چینه‌نگاری زیستی، ریزرخساره‌ها و محیط رسوبی سنگ‌های کربناتة بارتونین- پری‌ابونین طاقدیس شان‌آباد (غرب رفسنجان)

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکدة علوم، دانشگاه پیام نور، تهران، ایران

چکیده

نهشته‌های کربناتة ائوسن میانی- پسین به‌صورت نواری کم‌ستبرا در میان سنگ‌های ولکانیکی طاقدیس شان‌آباد (غرب رفسنجان) گسترش یافته‌اند. پشته‌های نومولیتی (Nummulite banks) از جالب‌ترین ته‌نشست‌های این نوار رسوبی‌اند که به‎‌صورت ساختارهای برآمدة کم‌ارتفاع و کوچک از اجتماعی از نومولیت‌ها تشکیل شده‌اند. در پژوهش حاضر، سه رخنمون از نهشته‌های این نوار در یال شرقی طاقدیس شان‌آباد ازنظر زیست‌چینه‌نگاری و محیط رسوبی مطالعه شده است. مجموعة گوناگونی از روزنبران کف‌زی بزرگ و تعداد محدودی از روزنبران شناور از نهشته‌های این رخنمون‌ها شناسایی و براساس گسترش و فراوانی آنها، محیط رسوبی دیرینه بازسازی شده است. سه زون زیستی از زون‌های کف‌زی کم‌ژرفای حوضة تتیس (SBZ 17-19 Biozones) برمبنای روزنبران کف‌زی بزرگ به سن ائوسن میانی و پسین تشخیص داده شده است؛ همچنین براساس مطالعات آزمایشگاهی و صحرایی، یازده ریزرخساره متعلق به زیرمحیط‌های پهنة جزر و مدی تا دریای باز شناسایی و تفسیر شد که درون یک رمپ کربناته نهشته شده‌اند. براساس گسترش ریزرخساره‌های رسوبی و پالئواکولوژی محتوای زیستی رخنمون‌ها، نهشته‌های بررسی‌شده در بخش‌های داخلی، میانی تا ابتدای بخش خارجی مدل رمپ کربناته نهشته شده‌اند. رمپ داخلی شامل دو بخش نزدیک (Proximal inner ramp) و بخش دور (Distal inner ramp) است. سه کمربند رخساره‌ای پهنة جزر و مدی، لاگون و پشته در محیط نزدیک رمپ داخلی و کمربند رخساره‌ای پشتة نومولیتی در زون دور رمپ داخلی نهشته شده‌اند. کمربند رخساره‌ای دریای باز در محدودة رمپ میانی تا ابتدای رمپ بیرونی نهشته شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Biostratigraphy, microfacies analysis and depositional environment of the Bartonian–Priabonian limestones in Shan-Abad anticline (west of Rafsanjan)

نویسنده [English]

  • Tayebeh Ahmadi
Assistant Professor, Department of Geology, Payame Noor University (PNU), Tehran, Iran
چکیده [English]

Abstract
The Middle–Late Eocene carbonate deposits have developed in the Shan-Abad anticline as a thin belt among volcanic rocks. The nummulite banks are one of the most interesting deposits in this belt and composed of nummulite accumulations in the form of small, low-relief build-ups. Investigating three outcrops of these deposits were carried out at the eastern flank of Shan-Abad anticline in the present study. A high diversity of larger benthic foraminifera (LBF) and a small number of planktonic foraminifera are recognized, and the sedimentary environment is reconstructed.Based on LBF, three Tethyan foraminiferal biozones (SBZ 17–SBZ 19) spanning the Middle to Late Eocene interval are identified. The textural analysis and faunal assemblages reveal eleven microfacies types. These microfacies types (MFT) are deposited on a carbonate ramp model from tidal to open marine settings. Analysis of the Bartonian–Priabonian deposits based on facies distribution and paleoecology of the biotic components suggest deposition in the inner, middle and proximal outer ramp settings. The inner ramp includes proximal and distal parts. The proximal part of inner ramp is characterized by tidal flat, lagoon, and shoal belts. The distal part of inner ramp includes the nummulite banks. The open marine microfacies were deposited in mid to proximal outer ramp settings.
Keywords:Bartonian, Priabonian, Microfacies, Foraminifera, Nummulite accumulations, Rafsanjan.
 




Introduction
During the Paleogene, LBFs formed the most common foraminifera groups in shallow marine sediments of different parts of the Tethyan region. Among them, the genus Nummulites hasa unique potential for the rock-forming. The Eocene nummulite banks are widespread along the Tethyan margins and make significant hydrocarbon reservoirs in many places, such as Tunisia (Racey et al. 2001) and Libya (Anketell and Mriheel 2000). In the last few decades, valuable LBF biostratigraphic schemes were conducted by Schaub (1981), Papazzoni and Sirotti (1995), and Serra-Kiel et al. (1998), especially in western Tethys. In Iran, the first comprehensive studies of Eocene LBF were done by Bozorgnia and Kalantari (1965), Rahaghi (1978, 1980, 1983) and Rahaghi and Schaub (1976) and continued by other researchers (e.g., Mosaddegh et al. 2017, Hadi and Vahidinia 2019 and Hadi et al. 2019 a, b).
In western Rafsanjan city (Kerman Province, southeastern Iran), the Eocene successions were dominated by volcanic rocks, while sedimentary outcrops and nummulite accumulations of the Eocene deposits are scarce. Despite poor distribution, they are rich in LBFs, which led to the preparation of an excellent tool for paleontological and paleoenvironmental investigations. This study presents the biozonation, microfacies, and depositional environment of the Eocene successions in the Shan-Abad anticline (western Rafsanjan).
 
Material & Methods
For this study, three stratigraphic sections on the Eastern flank of Shan-Abad anticline were measured in the field, and their lithologies and sedimentary patterns were described. Shan-Abad 1 and 2 are located 20 km west of the city of Rafsanjan (close to Shan-Abad village) with a thickness of 19.2 m and 18 m, respectively. The Deh-Zahir section is 27.8 m thick is located near  Deh-Zahir village (about 8 km south of the Shan-Abad sections). Over 70 samples were collected for the microfacies and micropaleontological analysis. LBF assemblages were investigated in thin sections in order to determine the age of the deposits, applying the Shallow Benthic Zones (SBZs) of Sera-Kiel et al. (1998). A total of 11 MFTs have been defined based on LBF assemblages and sedimentary textures. The textural classification follows the classifications of Embry and Klovan (1971) and Dunham (1962). For the microfacies analysis, the methods of Wilson (1975) and Flügel (2010) were followed.
 
Discussion of Results & Conclusions
The Middle–Late Eocene shallow marine successions of the Shan-Abad anticline in Rafsanjan contain stratigraphically important LBFs, which have been used for biostratigraphy and microfacies analysis. Three shallow-water Tethyan foraminiferal biozones (SBZ17–SBZ19) of Middle–Late Eocene are recognized. These biozones are recognized based on one or more fundamental biostratigraphic markers and their first and last occurrences.
The co-occurrence of Nummulites incrassatus, N. ptukhiani, N. striatus, N. perforatus, N. cf. N. lyelli, N. malatyensis, Alveolina nuttalli, and A. fusiformis are considered to indicate an Early Bartonian (SBZ17) age. In the Deh-Zahir section, these species are accompanied by Morozovelloides coronatus and M. crassatus, showing this interval is comparable with the E12 biozone of Wade Biozonation (Wade et al.2011).
The SBZ18 (Late Bartonian) is marked by the first appearance of Pellatispira madraszi, N. chavannesi, Heterostegina cf. reticulata tronensis, and Nummulites aff. biedai. These species are reported from the Late Middle Eocene from various parts of Tethyan regions such as Italy, Turkey, Armenia and India (Eames 1952; Cole 1970; Jones 1961; Banerji 1981; Serra-Kiel et al. 1998; Bassi 1998; Less et al. 2008; Özcan et al. 2010; Matsumaru and Sarma 2010; Less and Özcan 2012; Cotton et al. 2016).
The SBZ 19 is defined by the first appearance of Nummulites aff. fabianii, which appears within SBZ 19 and ranges to SBZ 20. It has been documented from the Late Eocene (Priabonian) of many Tethyan and Indo–pacific regions such as Italy, Turkey, Libya, Pakistan, India and Tanzania (AbdulSamad 2000; Matsumaru and Sarma 2010; Cotton and Pearson 2011; Less et al. 2011; Less and Özcan 2012, Bukhari et al. 2016, Babar et al. 2018).
Based on the lithological characteristics, sedimentary texture, and biological content of the studied successions, 11 MFTs were recognized from tidal to open marine belts. From the shoreline towards the sea, they are as follow:
1. Tidal flat microfacies belt: The MFTs of this microfacies belt are bioclastic microconglomerate (MFT1), lithoclastic dolomudstone (MFT2), lithoclast foraminifera bioclast wackestone (MFT3).
2. Lagoon microfacies belt: The bioclast perforate and imperforate foraminifera wackestone/packstone was deposited in lagoon environments.
3. Shoal microfacies belt: The imperforate foraminifera peloidal grainstone (MFT5), bivalve rudstone/floatstone (MFT6) and foraminifera bioclast lithoclast intraclast grainstone (MFT7) were deposited in high-energy shoal environments.
4. Nummulite bank microfacies belt: The MFTs of this microfacies belt include nummulithoclastic packstone and Nummulites rudstone/floatstone/packstone that contain high accumulations of Nummulites.
5. Open marine microfacies belt: Perforate foraminifera bioclast packstone/wackestone and nummulitid orthophragminid packstone/wackestone indicate deeper, low-energy and low light environments of this belt.
These MFTs are developed on different parts of a carbonate ramp. The tidal flat, lagoon, and shoal MFTs have formed in the proximal inner ramp environments. Distal inner ramp settings are characterized by the nummulite bank microfacies. Open marine MTFs were deposited in the mid, to proximal outer ramp settings.
 

 
 
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Bartonian
  • Priabonian
  • Microfacies
  • Foraminifera
  • Nummulite accumulations
  • Rafsanjan

اصل مقاله

مقدمه

پس از انقراض گروهی انتهای کرتاسه و در ابتدای سنوزوئیک، روزنبران کف‌زی بزرگ همچون نومولیتیدها، ارتوفراگمینیدها و آلوئولینیدها روی پلاتفرم‌های کربناتة کم‌عمق و الیگوتروفیک حوضة تتیس شکوفا شدند (Buxton and Pedley 1989). در این زمان سنگ‌های کربناتة آب‌های کم‌عمق، ناحیة وسیعی از حوضة تتیس را می‌پوشاندند؛ به‌طوری که بیش از 80 درصد تولید کربنات‌های کم‌عمق جهانی طی زمان ائوسن ایجاد شده است (Philip 2003). در بین روزنبران کف‌زی بزرگ پالئوژن، نومولیتس‌ها پتانسیل منحصربه‌فردی در سنگ‌سازبودن داشته‌اند؛ به‌طوری که سنگ‌های آهکی‌ نومولیتی ائوسن ذخایر هیدروکربن مهمی را در بسیاری از نقاط ازجمله تونس (Racey et al.2001) و لیبی (Anketell and Mriheel 2000) تشکیل داده‌اند. در زمان پالئوژن، روزنبران کف‌زی بزرگ از مهم‌ترین و اصلی‌ترین تشکیل‌دهندگان رسوبات پلاتفرم در محیط کم‌عمق دریایی ایالت تتیس بودند. اگرچه آنها محدودة وسیعی از محیط پلاتفرم را می‌پوشانند، اقامتگاه آنها متأثر از عوامل محلی و جهانی نظیر شرایط اکولولوژی (مانند دما، شوری آب و مواد غذایی)، عوامل زمین‌شناسی (مانند سطح آب دریاها و تکتونیک) و عوامل فیلوژنی (یعنی انقراض و شکوفایی) است (Adabi et al. 2008). تغییر در هریک از این عوامل بر ترکیب زیستی و فراوانی بیوتا تأثیر می‌گذارد (Chaproniere 1975; Hottinger 1983, 1997; Reiss and Hottinger 1984; Hallock and Glenn 1986).

در سال‌های اخیر پژوهش‌های زیادی دربارة روندهای تکاملی این جانداران به‌ویژه در غرب تتیس انجام شده (Hottinger et al. 1964; Blondeau 1972; Herb and Hekel 1973) که به ارائة الگوهای زیست‌چینه‌نگاری در این حوضه انجامیده است (Schaub 1981; Papazzoni and Sirotti 1995; Serra-Kiel et al. 1998). در ایران نخستین پژوهش‌های جامع روزنبران بنتیک بزرگ ائوسن را بزرگ‌نیا و کلانتری (Bozorgnia and Kalantari 1965)، رهقی (Rahaghi 1978, 1980, 1983) و رهقی و شاوب (Rahaghi and Schaub 1976) انجام داده‌اند. در سال‌های اخیر نیز پژوهش‌های تخصصی و دقیقی از جنبه‌های زیست‌چینه‌نگاری و محیط رسوبی با تمرکز بر روزنبران کف‌زی بزرگ ائوسن ثبت شده است (Mosaddegh et al. 2017; Hadi and Vahidinia 2019; Hadi et al. 2019 a, b).

برون‌زدهای ائوسن در غرب رفسنجان گسترش زیادی دارند که بخش عمده‌ای از آنها را سنگ‌های آتشفشانی تشکیل می‌دهند. نهشته‌های رسوبی گاه به‌صورت نهشته‌های فلیش‌گونه با ضخامت چندین ده متر و گاه به‌صورت نوارهایی کم‌ضخامت در بین سنگ‌های آتشفشانی رخنمون دارند. با وجود برون‌زدهای زیاد، توالی رسوبی ائوسن در این ناحیه تاکنون مطالعه نشده است. از آنجا که گوناگونی و فراوانی روزنبران کف‌زی در نهشته‌های ائوسن زیاد بوده و ابزار مناسبی برای مطالعات زیست‌چینه‌نگاری و بازسازی محیط رسوبی مهیاست (Beavington-Penney and Racey 2004)، در این پژوهش سعی شده است با کمک این مجموعه، توالی کربناتة نهشته‌های ائوسن در سه رخنمون از سنگ‌های کربناتة طاقدیس شان‌آباد (شان‌آباد 1 و 2 و ده ظهیر) ازنظر زیست‌چینه‌نگاری و محیط رسوبی بررسی و الگوی مناسب محیط رسوبی تشکیل‌دهندة این رسوبات ارائه شود.

 

زمین‌شناسی، چینه‌شناسی و راه دسترسی به برش‌های مطالعه‌شده

طاقدیس شان‌آباد، یک واحد آتشفشانی- رسوبی به سن ائوسن و با مساحتی حدود 500 کیلومترمربع در غرب شهرستان رفسنجان است که از تناوب واحدهای آذرین و رسوبی تشکیل شده است. این واحد زمین‌ساختاری، بخشی از کمپلکس بحر آسمان (نوار آتشفشانی دهج- ساردوئیه واقع در بخش جنوب شرقی کمربند آتشفشانی ارومیه– دختر) است (شکل 1). بخش عمدة واحدهای آذرین از سنگ‌های آذرآواری و جریان‌های گدازه با ماهیت کالکو آلکالن تشکیل شده است که احتمالاً به یک محیط پشت قوسی تعلق دارند (Sedighian et al. 2009). پژوهش‌های پیشین نیز بیشتر دربارة واحدهای آذرین این بخش انجام شده است (Rahmanian and Ahmadipur 2011‚ 2013; Sedighian et al. 2009; Naderi 2009). نهشته‌های رسوبی با ستبرای اندک در میان سنگ‌های آتشفشانی رخنمون دارند که در دورة افت فعالیت‌های آتشفشانی توسعه یافته‌اند و نشان از یک دورة کوتاه آرامش نسبی در منطقه دارد. رخنمون‌های مطالعه‌شده در یال شرقی طاقدیس شان‌آباد در حوالی روستاهای شان‌آباد و ده ظهیر قرار دارند. نهشته‌های ائوسن در این مناطق از سنگ‌های آهکی به رنگ کرم تا خاکستری تیره با محتوای فسیلی متنوع و سرشار از روزنبران کف‌زی بزرگ تشکیل شده‌اند که با ناپیوستگی آذرین پی روی سنگ‌های ولکانیکی قرار گرفته‌اند. برش‌های شان‌آباد 1 و 2 در نزدیکی روستای شان‌آباد واقع در 20کیلومتری غرب شهرستان رفسنجان واقع شده‌اند. ستبرای نهشته‌های ائوسن در این برش‌ها به ترتیب 2/19 و 18 متر است. برش ده ظهیر در نزدیکی روستای ده ظهیر قرار دارد که در فاصلة تقریباً 8کیلومتری جنوب روستای شان‌آباد قرار دارد. ستبرای اندازه‌گیری‌شده در این برش، 8/27 متر است. ساده‌ترین راه دسترسی به رخنمون‌های مطالعه‌شده از مسیر جادة شوسه‌ای است که از کیلومتر 5 بزرگراه رفسنجان- انار جدا و به روستاهای شان‌آباد و ده ظهیر منتهی می‌شود؛ علاوه بر این از مسیر جاده‌های فرعی که از جادة آسفالتة رفسنجان- سرچشمه جدا و به این روستاها منتهی می‌شوند نیز، دردسترس هستند (شکل 1).

 

 

 

 

شکل 1-نقشه و موقعیت زمین‌شناسی و راه دسترسی به منطقه مطالعه‌شده(اقتباس از Dimitrijevic et al. 1971; Dimitrijevic 1973 با تغییرات).

Fig 1-Geological map of studied area (modified from Dimitrijevic et al. 1971; Dimitrijevic 1973).

 

 

روش پژوهش

به‌منظور بررسی زیست‌چینه‌نگاری و تعیین محیط رسوبی نهشته‌های رسوبی ائوسن، سه برش چینه‌شناسی در دو منطقة واقع در یال شرقی طاقدیس شان‌آباد انتخاب و به‌صورت لایه‌به‌لایه نمونه‌برداری شد (شکل 2). نمونه‌های سنگی با فاصلة تقریبی 1 متر جمع‌آوری و از آنها مقطع نازک تهیه شد. روزنبران کف‌زی و شناور با استفاده از میکروسکوپ دوچشمی بینوکولار و میکروسکوپ پلاریزان مطالعه و روزنبران با استفاده از منابع معتبر علمی (Hottinger 2014; Drobne 1977; Schaub 1981; Less and Ӧzcan 2012; Zhang 1988; Ӧzcan et al. 2007; Bukhari et al. 2016; Weiss 1993; Babar et al. 2018) شناسایی شدند. از روزنبران شاخص با استفاده از دوربین دیجیتال عکسبرداری شد. بیوزوناسیون براساس مدل‌های استاندارد سرا- کیل و همکاران (Serra- Kiel et al. 1998) برای روزنبران کف‌زی و وید و همکاران (Wade et al. 2011) برای روزنبران شناور انجام شده است؛ همچنین از روزنبران کف‌زی بزرگ برای تعیین شرایط محیط دیرینه استفاده شد؛ زیرا این موجودات اساساً به شدت نور و شرایط کف بستر حساس‌اند (Hottinger 1997; Bassi and Nebelsick 2010; Sarkar 2015) و تغییرات شکل پوستة آنها نیز به‌شدت متأثر از تغییرات محیطی است (Hottinger 1983; Reiss and Hottinger 1984; Hallock 1999; Geel 2000). برای نام‌گذاری سنگ‌های کربناته از الگوی دانهام (Dunham 1962) و امبری و کلوان (Embry and Klovan 1972) استفاده شده است.

 

 

 

 

a

 

b

شکل 2- نمای کلی از رخنمون‌های مطالعه‌شده؛.a برش شان‌آباد 1،b. برش ده ظهیر.

Fig 2- Outcrop views of the studied sections including a- Shan-Abad 1 Section, b- Deh-Zahir Section.

 

 

زیست‌چینه‌نگاری

از بررسی نهشته‌های مطالعه‌شده، مجموعه‌ای متنوع از روزنبران کف‌زی و تعداد معدودی از روزنبران شناور به دست آمد. برپایة روزنبران کف‌زی بزرگ، سه زون زیستی از زیست‌زون‌های کف‌زی کم‌ژرفای (SBZ17-19) حوضة تتیس (Serra- Kiel et al. 1998) به سن اواخر ائوسن میانی- پسین شناسایی شد. مجموعة روزنبران کف‌زی شناسایی‌شده شامل گونه‌هایی هستند که به‌طور گسترده از ایالت تتیس به‌ویژه بخش غربی آن گزارش شده‌اند. زیست‌زون‌های ارائه‌شده براساس حضور یک یا مجموعه‌ای از روزنبران شاخص تعیین شده‌اند.

 

SBZ 17

SBZ 17 با حضور همزمان روزنبران کف‌زی Nummulites incrassatus, N. ptukhiani, N. striatus, N. perforatus, N. cf. N. lyelli, N. malatyensis, Alveolina nuttalli و A. fusiformis که از گونه‌های شاخص ابتدای بارتونین (SBZ17) هستند (Serra- kiel et al. 1998; Papazzoni and Sirotti 1995; Blondeau et al. 1968; Deveciler 2010, 2014)، مشخص شده است. براساس نظر سرا- کیل و همکاران (Serra- Kiel et al. 1998)، گسترة سنی گونة N. perforatus در حوضة تتیس غربی به زیست‌زون SBZ17 محدود است. این گونه در مدیترانة شمالی نیز از نهشته‌های ابتدای بارتونین (N. lyelli Zone) گزارش شده است (Papazzoni and Sirotti 1995). در ایران این گونه از نهشته‌های ابتدای بارتونین (SBZ 17) شرق ایران مرکزی (ناحیة تربت جام) گزارش شده است (Mosaddegh et al. 2017). N. ptukhiani در حوضة تتیس غربی از زیست‌زون SBZ 17 ظهور یافته است و تا SBZ 18 گسترش می‌یابد (Serra- Kiel et al. 1998). گونة N. malatyensis برای نخستین‌بار در نهشته‌های بارتونین برش دیویلی ناحیة مالاتیا نام‌گذاری (Sirel 2003) و از ترکیه (شمال آنکارا) نیز گزارش شده است (Deveciler 2014). گونة Alveolina nuttalli را دروبنه (Drobne 1977) از نهشته‌های لوتسین پایینی معرفی کرده، ولی بعداً از نهشته‌های بارتونین هایمانا- ترکیه به همراه N. perforatus و نهشته‌های شمال آنکارا به همراه N. malatyensis، Alveolina fusiformis و A. fragilis گزارش شده است (Deveciler 2010, 2014). براساس نظر سرا- کیل و همکاران (Serra- Kiel et al. 1998)، N. striatus در زیست‌زون SBZ 18 ظاهر می‌شود و تا بخش پایینی SBZ 19 گسترش می‌یابد؛ اما این گونه در ترکیه و رومانی از زیست‌زون SBZ 17 نیز گزارش شده است (Rusu et al. 2004; Özcan et al. 2010).

براساس نظر پاپازونی و سیروتی (Papazzoni and Sirotti 1995) گسترة سنی گونة Nummulites incrassatus از زیست‌زون N. lyelli Zone تا زیست‌زون  N. fabianii Zone (معادل SBZ17-SBZ20) است. همراهی این گونه در برش مطالعه‌شده با گونه‌های N. perforatus و N. malatyensis نشان‌دهندة زیست‌زون SBZ 17 است. گونة A. fusiformis در حوضة تتیس به زیست‌زون SBZ17 تعلق دارد (Serra- Kiel et al. 1998). روزنبران بزرگ یادشده در برش ده ظهیر همراه با تعداد محدودی از روزنبران شناور شامل Morozovelloides crassatus,، Morozovelloides coronatus، Morozovella sp. و Acarinina sp. دیده می‌شوند. گسترة سنی گونة Morozovelloides coronatus از زون E8 تا E12 است. گونة M. crassatus نیز سنی برابر E8–E13 دارد (Wade et al. 2011). حضور همزمان این گونه‌ها با روزنبران کف‌زی نشان می‌دهد این محدوده با زون E12 از زون‌های پلانکتون وید و همکاران و برگرن و پیرسون (Wade et al. 2011; Berggren and Pearson 2005) برابر است.

سایر روزنبران موجود در این زیست‌زون عبارت‌اند از:

Sphaerogypsina globulus, Eorupertia magna, Haymanella huberi, Medocia blayensis, Asterigerina tentoria, Triloculina trigonula, Rotalia trochidiformis, Eoannulariaeocenica, Nummulites discorbinus, Acervulina sp., Discogypsina discus, Orbitolites sp., Fabiania cassis, Assilina sp., valvulinids, textularids, rotalids.

SBZ 18 با ظهور Pellatispira madraszi و N. chavannesi و Heterostegina cf. reticulata tronensis وNummulites aff. biedai  مشخص می‌شود. براساس نظر سرا- کیل و همکاران (Serra- Kiel et al. 1998)، SBZ 18 با ظهور گونة N. biedai مشخص می‌شود. گونه‌های Pellatispira madraszi  و N. chavannesi در SBZ 18 ظاهر می‌شوند و تا SBZ20 می‌مانند. این گونه‌ها از زیست‌زون‌های SBZ 18-20 نواحی مختلف تتیس مانند ارمنستان، ایتالیا، هند و ترکیه گزارش شده‌اند (Eames 1952; Cole 1970; Jones 1961; Banerji 1981; Serra- Kiel et al. 1998; Bassi 1998; Özcan et al. 2010; Matsumaru and Sarma 2010; Less and Özcan 2012; Cotton et al. 2016; Less et al. 2008). جنس Heterostegina از SBZ 18 در حوضة تتیس ظاهر می‌شود و تا هولوسن گسترش دارد (Serra- Kiel et al. 1998; Less et al. 2008). گونة Heterostegina reticulata tronensis معرف بارتونین پسین SBZ 18B)) است و از نهشته‌های بارتونین پسین (Middle late Bartonian) غرب تتیس گزارش شده است (Less et al. 2008).

سایر روزنبران موجود در این زیست‌زون عبارت‌اند از:

Halkyardia minima, Medocia blayensis, Asterigerina rotula, Sphaerogypsina globulus, Opertorbitolites sp., Haymanella huberi, Heterostegina saipanensis, N. cf. lyelli, N. perforatus.

 

SBZ 19

این زیست‌زون براساس حضور گونة N. aff. fabianii تعیین شده است که به تعداد کم در رخنمون‌های ده ظهیر و شان‌آباد 2 دیده می‌شود. براساس نظر سرا- کیل و همکاران (Serra- Kiel et al. 1998) Nummulites fabianii در SBZ 19 ظاهر می‌شود و بسیاری از پژوهشگران آن را تا SBZ 20 نیز گزارش کرده‌اند. هیچ مدرکی دال بر حضور این گونه در نهشته‌های جوان‌تر وجود ندارد (Matsumaru and Sarma 2010; Less et al. 2011). این گونه انتشار جهانی دارد و از نهشته‌های ائوسن پسین (Priabonian) نقاط مختلف تتیس و هند و اقیانوس آرام نظیر ایتالیا، ترکیه، لیبی، هند، تانزانیا و پاکستان به ثبت رسیده است (Abdulsamad 2000; Matsumaru and Sarma 2010; Cotton and Pearson 2011; Less et al. 2011; Less and Özcan 2012; Bukhari et al. 2016; Babar et al. 2018).  Operculina sp.وHeterostegina saipanensis  از دیگر گونه‌های موجود در این زیست‌زون هستند.

 

 

 

 

شکل 3- پراکندگی روزنبران و تغییرات ریزرخساره‌ها در برش چینه‌شناسی شان‌آباد 1. برای مشاهدةراهنما به شکل 4 مراجعه شود.

Fig 3- Stratigraphic distribution of foraminiferal species and vertical facies changes in the Shan-Abad 1 Section. See Figure 4 for legend.

 

 

 

شکل 4- پراکندگی روزنبران و تغییرات ریزرخساره‌ها در برش چینه‌شناسی شان‌آباد 2.

Fig 4-Stratigraphic distribution of foraminiferal species and vertical facies changes in the Shan-Abad 2 Section.

 

 

 

شکل 5- پراکندگی روزنبران و تغییرات ریزرخساره‌ها در برش چینه‌شناسی ده ظهیر. برای مشاهدةراهنما به شکل 4 مراجعه شود.

Fig 5- Stratigraphic distribution of foraminiferal species and vertical facies changes in the Deh- Zahir Section. See Figure 4 for legend.

 

 

ریزرخساره‌های رسوبی

براساس ویژگی‌های سنگ‌شناسی، بافت و محتوای زیستی برش‌های مطالعه‌شده، یازده ریزرخساره (MFT1-MFT11) به شرح زیر شناسایی شد که در بخش‌های مختلف رمپ کربناته نهشته شده‌اند.

 

ریزرخساره‌های پهنة جزر و مدی (Tidal flat microfacies)

میکروکنگلومرای بایوکلاست‌دار (MFT1)

این ریزرخساره در بخش قاعده‌ای سری‌های کربناتة رخنمون‌های شمارة 1 شان‌آباد و ده ظهیر مشاهده می‌شود و با ناپیوستگی آذرین پی روی سنگ‌های ولکانیکی قرار می‌گیرد. ضخامت این رخساره در برش شان‌آباد 1، 8/1 و در برش ده ظهیر 3 متر است. قطعات اصلی این ریزرخساره را ذرات آواری در اندازه‌های متنوع شامل قطعات زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار لیتوکلاست‌های ولکانیکی واحد آتشفشانی زیرین و خرده‌سنگ‌‌های نیمه‌گردشدة کربناته با اندازه‌ای بزرگ‌تر از 2 میلی‌متر، کوارتز و فنوکریست‌های پلاژیوکلاز تشکیل می‌دهند که در زمینه‌ای متشکل از ذرات تخریبی و گلی قرار گرفته‌اند. خرده‌های ماکروفسیل‌ها به‌ویژه دوکفه‌ای‌ها و خارپوستان و تعداد اندکی از میکروارگانیسم‌ها شامل miliolids، Rotalia، Alveolina، Opertorbitolitesو جلبک قرمز، اجزای زیستی این ریزرخساره را تشکیل می‌دهند (شکل 6-a و b). شکل زاویه‌دار تا نیمه‌زاویه‌دار ذرات آواری و اندازة درشت قطعات نشان می‌دهد منشأ رسوبات نزدیک به ناحیة شلف کربناته بوده است (Tucker 1981; Sahy et al. 2008). ریزرخسارة مشابهی را بابازاده و علوی (Babazadeh and Alavi 2013) از نهشته‌های ائوسن جنوب بیرجند و ابطحی و صیرفیان (Abtahi and Seyrafian 2014) از نهشته‌های سازند آسماری در جنوب شرق یاسوج معرفی کرده و به پهنة جزر و مدی نسبت داده‌اند.

 

مادستون آهکی دولومیتی‌شدة لیتوکلاست‌دار (MFT2)

این ریزرخساره در رخنمون شمارة 1 شان‌آباد دیده می‌شود و به‌طور عمده از میکرایت و کانی‌های دانه‌ریز تا بسیار دانه‌ریز دولومیت تشکیل شده است. در بعضی افق‌ها لایه‌های میکرایتی مواج به‌صورت پوشش‌های میکرایتی نیز دیده می‌شود. قطعات لیتوکلاست شامل خرده‌های ولکانیکی و خرده‌های کربناته نیز در زمینه پراکنده‌اند. آثار اکسید آهن و نبود بقایای زیستی و حفظ آثاری از بافت‌های رسوبی نظیر اینتراکلاست و خرده‌های تخریبی از ویژگی‌های این ریزرخساره است (شکل 6- c و d). همچنین فابریک چشم پرنده‌ای به‌طور موضعی مشاهده می‌شود. ریزرخساره‌های مشابهی را آدابی و همکاران (Adabi et al. 2008) از رسوبات ائوسن حوضة زاگرس، شکوهی و همکاران (Shokohi et al. 2012) از توالی کربناتة پالئوسن- ائوسن در جنوب شرق بیرجند، سلطانی نجف‌آبادی و همکاران (Soltani Najafabadi et al. 2018) از سازند جهرم و شلاوند و همکاران (Shalalvand et al. 2019) از سازند تله‌زنگ در جنوب کرمانشاه معرفی کرده و به پهنة جزر و مدی نسبت داده‌اند.

 

لیتوکلاست فرامینیفرا بایوکلاست وکستون (MFT3)

این ریزرخساره فقط در برش ده ظهیر مشاهده می‌شود. لیتوکلاست، قطعات شکسته و درشت نرم‌تنان (دوکفه‌ای‌ها، گاستروپودا) و خارداران از تشکیل‌دهنده‌های اصلی این ریزرخساره هستند. لیتوکلاست‌ها بیشتر شامل خرده‌سنگ‌های آذرین در اندازة کوچک تا متوسط و به‌صورت نیمه‌زاویه‌دار تا زاویه‌دار و همچنین ذرات دانه‌ریز کوارتز هستند. روزنبران بدون منفذ به‌ویژه miliolid و Orbitolites به همراه روزنبران منفذدار (Rotaliid) به‌صورت پراکنده و محدود حضور دارند که در زمینة میکرایتی پخش شده‌اند (شکل 6-e و f).

 

 

 

 

a

 

b

 

c

 

d

 

 

e

 

f
     

شکل 6- تصاویر میکروسکوپی از ریزرخساره‌های b- a- میکروکنگلومرای بایوکلاست­دار (MFT1)؛ d-c-مادستون آهکی دولومیتی‌شدة لیتوکلاست‌دار (MFT2)؛ c- xpl و d- ppl؛ e-f - لیتوکلاست فرامینیفرا بایوکلاست وکستون (MFT3).

Fig 6- Photomicrographs of Middle - Upper Eocene microfacies types (MFT) including a-b. Bioclastic microconglomerate (MFT1), c-d. Lithoclastic Dolomudstone (MFT2): c. xpl, d: ppl, e-f. Lithoclast foraminifera bioclast wackestone (MFT3).

 

 

ریزرخساره‌های لاگون (Lagoon Microfacies)

بایوکلاست فرامینیفر منفذدار فرامینیفر بدون منفذ وکستون/ پکستون (MFT4)

این ریزرخساره با ضخامت 5 و 2 متر به ترتیب در بخش ابتدایی و انتهایی برش ده ظهیر و 2 متر در برش شان‌آباد 1 شناسایی شد و براساس مشاهدات صحرایی به شکل سنگ‌های آهکی‌ ماسه‌ای متوسط‌لایة فسیل‌دار (دوکفه‌ای، گاستروپود، خاردارن) به رنگ خاکستری است (شکل 7-a) که در بخش‌های بالایی با میان‌لایه‌هایی از سنگ آهک نازک‌لایه با رنگ روشن‌تر همراه می‌شود. اجزای اصلی این ریزرخساره را روزنبران کف‌زی کوچک منفذدار (rotaliid) و بدون منفذ (miliolid) تشکیل می‌دهند. روزنبران کف‌زی بزرگ منفذدار و بدون منفذ از قبیلNummulites ، Opertorbitolites, Orbitolites و Alveolina نیز با فراوانی کمتر حضور دارند. ذرات تخریبی کوارتز و پلاژیوکلاز و قطعات ماکروفسیل‌ها (دوکفه‌ای، گاستروپودا و خارداران) از دیگر اجزای این ریزرخساره‌اند (شکل 7- bو c).

 

 

 

b

 

a

 

d

 

 c

شکل 7- a-c- نمای صحرایی و تصاویر میکروسکوپی از ریزرخسارة بایوکلاست فرامینیفر منفذدار فرامینیفر بدون منفذ وکستون/ پکستون (MFT4) و d- فرامینیفر بدون منفذ پلوئیدال گرین استون (MFT5).

Fig 7- Outcrop view and photomicrographs of the Middle – Upper Eocene microfacies types (MFT) including a-c. Bioclast perforate and imperforate foraminifera wackestone/packstone (MFT 4), d. imperforate foraminifera peloidal grainstone (MFT5).

 

ریزرخساره‌های پشته (Shoal Microfacies)

فرامینیفر بدون منفذ پلوئیدال گرین استون (MFT5)

این ریزرخساره در برش ده ظهیر و رخنمون شماره 1 شان‌آباد در ادامة ریزرخسارة شماره 4 دیده می‌شود (شکل 3 و 5). در رخنمون‌های صحرایی، این ریزرخساره به‌صورت یک سنگ آهک نازک تا متوسط‌لایه به رنگ زرد و کرم دیده می‌شود. روزنبران با پوستة بدون منفذ شامل Orbitolites, Opertorbitolites, miliolids, Alveolina، مهم‌ترین سازندگان این ریزرخساره‌اند. پلوئید و اینتراکلاست از عناصر دیگر هستند که در زمینه‌ای اسپارایتی قرار دارند (شکل 7-d).

 

رودستون/ فلوتستون دارای دوکفه‌ای (MFT6)

این ریزرخساره از دوکفه‌ای‌های بزرگ (Oyster) با ساختار پوسته‌حفره‌ای در زمینه‌ای از گل میکرایتی تشکیل شده است. در نمای صحرایی از 5/5 متر سنگ آهک فرسوده به رنگ قهوه‌ای تیره تشکیل شده است (شکل 8-a). بافت سنگ پکستون/ وکستون است. ساختارهای داخلی در پوسته‌های اویسترها حفظ شده است (شکل 8-b). پلوئیدها بسیار کم هستند و خرده‌هایی از سنگ‌های آذرین زیرین و فنوکریست‌های پلاژیوکلاز نیز به مقدار کم در زمینه دیده می‌شود. این ریزرخساره فقط در قاعدة رخنمون شماره 2 شان‌آباد (Nummulite bank) دیده می‌شود (شکل 4). تجمعات محلی از دوکفه‌ای‌ها در این برش بنک اویستری (Oyster bank) را تشکیل داده است (Sbeta 1991).

 

 

 

b

 

a

شکل 8-a-b- نمای صحرایی و تصویر میکروسکوپی از ریزرخسارة رودستون/ فلوتستون دارای دوکفه‌ای (MFT6).

Fig 8- Outcrop view and photomicrograph of Bivalve rudstone/floatstone microfacies (MFT6).

 

 

فرامینیفرا بایوکلاست لیتوکلاست اینتراکلاست گرینستون (MFT7)

این ریزرخساره فقط در رخنمون شماره 1 شان‌آباد وجود دارد و از سنگ آهک متوسط‌لایة کرم‌رنگ تشکیل شده‌ است (شکل 3). آلوکم‌های اصلی زیستی این ریزرخساره شامل روزنبران منفذدار شامل Nummulites, Fabiania cassis, Asterigerina rotula, Medocia, Rotalia, Gypsina, Eorupertia و به میزان کمتر روزنبران بدون منفذ شامل Alveolina, miliolids, Orbitolites است که در زمینه‌ای از جنس اسپارایت به همراه مقدار کمی میکرایت قرار گرفته‌اند. قطعات لیتوکلاست، اینتراکلاست، پلوئید و خرده‌های بی‌مهرگان شامل قطعات شکم‌پا، خارداران، بریوزوآ و قطعات دوکفه‌ای‌ها از دیگر تشکیل‌دهنده‌های این ریزرخساره‌اند (شکل 9-a و b).

 

 

a

 

b

شکل 9-a-b- تصاویر میکروسکوپی از ریزرخسارة فرامینیفرا بایوکلاست لیتوکلاست اینتراکلاست گرینستون (MFT7).

Fig 9- Photomicrographs of foraminifera bioclast lithoclast intraclast grainstone (MFT 7).

 

 

ریزرخساره‌های بنک نومولیتی (Nummulite Bank Microfacies)

پکستون نومولیتوکلاستیک (MFT8)

این ریزرخساره در رخنمون شماره 2 شان‌آباد دیده می‌شود (شکل 4). در نمای صحرایی، این ریزرخساره از سنگ آهک ضخیم‌لایه به ضخامت 7 متر و به رنگ قهوه‌ای تشکیل شده است (شکل 10-a). در این ریزرخساره خرده‌های پوستة Nummulites  بیش از 80 درصد اجزای زیستی را در یک بافت پکستون تشکیل می‌دهند (شکل 10-b). در سطح تماس بین پوسته‌های ماکروسفریک Nummulites آثار انحلال دیده می‌شود. زمینه بیشتر از خرده‌های تخریبی بیوکلاستی به‌ویژه خرده‌های نومولیتس تشکیل شده است. نومولیت‌ها از نوع مگالوسفریک هستند. در دیوارة خارجی نومولیت‌ها، آثار ساییدگی و خردشدگی دیده می‌شود.

Heterostegina و Operculina از دیگر اجزای تشکیل‌دهندة این ریزرخساره هستند. خرده‌های ماکروفسیل و دانه‌های آواری به مقدار اندک در این ریزرخساره حضور دارند.

 

 

 

b

 

 a

شکل 10-a-b- نمای صحرایی و تصویر میکروسکوپی از ریزرخسارةپکستون نومولیتوکلاستیک (MFT8).

Fig 10- Outcrop view and photomicrograph of Nummulithoclastic packstone microfacies (MFT8).

 

نومولیتس رودستون/ فلوتستون/ پکستون (MFT9)

این ریزرخساره در مشاهدات صحرایی از سنگ‌های آهک سرشار از Nummulites به ضخامت‌های 8/2، 5/4 و 6/2 متر به ترتیب در برش‌های شان‌آباد 1، شان‌آباد 2 و ده ظهیر تشکیل شده است (اشکال 3- 5) و در هریک از برش‌ها ویژگی‌های مخصوص به خود را دارد. اجتماعی از انواع میکروسفریک و مگالوسفریک Nummulites، اصلی‌ترین تشکیل‌دهندگان این ریزرخساره‌اند. در برش شان‌آباد 1 گونه‌های Nummulites از حفظ‌شدگی نسبتاً خوبی برخوردارند و فراوانی انواع میکروسفریک نسبت به دو برش دیگر بیشتر است (شکل 12). علاوه بر Nummulites، قطعات خارداران نیز از تشکیل‌دهندگان اصلی این ریزرخساره‌اند. در این برش Rotalia، Sphaerogypsina، Operculina، تعداد معدودی از روزنبران پلانکتون همچون Morozovella و تعداد اندکی Alveolina و miliolid روزنبران فرعی را تشکیل می‌دهند.

در برش شان‌آباد 2 تعداد نومولیت‌های ماکروسفریک فراوانی بیشتری نسبت به انواع میکروسفریک دارند. آلوکم‌های فرعی شامل Heterostegina, Assilina و Operculina به‌صورت پراکنده‌اند. نومولیت‌ها در این ریزرخساره عدسی‌شکل و خشن هستند (شکل 11. a-c).

در برش ده ظهیر فقط انواع ماکروسفریک Nummulites حضور دارند و پلوئیدها نیز به فراوانی در زمینه پراکنده‌اند. نسبت بین فرم‌های مگالوسفریک به انواع میکروسفریک در این ریزرخساره به‌طور متوسط به ترتیب در برش‌های شماره 1 و 2 شان‌آباد، 38:4 و 80:4 و نسبت قطر به ضخامت بین 5/2-8/1 و 2/2-8/1 متغیر است. تجمع نومولیت‌ها در این ریزرخساره نشان‌دهندة پشتة نومولیتی (Nummulite bank) است (اشکال 11 و 12). پشته‌های نومولیتی (Nummulite banks) در نهشته‌های کربناته ائوسن حاشیة تتیس گسترده شده‌اند (Hadi et al. 2016). پشته‌های نومولیتی که حاصل انباشتگی پوسته‌های میکروسفریک هستند، احتمالاً به‌صورت جابه‌جایی‌هایی در فواصل کم یا تقریباً برجا (insitu) شکل گرفته‌اند؛ در حالی که پشته‌های نومولیتی که براثر انباشتگی فرم‌های مگالوسفریک شکل گرفته‌اند، ممکن است حاصل حمل‌شدگی از نواحی کم‌عمق‌تر و شکل‌گیری ته‌نشست‌های نابرجا باشند (Ghafari et al. 2019)؛ علاوه بر این عوامل دیگری همچون شرایط محیطی نظیر تغییرات فصول یا پیچیدگی دوره‌های تولیدمثل جنسی- غیرجنسی نیز بر فراوانی هریک از این دو فرم (A and B) مؤثر است (Hottinger 1977). نسبت بین فرم‌های مگالوسفریک به میکروسفریک (A/B ratio) نیز، معیاری دیگر برای تشخیص برجا یا نابرجابودن نومولیت‌هاست. بلوندئو (Blondeau 1972) A/B ratio ~ 10 را نشانة برجابودن اجتماع Nummulites می‌داند؛ علاوه بر این پاپازونی و صدیقی (Papazzoni and Seddighi 2018) براساس نسبت بین فرم‌های مگالوسفریک به میکروسفریک (A/B ratio) و فزونی یک گونه، سه نوع اجتماع مختلف را تشخیص داده‌اند: 1. بنک نومولیتی (A/B ratio < 60, dominance of one species > 70%)؛ 2. لایه‌های گذر (A/B ratio between 60 and 100, dominance of one species 50–70%)؛ 3. غیربنک (A/B ratio > 100, dominance of one species < 50%). مطالعات پلس و همکاران (Ples et al. 2020) نشان داد نسبت‌های فوق معیار دقیقی برای تفسیر نیستند و عوامل دیگری همچون فرایندهای فشردگی در اجتماعات نومولیتی بر این نسبت مؤثر است؛ به‌طوری که A/B ratio با درجة فشردگی نسبت عکس دارد.

 

 

 

b

 

a

 

d

 

c

 

f

 

e

شکل 11- نمای صحرایی و تصویر میکروسکوپی از ریزرخسارة نومولیتس رودستون/ فلوتستون/ پکستون (MFT9):  -a-cبرش شان‌آباد 2 و -d-f برش ده ظهیر.

Fig 11-Close-up views of nummulite accumulations and photomicrographs of Nummulites rudstone/floatstone/packstone microfacies (MFT9), a-c. Shan-Abad 2 Section, d-f. Deh-Zahir Section.

   

شکل 12--a-b تصاویر میکروسکوپی از ریزرخسارة نومولیتس رودستون/ فلوتستون/ پکستون (MFT9) برش شان‌آباد 1.

Fig 12-Photomicrographs of Nummulites rudstone/floatstone/packstone microfacies (MFT9) in Shan-Abad 1 Section.

 

 

ریزرخساره‌های دریای باز (Open marine Microfacies)

بایوکلاست فرامینیفر منفذدار وکستون/ پکستون (MFT10)

این ریزرخساره فقط در برش ده ظهیر مشاهده شد. در نمای صحرایی از سنگ آهک متوسط‌لایة خاکستری تا سیاه‌رنگ حاوی پوسته‌های نرم‌تنان تشکیل شده است. اجزای اصلی تشکیل‌دهندة این ریزرخساره، روزنبران منفذدار (Nummulites, rotalids) و خردة دوکفه‌ای، گاستروپود و اکینوئید است که در زمینة میکرایتی شناورند. روزنبران پلانکتون به تعداد بسیار کم از دیگر تشکیل‌دهنده‌های این ریزرخساره‌اند. قطعات تخریبی (دانه‌های کوارتز) نیز وجود دارند (شکل 13-(a.

نومولیتید ارتوفراگمینید پکستون/ وکستون (MFT11)

در این ریزرخساره نومولیتیدها (Nummulites, Assilina) و ارتوفراگمینیدها (Discocyclina, Actinocyclina) از عناصر اصلی به شمار می‌روند که در زمینه‌ای متشکل از میکرایت و خرده‌های ریز بیوکلاست‌ها پراکنده‌اند. Spharogypsina, Heterostegina, Operculina, rotalids از عناصر فرعی مجموعه به شمار می‌روند. گونه‌های Discocyclina زین‌مانند و پهن هستند. آثار شکستگی و خردشدگی در روزنبران به‌ویژه Assilina و Discocyclina دیده می‌شود (شکل 13- b-d).

 

 

b

 

a

 

d

 

c

شکل 13-تصاویر میکروسکوپی از ریزرخساره‌های a- بایوکلاست فرامینیفر منفذدار وکستون/ پکستون (MFT 10) و -b-d نومولیتید ارتوفراگمینید پکستون/ وکستون (MFT 11).

Fig 13- Photomicrographs of the Middle- Upper Eocene Microfacies types including a. foraminifera bioclast packstone/wackestone (MFT 10) and b-d.nummulitid orthophragminid packstone/ wackestone (MFT 11).

 

 

تفسیر ریزرخساره‌ها و محیط رسوب‌گذاری

روزنبران کف‌زی بزرگ، ابزار مناسبی برای بازسازی محیط دیرینة سنوزوئیک هستند. آنها در سنگ‌های کربناتة کم‌عمق ائوسن حوضة تتیس تنوع بسیار زیادی دارند؛ بنابراین در تفسیر ریزرخساره‌های ائوسن به کار گرفته می‌شوند (Luterbacher 1984; Hottinger 1997). توزیع روزنبران کف‌زی بزرگ در پلاتفرم‌های کربناتة کم‌عمق به عوامل محیطی (شدت نور، عمق محیط، انرژی هیدرودینامیک و...) وابسته است. برخی پژوهشگران بر این باورند که ترکیب آثار عمق و جنس بستر از پارامترهای مهم در توزیع روزنبران بزرگ کف‌زی است (Hottinger 1983; Zamagni et al. 2008). بر این اساس، در رسوبات پلاتفرم کربناتة ائوسن، بخش‌های کم‌عمق (inner platform/ramp/shelf) به داشتن رسوبات غنی از روزنبران پرسلانوز (Alveolina, Orbitolites) اختصاص یافته‌اند که با افزایش عمق به سمت دریا با روزنبران کف‌زی بزرگ هیالین نظیر نومولیتیدها (Nummulites, Assilina, Operculina) و ارتوفراگمینیدها جایگزین می‌شوند (Luterbacher 1998; Hӧntzsch et al. 2010).

بررسی ریزرخساره‌ها در رخنمون‌های مطالعه‌شده حاکی از ته‌نشست در یک رمپ کربناتة بدون ساختار ریفی است (شکل 14). فراوانی میکرایت در بیشتر ریزرخساره‌ها و نبود شواهدی مبنی بر وجود ریزرخساره‌های مربوط به ریف‌های سدی، همگی بیان‌کنندة رسوب‌گذاری در یک پلاتفرم کربناتة نوع رمپ است. در محیط‌های کربناتة کلاسیک، یک رمپ کربناته به سه بخش رمپ درونی (Inner ramp)، رمپ میانی (Middle ramp) و رمپ بیرونی (Outer ramp) تقسیم می‌شود (Burchette and Wright 1992). توزیع ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در رخنمون‌های مطالعه‌شده براساس مدل فلوگل (Flűgel 2010) نشان‌دهندة بخش‌های داخلی و میانی و ابتدای بخش خارجی مدل رمپ کربناته است. رمپ درونی شامل دو زون داخلی یا نزدیک (Proximal inner ramp) و بیرونی یا دور (Distal inner ramp) است. ریزرخساره‌های پهنة جزر و مدی، لاگون و پشته (Shoal) در بخش جلویی رمپ درونی و بنک نومولیتی در بخش عقبی آن تشکیل شده‌اند. ریزرخساره‌های دریای باز نیز در رمپ میانی تا ابتدای رمپ بیرونی تشکیل شده‌اند.

وجود قطعاتی از سنگ‌های ولکانیکی زیرین در ریزرخسارة میکروکنگلومرایی آغازین بیان‌کنندة تجمع نهشته‌ها در یک محیط ساحلی با انرژی هیدرودینامیک بالا و نقل و انتقال دائم است که باعث خردشدگی پوستة نرم‌تنان، سنگ‌های ولکانیکی و حمل دوبارة رسوبات شده است. نبود فسیل و آغشتگی به اکسیدهای آهن، وجود دولومیت‌های بسیار ریزبلور و ریزبلور، ذرات پراکندة تخریبی، پوشش‌های جلبکی و زمینة گلی، همه از شواهد تشکیل ریزرخسارة مادستون آهکی دولومیتی‌شدة لیتوکلاست‌دار در شرایط کم‌انرژی، نزدیک به سطح و احتمالاً در محیط جزر و مدی است (Adabi 2004, 2009; Adabi et al. 2008; Adabi 2011; Shalavand et al. 2019).

وجود قطعات آواری فراوان در زمینة گلی در ریزرخسارة MFT3 نیز مؤید تشکیل این ریزرخساره در پهنة جزر و مدی یا لاگون داخلی است. مخلوط‌شدن رسوبات کربناته و آواری نشانة رسوب‌گذاری در محیط نزدیک به ساحل است (Flűgel 2010). نهشته‌های مخلوط کربناته و سیلیسی- آواری خارج از حوضه همراه با قطعات شکستة بایوکلاست‌ها در متنی گلی بیان‌کنندة رسوب‌گذاری در منطقة جزر و مدی یا لاگون مشرف به زون جزر و مدی است. ریزرخسارة مشابهی را امیرشاه‌کرمی و کاروان (Amirshahkarami and Karavan 2015) به زون جزر و مدی نسبت داده‌اند.

در محیط لاگون روزنبران بدون منفذ فراوان‌اند (Hallock and Glenn 1986; Geel 2000). Alveolina، Orbitolites، Opertorbitolites و miliolids از روزنبران غالب در محیط کم‌عمق لاگون هستند (Hottinger 1997; Babazadeh and Alavi 2013). در منطقة مطالعه‌شده روزنبران پرسلانوز همراه با روزنبران هیالین کوچک (rotaliids) و بزرگ (Nummulites) و قطعات خارداران مشاهده می‌شوند. مجموعه‌ای از روتالین‌های کوچک با پوسته‌ای خشن و مزین و دیواره‌ای هیالین به همراه میلیولیدها با پوستة بدون منفذ مشخص‌کنندة محیط کم‌ژرفای لاگون هستند (Hallock and Glenn 1986; Geel 2000; Romero et al. 2002). همراهی این روزنبران با فونای دریای باز (نظیر اکینوئیدها و Nummulites) در ریزرخساره‌های لاگونی نشان‌دهندة تشکیل آنها در آب‌های کم‌عمق لاگون و مرتبط با دریای باز است.

ریزرخساره‌های پشتة کربناته (Shoal) در محیطی با انرژی متوسط تا بالا نهشته شده‌اند. سه ریزرخسارة روزنبران بدون منفذ گرینستون، رودستون/ فلوتستون دارای دوکفه‌ای و فرامینیفرا بایوکلاست لیتوکلاست اینتراکلاست گرینستون به ترتیب در برش‌های ده ظهیر، شان‌آباد 2 و شان‌آباد 1 در این کمربند رخساره‌ای نهشته شده‌اند. وجود مقادیر زیاد سیمان کلسیت اسپاری و بافت دانه‌پشتیبان در ریزرخسارة روزنبران بدون منفذ گرینستون حاکی از تشکیل آنها در محیطی با انرژی زیاد است. انرژی زیاد محیط به شسته‌شدن میکرایت و پرشدن فضای بین دانه‌ها با سیمان کلسیت اسپاری منجر شده است. فراوانی فونای شاخص لاگون (alveolinids, miliolids and orbitolitids) نشان می‌دهد این ریزرخساره در سمت رو به ساحل پشته (Shoal) نهشته شده است (Bagherpour and Vaziri 2011).

 فراوانی دوکفه‌ای‌ها به‌ویژه نوع اویستر و نبود بیوتای پلاتفرم/ رمپ بیرونی در ریزرخسارة رودستون/ فلوتستون دارای دوکفه‌ای حاکی از ته‌نشست درجای دوکفه‌ای‌ها به‌صورت بنک اویستری (Oyster Bank) در پلاتفرم داخلی است (Scheibner et al. 2007). نبود عناصر اسکلتی متنوع دریایی در این ریزرخساره، مبین منشأ رمپ درونی برای لایه‌های اویستر فلوتستون است؛ بنابراین با توجه به شواهد موجود، ریزرخسارة دوکفه‌ای فلوتستون به محیط پشته ((Shoal در رمپ درونی تعلق دارد. ریزرخسارة مشابهی را هادی و همکاران (Hadi et al. 2016) از بنک نومولیتی ائوسن غرب البرز معرفی کرده و به محیط Shoal نسبت داده‌اند.

نبود میکرایت و وجود عناصری نظیر اینتراکلاست و لیتوکلاست‌های از سنگ‌های ولکانیکی زیرین در ریزرخسارة فرامینیفرا بایوکلاست لیتوکلاست اینتراکلاست گرینستون نشان از انرژی نسبتاً زیاد محیط دارد. وجود روزنبران کف‌زی بزرگ با دیوارة هیالین (که به زیر محیط دریای باز با شوری عادی تعلق دارند) به همراه جلبک قرمز، بریوزوئر و خارداران نشان می‌دهد این ریزرخساره در سمت رو به دریای باز Shoal نهشته شده است (Wilson 1975; Hallock and Glenn 1986; Geel 2000; Racey 2001). ریزرخسارة مشابهی از ناودیس چینگ در غرب بیرجند معرفی و به جهت رو به دریای Shoal نسبت داده شده است (Hashemi Azizi et al. 2013).

ریزرخساره‌های بخش عقبی رمپ داخلی (Distal inner ramp) با تجمعی از نومولیت‌های مگالوسفریک و میکروسفریک مشخص می‌شوند. ساییدگی دیوارة خارجی نومولیت‌ها و وجود قطعات شکسته و خردشدة نومولیت (nummulithoclastic debris) در ریزرخسارة پکستون نومولیتوکلاستیک بیان‌کنندة حمل دوباره و انتقال با امواج است (Beavington-Penney and Racey 2004). این احتمال وجود دارد که فرایندهای دوره‌ای با انرژی زیاد به حمل مواد و رسوب‌گذاری دوباره در درون یا پشت پشته (back Bank) منجر شده باشند (Alhnaish 2006). غفاری و همکاران (Ghafari et al. 2019) چنین ریزرخساره‌ای را در ناحیة جنوب کرمان، نتیجة افزایش انرژی جریان و حمل دوبارة پوسته‌های نومولیتید در نزدیکی سطح تأثیر امواج و حتی بالای سطح امواج (طوفان؟) می‌دانند. آنکتل و مری هیل (Anketell and Mriheel 2000) خردشدن نومولیتس‌ها و حمل آنها را به سمت قسمت‌های عقب پشته در سازند جدیر به دلیل انرژی زیاد دانستند.

ریزرخسارة بنک نومولیتی در هریک از برش‌های بررسی‌شده، ویژگی‌های مخصوص به خود را دارد. در برش شان‌آباد 2، پوسته‌های مگالوسفریک Nummulites با پوسته‌ای خشن و بیضی‌شکل نسبت به انواع میکروسفریک برتری دارند. فرم‌های مگالوسفریک با حواشی سایش‌یافته نشان می‌دهد آنها نابرجا بوده و با عوامل فیزیکی حمل شده و انتقال یافته‌اند. آرایش زیستی- خطی نومولیت‌ها نیز دلیلی بر انرژی هیدرودینامیکی زیاد است (Beavington-Penny et al. 2005). مطالعات انجام‌شده نشان می‌دهد پوسته‌های بزرگ و پهن نومولیت‌ها در محیط‌های نسبتاً عمیق و پوسته‌های کوچک و گلبولی‌شکل در محیط‌های کم‌عمق رمپ/ شلف داخلی می‌زیسته‌اند (Racey 2001). فابریک دانه پشتیبان و فراوانی زیاد گونه‌های مگالوسفریک Nummulites در یک زمینة دانه‌ریز نشان می‌دهد محیط دیرینة تشکیل این تجمعات زیستی آب‌های کم‌عمق شلف داخلی (inner-shelf) همراه با نوسانات انرژی هیدرودینامیکی است (Rusu et al. 2004; Kövecsi et al. 2016; Ples et al. 2020)؛ بنابراین اجتماع نومولیت‌ها در این برش در بخش انتهایی رمپ درونی (distal inner ramp)، جایی که عناصر اسکلتی با عمل بادافشان در جلوی آن جمع می‌شوند (Hadi et al. 2016)، نهشته شده است. در برش شان‌آباد 1، فزونی فرم‌های میکروسفریک Nummulites و سایش کمتر حاشیة نومولیت‌ها نسبت به شان‌آباد 2 نشان می‌دهد احتمالاً این نومولیت‌ها نیمه‌برجا هستند. حضور میکرودرزها در این برش، این فرض را تقویت می‌کند که سایش اندک حاشیة نومولیت‌ها هم احتمالاً به دلیل فشار ناشی از متراکم‌شدن و درنتیجه کاهش فضای بین دانه‌ها و تماس آنها باشد که به انحلال فشاری در مرز بین دانه‌ها منجر شده است (Ples et al. 2020). همراهی هرچند اندک روزنبران پلانکتون با Nummulites نشان می‌دهد عمق تشکیل این ریزرخساره در برش شان‌آباد 1 بیش از دو برش دیگر است؛ بنابراین این احتمال وجود دارد که این ریزرخساره در انتهایی‌ترین بخش رمپ داخلی یا ابتدای بخش میانی رمپ نهشته شده باشد. در برش ده ظهیر نومولیت‌های درشت و گلبولی‌شکل به همراه miliolid و مقدار زیادی پلوئید در زمینه‌ای دانه‌ریز پراکنده‌اند. مورفولوژی پوسته نومولیت‌ها و حضور میلیولید و پلوئید حاکی از ته‌نشست در بخش‌های کم‌عمق‌تر رمپ درونی است. مشابه این ریزرخساره در نهشته‌های ائوسن حوضة البرز غربی (Hadi et al. 2016)، جنوب کرمان (Ghafari et al. 2019) و نهشته‌های سازند جهرم در غرب و شمال بندرعباس (Moallemi et al. 2014) گزارش شده است که به ترتیب به محیط‌های رمپ درونی دور و رمپ میانی نسبت داده شده است.

بیوکلاست‌ها در ریزرخساره‌های فرامینیفر منفذدار وکستون/ پکستون و نومولیتید ارتوفراگمینید پکستون/ وکستون نشان‌دهندة تشکیل در محیط دریای باز هستند. فراوانی روزنبران کف‌زی با پوستة منفذدار، شاخص شرایط نرمال دریایی است (Geel 2000). در ریزرخسارة فرامینیفر منفذدار وکستون/ پکستون، حضور روزنبران منفذدار و نبود روزنبران شاخص لاگون در زمینه‌ای گلی مبین رسوب‌گذاری زیر قاعده متأثر از امواج است (Rasser et al. 2005). تجمعی از روزنبران با دیوارة روشن و حضور هرچند اندک روزنبران پلانکتون در این ریزرخساره در یک زمینة میکرایتی، محیط رمپ میانی را مشخص می‌کند.

حضور ارتوفراگمینیدها و مورفولوژی ویژة آنها در ریزرخسارة نومولیتید ارتوفراگمینید پکستون/ وکستون بیان‌کنندة رسوب‌گذاری در بخش آرام دریای باز در بخش دور رمپ میانی تا ابتدای رمپ بیرونی است. پوستة روزنبران Discocyclina در این ریزرخساره به شکل زین‌مانند است. شکل پوستة Discocyclina به‌شدت با عوامل محیطی کنترل می‌شود (Machaniec et al. 2011). براساس مطالعات ماچانیک و همکاران (Machaniec et al. 2011)، Discocyclina در محیط‌های عمیق و کم‌انرژی، زین‌مانند (Saddle shaped) و دیسکی‌شکل‌اند. این مورفولوژی برای سازش با محیط‌های تاریک و عمیق است؛ زیرا در اشکال زین‌مانند، نور به علت برخورد تحت زوایای متفاوت به سطح پوسته بهتر جذب می‌شود. وجود زمینة گلی و همچنین خردشدگی نسبی روزنبران نشان می‌دهد محیط به‌طور اتفاقی از امواج تأثیر پذیرفته است؛ به‌طوری که انرژی محیط برای خروج گل به اندازة کافی نبوده، اما سبب شکستگی آلوکم‌ها شده است (Gilham and Bristow 1998). ریزرخسارة مشابهی را هادی و همکاران (Hadi et al. 2016) از نهشته‌های ائوسن البرز غربی معرفی کردند و محیط رسوبی آن را به بخش دور رمپ میانی تا ابتدای رمپ بیرونی نسبت داده‌اند.

به‌طور خلاصه می‌توان گفت نهشته‌های ائوسن طاقدیس شان‌آباد در محیط رمپ کربناته با ویژگی توسعة بنک نومولیتی نهشته شده‌اند. گذر بین رخساره‌ها و روند افزایش تدریجی عمق از پلاتفرم کم‌عمق به درون حوضه بیان‌کنندة تغییرات جانبی رخساره‌ها (در مقیاس متر) در فواصل کوتاه زمانی است؛ به‌طوری که تغییرات رخساره‌ها، بازتابی از نوسانات سطح آب دریا روی پلاتفرم کربناته با شیب ملایم است.

بررسی روند تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها در برش‌های مطالعه‌شده نشان می‌دهد روند تغییرات عمودی در برش‌های شان‌آباد 1 و 2 مشابه یکدیگر است و در یک چرخة عمیق‌شونده نهشته شده‌اند؛ اما در برش ده ظهیر نوسانات آب دریا بیشتر به چشم می‌خورد؛ به‌طوری که توالی کربناته نخست با یک چرخة عمیق‌شونده به سمت بالا آغاز شده و در دوره‌ای کوتاه با یک چرخة کم‌عمق‌شونده ادامه می‌یابد. در فاز بعدی دوباره عمق آب به‌طور ناگهانی افزایش می‌یابد و درنهایت با یک چرخة کم‌عمق‌شونده به انتها می‌رسد.

 

 

 

 

شکل 14-مدل رسوبی پیشنهادی نهشته‌های بررسی‌شده.

Fig 14- Reconstructed block diagram of the Middle-Upper Eocene carbonate ramp showing the microfacies settings and ecological distribution of selected biota.

 

 

نتیجه

توالی کربناتة ائوسن در غرب رفسنجان غنی از روزنبران کف‌زی بزرگ و انواعی از روزنبران شناور به سن ائوسن میانی- ائوسن پسین است که به‌صورت توده‌هایی کم‌ستبرا رخنمون دارند. سه زیست‌زون از زیست‌زون‌های کف‌زی کم‌عمق (SBZ 17-19) برمبنای روزنبران کف‌زی در این رخنمون‌ها شناسایی شد. مطالعة پتروگرافی و بررسی بافت‌های رسوبی در ناحیة مطالعه‌شده نشان می‌دهد توالی‌های کربناته از یازده ریزرخسارة میکروسکوپی وابسته به کمربندهای رخساره‌ای دریای باز، بنک نومولیتی، پشته، لاگون و پهنة جزر و مدی تشکیل شده‌اند. براساس ریزرخساره‌های مشاهده‌شده، الگوی رسوبی پیشنهادی در برش‌های مطالعه‌شده، یک پلاتفرم کربناتة کم‌عمق از نوع رمپ است. توزیع ریزرخساره‌های شناسایی‌شده در رخنمون‌های مطالعه‌شده نشان‌دهندة بخش‌های داخلی، میانی و ابتدای بخش خارجی مدل رمپ کربناته است. تغییرات عمودی ریزرخساره‌ها در دو برش شان‌آباد 1 و 2 حاکی از یک چرخة عمیق‌شونده است؛ اما در برش ده ظهیر نوسانات آب دریا به ایجاد چرخه‌های عمیق‌شونده و کم‌عمق‌شوندة متوالی منجر شده است.

 

 

Plate 1

         

1

2

3

4

5
         

6

7

8

9

10
       

 

 15

11

12

13

14

 
     

 

19

  

16

17

18

20

 

 

    

 

 

 

  

21

22

23

24
 

 

25

 

26

 

27

 

28
               

Plate1- 1, 2. Morozovelloides crassatus(Cushman), 3, 4. Morozovelloides coronatus (Blow), 5-7. Morozovella sp, 8. Morozovella sp. Cf. M. velascoensis (Cushman)., 9. Acarinina sp., 10, 11. Asterigerina rotula (Kaufmann), 12. Eorupertia magna (Le Calvez), 13. Haymanella huberi (Henson) , 14. Textularia sp., 15, 16. Buliminella? sp., 17, 18. Valvulinid sp., 19. Spiroloculina sp., 20. Sphaerogypsina globulus (Reuss), 21, 22. Medocia blayensis (Parvati), 23, 24, Alveolina sp., 25. Asterigerina tentoria (Todd and Post), 26. Triloculinatrigonula (Lamarck), 27, 28. Rotalia trochidiformis (Lamarck).

 

 

Plate2

   

 

3

 

4

 

 

5
   

1

2

 

 

 

 

6

    

 

7

8

 

9

 

10

 

 

11

 

12

 

13

 

14

 

15

 

16

 

 

17
       

18

19

20

21
                             

 

Plate 2. 1-3. Heterostegina cf. reticulata tronensis (Less et al.), 4. Idalina sp., 5, 6. Heterostegina sp., 7-9. Heterostegina saipanensis (Cole), 10-12. Pellatispira madaraszi (Hantken) 13. Nummulites discorbinus (Schlotheim),, 14. Acervulina sp., 15, 16. Halkyardia minima (Liebus), 17. Nummulites incrassatus (de la Harpe), 18. Eoannularia eocenica (Cole ve Bermudez), 19. Hook-shaped Gypsina sp., 20. Discogypsinadiscus (Goes), 21. Planorbulinella sp.

 

 

 

 

 

 

 

 

Plate 3

 

1

    

 

4

 

2

3

 

 

 

5

 

6

 

7

 

8

 

 

9

 

 

10

 

11

   

 

12

 

 

13

 

14

  

 

20

21

 

 

 

 

15

 

 

16

 

17

 

18

 

19

 

 

22

 

 
 

 

23

 

24

 

25
                                     

 

Plate 3. 1, 2. Operculina sp., 3, 4. Discocyclina omphala (Fritsch), 5. Pyrgo sp.; 6, 7. Nummulites ptukhiani (Kacharava), 8.Peneroplis sp., 9. Lockhartia sp., 10, N. Chavannesi (de la Harpe), 11, 12. N. aff. fabianii (Prever), 13. N. aff. biedai (Schaub), 14, 19. Assilina sp., 15. Alveolina nuttali (Davies), 16. Actinocyclina sp., 17, 18. Nummulites malatyaensis (Sirel), 20. Alveolina fusiformis (Sowerby), 21. Orbitolites sp., 22.23. Nummulites perforatus (De Montfort) 24. Fabiania cassis (Oppenheim), 25. Nummulites cf. lyelli (d’ Archiac).

 

 

مراجع

References
Abdulsamad E.O. 2000. Contribution to the Nummulites taxonomy from the Palaeogene sequences of Al Jabal Al Akhdar (Cyrenaica, NE Libya). Revue de Paléobiologie. 19(1): 19-45.
Abtahi S.Z. and Seyrafian A. 2014. Microfacies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at Tang-e Surkh section, southeast of Yasuj. Sedimentary Facies. 7 (1): 1-18.
Adabi M.H. 2004. Sedimentary geochemistry. Arianzamin Publication, Iran, p 448 (In Persian).
Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet- Dagh Basin, N.E. Iran. Carb. Evap. 24:16–32.
Adabi M.H. 2011. Sedimentary Geochemistry, Ariyan Zamin Pub. Co., Tehran, 503 p.
Adabi M. and Zohdi A. Ghabeishav A. and Amiri-Bakhtiya H. 2008. Applications of nummulitids and other larger benthic foraminifera in depositional environment and sequence stratigraphy: an example from the Eocene deposits in Zagros Basin, SW Iran, Facies. 54: 499-512.
Aghanabati S.A. 2004, The Geology of Iran. Geological survey of Iran, Tehran, 586 p (in Persian).
Aigner T. 1982. Event stratification in Nummulite accumulations and in shell beds from the Eocene of Egypt. In: Einsele G. Seilacher A. (Eds.), Cyclic and Event Stratification. Springer-Verlag, Berlin, 248-262.
Aigner T. 1985. Biofabrics as dynamic indicators in Nummulite accumulations. Journal of Sedimentology Petroleum. 55: 131-134.
Alhnaish A.S. 2006. Carbonate Facies, diagenesis and sequence stratigraphy of an Eocene Nummulitic Reservoir Interval (Jdeir Formation), Offshore NW Libya M. Sc. Thesis, Durham University, England.
Amirshahkarami M. and Karavan M. 2015. Microfacies models and sequence stratigraphic architecture of the OligoceneeMiocene Qom Formation, south of Qom City, Iran, Geoscience Frontiers. 6: 593-604.
Anketell J. M. and. Mriheel I. Y. 2000. Depositional environment and diagenesis of the Eocene Jdeir Formation, Gabes-Tripoli Basin, western offshore Libya. Journal of Petroleum Geology. 23: 425-447.
Babar N. Mohibullah M. Kasi A.M. Nowrad A. and Khan A. 2018. Foraminiferal Biostratigraphy of the Eocene Kirthar Formation, western Sulaiman Fold-Thrust Belt, Balochistan, Pakistan, Journal of Himalayan Earth Sciences. 51(2A): 66-77.
Babazadeh S.A. and Alavi M. 2013. Paleoenvironmental model for Early Eocene larger benthic foraminiferal deposits from south Birjand region, east Iran, Revue de Paléobiologie, Genève. 32 (1): 223-233.
Bagherpour B. and Vaziri M.R. 2011. Facies, paleoenvironment, carbonate platform and facies changes across Paleocene Eocene of the Taleh Zang Formation in the Zagros Basin, SW-Iran, Historical Biology. 1: 1-22.
Banerji R.K. 1981. Cretaceous-Eocene sedimentation, tectonism and biofacies in the BengalBasin, India, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 34: 57-85.
Bassi D. 1998. Coralline algal facies and their paleoenvironments in the Late Eocene of Northern Italy (Calcare di Nago, Trento), Facies. 39: 179-202.
Bassi D. and Nebelsick J.H. 2010. Components, facies and ramps: Redefining Upper Oligocene shallow water carbonates using coralline red algae and larger foraminifera (Venetian area, northeast Italy), Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 295: 258-280
Beavington-Penney S. J. and Racey A. 2004. Ecology of extant nummulitids and other larger benthonic foraminifera: applications in palaeoenvironmental analysis. Earth-Science Reviews. 67: 219-265.
Beavington-Penney S. J. Wright V. P. and Racey A. 2005. Sediment production and dispersal on a foraminifera-dominated Early Tertiary ramp: the Eocene El Garia Formation, Tunisia. Sedimentology. 52: 537-569.
Berggren W.A. and Pearson P. 2005. A revised Tropical to Subtropical Paleogene Planktonic Foraminiferal Zonation. Journal of Foraminiferal Research. 35 (4): 279- 298.
Blondeau A. 1972. Les Nummulites. Vuibert, Paris, 254p.
Blondeau A. Bodelle J. Campredon R. Lanteaume M. and Neumann M. 1968. Repartition stratigeraphique des grands foraminiferes d l Eocene dans les Alpes-Maritimes (franco-italiennes) et le Basses Alpes, Coll. Sur l Eocene Mem B.R.G.M., 58, 11-24. Paris.
Bozorgnia F. and Kalantari A. 1965. Nummulites of parts of Central and East of Iran. 28 p.
Brandano M. Frezza V. Tomassetti L. and Pedley M. 2008. Facies analysis and paleoenvironmental interpretation of the Late Oligocene Attard Member (Lower Coralline Limstone Formation), Malta. Sedimentology. 56: 1138- 1158.
Bukhari S.W.H. Mohibullah M. Kasi A.K. and Iqbal H. 2016. Biostratigraphy of the Eocene Nisai Formation in Pishin Belt, Western Pakistan. Journal of Himalayan Earth Sciences. 49: 17-29.
Burchette T. P. and Wright V. P. 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology. 79, 3–57.
Buxton M.W.N. Pedley H.M. 1989. Short paper: a standardised model for Tethyan Tertiary carbonate ramps. Journal of Geolosical Society. 146: 746-748.
Chaproniere G.C.H. 1975. Palaeoecology of Oligo-Miocene larger foraminiferida, Australia. Alcheringa. 1:37–58.
Cole W.S. 1970. Larger Foraminifera of Late Eocene Age from Eua, Tonga, Geological Survey Professional Paper, 640-B.
Cotton L.J. and Pearson P.N. 2011. Extinction of larger benthic foraminifera at the Eocene/Oligocene boundary. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 311: 281–296.
Cotton L.J. Zakrevskaya E.Y. Boon A.V.D. Asatryan G. Hayrapetyan F. Israyelyan A. Krijgsman W. Less G. Monechi S. Papazzoni C.A. Pearson P.N. Razumovskiy A. Renema W. Shcherbinina E. and Wade B.S. 2016. Integrated stratigraphy of the Priabonian (upper Eocene) Urtsadzor section, Armenia. Newsletters on Stratigraphy. 4: 1-27.
Deveciler A. 2010. Çayraz kesitinde Bartoniyen bentik foraminiferlerinin ilk görünüĢü (kuzey Haymana, güney Ankara, orta Türkiye). Yerbilimleri. 31 (3): 191–203.
Deveciler A. 2014. Description of Larger Benthic Foraminifera Species from the Bartonian of YakacıkMemlik Region (N Ankara, Central Turkey). Ankara University, Faculty of Engineering, Department of Geological Engineering, 06100 Tandogan, Ankara, 35 (2): 137-150.
Dimitrijevic M.D. 1973. Geology of Kerman Region. Geology Survey of Iran, Report No. 52, 334 p.
Dimitrijevic M. D. Dimitrijevic M. N. and Djordjevic M. 1971. Geological Quadrangle map of Rafsanjan, 1/100000, Geological Survey of Iran Tehran, sheet b7150.
Drobne K. 1977. Alveolines Paleogenes de la Slovenie et de l’Istrie. Schweiz Palaontol Abh. 99: 1-132 (in French).
Dunham R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. A symposium of American Association Petroleum Geologist. 1: 108-121
Eames F.E. 1952. A contribution to the study of the Eocene in western Pakistan and western India; Part A. The geology of standard sections Lower Cenozoic of Pakistan Greater Indus Basin in the western Punjab and in the Kohat District. Quarterly Journal of the Geological Society of London. 107: 159-171.
Eichenseer H. and Luterbacher H.P. 1992. The marine Paleogene of the Tremp region (NE Spain): depositional sequences, facies history, biostratigraphy and controlling factors. Facies. 27:119-152.
El-Azabi M.H. and El-Araby A. 1996. Depositional facies and paleoenvironments of the Albian-Cenomanian sediments in Gabal El-Minshera, north central Sinai, Egypt. Journal of Geological Society Egypt. 2: 151-198.
Embry A.F. and Klovan E.J. 1972. Absolute water depth limits of the Devonian paleoecological zones. Geologische Rundschau. 61: 672- 686.
Fermont W.J.J. 1982. Discocyclinidae from Ein Avedat (Israel). Utrecht Micropaleontology Bulletin. 27: 1-173.
Flugel E. 2010. Microfacies of Carbonate Rocks, Analysis, Interpretation and Application, Springer-Verlag, Berlin, 976 p.
Fournier F. Montaggioni L. and Borgomano J. 2004. Paleoenvironments and high-frequency cyclicity from Cenozoic South-East Asian shallow-water carbonates: a case study from the Oligo-Miocene buildups of Malampaya, Offshore Palawan, Philippines. Marine Petroleum Geology. 21: 1–21.
Fütterer E. 1982. Experiments on the distinction of wave and current influenced shell accumulations. In: Einsele G. Seilacher A. (Eds.), Cyclic and Event Stratification. Springer-Verlag, Berlin, 175-179.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequence in carbonate platform and slope deposits: Empirical models basedon microfacies analysis of Palaeogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoecology. 22: 231-259.
Ghafari M. AfghahM. and Ahmadi V. 2019. Depositional environment and Sequence Stratigraphy of the Eocene successions in the south of Kerman region (Lut Block): significance of nummulite accumulations (or nummulite Banks), Sedimentary Facies. 11 (2): 272-287 (in Persian).
Gilham R.F. and Bristow C.S. 1998. Facies architecture and geometry of a prograding carbonate ramp during the early stages of foreland basin evolution: lower Eocene sequences, Sierra del Cadı´, SE Pyrenees, Spain. In: Wright V.P. Burchette T.P. (Eds.), Carbonate Ramps. Geological Society of London Special Publication. 149: 181–203.
Goldring R. 1991. Fossils in the Field. Information Potential and Analysis. Longman, Harlow, 218 p.
Hadi M. Mosaddegh H. & Abbassi N. 2016. Microfacies and biofabric of nummulite accumulations (Bank) from the Eocene deposits of Western Alborz (NW Iran). Journal of African Earth Sciences. 124: 216-233.
Hadi M. and Vahidinia M. 2019. Biostratigraphy of larger benthic foraminifera from Cuisian and Bartonian limestones from the Torbat-e-Heydarieh region (Central Iran). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen. 291(3): 299-315.
Hadi M. Vahidinia M. and Juraj H. 2019a. Larger foraminiferal biostratigraphy and microfacies analysis from the Ypresian (Ilerdian-Cuisian) limestones in the Sistan Suture Zone (eastern Iran). Turkish Journal of Earth Sciences. 28: 122-145.
Hadi M. Less G. and Vahidinia M. 2019b. Eocene larger benthic foraminifera (alveolinids, nummulitids, and orthophragmines) from the eastern Alborz region (NE Iran): taxonomy and biostratigraphy implications. Revue de Micropaléontologie. 63(2): 65-84.
Hall S.J. 1994. Physical disturbance and marine benthic communities: life in unconsolidated sediments. In: Ansell A.D. Gison R.N. Barne M. (Eds.), Oceanography and Marine Biology: An Annual Review. 32: 179-239.
Hallock P. 1999. Symbiont-bearing foraminifera. In: Sen Gupta B.K. (Ed.), Modern Foraminifera. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, the Netherlands. 123-139.
Hallock P. and Glenn E.C. 1986. Larger foraminifera: A Tool for Paleoenviornmental analysis of Cenozoic caebonate depositional facies. Palaios. 1: 55- 64.
Hashemi Azizi S.H. Mirab Shabestari G.H. Khozaei A.R. 2013. Facies petrography, microfacies and diagenesis of Paleocene-Eocene carbonates at the Ching anticline in west of Birgand (East Iran). Stratigraphy and Sedimentary Reaserch. 29 (3): 107-122.
Herb R. and Hekel H. 1973. Biostratigraphy, variability and facies relations of some Upper Eocene Nummulites from Northern Italy. Ed. Eclogue Geologicae Helvetiae. 66: 419-445.
Hohenegger J. Yordanova E. and Tatzreiter Y. 1999. Habitats of larger foraminifera on the upper reef slope of Sesko Island, Okinawa. Marine Micropaleontology. 36: 109-168.
Hӧntzsch S. Scheibner Ch. Kuss J. Mazrouk A.M. and Rasser M.W. 2010. Tectonically driven carbonate ramp evolution at the southern Tethyan shelf: the Lower Eocene succession of the Galala Mountains, Egypt. Facies.57 (1), 51–72.
Hosseinzadeh M. Moallemi S. A. and Daneshian J. 2015. Lothostratigraphy, microfacies and paleoenvironmental reconstruction of the Jahrum Formation in the West and Northwest of the Bandar Abbass Area, South Iran, Journal of Petroleum Research 25 (82): 103-117 (in Persian).
Hottinger L. 1960. Recherches sur les Alvéolines du Palécéne et de l' Eocéne. Schweizerische Palaeontologische Abhandlungen. 75⁄76, 1-243.
Hottinger L. 1977. Foraminiferes Operculiniformes. Memoir du Museum de National de Histoire Naturelle. 59: 1-159.
Hottinger L. 1983. Processes determining the distribution of larger Foraminifera in space and time. Utrecht Micropaleontolology Bulletins. 30: 239-253.
Hottinger L. 1997. Shallow benethic foraminiferal assembelages as signals for depth of their deposition and their limitations. Bulletin de la Société Géologique de France. 168: 491-505.
Hottinger L. 2014. Paleogene larger rotaliid foraminifera from the western and central Neotethys. Heidelberg, New York, Dordrecht, London, Springer Cham, 196p.
Hottinger L. and Dreher D. 1974. Differentiation of protoplasm in Nummulitidae (Foraminifera) from Elat, Red Sea. Marine Biology. 25: 41–61.
Hottinger L. Lehmann R. and Schaub H. 1964. Données actuelles sur la biostratigraphie du nummulitique mediterranéen. Ménz. B.R.G.M. 28 (2): 611-652.
Jones A. G. 1961. Reconnaissance Geology of Part of West Pakistan. A Colombo Plan Cooperative Project, Government of Canada, Toronto. 550
Jorry S.J. Hasler C.A. Davaud E. 2006. Hydrodynamic behaviour of Nummulites: implication for depositional models. Facies. 52: 221-235.
Less G. and Özcan E. 2012. Bartonian Priabonian larger benthic foraminiferal events in the Western Tethys. Austrian Journal of Earth Sciences. 105: 129-140.
Less G. Y. Özcan E. and Okay A. 2011. Stratigraphy and Larger Foraminifera of the Middle Eocene to Lower Oligocene Shallow-Marine Units in the northern and eastern parts of the Thrace Basin, NW Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences. 20: 793-845.
Less G. Özcan E. Papazzoni C.A. and Stockar R. 2008. The middle to late Eocene evolution of nummulitid foraminifer Heterostegina in the Western Tethys. Acta Palaeontologica Polonica. 53: 317-350.
Leutenegger S. 1984. Symbiosis in benthic foraminifera: specificity and host adaptations. Journal of Foraminiferal Research. 14:16–35.
Luterbacher H. 1998. Sequence stratigraphy and the limitations of biostratigraphy in the marine Paleogene strata of the Tremp Basi (central part of the southern Pyrenean foreland basin, Spain. SEPM Spec. Publ. 60:303–309
Kidwell S.M. Fürsich F.T. and Aigner T. 1986. Conceptual framework for the analysis and classification of fossil concentrations. Palaios. 1: 228-238.
Machaniec E. Jach R. and Gradziński M. 2011. Morphotype variation of orthophragminids as a paleoecological indicator: a case study of Bartonian limestones, Podcapkamiquarry, Tatramta, Poland. Annales Societatis Geologorum Poloniae81: 199-205.
Mateu-Vicens G. Pomar L. and Ferrandez-Canadell C. 2012. Nummulitic banks in the upper lutetian ‘buil level’, ainsa basin, south central Pyrenean zone: the impact of internal waves. Sedimentology. 59 (2):527-552.
Matsumaru K. and Sarma A. 2010. Larger foraminiferal biostratigraphy of the lower Tertiary of Jaintia Hills, Meghalaya, NE India. Micropaleontology. 56: 539-565.
Moallemi, S.A. Daneshian J. and Hosseinzadeh M. 2014. Lithostratigraphy, Microfacies Investigation and Paleoenvironmental Reconstruction of the Jahrum Formation in the West and North of the Bandar Abbass Area, South Iran. Advances in Environmental Biology. 8(4): 963-974.
Mosaddegh M. Hadi M. and Parandavar M. 2017. Biostratigraphy of the Eocene carbonate deposits in the eastern part of the central Iran (Torbat-e-Jam area): stratigraphic significance of Nummulites perforatus and calcareous nannofossils. Scientific Quarterly Journal of Geosciences. 26 (102): 91-100 (in Persian).
Naderi A. 2009. Petrography, geochemistry and petrogenesis of Eocene zeolite bearing volcanic rocks in the Rafsanjan-Bardsir area, constraints on development of zeolites. M. Sc. thesis. University of Shahid Bahonar University, Kerman.
Kövecsi S.A. Silye L. Less G. and Filipescu S. 2016. Odd partnerships among middle Eocene (Bartonian) Nummulites: examples from the Transylvanian (Romania) and Dorog (Hungary) basins. Marine Micropaleontology. 127:86–98
Özcan E. Less G.y. Okay A.I. Báldi-Beke M. Kollányi K. and Yılmaz İ.Ö. 2010. Stratigraphy and larger foraminifera of the Eocene shallow-marine and olistostromal units of the southern part of the Thrace Basin, NW Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences 19: 27-77.
Özcan-Erdem N. Akyazı M. and Karabaşoğlu A. 2007. Biostratigraphic interpretation and systematics of Alveolina assemblages from the Ilerdian–Cuisian limestones of Southern Eskişehir, Central Turkey. Journal of Asian Earth Science. 29: 911-927.
Papazzoni C.A. and Seddighi M. 2018. What, if anything, is a nummulite bank?, Journal of Foraminifera Research. 48:276–287.
Papazzoni C.A. and Sirotti A. 1995. Nummulite biostratigraphy at the Middle/Upper Eocene boundary in the northern Mediterranean area. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia. 101 (1): 63-80.
Philip J. 2003. Peri-Tethyan neritic carbonate areas: distribution through time and driving factors. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 196: 19-37.
Pleș G. Kovecsi1 S.A. Bindiu‑Haitonic R. Silye L. 2020. Microfacies analysis and diagenetic features of the Eocene nummulitic accumulations from northwestern Transylvanian Basin (Romania). Facies. 66:20
Racey A. 1995. Lithostratigraphy and larger foraminiferal (nummulitic) biostratigraphy of the Tertiary of northern Oman. Micropaleontology. 41 (l):1-123.
Racey A. 2001. A review of Eocene Nummulite Accumulations: Structure, formation and reservoir potential. Journal of Petroleum Geology. 24(1): 79-100.
Racey A. Bailey H.W. Beckett D. Gallagher L.T. Hamfton M.J. and Mcouilkenc J. 2001. The petroleum geology of the Early Eocene El Garia Formation in the HasdrubalField, Offshore. Journal of petroleum Geology. 24 (1): 29-53.
Rahaghi A. 1978. Paleogene Biostratigraphy of Some Parts of Iran. Tehran, Iran: National Iranian Oil Company.
Rahaghi A. 1980. Tertiary Faunal Assemblage of Qum-Kashan, Sabzewar and Jahrum Areas. Tehran, Iran: National Iranian Oil Company.
Rahaghi A. 1983. Stratigraphy and Faunal Assemblage of Paleocene- Lower Eocene in Iran. Tehran, Iran: National Iranian Oil Company.
Rahaghi A. and Schaub H. 1976. Nummulites et Assilines du NE de l’Iran. Eclogae Geologicae Helvetiae. 69: 765-782 (in French).
Rahmanian Z. Ahmadipour H. 2011. Survey of sedimentation environment of Eocene Volcaniclastic deposits in Raviz-Zandiyeh (north west ofRafsanjan), Proceedings of the 5st National Geological Conference of Payame Noor University: 1-6.
Rahmanian Z. and Ahmadipour H. 2013. Petrography, geochemistry and tectonic setting of Eocene lavas in Raviz-Zandiyeh (north west ofRafsanjan), Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy. 21: 215-228.
Rasser M.W. Scheibner C. and Mutti M. 2005. A palaeoenvironmental standard secyion for early Ilerrdian tropical carbonate facies, (Corbieres, France, Pyreness, Spain). Facies. 51:217-232.
Reiss Z. and Hottinger L. 1984. The Gulf of Aqaba. Ecological Micropaleontology. Ecological Studies 50. Springer-Verlag, Berlin. 354 p.
Romero J. Caus E. and Rossel J. 2002. A model for the Palaeoenviornmental distribution of larger foraminifera based on Late Middle Eocene deposits on the margine of the south Pyrenean Basin (SE Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 179: 43- 56.
Rusu A. Brotea D. and Melinte M.C. 2004. Biostratigraphy of the Bartonian deposits from gilău area (NW Transylvania, Romania). Acta Palaeontologica Romaniae. 4: 441-454.
Sahy D. Emanoil S. Tudor T. 2008. Microfacies analysis of Upper Eocene shallow-water carbonates from the Rodnei Mountains (N Romania), Studia Universitatis Babes-Bolyai, Geologia. 53(2): 13 – 24.
Sarkar S. 2015. Thanetian-Ilerdian coralline algae and benthic foraminifera from northeast India: microfacies analysis and new insights into the Tethyan perspective. Lethaia. 48:13–28.
Sbeta A. M. 1991. Petrography and Facies of the Middle and Upper Eocene rocks (Tellil Group), offshore western Libya. The Geology of Libya: 1929-1965.
Schaub H. 1981. Nummulites et Assilines de la Tethys Paleogene; taxinomie, phylogenese et biostratigraphie. Memoires suisses Paleontologie 104, 238 p.
Scheibner C. M.W. Rasser and M. Mutti 2007. The Campo section (Pyrenees, Spain) revisited: Implications for changing benthic carbonate assemblages across the Paleocene-Eocene boundary. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 248: 145-168.
Sedighian S. Dargahi S. and Arvin M. 2009. Petrogenesis and tectonic setting of volcanic rocks of Shan- Abad anticline, SW of Rafsanjan, 12 th sumposium of Geological Society of Iran, Ahvaz, 1656.
Serra-Kiel J. Hottinger L. Caus E. Drobne K. Ferrandez C. Jauhri A.K. Less G. Pavlovec R. Pignatti J. Samso J.M. Schaub H. Sirel E. Strougo A. Tambareau Y. Tosequella J. and Zakrevskaya E. 1998. Larger foraminiferal biostratigraphy of the Tethyan Paleocene and Eocene. Bulletin de la Socie´te´ Ge´ologique de France. 169: 281-299.
Shalalvand M. Adabi M.H. and Zohdi A. 2019. Sedimentary environment, sequence stratigraphy and elemental geochemistry of the Taleh Zang Formation in the South of Kermanshah, Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches University of Isfahan. 35 (75): 25-48.
Shokohi N. Mirab Shabestari. G.H. Khozaei A.R. 2012. Microfacies and sedimentary environment of Paleocene-Eocene carbonate sequences in the south east of Birgand (East Iran). Sedimentary Facies. 4 (2): 173-187
Sirel E. 2003. Foraminiferal description and biostratigraphy of the Bartonian, Priabonian and Oligocene shallow-water sediments of the southern and eastern Turkey. Revue de Paleobiologie. 22 (1): 269-339.
Soltani Najafabadi M. Babazadeh S.A. Aleali M. and Asgari Pirbaluti B. 2018. Microfacies and sedimentary environment of Jahrum Formation in Saldoran and Dasht- Zari sections, Shahr-e-Kord, high Zagros. Scientific Quarterly Journal, Geosciences. 27 (108): 115-123.
Tucker M. E. 1981. Sedimentary petrology, an introduction to the origion of sedimentary rocks, 2nd edition. Blackwell, Oxford, 252 p.
Wade B. S. Pearson P. N. Berggren W. A. and Palike H. 2011. Review and revision of Cenozoic tropical planktonic foraminiferal biostratigraphy and calibration to the geomagnetic polarity and astronomical time scale. Earth-Science Reviews. 104: 111-142.
Wilson J.L. 1975. Carbonate Facies in Geologic History. Spinger, New York, 471 p.
Weiss W. 1993. Age assignments of Larger Foraminiferal assemblages of Maastrichtian to Eocene age in Northern Pakistan, Zitteliana. 20: 223-252.
Zamagni J. Mutti M. and Kosir A. 2008. Evolution of shallow benthic communities during the Late Paleocene-earliest Eocene transition in the Northern Tethys (SW Slovenia). Facies. 54: 25-43.
Zhang B. 1988. Orbitolites (foraminifera) from Longjiang of Tingri, Xizang. Acta Micropalaeontology Sinica. 5: 1-13.
 
 
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی
دوره 37، شماره 1 - شماره پیاپی 82
پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی، سال سی و هفتم، شماره پیاپی 82، شماره اول، بهار 1400
فروردین 1400
صفحه 95-126

فایل ها

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار