropical latitudes than those blocks in southern parts and warm water fusulinids appeared in northern blocks in earlier times in late Early Permian than those in southern parts. However, new finding obtained from high-resolution oxygen isotope records of upper Lower Permian conodont apatite showed that the icehouse to greenhouse transition in Late Paleozoic happened in mid-Bolorian (Chen et al. 2013) instead of previous suggested time, i.e. late Sakmarian time (Fielding et al. 2008, Zheng et al. 2012). Thus, it can be concluded that mid-Bolorian was the time of climate warming. The appearance of fusulinids in southern Cimmerian blocks and increased diversity and abundance of warm water fusulinids in northern Cimmerian blocks in the late Yakhtashian and Bolorian can be attributed to not only the northward movement of these blocks toward high latitudes but also to the global warming. Furthermore, the significance of oceanic palaeocurrent flows as another factor cannot be ignored which might have facilitated the fusulinid faunal exchanges from equatorial waters toward cool water of higher latitudes in Gondwanan margin.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

رسوبات پلت‌فرمی پرمین در نواحی شیرگشت (شمال طبس) و شتری (شرق و جنوب‌شرقی طبس) با عنوان سازند جمال نامیده می‌شوند. نخستین‌بار، اشتوکلین و همکاران (Stocklin et al. 1965) سازند جمال را در بخش جنوبی ارتفاعات شتری و روتنر و همکاران (Ruttner et al. 1968) این سازند را در منطقۀ شیرگشت مطالعه کردند؛ نهشته‌های پرمین زیرین در لایه‌های قاعده‌ای سازند جمال با عنوان عضو باغ ونگ (Leven and Vaziri Moghaddam 2004) و سپس با عنوان سازند باغ ونگ (Leven and Gorgij 2006) از گروه شیرگشت نام‌گذاری شدند.

کاهلر (Kahler 1974) چندین گونه فوزولینید متعلق به Misellina Zone به سن بلورین را از بخش‌های قاعده‌ای سازند جمال در کوه باغ ونگ شناسایی کرد. پرتو آذر (Partoazae 1995) بر اساس مجموعۀ فرامینیفری شناسایی‌شده در سازند باغ ونگ، سن آسلین-ساکمارین را برای این سازند پیشنهاد کرد. لون و وزیری مقدم (Leven and Vaziri Moghaddam 2004) در مطالعۀ بیواستراتیگرافی سازند باغ ونگ، سه بایوزون فوزولینیدی را شناسایی کردند که عبارتند از: Pamirina-Mesoschubertella به سن یاختاشین- بلورین، Misellina-Chalaroschwagerina-Paraleeina به سن بلورین و Misellina-Armenina به سن کوبرگندین آغازی؛ همچنین مطالعۀ آنها به شناسایی دو جنس جدید فوزولینید Iranella و Paraleeina منجر شد. عارفی‌فرد و همکاران (Arefifard et al. 2006) سازندهای جمال و باغ ونگ در برش باغ ونگ و سازند جمال در ضلع شرقی کوه شش انگشت را که تنها دارای رخنمون‌های ناقصی از سازند جمال و بدون رسوبات سازند باغ ونگ است، ازنظر بیواستراتیگرافی بررسی کردند. مطالعۀ کنودونت‌های سازند باغ ونگ در برش باغ ونگ به شناسایی گونه‌هایی نظیر Rabeignathus binodosus، R. bucuramangus و Mesogondolella shindyensis منجر شد که معرف بلورین هستند (Leven et al. 2007).  

به‌تازگی، فونای کنودونت از پایین‌ترین بخش سازند باغ ونگ در هر دو برش باغ ونگ و شش انگشت شناسایی شده‌ است (Balini et al. 2015)؛ این فونا شامل Mesogondolella manifesta، M. monstra، Streptognathodus aff. lanceatus، S. postconstrictus، S. postfusus و Sweetognathus aff. binodosus است و سن ساکمارین آغازی را برای سازند باغ ونگ نشان می‌دهد(Balini et al. 2015). در برش شش انگشت، سن لایه‌های قاعده‌ای سازند باغ ونگ با‌توجه‌به حضور فسیل براکیوپود Costispinifera sp. به سن پرمین زیرین و کنودونت Sweetognathus guizhouensis به سن آرتینسکین تا کونگورین، جوان‌تر به نظر می‌رسد (Balini et al. 2016). مرجان‌های تابولای موجود در سازند باغ ونگ در برش‌‌های باغ ونگ و شش انگشت، سن ساکمارین تا کونگورین را نشان می‌دهند (Niko et al. 2018). بریوزوئرهای شناسایی‌شده در سازند باغ ونگ به آرتنسکین تا کونگورین نسبت داده می‌شوند (Ernst et al. 2006). خلاصۀ یافته‌های مطالعه‌های پیشین و مطالعۀ جدید در شکل 1 دیده می‌شود.

با درنظرگرفتن اطلاعات موجود، سن سازند باغ ونگ بر اساس براکیوپودها، کنودونت‌ها، بریوزوئرها و فوزولینیدها متفاوت است و سن واحدی را نشان نمی‌دهد. ازآنجاکه فوزولینیدها از فسیل‌های شاخص برای تعیین سن نهشته‌های پرمین به شمار می‌آیند، مطالعۀ فونای فوزولینید سازند باغ ونگ و به‌ویژه تطابق آن با برش دیگری که دارای رخنمون‌های سازند باغ ونگ با فونای مشابه باشد، امکان تعیین سن دقیق‌تر این سازند را فراهم می‌کند؛ بنابراین در مطالعۀ حاضر، سازند باغ ونگ علاوه‌بر برش باغ ونگ، در برش دیگری واقع در ضلع غربی کوه شش انگشت که دارای رخنمون‌های این سازند در زیرسازند جمال است، نمونه‌برداری شد. نخستین‌بار، کاهلر (Kahler 1974) تعداد معدودی از فوزولینیدهای سازند باغ ونگ در ضلع غربی کوه شش انگشت را مطالعه کرد و تاکنون هیچ مطالعۀ دیگری روی فوزولینیدهای سازند باغ ونگ در این برش انجام نشده است. موضوع دیگری که در این کار پژوهشی به آن پرداخته می‌شود، بررسی حوادث اواخر پرمین زیرین و تأثیر آن روی فونای فوزولینید در ایران و مقایسۀ آن با سایر بلوک‌های سیمرین است. اهداف مطالعۀ حاضر عبارتند از: 1) بررسی بیواستراتیگرافی سازند باغ ونگ در دو برش کوه باغ ونگ و ضلع غربی کوه شش انگشت برای کنترل سن سازند باغ ونگ بر اساس فوزولینیدها؛ 2) توصیف تاکسونومیک برخی از فوزولینیدهای شناسایی‌شده؛ 3) بررسی تکامل پالئوبیوژئوگرافی بر اساس زمان ریفتینگ احتمالی نئوتتیس و حرکت به‌سمت شمال ایران و سایر بلوک‌های سیمرین و تغییرات آب‌وهوایی در اواخر پرمین زیرین و چگونگی تأثیر آن بر ظهور فونای فوزولینیدی آب گرم در این فاصلۀ زمانی.


 

 

شکل 1- جدول نتایج مطالعه‌های پیشین و مطالعۀ جدید

 


موقعیت جغرافیایی برش‌های مطالعه‌شده و روش مطالعه

توالی رسوبی بلوک طبس در ایران مرکزی دارای حجم عظیمی از سنگ‌های فانروزوئیک است؛ به‌طوری‌که ضخامت ردیف‌های پالئوزوئیک آن به دو تا سه هزار متر می‌رسد و روند تکاملی پالئوزوئیک آن با مناطق اطراف متفاوت است (Aghanabati 2004). علوی (Alavi 1991) بر اساس گسل‌های امتدادلغز راست‌گرد (گسل‌های نایبند، کلمرد، کوهبنان و پشت بادام)، ایران مرکزی را به چهار زیربلوک شامل بلوک لوت (LB)، بلوک طبس (TB)، بلوک پشت بادام (PBB) و بلوک یزد (YB) تقسیم‌بندی کرده است؛ بر اساس این تقسیم‌بندی، ناحیۀ شیرگشت درون بلوک طبس قرار می‌گیرد و به‌واسطۀ گسل‌های کلمرد و کوهبنان از بلوک یزد جدا می‌شود. در مطالعۀ حاضر، دو برش در کوه باغ ونگ و ضلع غربی کوه شش انگشت انتخاب شدند که در شمال‌غرب شهرستان طبس و درون بلوک طبس واقع شده‌اند (شکل 2).

 

روش مطالعه

به‌منظور مطالعۀ بیواستراتیگرافی سازند باغ ونگ در برش‌های باغ ونگ و شش انگشت به‌ترتیب تعداد 46 و 53 نمونۀ آهکی و شیل‌های آهکی برداشت شدند. به‌منظور مطالعۀ دقیق فوزولینیدها، تعداد 230 مقطع نازک جهت‌دار از نمونه‌های آهکی سازند باغ ونگ در برش‌های باغ ونگ و شش انگشت تهیه شدند. به‌منظور شناسایی جنس‌ها و گونه‌های فوزولینیدها در نمونه‌های مطالعه‌شده عمدتاً از برش‌های محوری و تا حدودی برش‌های مایل استفاده شد.


 

 

شکل 2- a. نقشۀ تکتونیکی کلی ایران (برگرفته از Alavi 1991 و Aghanabati 1993)، b. نقشۀ بزرگ‌شده که موقعیت مقاطع مدنظر مطالعۀ حاضر را نشان می‌دهد، 1. مقطع باغ ونگ، 2. مقطع شش انگشت (نشانه‌های اختصاری: AB: Alborz Belt، SB: Sabzevar Belt،PBB: Posht-e Badam Block، MAP: Makran Accretionary Prism، LT: Lut Block، KD: Kope Dagh، ZO: Zagros Orogen، YB: Yazd Block، TQB: Tabriz-Qom Block، TB: Tabas Block، SSZ: Sanandaj-Sirjan Zone)

 


بیواستراتیگرافی برش‌های مطالعه‌شده

برش باغ ونگ

مختصات قاعدۀ این برش، 56˚45ˊ25″ طول شرقی و 33˚56ˊ32″ عرض شمالی است. کل ضخامت برش 5/58 متر است که 3 متر از آن به سازند سردر تعلق دارد، 5/48 متر آن دربرگیرندۀ سازند باغ ونگ و 7 متر باقیماندۀ آن شامل بخش‌های قاعده‌ای سازند جمال است. مرز زیرین سازند باغ ونگ با سازند سردر به‌شکل ناپیوستگی هم‌شیب و مرز بالایی آن با سازند جمال از نوع تدریجی است (شکل 3). هشت واحد سنگ‌شناسی در این برش شناسایی شده‌اند که مشخصات سنگ‌شناسی آنها از قاعده به‌سمت رأس به شرح زیر است:

1- 3 متر سیلتستون مایل به سبز متوسط‌لایه که به سازند سردر متعلق است؛

2- 2 متر سنگ‌آهک خاکستری متوسط‌لایه؛

3- 5/0 متر آهک بیوکلاستیک ماسه‌دار متوسط‌لایه با چینه‌بندی متقاطع؛

4- 3 متر کنگلومرای آهکی؛

5- ماسه‌سنگ قرمز به ضخامت 1 متر؛

6- آهک ماسه‌ای متوسط‌لایه به ضخامت 1 متر؛

7- مارن قرمز به ضخامت 1 متر؛

8- 40 متر تناوب سنگ‌آهک مارنی متوسط تا نازک‌لایه و آهک‌های شیلی خاکستری تیره که در بخش بالایی عمدتاً آهکی شده‌اند؛

9- 7 متر آهک متوسط‌لایۀ خاکستری روشن چرت‌دار.


 

 

شکل 3- سازند باغ ونگ، برش باغ ونگ، دید به‌سمت جنوب‌غرب

 


تعدادی از فوزولینیدها و فرامینیفرهای مطالعه‌شده در برش باغ ونگ در پلیت‌های 1، 2 و 3 نمایش داده شده‌اند. باتوجه‌به مجموعه فوزولینیدهای یافت‌شده در برش باغ ونگ، سه بایوزون زیر تشخیص داده شده‌اند (شکل 4):

 

Pamirina darvasica-Sakmarella spp. Zone

این بایوزون نمونه‌های BA4-BA13 را شامل می‌شود. قاعدۀ این زون با نخستین ظهور گونه‌های Pamirina darvasica و Sakmarella spp. و رأس آن با نخستین ظهور گونۀ Chalaroschwagerina vulgarisiformis مشخص می‌شود. ضخامت این بایوزون 11 متر است. تنوع گونه‌ای در این زون نسبتاً خوب است و سایر گونه‌های فوزولینید موجود در این زون عبارتند از: P. chilingensis، P. staffellaeformis و Leeina quasifusuliniformis. گونۀ Pamirina darvasica از شمال و جنوب افغانستان (Leven 1997)، دارواز (Leven et al. 1992)، کارنیک آلپ (Davydov et al. 2013) و جنوب چین (Zhou 2017) به سن یاختاشین بالا گزارش شده است. گونه‌های Sakmarella نظیر Sakmarella cf. fluegeli نخستین‌بار از بخش زیرین سازند Zweikofel در برش Zweikofel در کارنیک آلپ (Carnic Alps) به سن ساکمارین بالایی شناسایی شده‌اند (Davydov et al. 2012)، ولی حضور این گونه همراه با Pamirina darvasica که شاخص یاختاشین بالاست، سن یاختاشین بالا را برای این بایوزون نشان می‌دهد.


 

 

شکل 4– توزیع چینه‌شناسی فرامینیفرهای کوچک‌تر و فوزولینیدهای سازند باغ ونگ، برش باغ ونگ (نشانۀ اختصاری: Carb.: Carboniferous)

 


Chalaroschwagerina vulgarisiformis Zone

این بایوزون نمونه‌های BA14-BA46 را شامل می‌شود و قاعدۀ آن با نخستین ظهور گونۀ Chalaroschwagerina vulgarisiformis و رأس آن با نخستین ظهور گونۀ Misellina cf. termieri مشخص می‌شود. ضخامت این بایوزون 24 متر است. اگرچه گونه‌های فوزولینید تنها در نمونۀ BA-14 در برش باغ ونگ شناسایی شده‌اند، چینه‌های واقع در بالای این نمونه تا پیش از نمونۀ BA-47 نیز جزو این بایوزون در نظر گرفته می‌شوند. تنوع گونه‌ای در این بایوزون بسیار کم است و علاوه‌بر حضور Chalaroschwagerina vulgarisiformis، می‌توان به حضور Chararoschwagerina spp. و Leeina sp. نیز اشاره کرد. سیلیسی‌شدن نمونۀ BA-14 مانع شناسایی برخی از گونه‌های Chalaroschwagerina شده است. Chalaroschwagerina vulgarisiformis از جنوب افغانستان (Leven 1997)، جنوب‌شرق پامیر (Leven 1967) و دارواز (Leven et al. 1992) از یاختاشین تا بلورین گزارش شده است. باتوجه‌به اینکه لایه‌های حاوی زون Chalaroschwagerinavulgarisiformis روی چینه‌های زون Pamirina darvasica-Sakmarella spp. به سن یاختاشین بالایی قرار دارند، این چینه‌ها به بلورین زیرین نسبت داده می‌شوند.

 

Misellina cf. termieri Zone

این بایوزون نمونه‌های BA47-BA62 را شامل و بر اساس نخستین ظهور گونۀ Misellina cf. termieri تعریف می‌شود؛ حد بالایی این زون با حضورنداشتن گونۀ یادشده مشخص می‌شود. ضخامت این بایوزون 13 متر است و سایر فوزولینیدهای موجود در این زون عبارتند از: Toriyamaia sp.، Leeina isomie، L. sp. و Nankinella nagatoensis. گونۀ Misellina termieri از بلورین بالایی شمال افغانستان (Leven 1997)، دارواز (Leven et al. 1992)، جنوب‌شرق پامیر (Leven 1967)، ماورا قفقاز (Leven 1998) و تایلند (Toriyama 1982) گزارش شده است؛ بنابراین، سن این بایوزون نیز به بلورین بالایی نسبت داده می‌شود.

 

برش شش انگشت

مختصات قاعدۀ این برش، 56˚ 45′ 12″ طول شرقی و  33˚ 57′ 10″عرض شمالی است و در ضلع غربی کوه شش انگشت قرار گرفته است. کل ضخامت برش 62 متر است که 9 متر آن به سازند سردر تعلق دارد، 5/43 متر آن دربرگیرندۀ سازند باغ ونگ و 8 متر باقیماندۀ آن شامل بخش‌های قاعده‌ای سازند جمال است. مرز زیرین سازند باغ ونگ با سازند سردر به‌شکل ناپیوستگی هم‌شیب و مرز بالایی آن با سازند جمال از نوع تدریجی است (شکل 5).

پنج واحد سنگ‌شناسی در این برش شناسایی شده‌اند که مشخصات سنگ‌شناسی آنها از قاعده به‌سمت رأس به شرح زیر است:

1- 9 متر سیلتستون متوسط‌لایۀ سبز کم‌رنگ که به سازند سردر تعلق دارد؛

2- 1 متر سنگ‌آهک ماسه‌ای متوسط‌لایه به رنگ خاکستری تیره که نشان‌دهندۀ آغاز رسوب‌گذاری سازند باغ ونگ است؛

3- 5/0 متر شیل سیلتی خاکستری‌رنگ؛

4- 5/43 متر تناوب آهک‌های خاکستری متوسط‌لایه با شیل‌های آهکی خاکستری‌رنگ که به‌سمت بالا عمدتاً آهکی است؛

5- 8 متر آهک خاکستری متوسط‌لایۀ چرت‌دار که به سازند جمال متعلق است.

تعدادی از فوزولینیدهای مطالعه‌شده در ضلع غربی کوه شش انگشت در پلیت‌های 1، 2 و 3 نمایش داده شده‌اند. با‌توجه‌به مجموعه فوزولینیدهای یافت‌شده در این برش، دو بایوزون زیر برای آن تعریف می‌شوند (شکل 6):

1- Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi-Chalaroschwagerina vulgarisiformis

این بایوزون شامل نمونه‌های SHB1-52 است. آغاز این بایوزون با ظهور Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi و Chalaroschwagerina vulgarisiformis و رأس آن با ظهور Misellina cf. termieri مشخص می‌شود. ضخامت این بایوزون 43 متر است. در این بایوزون، گونه‌های فوزولینیدی دیگری نظیر Chalaroschwagerina vulgaris، C. tumida، C. globosaeformis، Neofusulinella pseudogiraud، Alpites sinenesis و Leeina isomie نیز وجود دارند. اگرچه بیشتر گونه‌های فوزولینید این زون از یاختاشین تا بلورین گزارش شده‌اند، حضور گونۀ شاخص Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi که در چینه‌های بلورین زیرین افغانستان (Leven 1997)، دارواز (Leven et al. 1992) و ژاپن (Kobayashi 2005) وجود دارد، سبب شده است سن این بایوزون نیز به بلورین زیرین نسبت داده شود.


 

شکل 5- سازند باغ ونگ، ضلع غربی کوه شش انگشت، دید به‌سمت غرب- جنوب‌غرب


 


Misellina cf. termieri Zone

این بایوزون نمونۀ SHB53 را در بر می‌گیرد و با نخستین ظهور گونۀ Misellina cf. termieri تعریف می‌شود؛ حد بالایی این زون با حضورنداشتن این گونه مشخص می‌شود. ضخامت این بایوزون 1 متر است. سن این بایوزون با‌توجه‌به حضور Misellina cf. termieri به بلورین بالایی نسبت داده می‌شود.

در نخستین گزارش کاهلر (Kahler 1974) دربارۀ فوزولینیدهای سازند باغ ونگ در ضلع غربی کوه شش انگشت به حضور گونه‌هایی از جنسPseudofusulina  وParafusulina  اشاره شده است. در بررسی جدید طی مطالعۀ حاضر مشخص شد جنس‌های فوزولینید معرفی‌شدۀ کاهلر (Kahler 1974) به Chalaroschwagerina و Praeskinerella تعلق دارند.

مطالعۀ سیستماتیک محتویات فرامینیفری در دو برش یادشده گویای حضور فوزولینیدها و فرامینیفرهای کوچک جدیدی است که برای نخستین‌بار در رسوبات یاختاشین بالایی و بلورین ایران گزارش و شامل Sakmarella (گونه‌های Sakmarella cf. fluegeli و Sakmarella implicate)، زیرجنس Alpites (گونۀ Darvasites (Alpites) sinensis) که برای نخستین‌بار گونۀ لکتوتایپ (Lectotype) برای گونۀ Darvasites sinenesis (Chen 1934) در جنوب چین در نظر گرفته می‌شود، Grozdilova sp.، Oketaella shiroishiensis، Bradyina lepida، Hemigordiellina regulari، Orthoverella sp.، Endoteba sp.، Epimonella sp.، Haplophragmina sp.، Pseudobradyina sp.، Olgaorlovella sp. و Palaeonubecularia sp. می‌شوند. در مطالعۀ لون و وزیری مقدم (Leven and Vaziri Moghaddam 2004)، مجموعه‌های فوزولینیدی شناسایی‌شده از سازند باغ ونگ به بلورین نسبت داده شده‌اند؛ در‌حالی‌که در مطالعۀ حاضر، فونای فوزولینیدی سازند باغ ونگ به مجموعه‌های یاختاشین بالایی، بلورین زیرین، بلورین میانی و بلورین بالایی تفکیک شد.

در برش شش انگشت، نهشته‌های یاختاشین بالایی رخنمون ندارند و با‌توجه‌به فاصلۀ کم بین دو برش، نبود این نهشته‌ها در برش شش انگشت ممکن است به‌علت تغییر رخساره یا ناشی از عملکرد گسل‌ها بین دو برش باشد.

 

 

شکل 6- توزیع چینه‌شناسی فرامینیفرهای کوچک‌تر و فوزولینیدهای سازند باغ ونگ، ضلع غربی کوه شش انگشت. نشانه‌های اختصاری: upper Bolorian  u. B.:،M. t. Z.: Misellina cf. termieri Zone

 


توصیف برخی از گونه‌های فوزولینید شناسایی‌شده در سازند باغ ونگ

راسته: Fusulinida Fursenko 1958

خانواده: Triticitidae Davydov 1986

جنس: DarvasitesMiklukho-Maklay 1959

زیرجنس: AlpitesDavydov, Krainer & Chernyk 2012

گونه: Darvasites (Alpites) sinensis (Chen 1934) (پلیت 1، شکل 6)

لکتوتایپ: در مطالعۀ حاضر، این گونه لکتوتایپ نمونۀ معرفی‌شده از سنگ‌آهک‌های سواین (Swine)، چوانشان (Chuanshan) و کیانگ‌سو (Kiangsu) جنوبی در چین (Chen 1934, pl. 7, fig 8) در نظر گرفته شد.

 

توصیف: پوسته دارای اندازۀ متوسط، بیضی‌شکل، دارای شیب‌های جانبی محدب و قطبین مدور و تعداد دورهای پیچش 7 دور است. نخستین دورهای پیچش به‌هم‌فشرده‌ترند، ولی درکل دور‌های پیچش به‌هم نزدیک و یکنواختند. طول پوسته در اولین و آخرین دور پیچش از 3/0 تا 4 میلی‌متر و قطر آن از 2/0 تا 2 میلی‌متر و نسبت قطر به طول بین 5/0 تا 66/0 تغییر می‌کند. حجرۀ جنینی کروی با اندازۀ متوسط (60 میکرون) است. چین‌خوردگی سپتایی در زون‌های جانبی پیشرفته‌تر است و در بخش‌های مرکزی وجود ندارد، دیواره از تکتوم و کریوتکا ظریف تشکیل شده و دارای ضخامت 30 میکرون در دورهای اولیه و 70 میکرون در دورهای پایانی است، کوماتا کوچک و نامتقارن است. تونل مسیر نسبتاً منظمی دارد و پرشدگی محوری وجود ندارد.

پیدایش: یاختاشین تا بلورین پالئوتتیس و زون Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi به سن بلورین آغازی در سازند باغ ونگ، برش شش انگشت.

 

خانواده: Schwagerinidae Dunbar and Henbest 1930

جنس: Sakmarella Bensh and Kireeva in Bensh 1978

گونه: Sakmarella cf. implicata Schellwien 1908 (پلیت 1، شکل‌های 1 تا 3)

توصیف: پوسته متوسط تا بزرگ، دوکی‌شکل، محدب‌الطرفین با قطبین نوک‌تیز و تعداد دورهای پیچش 5 دور است. دو دور اول پیچش به‌هم نزدیکند، ولی فواصل پیچش در دورهای بعدی افزایش می‌یابند. طول پوسته از 4/0 تا 3/4 میلی‌متر و قطر آن از 3/0 تا 9/1 میلی‌متر و نسبت قطر به طول بین 32/0 تا 8/0 تغییر می‌کند. حجرۀ جنینی کروی و اندازۀ آن بین 250 تا 300 میکرون متغیر است. سپتاها چین‌های بلند و باریک و چین‌خوردگی شدیدی دارند. دیواره از تکتوم و کریوتکا تشکیل شده و ضخامت آن در دورهای آغازی 30 میکرون و در دورهای پایانی 50 میکرون است. تونل وجود ندارد و پرشدگی محوری ضعیف است.

گونۀ شناسایی‌شده در سازند باغ ونگ ازنظر داشتن تعداد دورهای پیچش کمتر و چین‌خوردگی سپتایی تا اندازه‌ای کمتر با گونۀ تیپ معرفی‌شده برای Sakmarella implicata متفاوت است.

پیدایش: ساکمارین تا کونگورین شمال‌غرب پاکستان (Leven 2010)، پرمین آغازی جنوب چین (Chen and Wang 1978)، کارنیک آلپ (Davydov et al. 2012) و در Pamirina darvasica-Sakmarella cf. fluegeli Zone سازند باغ ونگ، برش باغ ونگ به سن یاختاشین بالایی.

 

خانواده: Schubertellidae Miklukho-Maklay, 1958

جنس: Oketaella Thompson, 1954

گونه: Oketaella shiroishiensis Morikawa and Kobayashi 1960 (پلیت 1، شکل 8)

توصیف: پوسته کوچک و بیضوی تا دوکی‌شکل و تعداد دورهای پیچش 2 دور است. قطر پوسته در اولین و دومین دور پیچش بین 1 تا 5/1 میلی‌متر و طول آن بین 5/1 و 9/2 میلی‌متر و نسبت قطر به طول پوسته بین 51/0 تا 66/0 تغییر می‌کند. حجرۀ جنینی نسبتاً بزرگ ( 90 میکرون) است. سپتاها مسطحند و در قطبین تا اندازه‌ای چین‌خورده‌اند. دیواره از تکتوم و کریوتکا تشکیل شده است و ضخامتی بین 10 تا 50 میکرون دارد. تونل و کوماتای نامتقارن دارد.

پیدایش: آسلین میانی تا بلورین آغازی دارواز (Leven et al. 1992)، یاختاشین افغانستان به‌عنوان Biwaella shiroishiensis  (Leven 1997)، بلورین کرواسی (Kochansky-Devide and Milanovic 1962) و در سازند باغ ونگ، برش باغ ونگ، در زون Pamirina darvasica-Sakmarella spp. Zone به سن یاختاشین بالایی.

 

بحث

گسترش رسوبات یاختاشین و بلورین در سایر بلوک‌های سیمرین

جنوب افغانستان و افغانستان مرکزی

در جنوب افغانستان، آهک‌های ماسه‌ای کم‌ضخامت در زون خوجا مراد حاوی فوزولینیدهای Pamirina darvasica، Darvasites contractus، Darvasites wandae، Chalaroschwagerina vulgaris،C. vulgariformis ،C. kushlini  و Pseudofusulina kraffti به سن یاختاشین بالایی تا بلورین هستند(Leven 1997) . در زون دیگری به نام سنگ دوشو در جنوب افغانستان، سنگ‌های آهکی حاوی گونه‌های فوزولینید Pseudofusulina postkraffti، P. nishiwarensis و Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi به سن بلورین زیرین گزارش شده‌اند (Leven 1997) (شکل 7). در افغانستان مرکزی، آهک‌های دولومیتی و آهک‌های حاوی اائید و انکوئید زون تزاک به یاختاشین تا بلورین زیرین تعلق دارند و با ناپیوستگی روی رسوبات ساکمارین حاوی فوزولینیدهای شاخص آب‌های سرد متعلق به حاشیۀ گندوانا قرار می‌گیرند. مجموعه‌های فوزولینیدی یاختاشین تا بلورین زیرین در افغانستان مرکزی شامل Darvasites ordinatus، D. pseudosimplex، D. wandae، Chalaroschwagrina vulgaris، Pseudofusulina fusiformis، P. kraffti، P. hessensis، P. postkrffti، crassitectoria Praeskinnerella و Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthi هستند .(Leven 1997)

 

جنوب‌شرق پامیر

رسوبات یاختاشین زیرین در جنوب‌شرق پامیر حاوی رسوبات آواری با معدودی میان‌لایه‌های آهکی‌اند و تعیین سن آنها بر اساس فسیل‌های براکیوپود و بریوزوآ است (Grunt and Dmitriev 1973; Gorjunova 1975; Grunt and Novikova 1994). در این ناحیه، رسوبات متعلق به بلورین از سنگ‌آهک‌های سیلتی، سیلتستون و میان‌لایه‌های نازکی از آهک‌های مارنی تشکیل شده‌اند که با نهشته‌هایی از جریان‌های گدازۀ بازالتی با بافت بالشی و میان‌لایه‌های آهکی دنبال می‌شوند (Lenova and Dimitriev 1989; Angiolini et al. 2015). فونای فوزولینید بلورین شناسایی‌شده در جنوب‌شرق پامیر شامل Pseudofusulina nishiwarensis،Chalaroschwagerina vulgarisiformis ، Misellina (Brevaxina) otakiensis، M. (B.) dyhrenfurthi، M. parvicostata و M. termieri است (Leven 1998) (شکل 7).

 

کاراکوروم (Karakorum)

در غرب کاراکوروم، رسوبات یاختاشین تا بلورین شامل چینه‌های آهکی و افق‌های مارنی و شیلی با میان‌لایه‌های ماسه‌سنگی‌اند(Gaetani et al. 1995) . مجموعه‌های فوزولینید به سن یاختاشین با Pamirina sp.، Chalaroschwagerina solita، C. vulgaris و Pseudoendothyra mathildae مشخص و با آهک‌های حاوی Darvasites zulumartensis و Pseudofusulina norikurensis krafftiformis دنبال می‌شوند و اگرچه به یاختاشین منتسب می‌شوند، قرارگرفتن آنها روی چینه‌های متعلق به یاختاشین سبب در‌نظر‌گرفته‌شدن سن بلورین برای آنها می‌شود. چینه‌های یاختاشین و بلورین در غرب کاراکوروم روی رسوباتی به سن ساکمارین قرار دارند که دارای زون فوزولینیدی Eoparafusulina pamirensis-Pseudofusulina plena متعلق به آب‌های خنک حاشیۀ گندوانا است (Gaetani et al. 1995) (شکل 7).

 

بلوک کیانگ‌تانگ (Qiangtang Block)

رسوبات یاختاشین در بلوک کیانگ‌تانگ در شمال تبت به‌طور عمده از سنگ‌آهک‌های لغزشی، سنگ‌های ولکانیکی و توربیدیت تشکیل شده‌‌اند، ولی فوزولینیدها تنها در توربیدت‌ها یافت شده‌اند و گونه‌های Pseudofusulina pamirensis، P. atetsensis، Neodutkevitchia insignis، Neodutkevichia tumidiscula، Leeina krafftiformis، Chalaroschwagerina vulgaris، C. globosa، C. solita و Praeskinnerella pavlovi را شامل می‌شوند که تعدادی از آنها شاخص حاشیۀ گندوانا هستند و بر اساس حضور جنس‌های Chalaroschwagerina و Praeskinnerella به یاختاشین نسبت داده می‌شوند (Zhang et al. 2012a,b, 2013a,b). در بلوک کیانگ‌تانگ، رسوبات یاختاشین روی چینه‌های آسلین بالایی تا ساکمارین زیرین قرار گرفته‌ا‌ند که متشکل از سنگ‌های دگرگونی نظیر اسلیت، شیست و کوارتزیت، دایک‌های بازالتی و مافیک و رسوبات یخچالی است. رسوبات بلورین در بلوک کیانگ‌تانگ رخنمون ندارند و رسوبات کوبرگندین که عمدتاً کربناته‌‌اند، روی رسوبات یاختاشین قرار گرفته‌اند (Zhang et al. 2012a,b) (شکل 6).

 

بلوک بائوشان (Baoshan Block)

نهشته‌های ساکمارین پسین تا یاختاشین زیرین در بلوک بائوشان عمدتاً شامل رسوبات آواری (ماسه‌سنگ، سیلتستون و مادستون) هستند، ولی بخش قاعده‌ای آنها با رسوبات یخچالی و رأس آنها با رسوبات آهکی مشخص می‌شوند. فونای فوزولینیدی شناسایی‌شده در این رسوبات شامل Eoparafusulina pseudosimplex، E. laudoni، Pseudofusulina macilenta و P. minitumidiscula است که به فونای آب‌های خنک حاشیۀ گندوانا و عرض‌های جغرافیایی بالاتر از 30 درجۀ جنوبی تعلق دارند (Huang et al. 2015) (شکل 7).

 

زمان حرکت به‌سمت شمال بلوک‌های سیمرین با‌توجه‌به شواهد ظهور فوزولینیدها 

نخستین‌بار، سنگور (Sengör 1979) مفهوم قارۀ سیمرین را پیشنهاد کرد که شامل بلوک‌های تکتونیکی ایران مرکزی، جنوب افغانستان، شمال کاراکوروم (پاکستان)، کیانگ‌تانگ (شمال تبت)، غرب ایالت Yunnan چین تا میانمار، غرب تایلند و غرب شبه‌جزیرۀ مالزی است .(Sengör et al. 1988; Metcalf 2009) این قطعه‌های قاره‌ای با جدایش از حاشیۀ شرقی گندوانا در اواخر پالئوزوئیک و حرکت به‌سمت شمال به باز‌شدن نئوتتیس و بسته‌شدن پالئوتتیس منجر شدند؛ برخورد نهایی این قطعه‌ها با حاشیۀ اورازیا (Eurasia)، کوه‌زایی سیمرین را به وجود آورد .(Dercourt et al. 1993; Ruben et al. 2007; Muttoni et al. 2009)

برخلاف بازسازی‌های پالئوژئوگرافیک پیشین، توزیع بلوک‌های سیمرین به‌شکل نواری مایل از غرب به شرق نیست (Metcalf 2002; Ueno 2003)، بلکه در فرضیۀ جدید بر اساس شواهد ولکانیکی، پالئومغناطیس و فسیل‌شناسی (به‌ویژه فوزولینید) بلوک‌های سیمرین به‌شکل سه مجموعه از قطعه‌های قاره‌ای جداگانه به موازات یکدیگر در نظر گرفته می‌شوند (Zhang et al. 2013a,b). در فرضیۀ جدید، بلوک‌های بائوشان و کیانگ‌تانگ در بخش‌های جنوبی‌تری نسبت به بلوک‌های دیگر نظیر ایران مرکزی، جنوب افغانستان و کاراکوروم قرار دارند و در فواصل زمانی دیرتری نسبت به بلوک‌های شمالی‌تر به‌سمت شمال حرکت کرده‌اند.

تاکنون مطالعه‌های متعددی دربارۀ زمان جدایش قطعه‌های قاره‌ای سیمرین و حرکت آنها به‌سمت عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر انجام شده‌اند و از شواهد پالئومغناطیسی، تعیین سن رخدادهای ماگماتیسم، اطلاعات بیواستراتیگرافی و سنگ‌شناسی در این مطالعه‌ها استفاده شده است ‌(Muttoni et al. 2009; Angiolini et al. 2013; 2014, 2015, Zhang et al. 2012a,b, 2013a,b)؛ برای نمونه، توالی‌ای از دایک‌های مافیک در توربیدیت‌های یاختاشین و کربنات‌های کوبرگندین زیرین بلوک کیانگ‌تانگ نفوذ کرده‌ و این توالی خود روی قاعدۀ بازالتی قرار گرفته است؛ این توالی، فرایند تکتونیکی مداوم تفسیر می‌شود که با شکستگی در زمان ساکمارین آغاز و با ریفتینگ فعال در زمان یاختاشین و جدایش و حرکت به‌سمت شمال در زمان کوبرگندین آغازی دنبال شده است (Zhang et al. 2012a,b). در بلوک کیانگ‌تانگ، اگرچه فونای فوزولینیدی یاختاشین دارای مخلوطی از فونای آب‌های خنک حاشیۀ گندوانا و فونای آب‌های گرم شمال پالئوتتیس است (Zhang et al. 2013a,b)، ظهور فوزولینیدهای مناطق تروپیک و ساب‌تروپیک از گروه verbeekinids در کربنات‌های به سن کوبرگندین نشانه‌ای از حرکت این بلوک به‌سمت شمال در زمان کوبرگندین در نظر گرفته شده است (شکل 8).

 


 

شکل 7- تطابق نهشته‌های یاختاشین و بلورین در ایران، جنوب افغانستان و افغانستان مرکزی (Leven 1997)، جنوب‌شرق پامیر (Lenova and Dimitriev 1989; Angiolini et al. 2015)، کاراکوروم (Gaetani et al. 1995)، کیانگ‌تانگ (Zhang et al. 2012a,b, 2013a,b) 2012a, 2013)و بائوشان (Huang et al. 2015). علامت ضربدر برای نشان‌دادن فعالیت‌های ولکانیکی در نظر گرفته شده است.

نشانه‌های اختصاری: Pseudofusu.: Pseudofusilina، karapet.: karapetovi، contrac.: contractus، ordina.: ordinatus، Chalaro. vulgari.: Chalaroschwagerina vulgariformis،postkra.: postkraffti، (B.) dyhr.: (Brevaxina) dyhrenfurthi، gundar.: gundarensis، nishiwa.: nishiwarensis، vulgarisifo.: vulgarisiformis، parvicost.: parvicostata، Kuber.: Kubergandella، Parafusu. dzamanta.: Parafusulina dzamantalensis، pam.: pamirensis، zulumar.: zulumartensis، yunnani.: yunnanica،jarkhu.: jarkhunensis ، Neodutke.: Neodutkevitchia، Preskinn.: Preskinnerella، S، Monodiexodi.: Monodiexodina، multi.: multiseptata؛ Cancel.: Cancellina، Eoparafusu. pseudo.: Eoparafusylina pseudosimplex.

 

 

هم‌زمانی فوران‌های بازالتی بین بلوک‌های بائوشان (Ueno et al. 2002) و کیانگ‌تانگ در اواخر پرمین آغازی که از طریق فونای فوزولینید مشابه در یاختاشین نیز تأیید می‌شود، گویای وجود شباهت‌هایی بین این دو بلوک است؛ این شواهد نشان می‌دهند بازشدن نئوتتیس در بلوک‌های بائوشان و کیانگ‌تانگ در یاختاشین انجام شده است (Zhang et al. 2012a,b, 2013a,b)، اما اختلاف زمانی ظهور فونای فوزولینید آب‌های گرم نظیر neoschwagerinids و verbeekinids که در بلوک کیانگ‌تانگ در کوبرگندین زیرین و در بلوک بائوشان در مورگابین اتفاق افتاده است (Huang et al. 2015)، نشان می‌دهد احتمالاً این دو بلوک تاریخچۀ پالئوژئوگرافی یکسانی از زمان یاختاشین به بعد نداشته‌اند (شکل 8).

جنوب‌شرق پامیر و پامیر مرکزی به‌علت داشتن فونای فوزولینید به سن ساکمارین بالایی تا یاختاشین زیرین به حاشیۀ گندوانا و زون معتدل جنوبی (Leven 1993) تعلق دارند و از سوی دیگر، وجود بازالت‌های مربوط به ریفتینگ در این مناطق که به اواخر پرمین آغازی (بلورین) (Leven 1995) تعلق دارند، ملاک شباهت‌هایی بین جنوب‌شرق پامیر با بلوک کیانگ‌تانگ تلقی می‌شود؛ ولی وجودنداشتن رسوبات با منشأ یخچالی به سن اوایل پرمین آغازی در جنوب‌شرق پامیر و پامیر مرکزی می‌تواند گواه قرارگرفتن آنها در عرض‌های جغرافیای بالاتر نسبت به بلوک‌های بائوشان و کیانگ‌تانگ در فاصلۀ زمانی آسلین تا ساکمارین باشد (شکل 8).


 

شکل 8- نقشۀ پالئوژئوگرافی بلورین و شیوۀ توزیع بلوک‌های سیمرین در این فاصلۀ زمانی (برگرفته از Zhang et al. 2013a,b با اصلاحات).

نشانه‌های اختصاری: Tu: Turkey، Ir: Iran، CA: Central Afghanistan، SA: South Afghanistan، SP: South Pamir؛ KK: Karakorum؛ Qi: Qiangtang؛ B: Baoshan؛ L: Lhasa؛ T: Tengchong؛ S: Sibomasu؛ SC: South China، Qa: Qamdo؛ IC: Indochina.

 

 


در ناحیۀ کاراکوروم بر اساس داده‌های پالئومغناطیس محدود و وجود محیط رسوب‌گذاری عمیق‌تر به‌سمت شمال‌شرق، بازشدگی نئوتتیس در این بلوک به زمانی پس‌از یاختاشین نسبت داده شده است (Gaetani 1997; Muttoni et al. 2009). هیچ‌گونه داده‌های پالئومغناطیس برای تعیین موقعیت جغرافیای دیرینۀ افغانستان در اواخر پالئوزوئیک در دسترس نیست(Muttoni et al. 2009) ؛ باوجوداین و بر اساس شواهد رخساره‌ای و محتویات فونای فوزولینیدی، به نظر می‌رسد جنوب افغانستان و افغانستان مرکزی در پرمین زیرین در عرض‌های جغرافیایی بسیار نزدیک به ایران، کاراکوروم و جنوب‌شرق پامیر قرار گرفته بوده‌اند (Leven 1998; Muttoni et al. 2009; Davydov and Arefifard 2007).

زمان ریفتینگ و بازشدن نئوتتیس در ایران برخلاف یافته‌های پیشین، پرمین میانی (Besse et al. 1998; Chauvet et al. 2009; Baud et al. 2012) یا پرمین آغازی (Muttoni et al. 2009) نیست و نشانه‌هایی مبنی بر فازهای اولیۀ ریفتینگ و بازشدگی نئوتتیس طی کربنیفر در ایران وجود دارند؛ تعیین سن رادیومتری به روش U-Pb از زیرکن‌های موجود در مجموعه‌های ماگمایی میشو و گوشی‌چی در شمال‌غرب ایران گویای سن 320 تا 356 میلیون سال برای ریفتینگ و بازشدگی نئوتتیس در ایران است که معادل اواخر ویزئن (انتهای کربنیفر زیرین) و باشکیرین (اوایل کربنیفر پسین) است (Saccani et al. 2013; Dilek et al. 2014; Moghadam et al. 2014).

 شواهد بیواستراتیگرافی تأیید‌کنندۀ این سن برای زمان بازشدگی نئوتتیس در ایران، وجود شباهت بین مجموعه‌های فرامینیفری اواخر ویزئن تا اواخر سرپوخووین البرز با مجموعه‌های معادل خود در شمال پالئوتتیس است؛ همچنین تشابه منحصربه‌فردی بین فونای فوزولینیدی باشکیرین- کازیموین و اواخر قزلین ایران با حاشیۀ شمالی پالئوتتیس وجود دارد (Arefifard 2017)؛ از سوی دیگر، گسل‌خوردگی نرمال و بلوک‌های کج‌شده در کمربند مرتفع زاگرس گویای تغییرشکل‌های کششی مربوط به کوه‌زایی واریسکن در کربنیفر است (Tavakoli-Shirazi et al. 2013).

به‌تازگی، دو مجموعۀ ولکانیکی بازالتی در جنوب ترکیه یافت شده‌اند که موقعیت ریفت قاره‌ای را نشان می‌دهند و همراهی آنها با نهشته‌های غنی از رادیولرها گویای تشکیل آنها در حوضۀ عمیق است؛ این فعالیت‌های ولکانیکی در دو فاصلۀ زمانی آسلین پسین و کوبرگندین اتفاق افتاده‌اند که زمان نخستین رخداد ولکانیکی می‌تواند نشانه‌ای از باز‌شدگی نئوتتیس در آغاز پرمین یا حتی کربنیفر در جنوب ترکیه باشد (Tekin et al. 2019).

بر اساس داده‌های موجود به نظر می‌رسد بازشدگی نئوتتیس در حاشیۀ شرقی گندوانا و تشکیل قاره‌های سیمرین و حرکت بعدی آنها به‌سمت شمال و عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر و گرم‌تر به‌طور هم‌زمان نبوده و در فاصله‌ای زمانی کربنیفر تا اواخر پرمین آغازی انجام شده است.

 

تغییرات آب‌وهوایی در بلورین میانی و تأثیر آن در گسترش فوزولینیدهای آب‌های گرم

فونای فوزولینیدی به‌عنوان فرامینیفرهای بزرگ آب‌های گرم به‌طور ویژه نسبت به تغییرات آب‌وهوایی و تغییرات عرض‌های جغرافیایی حساس بوده‌اند (Ueno 2003; Davydov and Arefifard 2013). ریفتینگ نئوتتیس و حرکت به‌سمت شمال بلوک‌های سیمرین احتمالاً تنها عامل ظهور فونای فوزولینید آب‌های گرم در این بلوک‌ها محسوب نمی‌شود و تغییرات آب‌و‌هوایی در بلورین میانی به‌علت گرم‌شدن هوا و افزایش‌یافتن دی‌اکسید‌کربن، نقش مهمی در ایجاد محیط مناسب برای گسترش فونای فوزولینیدی آب‌های گرم داشته است.

مطالعه‌های چن و همکاران (Chen et al. 2013) روی مقادیر ایزوتوپ اکسیژن 18 آپاتیت در پوستۀ کنودونت‌ها گویای آغاز کاهش مقادیر ایزوتوپ اکسیژن به میزان 2‰ در فاصلۀ زمانی بلورین میانی تا کپیتانین است.؛ درحالی‌که مقادیر ایزوتوپ اکسیژن 18 در فاصلۀ زمانی آسلین تا بلورین میانی تغییرات چندان محسوسی را نشان نمی‌دهد. کاهش تدریجی مقادیر ایزوتوپ اکسیژن با افزایش درجه‌حرارت آب سطحی به میزان 8 درجۀ سانتی‌گراد و افزایش سطح آب دریا به میزان 200 متر درنتیجۀ ذوب‌شدن توده‌های یخ قاره‌ای در فاصلۀ زمانی بلورین میانی تا کپیتانین مطابقت دارد (Schrag et al. 1996)، درنتیجه، ترکیبی از گرم‌شدن آب‌وهوا و ذوب یخ‌ها در عرض‌های جغرافیایی بالاتر علت کاهش مقادیر ایزوتوپ اکسیژن است. بر اساس داده‌های یادشده، ذوب‌شدن اصلی یخ‌ها در اواخر عصر یخبندان در بلورین میانی تا میدین اتفاق افتاده است. این ایده برخلاف تفسیر قبلی مبنی بر درنظرگرفتن آسلین و ساکمارین آغازی برای زمان اوج یخبندان پالئوزوئیک پسین (Fielding et al. 2008; Zeng et al. 2012) و آغاز ذوب‌شدن ورقه‌های یخی عرض‌های جغرافیایی بالا در اواخر ساکمارین است. شواهد دیگری برای وجود یخبندان‌های پس‌از ساکمارین از شرق و غرب استرالیا (Fielding et al. 2008) و سیبری (Chumakov 1994) تا میدین پسین گزارش شده‌اند؛ بنابراین می‌توان نتیجه گرفت بلورین میانی، زمان تبدیل شرایط Icehouse به Greenhouse در اواخر پالئوزوئیک و افزایش میزان دی‌اکسیدکربن اتمسفر و افزایش گرما بوده است (Montañez et al. 2007). پیدایش فوزولینیدها در اواخر پرمین زیرین در بلوک‌های سیمرین واقع در بخش‌های جنوبی کیانگ‌تانگ و بائوشان و تنوع و افزایش بیشتر فونای فوزولینید آب‌های گرم متعلق به گروه verbeekinids مانند Misellina و Pamirina در بلوک‌های سیمرین واقع در بخش‌های شمالی مانند پامیر، افغانستان و ایران در انتهای یاختاشین و بلورین هم می‌تواند به حرکت بلوک‌های سیمرین به‌سمت شمال و عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر و هم می‌تواند به گرم‌شدن جهانی در اثر تبدیل شرایط از Icehouse به Greenhouse و ذوب یخچال‌ها مربوط باشد. در سال‌های اخیر، وجود جریان‌های آب گرم اقیانوسی در طول اقیانوس نئوتتیس نیز عامل دیگری برای افزایش تبادل‌های فونای فوزولینیدی از آب‌های گرم استوایی به‌سمت آب‌های خنک عرض‌های جغرافیایی بالاتر حاشیۀ گندوانا در نظر گرفته شده است (Angiolini et al. 2007; Zhang et al. 2012a,b, 2013) (شکل 8).

 

نتیجه

رسوبات سازند باغ ونگ به سن یاختاشین بالایی تا بلورین بالایی در دو برش چینه‌شناسی در کوه باغ ونگ و ضلع غربی کوه شش انگشت که عمدتاً از تناوب آهک‌های مارنی و شیل‌های آهکی تشکیل شده‌‌اند، در پژوهش حاضر مطالعه شدند. قاعدۀ سازند باغ ونگ در مقطع باغ ونگ با کنگلومرای آهکی (حاوی فوزولینیدهای یاختاشین بالایی)، ماسه‌سنگ، آهک ماسه‌ای و مارن قرمز آغاز می‌شود که در برش شش انگشت رخنمون ندارند و به‌همین‌علت، رسوبات یاختاشین بالایی در این برش یافت نمی‌شوند. بررسی سیستماتیک فونای فوزولینید و فرامینیفرهای کوچک در دو برش مطالعه‌شده نشان‌دهندۀ حضور جنس‌ها و گونه‌هایی نظیر Sakmarella (گونه‌های Sakmarella cf.  fluegeli و Sakmarella implicate)، Alpites (گونۀ Alpites sinensis)، Grozdilova sp.، Oketaella sp.، Bradyina lepida، Hemigordiellina regulari، Orthoverella sp.، Endoteba sp.، Epimonella sp.، Haplophragmina sp.، Pseudobradyina sp.، Olgaorlovella sp. و Palaeonubecularia sp. است که برای نخستین‌بار در برش‌های مطالعه‌شده گزارش شدند. بر اساس مطالعۀ فونای فوزولینید در این دو برش، سه بایوزون شامل Pamirina darvasica-Sakmarella spp. به سن یاختاشین بالایی، Chalaroschwagerina vulgarisiformis به سن بلورین زیرین و Misellina termieri به سن بلورین بالایی در برش باغ ونگ و دو بایوزون شامل Misellina (Brevaxina) dyhrenfurthie-Chalaroschwagerina vulgarisiformis به سن بلورین زیرین و Misselina cf. termieri به سن بلورین بالایی در برش شش انگشت شناسایی شدند. بر اساس اطلاعات موجود، بازشدگی نئوتتیس در بلوک‌های سیمرین واقع در بخش شمالی مانند ایران، جنوب و مرکز افغانستان و جنوب‌شرق پامیر سریع‌تر از بلوک‌های موجود در بخش جنوبی نظیر بائوشان و کیانگ‌تانگ اتفاق افتاده است. ظهور فونای فوزولینیدی آب‌های گرم مناطق استوایی و نیمه‌استوایی مانند verbeekinids و neoschwagerinids در زمان بلورین در بلوک‌های سیمرین می‌تواند در اثر ترکیبی از عوامل نظیر حرکت به‌سمت شمال این قاره‌ها، گرم‌شدن جهانی آب‌و‌هوا و همچنین جریان‌های آب گرم اقیانوسی باشد.

References

Alavi M. 1991.Tectonic map of the Middle East, Geological Survey of Iran.
Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran, 586 p. (in Persian).
Aghanabati A. 1993. Geological Map of the Middle East, 1:5,000,000. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.
Angiolini L. Gaetani M. Muttoni G. Stephenson M. H. and Zanchi A., 2007. Tethyan oceanic currents and climate gradients 300 m.y. ago. Geology, 35: 1071-1074.
Angiolini L.  Zanchi A.  Zanchetta S. Nicora A. Vuolo I. Berra  F. Henderson C. Malaspina N. Rettori R.  Vachard D. and Vezzoli G. 2015.From rift to drift in South Pamir (Tajikistan): Permian evolution of a Cimmerian terrane.  Journal of Asian Earth Sciences, 102: 146-169.
Angiolini L. Zanchi A. Zanchetta S. Nicora A. and Vezzoli G. 2013. The Cimmerian geopuzzle: new data from South Pamir. Terra Nova, 25: 352-360.
Arefifard S. 2017. Foraminiferal-based paleobiogeographic reconstructions in the Carboniferous of Iran and its implications for the Neo-Tethys opening time: a synthesis, Geologica Acta, 15(2): 1-17.
Arefifard S. Adabi M. H. Khosrow Tehrani K. Shemirani A. and Davydov V. I. 2006. Biostratigraphy of the Khan and Jamal formations in Kalmard, Shotori and Shirgesht areas (Central Iran) based on foraminifera (Fusulinids). Journal of Iran Geology, 1: 3-31 (in Persian).
Balini M. Mandrioli R. Nicora A. Angiolini L. Vuolo I. Sohrabi Z. Bahramanesh M. 2016. First report of Upper Pennsylvanian ammonoids and Lower Permian conodonts from Bagh-e-Vang area (Central Iran). Permophiles, 62: 25-27.
Baud A. Richoz S. Beauchamp B. Cordey F. Grasby S. Henderson C. M. Krystyn L. and Nicora A. 2012. The Buday’ah Formation, Sultanate of Oman: A Middle Permian to Early Triassic oceanic record of the Neotethys and the late Induan microsphere bloom. Journal of Asian Earth Sciences, 43: 130-144.
Besse J. Torcq F. Gallet Y. Ricou L. E. Krystyn L. and Saidi A. 1998. Late Permian to Late Triassic palaeomagnetic data from Iran: constraints on the migration of the Iranian block through the Tethyan Ocean and initial destruction of Pangaea. Geophysical Journal International, 135: 77-92.
Chauvet F. Dumont T. and Basile C. 2009. Structures and timing of Permian rifting in the central Oman Mountains (Saih Hatat). Tectonophysics, 475: 563-574.
Chen B. Joachimski M .M. Shen S. Z., Lambert L. L. Lai X. L. Wang X. D. Chen J. and Yuan D. X., 2013. Permian ice volume and palaeoclimate history: Oxygen isotope proxies revisited. Gondwana Research, 24: 77-89.
Chumakov N. M. 1994. Evidence of Late Permian glaciation in the Kolyma River Basin: a repercussion of the Gondwanan glaciations in Northeast Asia? Stratigraphy and Geological Correlation, 2: 130-150.
Davydov V. I. and Arefifard S. 2007. Permian fusulinid fauna of Peri-Gondwanan affinity from the Kalmard region, east-Central Iran and its significance for tectonics and paleogeography. Palaeontologia Electronica, 10: 1-40.
Davydov V. I. and Arefifard S. 2013. Middle Permian (Guadalupian) fusulinid taxonomy and biostratigraphy of the mid-latitude Dalan Basin, Zagros, Iran and their applications in paleoclimate dynamics and paleogeography. Geoarabia, 18: 17-62.
Davydov V. I. Krainer K. and Chernykh V. 2012. Fusulinid biostratigraphy of the Lower Permian Zweikofel Formation (Rattendorf Group; Carnic Alps, Austria) and Lower Permian Tethyan chronostratigraphy. Geological Journal, 48: 57-100.
Dilek Y. Azimzadeh Z. Saccani E. and Jahangiri A. 2014. Early Carboniferous magmatism and rift tectonics in the western sector of Paleotethysas, Evidenced by the Misho Mafic Complex (NW Iran). Istanbul (Turkey), American Association of Petroleum Geologists International Conference and Exhibition, 14-17.
Dercourt J. Ricou L. E. and Vrielynck B. 1993. Atlas Tethys, palaeoenvironmental maps. Gauthier-Villars, Paris, 307 p.
Ernst A. Senowbari-Daryan B. and Rashidi K. 2006. Lower Permian Bryozoa of the Jamal Formation from Bagh-e Vang (Shotori Mountains, northeast Iran). Facies, 52: 627-635.
Fielding C. R. Frank T. D. Birgenheier L. P. Rygel M. C. Jones A. T. and Roberts J. 2008. Stratigraphic imprint of the Late Palaeozoic Ice Age in eastern Australia: a record of alternating glacial and nonglacial climate regime. Journal of the Geological Society, 165: 129-140.
Gaetani M. 1997. The Karakorum block in central Asia, from Ordovician to Cretaceous. Sedimentary Geology, 109: 339-359.
Gaetani M. Angiolini L. Garzanti E. Jadoul F. Leven E.J. Nicora A. and Sciunnach D. 1995. Permian stratigraphy in the Northern Karakorum, Pakistan. Revista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 101(2): 112-158.
Gorjunova R. V. 1975. Permian bryozoans from Pamirs. Moscow, Nauka, 1-126 (in Russian).
Grunt T. A. and Dmitriev V. Y. 1973. Permian brachiopods of Pamirs. Trans. Paleontological Inst., 136: 1-211 (in Russian).
Grunt T. A. and Novikov V. P. 1994. Biostratigraphy and biogeography of the Early Permian in the southeastern Pamirs. Stratigraphy and Geological Correlation, 2 (4): 331-339.
Huang H. Jin X. C. Shi Y. K. and Yang X. N. 2009. Middle Permian western Tethyan fusulinids from southern Baoshan Block, western Yunnan, China. Journal of Paleontology, 83(6): 880-896.
Huang H. Yukun S. and Jin X. 2015. Permian fusulinid biostratigraphy of the Baoshan Block in western Yunnan, China with constraints on paleogeography and paleoclimate. Journal of Asian Earth Sciences, 104: 127-144.
Kahler F. 1974. Iranishe Fusuliniden. Jahrb, Geol. B.-A., bd. 117: 75-107.
Kobayashi F. 2005. Permian foraminifers from the Itsukaichi-Ome area, west Tokyo, Japan. Journal of Paleontology 79:413-432.
Leonova T. B. and Dmitriev V. Y. 1989. Early Permian ammonoids in SE Pamirs. Transactions of Paleontological Institute, 235: 1-298, Moscow (in Russian).
Leven, E. J. 1967. Stratigraphy and fusulinids of Permian deposits of Pamirs. Transaction of Geological Institute of Academy of Science of U.S.S.R., 167: 1-224 (in Russian).
Leven, E. J. 1993. Early Permian fusulinids from the Central Pamir. Revista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 104(1):3-42.
Leven E. J. 1995. Permian and Triassic of the Rushan-Pshart Zone (Pamir). Revista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 101: 3-16.
Leven, E.J. 1997. Permian stratigraphy and Fusulinida of Afghanistan with their paleogeographic and paleotectonic implications. In: Stevens C. H. and Baars D. L. (Eds.), Special Paper, Geological Society of America, 316:1-135.
Leven E. J. 1998. Permian fusulinids assemblages of the Transcaucasia. Revista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 104(3):299-328.
Leven E. J. and Vaziri-Moghaddam H. 2004. Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids of eastern Iran, The Permian in the Bagh-e Vang section (Shirgesht area). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 110: 441-465.
Leven E. J. and Gorgij M. 2006. Upper Carboniferous-Permian stratigraphy and fusulinids from the Anarak region, Central Iran. Russian Journal of Earth Sciences, 8(2): 1-25.
Leven E. J. Leonova T. B. and Dmitriev V. Y. 1992. Perm' Darvaz-Zaalayskoy zony Pamira: fusulinidy, ammonoidei, stratigrafiya. Rossiyskaya Akademiya Nauk, Trudy Paleontologicheskogo Instituta, 253:1-203 
Leven E. J. Reimers A. N. and Kozur H. W. 2007. First finds of Permian conodonts in eastern Iran and once again on the Guadalupian series base in Permian sections of the Tethyan Realm. Stratigraphy and Geological Correlation, 15(1): 57-66.
Metcalfe I. 2009. Late Palaeozoic and Mesozoic tectonic and palaeogeographical evolution of SE Asia. Geological Society, London, Special Publications, 315: 7-23.
Moghadam H.S. Li X. H. Ling X. X. Stern R. J. Santos J. F. Meinhold G. Ghorbani G. and Shahabi S. 2014. Petrogenesis and tectonic implications of Late Carboniferous A-type granites and gabbronorites in NW Iran: Geochronological and geochemical constraints. Lithos, 212-215: 266-279.
Montañez I. P. Tabor N. J. Niemeier D. Dimichele W. A. Frank T. D. Fielding C. R. Isbell J. L. Birgenheier L. P. and Rygel M. C. 2007. CO2-forced climate and vegetation instability during the late Paleozoic deglaciation. Science, 315: 87-91.
Muttoni G. Gaetani M. Kent D. V. Sciunnach D. Angiolini L. Berra F. Garzanti E. Mattei M. and Zanchi A. 2009. Opening of the Neo-Tethys Ocean and the Pangea B to Pangea A transformation during the Permian. GeoArabia, 14: 17-48.
Niko S. Badpa M. Ghaderi A. and Ataei M .R. 2018. Early Permian Tabulate corals from the Jamal Formation, East-Central Iran. Bulletin of the National Museum of Nature and Science, Series C, 44: 19-29.
Partoazar H. 1995. Changsingian stage in east Iran. Discovery of genus Colaniella and its biostratigraphic importance. Geological Survey of Iran Geosciences Periodical, 3: 44-53 (in Persian).
Ruban D. A. Al-Husseini M. I. and Iwasaki Y. 2007. Review of Middle East Paleozoic plate tectonics. GeoArabia, 12(3): 35-56.
Rutner A. Nabavi M. and Hajian J. 1968.Geology of the Shirgesht area (Tabas area, East Iran). Geological Surveyof Iran, Report no. 4, 133 pp.
Saccani E. Azimzadeh Z. Dilek Y. and Jahangiri A. 2013. Geochronology and petrology of the Early Carboniferous Misho Mafic Complex (NW Iran), and implications for the melt evolution of Paleo-Tethyan rifting in Western Cimmeria. Lithos, 162-163: 264-278.
Sengör A. M. C. 1979. Mid-Mesozoic closure of Permo-Triassic Tethys and its implications. Nature, 279: 590-593.
Schrag D. P. Hampt G. and Murray D. W. 1996. Pore fluid constraints on the temperature and oxygen isotopic composition of the glacial ocean. Science, 272: 1930-1932.
Sengör A. M. C. Altinev D. Cin A. Ustaömer T. and Hsü K. J. 1988. Original assembly of the Tethyside orogenic collage at the expense of Gondwanaland. In: Audley-Charles M. G. Hallam A. (Eds.), Gondwana and Tethys. Geological Society, Special Publications. Oxford University Press, Oxford, 119-181.
Stöcklin J. Eftekharnejad J. and Hushmandzadeh A. 1965. Geology of the Shotori Range (Tabas area, East Iran).  Geological Survey of Iran, Report no. 3, 69 pp.
Tavakoli-Shirazi S. de Lamotte D. F. Wrobel-Daveau  J. C. and Ringenbach J. C. 2013. Pre-Permian uplift and diffuse extensional deformation in the High Zagros Belt (Iran): integration in the geodynamic evolution of the Arabian plate. Arabian Journal of Geosciences, 6: 2329-2342.
Tekin U. K. Okuyucu C. Sayit K. Yavuz Bedi Y. Noble P. J. Krystyn L. and Göncüoglu M. C. 2019. Integrated Radiolaria, benthic foraminifera and conodont biochronology of the pelagic Permian blocks/tectonic slices and geochemistry of associated volcanic rocks from the Mersin Mélange, southern Turkey: Implications for the Permian evolution of the northern Neotethys. Island Arc, 28: 1-36
Toriyama R. 1982. Fusuline fossils from Thailand, part XV. Peculiar spirothecal structure of schwagerinid from east of Wang Saphung, Changwat Loei, central north Thailand. Geology and Palaeontology of Southeast Asia, 23:1-7.
Ueno K. 2003. The Permian fusulinoidean faunas of the Sibumasu and Baoshan blocks: their implications for the paleogeographic and paleoclimatologic reconstruction of the Cimmerian Continent. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 193: 1-24.
Ueno K. Mizuno Y. Wang X. D. and Mei S. L. 2002. Artinskian conodonts from the Dingjiazhai Formation of the Baoshan Block, west Yunnan, southwest China. Journal of Paleontology, 76: 741-750.
Zhang Y. C. Wang Y. Zhang Y. J. and Yuan D. X. 2012a. Kungurian (Late Cisuralian) fusuline fauna from the Cuozheqiangma area, northern Tibet and its palaeobiogeographical implications. Palaeoworld, 21: 139-152.
Zhang Y. C. Shen S. Z. Shi G. R. Wang Y. Yuan D. X. and Zhang Y. J. 2012b. Tectonic evolution of the Qiangtang Block, northern Tibet during Late Cisuralian (Late Early Permian): evidence from fusuline fossil records. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 350-352: 139-148.
Zhang Y. C. Wang Y. Zhang Y. J. and Yuan D. X., 2013a. Artinskian (Early Permian) fusuline fauna from the Rongma area in northern Tibet: palaeoclimatic and palaeobiogeographic implications. Alcheringa, 37: 529-546.
Zhang Y. C. Shi G. R. and Shen S.-Z. 2013b. A review of Permian stratigraphy, palaeobiogeography and palaeogeography of the Qinghai-Tibet Plateau. Gondwana Research, 24: 55-76.
Zeng J. Cao C. Q. Davydov V. I. and Shen S. Z. 2012. Carbon isotope chemostratigraphy and implications of palaeoclimatic changes during the Cisuralian (Early Permian) in the southern Urals, Russia. Gondwana Research, 21: 601-610.
Zhou Z. R. 2017. Permian basinal ammonoid sequence in Nanpanjiang area of South China-possible overlap between basinal Guadalupian and platform-based Lopingian. Journal of Paleontology,91 (Memoir 74):1-95. 
 

Files

Cited by

Share

How to cite

Statistics