زیست‌چینه‌نگاری و زیست‌رخساره‌های کنودونتی نهشته‌های دونین پسین- کربنیفر پیشین در برش چلچلی- شمال غرب شاهرود (البرز شرقی)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان

2 استاد. گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان

3 دانشکده علوم زمین دانشگاه دامغان

چکیده

برش چلچلی در حدود 70کیلومتری شمال غرب شاهرود در مسیر جادة شاهرود- گرگان (توسکستان) و حدود 5کیلومتری شرق روستای چهارباغ برای بررسی گذر دونین- کربنیفر و تغییرات فونای کنودونتی ارزیابی شد. ضخامت رخنمون بررسی‌شده، 397 متر و شامل 182 متر از بخش بالایی سازند خوش ییلاق و 215 متر از سازند مبارک است که درمجموع 11 واحد سنگی تفکیک و تعداد 40 نمونه به وزن حدود 4- 5 کیلوگرم عمدتاً از واحدهای سنگ آهک برداشت شد. با آماده‌سازی و بررسی نمونه‌های مطالعه‌شده، 340 عنصر کنودونتی به دست آمد که به شناسایی 47 گونه و زیرگونه متعلق به 16 جنس و تفکیک 15 زیست‌زون کنودونتی از فامنین پیشین تا تورنزین پسین منجر شد. شناسایی گونه‌های کنودونتیAlternognathus, Bispathodus, Branmehla, Clydagnathus, Gnathodus, Icriodus, Mehlina, Palmatolepis, Polygnathus, Neoplygnathus, Protognthodus, Pseudopolygnathus, Scaliognathus, Doliognathus, Siphonodella and Scaphignathus که از گونه‌های جهان‌گستر و شاخص در مطالعة فامنین- تورنزین هستند، به تعیین محدودة سنی 12 زیست‌زون از فامنین پیشین تا فامنین پسین (Upper Palmatolepis triangularis Zone to Bispathodus ultimus Zone) برای بخش بالایی سازند خوش ییلاق و تعیین محدودة 3 زیست‌زون از تورنزین پیشین تا تورنزین پسین (?Protognathodus kockeli Zone to Scaliognathus anchoralis-Doliognathus latus zone ) برای بخش مطالعه‌شده از سازند مبارک انجامید. حضور افق‌های نازک شیل تیره در زیر گذر DC و همراهی آنها با کنودونت‌های دور از ساحل نظیر بیسپاتودیدها و پالماتولپیدها، حاکی از افزایش سطح آب به بالاترین تراز تا نزدیک به انتهای فامنین پسین است؛ در ادامه حضور 8- 10 متر ماسه‌سنگ‌های کوارتز آرنایتی دارای چینه‌بندی متقاطع و فاقد فونای کنودونتی ناشی از پس‌روی سطح آب دریا و ورود مواد آواری به حوضه، شاهدی بر تغییرات زیستی و سنگی در حادثة هنگنبرگ در برش چلچلی است. در شروع تورنزین، افزایش تدریجی و دوبارة پلی‌گناتیدها، پروتوگناتوئیدها و سایفونودلیدها نیز که در ادامه با گناتوئیدهای دور از ساحل جایگزین می‌شوند، حاکی از پیشروی دوبارة سطح آب پس از حادثة هنگنبرگ است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Conodont biostratigraphy and biofacies of Late Devonian-Early Carboniferous deposits at Chelcheli section, Northwest Shahrud (Eastern Alborz)

نویسندگان [English]

  • Ali Bahrami 1
  • Mehdi Yazdi 2
  • Seyed Mahmood Hosseini-Nejad 3
1 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan
2 Department of Geology, Faculty of Sciences. University of Isfahan.
3 School of earth science, Damghan University
چکیده [English]

Abstract
Chelcheli section (397m thick) about 70 km northwest of Shahroud on the Shahroud-Gorgan road (Tuskistan route), about 5 km east of the Chahar-Bagh village is sampled and studied  to investigate the DC transition and the conodont facies changes during the Global Hangenberg Crisis. The measurement of one hundred eighty two meters of the upper part of Khoshyilagh formation and 215 meters of the Lowermost Mobarak formation  led to the discrimination of 11 rock units with different sedimentary features.  In total, forty limestone samples, about 4-5 kgs were systematically collected and treated with conventional preparation methods. Three hundred forty  conodont elements were obtained, which led to the identification of 47 species and subspecies belonging to 16 genera that allowed the separation of 15 conodont bio-zones from the early Famennian to the Late Tournasian.
Keywords: Biostratigraphy; Late Devonian; Mississippian; Devonian – Carboniferous boundary, Hangenberg Crisis; Chelcheli; Eastern Alborz.
 



Introduction
In Iran, Devonian-Carboniferous sequences are found in limited areas, but their spread is more extensive in eastern and central Alborz and central Iran (Wendt et al. 2005). However, these deposits are located in different structural units and prevailing geological setting have caused different sedimentary facies and sequences (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 Alborz range in northern Iran is an active fold-and-thrust belt (Alavi, 1996; Berberian, 1983) and is situated about 200 – 500 kms to the north of the Neo-Tethyan suture. The closure of the Palaeotethys between the Iran Plate as a part of Gondwana and the Turan Plate (Laurussia) occurred in the early Late Triassic and was accomplished during the Early/earliest Mid Jurassic (Golonka 2002). During the Palaeozoic, Iran was situated at the northern margin of Gondwana (Berberian and King 1981; Scotese 2001). In the mid-Palaeozoic, most of Iran was located about 20°–25° south of the palaeoequator. During the Mississippian, the Alborz Basin was positioned at a palaeolatitude of approximately 45–50°S (Muttoni et al. 2009; Torsvik & Cocks 2004, 2013; Vachard 1996). Most of the D/C sections from central and eastern Alborz Mountains have been deposited in a shallow-water, carbonate ramp setting (Königshof et al. 2020 in press). However, in contrast to other D/C sections in Iran (Bahrami et al. 2011; Habibi et al. 2008), the Chelcheli section exhibits “characteristic rock” types around the D/C boundary such as black shale and sandstone. In this study, we have sampled conodonts from the Khoshyeilagh Formation and the overlying Mobarak Formation of the Chelcheli section with a special focus on the D/C boundary.
 
Material and Methods
In total, forty limestone samples, about 4-5 kgs were systematically collected and treated with conventional preparation methods. 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.
 
Discussion of Results and Conclusions
Discriminated conodont species: Alternognathus, Bispathodus, Branmehla, Clydagnathus, Gnathodus, Icriodus, Mehlina, Palmatolepis, Polygnathus, Neoplygnathus, Protognthodus, Pseudopolygnathus, Scaliognathus, Doliognathus, Siphonodella and Scaphignathus are amongst the cosmopolitan species, the index and indicator spacies in the study of DC boundary. The upper Palmatolepis triangularis Zone to Bispathodus ultimus Zone (early-late Famennian) were assigned to the uppermost portion of the Khoshyeilagh formation within 12 conodont zones. Protognathodus kockeli Zone to Scaliognathus anchoralis-Doliognathus latus zone was also assigned to the Tournasian part of Mobarak formation classified in 3 distinct conodont zones. The presence of tiny black shale horizons just bellow the DC boundary and its association with offshore conodont species such as bispatotides and palmatolpids indicates an increase in the sea level to the highest level into near the end of the latest Famennian. Subsequently 8-10 meters of quartzitic sandstone unit with cross-stratification and no conjunctival fauna due to lowering of sea level show the evidence of biological and sedimentological changes during the Hangenbeg Crisis in the Chelcheli section. Gradual and recurrent increase in polygnathids, protognathids, and Siphonodellis, which are subsequently replaced by offshore Gnathoids also indicates that water levels are re-emerging into the Upper Tournasian

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biostratigraphy؛ Late Devonian؛ Mississippian؛ Devonian – Carboniferous boundary
  • Hangenberg Crisis؛ Chelcheli؛ Eastern Alborz

اصل مقاله

مقدمه

پس از یک دورة طولانی آب‌وهوای گرم از سیلورین تا اواخر فرازنین، در فامنین رژیم تغییرات جهانی آب‌وهوا به کاهش دما و تغییرات محیط زیست‌دیرینه از شرایط گلخانه‌ای به آب‌وهوای سرد منجر شد (Caputo et al. 2008; Isaacson et al. 2008; Streel et al. 2000)؛ اما دوباره در اواخر فامنین، آب‌وهوای جهانی به‌طور ناگهانی و چشمگیری گرم شد و این گرم‌شدگی تا اوایل کربنیفر ادامه یافت؛ این تغییر ناگهانی دما به حادثة هنگنبرگ (Hangenberg Event) مرز دونین- کربنیفر انجامید (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). افزایش دمای جهانی به پیشروی سطح دریا و ایجاد شرایط یوتروفیک، شرایط بی‌اکسیژنی و افزایش میزان کربن دفن‌شده و تشکیل شیل تیره (Hangenberg Black Shale) و کاهش جانداران دریایی کم‌عمق و به‌ویژه عمیق منجر شد (Caplan et al. 1996; Caplan and Bustin 1999; De Vleeschouwer et al. 2013). البته این بخش از حادثة هنگنبرگ در بعضی برش‌ها به‌ویژه لهستان (Marynowski et al. 2012) با فعالیت آتش‌فشانی و ورود ماگمایی اسیدی به اقیانوس همراه است که به ایجاد شرایط کم‌اکسیژنی تا بی‌اکسیژنی کمک کرده است. در بیشتر برش‌های مطالعه‌شدة جهانی، پس از رخداد بی‌اکسیژنی و ایجاد شیل تیرة ناشی از افزایش دما، یک افق ماسه‌سنگی (Hangenberg sandstone) دیده می‌شود که گاهی به ضخامت چندین سانتی‌متر می‌رسد و از یک سردشدگی ناگهانی و کاهش سطح آب جهانی در مرز دونین- کربنیفر نشئت می‌گیرد (Isaacson et al. 2008; Wicander et al. 2011). در اثر حادثة هنگنبرگ، کنودونت‌های پالماتولپید و ایکرودید در اواخر فامنین، به‌طور کلی از بین می‌روند (Ziegler and Sandberg 1984)، اما گونه‌هایی از سایفونودلیدها و پروتوگناتوئیدها با شدت کمتر آسیب می‌بینند و وارد کربنیفر می‌شوند. البته این کنودونت‌ها با راهبرد تولیدمثل حداکثری و کاهش اندازه و تنوع قادر به بازیابی سریع و شکوفایی پس از حادثة انقراضی شده‌اند. برخی پژوهشگران بر این باورند که یکی از دلایل این میزان زیاد انقراض در مرز دونین- کربنیفر، آسیب‌پذیری فونای زیستی‌ای بوده که پس از انقراض مهم مرز فرازنین- فامنین شروع به بازیابی و شکوفایی کرده، ولی هنوز به حدی از توانایی برای تحمل تغییرات زیست‌محیطی حادثة هنگنبرگ دست نیافته است (Morrow et al. 1996). در ایران توالی‌های دونین- کربنیفر در نواحی محدودی دیده می‌شود، ولی گسترش آنها در البرز شرقی و مرکزی و ایران مرکزی کامل‌تر و وسیع‌تر است (Wendt et al. 2005). این نهشته‌ها در بلوک‌های ساختاری متفاوتی قرار دارند و شرایط متفاوت حاکم بر حوضه باعث ایجاد توالی‌های رسوبی متفاوت و رخساره‌های رسوبی و فونای زیستی مختلفی شده است (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).

پهنة رسوبی ساختاری البرز شامل بلندی‌های چین‌خورده و راندگی‌های شمال صفحة ایران است که به شکل طاقدیس مرکب در یک راستای شرقی- غربی از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد و مرز شمالی آن به زمین‌درز تتیس کهن و مرز جنوبی آن به زون ایران مرکزی محدود می‌شود (Berberian 1983, Alavi 1996, Aghanabati 2012). این پهنة گسلیده که درنتیجة همگرایی پهنة سخت ایران مرکزی و حوضة خزر جنوبی/ اوراسیا ایجاد شده، در بخش جنوبی حوضه پیوستگی و شباهت‌های زمین‌شناسی و ساختاری با ایران مرکزی دارد، در حالی که بخش شمالی آن متأثر از حوادث دیرینه در حوضة خزر جنوبی بوده است (Stöcklin 1968, Aghanabati 2012).

شرایط سکوی دریایی پالئوزوئیک در منطقة البرز از زمان اردویسین- سیلورین و درنتیجه بازشدگی پالئوتتیس و جداشدن بلوک‌های ساختاری البرز و ایران مرکزی از گندوانا آغاز شد و پس از برخورد صفحة ساختاری البرز و ایران مرکزی با صفحة اوراسیا، دوباره پیشروی دریا روی سکوی دریایی کربناتة آواری تا تریاس میانی ادامه یافت. در زمان دونین بالایی با آرام‌گرفتن رخداد زمین‌ساخت کالدونی، شرایط لازم برای پیشروی گستردة دریا فراهم و بسیاری از فرابوم‌های کهن در غرب و شمال غربی ایران با دریایی پیش‌رونده و کم‌ژرفا پوشیده شد (Darvishzadeh 2014). نهشته‌های سازند خوش ییلاق و هم‌ارزهای آن (دونین بالایی) در البرز و ایران مرکزی گسترش دارند و این سنگ‌ها در حاشیة واگرای پالئوتتیس پدید آمده‌اند (Lasemi 2001)؛ (شکل 1 و 2). سازندهای سیلیسی- آواری پادها و آواری- کربناتة خوش ییلاق در البرز شرقی، سازند جیرود در البرز مرکزی و سازندهای مولی و ایلان قره (واحدهای سنگ چینه‌ای غیررسمی Alavi 1996) در البرز غربی (ماکو و آذربایجان) نشان‌دهندة نهشته‌های دونین البرز هستند. رخنمون‌های گسترده‌ای از سازندهای خوش ییلاق و مبارک در مناطق مرکزی و شرقی حوضة البرز وجود دارند (Wendt et al. 2005) که تغییرات جانبی زیاد رخساره‌ها و محتوای زیاد فسیلی آنها از گذشته‌های دور توجه زمین‌شناسان را جلب کرده است (Bozorgnia 1973; Brice et al. 1974; Ahmadzadeh-Heravi 1975; Jenny 1977; Coquel et al. 1977; Ashouri 1990, 2006; Ghavidel-Syooki and Owens 2007; Wendt et al. 2005; Hashemi 2011; Falahatgar et al. 2012, 2018; Ghobadipour et al. 2018; Sardar-Abadi et al. 2015, 2017; Valeri et al. 2018).

 Bozorgnia 1973 نخستین‌بار برش مرجع سازند خوش ییلاق را با ضخامت 1345 متر و مرکب از 17 واحد سنگی با سن ایفلین تا فامنین معرفی کرد. این رخنمون که در امتداد جادة اصلی شاهرود- آزادشهر تقریباً در 60کیلومتری شمال شرقی شاهرود بررسی شده و متشکل از 1345 متر کربنات (عمدتاً سنگ آهک)، مارن با ماسه‌سنگ‌های توفی سبز، دولوستون، ماسه‌سنگ کوارتزی، شیل و کنگلومراست، همراه با زیای غنی و متنوع از بازوپایان، تنتاکولیت، بریوزوئر، مرجان، تریلوبیت و شکم‌پایان است و به‌طور پیوسته روی سازند پادها و در زیر سازند مبارک قرار گرفته است. برخی پژوهشگران حد پایین این سازند و شروع پیشروی دریایی را به امیسین- آیفلین (دونین پیشین- میانی) نسبت داده‌اند (Bozorgnia 1973 Hamdi & Janvier 1981, Ashouri 2001,) و برخی معتقدند شرایط رسوب‌گذاری دریایی سازند خوش ییلاق از ژیوتین (دونین میانی) آغاز شده است (Brice et al. 1974, 1978; Stampfli 1978; Weddige 1984; Ashouri 1990; Wendt et al. 2005). دربارة سن بخش بالایی سازند خوش ییلاق نیز از فامنین (Bozorgnia 1973) تا فامنین- تورنزین (Ashouri 1990, 1994, 2006) نظرات متفاوت است (Wendt et al. 2005). سازند خوش ییلاق را به سه عضو شامل عضو کربنات زیرین (ژیوتین- فرازنین پیشین)، عضو کربناته- آواری میانی (فرازنین میانی) و عضو کربنات بالایی (فرازنین پسین- تورنزین پیشین) تقسیم‌بندی کرده‌اند.

سازند مبارک را نیز برای نخستین‌بار Assereto 1963 در گردنة امامزاده هاشم واقع در شمال روستای مبارک‌آباد به ستبرای 450 متر اندازه‌گیری و معرفی کرده است. این سازند در برش الگو بیشتر از سنگ آهک مارنی تیره و مارن‌های سیاه‌رنگ تشکیل شده است. در برش الگو، سازند مبارک روی سازند میلا و در زیر سازند نسن (پرمین پسین) قرار دارد؛ اما در دیگر نواحی، سازند مبارک بیشتر با نهشته‌های دونین (سازندهای جیرود/ خوش ییلاق) در زیر و سازند دورود به سن پرمین پیشین در بالا در تماس است. در سال‌های بعد نیز، پژوهش‌های دیگری در سایر رخنمون‌ها و دربارة زیای جانوری و گیاهی این سازند منتشر شد؛ ازجمله پژوهش‌های Gaetani 1968; Vachard 1996; Mosaddegh 2000; Brenckle et al. 2009; Falahatgar and Mosaddegh 2012; Ranjkesh and Hamdi 2010.

پژوهش حاضر گسترة سنی کنودونت‌ها را در محدودة گذر DC در برش چلچلی بررسی می‌کند. همانند سایر برش‌های بررسی‌شدة گذر DC در ایران (Habibi et al. 2008; Bahrami et al. 2011; Köenigshof et al. 2020)، برش چلچلی ویژگی‌های سنگ‌شناسی مشابه حادثة جهانی هنگنبرگ مانند افق‌های نازک شیل تیره (HBS) و ضخامت 8-10متری از ماسه‌سنگ کوارتزی (HSS) دارد که تأییدی بر تغییرات محیطی حوضة اقیانوسی در گذر DC است.


 

شکل 1- پهنه‌های ساختاری و زمین‌ساختی ایران (Angiolini et al. 2007; Vuolo 2014). رنگ تیره: افیولیت‌های در امتداد زمین‌درز زاگرس (MZT) و محدودة خردقارة ایران مرکزی؛ هاشور: افیولیت و دگرگونی‌های مربوط به کوه‌زایی سیمرین

Fig 1- Structural and tectonic units of Iran (Angiolini et al. 2007; Vuolo 2014); Dark color: ophiolites along Zagros main fold (MZT) and Central Iran subcontinent; Hashour: Ophiolites and Cimmerian orogeny metamorphisms.

 

 

شکل 2- توزیع حوضه‌های زیستی و الگوهای چرخش جریان‌های اقیانوسی در پالئوزوئیک پسین (کربنیفر زیرین) و موقعیت دیرینة جغرافیایی ایران (Shi 1988; Angiolini et al. 2007; Vuolo 2014)

Fig 2- Distribution of Basin Biomodels and Rotational Patterns of Oceanic Currents in the Late Paleozoic (Carboniferous) (bottom) and the ancient geographical location of Iran. (Shi 1988; Angiolini et al. 2007; Vuolo 2014).

 

 

راه‏های دسترسی و زمین‌شناسی عمومی

برش چلچلی در حدود 70کیلومتری مسیر جادة شاهرود- گرگان (توسکستان) و حدود 5کیلومتری شرق روستای چهارباغ در امتداد درة رودخانة چهارباغ و محدودة منطقة حفاظت‌شدة حیات وحش چهارباغ قرار دارد. این برش در نقشة گرگان (ورقة H4 مقیاس 000/250/1، Salehirad et al. 1991) و مختصات قاعدة برش 36°36'15.54"N; 54°32'55.57"E و رأس برش  36°36'15.89"N; 54°32'48.49"Eاست.

در محدودة رخنمون بررسی‌شده، سازندهای خوش ییلاق، مبارک، قزل‌قلعه و درود به‌صورت یک طاقدیس گسله در پهنه‌ای چین‌خورده و در مجاورت شیل‌های زغال‌دار گروه شمشک قرار گرفته‌اند و نهشته‌های ائوسن، جوان‌ترین رسوبات دریایی محدودة بررسی‌شده‌اند (شکل 3 و 4).


 

 

شکل 3- نقشة راه‏های دسترسی برش چلچلی و موقعیت واحدهای ساختاری ایران (Bakhtiari 2005)

Fig3- Access roadmap of Chelcheli section and the location of structural units in Iran (Bakhtiari 2005).

 

 

شکل 4- نقشة زمین‌شناسی محدودة برش مطالعه‌شده (Salehirad et al. 1991)

Fig 4- Geological map of the study area (Salehirad et al. 1991).


سنگ‌چینه‌نگاری

با توجه به هدف پژوهش که بررسی نهشته‌های گذر دونین- کربنیفر و تعیین گسترة سنی و حدود ناپیوستگی در گذر DC است، در رخنمون مطالعه‌شده 182 متر از بخش بالایی سازند خوش ییلاق و 215 متر از بخش پایین سازند مبارک اندازه‌گیری و با توجه به ویژگی‌های سنگ‌شناسی و شواهد صحرایی به یازده واحد سنگی تقسیم‌بندی شد (شکل 5 و 6). مرز سازند خوش ییلاق با سازند مبارک در این برش به‌صورت پیوستة هم‌شیب است.

 

فامنین پسین (سازند خوش ییلاق)

واحد 1، شامل سنگ‌‌های آهک نازک تا متوسط‌لایة همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن است. این واحد بازوپایان به‌خوبی حفظ‌شده، تریلوبیت (فراوانی کم و عمدتاً سفالون از راستة فاکوپیدا)، تنتاکولیت، ریزبقایای مهره‌داران و شکم‌پایان (فراوانی کم) دارد (شامل نمونه‌های ch1-ch4 و ضخامت 37 متر، تصویر 5-c).

واحد 2، عمدتاً شامل لایه‌های شیلی ضخیم با میان‌لایه‌های سنگ آهک متوسط‌لایه و شیل خاکستری است (نمونه‌های ch5-ch9-1 و ضخامت 65 متر). این واحد نیز بازوپایان خوب حفظ‌شده و بقایای کرینوئیدها و بریوزوئر در زمینه و در سطح سنگ‌ها دارد.

 واحد 3، شامل افق‌های سیکلیک آهک‌های نازک‌لایه و تناوب سنگ‌های آهک‌ متوسط‌لایه با شیل‌ها و مارن‌های خاکستری تیره (نمونه‌های ch10-ch11، ضخامت 60 متر، تصویر 5-c) است که بعضی از افق‌های غنی از بازوپایان به‌طور نمایان قابل مشاهده‌اند.

واحد 4، شامل شیل‌های تیره با میان‌لایه‌های نازک سنگ آهک است که به سمت بالا میان‌لایه‌های نازک ماسه‌سنگی و شیل‌های سیاه جایگزین می‌شوند (نمونه‌های ch12-ch16، ضخامت 15 متر). بازوپایان و مرجان‌های منفرد و کلنی در بعضی افق‌ها مشاهده می‌شوند.

واحد 5؛ این بخش در زیر محدودة گذر دونین- کربنیفر قرار دارد و از دیدگاه بررسی حوادث جهانی مرز دونین- کربنیفر مهم است. در بخش قاعدة این واحد، لایه‌های نازک شیل سیاه با میان‌لایه‌های نازک ماسه‌سنگی وجود دارد و به سمت بالا افق‌های ماسه‌سنگی چینه‌بندی متقاطع و ضخامتی حدود 8- 10 متر ماسه‌سنگ کوارتزیتی ضخیم‌لایه دارد. موقعیت زیست‌چینه‌ای و ویژگی‌های رسوبی این واحد به‌نوعی بیان‌کننده و معادل با واحدهای سنگی معرف حادثة هنگنبرگ است که شامل شیل تیره (HBS) در زیر و واحد ماسه‌سنگی (HSS) در بالاست (تصویر 5-b).

 

کربنیفر پسین (سازند مبارک)

واحد 6، شامل آهک‌های نودولار نازک‌لایه با میان‌لایه‌های شیل خاکستری تا سبزرنگ (نمونه‌های ch17-ch18، ضخامت 20 متر، تصاویر 5-e) است.

واحد 7، شامل شیل‌های ضخیم‌لایة خاکستری تا سبزرنگ با میان‌لایه‌های نازک آهکی (نمونه‌های ch19-ch20، ضخامت 12 متر) و در بررسی‌های صحرایی فاقد ماکروفسیل است.

واحد 8، شامل آهک‌های نازک‌لایة اسکلتی (نمونه‌های ch21-ch22، ضخامت 10 متر، 5-f) با بریوزوئر و ساقة کرینوئید در سطح لایه‌هاست.

واحد 9، شامل لایه‌های شیل‌های ضخیم‌لایة خاکستری تا سبزرنگ (نمونه‌های ch22-1، ضخامت 8) فاقد محتوای فسیلی است.

واحد 10، شامل آهک‌های ضخیم‌لایة سفید تا زردرنگ با تناوب شیل‌های خاکستری (نمونه‌های ch23-ch26-1، ضخامت 80 متر) است.

واحد 11، به‌طور عمده شامل سنگ‌های ‌آهک ماسه‌ای سفید تا زردرنگ با سیمای صخره‌ساز و آهک‌های نودولار با میان‌لایه‌های شیل و مارن (نمونه‌های ch27-ch35، ضخامت 85 متر) است.


 

شکل 5- (a). نمای کلی از رخنمون مطالعه‌شده؛ (b). واحد شیل سیاه هنگنبرگ (HBS) و واحد ماسه‌سنگ ضخیم‌لایة هنگنبرگ (HSS)؛ (c). افق‌های سیکلیک آهک‌های نازک‌لایه و تناوب سنگ‌های ‌آهک متوسط‌لایه با شیل و مارن‌های خاکستری تیره واحد 3؛ (d).سنگ‌های ‌آهک نازک تا متوسط‌لایه همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن واحد 1؛ (e) و (f). آهک‌های نودولار نازک‌لایه با میان‌لایه‌های شیل خاکستری تا سبزرنگ قاعدة سازند مبارک.

Fig 5- (a) - Overview of the studied outcrop (b) - Hengenberg Black Shale Unit (HBS) and Hengenberg Thick Sandstone Unit (HSS) (c) - Cyclic horizons of thin-bedded limestones and alternation of medium bedded limestone with shale and dark gray marls Unit 3 (d) - Thin to medium bedded bedded limestones with alternation of shale and marl Unit 1 (e) and (f) - Gray to green nodular thin-bedded limestones with shale interlayers at the base of Mubarak Formation.

 


روش پژوهش

در انجام این پژوهش، 40 نمونه با وزن تقریباً 4 تا 5 کیلوگرم عمدتاً از نمونه‌های سنگ‌آهک گرفته شد؛ ولی به دلیل اهمیت تعیین سن کنودونتی در محدودة مرز دونین- کربنیفر، نمونه‌های شیل و ماسه‌سنگ و آهک‌های دولومیتی نیز برداشت و با روش‌های استاندارد آماده‌سازی شد (Jeppson and Anehus 1995). نمونه‌های آهک دولومیتی و ماسه‌ای با آب شسته و در ظروف مخصوص پلاستیکی گذاشته شد؛ در زیر هود آزمایشگاه، 150 میلی‌لیتر اسیدفورمیک تجاری به ظرف دارای نمونه به مدت 24 ساعت افزوده و با آب جوش 90 تا 100 درجه به حجم 500 میلی‌لیتر رسانده شد. نمونه‌های سنگ‌آهک در اسیداستیک %20 به مدت 5 تا 7 روز انحلال یافت؛ پس از آن مواد باقی‌ماندة حاصل از انحلال، روی الک‌ها ریخته و آبکشی و شسته شد. نمونه‌های شیل به مدت 3 روز در نفت سفید قرار داده و سپس شسته شد، ولی کنودونتی از این نمونه‌ها استخراج نشد. مواد باقی‌ماندة روی الک‌ها با میکروسکوپ دوچشمی جدا شد و در ظروف‌ مخصوص نگهداری نمونه (cell) قرار گرفت. عناصر کنودونتی دارای ارزش زیست‌چینه‌ای روی چسب دوطرفة کربن رسانا (stab) قرار گرفت و در آزمایشگاه SEM مرکز پژوهش‌های رازی کرج تصویربرداری شد که با نام آرشیو EUIC در گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان نگه‌داری می‌شود.

با وجود اینکه تعداد کلی عناصر کنودونتی به‌دست‌آمده نسبتاً کم است که این کمی کنودونت‌ها از شاخص‌های محیط‌های کم‌عمق اقیانوسی است (Bahrami et al. 2018‚ 2019; Köenigshof et al. 2020; Ariuntogos et al. 2020)، تنوع زیاد نمونه‌های کنودونتی و حضور گونه‌های شاخص به تعیین سن نهشته‌های در محدودة مرز DC منجر شد. در شناسایی و بررسی کنودونت‌ها از Ziegler and Sandberg 1990; Kaiser et al. 2009; Hartnfels 2011 استفاده شد.

 

یافته‌های پژوهش

340 عنصر کنودونتی به‌دست‌آمده از برش چلچلی به شناسایی و تفکیک 15 زیست‌زون کنودونتی از فامنین پیشین تا تورنزین پسین منجر شد (شکل 6 و جدول 1). از بخش قاعدة برش نمونة ch1، فقط چند عنصر کنودونتی شامل Icriodus alternathus althernathus, Icriodus alternathus helmsi, Icriodus cornutus به دست آمد که به دلیل نبود کنودونت‌های شاخص، سن دقیق این توالی قابل تعیین نیست.

 

  1. زیست‌زون           Palmatolepis minuta minuta Zone (sample ch2)

این زیست‌زون با ضخامت 5 متر مربوط به واحد 1 و شامل سنگ‌های آهک نازک تا متوسط‌لایه همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن است. مرز زیرین با نخستین حضور گونة Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl 1934a مشخص می‌شود. این گونه براساس پژوهش Spalletta et al. 2017 محدوده‌ای سنی از Palmatolepis minuta minuta Zone تا Pseodupolygnathus granulosus Zone دارد. این زیست‌زون منطبق بر زیست‌زون Upper triangularis Zone تا Upper trachytera Zone در زیست‌زون‌بندی Ji & Ziegler 1993 است. در این زیست‌زون گونه‌های Icriodus alternathus althernathus, Icriodus alternathus helmsi, Icriodus cornutus نیز حضور دارند. سن این زیست‌زون ابتدای فامنین پیشین است.

 

Palmatolepis crepida Zone (sample ch3)2. زیست‌زون

این زیست‌زون با ضخامت 8 متر مربوط به واحد 1 و شامل سنگ‌های آهک نازک تا متوسط‌لایه همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة Polygnathus nodocostatus nodocostus Branson & Mehl 1934a مشخص می‌شود. این گونه براساس پژوهش‌های Spalletta et al. 2017 و Ji & Ziegler 1993 گستره‌‌ای سنی از Palmatolepis crepida Zone تا Palmatolepis gracilis expansa Zone دارد. در این زیست‌زون گونه‌های Palmatolepis minuta minuta, Neoplygnathus communis, Icriodus alternatus alternatus, Icriodus alternatus helmsi  و گونة  Icriodus cornutusنیز حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش میانی فامنین پیشین است.

 

Palmatolepis termini Zone to Palmatolepis glabra prima Zone (sample ch4) 3. زیست‌زون                  

این زیست‌زون با ضخامت 12 متر مربوط به واحد 1 و شامل سنگ‌های آهک نازک تا متوسط‌لایه همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة Polygnathus semicostatus Branson & Mehl 1934a مشخص می‌شود که براساس پژوهش‌های Spalletta et al. 2017 و Ji & Ziegler 1993 منطبق بر lower Palmatolepis termini Zone است. در این زیست‌زون گونه‌هایPalmatolepis minuta minuta, Icriodus alternatus alternatus  Icriodus cornutus‚نیز حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش میانی فامنین پیشین است.

 

Palmatolepis glabra pectinata Zone to Palmatolepis rhomboidea Zone (sample ch4-1) 4. زیست‌زون         

این زیست‌زون با ضخامت 12 متر مربوط به واحد 1 و شامل سنگ‌های آهک نازک تا متوسط‌لایه همراه با میان‌لایه‌های نازک شیل و مارن است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة Palmatolepis quadrantinodosalobata Sannemann 1955a Morphotype 1 Sandberg & Ziegler 1973 و Polygnathus padovanii Perri & Spalletta 1990 مشخص می‌شود. براساس Spalletta et al. 2017، ظهور هر دو گونة یادشده در زیست‌زون Palmatolepis glabra pectinata Zone است. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی فامنین پیشین است.

 

Palmatolepis gracilis gracilis Zone to Palmatolepis marginifera utahensis Zone (sample ch5-ch6)  5. زیست‌زون                                                     

این زیست‌زون با ضخامت 30 متر مربوط به واحد 2 و عمدتاً شامل لایه‌های شیلی ضخیم با میان‌لایه‌های سنگ آهک متوسط‌لایه و شیل خاکستری است. نخستین حضور گونة شاخص Palmatolepis gracilis gracilis Branson & Mehl 1934a تعیین‌کنندة مرز زیرین این زیست‌زون است. ظهور این گونه براساس Klapper & Ziegler 1979; Ji & Ziegler 1993 از Upper rhomboidea است که براساسSpalletta et al. 2017  معادل زیست‌زون Palmatolepis gracilis gracilis Zone است. این زیست‌زون همچنین با نخستین حضور گونة Polygnathus triphyllatus Helms 1961 نیز شناسایی می‌شود. گونه‌های Polygnathus semicostatus, Polygnathus, Polygnathus nodocostatus nodocostatus, Neopolygnathus communis, Palmatolepis minuta minuta  و گونة Icriodus cornutus در این زیست‌زون حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی فامنین زیرین و بخش‌هایی از فامنین میانی است.

 

Scaphignathus velifer velifer Zone (sample ch7)6. زیست‌زون                                                    

این زیست‌زون با ضخامت 10 متر مربوط به واحد 2 و عمدتاً شامل لایه‌های شیلی ضخیم با میان‌لایه‌های سنگ آهک متوسط‌لایه و شیل خاکستری است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة شاخص Scaphignathus velifer velifer Helms 1959 و Alternognathus regularis regularis Ziegler & Sandberg 1984 شناسایی می‌شود (Spalletta et al. 2017). گونه‌های کنودونتیPalmatolepis minuta minuta, Polygnathus padovanii, Branmehla bohlenana bohlenana, Polygnathus semicostatus, Neopolygnathus communis, Polygnathus nodocostatus nodocostatus و Icriodus cornutus نیز در این زیست‌زون حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی فامنین میانی است.

 

Palmatolepis rugosa trachytera Zone (sample ch8)7. زیست‌زون                                                       

این زیست‌زون با ضخامت 12 متر مربوط به واحد 2 و عمدتاً شامل لایه‌های شیلی ضخیم با میان‌لایه‌های سنگ آهک متوسط‌لایه و شیل خاکستری است. مرز زیرین این زیست‌زون براساس نخستین حضور گونة شاخص Palmatolepis rugosa trachytera Ziegler 1960 شناسایی می‌شود (Ji & Ziegler 1993; Spalletta et al. 2017). سایر گونه‌های کنودونتی این زیست‌زون Scaphignathus velifer velifer, Palmatolepis minuta minuta, Polygnathus padovanii, Branmehla bohlenana bohlenana, Polygnathus semicostatus, Neopolygnathus communis, Polygnathus nodocostatus nodocostatus,  و Icriodus cornutus هستند. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی فامنین میانی است.

 

Pseudopolygnathus granulosus Zone to Palmatolepis gracilis manca (sample ch9-ch9-1 and ch10)8. زیست‌زون                                                

این زیست‌زون با ضخامت 38 متر مربوط به واحدهای 2 و 3 است که 15 متر آن عمدتاً شامل لایه‌های شیلی ضخیم با میان‌لایه‌های سنگ آهک متوسط‌لایه و شیل خاکستری واحد 2، و 23 متر آن مربوط به واحد 3 شامل افق‌های سیکلیک سنگ‌های آهک نازک‌لایه و تناوب سنگ‌های آهک متوسط‌لایه با شیل و مارن‌های خاکستری تیره است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة شاخص Palmatolepis gracilis sigmoidalis Ziegler 1962a و آخرین حضور گونه‌های کنودونتی Palmatolepis minuta minuta Branson & Mehl 1934a و Icriodus cornutus Sannemann 1955b تعیین می‌شود (Spalletta et al. 2017). همچنین گونه‌های Polygnathus granulosus, Bispathodus stabilis vulgaris, Branmehla ampla, Branmehla inornata در بخش بالایی این زیست‌زون ظاهر می‌شوند. سایر گونه‌های این زیست‌زون Scaphignathus velifer velifer, Polygnathus padovanii, Branmehla bohlenana bohlenana, Polygnathus semicostatus, Neopolygnathus communis, Polygnathus nodocostatus nodocostatus, Alternognathus regularis regularis هستند. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی فامنین میانی است. سن این زیست‌زون معادل بخش زیرین فامنین پسین است.

Palmatolepis gracilis expansa Zone (sample ch11)9. زیست‌زون                                                        

این زیست‌زون با ضخامت 10 متر مربوط به واحد 3 شامل افق‌های سنگ آهک نازک‌لایه است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة شاخص Palmatolepis gracilis expansa Sandberg & Ziegler 1979 تعیین می‌شود؛ همچنین نخستین حضور گونة Bispathodus jugosus (Branson & Mehl 1934a) نیز براساس Ziegler & Sandberg 1984; Ji & Ziegler 1993; Spalletta et al. 2017، معرف مرز زیرین این زیست‌زون است. گونه‌های Bispathodus bispathodus, Bispathodus stabilis stabilis, Branmehla inornata, Bispathodud stabilis vulgaris, Polygnathus granulosus, Branmehla ampla, Palmatolepis sigmoidalis, Mehlina strigose, Alternognathus regularis regularis در این زیست‌زون حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش زیرین فامنین پسین است.

Bispathodus aculeatus aculeatus Zone (sample ch12)10. زیست‌زون                                              

این زیست‌زون با ضخامت 8 متر مربوط به واحد 3 شامل تناوب سنگ‌های آهک متوسط‌لایه با شیل و مارن‌های خاکستری تیره است. این زیست‌زون معادل  Middle expansa Zoneو همچنین معادل زیست‌زون Bispathodus aculeatus aculeatus Zone مربوط به Hartenfels 2011 است. مرز زیرین این زیست‌زون با نخستین حضور گونة شاخص Bispathodus aculeatus aculeatus (Branson & Mehl 1934a) تعیین می‌شود. این گونه گستره‌ای سنی از Bispathodus aculeatus aculeatus Zone (براساس Middle expansa; Ziegler and Sandberg 1984) تا می‌سی‌سی‌پین (اشکوب ویزئن زیست‌زون texanus Zone) براساس (Lane et al. 1980, Spalletta et al. 2017) دارد. سن این زیست‌زون معادل بخش زیرین فامنین پسین است.

 

Bispathodus costatus Zone (sample ch13)11. زیست‌زون                                                    

این زیست‌زون با ضخامت 8 متر مربوط به واحد 3 شامل تناوب سنگ‌های آهک متوسط‌لایه با شیل و مارن‌های خاکستری تیره است. این زیست‌زون معادل Middle expansa Zone و همچنین معادل زیست‌زون Lower costatus Zone در زیست‌زون‌بندی Ziegler 1962 است. این زیست‌زون را همچنین Corradini et al. 2016 نیز پیشنهاد کرده و معادل با زیست‌زونBispathodus costatus Subzone  معرفی‌شده توسط Hartenfels 2011 است. نخستین حضور دو زیرگونة کنودونتی شاخصBispathodus costatus (Branson 1934) M1 و Bispathodus costatus (Branson 1934) M2 تعیین‌کنندة مرز زیرین این زیست‌زون است. گونه‌های کنودونتیBispathodus spinulicostatus, Bispathodus plumulus, Bispathodus aculeatus aculeatus, Bispathodus stabilis stabilis, Bispathodus jugosus, Palmatolepis gracilis sigmoidalis, Palmatolepis gracilis gracilis, Polygnathus semicostatus در این زیست‌زون حضور دارند. سن این زیست‌زون معادل بخش میانی فامنین پسین است.

 

Bispathodus ultimus Zone (sample ch14-ch15-ch16-1-ch16 and ch17)12. زیست‌زون                               

این زیست‌زون با ضخامت 25 متر مربوط به واحدهای 4 و 5 است که 15 متر آن عمدتاً شامل شیل‌های تیره با میان‌لایه‌های نازک سنگ آهک واحد 4، و 10 متر آن مربوط به واحد 5 شامل لایه‌های نازک شیل سیاه با میان‌لایه‌های نازک ماسه‌سنگی است که به سمت بالا به افق‌های ماسه‌سنگی دارای چینه‌بندی متقاطع تغییر می‌یابند. این زیست‌زون درمجموع معادل زیست‌زون‌هایUpper expansa Zone  و Lower and Middle praesulcata zones است که Ziegler & Sandberg 1984 معرفی کرده‌اند؛ همچنین معادل مجموعة زیست‌زون‌های Upper expansa و زیست‌زون praesulcata و زیست‌زون costatus–kockeli Interregnum است که Kaiser et al. 2009 معرفی کرده‌اند. گونه‌های شاخص Protognathodus meischneri Ziegler 1969 و Protognathodus collinsoni Ziegler 1969 و Palmatolepis gracilis gonioclymeniae Müller 1956 و گونة Siphonodella praesulcata Sandberg et al. 1972 در این زیست‌زون حضور دارند. این توالی منطبق بر واحدهای 4 و 5 با لیتولوژی مارن، شیل و آهک است که به‌طور تدریجی به تناوبی از لایه‌های نازک شیل تیره و در بالا به افق ضخیم حدود 10متری از ماسه‌سنگ کوارتزی تبدیل می‌شود. سن این زیست‌زون معادل بالاترین بخش‌های فامنین پسین است.

 

?Pr. kockeli to L. Si. crenulata zones (sample ch17-ch25)13. زیست‌زون                                              

این زیست‌زون با ضخامت 90 متر مربوط به واحدهای 6 تا 10 سازند مبارک عمدتاً شامل تناوب سنگ‌های آهک‌ متوسط تا ضخیم‌لایة نودولار و اسکلتی با میان‌لایه‌های شیل و مارن است. کنودونت‌های شاخص در تعیین این زیست‌زون مانندProtognathodus kockeli, Protognathodus kuehni  و Siphonodella sulcata حضور ندارند، ولی حضور همزمان گونه‌های کنودونتی Polygnathus inornatus inornatus, Polygnathus longiposticus, Clydagnathus cavusformis, Pseodupolygnathus primus M2, Protognathodus meishneri, Protognathodus collinsoni و ورود گونة Siphonodella obsuleta Hass 1959 بیان‌کنندة شروع کربونیفر پیشین (می‌سی‌سی‌پین) و معادل زیست‌زون ?Pr. kockeli to L. Si. crenulata zones است. سن این زیست‌زون معادل تورنزین پیشین تا بخش‌هایی از تورنزین پسین است.

 

Siphonodella isosticha- U. Siphonodella crenulata to Gnathodus typicus zones (sample ch26-ch26-1)14. زیست‌زون                                                            

این زیست‌زون با ضخامت 80 متر مربوط به واحدهای 10 و 11 سازند مبارک به‌طور عمده شامل سنگ‌های آهک ماسه‌ای سفید تا زردرنگ دارای سیمای صخره‌ساز و آهک‌های نودولار با میان‌لایه‌های شیل و مارن است. مرز زیرین این زیست‎زون براساس نخستین حضور گونه‌های Gnathodus semiglaber Bischoff 1957 و Gnathodus cuneiformis Mehl & Thomas 1947 است. ظهور هر دو گونة یادشده براساس Lane et al. 1980 از زیست‌زون isosticha – Upper crenulata Zone است. سن این زیست‌زون معادل بخش‌هایی از تورنزین پسین است.

 

Scaliognathus anchoralis-Doliognathus latus zones (sample ch27-ch35)  15. زیست‌زون                         

این زیست‌زون با ضخامت 40 متر مربوط به واحد 11 سازند مبارک به‌طور عمده شامل سنگ‌های آهک ماسه‌ای سفید تا زردرنگ دارای سیمای صخره‌ساز و آهک‌های نودولار با میان‌لایه‌های شیل و مارن است. مرز زیرین این زیست‌زون براساس نخستین حضور گونه‌های Scaliognathus anchoralis Lane & Ziegler 1983 و Dolyognathus latus Branson & Mehl 1941 Morphotype 2 و Gnathodus pseudosemiglaber Thompson & Fellow 1970 و گونة Psodupolygnathus cf. pinnatus Voges 1959 Morphotype 1 نیز براساس Lane et al. 1980 در این زیست‌زون ظهور می‌یابد. سن این زیست‌زون معادل بخش بالایی تورنزین پسین است.

 

 

شکل 6- ستون سنگ‌چینه‌ای و زیست‌زون‌های برش مطالعه‌شده

Fig 6- Stratigraphic column and conodont biozones.

 


تغییرات سطح آب دریا و محیط دیرینة برش چلچلی

در بررسی زیست‌رخساره‌های کنودونتی از مدل‌هایی استفاده شده است کهSandberg 1976; Weddige and Ziegler 1976; Sandberg and Ziegler 1979; Sandberg and Dreesen 1984; Ziegler and Weddige 1999 ارائه کرده‌اند. براساس پژوهش Sandberg and Dreesen 1984، 9 رخسارة کنودونتی برای نهشته‌های دونین پسین پیشنهاد شد که به شرح زیر است:


 

 

شکل 7- مدل زیست‌رخساره‌های کنودونتی فامنین پسین (Sandberg and Dreseen 1984)

Fig 7- Late Famennin conodont bio-facies Model (Sandberg and Dreseen 1984).

 


همچنین براساس پژوهش‌های Sandberg & Gutschick 1984 در مدل ارائه‌شده، 7 رخسارة زیسـتی بـرای محدودة کربنیفر زیرین (مـی‌سـی‌سـی‌پـین) ارائه شده است:


 


 

شکل 8.-مدل رخساره‌هایزیستیکربنیفرپیشین برش مطالعه‌شده (Sandberg & Gutschick 1984)

Fig 8- Lower carboniferous conodont biofaceis model (Sandberg & Gutschick 1984)

 


در بررسی برش مطالعه‌شده در زمان‌های دونین پسین- کربونیفر پیشین از تلفیق دو مدل یادشده استفاده شد. در شروع فامنین زیرین زیست‌رخساره‌های کنودونتی نخست icriodid-polygnathid biofacies مربوط به نواحی پری‌تایدال است و در بخش‌های بالایی فامنین زیرین و فامنین میانی با افزایش سطح آب دریا، رخساره‌های کنودونتی به Palmatolepid- polygnathid biofacies مربوط به بخش‌های خارجی و میانی شلف تبدیل می‌شود و در فامنین پسین با افزایش حداکثری سطح آب، رخساره‌های زیستی عمدتاً bispathodid-palmatolepid مربوط به دریای باز تغییر می‌یابد؛ درنهایت در بالاترین بخش فامنین در زیست‌زون M. praesulcata با بیشترین پیشروی سطح آب و رسیدن به mfs، به تشکیل شیل‌های تیرة هنگنبرگ و گسترش زون آنوکسیک در پلتفرم کربناتة دونین پسین منجر می‌شود (شکل 10).

دربارة چگونگی ایجاد شرایط آنوکسیک نظریات مختلفی ارائه شده است؛ ازجمله Weissert 1989 و Follmi et al. 1994 اذعان داشته‌اند افزایش تمرکز دی‌اکسیدکربن (CO2) در اتمسفر باعث افزایش فرسایش قاره‌ها و درنتیجه افزایش ورود مواد غذایی به اقیانوس‌ها می‌شود که پیرو آن، یوتریفیکاسیون اقیانوسی به تشکیل رخساره‌های شیلی غنی از مواد آلی و مرگ پلتفرم‌های کربناته می‌انجامد؛ اما تغییرات مثبت ایزوتوپ O18δ در زمان دونین- کربنیفر بیان‌کنندة سردی آب‌وهوا در این زمان است (Popp et al. 1986)؛ همچنین جایگزینی فرامینیفرهای آب‌های نواحی تروپیکال با فرامینیفرهای نواحی معتدل و وجود دیامیکتیت‌ها در جنوب آفریقا، شواهدی بر اثبات سردبودن آب‌وهوا در این زمان هستند (Kalvoda 1988; Simakov 1993; Veevers & Powel 1987) که این شرایط به افزایش اختلاف دمای هوا در عرض‌های جغرافیایی مجاور و مخلوط‌شدگی و درنهایت انجام آپولینگ منجر شده است؛ شواهد دیگری نیز مانند وجود رخساره‌های نودولی فسفاته و فونای فسفاته (کنودونت‌ها و بقایای مهره‌داران) بیان‌کنندة وجود شرایط یوتریفیکاسیون در شیل‌های غنی از مواد آلی مرز دونین- کربنیفر بوده است. پیرو آن، افزایش یوتریفیکاسیون، تولید اقیانوسی و دفن مواد آلی به کاهش سطح CO2 و بازخورد مثبت آن در جهت سردی بیشتر اتمسفر و تشکیل یخچال‌های گندوانا انجامیده است. این موضوع باعث ورود مواد آواری و تشکیل ماسه‌سنگ‌های هنگنبرگ شده است.

با کاهش سطح آب دریا در مرز دونین- کربنیفر، سلول‌های آپولینگ موجود در مناطق کم‌عمق دوباره به مناطق Offshore مهاجرت کرده‌اند و این امر سبب بازیابی مواد آلی و تولید دوبارة CO2 و افزایش گرم‌شدگی جهانی و ذوب یخچال‌ها شده است. پیرو ذوب یخچال‌ها، پیشروی اقیانوس‌ها و جابه‌جایی دوبارة سلول‌های آپولینگ از مناطق Offshore به مناطق کم‌عمق، اپی کانتیننتال صورت گرفته و به بروز حادثة زیستی crenulata event نزدیک به بخش‌های انتهایی تورنزین پیشین منجر شده است (Barnes et al. 1996; Caplan and Bustin 1999).

در برش چلچلی در مرز دونین- کربنیفر، شیل تیرة هنگنبرگ و در ادامة آن ماسه‌سنگ‌های ضخیم‌لایة هنگنبرگ و همراهی آنها با تغییر تدریجی فونای فامنین پسین به کربنیفر پیشین به‌خوبی گویای همانندی حوادث زیستی در این مرز است. نخستین زیست‌زون کربنیفر (-?Protognathodus kockeli - L. Siphonodella crenulata zones) با میزان فراوان Polygnathus به میزان 100% است که معرف Polygnathid biofacies است و پس از آن Gnathodid-pseudopolygnathid، رخسارة تقریباً غالب در تمام نمونه‌های تورنزین است که معرف آب‌های عمیق و حاکی از افزایش نسبی سطح آب تا انتهای کربنیفر پیشین است. در حد واسط نمونه‌های ch24 تا ch26-1 نیز حضور شیل‌های تیره و خاکستری تیره، حادثة Lower Alum shale جهانی را نشان می‌دهد.

 

شکل 9- مدل پیشنهادی و مجموعه‌حوادث و شرایطی که به تشکیل فاسیس‌های آنوکسیک و حادثة انقراضی هنگنبرگ در مرز دونین-کربنیفر منجر شده است (Caplan & Bustin 1999).

Fig 9- Proposed model and set of events and conditions that led to the formation of anoxic facies and the extinction at the Hengenberg Crisis at the Devonian-Carboniferous boundary (Caplan 1997).

 

 

شکل 10- بازسازی پالئوژئوگرافی قاره‌ها در زمان فامنین (Scotese and McKerrow 1990; Caplan et al. 1996). مناطقی که با نقطه‌چین نشان داده شده است، گسترش و پراکندگی نهشته‌های گلی تیرة ارگانیکی غنی از مواد آلی فامنین- تورنزین را نشان می‌دهند (Klemme and Ulmishek 1991). به همراه موقعیت سلول‌های فشاری اتمسفر و موقعیت جریان‌های سطحی اقیانوس‌ها برای نشان‌دادن مناطق آپولینگ در زمان‌های فامنین و تورنزین.

Fig 10- Reconstruction of continental palaeogeography during the Famennin stage (Scotese and McKerrow 1990; Caplan 1990). Areas indicated by dotted lines indicate the expansion of dispersed organic mud-rich deposits of Famennin-Tournaisian (Klemme and Ulmishek 1991), along with the position of atmospheric pressure cells and the position of ocean surface currents to show Upwelling regions in the times of Famennin and Tournaisian.

 

همان‌گونه که در شکل دیده می‌شود، شیل‌های تیرة آلبرتا بالتیک و جنوب چین بین منطقة پرباران استوایی و کمربند خشک نیمه‌گرمسیری در عرض‌های جغرافیایی ˚15 -˚5 شمال و جنوب استوا قرار دارند (Scotese and McKerrow 1990; Witzke 1990). شیل‌های تیرة پلیت عربی و اروپا نیز در عرض‌های جغرافیایی ˚ 25 در ساحل شمالی گندوانا قرار دارند؛ در جایی که بادهای غربی- شرقی به ساحل شرقی- غربی گندوانا برخورد می‌کند. در این سواحل نیروی کوریولیس ناشی از چرخش زمین به حرکت سلول‌های پرفشار اتمسفری به سمت سواحل بالا و جابه‌جایی سلول‌های آپولینگ به سمت این سواحل و گسترش زون آنوکسیک روی پلتفرم کربناتة نواحی کم‌عمق اپی‌کانتیننتال و مرگ این پلتفرم کربناته، انقراض زیستی و نهشته‌شدن افق‌های شیلی و گلی تیرة غنی از مواد آلی در این مناطق منجر می‌شود (شکل 9).

به هر حال مدل پیشنهادی برای حادثة زیستی مرز دونین- کربنیفر و تولید رخساره‌های آنوکسیک، یک مدل آب‌وهوای کنترلی (Climate controlled) است؛ بدین معنا که عبور قاره‌های قدیمی از قطب جنوب به سمت عرض‌های جغرافیایی بالاتر و افزایش ارتفاع به دلیل ریفتینگ قاره‌ای به یک دورة زمانی کوتاه سردشدگی و یخچالی منجر شد (Frakes et al. 1992). سردشدن تدریجی آب‌وهوا در این دورة زمانی به افزایش اختلاف دمای بین نواحی قطبی و استوایی و افزایش شدت مخلوط‌شدگی آب اقیانوس‌ها، و این اختلاف دما نیز به افزایش شدت بادهای سطحی و تشدید جریان‌های آپولینگ انجامیده است. بروز این وقایع به همراه برخورد احتمالی شهاب‌سنگ در این زمان به مخلوط‌شدگی اقیانوسی و همچنین افزایش فعالیت‌های ولکانوژنیک منجر شده که هر دو عامل در ایجاد مواد غذایی و آپولینگ آن به سطح نقش تعیین‌کننده‌ای ایفا کرده‌اند.البته باید توجه داشت همراهی فاسیس‌های آنوکسیک با حوادث انقراضی زیستی، یک پدیدة همیشگی و قطعی نیست، اما در مرز دونین- کربنیفر، جریان‌های آپولینگ علاوه بر تأمین مواد مغذی مورد نیاز، بایوتا، فلزات سنگین و توکسین‌ها را نیز به سطح رسانیده که علاوه بر افزایش فیتوپلانکتون‌های سطحی برای سایر موجودات نیز آسیب‌زا بوده و به انقراض زیستی در این زمان منجر شده است (Wilde and Berry 1982).


 

 

شکل 11- مدل زیست‌رخساره‌های کنودونتی به همراه تغییرات سطح آب و مقایسه با تغییرات سطح آب جهانی و همچنین مقایسة تغییرات رخساره‌های سنگی گذر DC و نسبت به برش Rhienisches Schieferbirge در آلمان؛ Johnson et al. 1985; Haq and Schutter 2008; Kaiser 2005; Ziegler and Sandberg 1990; Lane et al. 1999; Kaiser et al. 2009; Hartenfels 2011; Spalletta et al. 2017 (در بررسی رخساره‌های کنودونتی، درصد فراوانی هر جنس در هر نمونه نسبت به وزن نمونة قبل از اسیدشویی و میزان نمونة باقی‌مانده محاسبه می‌شود).

Fig 11- Conodont bio-facies model with changes in water level and comparison with changes in global sea level as well as comparison of changes in rock facies of DC transition (Johnson et al. 1985; Haq and Schutter 2008; Kaiser 2005; Ziegler and Sandberg 1990; Lane et al. 1999; Kaiser et al. 2009; Hartenfels 2011; Spalletta et al. 2011). (In the study of conodont facies, the percentage of frequency of each genera in each sample in relation to the weight of the sample before acid washing and the amount of the remaining sample is calculated).

جدول 1- جدول توزیع فراوانی کنودونت‌ها در برش مطالعه‌شده

Table 1- Table of frequency distribution of conodonts in the studied section.

 

 

 

نتیجه‌

تعداد 340 عنصر کنودونتی به‌دست‌آمده از برش چلچلی به شناسایی 47 گونه و زیرگونة متعلق به 16 جنس منجر شد و در این پژوهش درمجموع تعداد 340 عنصر کنودونتی به دست آمد که به شناسایی 47 گونه و زیرگونة متعلق به 16 جنس و تفکیک 15 زیست‌زون کنودونتی از فامنین پیشین تا تورنزین پسین انجامید.

Alternognathus, Bispathodus, Branmehla, Clydagnathus, Gnathodus, Icriodus, Mehlina, Palmatolepis, Polygnathus, Neoplygnathus, Protognthodus, Pseudopolygnathus, Scaliognathus, Doliognathus, Siphonodella and Scaphignathus

این فونای کنودونتی در تعیین چهارچوب زیست‌چینه‌های برش بررسی‌شده (جدول 1) استفاده شده است. به‌طور کلی حفظ‌شدگی عناصر کنودونتی خوب بوده و اندیس تغییر رنگ کنودونت‌ها (Epstein et al. 1977) CAI 4 - 4.5 است.

حضور افق‌های نازک شیل تیره در زیر گذر DC و همراهی آن با گونه‌های کنودونتی دور از ساحل نظیر بیسپاتودیدها و پالماتولپیدها حاکی از افزایش سطح آب به بالاترین سطح تا نزدیک به انتهای فامنین پسین است؛ در ادامه حضور 8- 10 متر ماسه‌سنگ‌های کوارتزیتی دارای چینه‌بندی متقاطع و فاقد فونای کنودونتی ناشی از پس‌روی سطح آب دریا و ورود مواد آواری به دریا، شاهدی بر تغییرات زیستی و سنگی در حادثة هنگنبرگ در برش چلچلی است.

مراجع

Aghanabati S.A. 2012. Geology of Iran. Geological Survey of Iran. Tehran. 586p. (in Persian).
Agharezaee M. 2017. Biostratigraphy of the Early Carboniferous deposits (Mobarak formation) in the Chelcheli section of Chaharbagh village (Southeast Gorgan) based on conodonts. 111p. Msc thesis, Damghan Universssity. (in Persian with English abstract).
Ahmadzadeh-Heravi H.M. 1975. Stratigraphie und Fauna im Devon desöstichen Elburs Iran. Clausthaler Geologische Abhandlungen, 23: 1–114.
Alavi M.1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21: 1–33.
Angiolini L. Gaetani M. Muttoni G. Stephenson M.H. and Zanchi A. 2007. Tethyan oceanic currents and climate gradients 300 my ago. Geology, 35(12): 1071-1074.
Ariuntogos M. Königshof P. Hartenfels S. Jansen U. Nazik A. Carmichael S.K. Waters J.A. Sersmaa G. Crônier C. Ariunchimeg Ya Pascall O. and Dombrowski A. 2020. (submitted). The Hushoot Shiveetiin gol section (Baruunhuurai Terrane): Sedimentology and facies from a Late Devonian island arc setting. Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments (submitted).
Ashouri A.R. 1994. The stratigraphical position of members 1 and 6 of Khoshyeilagh Formation based on conodont fauna and introducing of three conodont zones from member 6 (in Persian): Geosciences Scientific Quarterly Journal, 13: 64–71.
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. Yamini A. 2006.Cephalopods and Stratigraphical Position of Cephalopod Bed of Shishtu Formation, Iran. Geosciences Scientifc Quarterly Journal, 15: 178–187.
Assereto R. 1963. The Paleozoic formations in Central Elburz (Iran) (preliminary note). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 69: 503–543.
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. Bollettino della Società Paleontologica Italiana, 50(1): 35–53.
Bahrami A. Königshof P. Boncheva I. Yazdi M. Ahmadi Nahre Khalaji M. and Zarei E. 2018. Conodont biostratigraphy of the Kesheh and Dizlu sections, and the age range of the Bahram Formation in Central Iran. Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 98: 315–329.
Bahrami A. Königshof P. Vaziri-Moghaddam H. Shakeri B. and Boncheva I. 2019. Conodont stratigraphy and conodont biofacies of the shallow-water Kuh-e-Bande-Abdol-Hossein section (SE Anarak, Central Iran). Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments, 99: 477–494.
Bakhtiari S. 2005. Road atlas of Iran Gitashenasi: Geological and Cartographic Institute, 1:1000,000: Tehran, Iran.
Barnes C. Hallam A, Kaljo D. Kauffman E.G. and Walliser O.H. 1996. Global Event Stratigraphy. In: Global Events and Event Stratigraphy in the Phanerozoic. O.H. Walliser (Ed.), Springer, Berlin Heidelberg, New York. 321-333.
Berberian M. and King G.C.P. 1981. Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences, 18: 210–265.
Berberian M. 1983. The southern Caspian: a compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Sciences, 20: 163–183.
Bischoff G. 1957. Die Conodonten-Stratigraphie des rhenoherzynischen Unterkarbons mit Berücksichtigung der Wocklumeria-Stufe und der Devon-Karbon Grenze. Abhandlunghen des Hessisches Landesamt für Bodenforschung, 84: 115–137.
Bozorgnia F. 1973. Paleozoic foraminiferal biostratigraphy of Central and East Alborz Mountains: Iran, National Iranian Oil Company. Geological Laboratories, 4: 1–185.
Branson E.B. & Mehl M.G. 1941. New and Little known Carboniferous genera, Journal of Paleontology, 15: 97-106.
Branson E.B. and Mehl M.G. 1934a. Conodonts from the Grassy Creek shale of Missouri. Missouri University Studies. 8: 171–259.
Branson E.R. 1934. Conodonts from the Hannibal Formation of Missouri. Missouri University Studies, 8, 301–343.
Brenckle P.L. Gaetani M. Angiolini L. and Bahrammanesh M. 2009. Refinements in biostratigraphy, chronostratigraphy, and paleogeography of the Mississippian (Lower Carboniferous) Mobarak Formation, Alborz Mountains, Iran. GeoArabia, 14: 43-78.
Brice D. Jenny J. Stampfli G. and Bigey F. 1978. Le Devonian de l’Elbourz oriental: stratigraphie, paléontologie (brachiopodes et bryozoaires), paléogeographie. Rivista Italiana di Paleontogia e Stratigrafia, 84: 1–56.
Brice D. Lafuste J. Lapparent De A.F. Pillet J. and Yassini I. 1974. Étude de deux gisements paléozoïques (Silurien et Dévonien) de l’Elbourz oriental (Iran). Annales de la Société géologique du Nord, 93: 177–218.
Caplan M. Bustin M. 1999. Deonian – Carboniferous Hangenberg mass extinction event, widespread organic-rich mudrouk and anoxic, 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: 71 5-71 8.
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.
Cooper C.L. 1939. Conodonts from a Bushberg-Hannibal horizon in Oklahoma. Journal of Paleontology, 13: 379-422.
Coquel R. Loboziak S. Stampfli G. Stampfli-Vuille B. 1977. Palynologique du D´evonien sup´erieur et du Carbonif`ere inf´erieur dans l’Elburz oriental (Iran nord-est). Revue de micropal´eontologie. 20: 59–71.
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.
Darvish-Zadeh A. 2014. Geology of Iran: Stratigraphy, Tectonics, Metamorphism and Magmatism. Amir-Kabir Press. 436p. (in Persian).
De Vleeschouwer D. Rakociński M. Racki G. Bond D.P.G. Sobień K. Claeys P. 2013. Deciphering the upper Famennian Hangenberg Black Shale depositional environments based on multi-proxy record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 346–347.
Dzik, J. 2006. The Famennian “Golden Age” of conodonts and ammonoids in the Polish part of the Variscan Sea. Palaeontologia Polonica, 63: 1-359.
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, 995: 1-27.
Falahatgar M. May A. and Sarfi M. 2018. First report of the rugose coral Hexagonaria davidsoni from the Khoshyeilagh Formation (Devonian), Alborz Mountains Northeastern Iran. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 70(3): 787-795.
Falahatgar M. Mosaddegh H. 2012. Microfacies and Palaeoenvironments of the Lower Carboniferous Mobarak Formation in the Kiyasar section, Northern Iran. Boletín del Instituto de Fisiografía y Geología, 82: 9-20.
Follmi K. B. Weissert H. Bisping M. and Funk. H. 1994. Phosphogenesis, carbon-isotope stratigraphy, and carbonate-platform evolution along the Lower Cretaceous northern Tethyan margin. Geological Society of America Bulletin, 106: 729-746.
Frakes L.A. Francis L.E. and Syktus J.I. 1992. Climate Models of the Phanerozoic. Cambridge University Press, 274p.
Gaetani M. 1968. Lower Carboniferous brachiopods from Central Elburz. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 74: 665–744.
Ghavidel-Syooki M. Owens B. 2007. Palynostratigraphy and palaeogeography of the Padeha, Khoshyeilagh, and Mobarak formations in the eastern Alborz Range (Kopet-Dagh region), northeastern Iran. Revue de Micropaléontologie, 50: 129–144.
Ghobadi Pour M. Popov L.E. Omrani M. and Omrani H. 2018. The latest Devonian (Famennian) phacopid trilobite Omegops from eastern Alborz, Iran. Estonian Journal of Earth Sciences. 67(3): 192–204.
Habibi T. Corradini C. and Yazdi M. 2008. Famennian Tournaisian conodont biostratigraphy of the Shahmirzad section, central Alborz, Iran. Geobios, 41: 763-777.
Haq B.U. and Schaltter S.R. 2008. A Chronology of Paleozoic Sea-Level Changes, Science, 322: 64-68.
Hamdi B. and Janvier P. 1981. Some conodonts and fish remains from Lower Devonian (lower part of the Khoshyeylaq Formation) north east Shahrud, Iran. Geological Survey of Iran, Report 49: 195-210.
Hartenfels S. 2011. Die globalen Annulata-Eventsund 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.
Hashemi H. 2011. Vascular cryptogam plants of the Khoshyeilagh Formation, northern Shahrud, eastern Alborz Ranges. Journal of Science. I.R.I, 22(4): 335-343.
Hass W.H. 1959. Conodonts from the Chappel Limestone of Texas. U.S. Geological Survey Professional Paper, 294: 365–399.
Helms J. 1959. Conodonten aus dem Saalfelder Oberdevon (Thuringen). Geologie, 8: 634–677.
Helms J. 1961. Die “nodocostata-Gruppe” der Gattung Polygnathus. Geologie, 10(6): 674–711.
Isaacson P.E. Diaz-Martinez E. Grader G.W. Kalvoda J. Babek O. Devuyst F.X. 2008. Late Devonian–earliest Mississippian glaciation in Gondwanaland and its biogeographic consequences. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 268: 126–142
Johnson J. Klapper G. and Sandberg C.A. 1985, Devonian eustatic fluctuations in euramerica: Geologicaly Society American Bulltin, 96: 567-587.
Jenny J.G. 1977. Géologie et stratigraphie de l’Elburz orientale entre Aliabad et Shahrud, Iran: Université de Geneve. PhD dissertation, 238p.
Jeppsson L. and Anehus R. 1995. A buffered formic acid technique for conodont extraction. Journal of Paleontology, 69 (4): 790–794.
Ji Q. and Ziegler W. 1993. The Lali section: an excellent reference section for Late Devonian in south China. Courier Forschungs-Institut Senckenberg, 157: 1–183.
Kaiser S.I. 2005. Mass Extinctions, Climatic and-Oceanographic Changes at the Devonian–Carboniferous Boundary. PhD thesis, Fakultat fur Geowissenschaften, Ruhr-Universitat Bochum, 120p.
Kaiser S.I. Steuber T. Becker R.T. 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.
Kaiser S.I. Steuber T. 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. Becker R.T. Spalletta C. Steuber T. 2009. High-resolution conodont stratigraphy, biofacies and extinctions around the Hangenberg Event in pelagic successions from Austria, Italy and France. Palaeontographica 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.
Kalvoda J. 1988. Late Devonian-Early Carboniferous Paleobiogeography of Benthic Foraminifera and Climatic Oscillations. In: Extinction Events in Earth History. E.G. Kauffman and O.H. Walliser (Eds.). Lecture Notes in Earth Sciences, 30. Springer-Verlag. 183-187.
Klapper G. and Ziegler W. 1979. Devonian conodont biostratigraphy,199–224. In House, M.R., Scrutton, C.T. & Bassett, M.G. (Eds.), The Devonian System. Special Papers in Paleontology, 23.
Klemme H.D. and Ulmishek G.F. 1991. Effective Petroleum Source Rocks of the World Stratigraphie Distribution and Controlling Depositional Factors. American Association of Petroleum Geologists, 75: 1809-1851.
Königshof P. Bahrami A. and Kaiser S.I. 2020. Devonian/Carboniferous Boundary sections in Iran. Palaeobiodiversity and Palaeoenvironments Special Issue on D/C (in press).
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.
Lane H.R. Sandberg Ch. Ziegler W. 1980. Taxonomy and phylogeny of some Lower Carboniferous conodonts and preliminary standard post – Siphonodella zonation. Geology-Paleontology, 14: 117–164.
Lane H.R. Ziegler W. 1983. Taxonomy and phylogeny of Scaliognathus BRANSON et MEHL, 1941 (Conodonta, Lower Carboniferous). Senckenberg. Lethaea. 64: 199–225.
Lane H.R. Brenckle P.L. Baesemann J.F. Richards B.C. 1999. The IUGS boundary in the middle of the Carboniferous and: arrow Canyon, Nevada, USA. Episodes, 22: 272–283.
Lasemi Y. 2001. Facies Analysis, Depositional Environments and Sequance stratigraphy of the Upper Pre-Cambrian and Paleozoic Rocks of Iran. Geological Survey of Iran, 180p. (in Persian).
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.
Mehl M.G. and Thomas L.A. 1947. Conodonts from the Fern Glen of Missouri. Journal of Science Laboratory of Denison University, 40: 3–20.
Mehl, M.G. and Thomas L.A. 1947. Conodonts from the Fern Glen of Missouri. Journal of Science Laboratory of Denison University, 40: 3–20.
Mosaddegh H. 2000. Microfossils, microfacies, sedimentary environment and sequence stratigraphy of the Mobarak Formation in Central Alborz. PhD thesis, Iran: Tehran Teacher Training University.
Müller K.J. 1956. Zur Kenntnis der Conodonten-Fauna des europaischen Devons, 1; Die Gattung Palmatolepis. Abhandlunghen and Senckenbergischen Naturforschenden Gesellschaft. 494: 1–70.
Perri M.C. and Spalletta C. 1990. Famennian conodonts from climenid pelagic limestone, Carnic Alps, Italy. Palaeontographia Italic, 77: 55-83.
Popp B.N. Anderson, T.F. and Sandberg P.A. 1986a Brachiopods as indicators of original isotopic compositions in some Paleozoic limestones. Geological Society of America Bulletin, 97:1262-1269.
Popp B.N. Podosek F.A. Brannon J.C. Anderson T.F. and Pier J. 1986b. 87Sr/86Sr ratios in Permo-Carboniferous sea water from the analyses of well-preserved brachiopod shells. Geochimica et Cosmochimica Acta, 50: 1321 - 1328.
Ranjkesh N. and Hamdi B. 2010. Biostratigraphy of Mobarak Formation at Vali-abad section, Chalous road. Scientific Quarterly Journal of Geoscience, 21(83): 111-122.
Rhodes F.H.T. Austin R.L. and Druce, E.C. 1969. British Avonian (Carboniferous) conodont faunas and their value in local and intercontinental correlation. Bulletin British Museum of Natural History (Geology), Supplement 5, 1–313.
Salehirad R. Alavi M. Jenny J. Stampfli G. and ShahrabiM. 1991. Geological Quadrangle map of Iran. No H4, 1/250/000 Map of Gorgan.Geological Survey of Iran.
Sandberg C.A. Streel M. Scott RA. 1972. Comparison between conodont zonation and spore assemblages in the Devonian-Carboniferous boundary in the western and central United State and in Europe. 7th Congres International de Stratigraphie et de Geologie du Carbonifere, Krefeld, 23-28 August 1971, Compte Rendu 1: 179-203.
Sandberg C.A. 1976. Conodont biofacies of Late Devonian polygnathus styriacus Zone in western United State. In C.R. Barnes (Ed.), Conodont Paleoecoloy. Geological Association of Canada, Special Paper. 15: 171–186.
Sandberg C.A. and Dreesen R. 1984. Late Devonian icriodontid biofacies models and alternate shallow water conodont zonation, 143–178. In CLARK, D.L. (ed.) Conodont biofacies and provincialism. Geological Society of America Special Paper 196. DOI 10.1130/SPE196-p143
Sandberg C.A. and Ziegler W. 1979. Taxonomy and biofacies of important conodonts of Late Devonian styriacus-Zone, United States and Germany. Geologica et Palaeontologica, 13: 173–212.
Sandberg C.A. and Dreesen A. 1984. Late Devonian icriodontid biofacies models and alternate shallow water Conodont zonation, 143-178. In: Clark, D. L. (Ed.), 1984, Conodont biofacies and provincialism: Geological Society of America, Special paper, 196.
Sandberg C.A. and Gutschick R.C. 1984. Distribution, microfauna and source-rock potential of Mississippian Delle Phosphatic Member of Woodman Formation and equivalents, Utah and adjacent States: In: Woodward, J., Meissner, F.F. and Clyton, J.L. (Eds.), 1984, Hydrocarbon source rocks of the Greater Rocky Mountain region, Denver Colorado, Rocky Mountain: Association of Geologists, 135-178.
Sandberg C.A. Ziegler W. 1973. Refinement of standard Upper Devonian conodont zonation based on sections in Nevada and West Germany. Geologica et Palaeontologica, 7: 97–122.
Sannemann D. 1955a. Oberdevonische Conodonten (to II). Senckenbergiana Lethaea, 36: 123–156.
Sannemann D. 1955b. Beitrag zur untergliederung des Oberdevons nach Conodonten. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 100: 324–331.
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: integrated sedimentological and rock-magnetic studies. In: Da Silva A.C. Whalen M.T. Hladil J. Chadimova L. Chen D. Spassov S. Boulvain F. and Devleeschouwer X. (Eds.), Magnetic Susceptibility Application: A Window onto Ancient Environments and Climate Variations. Geological Society, London, Special Publication, 414: 73–91.
Sardar Abadi M. Kulagina E. I. Voeten D. F. Boulvain F. Da and Silva A.C. 2017. Sedimentologic and paleoclimatic reconstructions of carbonate factory evolution in the Alborz Basin (northernIran) indicate a global response to Mississippian (Tournaisian) glaciations. Sedimentary Geology, 348: 19–36.
Scotese C.R. and McKerrow W.S. 1990. Revised world maps and introduction. In: Paleozoic Palaeogeography and Biogeography. W.S. McKerrow and C.R. Scotese (Eds.), Geologica Society Memoir, 12: 1-21.
Shi G.R. 1998 Aspects of Permian marine biogeography: a review of nomenclature and evolutionary patterns, with particular reference to the Asianwestern Pacific Region”. In: Jin et al. (Ed.), “Permian stratigraphy, environments and resources. Palaeoworld, special issue 9: 97- 112.
Simakov K.V. 1993. The dynamics and biochronological structure of the Hangenbergia 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: 31-57.
Stampfli G.M. 1978. Étude géologique générale de l’Elburz oriental au S de Gonbad-e-Qabus Iran N-E: Geneva, University of Geneva, Science Faculty, PhD thesis. 329p.
Stöcklin J. 1968. Structural History and Tectonic of Iran: A Review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52: 1229–1258.
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.
Thompson T.L. Fellows L.D. 1970. Stratigraphy and Conodont biostratigraphy of Kinderhookian and Osagean (lower Mississippian) rocks of southwestern Missouri and adjacent areas. Missouri Geological Survey and Water Ressources, Rolla, Missouri, 45: 1-263.
Vachard D. 1996. Iran. In: Wagner R. Winkler Prins C.F. and Granados L.F. (Eds.), - The Carboniferous of the World, vol. 3: 489-521. Instituto Tecnológico GeoMinero de España (IGME) & Nationaal Natuurhistorisch Museum.
Valeryi B. Falahatgar M. Blodgett B.B. Javidan M. and Parvizi T. 2018. Brachiopods from the Famennian (Khoshyeilagh Formation) of Damghan, Northern Iran. Lucas, S.G. and Sullivan, R.M., eds., 2018, Fossil Record 6. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin, 79: 37-49.
Veevers J.J. and Powell C.M. 1987. Late Paleozoic episodes in Gondwanaland reflecting transgressive-regressive depositional sequences in Euramerka Geological Society of America BuIletin, 98: 475-487.
Voges A. 1959. Conodonten aus dem Unterkarbon I and II (Gattendorfia und Pericyclus-Stufe) des Sauerlandes. Paläontologische Zeitschrift, 3: 266–314.
Vuolo I. 2014. Conodont biostratigraphy from Carboniferous and Permian successions of Pamir, Central Iran and Tunisia. PhD Thesis. Università Degli Studi Di Milano, 308p.
Walliser O.H. 1984. Pleading for a natural D/C boundary. Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 67: 241–246.
Weddige K. and Ziegler W. 1976. The significance of Icriodus: Polygnathus ratios in limestones from the type Eifelian, Germany. Geological Association of Canada Special Paper, 15: 187–199.
Weddige K. 1984. Externally controlled late Paleozoic events of the Iran Plate. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen, 168: 278-286.
Wicander R. Clayton G. Marshall J.E.A. Troth I. and Racey A. 2011. Was the latest Devonian glaciation a multiple event? New palynological evidence from Bolivia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 305: 84–92.
Wilde P. Quinby-Hunt M.S. and Berry W.B.N. 1988. Vertical advection from oxic or anoxic water from the main pycnocline as a cause of rapid extinction or rapid radiations. In: Extinction Events in Earth History. S. Bhattacharji, G.M. Friedman, H.J. Neugebauer and A. Seilacher (Eds.), Lecture Notes in Earth Sciences. 30: 85-98. Springer-Verlag.
Weissert H. 1989. C-isotope stratigraphy, a monitor of paleoenvironmental change: a case study from the early Cretaceous. Surveys in Geophysics, 10: 1-61.
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. Acta Geologica Polonica, 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. Acta Geologica Polonica, 55: 31–97.
Wilde P. and Berry W.B.N. 1982. Progressive ventilation of the Oceans-Potential for return to anoxic conditions in post-Paleozoic. In: Nature and origin of Cretaceous carbon-rich facies S.O. Schlanger and M.B. Cita (Eds.). Academic Press, London-New York, 209-224.
Witzke B.J. 1990. Palaeoclimatic constraints of Palaeozoic palaeolatitudes of Laurentia andEuramerica. In: Palaeozoic Palaeogeography and Biogeography. W.S.McKerrow and C.R.Scotese (Eds.), Geological Society Memoir, 12: 57-73.
Yazdi M. 1999. Late Devonian-Carboniferous conodonts from Eastern Iran.RivistaItaliana di Paleontologiae Stratigrafa, 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. 1969. Eine neue Conodonten Fauna aus dem höchsten Oberdevon. Fortschritte in der Geologie von Rheinland und Westfalen, 17: 179–191.
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 Forschungs Institut Senckenberg. 121: 1–115.
Ziegler W.1960. Die conodonten aus den Gerollen des Zechstein konglomerates von Rossenary (sudwestlich Rheinberg/Niederrhein). Fortschr. Geol. Rheinl. Westf, 6: 11-15.
Ziegler W. and Weddige K. 1999. Zur Biologie, Taxonomie und Chronologie der Conodonten, Paläontologische Zeitschrift, 73 (1/2): 1–38, 23 text-figs; Stuttgart.
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی
دوره 36، شماره 4 - شماره پیاپی 81
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی، سال سی و ششم، شماره پیاپی 81، شماره چهارم، زمستان 1399
دی 1399
صفحه 59-86

فایل ها

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار