Identifying organic-rich layers and reconstructing trophic levels in the Dalichai Formation in north Damghan

Document Type : Research Paper

Author

Assistant Professor, School of Earth Sciences, Damghan University, Damghan, Iran

Abstract

Abstract
 The Dalichai Formation in the Ahvanu section, north of Damghan city, with a thickness of 78 meters, comprises alternations of bluish-gray marls and limestones. Microfacies and palynofacies studies, along with fossil evidence, including foraminifera diversity and abundance, the ratio of epifaunal to infaunal benthic foraminifera, and the ratio of surface to deep infaunal, were utilized to identify organic-rich layers and reconstruct trophic levels. These factors confirm a mesotrophic environment with average oxygen and nutrient levels for the Dalichai Formation (Bajocian to Lower Callovian) in the studied section. The primary reasons for low organic matter in the Dalichai Formation are attributed to low production and poor preservation of organic matter. However, dark-colored deposits with high organic matter at the Bajocian–Bathonian boundary and the lower and upper Callovian boundaries suggest increased production rates in anaerobic and eutrophic conditions. Macrofossil fragments (ammonites and echinoids) within limestone deposits at the uppermost part of the Dalichai Formation, exhibiting low organic matter, and the presence of Zeophycus trace fossils, suggest an oligotrophic environment with dysoxic conditions in the Upper Callovian.
Keywords: Trophic level, Organic facies, Dalichai Formation, Foraminifera, Palynomorphs
 
 
Introduction
The stratigraphic section of Ahvano, studied near the village in the north of Damghan, has coordinates E 54° 10΄ 42˝ longitude and N 36° 12΄44˝ latitude. The Dalichai Formation, 78 meters thick, exhibits shale-marl lithology with limestone interlayers, characteristic of the structural range of eastern Alborz. The lower boundary adjoins the Shemshak Formation with a parallel discontinuity, while the upper boundary is overlaid by the limestones of the Lar Formation. The presence of facies rich in organic matter depends not only on suitable conditions for their production but also on two other fundamental factors: the rate of sedimentation and the presence of oxygen-poor waters to protect them (Bombardiere and Gorin 2000). To investigate and determine the trophic level and its role in the formation of the organic facies of the Delichai Formation in the studied section, various tools, including palynomorphs, foraminifers, and microfacies studies, were employed.
 
Material & Methods
For palynological studies, 18 samples were taken at intervals of one to five meters. The samples were prepared using the standard Travers method (Travers 2007). Each sample (50 grams) underwent treatment with hydrochloric acid and 30% hydrofluoric acid, followed by neutralization with a heavy solution of hydrogen chloride (ZnCl2). The treatment has been done at the biostratigraphy laboratory of the Damghan University. Thin sections were prepared and employed for the foraminifera study. Statistical analyses involved selecting 20 fields for each sample, and graphs were created using Excel.
 
Discussion of Results & Conclusions
Microfacies studies, palynological analyses, and fossil evidence, encompassing foraminifera diversity and abundance, the ratio of epifaunal to infaunal forms, and the ratio of surface infaunal to deep infaunal forms, were employed to reconstruct trophic levels during the Dalichai Formation deposition in the Ahvanu section in eastern Alborz. The presence of Nannoceratopsis spp. from dinoflagellate proximate forms, low percentages of amorphous organic materials (AOM), and benthic foraminifer presence, especially epifaunal species like Ophthalmidium sp., Triloculina sp., Quinquluculina sp., and Glomospira sp., with terrestrial debris influx, indicates a gradual rise in sea level in the late Bajocian deposits, creating a mesotrophic environment. However, at the Bajocian–Bathonian boundary, a significant decrease in the diversity and abundance of epifaunal benthic foraminifers is observed, with an increase in forms such as Nodosaria sp., Textularia sp., and Lenticulina sp. Palynological studies support these conditions, revealing the appearance and abundance of planktonic foraminifers Globigerina spp. and radiolarians, indicating a eutrophic environment (Baumgartner 2013).
From sample number 10 to sample number 13 in microfacies A2 (peloid foraminifera wackestone) and microfacies A3 (bioclast Wackestone), there is an increase in the ratio of epifaunal benthic forms to infaunal, with the presence of radiolarian and sponge spicules, indicative of a mesotrophic environment. However, from sample number 13 to 15, a gradual decrease in the ratio of epifaunal benthic forms to infaunal is observed, with an increase in the abundance of deep infaunal forms such as Nodosaria sp. and Dentalina sp., leading to a decline in benthic foraminiferal diversity. In palynological slides, better preservation of marine palynomorphs is noted. These conditions indicate the persistence of a mesotrophic environment until the lower Callovian. Gradually, in the limestone deposits at the uppermost part of the Dalichai Formation in the section under study, there is an increase in the ratio of epifaunal to infaunal forms, fragments of macrofossils (ammonites, echinoids, and bryozoans) with a micrite matrix. Together with the influence of Zoophycus fossils, these observations signify a shift from a mesotrophic to an oligotrophic environment during the Callovian.
Microfacies studies, palynological analysis, and fossil evidence, including foraminiferal diversity, epifaunal to infaunal ratios, and surface-to-deep infaunal ratios, were utilized to reconstruct the trophic levels during the Dalichai Formation deposition in the Ahano section. These indicators confirm a mesotrophic environment for the Dalichai Formation deposits in the studied area. Towards the end of the Dalichai Formation, there is a gradual rise in the epifaunal to infaunal ratio, and the presence of macrofossils (ammonites, echinoids, and bryozoans) in micrite background, suggesting a shift from mesotrophic to oligotrophic conditions during the Callovian. However, at the Bajocene–Batonian and early–late Callovian boundaries, there's a notable decrease in the diversity and abundance of epifaunal benthic foraminifers. Planktonic foraminifers (Globigerina sp.), along with increased bioturbation, Posidonia, and radiolarian abundance, indicate elevated production and organic matter preservation, suggesting a transition to a eutrophic environment.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

سازند مارنی – آهکی دلیچای از‌لحاظ محتوای فسیلی بسیار غنی است و از آن گروه‌های فسیلی چون آمونیت، اسفنج، بلمنیت، بازوپایان، دوکفه‌ای، شکم پایان، خارداران (خارپوستان) از ماکروفسیل‌ها و فرامینیفر، اسپور، پولن، داینوسیست، رادیولر و ... از میکروفسیل‌ها گزارش شده است ‌(Aghanabati 2004). ته‌نشست رسوبات غنی از مواد آلی، در شرایط خاصی اتفاق می‌افتد. تولید بالا همراه با حفاظت مناسب مواد آلی موجب به وجود آمدن رخساره‌های غنی از مواد آلی می‌شود. محیط‌های رسوب‌گذاری شامل محیط‌های اقیانوسی، بسترهای دریایی و دریاچه‌ها از‌نظر میزان تولید، به سه دسته تقسیم می‌شوند: محیط‌هایی که‌ سطوح پایینی از ذخایر مواد مغذی دارند و به نام الیگوتروفیک[1] شناخته می‌شوند. محیط‌های الیگوتروفیک که‌ نظام‌های سیستم پایدار و در عین حال فقیر از‌لحاظ مواد مغذی اکوسیستم‌هایی را به وجود می‌آورند، عمدتاً‌ ‌‌تنوع بالا و فراوانی کم از موجودات را دارند؛ گروه دوم، با نام یوتروفیک[2] شناخته می‌شود و نظام‌هایی‌اند که حاوی ذخایر غنی مواد مغذی‌اند و از ویژگی‌های بارز آنها به فراوانی بالا و وفور زیستمندان از گونه‌های نسبتاً اندک اشاره می‌شود و گروه ‌سوم محیط‌های مزوترپیک[3] است که شرایطی حد واسط از دو نظام دیگر را دارد ( Jorissen et al. 1995; Holbourn et al. 2001). عمدتاً تغییرات اقلیمی با تعیین رژیم حرارتی در اقیانوس‌ها بر ذخایر مواد مغذی اثر می‌گذارد و در تشکیل لایه‌های غنی از مواد آلی مؤثر است (Holbourn et al. 2001). با توجه به اینکه وجود رخساره‌های غنی از مواد آلی نه‌تنها وابسته به شرایط مناسب برای تولید آنهاست،‌ به دو شرط اساسی دیگر یعنی سرعت رسوب‌گذاری و وجود آب‌های فقیر از اکسیژن برای حفاظت آنها نیز وابسته است (Bombardiere and Gorin 2000) ؛ از این رو به‌منظور بررسی و تعیین سطح تروفیک و نقش آن در تشکیل رخسارۀ آلی سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده، از ابزارهایی مانند پالینومرف‌ها، فرامینیفرها و مطالعات میکروفاسیسی استفاده شد.

 

منطقۀ‌ مطالعه‌شده

برش چینه‌شناسی‌ مطالعه‌شدۀ برش آهوانو در نزدیکی روستای آهوانو در شمال دامغان، با طول جغرافیایی E 54° 10΄ 42˝ و عرض جغرافیایی N 36° 12΄44˝ واقع شده است (شکل۱). سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده،‌ ۷۸ متر ستبرا با لیتولوژی شیلی-مارنی با میان‌لایه‌های آهکی (محدودۀ ساختاری البرز خاوری)‌ مطالعه شده است. مرز زیرین سازند دلیچای با یک ناپیوستگی موازی بر‌ سازند شمشک قرار دارد و در مرز بالایی به‌طور هم‌شیب و با گذر تدریجی با سنگ‌آهک‌های ستبرلایۀ سازند لار پوشیده شده است (شکل 2). نمونه‌های فسیلی جمع‌آوری‌شده از بخش‌های مختلف سازند دلیچای در این برش، شامل آمونیت‌، بلمنیت و اسفنج است.

 

روش‌ها

برای انجام مطالعات پالینولوژیکی بر طبق روش استاندارد تراورس (Travers 2007)، تعداد 18 نمونه به فواصل 1 تا 5 متری نمونه‌برداری و آماده‌سازی شد. برای این منظور، 50 گرم از هر نمونه‌ در داخل بشر پلاستیکی ریخته شد و بعد از اضافه‌کردن اسیدکلریدریک و اسید فلوریدریک 30درصد و مراحل خنثی‌‌کردن به‌وسیلۀ محلول سنگین کلریدروی (ZnCl2)، عمل جداسازی پالینومرف‌ها از مواد سنگین دیگر انجام شد. به‌منظور مطالعۀ فرامینیفرها از مقاطع نازک (Thin section) استفاده شد. برای انجام مطالعات آماری، ٢٠ میدان برای هر نمونه انتخاب‌ و پس از شمارش، نمودارها در اکسل ترسیم شد.

 

شکل 1- راه دسترسی به منطقۀ مطالعه‌شده

Fig 1- location map of the studied section.

 

 

شکل 2- A- مرز بالا و پایین سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده؛ B- ماسه‌سنگ قرمز‌رنگ مرز سازند شمشک و دلیچای 

Fig 2- The upper and lower boundary of the Dalichai Formation in the study section B- Red sandstone at the border of Shamshak and Dalichai Formation

 

 

یافته‌ها و داده‌ها

انواع رخسارۀ آلی در سازند دلیچای، در برش‌ مطالعه‌شده

برای تعیین رخسارۀ آلی سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده، از تمام مواد موجود در اسلایدهای پالینولوژیکی استفاده شد. این مواد آلی در سه گروه مواد آمرف (AOM)، پالینومورف دریایی (MP) و پالینوماسرال (P) قرار‌ می‌گیرند. درنهایت، درصد گروه‎‍های ذکر‌شده محاسبه‌ شد، نتایج حاصل به دیاگرام سه گانۀ تایسون (Tyson 1993) منتقل و بر‌اساس آن، ۳ رخسارۀ آلی در برش سازند دلیچای تفکیک شد که به شرح زیر است (شکل 3).

رخسارۀ آلی I:‌ شامل 90-80درصد از خرده‌های خشکی تشکیل شده است و مطابق با پالینوفاسیس II تایسون است. این فاسیس شرایط Marginal dysoxic-anoxic basin را نشان می‌دهد. نمونۀ شمارۀ 3 تا 9 و نمونۀ 11 تا 13 و 17و 18 در این فاسیس قرار می‌گیرند؛

رخسارۀ آلی II: شامل 77درصد خرده‌های خشکی‌، حدود 8‌درصد از مواد آمرف شفاف و تیره‌رنگ و حدود 15درصد پالینومرف دریایی را شامل می‌شود. این گروه شامل خرده‌های گیاهی شفاف و تیره‌رنگ و مواد آمرف عمدتاً شفاف است و معادل با پالینوفاسیس IVa تایسون است؛

رخسارۀ آلی III: شامل 45 تا 35درصد خرده‌های خشکی‌، حدود 50 تا 60درصد از مواد آمرف تیره و شفاف و حدود 5درصد پالینومورف دریایی را شامل می‌شود. این گروه معادل با پالینوفاسیس VI تایسون و شامل نمونه‎‍های 15 و 16 است. در این نمونه‎‍ها، نسبت مواد آمرف به پالینومورف‎‍های دریایی بیشتر است و نرخ رسوب‎‍گذاری پایین را نشان می‌دهد.

 

 

شکل 3- انواع رخسارۀ آلی سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده بر‌ نمودار سه گانۀ تایسون

Fig 3- Types of organic facies of Dalichai Formation on Tyson's triple diagram

 

 

برای بررسی حفظ‌شدگی مواد آلی از فاکتورهای حفاظت از مواد آلی استفاده شد.

 

فاکتورهای حفاظت از مواد آلی‌

آنچه‌ در اسلایدهای پالینولوژیکی باقی می‌ماند، نتیجۀ‌ حفاظت انتخابی مواد آلی است. پالینوماسرال‌، پالینومرف‌ها و مواد آلی آمرف، هر‌کدام به‌نحوی بازگوکنندۀ میزان حفظ‌شدگی مادۀ آلی در زمان رسوب‌گذاری است (Tyson 1995)؛ از این رو فاکتورهای حفاظت از مواد ارگانیکی براساس نسبت درصد سه گروه اصلی عناصر پالینولوژیکی (پالینومرف دریایی، مواد آمرف، پالینوماسرال‌) سنجیده می‌شوند. در این مطالعه، از سه فاکتور حفاظت از مواد آلی استفاده شد.

نسبت پالینوماسرال شفاف به تیره‌رنگ (TPHY/OPPHY)‌

پالینوماسرال براساس میزان شفافیت، به دو دستۀ تیره‌رنگ و شفاف تقسیم شدند (Van Der Zwan 1990). پالینوماسرال شفاف‌ به گیاهان خشکی وابسته است و حفظ‌شدگی خوب مواد آلی (نرخ رسوب‌گذاری مناسب و شرایط فاقد اکسیژنی) را در یک محیط نزدیک ساحل نشان می‌دهد (Bombardinere and Gorin 2000; Wavern and Visscher 1994). پالینوماسرال‌‌های تیره‌رنگ امکان دارد به‌صورت حمل مجدد از رسوباتی‌ وارد حوضه شوند که از‌نظر حرارتی بالغ‌اند[4]؛ بنابراین برای صحت تفسیر بر این مبنا، لازم است فاکتورهای دیگر مواد آلی بررسی شود (شکل 7).

 

نسبت مواد آمرف شفاف به تیره‌رنگ (TAOM/OPAOM)‌

مواد آمرف (AOM) بدون ساختمان را شامل می‌شود که به دو صورت تیره و شفاف مشاهده می‌شود، معمولاً مواد آمرف شفاف (TAOM) در یک محیط احیایی از تجزیۀ پالینومرف‌های دریایی به‌وسیلۀ باکتری‌های بی‌هوازی حاصل می‌شود. مواد آمرف تیره (OPAOM)، منشأ خشکی یا دریایی دارد و معمولاً از تجزیۀ مواد خشکی (پالینوماسرال‌) به‌وسیلۀ باکتری‌های هوازی تشکیل می‌شود (Tyson 1993, 1995) (شکل 7).

 

نسبت مواد آمرف شفاف و تیره‌رنگ به پالینومرف دریایی (TAOM/MP , OPAOM/MP) ‌

این فاکتور، یک فاکتور تکمیل‌کننده برای بررسی سرعت رسوب‌گذاری و میزان اکسیژن محسوب می‌شود و بهترین درجۀ حفاظت از پالینومرف‌های دریایی در شرایط فاقد اکسیژن و نرخ رسوب‌گذاری بالاست. چنانچه سرعت رسوب‌گذاری پایین باشد، باعث حفاظت‌نشدن از پالینومرف‌ها‌ و‌ به مواد آمرف شفاف (TAOM) یا تیره‌رنگ (OPAOM)  تبدیل می‌شود‌ (Van Der Zwan 1990). (شکل 7).

بنابراین برای بازسازی سطح تروفیک در سازند دلیچای که‌ لیتولوژی‌های متنوع از شیل و مارن و آهک دارد، ضروری است که در کنار مطالعۀ پالینومرف‌ها، از مطالعات میکروفاسیسی و فرامینیفرها برای مطالعۀ میزان تولید قدیمی[5] استفاده کرد.

 

مطالعات میکروفاسیس ‌

سازند دلیچای از‌نظر میکروفاسیس نیز به‌طور دقیق‌ مطالعه و به روش دانهام نام‌گذاری شد (Dunham 1962). در اینجا نمونه‌های مربوط به برش آهوانو با حرف A نشان داده می‌شود که به شرح زیر است‌:

میکروفاسیس A1 (رخسارۀ مارنی)(Marl facies) و میکروفاسیس A2، رخسارۀ پلوئیدا بنتیک فرامینیفرا وکستون (Peloida benthic foraminifera wackestone) در کمربند رخساره‌ای لاگون قرار دارند که 32درصد سازند را تشکیل می‌دهند. میکروفاسیس A3 (بایوکلست وکستون)  (Bioclast wackestone) در کمربند رخساره‌ای شیب قاره قرار دارد و 12درصد سازند را تشکیل می‌دهد. میکروفاسیس A4 (پلسی پود فیلامنت رادیولر وکستون) (Pelecypod filament Radiolar wackstone) در کمربند رخساره‌ای دریای باز قرار دارد که 37درصد سازند را تشکیل می‌دهد. میکروفاسیس A5 (رادیولر اسپیکول وکستون) (Radiolar spicule wackestone) در کمربند رخساره‌ای دریای عمیق قرار می‌گیرد و 19درصد سازند را تشکیل می‌دهد (شکل4) (5-2و 5-5،4-5 ، 5-6، 5-7، 5-9).

در میکروفاسیس A4 (پلسی پود فیلامنت رادیولر وکستون) (Pelecypod filament radiolar wackestone) و به میزان کمتری در میکروفاسیس A5 (رادیولر اسپیکول وکستون) ‌(Radiolar spicule wackestone)، دوکفه‌ای Bositra یا Posidonia spp. مشاهده می‌شود (شکل5). جنس Posidonia spp. از مهم‌ترین دوکفه‌ای‌های خانوادۀ Pectinacean هستند که از زمان توآرسین تا آکسفوردین حضور داشتند. این جنس یک ارگانیسم فرصت‌طلب و مقاوم است که تولید مثل سریعی داشته و به‌خوبی با شرایط استرس‌زا، به‌ویژه افزایش سطح مواد غذایی سازگار شده است .‌(Wever et al. 1995; Robin et al. 2011) ارتباط نزدیک Posidonia spp. و رادیولاریت‌ها، شاخصی برای شرایط یوتروفیک[6] در برش‌ مطالعه‌شده است (Robin et al. 2011).

 


شکل 4- میزان درصد میکروفاسیس‌های موجود در سازند دلیچای در برش آهوانو

Fig 4- The percentage of microfacies in Dalichai Formation in Ahvano section

 

 

مطالعۀ فرامینیفرها‌

از‌جمله فاکتورهای مؤثر در بازسازی میزان مواد غذایی در گذشته، به شواهد فسیلی مانند تنوع و فراوانی فرامینیفرها، نسبت فرامینیفرهای پلانکتونیک به بنتیک‌، نسبت فرم‌های اپی‎‍فونال به این‎‍فونال اشاره می‌شود.

نسبت فرامینیفرهای پلانکتونیک به بنتیک (P/B): فرامینیفرها براساس نحوۀ زیست به دو دستۀ بزرگ پلانکتون[7] و بنتون[8] تقسیم می‌شوند (Shahin 1992). فرامینیفرهای بنتیک به عوامل محیطی چون عمق، میزان مواد غذایی،‌ اکسیژن و‌ آشفتگی آب و... وابسته‌اند. فرامینیفرهای بنتیک برای ادامۀ حیات به مواد غذایی، نیازمندند و منشأ مواد غذایی عمدتاً از زون فوتیک و محیط نزدیک به ساحل است؛ بنابراین با عمیق‌شدن حوضه و کاهش مواد غذایی، نسبت فرامینیفرهای بنتیک به پلاژیک کاهش می‌یابد(Berger and Diester Haass 1988) . (شکل 7).

 نسبت فرامینیفرهای بنتیک سطح‌زی به درون‌زی: مطالعات انجام‌شده نشان‌دهندۀ این است که فرامینیفرهای بنتیک نسبت‌به تغییرات محیطی، نظیر دما و شوری، حساسیت کمتری نشان می‌دهند، در حالی که میزان مواد غذایی و اکسیژن، اهمیت اکولوژیکی زیادی برای‌ آنها دارند (Lipps 1979). فرامینیفرهای بنتیک بر مبنای شرایط زیستی، به دو گروه فرامینیفرهای بنتیک سطح‎‍زی[9] و فرامینیفرهای بنتیک درون‎‍زی[10] تقسیم می‌شوند. موجودات سطح‎‍زی به‌علت حضور بر‌ رسوبات، وابستگی بیشتری به اکسیژن و مواد غذایی دارند و معمولاً در محیط‌هایی با اکسیژن بالا افزایش پیدا می‌کنند‌ (Nigam & Henriques 1992; Van Hinsbergen et al. 2005). از نمونه‌های اپی‎‍فونال موجود در برش‌های‌ مطالعه‌شده، به جنس‌های Ammodiscus sp., Glomospira sp., Glomospirella sp., Spirillina sp., Ophtalmidium sp., Miliolida sp. اشاره می‌شود. در مقابل، گروه درون‌زی نسبت‌به کاهش میزان اکسیژن بسیار مقاوم است و در محیط‌های عمیق و کم‌اکسیژن در نزدیکی سطح رسوب و در شرایط اکسیژنی در درون رسوب قرار دارد (Nigam & Henriques 1992; Van Hinsbergen et al. 2005). از نمونه‌های این فونال موجود در برش‌های‌ مطالعه‌شده، به جنس‌های Textularia sp., Lenticulina sp., Nodosaria sp., Dentalina sp., Valvulina sp. اشاره می‌شود (شکل 7).

مطالعات زیادی بر‌ اشکال فرامینیفرهای بنتیک و تأثیر میزان اکسیژن و مواد غذایی بر‌ آنها انجام شده است (Bernhard 1986; Corliss & Chen 1988; Corliss 1991; Nagy 1992; Tyszka 1994; Reolid et al. 2008b). سبک زندگی فرامینیفرها (اپی‎‍فونال‌، این‎‍فونال سطحی و این‎‍فونال عمیق)، استراتژی تغذیه‌ای (مانند‌ گیاهخوار، همه‌چیز‌خوار و رسوب‌خوار)‌ (Nagy 1992; Tyszka 1994) و مطالعات مدرن بررسی شد (Corliss 1985, 1991; Jones & Charnock 1985; Bernhard 1986; Corliss & Chen 1988; Reolid et al. 2008a). براساس شکل5، استراتژی تغذیه و موقعیت زندگی فرامینیفرها، هفت مجموعه فرامینیفری در برش‌ مطالعه‌شده شناسایی شد که از بین این هفت مجموعه، سه مجموعه در ردۀ آگلوتینه و چهار مجموعه در ردۀ آهکی قرار می‌گیرند. گروه‌هایی که در ردۀ آگلوتینه قرار گرفته‌اند، براساس مدل‌هایی‌‌اند که قبلاً (Jones & Charnock 1985; Nagy 1992; Nagy et al. 1995; Jozsa 2017; Tyszka 1994; Kuhnt et al. 1996; Nagy et al. 2009; Reolid et al. 2010,2012; Smolen 2012) پیشنهاد کرده‌اند و گروه‌هایی‌ که در ردۀ آهکی قرار می‌گیرند، طبق مدل‌هایی‌‌اند که (Bernhard 1986; Koutsoukos et al. 1990; Szydlo 2004; Reolid et al. 2008a, 2008b; Reolid et al. 2012; Smolen 2012) آنها را پیشنهاد کرده‌اند (شکل 6).

 

 

 

شکل 5- میکروفاسیس‌های سازند دلیچای در برش آهوانو 1- ماسه‌سنگ قرمز‌رنگ مرز سازند شمشک و دلیچای؛  2 – رخسارۀ مارنی که معادل میکروفاسیس A1 ؛ 3- ظهور اولین گونه bathonina Globigerina در نمونۀ شمارۀ 9 در مرز باژوسین – باتونین؛ 4- بایوتوربیشن مشاهده‌شده در رخسارۀ مارنی نمونۀ شمارۀ 9؛ 5- پلوئیدا بنتیک فرامینیفرا وکستون (Peloida benthic foraminifera wackestone) فرامینیفرهای با پوستۀ پورسلانوز میلیولیده و پلوئید‌های کوچک به‌همراه ذرات آواری کوارتز که معادل میکروفاسیس A2 ؛ 6- بایوکلست وکستون که معادل میکروفاسیس A3؛ 7- پلسی پود فیلامنت رادیولار وکستون که معادل میکروفاسیس A4؛ 8 - پلسی پود فیلامنت رادیولار وکستون که معادل میکروفاسیس A4 ؛ 9- رادیولار اسپیکول وکستون که معادل میکروفاسیس A5 .

Fig 5- The microfacies of Dalichai Formation in Ahvano section 1- Red sandstone at the border of Shamshak and Dalichai formations 2-Marl facies (A1)3- The appearance of the first Globigerina bathonina species in sample number 9 at the Bajocian-Bathonian boundary 4- Bioturbation observed in marl facies in sample number 9 . 5- (Peloida benthic foraminifera wackestone) Miliolids foraminifera with porcellanous shells and small peloids and quartz debris particles (microfacies A2) 6- Bioclast wackestone (A3) 7- Pelecypod filament radiolar wackestone (A4) 8- Pelecypod filament radiolar wackestone (A4). 9- Radiolar spicule wackestone (A5).

 

همچنین جوریسن و همکارانش (Jorrissen et al. 1995)، الگوی پراکنش فرامینیفرهای بنتیک را ارائه دادند. در این الگو محیط به سه بخش الیگوتروفیک، مزوتروفیک و یوتروفیک تقسیم می‌شود که محیط الیگوتروفیک نشان‌دهندۀ شرایط دارای اکسیژن فراوان و مواد آلی کم است که معمولاً گونه‌های اپی‎‍فونال افزایش می‌یابند‌ (Van der Zwaan et al. 1999; Holbourn et al. 2001) شرایط یوتروفیک معمولاً در طول حاشیۀ قاره‌ای و نواحی بالا‌رونده[11] ایجاد می‌شود که در این شرایط میزان مواد غذایی بالا و مقدار اکسیژن پایین  است و گونه‌های این فونال فراوان می‌شوند. محیط مزوتروفیک، مناسب‌ترین بخش از زیستگاه موجودات را تشکیل می‌دهد، میزان اکسیژن و مواد آلی در سطح متوسط دارد و بیشترین تنوع گونه‌ها در این محیط است؛ بنابراین، بررسی تغییرات فراوانی گونه‌های سطح‎‍زی و درون‎‍زی نشان‌دهندۀ تغییرات محیطی است که با توجه به مدل ارائه‌شده به‌وسیلۀ جوریسن و همکارانش (Jorrissen et al. 1995)، تغییرات محیطی ‌ برای برش چینه‌شناسی تعیین می‌شود.

 

تنوع و فراوانی فرامینیفرها

تنوع به مجموعه‌ای از جنس‌ها و گونه‌های مختلف فرامینیفرها گفته می‌شود که در یک محیط و در ارتباط با یکدیگر زندگی می‌کنند، عمدتاً افزایش مواد مغذی به نفع تکثیر گونه‌های فرصت‌طلب است و باعث کاهش تنوع فرامینیفرها می‌شود (Dasmann 1968). همچنین در برش‌ مطالعه‌شده، با توجه به تنوع فرامینیفرهای بنتیک در ضخامت‌های مختلف، از درصد تنوع آنها برای تفسیر میزان اکسیژن و مواد غذایی استفاده می‌شود (شکل 7). همچنین برای فراوانی فرامینیفرهای بنتیک در ضخامت‌های مختلف در برش‌ مطالعه‌شده، از درصد فراوانی آنها در تفسیر محیط گذشته استفاده می‌شود (شکل 7).

 

بحث و تفسیر

در برش آهوانو، مرز بین سازند شمشک و سازند دلیچای با یک ناپیوستگی فرسایشی[12] به‌صورت یک افق هوازدۀ سرخ‌رنگ در ماسه‌سنگ مشاهده می‌شود؛ بعد از آن شیل و مارن تیره‌رنگ قرار می‎‍گیرد که‌ میزان بالای اسپور و خرده‌های خشکی را دارد. فراوانی گونه‌های Nannoceratopsis spp. از فرم‎‍های پروکسیمیت داینوفلاژله و پایین‌بودن درصد مواد آمرف AOM و همچنین حضور فرامینیفرهای بنتیک دارای پوستۀ پورسلانوز، به‌خصوص خانوادۀ میلیولیده با اندازۀ کوچک در مقاطع نازک، مؤید میکروفاسیس مارنی (A1) در برش آهوانو است‌. تنوع و فراوانی نسبتاً خوبی از فرامینیفرهای بنتیک، به‌خصوص فرامینیفرهای بنتیک اپی‎‍فونال مانند Ophthalmidium sp. و Triloculina sp. و Quinquluqulina sp. و Glomospira sp. و هجوم از خرده‌های خشکی، مؤید پیشروی تدریجی سطح آب برای نهشته‎‍های انتهای باژوسین و ایجاد یک محیط مزوتروفیک با میزان مواد غذایی متوسط برای سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده است.

درصد فرامینیفرهای بنتیک اپی‎‍فونال به این‎‍فونال[13]، در نمونۀ شمارۀ ۹ (متراژ ۵۰ متری) تا نمونۀ شمارۀ 10 کاهش درخور توجه دارد و فرم‌های این فونال مانند Nodosaria sp., Textularia sp., Lenticulina sp. افزایش می‌یابد. در مقطع نازک، کانی‌های گلوکونیت و فسفات در زمینۀ گل آهکی و بایوتوربیشن[14] مشاهده می‌شود (شکل 5-4)‌. ظهور و فراوانی از فرامینیفرهای پلانکتون Globigerina spp. فاقد خار و دهانه‌های اضافی همراه با فراوانی رادیولرها، یک محیط یوتروپیک را نشان می‌دهند. مطالعات پالینولوژیکی نیز تأیید‌کنندۀ چنین شرایطی است. کاهش پالینوماسرال‎‍های خشکی و دریایی و افزایش مواد آمرف شفاف، همراه با افزایش داینوسیست‎‍های کوریت به پروکسیمیت، ‌افزایش میزان تولید و در عین حال حفظ‌شدگی خوب مواد آلی را در یک محیط یوتروپیک در مرز باژوسین – باتونین نشان می‌دهد (شکل 7).

از نمونۀ شمارۀ 10 تا نمونۀ شمارۀ 13 در میکروفاسیس A2 (پلوئیدا فرامینیفر وکستون‌) و میکروفاسیس A3(بایوکلست وکستون‌) افزایش نسبت فرم‌های بنتیک اپی فونال به این فونال و حضور رادیولار، اسپیکول اسفنج مشاهده می‌شود‌ که‌ گویای یک محیط مزوتروپیک Mesotrophic در محدودۀ زمانی باتونین است. همچنین از نمونۀ شمارۀ 13 تا 15 کاهش تدریجی از نسبت فرم‌های بنتیک اپی فونال به این فونال و فراوانی فرم‌های این‌فونال عمیق Nodosaria sp., Dentalina sp. به‌همراه کاهش تنوع فرامینیفرهای بنتیک مشاهده می‌شود. در اسلایدهای پالینولوژیکی، حفظ‌شدگی بهتری از پالینومرف‌های دریایی مشاهده شد. این شرایط نشان‌دهندۀ تداوم محیط مزوترپیک تا کالووین پیشین است (شکل 7).

 

 

 

شکل 6- تفسیر رفتار و استراتژی تغذیه‌ای فرامینیفرهای موجود در برش‌های‌ مطالعه‌شده براساس مطالعات (Nagy 1992; Tyszka 1994) و مطالعات مدرن (Corliss 1985, 1991; Jones & Charnock 1985; Bernhard 1986; Corliss & Chen 1988; Reolid et al. 2008a)‌

Fig 6- Interpretation of the behavior and feeding strategy of the foraminifers in the studied sections based on researches (Nagy 1992; Tyszka 1994) and new studies (Corliss 1985, 1991; Jones & Charnock 1985; Bernhard 1986; Corliss & Chen 1988; Reolid et al. 2008a)‌

 

 

در نمونۀ شمارۀ 15و 16، رادیولارها نسبت‌به اسپیکول‌ها از درصد بالاتری برخوردارند و حجم بالایی از نمونه را تشکیل می‌دهند. از اجزای فرعی میکروفاسیس رادیولار اسپیکول وکستون (Radiolaria spicule wackestone)، به وجود دوکفه‌ای پوزیدونیا اشاره می‌شود (شکل 5-9). مطالعات پالینولوژیکی، حفظ‌شدگی خوب مواد آلی را در یک محیط بی‌اکسیژنی و نرخ رسوب‌گذاری خوب را نشان می‌دهند (PF3). وجود درصد بالای رادیولر به‌همراه دوکفه‌ای‌های پوزیدونیا، درصد نسبتاً بالایی از فرامینیفرهای بنتیک این‎‍فونال به اپی‎‍فونال و کاهش تنوعی از فرامینیفرهای بنتیک، نشان‌دهندۀ شرایط یوتروپیک در مرزکالووین پیشین- پسین است (Baumgartner 2013).

از نمونۀ شمارۀ 16 تا انتهای برش، افزایش فرامینیفرهای اپی‌فونال و افزایش تنوع فرامینیفرها در لیتولوژی آهکی مشاهده می‌شود. در مطالعات پالینولوژیکی، حفظ‌شدگی بسیار ضعیف از مواد آلی (ماسرال و مواد آمرف تیره) مشاهده می‌شود. تمام شرایط ذکر‌شده و وجود اثر فسیلی Zoophycus، یک محیط تقریباً نیمه‌اکسیژنی[15] و شرایط الیگوتروپیک را در طول کالووین پسین در نظر می‌گیرد (شکل 7).

 

نتیجه‌

برای بازسازی سطح تروفیک در طی نهشته‌شدن سازند دلیچای در برش آهوانو، از مطالعات میکروفاسیسی‌، مطالعات پالینولوژیکی و شواهد فسیلی مانند تنوع و فراوانی فرامینیفرها، نسبت فرم‌های اپی‎‍فونال به این‎‍فونال، نسبت فرم‌های این‎‍فونال سطحی به این‎‍فونال عمقی استفاده شد. این فاکتورها تأیید‌کنندۀ محیط مزوتروفیک برای نهشته‎‍های سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده است. به‌تدریج در نهشته‌های آهکی انتهای سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده، افزایشی از نسبت فرم‌های اپی‎‍فونال به این‎‍فونال، قطعاتی از ماکروفسیل (آمونیت و اکینوئیدو بریوزوا) با زمینۀ میکرایتی مشاهده می‌شود که این شرایط به‌همراه اثر فسیلی Zoophycus نشان‌دهندۀ تغییر شرایط از محیط مزوتروپیک به الیگوتروپیک در محدودۀ زمانی کالووین است. اما در دو مرز باژوسین – باتونین و کالووین پیشین – پسین‌، کاهش درخور توجه در تنوع و درصد فراوانی فرامینیفرهای بنتیک اپی‌فونال به این‌فونال و ظهور و فراوانی از فرامینیفرهای پلانکتون Globigerina sp. ، اثر آشفتگی زیستی، همراه با ذرات و پوستۀ خرد‌نشدۀ دوکفه‌ای پوذیدونیا و فراوانی رادیولر مشاهده می‌‌شود که افزایش میزان تولید و حفظ‌شدگی خوب مواد آلی را در یک محیط یوتروپیک نشان می‌دهد.

 

 

شکل 7‌- فاکتور‌های مؤثر در بازسازی و تفسیر میزان سطح ترفیک سازند دلیچای در طول ستون چینه‌شناسی برش آهوانو

 A:نسبت سه گروه اصلی از عناصر پالینولوژیکی (SOM:structure-less organic matter; MP:marine palynomorph; P: palynomacerals)‌;B:نسبت ماسرال‌های هم‌بعد به تیغه‌ای (P1/P2)؛ C: نسبت ماسرال روشن به تیرهlability ; D‌: نسبت مواد آمرف شفاف به تیره؛  E: مواد آمرف به پالینومرف دریایی؛ F: اسپور به مواد امرف؛ J: تنوع داینوسیست‌ها؛ H: فراوانی داینوسیست‌ها؛ I: نسبت داینوسیست‌های پروکسیمیت به کوریت؛ G: اسپور به پولن؛  K: پالینوفاسیس‌های سازند دلیچای در برش‌ مطالعه‌شده مطابق با نمودار سه گانۀ تایسون؛ N: میکروفاسیس‌های یافت‌شده در برش‌ مطالعه‌شده؛ M: نسبت فرامینیفرهای پلاژیک به بنتیک؛ G: نسبت فرامینیفرهای بنتیک سطح‌زی به درون‌زی؛ ‌O: نسبت فرامینفرهای درون‌زی سطحی به عمیق؛ P: نسبت فراوانی فرامینیفرها، Q: نسبت تنوع فرامینیفرها؛ R: سطح تروفیک در برش‌ مطالعه‌شده.

Fig 7- Reconstruction and interpretation of the trophic level of Dalichai Formation in Ahvano section based on environmental factors; A: Ratio of three main groups of palynological elements SOM:structure-less organic matter ; MP:marine palynomorph ; P:palynomacerals (B: The ratio of equidimension macerals to the blade maceral.C: lability D: The ratio of transparent to opaque amorphous materials E: The ratio amorphous materials to marine palynomorphs F: The ratio of spore to amorphous materials J: diversity of dinocysts H: abundance of dinocyst.I: The ratio of proximate to chorate dinocyst. G: The ratio of spore to pollen. K: Palynofacies of Dalichai Formation in the studied section according to Tyson's triple diagram N: Microfacies in the studied section. M: The ratio of planktonic to benthic foraminifera G: The ratio of Epifaunal/Infaunal foraminifera O: In Shallow/In Deep infunal benthic foraminiferal P: abundance of foraminifera Q: diversity of dinocysts R: Trophic level in the study section

 

[1] Oligotrophic

[2] Eutrophic

[3] Mesotrophic

[4] over mature

[5] Paleoproductivity

[6] Eutrophication

[7] Plankton

[8] Benthon

[9]  Epifaunal

[10]  Infaunal

[11] Upwelling

[12] Disconformity

[13] Epi/Infunal

[14] bioturbation

[15]  Dysoxic

References

Aghanabati S.A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran. 606 p. [In Persian]
Baumgartner P. 2013. Mesozoic radiolarites - accumulation as a function of sea surface fertility on Tethyan margins and in ocean basins. Sedimentology, 60(1): 292-318.
Berger W. H. and Diester Haass. L. 1988. Paleoproductivity; the benthic/planktonic raito in foraminifera as a productivity index. Marine Geology, 81(1- 4): 15-25.
Bernhard J. M. 1986. Characteristic assemblages and morphologies of benthic foraminifera from anoxic, organicrich deposits: Jurassic throughout Holocene. Journal of Foraminifera Researches, 16: 207–215.
Bombardiere L. and Gorin G.E. 2000. Stratigraphical and lateral distribution of sedimentary organic matter in Upper Jurassic carbonates of SE France. Sedimentary Geology, 132: 177-203.
Corliss B.H. 1985. Microhabitat of benthic foraminifera with deep sea sedi− ments. Nature, 314: 435–438.
Corliss B. H. and Chen C. 1988. Morphotype patterns of Norwegian deep sea benthic foraminifera and ecological application. Geology, 16: 716–719.
Corliss B.H. 1991. Morphology and microhabitat preferences of benthic foraminifera from the northwest Atlantic Ocean. Marine Micropaleon− tology, 17: 195–236.
Dasmann R. F. 1968. A Different Kind of Country. MacMillan Company, New York, p 276.
Dunham R. J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In W. E. Ham (Ed.) Classification of Carbonate Rocks (pp. 108–121). New York: Memoir American Association of Petroleum Geologists Bulletin no. 1.
Holbourn A. Kuhnt W. Soeding. E. 2001. Atlantic paleobathymetry, Paleoproductivity and Paleocirculation in the Late Albian: the bentic foraminiferal record. Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology. 170(2-4): 171- 196.
Jones R. W. Charnock M. A. 1985. Morphogroups of agglutinated foraminifera. Their life position and feeding habits and potential applicability in paleo ecological studies. Revue de Paleobiologie, 4: 311–320.
Jorissen F. J. De Stigter H. C. Widmark J. G. V. 1995. A conceptual model explaining benthic oraminiferal habitats. Marine Micropaleontology, 26: 3–15.
Jozsa S. 2017. Deep water agglutina foraminifera from the Jurassic /Cretaceous boundary and paleoenviromental settings of the Mailica type facies the Czorstyn ridge. Research in Paleontology and Stratigraphy, 123(3): 395-405.
Koutsoukos E. A. M. Leary P. N. and Hart M. B. 1990. Latest Cenomanian-Earliest Turonian low oxygen tolerant benthic foraminifera: a case study from the Sergipe Basin (NE Brazil) and the Western Anglo-Paris Basin (Southern England). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 77(2): 145–177.
Kuhnt W. Moullade M. and Kaminsky M. 1996. Ecological structure of deep sea agglutinated foraminifera – a review. Revue de Micropaléontologie, 39 (4): 271–281.
Lipps J.H. 1979. Ecology and paleoecology of planktic foraminifera. In: Lipps J.H. Berger W.H. Buzas M.A. Douglas R.G. and Ross C.A. (Eds.), Foraminiferal Ecology and Paleoecology, 62–104. SEPM Short Course Notes 6. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists.
Nagy J. 1992. Environmental significance of foraminiferal morphogroups in Jurassic North Sea deltas. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 95: 111–134.
Nagy J. Gradstein F. M. Kaminsky M. A. Holbourn A. E. 1995. Foraminiferal morphogroups paleoenvironment and new taxa from Jurassic to Cretaceous strata of Thakkhola, Nepal. In: Kaminski M.A.  Geroch S. and Gasiński M.A. (Eds), Proceeding of Fourth Workshop on Agglutinated Foraminifera. Kraków, Poland. September, 1993. Grzybowski Foundation, Special Publication. 3: 181–209.
Nagy J. Reolid, M. and Rodriguez-Tovar F. J. 2009. Foraminiferal morphogroups in deposits from the Jurassic of Spitsbergen. Polar Research, 28: 214- 221.
Nigam R. and Henriquens P.J. 1992. Planktonic percentage of foraminiferal fauna in surface sediments of the Arabian Sea (Indian Ocean) and a regional model for paleodepth determination. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 91, 89- 98.
Reolid M. Nagy J. Rodriguez-Tovar F. J. and Oloriz F. 2008a. Foraminiferal assemblages as palaeoenvironmental bioindicators in Late Jurassic epicontinental platforms: Relation with trophic conditions. Acta Palaeontologica Polonica, 53 (4): 705–722.
Reolid M. Rodriguez-Tovar F. J. Nagy J. and Oloriz F. 2008b. Benthic foraminiferal morphogroups of mid to outer shelf environments of the Late Jurassic (Prebetic Zone, Southern Spain): characterization of biofacies and environmental significance. Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology, 261: 280–299.
Reolid M. Nagy J. and Rodriguez-Tovar F. J. 2010. Ecostratigraphic trends of Jurassic agglutinated foraminiferal assemblages as a response to sea-level changes in shelf deposits of Svalbard (Norway). Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology, 293: 184–196.
Reolid M. Sebane A. Rodríguez-Tovar F. J. and Marok A. 2012. Foraminiferal morphogroups as a tool to approach the Toarcian Anoxic Event in the Western Saharan Atlas (Algeria). Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology, 323-325: 87-99.
Robin C. Gorican S. Guillocheau F. Razin P. Dromart G. and Mosaffa H. 2011. Mesozoic deep-water carbonate deposits from the southern Tethyan passive margin in Iran (Pichakun nappes, Neyriz area): biostratigraphy, facies sedimentology and sequence stratigraphy. In: Leturmy P. and Robin C. (Eds.), Tectonic and Stratigraphic Evolution of Zagros and Makran during the Mesozoic–Cenozoic. Geological Society, London, Special Publications, 330, 179–210.
Shahin A. 1992. Contribution to the foraminifera biostratigraphy and paleobathymetry of the Late Cretaceous and Early Tertiary in the western central Sinai Egypt. Revwe de Micropaleontology, 35.157- 175.
Smolen J. 2012. Faunal dynamics of foraminiferal assemblages in the Bathonian (Middle Jurassic); Ore-bearing Clays at Geznaszyn, Kraków-Silesia Homocline, Poland. Acta Geologica Plonica, 62 (3): 403-419.
Szydlo A. 2004. The distribution of agglutinated foraminifera in the Cieszyn Basin, Polish Outer Carpathians). Grzybowski Foundation, Special Publication, 8: 461–470.
Traverse A. 2007. Paleopalynology. Topics in Geobiology, second ed. Springer, Dordrecht, The Netherlands, 813 pp.
Tyson R.V. 1993. Palynofacies analysis. In: Jenkins D. G. (Ed.), Applied Micropaleontology and Palynology. 153-191.
Tyson R.V. 1995. Sedimentary Organic Matter. Organic Facies and Palynofacies; Chapman and Hall. London. 615 pp.
Tyszka J. 1994. Response of Middle Jurassic benthic foraminiferal morphogroups to dysoxic/anoxic conditions in the Pieniny Klippen Basin, Polish Carpathians. Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology, 110: 55– 81.
Van der Zwan C.J. 1990. Palynostratigraphy and Palynofacies reconstruction of the Upper Jurassic to lowermost Cretaceous of the Draugen Field, offshore Mid Norway. Review of Palaeobotany and Palynology, 62: 157-186.
Van der Zwaan G. J. Duijnstee I. A. P. Den Dulk M. Ernst S. R. Jannink N. T. and Kouwenhoven T. J. 1999. Benthic foraminifers: proxies or problem? A review of paleoecological concepts. Earth-Science Reviews, 46: 213–236.
Van Hinsbergen D. J. J. Kouwenhoven T. J. and Van der Zwaan G. J. 2005. Paleobathymetry in the backstripping procedure: distinguishing between tectonic and climatic effects on depth estimates. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 221, 245- 265.
Waveren I. and Visscher H. 1994. Analysis of the composition and selective preservation of organic matter in surficial deep-sea sediment form a high-productivity area (Banda Sea, Indonesia). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeocology, 112: 85-111.
 
 
 
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 39, Issue 2 - Serial Number 91
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 39, Issue 2, No. 91, summer 2023
July 2023
Pages 99-113

Files

Share

How to cite

Statistics