نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری فسیل‌شناسی و چینه‌شناسی، گروه زمین‌شناسی، واحد علوم و تحقیقات دانشگاه آزاد اسلامی، تهران، ایران
2 دانشیار، پژوهشکدة علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران
3 استادیار، پژوهشکدة علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران
4 کارشناس رسوب‌شناسی، شرکت ملی نفت ایران (مدیریت اکتشاف)، تهران، ایران
5 استاد، گروه زمین‌شناسی، واحد علوم و تحقیقات دانشگاه آزاد اسلامی، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
In this study, the paleoecology, biostratigraphy, and biofacies of the Khoshyeilagh Formation hve been evaluated based on the found conodont species. The Khoshyeilagh Formation includes terrigenous-carbonate sequences, which contain conodonts of shallow environments (Icriodus Polygnathu). The identification of seven conodont species and sub-species led to the identification of 2 conodont biozones which are Upper rhenana-linguiformis, Lower triangularis-Lower crepida, respectively, and also biofacies named as Icriodus-Polygnathus. The identified biozones prove Late Devonian (Frasnian–Fammenian) age for the studied parts of the Khoshyeilagh Formation. The determined biofacies and the recognized conodonts in the studied sections represent a shallow marine environment and warm tropical climate during the deposition time. Considering the obtained fossil assemblages and comparing with the other sedimentary basins, the studied sections belong to the northern parts of Gondwana land. The analysis of biofacies and lithofacies show a decrease of depth at the end of Frasnian which is followed by an intense sea level drop similar to global examples. After a period of time and during Fammenian, the depositional environment became deeper and open marine sub-environments (bioclast spicule wackestone-packstone) were deposited.
Keywords: Paleoecology, Biostratigraphy, Late Devonian, Conodont, NE Iran, Bojnord, Jajarm
Introduction
In 1954, limited stratigraphic studies were carried out in the studied areas while comprehensive evaluations were performed by Bozorgnia et al. (1979). Asilian-Mahabadi (1995) published the first report of Devonian deposits of the area. Bozorgnia (1979) divided the Khoshyeilagh Formation into six units in the type section based on fossil assemblages. Brice et al. (1974) studied the brachiopods of the area and introduced the Late Devonian age for these successions. Ghavidel-Syooki and Owens (2007) studied the palynomorphs of the Khoshyeilagh Formation in Kuh-e Uzon section and estimated the Late Devonian age and determined warm tropical climate and shallow environment during the formation time. Wendt et al. (2002) determined Frasnian–Fammenian boundaries in the Khoshyeilagh Formation based on the recognized conodonts and the other fossil species. Ahmadzadeh Heravi (1975) studied the brachiopods and conodonts of the Khoshyeilagh Formation and reported the Early to Late Devonian ages for these successions. Hamdi and Janvier (1981) studied the Khoshyeilagh Formation and measured the thickness of this formation 1510 m and attributed the Early to Late Devonian age to this Formation. Weddige (1984a, b) studied the conodonts of the Khoshyeilagh Formation and proposed the Eifelian to Givetian ages for the lower part of the Formation. Ashouri (2006) reported six new species of conodonts in the type section of the Khoshyeilagh Formation and proposed Eifelian to Tournaisian age for this unit. The main objective of this study is the evaluation of the conodont species of the Khoshyeilagh Formation, which have not been studied in detail earlier.
Material & Methods
After preliminary field evaluations, three stratigraphic sections including Gardaneh-e Pelmis, Robat-e Ghareh Bil, and Kuh-e Uzon sections were selected in order to study the Khoshyeilagh Formation. The samplings were carried out systematically and according to determined intervals. The samples were taken regarding facies changes and close to the formation boundaries sampling was done in short intervals.
A total of 59 samples from limestone units (i.e., 17 samples from Pelmis section, 19 samples from Robat-e Qarehbil section, and 23 samples from Kuhe Ozon section) were collected for conodont fauna studies. To obtain isolated samples, about 4 kg of each sample was leached and placed inside 85% formic acid for a week. After dissolution, the obtained sediments were passed through 60, 150, and 200 mesh sieves and leached. The conodont elements and the other microfossils (the fish remains, ostracoda, brachiopoda, and gastropods) were identified, separated, and studied under an optical microscope. Eventually, the required photos were taken using a scanning electron microscope (SEM; Leo 1450VP) at the laboratory of the National Iranian Oil Company (NIOC).
Discussion of Results & Conclusion
In its simplest sense, the word “Paleoecology” means studing the interaction between fossilized species and living environments. The determination of palaeoecological parameters of extinct conodonts is a complicated process, especially that the biological relationship between these species and their contemporary living species has not been well understood.
An ideal ecological identification depends on comparing conodonts with other components. In this regard, the lack of zoological relationship has made this work more complicated.
The carried out studies on conodonts show different zonations. During Late Devonian, the endemic forms of conodonts were decreased while several forms such as cosmopolitan fossils show an increase (Sandberg and Dreesen, 1984). Regarding the negligible occurrence of the Late Devonian conodonts and considerable distribution of some species (cosmopolitan fossils), the studied conodonts show similarities with the Gondwana and Alpine fossil assemblages.
The presence and lack of conodonts in different sedimentary facies are related to energy level, temperature, salinity, and the nutrient availability. In other words, the best environment for conodonts is bedded limestones containing brachiopods, corals, and fossil-bearing deposits in well-oxygenated waters (Sandberg and Ziegler 1979).
Conodonts are frequently found in glauconitic deposits, whereas they are rarely found in stromatolites (Sandberg and Ziegler 1979). Recent studies represent an adaptation between conodonts and benthic to pelagic environments. Previous studies performed in the study area have focused on conodonts, brachiopods, and their palynomorphs in the type section, while the conodonts of the three mentioned sections have not yet been studied.
By studying 59 conodont samples, seven species and subspecies of Icriodus and Polygnathus have been recognized: Icriodus alternatus alternatus, Icriodus expansus, Icriodus symmetricus, Icriodus brevis, Icriodus cornutus, Icriodus sp., Polygnathus praepolitus, Polygnathus xylus xylus, Polygnathus sp.
The evaluation of conodonts in Khoshyeilagh Formation with Late Frasnian–Early Famennian age revealed two conodont biozones including Upper rhenana-linguiformis of the Late Frasnian and Lower triangularis-Lower crepida of Early Famennian. Based on the recognized conodont species and Icriodus-Polygnathus biozones, the shallow and shelf margin reef environments have been estimated for these parts of the Khoshyeilagh Formation. Thin section studies show grainstone texture related to a bioclastic bar setting. The comparison of biofacies of Late Devonian in the study area represents different conodont species related to the depth of the environment such that shallow marine species are found frequently whereas pelagic species are absent. Considering the obtained conodont species from the study areas and comparedwith the Gondwana sedimentary basins in Australia, Iranian plateau was most likely connected to the Gondwana land during Devonian. The sedimentary deposits of Devonian in Iranian plateau show different lithofacies formed in different tectonic settings. It is worth noting that the changes in the thickness of sediments and their situation in the stratigraphic columns have been changed due to the function of main faults and the formation of horst-graben structures.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
مطالعه و تعیین سن واحدهای سنگی دونین در شمال شرق ایران (حوالی بجنورد و جاجرم) با استناد به ماکروفسیل‌ها، میکروفسیل‌ها و پالینولوژی انجام شده و مطالعات براساس کنودونت‌ها به‌طور جامع صورت نپذیرفته است. از آنجایی که مطالعة عناصر کنودونتی توالی‌های سنگی دونین در دیگر نواحی و زون‌های زمین‌شناسی ایران با دقت انجام شده است، خلأ پژوهشی و مطالعة کنودونت‌ها در منطقة بجنورد و شمال شرق ایران وجود دارد؛ بنابراین مطالعة سیستماتیک کنودونت‌ها، شناسایی جنس‌ها، گونه‌ها و تعیین دقیق زیست‌زون‌ها ضروری است.
اولین مطالعات جامع در منطقة مطالعه‌شده را Bozorgnia 1973، از زمین‌شناسان شرکت نفت انجام داده و برمبنای فسیل‌شناسی این سازند را در محل برش الگو به 6 زون تقسیم کرده است. Brice et al. 1974 با مطالعة بازوپایان این توالی‌ها را به سن دونین پسین نسبت داده‌اند. Hamdi and Janvier 1981 سازند خوش‌ییلاق را بررسی و ضمن اندازه‌گیری دوباره، ضخامت آن را 1510 متر تعیین کردند. برمبنای این مطالعات، سازند خوش‌ییلاق سنی معادل دونین پیشین تا دونین پسین دارد. Weddige 1984a; 1984b با مطالعة کنودونتهای این سازند سن ایفلین پسین- ژیوسین را برای بخش زیرین سازند خوش‌ییلاق مشخص کرده است.
اولین گزارش رسمی منتشرشده از نهشته‌های دونین در منطقة مطالعه‌شده را Assilian-Mahabadi 1995 منتشر کرده است. وی بر این باور است که سازند خوش‌ییلاق در کوه اوزون و در رباط قره‌بیل دو رخسارة کربناتی و تخریبی دارد که محیط‌های فراکشندی و میان‌کشندی، تالاب، سد زیست‌آواری و بخش ژرف‌تر سکو را دربرمی‌گیرد. در این مدل، هنگام پایین‌بودن سطح آب دریا یا هنگام پیشروی آن، رخساره‌های تخریبی جایگزین رخساره‌های کربناتی شده‌اند. Wendt et al. 2002 مرز فرازنین- فامنین را در سازند خوش‌ییلاق برمبنای مجموعه‌های اندکی از کنودونت و سایر گروههای سنگواره‌ای بنیان گذاشته‌اند. Ahmadzadeh-Heravi 1975 با مطالعة براکیوپودها و کنودونتهای سازند خوش‌ییلاق سن آن را دونین پیشین تا پسین تعیین کرد. Ashouri 2006 با مطالعة کنودونتهای سازند خوش‌ییلاق در برش الگو ضمن معرفی 6 گونة جدید کنودونت سن ایفیلین تا تورنزین را برای این سازند مشخص کرده است. Ghavidel-Syooki and Owens 2007 با مطالعة پالینومرف‌های سازند خوش‌ییلاق در کوه اوزون، سن این سازند را دونین پسین و محیط تشکیل آن را شرایط آب‌وهوایی گرم و استوایی و کم‌عمق در نظر می‌گیرند.
موقعیت جغرافیایی برش‌های مطالعه‌شده
به‌منظور مطالعات زیست‌چینه‌نگاری توالی‌های دونین در بجنورد و جاجرم (شمال شرق ایران) سه برش سنگ‌چینه‌ای انتخاب و مطالعه شده است (شکل 1 الف و ب). موقعیت جغرافیایی آنها به شرح زیر است:
برش چینه‌شناسی رباط قره‌بیل: این برش در 53کیلومتری جنوب باختر آشخانه و در 8/2کیلومتری شمال روستای رباط قره‌بیل قرار دارد. قاعدة برش مطالعه‌شده با مختصات ″24 ′22 °37 عرض شمالی و ″82/0 ′19 °56 طول شرقی است.
برش چینه‌شناسی کوه اوزون: این برش در 15کیلومتری شمال خاور شهر جاجرم و در یال شمالی کوه اوزون (معدن آلومینای جاجرم) قرار دارد. قاعدة برش مطالعه‌شده در درة زو با مختصات ″9/11 ′02 °37 عرض شمالی و ″3/59 ′31 °56 طول شرقی قرار دارد.
برش چینه‌شناسی گردنة پلمیس: این برش در 28کیلومتری جنوب بجنورد و در 20کیلومتری شمال باختری شهرستان اسفراین قرار دارد. سازند خوش‌ییلاق در 5کیلومتری شمال باختر روستای شیرویه برداشت و نمونه‌برداری شده است. این سازند مختصات ″1/23 ′14 °37 عرض شمالی و ″2/8 ′19 °57 طول شرقی دارد.
شکل 1- نقشه‌های زمین‌شناسی؛ الف) نقشة زمین‌شناسی ایران نشان‌دهندة طبقه‌بندی ساختاری ایران (Stocklin 1968) و موقعیت مناطق مطالعه‌شده؛ ب) نقشة زمین‌شناسی مناطق مطالعه‌شده دربردارندة واحدهای لیتولوژیک موجود، عوارض زمین‌شناسی و جغرافیایی.
Fig 1- a) The index map of Iran showing main structural units (Stocklin 1968); b) The geological maps of the studied areas representing different lithological units and geological features of the Robat-e Qarabil section (Salamati et al. 2001); Pelmis section (Mazaheri 1999); Kuhe Ozon section (Soheily and Sahandi 1999).
روش مطالعه
پس از بررسی‌های مقدماتی صحرایی 3 برش گردنة پلمیس، رباط قره‌بیل و کوه اوزون انتخاب شد. نمونه‌برداری به‌صورت سیستماتیک و در فواصل مشخص و در ارتباط با تغییرات رخساره‌ای و مرز بین سازندها انجام شد. در انجام این پژوهش 95 نمونه سنگ آهک به وزن 3 تا 4 کیلوگرم برای مطالعة فونای کنودونتی از برش‌های گردنة پلمیس (17 عدد)، رباط قره‌بیل (36 عدد) و کوه اوزون (42 عدد) گردآوری شد. به‌منظور تهیة نمونه‌های ایزوله از هر نمونة تهیه‌شده، پس از گل‌شویی اولیة نمونه در زیر هود آزمایشگاه، 150 میلی‌لیتر اسید فورمیک تجاری به درون ظرف دارای نمونه افزوده و با آب جوش 90 تا 100 درجه به حجم رسانده می‌شود (150 میلی‌لیتر اسید به اضافة 850 میلی‌لیتر آب جوش)؛ سپس ظرف دارای نمونه، اسید و آب روی اجاق برقی (Hot Plate) با دمای مناسب به مدت 10 ساعت گذاشته می‌شود تا اینکه صدای جوشیدن ناشی از تأثیر اسید بر نمونة سنگ آهک کاملاً متوقف شود. پس از انحلال، رسوب حاصل به کمک الک‌های 60، 150 و 200 مِش شست‌وشو داده و عناصر کنودونتی و میکروفسیل‌های دیگر (بقایای ماهی‌ها، استراکدا، دوکفه‌ای‌ها و شکم‌پایان ریز) گردآوری شد. پس از بررسی فسیل‌های گردآوری‌شده در زیر میکروسکوپ نوری دوچشمی و جداسازی همة سنگواره‌های مورد نیاز، شناسایی اولیه انجام و سپس به کمک میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM) مدلLeo 1450VP در مرکز پژوهش متالوژی رازی از نمونه‌های مناسب‌تر تصویربرداری شد.
سنگ‌چینه‌نگاری و محیط رسوبی برش‌های مطالعه‌شده
برش گردنة پلمیس: سازند خوش‌ییلاق در این برش 182 متر ضخامت دارد و بیشتر از ماسهسنگ نخودی‌رنگ ضخیم تا بسیار ضخیم‌لایه، سنگ آهک، سنگ‌های آهک دولومیتی و دولومیت‌های خاکستری روشن تا تیره با لایه‌بندی متوسط تا ستبر تشکیل شده و میان‌لایه‌هایی از مارن، شیل و سیلتستون دارد. مرز زیرین سازند خوش‌ییلاق با سازند پادها به‌صورت تدریجی و مرز بالایی سازند خوش‌ییلاق با سازند شمشک به‌صورت ناپیوسته است (شکل 3). یک نبود چینه‌ای طولانی از اواخر فرازنین پیشین تا اواخر تریاس در این منطقه مشاهده می‌شود که شاهد آشکاری از خشکی‌زایی است و حضور لایة خاک نسوز، لاتریت، بوکسیت و خاک‌های قرمز انتهای دونین، این نبود چینه‌ای را تأیید می‌کند.
برش رباط قره‌بیل: سازند خوش‌ییلاق در این برش 260 متر ضخامت دارد و بیشتر از سنگ‌آهک، ماسهسنگ، شیل، مارن، گچ و دولومیت تشکیل شده است که به علت فراوانی تناوب‌های مارنی- انیدریتی کرم‌رنگ نسبت به سازند پایینی خود کاملاً متفاوت است. حد زیرین سازند خوش‌ییلاق در برش مطالعه‌شده با سازند پادها مشخص و پیوسته است و روی سیلتستون‌های قرمزرنگ و لیمونیتی پادها قرار دارد و حد بالایی آن با سازند مبارک به‌صورت تدریجی است (شکل 4).
برش کوه اوزون: در این برش سازند خوش‌ییلاق 463 متر ضخامت دارد که شامل تناوبی از سنگ آهک و شیل است. سنگ‌های آهک معمولاً متوسط‌لایه‌اند و گاه لایه‌بندی نودولار دارند و بیشتر پرفسیل هستند. فسیل‌ها بیشتر شامل براکیوپوداها، کرینوئید، مرجان، بریوزوآ و گاستروپودا هستند. شیل‌ها بیشتر سیلتی، سیلتی- ماسه‌ای و خاکستری‌رنگ هستند. دو افق ماسه‌سنگی سفیدرنگ کوارتز آرنایتی 5 و 11 متری در این توالی وجود دارد. در بالای ماسه‌سنگ‌های افق بالایی، ردیفی از ماسه‌سنگ‌های متوسط‌لایة نخودی‌رنگ دیده می‌شود که روی آن 17 متر از سنگ‌های آذرین بازیک وجود دارد؛ درنهایت به 20 متر سنگ آهک و 10 متر شیل سیلتی ختم می‌شود. در این برش چینه‌شناسی مرز زیرین سازند خوش‌ییلاق با سازند پادها و مرز بالایی با سازند مبارک به‌صورت هم‌شیب و پیوسته است (شکل 5). Bozorgnia 1973 برمبنای فسیل‌شناسی این سازند را در محل برش الگو به 6 واحد تقسیم کرد.
سازند خوش‌ییلاق در مناطق مطالعه‌شده با توجه به تجزیه و تحلیل داده‌های حاصل از مقاطع نازک مطالعه‌شده 15 رخساره دارد که در پنج کمربند رخساره‌ای ساحلی، جزرومدی، تالاب، سد و دریای باز ته‌نشست شده‌اند. تغییرات عمودی و جانبی رخساره‌های سازند خوش‌ییلاق در مناطق مطالعه‌شده نشان می‌دهد این رخساره‌ها در یک محیط ساحلی- دریایی نهشته شده‌اند. با توجه به اطلاعات به‌دست‌آمده از رخساره‌ها و همچنین به کمک اصل والتر، یک مدل رسوبی رمپ کربناتة کم‌شیب برای تشکیل سنگ‌های این ناحیه پیشنهاد شده است. این نوع رمپ شیب نسبتاً ملایم و یکنواختی دارد که از خط ساحلی تا حوضه کشیده شده و مشابه با رمپ‌های کربناتة عهد حاضر نظیر سواحل جنوبی خلیج فارس (Purser 1973; Gischler and Lomando 2005) و شارک بی استرالیا (Flugel 2010) است. رمپ‌های کربناته بیشتر در زون‌های بدون موجودات ریف‌ساز گسترش یافته‌اند (Burchette and Wright 1992). وسعت کم رخساره‌های رمپ میانی و نبود رخساره‌های رمپ بیرونی گواهی بر عمق کم این رمپ کربناته است (Flugel 2010).
در ادامه جزئیات بیشتری از رخساره‌های شناسایی‌شده را بررسی می‌کنیم. رخساره‌های شناسایی‌شده به ترتیب از سمت خشکی به دریا به شرح زیر است:
رخساره‌های میکروسکوپی تخریبی پهنة ساحلی (Shore face) شامل رخسارة ماسه‌سنگی (KHPF 1)، رخسارة سیلتستونی (KHPF 2) و رخسارة شیل (KHPF 3) هستند که نبود ماتریکس در رخسارة KHPF 1 (شکل 2-1) و خوب‌بودن مچوریتی بافتی و حتی کانی‌شناسی در این سنگ‌ها نشان‌دهندة زیادبودن انرژی در محیط تشکیل این رخساره است؛ چنین شرایطی در محیط‌های ساحلی برقرار است (Miall 2006). در رخسارة KHPF 2 (شکل 2-2) اندازة دانه‌ها در حد سیلت است و لامیناسیون موازی دارد. این رخساره بیشتر به‌صورت بین لایه‌ای با ماسه‌سنگ‌های دانه‌ریز تا متوسط‌دانة ساحلی شناسایی شده است. ماهیت دانه‌ریزبودن این مجموعة رخساره‌ای نشان‌دهندة رسوب‌گذاری در محیط‌های نسبتاً کم‌انرژی محیط‌های ساحلی است. این رخسارة سنگی معمولاً در اثر تغییرات انرژی از حالت پایین تا متوسط جریان نهشته شده است (Miall 2006). رخسارة شیل KHPF 3 (شکل 2-3) ماهیت دوگانه دارد؛ به نحوی که اگر در محیط رودخانه‌ای باشد، معمولاً به دلیل اکسیدان‌بودن محیط به رنگ قرمز و در تناوب با ماسه‌سنگ‌های رودخانه‌ای است؛ اما شیل‌های دریایی که در تناوب با زیرمحیط لاگون و دریای باز نهشته شده‌اند، به دلیل شرایط احیایی محیط معمولاً تیره‌رنگ هستند. شیل‌های محیط لاگون با رخساره‌های مادستونی تا پکستونی لاگون در تناوب هستند و شیل‌های دریای باز در ستون رخساره‌ها با رخساره‌های عمیق دریای باز دیده می‌شوند (Reineck and Singh 1986). رخساره‌های میکروسکوپی هیبریدی (Hybrid) شامل رخسارة بیوکلاست وکستون- پکستون ماسه‌ای KHMF (شکل 2-4) است. در این ریزرخساره وجود لامینه، ماهیت دوگانة رخساره‌ها، حضور دانه‌های سیلیسی آواری و آهکی در کنار هم و نابرجابودن آلوکم‌ها نشان‌دهندة تشکیل آنها در یک محیط ساحلی/ کشندی همزمان با بالاآمدن تدریجی سطح آب دریاست (Da Silva and Boulvain 2006). رخساره‌های میکروسکوپی پهنة جزرومدی (Tidal Flat) شامل رخسارة انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای (KHMF 5) (شکل 2-5) و رخسارة مادستون دولومیتی‌شده‌اند (KHMF 6)؛ (شکل 2-6). حضور ماتریکس در رخساره‌های این زیرمحیط دلیلی بر پایین‌بودن انرژی در زمان رسوب‌گذاری است؛ بنابراین می‌توان چنین تصور کرد که این گروه از رخساره‌ها دور از دسترس انرژی تشکیل شده‌اند.
فابریک چشم‌پرنده‌ای، یکی از فابریک‌های مهم رسوبی موجود در میکروفاسیس KHMF 6 است که در رسوبات بالای کشندی دراثر انقباض و انبساط به‌وجودآمدن حباب‌های گازی و به‌دام‌افتادن هوا طی پیشروی یا چروک‌برداشتن توده‌ای جلبکی ایجاد می‌شود. در این محیط‌ها رخساره‌های لامیناسیون‌دار مادستونی در بخش بالایی جزرومد نهشته می‌شوند. دلیل این ادعا، فراوانی بالایی میکریت و نیز دولومیتی‌شدن است. زیادبودن مقادیر میکرایت و فقر فسیلی، دولومیتی‌شدن، حضور فابریک چشم‌پرنده‌ای و همچنین بافت استروماتولیتی و نهشته‌های تبخیری اندریتی نشان‌دهندة نهشته‌شدن این دسته از رخساره‌ها در محیط‌های جزرومدی است (Flugel 2010).
رخساره‌های میکروسکوپی محیط لاگون (Lagoon) شامل رخسارة بیوکلاست مادستون- وکستون (KHMF 7)، (شکل 2-7)، رخسارة پلوئید بایوکلاست وکستون– پکستون (KHMF 8)، (شکل 2-8)، رخسارة بایوکلاست پکستون – گرینستون (KHMF 9)، (شکل 2-9) هستند؛ وجود گل آهکی و فراوانی بیوکلاست‌هایی چون استراکود و گاستروپود که با محیط‌های محصور و نیمه‌محصور با شوری زیاد سازگارند، در کنار تنوع کم فسیلی، وجود ماتریکس تیره همراه با آشفتگی زیستی و پلت‌ها نشان‌دهندة نهشته‌شدن آنها در محیط آرام لاگون پشت سدی است (Lasemi 1995). با توجه به تغییرات عمودی رخساره‌ها می‌توان نتیجه گرفت رخساره‌های مادستونی و وکستونی گل‌پشتیبان (رخسارة KHMF 7 و تا حدودی KHMF 8) در بخش عمیق‌تر لاگون که آرامش بیشتری در آن برقرار است و رخساره‌های پکستونی تا گرینستونی (رخسارة KHMF 9 و تا حدودی رخسارة KHMF 8) که در آنها فضای بین آلوکم‌ها با میکرایت و اسپارایت پر شده است، در بخش کم‌عمق‌تر و پرانرژی‌تر لاگون و نزدیک به سد بیوکلاستی نهشته شده‌اند (Flugel 2010).
رخساره‌های میکروسکوپی محیط سد (Shoal) شامل رخسارة بایوکلاست گرینستون (KHMF 10)، (شکل 2-10) و رخسارة اُاُیید بایوکلاست گرینستون (KHMF 11)، (شکل 2-11) هستند. وجود زمینه‌ای با سیمان اسپاری، ماتریکس گلی ناچیز و اندازة درشت دانه‌ها نشان می‌دهد رخساره‌ها در محیطی پرانرژی نهشته شده‌اند؛ بنابراین این رخساره‌ها در محیط پرتحرک پلاتفرم کربناته یعنی در سد کربناته در محدودة اثر امواج تشکیل شده‌اند و انرژی محیط به‌صورت مستمر بوده است. بیشتر آلوکم‌ها در این دسته رخساره در حد ماسه تا گراول و عمق رسوب‌گذاری این توده‌های کربناته عمدتاً کمتر از 10 متر است (Tucker and Wright 1990). با توجه به رخساره‌های تشخیص داده‌شده می‌توان نتیجه گرفت که رخسارة KHMF 10 با توجه به اجزای اسکلتی سد رو به تالاب و رخسارة KHMF 11 سد رو به دریایی باز را تشکیل می‌داده‌اند. تغییرات عمودی رخساره‌ها، وجود سیمان، جورشدگی ضعیف، دانه‌های در ابعاد مختلف، فراوانی خرده‌های متنوع و وجود مقداری گل کربناته در رخسارة KHMF 10 نشان می‌دهد این رخساره در بخش سد رو به لاگون نهشته شده است. رخسارة KHMF 11 رسوبات کاملاً شسته و جورشدگی خوب دارد که بیان‌کنندة تشکیل آن در محیطی پرانرژی است (Elrick and Read 1991). با توجه به فراوانی براکیوپود و اکینودرم در این رخساره، رخسارة KHMF 11 به بخش جلویی سد کربناتی مربوط است. رخساره‌های میکروسکوپی محیط دریای باز (Open marine) شامل رخسارة میکروسکوپی مادستون (KHMF 12)، (شکل 2-12)، رخسارة پلوئید بایوکلاست وکستون– پکستون (KHMF 13)، (شکل 2-13)، رخسارة بایوکلاست وکستون (KHMF 14)، (شکل 2-14) و رخسارة بایوکلست اسپیکول وکستون- پکستون (KHMF 15)، (شکل 2-15) هستند که وجود گل کربناته و آلوکم‌هایی نظیر اسپیکول اسفنج، براکیوپود و اکینودرم‌ها و همچنین جای‌گیری این رخساره‌ها در پایین رخساره‌های سدی (در توالی عمودی) نشان‌دهندة نهشته‌شدن آنها در محیط دریای باز و در زیر سطح اثر امواج است.
رخسارة KHMF 12 به دلیل داشتن فابریک گل پشتیبان و رنگ تیره در بخش ژرف‌تر دریای باز و نزدیک به انتهای پلاتفرم کربناتة نوع رمپ نهشته شده است. رنگ تیرة این رخساره نشان‌دهندة نهشته‌شدن آن در محیط‌های غیراکسیدان به نسبت عمیق است (Flugel 2010). حضور خرده‌های سوزن اسفنج و استراکود نشان‌دهندة نهشته‌شدن این رخساره در محیط دریای باز است. رخساره‌های KHMF 13 و KHMF 14 با فراوانی محدود آلوکم‌ها و همچنین بافت گل پشتیبان تا دانه‌پشتیبان نشان‌دهندة تشکیل این رخساره‌ها در محیط کم‌انرژی بالای خط امواج است؛ از طرفی مقایسة این سنگ‌ها با سنگ‌های رخسارة مادستون کربناتی معلوم می‌دارد آلوکم‌های اسکلتی این سنگ‌ها به مقدار زیادی بیشتر است. این ویژگی مشخص‌کنندة این نکته است که سنگ‌های این رخساره‌ها در محیط پرانرژی‌تر نسبت به رخسارة مادستونی ته‌نشین شده است. رخسارة KHMF 15 با فابریک گل پشتیبان و فراوانی خرده‌های سوزن اسفنج، روی شیب یا قسمت عمیق‌تر دریای باز تشکیل شده است. نبود رخساره‌های توربیدایتی دلیل بر این مطلب است که در بخش عمیق این حوضه شیب زیادی مانند شیب پلاتفرم‌های شلف حاشیه‌دار نداشته است و احتمالاً پلاتفرم مربوط شیب ملایم‌تر همسان شیب پلاتفرم نوع رمپ دارد (Jafarbeigloo et al. 2020). محیط رسوبی رخساره‌های اشاره‌شده مشابه با محیط رسوبی بخش ژرف‌تر دریای باز خلیج فارس است (Tucker and Wright 1990).
زیست‌چینه‌نگاری نهشته‌های مطالعه‌شده
برای انجام این پژوهش، 93 نمونه برداشت شد که از میان این نمونهها، 12 نمونه عناصر کنودونتی دارند و مطالعة آنها به تشخیص 7 گونه و زیرگونه در قالب 2 جنس منجر شد. شناسایی کنودونت‌ها بیشتر براساس اطلس کنودونت‌ها (Ziegler 1975 1981) و زیست‌زون‌بندی کنودونت‌ها برمبنای مطالعات Ziegler and Sandberg 1990، کتاب Sweet 1988 و Bultynck 2007 انجام شده است. با توجه به پراکندگی گونه‌ها و دامنة سنی آنها، 2 زیست‌زون شناسایی شد که از بین آنها جنس‌هایIcriodus ، Polygnathus مربوط به محیط کم‌عمق دیده می‌شوند. در این بررسی عناصر کنودونتی Palmatolepisمربوط به محیط عمیق مشاهده نشده است که دلیل آن، استقرار ناحیة مطالعه‌شده در قسمت کم‌عمق حوضة رسوبی است. برای شناسایی جنس‌ها، گونههای کنودونتی، زیست‌زون‌بندی و تکمیل اطلاعات، از مطالعات انجام‌شده در ایران مرکزی و شمال خاور ایران (Ashouri 2002; Ashouri 2004; Gholamalian 2006; Gholamalian 2007; Gholamalian and Kebriaei 2008; Bahrami et al. 2011; Gholamalian et al. 2011; Bahrami et al. 2013; Gholamalian et al. 2013) و شمال غرب ایران (Abbasi et al. 2016) استفاده شده است و برش‌های مطالعه‌شده با مناطق یادشده مقایسه شده‌اند.
زیست‌چینه‌نگاری برش گردنة پلمیس
تعداد نمونه‌های گردآوری‌شده از برش گردنة پلمیس، 17 عدد است. نمونه‌برداری از رخنمون‌های لایه‌های سنگ آهک و سنگ آهک دولومیتی در گردنة پلمیس انجام و با فرآوری نمونهها، تعداد 2 جنس (Icriodus, Polygnathus) و 3 گونه و زیرگونة کنودونت در این برش شناسایی شد. با در نظر گرفتن محدودة سنی که برای هرگونه در منابع بیان شده، یک زیست‌زون در این برش شناسایی شده است که در ادامه توصیف می‌شود.
شکل 2- رخساره‌های میکروسکوپی سازند خوش‌ییلاق؛ 1) رخسارة ماسهسنگ (KHPF1) که ذرات اصلی تشکیل‌دهندة این ماسه‌سنگ‌ها کوارتز است؛ 2) رخسارة سیلتستون (KHPF2) که شامل مجموعه‌ای از سنگ‌های دانه‌ریز گل‌سنگی در حد سیلت است؛ 3) رخسارة شیل (KHPF3) که به‌صورت گل سنگ نازک‌لایة کاملاً ورقه‌ای با رنگ تیره تا خاکستری تیره است. رخسارة بیوکلاست وکستون- پکستون ماسه‌ای (KHMF4) که در این رخساره حدود 20 تا 30 درصد دانة آواری کوارتز در اندازة ماسه‌ریز و 10 تا 30 درصد آلوکم از نوع خرده‌های اسکلتی دیده می‌شود؛ 5) رخسارة میکروسکوپی پهنة جزرومدی انیدریت لایه‌ای تا توده‌ای؛ 6)KHMF5) ) رخسارة میکروسکوپی پهنة جزرومدی مادستون دولومیتی‌شده (KHMF6) با فابریک چشم‌پرنده‌ای و آشفتگی زیستی؛ 7) رخسارة میکروسکوپی پهنة لاگون بیوکلاست مادستون- وکستون (KHMF7) همراه با آشفتگی زیستی؛ 8) رخسارة لاگونی پلوئید بایوکلاست وکستون– پکستون (KHMF8) همراه با فسیل خرده‌ای فسیلی و میکرایتی‌شدن و آشفتگی زیستی؛ 9) بایوکلاست پکستون- گرینستون (KHMF9) زیرمحیط لاگون که فضای بین آلوکم‌ها با میکرایت و اسپارایت پر شده است؛ 10) رخسارة سدی بایوکلاست گرینستون (KHMF10) با بایوکلاست‌های نظیر براکیوپود و اکینودرم؛ 11)رخسارة سدی اُاُیید بایوکلاست گرینستون (KHMF11) که قطعات فسیلی نظیر گاستروپو و اکینوئید درزمینة سیمانی مشاهده می‌شوند؛ 12) مادستون (KHMF12)، این رخساره در بین رخساره‌های دریایی باز مشاهده شده است؛ 13) پلوئید بایوکلاست وکستون– پکستون (KHMF13) دریای باز که خرده‌های بایوکلاست نظیر اکینودرم، استیلیولینا، تنتاکولیتس و براکیوپود دارد؛ 14) رخسارة دریای باز بایوکلاست وکستون (KHMF14) با قطعات فسیلی؛ 15) بایوکلاست اسپیکول وکستون- پکستون (KHMF15) دریای باز با قطعات اسپیکول اسفنج.
Fig 2- The microfacies of the Khoshyeilagh Formation, 1) Sandstone facies (KHPF1) containing quartz grains (Qtz) as the main components; 2) Siltstone facies (KHPF2), including fine-grained silt size mudstones; 3) Shale facies (KHPF3), which is seen as thin layer mudstone in dark-dark gray color; 4) Sandy bioclast wackestone-packstone facies (KHMF4), which contains 20-30% quartz grains (Qtz) and 10-30% of skeletal grains (Sk); 5) Layered to massive anhydrite facies (KHMF5) (Anh) (tidal flat); 6) Dolomitized mudstone facies (KHMF6) presenting fenestrate structure and bioturbation; 7) Bioclast mudstone-wackestone facies (KHMF7) along with bioturbation; 8) Peloid (Pel) bioclast (Bio) mudstone-wackestone facies (KHMF8) with fossil debris, micritization (Mic) (micritization on a bioclast shell (orange arrow)., and bioturbation (Lagoon); 9) Bioclast packstone-grainstone facies (KHMF9), with echinoderms debris (Ech); 10) Bioclast grainstone facies (KHMF10) containing different bioclasts (Bio) such as brachiopods (Bra) and echinoderms (Ech); 11) Ooid bioclast grainstone facies (KHMF11) (shoal) and the fossil content (gastropods (Gas), and echinoids (Ech)); 12) Mudstone facies (KHMF12) relating to an open marine facies; 13) Peloid bioclast wackestone facies (KHMF13) presenting an open marine environment and different bioclast debris such as echinoids (Ech), tentaculites (Ten), and brachiopods (Bra); 14) Bioclast wackestone facies (KHMF14) associated with fossil debris (Bio) belonging to an open marine environment; 15) Bioclast spicule (Sp) wackestone-packstone facies (KHMF15) related to an open marine setting.
زیست‌زون بینابینی شمارة 1: Upper rhenana – linguiformis biozone interval range zone
این زیست‌زون که دربردارندة نمونه‌های F.J.B.33 تا F.J.B.35 است و 15 متر ضخامت دارد، از سنگ آهک دولومیتی تشکیل شده است. گونههای موجود در این زیست‌زون عبارت‌اند از:
Icriodus alternatus alternatus, Icriodus sp., Polygnathus praepolitus, Polygnathus sp.
مرز زیرین این زون، اولین ظهور گونة کنودونتی Polygnathus praepolitus و مرز بالایی، آخرین حضور گونة کنودونتیIcriodus alternatus alternatus و Polygnathus praepolitus را نشان می‌دهند که بنا بر گسترة سنی Ji and Ziegler 1993 معادل زیستزونهای rhenana - linguiformis است.
سن این زیست‌زون با توجه به گونههای کنودونتی همراه و نبود گونة کنودونتی Icriodus cornutus، فرازنین در نظر گرفته شده است (شکل 3).
زیست‌چینه‌نگاری سازند خوش‌ییلاق در برش رباط‌قره‌بیل
برای مطالعه و شناسایی عناصر کنودونتی برش رباط‌قره‌بیل، 19 عدد نمونة سنگی برداشته شد. با فرآوری کامل نمونه‌های سنگ آهک و شناسایی عناصر کنودونتی درمجموع 2 جنس و 4 گونه و زیرگونه شناسایی شد. با توجه به ارزش چینه‌نگاری گونه‌ها، برش رباط‌قره‌بیل یک زیست‌زون به شرح زیر دارد:
زیست‌زون بینابینی شمارة 1: Upper rhenana – linguiformis biozone interval range zone
این زیست‌زون با ضخامت حدود 80 متر دربردارندة نمونه‌های F.J.B.48، F.J.B.49و F.J.B.56 است که سنگ‌شناسی آن از سنگ آهک متوسط‌لایة دارای افقهای نازک سیلتستونی و دولومیت تشکیل شده است. در انحلال نمونهها، عناصر کنودونتی شناسایی‌شده به صورت زیر است:
Icriodus alternatus alternatus, Icriodus symmetricus Icriodus sp.
Polygnathus sp., Polygnathus xylus xylus, Polygnathus praepolitus.
با توجه به عناصر کنودونتی بیان‌شده، زیست‌زون Lower rhenana–Upper rhenana را می‌توان در نظر گرفت؛ ولی همراهی با گونههای Ctenopolygnathus sp. محدودة سنی فرازنین پسین (rhenana -linguiformis) را برای این قسمت محرز می‌کند (Ji and Zeigler 1993; Ziegler and Sandberg 2000; Ovantanova and kononova 2001)؛ با این حال با توجه به همراهی گونة Icriodus symetricus با گونههای یادشده و ظهور آن در نمونة شمارة F.J.B.49، در داخل زیست‌زون اشاره‌شده می‌توان زیست‌زون Upper rhenanaبه سن فرازنین پسین را نیز در نظر گرفت (Bahrami et al. 2014).
مرز زیرین این زون، اولین ظهور گونة کنودونتی Icriodus alternatus alternatus و مرز بالایی آن، آخرین حضور گونة کنودونتی Polygnathus xylus xylus و Polygnathus praepolitus را نشان می‌دهد که بنا بر گسترة سنی Ji and Ziegler 1993 معادل زیستزونهای rhenana - linguiformis است. سن این زیست‌زون با توجه به گونههای کنودونتی همراه و نبود گونة کنودونتی Icriodus cornutus، فرازنین پسین در نظر گرفته شده است (شکل 4).
زیست‌چینه‌نگاری سازند خوش‌ییلاق در برش کوه اوزون
برای مطالعه و شناسایی عناصر کنودونتی برش کوه اوزون، 23 عدد نمونة سنگی برداشته شد. با فرآوری کامل نمونه‌های سنگ آهک و شناسایی عناصر کنودونتی درمجموع 2 جنس و 5 گونه و زیرگونه شناسایی شده است. با توجه به ارزش چینه‌نگاری گونه‌ها، برش کوه اوزون به دو زیست‌زون تقسیم شده است.
شکل 3- ستون چینه‌نگاری، نمودار گسترش قائم کنودونت‌ها و جایگاه زیستزونهای شناسایی‌شده در برش گردنة پلمیس
Fig 3- The stratigraphic column of the Khoshyeilagh Formation in the Pelmis stratigraphic section
شکل 4- ستون چینه‌نگاری، نمودار گسترش قائم کنودونت‌ها و جایگاه زیستزونهای شناسایی‌شده در برش رباط قره‌بیل
Fig 4- The stratigraphic column of the Khoshyeilagh Formation in the Robat-e Qarehbil stratigraphic section.
زیست‌زون بینابینی شمارة 1: Upper rhenana – linguiformis biozone interval range zone
این زیست‌زون با ضخامت 80 متر شامل نمونه‌هایF.J.B 8, F.J.B 10 و F.J.B 12 است که با واحدهای سنگی شیل، ماسهسنگ و سنگ آهک مشخص می‌شود. این زیست‌زون با ظهور گونة Icriodus alternatus alternatus آغاز می‌شود و با شروع اولین ظهور گونة Icriodus cornutus خاتمه می‌یابد. با توجه به عناصر کنودونتی اشاره‌شده، زیست‌زون Lower rhenana – Upper rhenana را می‌توان برای این بخش از برش چینه‌شناسی کوه اوزون در نظر گرفت (Ji and Ziegler 1993). با توجه به گونههای کنودونتی همراه و شروع گونة کنودونتی Icriodus cornutus در انتهای آن، سن این زیست‌زون فرازنین پسین در نظر گرفته می‌شود (شکل 5).
زیست‌زون بینابینی شمارة 2: Lower triangularis - Lower crepida biozone interval range zone
این زیست‌زون با 70 متر ضخامت و شامل نمونه‌هایF.J.B 12 و F.J.B 15، قسمت انتهایی از سازند خوش‌ییلاق را دربرمی‌گیرد. رخسارة سنگی این زیست‌زون از سنگ آهک و دولومیت تشکیل شده است و با ظهور گونة Icriodus cornutus به همراه گونههای Icriodus sp., Polygnatus sp. Polygnatus praepolitus شناسایی می‌شود. پیدایش گونة Icriodus cornutus نشان‌دهندة شروع زیست‌زونMiddle triangularis است. مرز پایینی این زیست‌زون با نخستین پیدایش گونة Icriodus cornutus شناخته و مرز بالایی آن با ظهور گونةpraepolitus Polygnatus مشخص می‌شود. براساس نظر Bultynck 2007 و Sandberg and Dreesen 1984 گونة Icriodus cornutus سنی برابر Middle triangularis - Upper trachytera zones دارد. مرز این زیست‌زون با زیست‌زون Upper rhenana - linguiformis از اشکوب فرازنین پسین پیوسته است. محدودة سنی این زیست‌زون برابر فامنین پیشین است (Sandberg and Dreesen 1984).
Icriodus cornutus یکی از گونههای شاخص شروع فامنین پیشین بوده است و مرز فرازنین فامنین در قاعدة لایه‌ای قرار می‌گیرد که گونة Icriodus cornutus برای اولین بار در آن ظاهر شده است (Klapper et al. 1993; Ziegler and Sandberg 2000)؛ (شکل 5).
رخسارة زیستی (Biofacies) کنودونتهای منطقة مطالعه‌شده
مهم‌ترین رخسارة زیستی شناسایی‌شده در بخش کربناتی سازند خوش‌ییلاق در مناطق مطالعه‌شده، رخسارة زیستی Icriodus – Polygnathus است. این رخساره به محیط‌های کم‌عمق فلات قاره مربوط و بیشتر با دوکفه‌ای، براکیوپود، اکینوئید و تنتاکولیتس همراه است. براساس مقاطع نازک که در بالا به آنها اشاره شده است، بخش‌هایی با رخسارة زیستی Icriodus – Polygnathus، رخسارة سنگی تقریباً مشابهی دارند؛ به‌طوری که به ترتیب در برش پلمیس، رباط قره‌بیل و کوه اوزون، رخسارة بایوکلست اسپیکول پکستونی دریای باز نزدیک سد، اُاُیید بایوکلاست گرینستونی محیط سد و بایوکلاست پکستونی تا گرینستونی دریای باز تا سدی دارند. درمجموع بیشتر رخسارة سنگی در محدودة رخساره‌های زیستی، گرینستونی به محیط سد مربوط است. وجود اسپارایت نشان‌دهندة محیط پرانرژی در این رخساره‌ها و یک محیط سد بیوکلاستی (Shoal) است.
شکل 5- ستون چینه‌نگاری، نمودار گسترش قائم کنودونت‌ها و جایگاه زیستزونهای شناسایی‌شده در برش کوه اوزون
Fig 1- The stratigraphic column of the Khoshyeilagh Formation in the Kuhe Ozon stratigraphic section.
با توجه به مطالب بیان‌شده، از آنجا که بیشتر فون‌های کنودونتی یافت‌شده در این پژوهش در رسوبات فرازنین- فامنین سازند خوش‌ییلاق از نوع جنس‌هایPolygnathus و Icriodus بوده‌اند و این نوع کنودونت‌ها در زمان دونین پسین در محیط کم‌عمق زندگی می‌کرده‌اند و از سویی هیچ‌یک از جنس‌های شاخص ناحیة عمیق دریا نظیر Palmatolepis در برش‌های اشاره‌شده یافت نشده‌اند، می‌توان چنین نتیجه‌گیری کرد که حوضة رسوبی در مناطق مطالعه‌شده در زمان دونین پسین (فرازنین- فامنین) شرایط یک حوضة کم‌عمق دریایی را داشته است؛ از سویی دیگر با توجه به کاهش فون‌های کنودونتی در قسمت‌های بالای سازند خوش‌ییلاق در نواحی مطالعه‌شده (برش کوه اوزون و رباط قره‌بیل) می‌توان آن را به افزایش نسبی عمق حوضة رسوبی و نبود شرایط مناسب برای زندگی کنودونت‌ها نسبت داد؛ همچنین رخساره‌های سنگی وکستون تا پکستونی اسپیکول‌دار دریای باز در بخش اشاره‌شده (قسمت‌های بالایی سازند) این موضوع را تأیید می‌کند.
دیرینه‌بوم‌شناسی کنودونتهای منطقة مطالعه‌شده
به‌مثابة یک قانون کلی هرچه سرعت رسوب‌گذاری کمتر باشد، فراوانی کنودونت‌ها در سنگ بیشتر است. بعضی جنس‌ها مانند Icriodus به‌تنهایی در رخسارة لیتورال یافت می‌شوند و به‌مثابة یک جنس شاخص ناحیة کم‌عمق دریا شناخته شده‌اند. کنودونت‌ها معمولاً در رسوبات حاصل از ارگانیسم‌های حساس به شوری به‌وفور دیده می‌شوند؛ به بیان دیگر تحمل‌کنندة آب‌های لب‌شور هستند. در دونین پسین جنس‌های Polygnathus و Icriodus به‌مثابة کنودونتهای آب‌های کم‌عمق و نزدیک به ریف شناخته می‌شوند که در این میان جنس Polygnathus در مقایسه با Icriodus محیط‌های نسبتاً عمیق‌تری را نشان می‌دهد (شکل 6). اگر نسبت Icriodus به Polygnathus بیشتر باشد، درنتیجه به محیط‌های کم‌عمق فلات قاره مربوط هستند. اگر نمونه‌های Icriodus نمونه‌های باریک و کشیده باشند، درنتیجه در قسمت‌های بالایی فلات قاره می‌زیسته‌اند (Sandberg and Dreesen 1984). عموماً گونههای مختلف از جنس‌های Polygnathus و Icriodus که حفرة قاعده‌ای (Basal cavity) بزرگ و عناصر تنومندی دارند، در نهشته‌های آب‌های کم‌عمق‌تر دیده می‌شوند و گونه‌هایی که حفرة قاعده‌ای (Basal cavity) کوچک دارند، در رسوبات آب‌های عمیق یافت می‌شوند و گوناگونی کمتری دارند. جنس‌های شاخص آب‌های عمیق شامل Palmatplepis هستند که در منطقه یافت نشده‌اند (Sandberg and Dreesen 1984). اطلاعات مربوط به دیرینه‌بوم‌شناسی و محیط‌های قدیمی بیشتر براساس مشاهدات، یافته‌های فسیلی و آماری است؛ بنابراین با توجه به نمونه‌های به‌دست‌آمده در بخش کربناتی سازند خوش‌ییلاق در مناطق مطالعه‌شده شامل نمونه‌های Polygnathus و Icriodus مشخص می‌شوند:
فرم‌های Icriodus در مناطق فلات قاره (ساب تایدال) و کم‌عمق فراوان هستند و با توجه به نسبت زیاد Icriodus به Polygnathus در بخش‌هایی از ستون قائم سازند خوش‌ییلاق این‌طور به نظر می‌رسد که آنها به محیط‌های کم‌عمق فلات قاره تعلق دارند. فرم‌های Polygnathus در محیط‌های ساب‌تایدال تا دریای باز زندگی می‌کرده‌اند؛ چنانچه با Icriodus مشاهده شوند، محیط زندگی آنها مناطق کم‌عمق فلات قاره در نظر گرفته می‌شود (Sandberg and Dreesen 1984).
شکل 6- مدل رخساره‌ای زیستی کنودونتهای دونین پسین برگرفته از Sandberg and Dreesen 1984.
Fig 6- The biofacies model of Devonian Conodonts (modified after Sandberg and Dreesen 1984)
تطابق زیستزونهای کنودونتی برش‌های مطالعه‌شده
زیست‌زون بینابینی Upper rhenana – linguiformis biozone interval range zone در هر سه برش مطالعه‌شده شناسایی شده است و گونههای کنودونتی آنها کم و بیش شبیه یکدیگرند؛ بنابراین ازنظر سنی بخش‌های پایینی تا میانی برش‌های مطالعه‌شده مشابه هم و متعلق به اشکوب فرازنین پسین است؛ درنتیجه این بخش از سه برش ازنظر سنی قابل تطابق زمانی هستند (پیوست 1). زیست‌زون بینابینی Lower triangularis – Lower crepida Biozone interval range zone فقط در برش کوه اوزون شناسایی شده و در دو برش دیگر گزارش نشده است و قابل تطابق زمانی نیست. با توجه به حضور مجموعة کنودونتی بیان‌شده در برش گردنة پلمیس در زیست‌زون شماره یک و با عنایت به مشهودبودن شواهد خروج از آب در افقهای بالایی و نیز نبود کنودونتهای متعلق به فامنین، مانند گونة Icriodus cornutus که در برش کوه اوزون یافت شده است (زون شماره 2)، به نظر می‌رسد در زمان فامنین برش گردنة پلمیس از آب بیرون بوده که باعث شده است لایه‌های جدیدتر به‌صورت دگرشیبی فرسایشی ته‌نشین شوند؛ از سوی دیگر شناسایی رخسارة Icriodus- polygnathid در مناطق مطالعه‌شده نشان‌دهندة کم‌عمق‌شدن شدید محیط رسوبی در مرز فرازنین- فامنین است. با توجه به نبود گونههای کنودونتی نظیر Palmatolepis و نبود رخسارة polygnathid به دلیل کاهش افت سطح آب دریا، شواهد مربوط به زمان فامنین در این مناطق با نمودار جهانی افت سطح آب دریا مطابقت دارد (Sandberg et al. 1988). با همة این شواهد به نظر می‌رسد در ابتدای فامنین محیط رسوب‌گذاری به حدی کم‌ژرفا شده بوده که حوضة رسوبی از آب خارج شده یا بسیار کم‌عمق شده بوده است؛ به گونه‌ای که فعالیت‌های آذرین یا دولومیت برجا گذاشته شده است؛ ولی در ادامة فامنین پیشین شرایط دریایی دوباره حاکم شده و فراوانی جامعة فسیلی رخسارة بایوکلاست اسپیکول وکستون- پکستون را ایجاد کرده است. این مطالب خود تأییدکنندة نظرAfshar-harb 1994 دربارة عقب‌نشینی دریای دونین از سوی شمال شرق به طرف جنوب غرب بوده است؛ زیرا رسوبات مربوط به فامنین در برش گردنة پلمیس شناسایی نشده و ضخامت آن در برش رباط قره‌بیل حداقل است. ضخامت کمتر سازند خوش‌ییلاق در دو برش گردنة پلمیس و رباط‌قره‌بیل نسبت به برش کوه اوزون و برش الگو نیز تأییدکنندة این نظر است.
مقایسة زیستزونهای کنودونتی برش‌های مطالعه‌شده با سایر نقاط ایران
زیستزونهای کنودونت دونین پسین (فرازنین) را Gholamalian et al. 2011 در برش هوتک (شمال کرمان)، Ashouri 2006 در سازند خوش‌ییلاق (شمال شرق ایران و ایران مرکزی)، Bahrami et al. 2014 در برش ساراشک (Sar-e-Ashk) ایران مرکزی وAbbasi et al. 2016 در نهشته‌های دونین (شمال غرب ایران) گزارش کرده‌اند. زیستزونهای نسبت داده شده به فرازنین- فامنین با ضخامتی از تناوب سنگ آهک و ماسهسنگ با میان‌لایه‌‌های شیلی در برش هوتک واقع در شمال کرمان (Gholamalian et al. 2006)، کوههای شتری (Bahrami et al. 2011a) و در البرز شرقی، برش خوش‌ییلاق (Ashouri 2006) و در البرز غربی (Abbasi et al. 2016)، قابل مقایسه با زیستزونهای شناسایی‌شده در برش‌های مطالعه‌شده‌اند. در کشور ترکیه، در شرق کوههای تورید، زیستزونهای Upper fasiovalis to punctata و Lower hassi - jamieae و Lower to Upper rhenana را برای واحدهای سنگی دونین (فرازنین) و زیستزونهای triangularis، crepida، expansa to presulcata را برای فامنین شناسایی کرده‌اند (Capkinoglu and Gedik 2000). این مؤلفان در شمال غرب ترکیه کنودونتهای دونین پسین (فامنین) را با زیست‌زون Lower expansa – Middle expansa معرفی کرده‌اند؛ همچنین زون‌های مشابه را Ginter et al. 2011 از ارمنستان گزارش کرده‌اند. مقایسة زیستزونهای منسوب به نهشته‌های دونین در منطقة مطالعه‌شده، ایران مرکزی، البرز غربی، ترکیه و ارمنستان نشان می‌دهد دریای دونین بسته به عمق رسوب‌گذاری گونههای کنودونتی متفاوتی دارد؛ به‌طوری که جنس‌هایPolygnathus, Icriodus, که نشان‌دهندة مناطق کم‌عمق دریایی هستند، در منطقة مطالعه‌شده یافت می‌شوند؛ ولی جنس‌های پلاژیک مناطق عمیق ازجمله Palmatolepis و... پیدا نمی‌شوند (Sandberg and Dreesen 1984). لازم به یادآوری است که جنس یادشده (جنس‌های پلاژیک مناطق عمیق) در رسوبات دونین پسین ایران کمیاب است و در بعضی مناطق اصلاً یافت نمی‌شود؛ با وجود این زیست‌زون‌بندی در ایران نیز برمبنای استاندارد انجام می‌گیرد. مجموعه‌های فسیلی نام‌برده و نهشته‌های تبخیری موجود، همگی نشان‌دهندة آب‌وهوای گرم و استوایی در زمان ته‌نشین‌شدن این سازند هستند. با توجه به فسیل‌های به‌دست‌آمده در مناطق مطالعه‌شده و مقایسة آنها با حوضه‌های رسوبی ایران مرکزی و نیز کشورهای الجزایر، لیبی، مراکش، لهستان، روسیه و استرالیا می‌توان چنین نتیجه گرفت که ایران در زمان دونین بخشی از نواحی شمالی خشکی گندوانا را تشکیل می‌داده است.
نتیجه
از 95 نمونة جمع‌آوری‌شدة عناصر کنودونتی، 7 گونه و زیرگونه از دو جنس Icriodus و Polygnathus به شرح زیر شناسایی شد:
Icriodus alternatus alternatus, Icriodus symmetricus, Icriodus cornutus, Icriodus sp., Polygnathus praepolitus, Ctenopolygnathus sp., Polygnathus sp.
مطالعة کنودونت‌ها نشان می‌دهد سازند خوش‌ییلاق با سنی از فرازنین پسین تا فامنین پیشین، 2 زیست‌زون کنودونتی دارد که به ترتیب شامل Upper rhenana – linguiformis با سن فرازنین پسین و Lower triangularis – Lower crepida با سن فامنین پیشین هستند. براساس جنس‌های کنودونتی و فراوانی آنها زیست‌رخسارة Icriodus –Polygnathus شناسایی شد؛ محیط تشکیل این رخساره‌ها در سازند خوش‌ییلاق، نواحی کم‌عمق و نزدیک به ریف شناسایی شد. براساس مطالعة مقاطع نازک بخش‌هایی با این رخسارة زیستی، رخسارة سنگی گرینستونی مربوط به محیط سد بیوکلاستی دارند. مقایسة زیست‌رخسارة منسوب به نهشته‌های دونین پسین در مناطق مطالعه‌شده نشان می‌دهد دریای دونین بسته به عمق رسوب‌گذاری، گونههای کنودونتی متفاوتی دارد؛ به‌طوری که جنس‌های نشان‌دهندة مناطق کم‌عمق دریایی در مناطق مطالعه‌شده یافت می‌شوند، ولی جنس‌های پلاژیک مناطق عمیق وجود ندارند. کاهش فون‌های کنودونتی در قسمت‌های بالای سازند خوش‌ییلاق در نواحی مطالعه‌شده (برش کوه اوزون و رباط قره‌بیل) را می‌توان به افزایش عمق حوضة رسوبی و نبود شرایط مناسب برای زندگی کنودونتهای شناسایی‌شده در قسمت قاعده (Icriodus – Polygnathus) نسبت داد؛ همچنین رخساره‌های سنگی وکستون تا پکستونی اسپیکول‌دار دریای باز در بخش اشاره‌شده (قسمت‌های بالایی سازند) این موضوع را تأیید می‌کند.
با توجه به کنودونتهای به‌دست‌آمده از مناطق مطالعه‌شده و مقایسة آنها با حوضه‌های رسوبی گندوانا در نواحی استرالیا این نتیجه به دست می‌آید که ایران در زمان دونین بخشی از نواحی شمالی خشکی گندوانا را تشکیل می‌داده است. نهشته‌های رسوبی دونین در ایران ازنظر سنگ‌شناسی رخساره‌های متفاوتی دارد که بایستی در اقلیم‌های تکتونیکی مختلفی تشکیل شده باشند. گفتنی است تغییرات شدید ضخامت رسوبات و همچنین تغییر نوع آنها را در ستون قائم باید در پیوند با عملکرد گسل‌های مختلف قائم و درنتیجه تشکیل محیط‌های رسوبی بالاآمده و فروافتاده از نوع هورست و گرابن دانست.
سپاسگزاری
این کار پژوهشی با حمایت دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم تحقیقات و شرکت ملی نفت ایران انجام شده است. نویسندگان بر خود لازم می‌دانند از همة زحمات کارکنان در این واحدها تقدیر و تشکر کنند.
)
