نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی دکتری چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی، گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

2 استادیار گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

3 استاد گروه فسیل‌شناسی، موزۀ تاریخ طبیعی، برلین، آلمان

4 استاد گروه زمین‌شناسی، دانشکدۀ علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

چکیده

توالی رسوبات پیرامون مرز پرمین - تریاس در منطقۀ جلفای آذربایجان از دیدگاه سنگ چینه‌نگاری، مشتمل بر سنگ آهک‌ها و شیل‌های لایه‎‍های جلفای پایینی و بالایی، شیل‌های عضو زال و سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites سازند علی‎‍باشی و طبقات شیلی - کربناتۀ سازند الیکاست. لایه‎‍های جلفای پایینی سرشار از فسیل انواع زیستمندان کف‌زی نظیر بازوپایان و مرجان‌هایند، ضمن اینکه لایه‎‍های جلفای بالایی و طبقات سازند علی‌باشی حاوی زیستمندان پلاژیک بسیاری نظیر آمونوئیدها، ماهی‌ها و کنودونت‌هایند. توالی‌های یادشده پیش از این، از دیدگاه‌های مختلف دیرینه‌شناختی و ژئوشیمیایی بررسی شده‌‌اند، اگرچه اغلب این مطالعات متمرکز بر طبقات پیرامون مرز پرمین - تریاس بوده است. در پژوهش حاضر، فون آمونوئیدی به‌دست‌آمده از طبقات قدیمی‌تر پیرامون مرز ووچیاپینگین - چانگزینگین در چهار برش چینه‌شناسی درۀ ارس، علی‌باشی 1، علی‌باشی 4 و زال بررسی شده است. بر این اساس، 14 جنس و 22 گونه از این آمونوئیدها شناسایی شده و در قالب پنج بایوزون مختلف دسته‌بندی شده‌اند. بایوزون Araxocers latissimum از لایه‎‍های جلفای پایینی و بایوزون Vedioceras ventrosulcatum از لایه‎‍های جلفای بالایی، مؤید سن ووچیاپینگین و نیز بایوزون‎‍های Iranites transcaucasius- Phisonites triangulus، Dzhulfites nodosus و Shevyrevites shevyrevi از عضو زال به سن چانگزینگین‌اند که همخوانی خوبی را با سن‌های ارائه‌شده بر مبنای کنودونت‌ها نشان می‌دهند.

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Wuchiapingian and early Changhsingian ammonoid biostratigraphy in northwestern Iran

نویسندگان [English]

  • Nahideh Ghanizadeh Tabrizi 1
  • Abbas Ghaderi 2
  • Dieter Korn 3
  • Ali Reza Ashouri 4

1 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

2 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

3 Museum für Naturkunde Berlin, Leibniz Institute for Evolution and Biodiversity Science, Berlin, Germany

4 Professor, Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran

چکیده [English]

Abstract
The Permian–Triassic sedimentary succession in the Julfa region is lithostratigraphically composed of limestones and shales of the Julfa Formation, the Zal Member shales, and the Paratirolites Limestone of the Ali-Bashi Formation, as well as shales and carbonate beds of the Elikah Formation. The Lower Julfa Beds are rich in benthic organisms such as brachiopods and corals, while the Upper Julfa Beds and Ali-Bashi Formation contain pelagic assemblages including ammonoids, fishes, and conodonts. These rocks have already been studied from different palaeontological and geochemical perspectives, but most have focused on the strata near the Permian–Triassic boundary. In the present study, ammonoids from older intervals around the Wuchiapingin–Changhsingian boundary in the four stratigraphic sections Aras Valley, Ali-Bashi 1, Ali-Bashi 4, and Zal are outlined. Fourteen genera and 22 species of ammonoids were identified and assigned to five successive biozones. The Araxocers latissimum Zone in the Lower Julfa Beds and the Vedioceras ventrosulcatum Zone in the Upper Julfa Beds document the Wuchiapingian. Following upwards, the Iranites transcaucasius-Phisonites triangulus Zone, Dzhulfites nodosus Zone and Shevyrevites shevyrevi Zone in the Zal Member confirm an early Changhsingian age. This follows the previously presented ages based on conodonts.
Keywords: Permian, Julfa, Ammonoid, Wuchiapingian, Changhsingian.
 
 
Introduction
The northwestern region of Iran along the Permian was a part of the Cimmerian blocks, separated from the Gondwana margin, and migrated northward parallel to the opening of the Neo-Tethys Ocean. At the Permian–Triassic boundary, this region was located near the equator, surrounded by the Neo-Tethys in the south and Paleo-Tethys in the north (Stampfli and Borel 2002; Kent and Muttoni 2020). Northwestern Iran contains valuable Lopingian successions and holds evidence of the largest extinction event in Earth's history at the end of Permian. The classical stratigraphic sections in the Caucasus and Julfa have been of interest to geologists since the 19th century. (e.g., Abich 1878; Rieben 1934; Stepanov et al. 1969; Kozur 2007; Richoz et al. 2010; Ghaderi et al. 2014a, b; Korn et al. 2016; Gliwa et al. 2020). The Permian–Triassic sequences of Julfa and Ali-Bashi mountains have been studied by Stepanov et al. (1969). They have categorized the whole succession into eight major rock units, including Genishik Beds (A), Khachik Beds (B), Lower Julfa beds (C), Upper Julfa beds (D), Permian-Triassic Transition Beds (E), Paratirolites Limestone (F), Lower Elika Formation (G) and Upper Elika Formation (H). After Stepanov et al. (1969), Teichert et al. (1973) also reviewed the Ali-Bashi Mountains region, especially the units E and F in Stepanov et al. (1969) during four parallel stratigraphic sections (sections 1 to 4). They have combined E and F units and introduced a new formation called Ali-Bashi Formation. In the following years, the rock sequences in the Ali-Bashi Mountains have been of great importance for studying molluscan fossils and conodonts. Based on conodonts, brachiopods, and ammonoids, the biostratigraphic information and chemical stratigraphy of these stratigraphic sections have been studied in various papers over the last two decades (e.g., Kozur 2007; Shen and Mei 2010; Ghaderi et al. 2014a, b; Schobben et al. 2015, 2017; Korn et al. 2016) and have greatly improved our knowledge about this lesser-known area in Central Tethys. However, there are still deficiencies in some aspects. In the present paper, ammonoid fauna of the Wuchiapingian–Changhsingian boundary in four different stratigraphic sections of Aras valley, Ali-Bashi 1 and 4, and Zal has been identified, and the biostratigraphy of the sections is presented accordingly.
 
Material & Methods
142 different ammonoid specimens were taken in situ from the Julfa and Zal Beds, of which 84 belong to the Aras Valley section, 11 belong to Ali-Bashi 1, 18 belong to Ali-Bashi 4, and 29 belong to the Zal. Morphological characteristics of the specimens such as conch geometry and measurements of conch diameter, whorl height and width, apertural height, umbilical width, shape of the venter, arrangement and the shape of flanks, umbilical margin and the umbilical wall, shell ornaments such as growth lines, ribs, constrictions, and suture line were investigated according to Korn (2010) method. Cross-sections and suture lines of most of the ammonoids were drawn in Corel Draw 2019 software. Systematic paleontological studies have also been performed using various references (e.g., Ruzhencev and Shevyrev 1965; Zhao et al. 1978; Bando 1979; Kotlyar et al. 1983; Korn 2003; Leonova 2011; Ghaderi et al. 2014a; Korn et al. 2016; Korn and Ghaderi 2019). The ammonoid specimens discussed in this study are stored in the museum of the Geology Department of the Ferdowsi University of Mashhad, and some in the repository of the Museum fur Naturkundeh in Berlin, Germany.
 
Discussion of Results & Conclusions
The Lopingian ammonoid assemblages of the Julfa area have a different distribution in different parts of the sections in terms of abundance and species diversity; most of them are of late Changhsingian age in these successions (Ghaderi et al. 2014a; Korn et al. 2016). Older specimens of Lopingian have less variety and abundance. The fauna in this study includes 14 genera and 22 species of ammonoids of Julfa Beds and Ali-Bashi Formation Zal Member. Fourteen genera and 18 species have been identified in the Aras Valley section, eight genera and eight species in Ali-Bashi 1, 9 genera and 11 species in Ali-Bashi 4, and eight genera and 10 species in the Zal section. Based on the Korn and Ghaderi (2019) for the Aras Valley section and what has been obtained in the present study, the classic ammonoid biostratigraphy proposed for the Wuchiapingian–Changhsingian boundary interval in the Transcaucasia (Ruzhencev and Shevyrev 1965) revised and used for the Julfa region with some modifications.
The following biozones are described here and presented in ascending order:

Araxoceras latissimum Range Zone: Due to the partial outcrop of the Lower Julfa Beds in the Aras Valley section and the absence of their basal parts, the constituent interval of this biozone in the mentioned section is incomplete, and its thickness is small compared to other sections. The ammonoid assemblage accompanying this biozone in different sections includes Pseudogastrioceras relicuum, Araxoceras insolens, Prototoceras discoidale, Vescotoceras sp. and Araxoceras truncatum, which well confirms the age of early Wuchiapingin for this biozone.
Vedioceras ventrosulcatum Range Zone: This biozone has extended into the Upper Julfa Beds; however, the zonal maker species Vedioceras ventrosulcatum was not observed in the studied sections in this study. Korn and Ghaderi (2019) have described other species of the genus Vedioceras, such as Vedioceras fusiforme, as a respectable alternative to the species Vedioceras ventrosulcatum and the definition of this biozone. The ammonoid fauna associated with this biozone in different sections, including Pseudogastrioceras relicuum, Pseudotoceras armenorum, Dzhulfoceras sp., and Vedioceras sp.
Iranites transcaucasius - Phisonites triangulus Assemblage Zone: Korn et al. (2019) in the Aras Valley section and the authors of the present study in the other three sections, Ali-Bashi 1, 4, and Zal introduce the Iranites transcaucasius - Phisonites triangulus Assemblage Zone at the Changhsingianin base. This biozone begins with the unveiling of the Zal Member in the lowest part of the Ali-Bashi Formation. Disappearance of Dzhulfoceras and Vedioceras and the emergence of the first Iranites are the most distinctive feature of this biozone. Phisonites triangulus is also present in the platy marly limestone near the member’s base, associated with Xenodiscus dorashamensis and Pseudogastrioceras relicuum. With the onset of this biozone in the basal part of the Zal Member, there is a significant reduction in benthic versus pelagic fauna, indicating a deepening of the basin, minimization of benthos organisms such as brachiopods, and the predominance of pelagic animals like ammonoids, conodonts, and fishes.
Dzhulfites nodosus Range Zone: This range zone begins with the appearance of Dzhulfites as well as the newly introduced genus Araxoceltites (Korn et al. 2019) and is located approximately in the middle of the Zal Member. The best record of this biozone in northwestern Iran is related to the Aras Valley section, where Araxoceltites sanestapanus, Dzhulfites nodosus, and Dzhulfites spinosus have been found together at -9.5 meters below the extinction horizon of the section. The ammonoids Araxoceltites laterocostatus, Araxoceltites cristatus, and Pseudogastrioceras relicuum are also present as the accompanying fauna in this biozone.
Shevyrevites shevyrevi Interval Zone: This biozone with a very limited stratigraphic range at the top of the Zal Member is just located below the Paratirolites limestone and begins with the appearance of Shevyrevites shevyrevi. Arexoceltites cristatus is one of the most common species of this biozone, which is found alongside Shevyrevites and rare species belonging to Dzhulfites. The other ammonoids identified in this biozone in different sections include Araxoceltites laterocostatus, Araxoceltites sanestepanus, Dzhulfites nodosus, Dzhulfites spinosus, Pseudogastrioceras relicuum, and Shevyrevites nodosus.

It should be noted that all Lopingian ammonoids found in the Julfa region, except for Pseudogastrioceras and Timorites, which are belonging to Goniatitida, are ceratitic types. The predominance of ceratitids in the studied ammonoid assemblages indicates the effect of habitat on end Guadalupian extinction. So that nectobenthic and benthopelagic taxa with less lateral compaction, living in shallower tropics, are more damaged and more severely deformed. In contrast, those with high lateral compression have the most preservation. This confirms the selective effect of extinction on the mentioned fauna, indicating in unfavorable conditions, the ceratitids migrated to deeper areas due to their ability to live in the deep-water column and even survived from the end Permian great extinction event

کلیدواژه‌ها [English]

  • Permian
  • Julfa
  • Ammonoid
  • Wuchiapingian
  • Changhsingian

مقدمه

منطقۀ شمال‎‍ باختر ایران در طول پرمین به‌عنوان بخشی از بلوک‌های سیمرین (Stampfli and Borel 2002)، از حاشیۀ گندوانا جدا شده و به موازات بازشدگی نئوتتیس، به‌سمت شمال حرکت کرده و در بازۀ زمانی گذر پرمین به تریاس، در عرض جغرافیایی نزدیک استوا، بین نئوتتیس در جنوب و پالئوتتیس در شمال قرار گرفته است (Stampfli and Borel 2002; Kent and Muttoni 2020). پیوستگی موجود در طبقات گذر پرمین به تریاس در منطقۀ شمال‎‍ باختر ایران، توالی مناسبی را برای بررسی رویدادهای زیستی - محیطی این گذر مهم چینه‌شناسی در حوضۀ تتیس مرکزی - باختری فراهم کرده است. این توالی ارزشمند که شواهد بزرگ‌ترین رویداد انقراضی تاریخ زمین را در خود جای داده است، همواره درخور توجه زمین‌شناسان بوده است (برای مثال، Kozur 2007; Richoz et al. 2010; Ghaderi et al. 2014a; Schobben et al. 2015, 2016; Kiessling et al. 2018; Gliwa et al. 2020). برش‌های چینه‌شناسی غنی از فسیل‌های پلاژیک مرز پرمین - تریاس در منطقۀ قفقاز جنوبی (قفقاز کوچک)، به‌ویژه در سوی شمالی رود ارس در 9 کیلومتری باختر - شمال باختر شهر جلفای نخجوان، مدت‌زمان زیادی است که شناخته شده است (برای مثال: Abich 1878; Frech and Arthaber 1900; Stoyanow 1910; Ruzhencev and Shevyrev 1965; Ruzhencev et al. 1965; Rostovtsev and Azaryan 1973; Kozur et al. 1980; Zakharov 1992). تاریخچۀ مطالعات چینه‌شناسی و فسیل‌شناسی نهشته‎‍های پرمین - تریاس در منطقۀ کوه‌های علی‌باشی (علّه‌باش در زبان ترکی به معنای پنجاه‌سر) در باختر جلفای ایران نیز کاملاً در ارتباط با پیشینۀ مطالعاتی سنگ‌های پرمین - تریاس مشابه در منطقۀ قفقاز جنوبی است؛ اگرچه این مطالعات در سوی جنوبی رود ارس در ایران، در قیاس با مناطق شمالی ارس در قفقاز جنوبی اندکی دیرتر آغاز شده است.

قدیمی‎‍ترین اطلاعات از سنگ‌های پرمین - تریاس آذربایجان ایران متعلق به مناطق میشو- مورو در اطراف مرند و ناحیۀ هرزند در جنوب جلفاست که Rieben (1934) دربارۀ آنها مطالعه کرده است. با این حال، مطالعه‌ای که Stepanov et al. (1969) در حدود 50سال پیش انجام داده است، دقیق‎‍ترین و ارزشمندترین پژوهش انجام‌شده تا زمان خود بوده است. Stepanov et al. (1969) توالی‌های پرمین - تریاس ناحیۀ جلفا و کوه علی‌باشی را مطالعه کرده و آنها را در قالب 8 واحد سنگی عمده، شامل لایه‎‍های گنیشیک (A)، لایه‎‍های خاچیک (B)، لایه‎‍های جلفای پایینی (C)، لایه‎‍های جلفای بالایی (D)، لایه‎‍های دربردارندۀ مرز تدریجی پرمین - تریاس (E)، لایه‎‍های سنگ آهکی حاوی آمونوئید Paratirolites (F)، سازند الیکای پایینی (G) و سازند الیکای بالایی (H) معرفی کرده‎‍اند. پس از Stepanov et al. (1969) نیز، گروه تحقیقاتی Teichert et al. (1973) منطقۀ کوه‌های علی‌باشی را بازبینی کرده و مجموعۀ واحدهای E و F معرفی‌شده توسط Stepanov et al. (1969) را در طول چهار برش چینه‌شناسی موازی هم (برش‌های شمارۀ 1 تا 4) بررسی و به‌عنوان سازند جدیدی به نام سازند علی‌باشی معرفی کرده‎‍اند.

توالی‌های موجود در کوه‌های علی‎‍باشی در سال‌های بعد، اهمیت بسیار زیادی برای مطالعۀ بازوپایان، کنودونت‌ها و آمونوئیدها پیدا کرده و به‌عنوان بهترین رخنمون‌هایی مطرح شده‌اند که تغییرات فونی موجودات پلاژیک را در مرز پالئوزوئیک و مزوزوئیک در خود جای داده‎‍اند. اطلاعات زیست چینه‌نگاری، این توالی‌های چینه‌ای که در دو دهۀ اخیر بر پایۀ کنودونت‌ها، بازوپایان و آمونوئیدها (برای مثال، Kozur 2004, 2005, 2007; Richoz et al. 2010; Shen and Mei 2010; Ghaderi 2014; Ghaderi et al. 2014a, 2014b; Korn et al. 2016; Kiessling et al. 2018) و چینه‌نگاری شیمیایی آنها (برای مثال، Korte et al. 2004; Korte and Kozur 2005; Kakuwa and Matsumoto 2006; Richoz 2006; Horacek et al. 2007; Schobben et al. 2015, 2017) در پژوهش‌های مختلف منتشر شده و دانش موجود دربارۀ این برش‌ها را تا حد زیادی ارتقا داده است. با این حال، هنوز کمبودهایی در برخی زمینه‌ها وجود دارد که در نوشتار حاضر، شناسایی شده و زیست پهنه‌بندی توالی‌های پیرامون مرز ووچیاپینگین - چانگزینگین براساس فونای آمونوئیدی مدنظر قرار گرفته است. با توجه به اینکه آمونوئیدها شاخص ثانویه و بعد از کنودونت‎‍ها برای زیست چینه‌نگاری دورۀ پرمین در نظر گرفته می‌شوند (Henderson et al. 2020)، به باور برخی محققان (برای مثال: Leonova 2011)، کنودونت‎‍ها در عمل برتری خاصی نسبت‌به آمونوئیدها ندارند؛ زیرا گاه ایالتی می‌شوند و به رخساره‌ها وابستگی دارند و شناسایی و رده‌بندی تکاملی آ‌نها نیز همیشه به‎‍‌راحتی امکان‎‍پذیر نیست. بنابراین آمونوئیدها ابزاری بسیار قوی‌اند که برای چینه‎‍شناسی و تطابق نهشته‌های پرمین در کنار کنودونت‌ها کاربرد دارند. با این توضیح، توالی چینه‌شناسی برش حاشیۀ درۀ ارس برای زیست چینه‌نگاری آمونوئیدی و تحلیل تغییرات زیستی انتخاب شده و نمونه‌برداری دقیقی از آن صورت گرفته است.

 

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

پس از انجام مطالعات دفتری، مقدماتی شامل بررسی تمام اطلاعات منتشرشدۀ قبلی بر توالی‌های پرمین پسین (لوپینگین) ایران، برش‌های چینه‌شناسی چهارگانۀ درۀ ارس، علی‌باشی 1 و 4 و برش زال انتخاب شدند. طی بازدیدهای صحرایی متعدد و برداشت‌های مختلف، ستون چینه‌شناسی از این برش‌ها تهیه و نمونه‌برداری دقیق لایه‌به‌لایه انجام شد. در این مرحله 142نمونه آمونوئیدی مختلف به‌صورت برجا از درون لایه‌های جلفا و عضو زال برداشت شد که 84 عدد آن متعلق به برش درۀ ارس، 18عدد متعلق به برش علی‌باشی4، 11 عدد مربوط به برش علی‌باشی 1 و 29 عدد متعلق به برش زال بود. این نمونه‌ها پس از جمع‎‍آوری و ضمن انتقال به آزمایشگاه، طی دو مرحله در دانشگاه فردوسی مشهد و موزۀ تاریخ طبیعی برلین آلمان تنظیف و به کمک مته‌‌های ضربه‌ای و سوزن‌های مخصوص و نیز استفاده از مـحلول Rewoquat W3690 (از سورفکتانت‌های آمینواتیل ایمیدازولینیوم متوسولفات 75% با پروپیلن گلیکول 25%) رسوب‌زدایی شدند (مطابق با روش Lierl 1992; Krüger 1994; Jarochowska et al. 2013). تمامی ویژگی‌های ریختاری نمونه‌ها بررسی شد و اندازه‌گیری‌های بایومتریک دقیق آنها شامل قطر کونچ، ارتفاع دور پیچش، ارتفاع دهانه، پهنای ناف و نرخ گسترش دور پیچش بر مبنای روش Korn (2010) به کمک کولیس دیجیتال با دقت 01/0 میلی‎‍متر انجام شد. خط درزها و نمای پشتی اغلب آمونوئیدها بر کاغذ میلی‌متری ترسیم و نسخۀ دیجیتال آنها در نرم‌افزار Corel Draw 2019 تهیه شد. درنهایت به کمک روش سفیدسازی (whitening)، با پمپاژ بخار آمونیوم کلراید بر سطح نمونه‌ها، تصاویری با دقت و کیفیت بالا و در نماهای مختلف از تمامی نمونه‌های برجای برداشت‌شده تهیه شد. تصویربرداری از آمونوئیدها با دوربین عکاسی Canon EOS 60D به کمک لنز ماکروی Canon EF 100 mm و یا لنز EF-S 18–55 همراه با اکستندر‌های 12، 20 و 36 میلی‎‍متری صورت گرفته است. مطالعات دیرینه‌شناسی سیستماتیک نیز با استفاده از منابع مختلف بر آمونوئیدها انجام شد (برای مثال، Ruzhencev and Shevyrev 1965; Zhao et al. 1978; Bando 1979; Kotlyar et al. 1983; Korn 2003; Leonova 2011; Korn et al. 2016; Ghaderi et al. 2014a; Korn and Ghaderi 2019). نمونه‌های آمونوئیدی بحث‌شده در این نوشتار، در موزۀ گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد و برخی در مخزن موزۀ تاریخ طبیعی برلین آلمان نگه‌داری می‌شوند.

 

موقعیت جغرافیایی منطقۀ مطالعه‌شده

تمامی برش‌های چینه‌شناسی مطالعه‌شده در این پژوهش، در باختر شهر جلفای آذربایجان قرار دارد (شکل 1). برش چینه‌شناسی درۀ ارس با مختصات جغرافیایی °015/39 عرض شمالی و °434/45 طول خاوری (در مقیاس درجه‌بندی ده‎‍دهی)، در فاصلۀ 19 کیلومتری شمال باختر شهر جلفا و در سوی جنوب باختری رود ارس در مجاورت مرز ایران و نخجوان رخنمون می‌یابد و دسترسی به آن از طریق جادۀ مرزی و آسفالتۀ جلفا - پلدشت میسر است. برش علی‌باشی 1 با مختصات جغرافیایی °940/38 عرض شمالی و °520/45 طول خاوری در حاشیه درۀ فرعی، به موازات درۀ اصلی کوه علی‌باشی و در سوی شمالی آن قرار گرفته است. برش علی‌باشی 4 نیز با مختصات جغرافیایی °942/38 عرض شمالی و °520/45 طول خاوری در فاصلۀ 500 متری شمال باختر برش علی‌باشی 1 قرار دارد. نام‎‍گذاری برش‌های علی‌باشی 1 و 4 بر مبنای اسامی است که اولین بار Teichert et al. (1973) برای برش‌های موجود در کوه‌های علی‌باشی استفاده کرده بودند. جنوبی‌ترین برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده، برش زال در فاصلۀ 22 کیلومتری جنوب - جنوب باختر شهر جلفا و فاصلۀ 2/2 کیلومتری شمال - شمال باختر روستای زال است. مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش زال °733/38 عرض شمالی و °580/45 طول خاوری و مسیر دست‎‍یابی به آن از طریق جادۀ اصلی و آسفالتۀ جلفا - مرند و سپس ورود به جادۀ فرعی زال - پیراسحاق است (شکل 1).

 

بحث و تحلیل یافته‎‍های پژوهش

سنگ چینه‌نگاری

نهشته‎‍های لوپینگین - ایندوئن در برش‌های چهارگانۀ یادشده در کوه‌های علی‌باشی، ناحیۀ زال و حاشیۀ درۀ ارس مشتمل بر سنگ آهک‌های خاکستری و شیل‌های خاکستری تا سبزرنگ لایه‎‍های جلفای پایینی، مارن‌ها، شیل‌ها و سنگ آهک‌های کرم تا قرمزرنگ لایه‌های جلفای بالایی، شیل‌های خاکستری تیره تا بنفش‌رنگ عضو زال و سنگ آهک‌های قرمزرنگ حاوی Paratirolites به سازند علی‎‍باشی و درنهایت شیل‌های عضو ارس و طبقات سنگ آهکی مطبّق سازند الیکا متعلق‌اند. این توالی‌ها و حتی نهشته‌های موجود در برش‌های چینه‌شناسی معادل در ماورای مرز جغرافیایی ایران و نخجوان در منطقۀ قفقاز جنوبی، شامل بخش اعظم توالی ووچیاپینگین، کل چانگزینگین و بخش پایینی توالی گریسباخین است (Ghaderi 2014). از سوی دیگر، تفاوت مهم این برش‌ها با برش‌های شمالی‌تر در منطقۀ قفقاز (برای مثال، برش‌های چینه‌شناسی Vedi، Chanakhchi، Karabaglyar، Ogbin و Baysal در ارمنستان و جمهوری آذربایجان) در داشتن محتوای شیلی بیشتر در توالی چانگزینگین پیشین است (Ruzhencev et al. 1965; Rostovtsev and Azaryan 1973; Kotlyar et al. 1983; Gliwa et al. 2020). محیط رسوبی دیرینۀ توالی‌های با سن لوپینگین در شمال‎‍ باختر ایران کمتر مطالعه شده است؛ اما به باور برخی محققان، توالی‌های یادشده در بخش شلف بیرونی نهشته شده‌اند (Kozur 2007; Richoz et al. 2010; Ghaderi et al. 2014a; Leda et al. 2014). وجود فون پلاژیک سرشار از انواع آمونوئیدها، بقایای ماهیان و کنودونت‌ها، مؤید نهشت این رسوبات در پهنۀ دریای باز نسبتاً عمیق تا عمیق است (Ghaderi 2014).

در میان برش‌های مطالعه‌شده در این پژوهش، برش درۀ ارس در فاصلۀ تقریبی 2 کیلومتری برش الگوی دورآشام II در نوشتۀ Ruzhencev et al. (1965) قرار گرفته است. این امر و نیز حضور توالی نسبتاً کاملی از لایه‌های جلفای بالایی، سازند علی‌باشی و رخنمون خیلی خوب عضو ارس در قاعدۀ سازند الیکا، سبب شده است تا این برش ارزش و اهمیت بالایی داشته باشد (شکل 2). دسترسی بسیار آسان، مهم‌ترین مزیّت این برش نسبت‌به دیگر برش‌هاست؛ زیرا برخلاف برش درۀ اصلی کوه علی‌باشی و به‌ویژه برش‌های چهارگانۀ علی‌باشی 1 تا 4 (Teichert et al. 1973)، با حداقل کوه‎‍پیمایی (حدود 100متر) می‎‍توان برداشت‌های چینه‌شناسی را از آن آغاز کرد. با توجه به این ویژگی، برش درۀ ارس که بر یال جنوب باختری تاقدیسی متشکل از واحدهای رسوبی و سنگ‌های آتش‌فشانی گوادالوپین تا تریاس قرار گرفته است، توسط Ghaderi (2014) به‌عنوان برش مرجع یا هایپواستراتوتایپ[1] سازند علی‌باشی پیشنهاد شده است. به‌دلیل اهمیت این برش، در ادامه ویژگی‌های مهم چینه‌شناسی آن شرح داده می‌شود؛ ضمن اینکه به‌جهت اختصارنویسی، جزئیات سنگ چینه‌ای و ضخامت واحدهای سازندۀ دیگر برش‌های چینه‌شناسی در شکل 2 و جدول 1 آمده است

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1- A) جغرافیای دیرینۀ بلوک‌های سیمرین در زمان پرمین پسین و علامت ستاره، جایگاه برش‌های مطالع‌شده در شمال باختر ایران (برگرفته از Ruban et al., 2007)؛ B) جغرافیای کنونی مناطق مطالعه‌شده در منتهی‎‍الیه شمال باختری بلوک ایران شمال باختری (برگرفته از Ghaderi 2014)

Fig 1- Palaeogeographic position of the Julfa area during the Permian–Triassic boundary time interval (modified after Ruban et al. 2007), and geographic position of Permian–Triassic boundary sections in the Northwest of Iran (modified after Ghaderi 2014).

 

توالی برش درۀ ارس با امتداد کلی N70W و شیب حداکثر 65NE، از پایین به بالا مشتمل بر آخرین بخش‌های سازند خاچیک (سنگ آهک‌های حاوی Codonofusiella)، لایه‎‍های سازند جلفا با دو عضو پایینی و بالایی به سن ووچیاپینگین، سازند علی‎‍باشی با دو عضو زال و سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites به سن چانگزینگین و سازند الیکا متشکل از واحد رس مرزی و سنگ آهک‌های مطبق به سن انتهای پرمین - تریاس پیشین است (Ghaderi et al. 2014a). به‌دلیل وجود واریزه‎‍های پوشانندۀ فراوان در بخش‌های ابتدایی برش، امکان نمونه‎‍برداری و مترکشی در این بخش میسر نیست و بنابراین تنها 30/3 متر از ضخامت لایه‎‍های جلفای پایینی و کل لایه‎‍های جلفای بالایی با ضخامت 12متر در این برش اندازه‌گیری شده‎‍اند.

لایه‎‍های جلفای پایینی در این برش با رنگ عمومی خاکستری روشن تا سبز روشن، متشکل از تناوب شیل و سنگ آهک‌های نازک تا متوسط‌لایه، بعضاً ندولار همراه با ندول‌های مارنی – آهکی‌اند. بازوپایان، آمونوئیدها، ناتیلوئیدها، کرینوئیدها و مرجان‌ها مهم‌ترین ماکروفسیل‌های این بخش را تشکیل داده‎‍اند. بازوپایانی نظیر Permophricodothyris ovata و Araxathyris quadrilobata همراه با فرم‌های Lyttoninae در کنار آمونوئیدهای Pseudogastrioceras و Araxoceras، ناتیلوئیدهای Domatoceras و Cycloceras و مرجان‌های Pentaphyllum و Protomichelinia در این برش معرفی شده‌اند. لایه‎‍های جلفای پایینی دربرگیرندۀ بخش بالایی بیوزون کنودونتی Clarkina leveni به سن ووچیاپینگین میانی‌اند (Ghaderi 2014).

لایه‎‍های جلفای بالایی در برش درۀ ارس، از سنگ آهک‌های نازک‌لایه و ندولار و مارن و شیل‌های حاوی ندول‌های آهکی - مارنی اندک با رنگ عمومی خاکستری روشن تشکیل شده‌اند. آمونوئیدهای Pseudotoceras و Vedioceras، ناتیلوئیدها، کرینوئیدها و نیز مرجان‌ها و بازوپایان بسیاراندک همراه با کنودونت‌ها، استراکودها و بقایای ماهیان، محتوای فسیلی این بخش را ساخته‎‍اند (Ghaderi et al. 2014a). این لایه‎‍ها معادل با بیوزون‌های Clarkina guangyuanensis تا Clarkina orientalis به سن ووچیاپینگین میانی - پسین دانسته شده‌اند (Ghaderi 2014).

سازند علی‌باشی در برش درۀ ارس، رخنمون خوبی به ضخامت کلی 98/13متر دارد و مشتمل بر عضوهای زال با ضخامت 25/9متر و سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites به ضخامت 73/4متر است. ترکیب سنگ‌شناسی غالب عضو زال، به‌ویژه در نیمۀ پایینی، شیل‌های خاکستری و قرمزرنگ است، اگرچه بخش بالایی آن عموماً از سنگ آهک‌های ندولار قرمز و بنفش‌رنگ تشکیل شده است. آمونوئیدها ماکروفسیل‌های اصلی این بخش‌اند. بیوزون‌های کنودونتی Clarkina orientalisClarkina subcarinata Interval Zone تا نیمۀ پایینی بیوزون Clarkina Changxingensis در این عضو گزارش شده‌اند و سن چانگزینگین پیشین را برای این بخش از سازند علی‌باشی نشان می‎‍دهند (Ghaderi 2014). علاوه بر این، رخنمون بسیار خوبی از سنگ آهک‌های ندولار قرمزرنگ حاوی Paratirolites در برش درۀ ارس وجود دارد که از آمونوئیدهای فراوانی نیز برخوردار است. استراکودها، بقایای ماهیان و کنودونت‌ها دیگر فسیل‌های این بخش را تشکیل داده‌اند. بیوزون‌های کنودونتی Clarkina changxingensis تا Clarkina hauschkei در این عضو، مؤید سن چانگزینگین میانی – پسین‌اند (Ghaderi 2014). شایان ذکر است رویداد انقراضی انتهای لوپینگین در سطح بالایی آخرین لایه از سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites به ثبت رسیده است (Schobben et al. 2014). این افق که در همۀ برش‌های چینه‌شناسی موجود در شمال باختر ایران حاضر و ردیابی‌شدنی است، در اندازه‌گیری‌های انجام‌شده بر ستون چینه‌شناسی، افق صفر و خط مبنای تطابق در نظر گرفته شده است؛ بنابراین طبقات رسوبی زیر آن نسبت‌به این مبنای صفر با اعداد منفی در متراژ معرفی شده‌اند.

 

1

2

2

1

2

2

3

3

3

3

4

4

4

4

5

5

5

5

6

6

6

6

A

B

C

D

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی برش‌های چهارگانۀ مطالعه‌شده و بخش‌های مختلف سازندۀ آن؛ A) برش علی‌باشی 1، جهت دید به‌سمت شمال خاور؛
B) برش علی‌باشی 4، جهت دید به‌سمت شمال؛ C) برش درۀ ارس، جهت دید به‌سمت شمال باختر؛ D) برش زال، جهت دید به‌سمت شمال باختر؛
(
1. لایه‌های جلفای پایینی؛ 2. لایه‌های جلفای بالایی؛ 3. عضو زال سازند علی‌باشی؛ 4. سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites سازند علی‌باشی؛ 5. عضو ارس (واحد رس مرزی) سازند الیکا؛ 6. سنگ آهک‌های مطبق سازند الیکا).

Fig 2- Field photos of the Upper Permian–Lower Triassic sections near Julfa, NW Iran. A) Ali-Bashi 1 section, view towards the northeast; B) Ali-Bashi 4 section, view towards the north; C) Aras valley section, view towards the northwest; D) Zal section, view towards the northwest; (1. Lower Julfa Beds, 2. Upper Julfa Beds, 3. Zal member of the Ali-Bashi formation; Paratirolites Limestone of the Ali-Bashi Formation, 5. Aras Member (Boundary Clay) of the Elikah Formation; platy limestone of the Elikah Formation.

 

 

نهشته‎‍های پیرامون مرز پرمین به تریاس در برش چینه‌شناسی درۀ ارس، کامل‌ترین نهشته‌های بررسی‌شده در شمال‎‍ باختر ایران است؛ به‌طوری که ضخامت واحد رس مرزی که از آن با عنوان عضو ارس نیز یاد شده است (Ghaderi et al. 2014a)، در این برش 30/3متر ضخامت دارد. تناوب شیل‌های قرمز تیره، سبز و حتی خاکستری با میان‎‍لایه‎‍های سنگ آهکی - مارنی قرمز، صورتی و سبز، سنگ‌شناسی این بخش را تشکیل می‎‍دهد. علاوه بر ضخامت بیشتر عضو ارس در برش درۀ ارس نسبت‌به دیگر برش‌های چینه‌شناسی ناحیۀ جلفا، نکتۀ مهم دیگری که این عضو را در برش درۀ ارس متمایز می‎‍کند، قرارگرفتن مرز پرمین - تریاس درون عضو ارس است (Ghaderi 2014)؛ این در حالی است که در دیگر برش‌های چینه‌شناسی منطقه، مرز پرمین - تریاس در داخل طبقات سنگ آهکی مطبق سازند الیکا قرار گرفته است. بر این عضو نیز توالی بخش کربناتۀ سازند الیکا، متشکل از سنگ آهک‌های نازک تا متوسط‌لایۀ مطبق به رنگ خاکستری روشن حاوی دوکفه‌ای‌های Claraia قرار می‌گیرد که ده‌ها متر ضخامت دارد.

 

جدول 1- ضخامت بخش‌های مختلف برش‌های چینه‌شناسی اندازه‎‍گیری‌شده در این مطالعه (مقیاس اعداد به متر است)

Table 1- Thickness of the different members in the measured stratigraphic sections (scale in meters)

ضخامت کل

(متر)

سازند علی‌باشی

سازند جلفا

نام برش

سنگ آهک‌های حاوی Paratirolites

عضو زال

لایه‎‍های جلفای بالایی

لایه‎‍های جلفای پایینی

50/23

15/4

10/12

25/7

----

علی‌باشی 1

35/42

15/4

07/13

88/12

25/12

علی‌باشی 4

28/29

73/4

25/9

12

30/3

درۀ ارس

33/49

92/3

40/12

38/12

63/20

زال

 

 

زیست چینه‌نگاری

آمونوئیدهای لوپینگین برخلاف انواع سیشورالین - گوادالوپین در سطح اشکوب تنوع درخور توجهی داشته و به گروه‌های متنوعی تقسیم شده‎‍اند (برای مثال، Miller and Furnish 1940; Ruzhencev 1952; Leonova 2002). رویداد انقراض انتهای پرمین میانی (گوادالوپین) که از آن با عنوان انقراض انتهای اشکوب کاپیتانین یا رویداد کامورا نیز یاد شده است (برای مثال، Isozaki et al. 2007, 2011; Bond et al. 2015)، به انقراض مهم آمونوئیدهای گنیاتیتیدا[2] منجر شده است. در لوپینگین، سراتیتیدا[3] بخش اصلی فون آمونوئیدی را به خود اختصاص می‌دهد و از این بین روخانوادۀ اتوسراتوئیده‌آ[4] (مثل خانوادۀ آراکسوسراتیده[5]) در ووچیاپینگین و روخانوادۀ زنودیسکیده‌آ[6] در چانگزینگین غالب شدند (Kummel 1972). تغییر شدید فونای آمونوئیدی این دو اشکوب از پنج منطقۀ ایران، قفقاز جنوبی، جنوب چین، ژاپن و پریمورسکی یا جنوب خاوری روسیه در دنیا گزارش شده است (Leonova 2011)؛ اما به‌دلیل اینکه برش‌های موجود در شمال باختر ایران - قفقاز جنوبی و جنوب چین کامل‌تر بوده و مطالعات بیشتری بر آنها انجام شده و نتایج حاصل بر پایۀ داده‌های بیشتری بوده است، اهمیت بیشتری دارند و قابل استنادترند.

مجموعۀ آمونوئیدی توالی لوپینگین ناحیۀ جلفا از دیدگاه فراوانی و تنوع گونه‌ای، پراکنش متفاوتی در بخش‌های مختلف توالی دارد؛ به‌طوری که اغلب گونه‎‍های آمونوئیدی موجود در این توالی‌ها به سن چانگزینگین پسین‌اند (Ghaderi et al. 2014a; Korn et al. 2016) و نمونه‌های قدیمی‌تر لوپینگین تنوع و وفور کمتری دارند. طی نمونه‎‍برداری صحرایی از توالی‎‍‌های منطقۀ جلفا، بیش از 400 نمونه برجا جمع‎‍آوری شد که بیشتر آنها مربوط به سنگ آهک‌های دارای Paratirolites در بخش انتهایی لوپینگین است و مدنظر پژوهش حاضر نیست. فونای مدنظر در این مطالعه که شامل 14جنس و 22گونه از آمونوئیدهای لایه‌های جلفا و عضو زال سازند علی‌باشی‌اند، در برخی برش‌ها همچون درۀ ارس فراوان و در مناطقی مثل برش علی‌باشی 1 و زال اندک‌اند. پس از مطالعات فسیل‌شناسی دقیق، 14جنس و 18گونه در برش درۀ ارس، 8جنس و 8گونه در برش علی‌باشی1، 9جنس و 11گونه در برش علی‌باشی4، و 8جنس و 10گونه در برش زال شناسایی شده است (شکل 3). براساس یافته‌های منتشرشده در مقالۀ Korn and Ghaderi (2019) برای برش درۀ ارس و آنچه در پژوهش حاضر برای این برش و دیگر برش‌های چینه‌شناسی ناحیۀ جلفا به دست آمده است، می‎‍توان تقسیم‎‍بندی ارائه‌شده را برای برش دورآشام در قفقاز جنوبی توسط Ruzhencev and Shevyrev (1965) بازنگری و با انجام اصلاحاتی به‎‍‌طور گسترده برای منطقۀ جلفا استفاده کرد. بر این اساس، بایوزون‌هایی زیر تشریح شده‌اند که در ادامه به معرفی و بررسی آنها خواهیم پرداخت:

 

Araxoceras latissimum Range Zone

این بایوزون را اولین‌‎‍بار Ruzhencev and Shevyrev (1965) و سپس Leonova (2011, 2018) برای برش‌های قفقاز جنوبی معرفی کردند. بایوزون فوق از نوع گستره‌ای بوده و براساس گسترش گونۀ Araxoceras latissimum Ruzhencev 1959 تعریف شده است. این بایوزون متعلق به لایه‎‍های جلفای پایینی به سن ووچپاپینگین پیشین است (شکل 4). به‌دلیل به هم ریختگی در قاعدۀ برش درۀ ارس و رخنمون ناقص لایه‌های جلفای پایینی، لایه‎‍های سازندۀ این بایوزون در برش یادشده ناقص و ضخامت آن نسبت‌به دیگر برش‌ها اندک است. این بایوزون در برش درۀ ارس تنها 30/3متر ضخامت دارد. مجموعۀ آمونوئیدی همراه در این بایوزون در برش درۀ ارس شامل Pseudogastrioceras relicuum، Araxoceras insolens، Prototoceras discoidale و Vescotoceras sp. است.

در برش‌های کوه علی‎‍باشی، بایوزون فوق تنها در برش شمارۀ 4 گسترش دارد و ضخامت آن 25/12متر است (جدول 2). مجموعۀ فسیلی این بایوزون در برش مذکور همانند برش درۀ ارس است، اما مجموعۀ آمونوئیدی آن تنوع کمتری نسبت‌به برش درۀ ارس دارد و شامل Araxoceras truncatum و Pseudogastrioceras relicuum است. همچنین گونۀ Araxoceras latum که از محدودۀ این بایوزون در برش شمارۀ 4 به دست آمده و پیش از این از قفقاز جنوبی هم گزارش شده است، به‌خوبی سن ووچیاپینگین پیشین را برای این بایوزون تأیید می‌کند. شایان ذکر است گونۀ Timorites dendroides که به‌تازگی Ghanizadeh Tabrizi et al. (2021) آن را تشریح کرده است نیز از همین بایوزون در برش علی باشی 4 به دست آمده است. در برش زال، این بایوزون 63/20متر ضخامت دارد و مجموعۀ فسیلی لایه‎‍های دربرگیرندۀ آن مشابه دو برش قبل است، اما در مقایسه با آنها، ضخامت لایه‎‍های جلفای پایینی بسیار زیاد است و فونای آمونوئیدی آن حتی از برش علی‌باشی4 نیز کمتر است؛ به‌طوری ‎‍که تنها آمونوئید یافت‌شده در این بایوزون Pseudogastrioceras relicuum است. شایان ذکر است توالی رسوبی تشکیل‌دهندۀ این بایوزون منطبق بر بایوزون کنودونتی Clarkina leveni به سن ووچیاپینگین پیشین است که پیش از این Ghaderi (2014) آن را معرفی و تشریح کرده است (جدول 2).

 

Vedioceras ventrosulcatum Range Zone

بایوزون Vedioceras ventrosulcatum Range Zone را اولین‌‎‍بار Ruzhencev and Shevyrev (1965) برای برش‌های قفقاز جنوبی معرفی کرده است. این بایوزون از نوع گستره‌ای و معادل با محدودۀ حضور Vedioceras ventrosulcatum Ruzhencev 1963 است و بلافاصله بعد از اتمام بایوزون قبلی و از قاعدۀ لایه‎‍های جلفای بالایی شروع می‌شود و در انتهای لایه‎‍های جلفای بالایی پایان می‎‍گیرد. گونۀ بایوزون‌ساز Vedioceras ventrosulcatum در برش‌های مطالعه‌شده در این پژوهش مشاهده نشده است؛ بنابراین شاید بتوان محدودۀ این بایوزن را در قالب Vedioceras sp. interval zone نیز معرفی کرد، اگرچه به‌دلیل هم‌ارزی این محدوده با بایوزون استاندارد Vedioceras ventrosulcatum، ترجیح نگارندگان حفظ نام بایوزون استاندارد اصلی است. با این حال، Korn and Ghaderi (2019) گونه‌های دیگری از جنس Vedioceras نظیر Vedioceras fusiforme Korn and Ghaderi 2019 (شکل 3) را به‌عنوان جایگزین خوبی برای گونۀ Vedioceras ventrosulcatum و تعریف این بایوزون تشریح کرده‌اند. یکی از ویژگی‎‍های بارز مجموعۀ فسیلی این بایوزون نسبت‌به بایوزون قبلی، کاهش در تعداد و اندازۀ ماکروفسیل‎‍ها به‌ویژه بازوپایان است.

بایوزون Vedioceras ventrosulcatum با 12متر ضخامت، کل گسترۀ لایه‌های جلفای بالایی را در برش درۀ ارس در بر می‌گیرد و فونای آمونوئیدی همراه آن در برش یادشده شامل Pseudogastrioceras relicuum، Pseudotoceras armenorum و Dzhulfoceras sp. است. در برش علی‎‍باشی1 که بخش قاعده‌ای آن به‌دلیل فرسایش در کف دره ناقص است و رخنمون طبقات جلفای بالایی آن کامل نیست، ضخامت بایوزون Vedioceras ventrosulcatum تنها 25/7متر است و مجموعۀ فسیلی آمونوئیدی همراه یافت‌شده در آن شاملPseudogastrioceras relicuum ، Vedioceras sp. و Dzhulfoceras sp. است. در برش علی‎‍باشی4، این بایوزون متشکل از 88/12متر ضخامت است و تنها آمونوئید همراه در آن Pseudogastrioceras relicuum است. بایوزون مذکور در برش زال نیز 38/12متر ضخامت دارد و به‌دلیل فراوانی بسیار اندک آمونوئیدها، گونۀ همراه دیگری در گسترۀ این بایوزون در برش زال شناخته نشده است. گسترۀ بایوزون Vedioceras ventrosulcatum معادل با بایوزون‌های کنودونتی Clarkina guangyuanensis، Clarkina transcaucasica و Clarkina orientalis به سن ووچیاپینگین پسین است که پیش از این Ghaderi (2014) آنها را معرفی کرده بود (جدول 2).

 

Iranites transcaucasius - Phisonites triangulus Assemblage Zone

بررسی‎‍های صورت‌گرفته بر گذر ووچیاپینگین - چانگزینگین در قفقاز توسط Ruzhencev and Shevyrev (1965)، به معرفی دو بایوزون آمونوئیدی Phisonites و Tompophiceras منجر شد. سپس در بازبینی صورت‌گرفته توسط Teichert and Kummel در نوشتۀ Teichert et al. (1973) بر محدودۀ این مرز در منطقۀ جلفا، دو بایوزون دربردارندۀ جنس‎‍های مذکور به‌صورت Phisonites triangulus و Iranites transcaucasius تصحیح شد. آمونوئیدهای موجود در بخش آغازین سازند علی‌باشی در تمامی برش‌های مطالعه‌شده، کم‌تنوع و بعضاً با حفظ‌شدگی نامناسبی‌اند. از سویی، بنابر بررسی‌های انجام‌شده توسط نگارندگان این پژوهش، دو بایوزون پیشنهادی توسط Ruzhencev and Shevyrev (1965)، به‌ویژه در برش درۀ ارس که تا حد زیادی کامل و دست‎‍نخورده است، نمی‎‍توانند جدا از هم باشند؛ زیرا گونۀ Phisonites triangulus Shevyrev 1965 در 90/12- متری زیر افق انقراض از سنگ آهک نازک‎‍لایه و Iranites transcaucasius Shevyrev (1965) از 50/13- متری زیر افق انقراض، یعنی بلافاصله زیر لایۀ قبلی یافت شده است. به همین دلیل، Korn et al. (2019) در برش درۀ ارس و نگارندگان پژوهش حاضر در سه‌برش دیگر یعنی علی‌باشی 1 و 4 و زال، با ادغام این دو بایوزون، بایوزون تجمعی Iranites transcaucasius - Phisonites triangulus را معرفی می‌کنند. این بایوزون بعد از اتمام بایوزون قبلی و از مرز ووچیاپینگین - چانگزینگین، با آغاز لایه‎‍های عضو زال آغاز می‌شود و مربوط به پایین‎‍ترین بخش سازند علی‌باشی است. این مرز پیش از این به کمک کنودونت‌ها و آمونوئیدها نیز در برش‌های مختلف این ناحیه تعیین و معرفی شده است (Ghaderi 2014; Ghaderi et al. 2014a). ویژگی بارز بایوزون مذکور، ناپدیدشدن آمونوئیدهای شاخص بایوزون قبلی همچون Dzhulfoceras و Vedioceras و ظهور اولین Iranites است. Phisonites triangulus در لایه‎‍هایی از سنگ آهک مارنی صفحه‎‍ای شکل در نزدیکی قاعدۀ عضو زال به‌‎‍همراه Xenodiscus dorashamensis حضور دارد. با آغاز این بایوزون در لایه‎‍های قاعدۀ عضو زال، کاهش چشم‎‍گیری در فونای کف‎‍زی در مقابل فونای پلاژیک روی می‌دهد که نشانگر عمیق‎‍ترشدن حوضه و به حداقل رسیدن کف‎‍زیانی همچون بازوپایان و غلبۀ فونای پلاژیک همچون آمونوئیدها، کنودونت‎‍ها و ماهی‎‍هاست. این بایوزون با ظهور Dzhulfites nodosus و شروع بایوزون گستره‌ای تعریف‌شده بر مبنای این گونه به پایان می‎‍رسد. ضخامت بایوزون تجمعی Iranites transcaucasius-Phisonites triangulus در برش درۀ ارس 25/4متر و مجموعۀ آمونوئیدی حاضر در این ضخامت شامل Xenodisscus dorashamensis و Pseudogastrioceras relicuum است (شکل 4). ضخامت این بایوزون در برش شمارۀ 1 برابر با 25/7متر و فون آمونوئیدی تنها حاوی Pseudogastrioceras relicuum است. این بایوزون در برش شمارۀ 4 کوه علی‌باشی متشکل از 80/9متر ضخامت است و جامعۀ آمونوئیدی همراه آن شامل Xenodisscus dorashamensis و Pseudogastrioceras relicuum است. ضخامت بایوزون Iranites transcaucasius- Phisonites triangulus در برش زال 7متر است و آمونوئیدهای بسیار کمتری نسبت‌به دیگر برش‌های منطقۀ جلفا دارد. حدفاصل بخش انتهایی بایوزون‌ کنودونتی Clarkina orientalis تا بخش میانی بایوزون کنودونتی Clarkina subcarinata به سن چانگزینگین آغازین که پیش از این توسط Ghaderi (2014) معرفی شده بود، معادل با گسترۀ بایوزون تجمعی آمونوئیدی Iranites transcaucasius - Phisonites triangulus Zone است (جدول 2).

 

Dzhulfites nodosus Range Zone

این بایوزون گستره‌ای که مشتمل بر گسترۀ حضور Dzhulfites nodosus بوده و اولین‌‎‍بار Ruzhencev and Shevyrev 1965 آن را تعریف کرده است، با ظهور جنس Dzhulfites و نیز جنس تازه معرفی ‌شدۀ Araxoceltites آغاز می‌شود (Korn et al. 2019) و تقریباً در میانه‎‍های عضو زال قرار می‌گیرد. مرز بالایی این بایوزون با ظهور گونۀ شاخص Shevyrevites shevyrevi بسته می‌شود که خود معرف بایوزون گستره‌ای جدیدتری است. در این بایوزون نیز همانند بایوزون قبلی، فونای کف‎‍زی در کمترین میزان و در مقابل فونای پلاژیک غالب است. بهترین ثبت این بایوزون در شمال‎‍ باختر ایران به برش درۀ ارس مربوط است؛ به‌طوری که در این برش Araxoceltites sanestapanus، Dzhulfites nodosus و Dzhulfites spinosus در کنار یکدیگر در 50/9- متری زیر افق انقراض یافت شده‎‍اند. ضخامت این بایوزون در برش درۀ ارس 75/2متر است، ضمن اینکه آمونوئیدهای Araxoceltites laterocostatus و Araxoceltites cristatus هم در این بایوزون حضور دارند. ضخامت بایوزون Dzhulfites nodosus در برش علی‌باشی1 برابر با 5/2متر و در برش علی‌باشی4 برابر با 2متر است. فونای آمونوئیدی این بایوزون در برش علی‌باشی1 شامل Pseudogastrioceras relicuum و Araxoceltites sanestepanus و در برش علی‌باشی4 شامل Pseudogastrioceras relicuum و Araxoceltites cristatus است. ضخامت این بایوزون در برش زال 20/3متر و فون آمونوئیدی همراه در آن شامل Araxoceltites sanestapanus، Araxoceltites cristatus و Pseudogastrioceras relicuum است. این بایوزون آمونوئیدی معادل با نیمۀ بالایی بایوزون کنودونتی Clarkina subcarinata تا بخش میانی بایوزون کنودونتی Clarkina changxingensis به سن چانگزینگین میانی است که پیش از این Ghaderi (2014) آن را معرفی کرده بود (جدول 2).

 

Shevyrevites shevyrevi Interval Zone

این بایوزون را اولین‌بار Ruzhencev and Shevyrev (1965) با عنوان بایوزون Bernhardites تعریف کرده است؛ سپس طی بازبینی صورت‌گرفته توسط Teichert and Kummel در نوشتۀ Teichert et al. (1973) بر این لایه‌ها در منطقۀ جلفا، بایوزون مذکور به‌صورت Shevyrevites shevyrevi تصحیح شد. این بایوزون گستره‌ای مربوط به رأس عضو زال، بلافاصله در زیر سنگ آهک‌های دارای Paratirolites است. این بایوزون با ظهور Shevyrevites shevyrevi و بلافاصله بعد از بایوزون قبلی آغاز می‌شود و محدودۀ چینه‌ای بسیار محدودی دارد؛ به‌طوری ‎‍که تنها محدودۀ باریکی را در رأس عضو زال در بر می‎‍گیرد (Gliwa et al. 2020). با این حال در همۀ برش‌های شناخته‌شده از منطقۀ جلفای ایران و قفقاز جنوبی و حتی مناطق شمال آباده معرفی شده است (Kotlyar et al. 1983). یکی از گونه‌های متداول این بایوزون Arexoceltites cristatus است که در کنار Shevyrevites و گونه‌های نادر متعلق به Dzhulfites یافت می‎‍شود. بایوزون Shevyrevites shevyrevi در برش درۀ ارس متشکل از 30/2متر ضخامت، در بالاترین بخش عضو زال است. آمونوئیدهای شناسایی‌شده در این بایوزون از برش درۀ ارس شامل sanestepanus Araxoceltites، Araxoceltites cristatus، Araxoceltites laterocostatus، Pseudogastrioceras relicuum، Dzhulfites nodosus، Dzhulfites spinosus و Shevyrevites nodosus است، ضمن اینکه کنودونت‎‍ها و استراکودها نیز در میکروفونای این بایوزون فراوان‌اند. این بایوزون در برش علی‌باشی1 برابر با 2/2متر و در برش علی‌باشی4 تنها 30/1متر ضخامت دارد. فون آمونوئیدی این بایوزون در برش علی‌باشی1 شامل Araxoceltites sanestepanus و Pseudogastrioceras relicuum و در برش علی‌باشی4 شامل Dzhulfites nodosus، Araxoceltites cristatus و Pseudogastrioceras relicuum است. ضخامت بایوزون مذکور در برش زال 2/2 متر و مجموعۀ آمونوئیدی همراه آن در این برش شامل Araxoceltites sanestepanus، Araxoceltites laterocostatus، Dzhulfites spinosus، Dzhulfites nodosus و Pseudogastrioceras relicuum است. بایوزون Shevyrevites shevyrevi معادل بخش بالایی بایوزون کنودونتی Clarkina changxingensis به سن چانگزینگین میانی است که پیش از این Ghaderi (2014) آن را معرفی کرده بود (جدول 2).

 

 

جدول 2- بایوزون‌های معرفی‌شده در این پژوهش و ضخامت هریک از آنها در برش‌های چینه‌شناسی مطالعه‌شده

Table 2- Introduced biozones in this paper and the thickness of each biozone in the studied stratigraphic sections

نام و ضخامت هر برش (متر)

بایوزون‎‍های شناسایی‌شدۀ آمونوئیدی از قدیم به جدید

بایوزون‌های کنودونتی هم‌ارز

سن

زال

علی‌باشی 4

علی‌باشی 1

درۀ ارس

20/2

30/1

20/2

30/2

5- Shevyrevites shevyrevi Range Zone

upper Clarkina changxingensis Zone

Changhsingian

20/3

2

60/2

75/2

4- Dzhulfites nodosus Range Zone

middle Clarkina subcarinata Zone to middle Clarkina changxingensis Zone

7

80/9

25/7

25/4

3- Iranites transcaucasius- Phisonites triangulus assemblage zone

Clarkina orintalis – Clarkina subcarinata Interval Zone to middle Clarkina subcarinata Zone

38/12

88/12

25/7

12

2- Vedioceras ventrosulcatum Range Zone

Clarkina trancaucasica Zone to Clarkina orientalis Zone

Wuchiapingian

63/20

25/12

---

30/3

1- Araxoceras Latissimum Range zone

Clarkina leveni Zone

 

 

تحولات فونای آمونوئیدی در لوپینگین

سری لوپینگین با دو انقراض زیستی بزرگ انتهای کاپیتانین و پایان چانگزینگین احاطه شده است (Wignall and Hallam 1992; Isozaki et al. 2007; Wignall et al. 2009). انقراض انبوه پیش از لوپینگین (انتهای گوادالوپین) تحت تأثیر فوران عظیم بازالتی در ناحیۀ Emishan چین دانسته شده است. بنابر نوشتۀ Sepkoski and Koch (1996)، انقراض انتهای گوادالوپین موجب مرگ 47درصد جنس‌های دریایی شده و از نوع انقراض‌های با درجه سمیّت 3 بوده است (Shen and Shi 1996; Wang and Sugiyama 2000; Lai et al. 2008; Kani et al. 2018; Rampino and Shen 2021). از طرفی میزان بسیار پایین اکسیژن در این اقیانوس‎‍های گرم، به تشکیل ستون‎‍های کم‎‍اکسیژنی منجر شده و از این طریق شرایط محیطی نامناسبی را به‌ویژه در مناطق کم‌عمق به ‎‍وجود آورده است؛ به‌طوری ‎‍که ریف‎‍های کربناتۀ آب‎‍های کم‎‍عمق و گرم نواحی استوایی بیشترین سطح تأثیرپذیری را داشته‌اند.

زیست‌مندانی همچون اسفنج‎‍ها، مرجان‎‍ها، دوکفه‎‍ای‎‍های بزرگ، فوزولینیدهای درشت و حتی سفالوپودها بیش از بقیۀ موجودات تحت تأثیر این انقراض قرار گرفته‎‍اند (Clapham and Payne 2011; Kiessling and Simpson 2011; Bond et al. 2015)؛ زیرا این موجودات به ‎‌شدت تحت تأثیر شیمی دریاها و به‌ویژه میزان اسیدیته و اکسیژن آب‌اند (Mcghee et al. 2013; Zhang et al. 2015; Rampino and Shen 2021). بنابراین انقراض انتهای گوادالوپین، گونه‎‍های کم‎‍‌عمق و گرم نکتوبنتیک استوایی همچون مناطق قفقاز و شمال ‎‍باختر ایران را بسیار بیشتر از عرض‎‍های جغرافیایی میانی متأثر کرده است (Kani et al. 2018).

 

 

 

شکل 3- تصاویر منتخبی از آمونوئیدهای شناسایی‌شدۀ بایوزون‌ساز در این پژوهش

Fig 3- Selected images of some zonal maker aminoides, identified in this study

A- Araxoceras latissimum Ruzhencev 1959, #J2018-007, ventral view, Aras Valley section (Scale bar 10 mm); B- Araxoceras insolens Korn and Ghaderi 2019, #MB.C.29133, ventral-lateral view, Aras Valley section (Scale bar 5 mm); C- Vedioceras fusiforme Korn and Ghaderi 2019, lateral view, #A28, Aras Valley section (Scale bar 5 mm); D- Araxoceras latum Ruzhencev 1959, #J2018-008, D1: ventral view; D2: lateral view (Scale bar 10 mm); E- Phisonites triangulus Shevyrev 1965, #MB.C.22704, lateral view, Aras Valley section (Scale bar 5 mm); F- Iranites transcaucasius (Shevyrev 1965), F1: #MB.C.29148, lateral view, Aras Valley section, F2: #MB.C.29149, lateral view, Ali-Bashi 4 section, F3: #MB.C.29149, ventral view, Ali-Bashi 4 section, F4: #MB.C.29147, lateral view, Ali-Bashi 4 section, (Scale bar 5 mm); G- Dzhulfites nodosus Shevyrev 1965, G1: #MB.C.29181, ventral view, Ali-Bashi 4 section, G2: #MB.C.29181, lateral view, Ali-Bashi 4 section, G3: #MB.C.29183, lateral view, Aras Valley section (Scale bar 5 mm); H- Shevyrevites shevyrevi Teichert and Kummel in Teichert et al. 1973, #MB.C.29153, lateral view, Aras Valley section (Scale bar 5 mm).

 

 

 

NW

SE

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 4- ستون چینهنگاری برش‌های چهارگانۀ مطالعه‌شده و موقعیت و تطابق بایوزون‌های آمونوئیدی شناساییشده.

Fig 4- Stratigraphic log of the four studied sections and the position and correlation of the identified ammonoid zones.

 

این انقراض در مجموعۀ آمونوئیدی لوپینگین نیز تأثیر بسزایی داشته و به جایگزینی مجموعۀ آمونوئیدهای مزوزوییکی (با غلبۀ سراتیتیدها) به‌جای انواع پالئوزوییکی (گنیاتیتیدا) منجر شده است (Leonova 2011). در تمام برش‌های بررسی‌شده در منطقۀ جلفا، مجموعۀ آمونوئیدهای لوپینگین به ‎‍جز Pseudogastrioceras و جنس تازه یافت شدۀ Timorites، که از گنیاتیتیداست، از انواع سراتیتیداند. دلیل اصلی این تغییر و تحول، نامساعدشدن محیط ناشی از گرم‌شدگی و اسیدی‌شدن آب‎‍های سطحی دریاها و همچنین ایالتی‌شدن و کاهش سکونتگاه‎‍های دریایی ناشی از پس‌روی‎‍ها و کم‎‍اکسیژنی گسترده در حوالی مرز گوادالوپین - لوپینگین است که موجب تغییر و کاهش تنوع آمونوئیدها در مقیاس جهانی در این بازۀ زمانی شده است (Clapham 2015; Rampino and Shen 2021). با وجود این، سراتیتیدا کمتر تحت تأثیر این رخداد قرار گرفته‎‍اند و به‎‍ همین دلیل بیش از 90% تنوع گونه‎‍ای آمونوئیدی لوپینگین را تشکیل می‎‍دهند (Zhao et al. 1978; Leonova 2002; Villier and Korn 2004).

علت برتری و مقاومت بیشتر سراتیتیدا نسبت‌به گنیاتیتیدا در مقابل رویداد انقراضی انتهای گوادالوپین را باید در ساختمان بدنی ویژۀ آنها جست‌وجو کرد. سراتیتیدا اولین‌‎‌بار در مرز سیشورالین - گوادالوپین ظاهر شده‌ است؛ اما حداکثر تنوع آنها به تریاس مربوط است. سراتیتیدها آمونوئیدهای با دورهای پیچشی نسبتاً باریک، نرخ گسترش کم دور پیچشی و فشردگی جانبی زیادند که به‎‍دلیل داشتن این ویژگی‎‍های ریختاری، توانایی زندگی به شکل نکتوبنتیک، بنتوپلاژیک و پلانکتونیک را داشته و قادر بوده‌اند در اعماق مختلف ستون‎‍ آب زندگی کنند (Leonova 2005). شکل‌های نکتوبنتیک آنها برای اولین‎‍‌بار در کاپیتانین و فرم‌های بنتوپلاژیک آنها اولین‌‎‍بار در ووچیاپینگین ظاهر شده است (Barskov et al. 2008; Leonova 2011). سراتیتیدای لوپینگین در قالب دو خانواده به نام‎‍های Araxoceratidae در ووچیاپینگین و Xenodiscidae در چانگزینگین ظاهر شده‌اند. خانوادۀ Araxoceratidae به‌عنوان سراتیتیدای با صدف‎‍های کاملاً دیسکی‌شکل با شکم مسطح، شانه‎‍های نافی برجسته و گسترده با روش زندگی نکتونیک ظاهر شده‌اند و فونای غالب آمونوئیدهای ووچیاپینگین ازجمله فرم‌های شناسایی‌شده در برش‌های موجود در منطقۀ جلفا را تشکیل داده‌اند. تغییرات تاکسونومیکی از فونای نکتوبنتیک به فونای پلاژیک در مجموعۀ آمونوئیدی این بازۀ زمانی، بازتاب‌دهندۀ تغییرات بوم‌شناختی همچون تغییرات دیرینۀ‎‍ جغرافیایی و آب و هوایی دیرینه است (Leonova 2005, 2009). درواقع به‎‍دلیل کم‎‍اکسیژنی و گرمایش آب‎‍ها، مخصوصاً آب‎‍های نواحی گرم و کم‎‍عمق استوایی مانند منطقۀ مطالعه‌شده در شمال باختر ایران، شرایط برای موجوداتی ازجمله آمونوئیدهای گنیاتیتی و به‎‍طور کلی آمونوئیدهای پالئوزوییکی با فشردگی جانبی کم، بسیار سخت شده است و درنتیجه این گروه‎‍ عمدتاً نکتوبنتیکی، بیشترین آسیب را دیده و از بین رفته‎‍اند؛ در حالی که آمونوئیدهای با فشردگی جانبی زیاد همانند سراتیتیدها و استثنائاً جنس‌های Pseudogastrioceras و Timorites از گنیاتیتیدا، به‎‍دلیل داشتن توانایی زندگی در اعماق ستون آب، به نواحی عمیق‎‍تر مهاجرت کرده و زنده مانده‌اند (Zhao et al. 1978; Leonova 2002). همچنین افزایش پیچیدگی در خط درز نیز به‎‍‌عنوان فرآیندی در انتقال مایع هیدروستاتیک عمل کرده و به سازگاری بیشتر جانور در شرایط محیطی منجر شده است (Barskov 1999). بنابراین می‎‍توان چنین استنباط کرد که آمونوئیدهای با فشردگی جانبی زیاد و خط درز پیچیده‌تر همانند سراتیتیدها و برخی از گنیاتیتیدها (شکل‌های با فشردگی جانبی زیاد مانند Pseudogastrioceras) برای ادامۀ حیات خود در محیط‎‍های سمّی و کم‎‍اکسیژن و نیز پس‌روی‎‍های دریایی، وابسته به نوسانات محیطی و جریانات آبی نبوده و توانسته‌اند برای زندگی در این شرایط سازگار شوند.

تمامی آمونوییدهای لوپینگین یافت‌شده در منطقۀ جلفا، به جز جنس‌های Pseudogastrioceras و Timorites که از گنیاتیتیدهااند، از انواع سراتیتیدی‌اند. با این توضیح و با توجه به نمودار پراکندگی جنس‌های آمونوئیدی در برش‌های مطالعه‌شده در این پژوهش که در شکل ۵ ارائه شده است، بحران ابتدای لوپینگین به‌‎‍صورت انتخابی و براساس ریخت‌شناسی متفاوت ناشی از تغییرات تدریجی محیطی – فرگشتی عمل کرده و به از بین رفتن جنس‎‍ها و گونه‎‍های پالئوزوییکی ناسازگار با این تغییرات منجر شده است (Jablonski 1986; Erwin et al. 2002). در مجموعۀ آمونوئیدی منطقۀ جلفا، تاکسای نکتوبنتیک و بنتوپلاژیک با فشردگی جانبی کمتر، به دلایل ذکرشدۀ فوق، آسیب بیشتری از انقراض انتهای گوادالوپین دیده‌اند و در حداقل میزان‌اند و در مقابل شکل‌های با فشردگی جانبی زیاد همانند سراتیتیدا و جنس‌های ویژه Pseudogastrioceras و Timorites، بیشترین حفظ‎‍شدگی را دارند (شکل 5). درواقع این تاکسا توانسته‌اند در آب‎‍های کم‎‍اکسیژن و گرم اقیانوس‎‍ها زندگی کنند و با حفظ این روند، حتی از انقراض بزرگ انتهای پرمین نیز جان سالم به در برند و به تریاس راه یابند.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- فراوانی تاکسای آمونوئیدی دو اشکوب ووچیاپینگین و چانگزینگین برحسب مجموع تعداد رخداد آنها در برش‌های مطالعه‌شده.

Fig 5- Aboundance of Wuchiapingin and Changxingin ammonoid taxa according to the total number of their occurrence in the studied sections

 

Araxoceratidae: Araxoceras, Vescotoceras, Pseudotoceras, Vedioceras, Dzhulfoceras; Xenodiscidae: Shevyrevites, Phisonites, Iranites, Xenodiscus, Dzhulfites, Araxoceltites; Paragastrioceratidae: Pseudogastrioceras; Cyclolobidea: Timorites

 

 

نتیجه‌

مطالعۀ لایه‌های جلفا و عضو زال از سازند علی‌باشی، از دیدگاه زیست چینه‌نگاری آمونوئیدی مؤید سن ووچیاپینگین - چانگزینگین پیشین از سری لوپینگین است. حضور فون غالب کف‌زی نظیر بازوپایان، مرجان‌ها و کرینوئیدها در لایه‌های جلفای بالایی و فون غالب پلاژیک نظیر آمونوئیدها، ماهی‌ها و کنودونت‌ها در لایه‌های جلفای بالایی و سازند علی‌باشی حاکی از افزایش عمق حوضۀ رسوبی در طول زمان لوپینگین است. براساس 14جنس و 22گونۀ آمونوئیدی به‌دست‌آمده از این طبقات در چهار برش چینه‌شناسی درۀ ارس، علی‌باشی 1، علی‌باشی 4 و زال، پنج بایوزون مختلف شامل بایوزون Araxocers latissimum در لایه‎‍های جلفای پایینی و بایوزون Vedioceras ventrosulcatum در لایه‎‍های جلفای بالایی به سن ووچیاپینگین و نیز بایوزون‎‍های Iranites transcaucasius- Phisonites triangulus، Dzhulfites nodosus و Shevyrevites shevyrevi در عضو زال به سن چانگزینگین شناسایی شدند که همخوانی خوبی با سن‌های ارائه‌شده بر مبنای کنودونت‌ها نشان می‌دهند. غلبۀ سراتیتیدها در مجموعۀ آمونوئیدی مطالعه‌شده در منطقۀ جلفا، نشان‌دهندۀ اثر محیط زندگی بر مسئلۀ انقراض انتهای گوادالوپین است؛ به‌طوری که تاکسای نکتوبنتیک و بنتوپلاژیک با فشردگی جانبی کمتر، که در مناطق کم‌عمق‌تر استوایی می‌زیسته‌اند، آسیب بیشتری دیده‌‌اند و در مقابل شکل‌های با فشردگی جانبی زیاد بیشترین حفظ‎‍شدگی را دارند. این امر که مؤید اثر انتخابی انقراض بر فونای یاد شده است، نشان می‌دهد با نامساعدشدن محیط سراتیتیدها، به‌دلیل برخورداری از توان زندگی در اعماق ستون آب، به نواحی عمیق‎‍تر مهاجرت کرده و زنده مانده‌اند و حتی توانسته‌اند از انقراض بزرگ انتهای پرمین نیز جان سالم به در برند.

سپاس‌گزاری

این مقاله مستخرج از طرح پژوهشی شمارۀ 3/45510 دانشگاه فردوسی مشهد است. نگارندگان به این وسیله از زحمات ارزشمند معاونت محترم پژوهشی دانشگاه فردوسی مشهد برای حمایت‌های همه‌جانبه از این پژوهش و نیز همکاری ارزندۀ موزۀ تاریخ طبیعی برلین آلمان سپاس‌گزاری می‌کنند. همچنین از داوران بزرگواری که با نظرهای ارزشمند خود بر غنای محتوای این مقاله افزودند صمیمانه قدردانی می‌کنند.

 

[1] Hypostratotype

[2]- Goniatitida

[3]- Ceratitida

[4]- Otoceratoidea

[5]- Araxoceratidae

[6]- Xenodiscoidea

Abich H. 1878. Geologische Forschungen in den kaukasischen Ländern: Theil I. Eine Bergkalkfauna aus der Araxesenge bei Djoulfa in Armenien. Holder, Wien. 126.
Arakelyan R.A. Grunt T.A. and Shevyrev A.A. 1965. Kratkiy stratigraficheskiy ocherk. Trudy Paleontologicheskogo Instituta Akademiya Nauk SSSR, 108: 20–25.
Bando Y. 1979. Upper Permian and Lower Triassic ammonoids from Abadeh, Central Iran. Memoirs of the Faculty of Education, Kagawa University, 29: 103-128.
Barskov I.S. 1999. Why Ammonoids Have Complex Patterns of Septa and Sutures?. In: Iskopaemye tsefalopody: noveishie dostizheniya v ikh izuchenii (Fossil Cephalopods: Recent Advances in Research). Paleontologicheskogo Instituta Akademiya Nauk SSSR, 53–61.
Clapham M.E. and Payne J.L. 2011. Acidification, anoxia, and extinction: A multiple logistic regression analysis of selectivity during the Middle and Late Permian. Geology, 39: 1059–1062.
Frech F. and Arthaber G.V. 1900. Ueber das Palaozoicum in Hocharmenien und Persien, mit einem Anhang uber die Kreide von Sirab in Persien. Beitraege zur Palaeontologie Oesterreich-Ungarns, 12: 161-308.
Ghaderi A. 2014. Stratigraphy and paleoecology of the Upper Permian to Permian – Triassic boundary in the northwest of Iran based on biostratigraphic data of conodonts and brachiopods. Ph.D thesis, Ferdowsi University of Mashhad, Iran, 488p. (In Farsi).
Henderson C.M. Shen S.Z. Gradstein F.M. and Agterberg F.P. 2020. The Permian Period. In: Gradstein F.M. Ogg J. Schmitz M.D. and Ogg G. (Eds.), 2020, Geologic Time Scale 2020. Elsevier, 1357.
Jablonski D. 1986. Causes and consequences of mass extinctions: A comparative approach. In: Elliot D.K. (Ed.), Dynamics of Extinction. Wiley, New York, 183–229.
Korte C. and Kozur H.W. 2005. Carbon isotope stratigraphy across the Permian/Triassic boundary at Jolfa (NW-Iran), Peitlerkofel (Sasde Putia, Sass de Putia), Pufels (Bula, Bulla), Tesero (all three Southern Alps, Italy) and Gerennavar (Bukk Mts., Hungary). Journal of Alpine Geolgy, 47: 119–135.
Korte C. Kozur H.W. and Partoazar H. 2004. Negative carbon isotope excursion at the Permian/Triassic boundary section at Zal, NW Iran. Hallesches Jahrbuch für Geowissenschaften, Reihe B, Beiheft, 18: 69-71.
Kotlyar G.V. Kozur H. and Zakharov Y.D. 1983. The transcaucasian sections Dorasham 2 (Azerbaidzhan) and Sovetashen (Armenia), two candidates for P/T boundary reference sections. Albertiana, 12: 36-38.
Kozur H.W. 2004. Pelagic uppermost Permian and the Permian–Triassic boundary conodonts of Iran. Part 1: taxonomy. Hallesches Jahrbuch Fur Geowissenschaften, Reihe B: Geologie Palaontologie Mineralogie, 18: 39–68.
Kozur H.W. 2005. Pelagic uppermost Permian and the Permian-Triassic boundary conodonts of Iran, Part II: Investigated sections and evaluation of the conodont faunas. Hallesches Jahrbuch Fur Geowissenschaften, Reihe B: Geologie, Palaontologie, Mineralogie, 19: 49–86.
Krüger F.J. 1994. Präparieren mit Rewoquat: eine Methode für Kalkmergel Fossilien. Arbeitskreis Paläontologie, Hannover, 22: 45-47.
Lierl H.J. 1992. Tenside - ihre Verwendung für die Präparation geologisch-paläontologischer Objekte. Der Präparator, 38: 11-17.
Rampino M.R. Caldeira K. and Prokoph A. 2019. What causes mass extinctions? Large asteroid/comet impacts, flood-basalt volcanism, and ocean anoxia-Correlations and cycles. Geological Society of America Special Paper, 542: 1-32.
Richoz S. 2006. Stratigraphie et variations isotopiques du carbone dans le Permien supérieur et le Trias inférieur de la Néotéthys (Turquie, Oman et Iran). Memoirs de Géologie, Lausanne, 46: 1-251.
Rieben H. 1934. Contribution à la géologie de l’Azerbeidjan person. Bulletin de la Société neuchâteloise des sciences naturelles, 59: 19-144.
Rostovtsev K.O. and Azaryan N.R. 1973. The Permian-Triassic Boundary in Transcaucasia. In: Logan B. and Hills L.V. (Eds.), The Permian and Triassic systems and their mutual boundary. Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir, 2: 89–99.
Ruzhencev V.E. and Shevyrev A.A. 1965. Ammonoidei. In: Ruzhencev V.E. and Sarytcheva T.G. (Eds.), Razvitie i smena morskikh organizmov na Rubezhe Paleozoya i Mezozoya. Trudy Paleontologicheskogo Instituta Akademiya Nauk SSSR, 108: 47-57.
Ruzhencev V.E. 1952. Biostratigrafiya Sakmarskogo Yarusa v Aktyubinskoy Oblasti Kazakhskoy SSR. Trudy Paleontologicheskogo Instituta Akademiya Nauk SSSR, 52: 1-87.
Ruzhencev V.E. Sarytcheva T.G. and Shevyrev A.A. 1965. Biostratigraficheskie vyvody. In: Ruzhencev V.E. and Sarytcheva T.G. (Eds.), Razvitie i smena morskikh organizmov na Rubezhe Paleozoya i Mezozoya. Trudy Paleontologicheskogo Instituta Akademiya Nauk SSSR, 108: 93-116.
Schobben M. Ullmann C.V. Leda L. Korn D. Struck U. Reimold W.U. Ghaderi A. Algeo T.J. and Korte Ch. 2016. Discerning primary versus diagenetic signals in carbonate carbon and oxygen isotope records: An example from the Permian–Triassic boundary of Iran. Chemical Geology, 422: 94–107.
Stepanov D.L. Golshani F. and Stocklin J. 1969. Upper Permian and Permian-Triassic boundary in North Iran. Geological Survey of Iran, Report 12: 1–72.
Stoyanow A.A. 1910. On the character of the boundary of Palaeozoic and Mesozoic near Djulfa. Zapiski Imperatorskago St.-Peterburgskago Mineralogiceskago Obscestva Serie 2, 47: 61-136.
Teichert C. Kummel B. and Sweet W.C. 1973. Permian-Triassic strata, Kuh-e-Ali Bashi, northwestern Iran. Bulletin of the Museum of Comparative Zoology, 145: 359–472.
Zakharov Y.D. 1992. The Permo-Triassic boundary in the southern and eastern USSR and its intercontinental correlation. In: Sweet W.C. Yang Z. Dickins J.M. and Yin H. (Eds.), Permo-Triassic events in the eastern Tethys: Stratigraphy, classification and relations with the western Tethys. World and Regional Geology, Cambridge University Press, 2: 46-55.
Zhao J.K. Liang X. and Zheng Zh. 1978. Late Permian cephalopods from South China. Palaeontologia Sinica, 154: 1-163.