نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشیار، دانشکدۀ زمین‌شناسی، دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران
2 استادیار، پژوهشی، مؤسسۀ تحقیقات جنگل‌ها و مراتع کشور، سازمان تحقیقات، آموزش و ترویج کشاورزی، تهران، ایران
3 دانشجوی کارشناسی ارشد، دانشکدۀ زمین‌شناسی، دانشکدگان علوم، دانشگاه تهران، تهران، ایران.
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Abstract
The palynofloras of the Shemshak (upper part) and Dalichai (lower part) formations, Deh-Soufian, north of Semnan include 57 species of spores (34 genera), 25 species of pollen (13 genera), and 14 species of dinoflagellate cysts (8 genera). Based on the stratigraphic distribution of miospores, the Klukisporites variegatus-Striatella spp.-Contignisporites burgeri assemblage biozone (Middle Jurassic) is introduced. The co-occurrence in the palynofloras examined of Contignisporites burgeri and Striatella seebergensis allows for the Bajocian–Bathonian boundary to be located 75m below the boundary of Shemshak-Dalichai rock units. The presence in the strata below this chronostratigraphic horizon of Mendicodinium scabratum (Bajocian) supports this age assignment. The boundary of Shemshak and Dalichai (with basal sandstone) formations is discontinuous. While no significant change in the composition of miospores is discernible in palynofloras retrieved from the above rock units, the relative abundance of such terrestrial palynomorphs varies drastically. This might be attributed to side effects of the mid-Cimmerian Orogeny i.e., significant change in sedimentation rate resulting in change from the deltaic to marine depositional settings. It should be noted that 45 m below the boundary of the two rock units 24 miospore species exit whereas 11 different ones appear 20 m above that boundary. Notable correspondence of the Iranian Middle Jurassic palynofloras across the Alborz Ranges signifies to a rather significant coastal vegetation similarity of the time in the area. Whereas both Gondwanan and Eurasian miospore key species occur in the palynofloras examined those particularly endemic to the southern landmasses are missing from the palynofloras studied. Palynological evidence seemingly confirms the location of the Alborz Ranges on the northwestern margin of the Neotethys Ocean in the Middle Jurassic. The available paleontological data (ammonites and dinoflagellate cysts) apparently support this interpretation.
Keywords: Palynostratigraphy, Paleogeography, Middle Jurassic, Shemshak and Dalichai formations.
Introduction
Jurassic strata widely distributed and exposed in the Alborz Ranges (Majidifard 2008) consist of deposits of two large sedimentary-tectonic cycles (Aghanabati 1975). Those of the first Upper Triassic–Lower Jurassic sedimentary cycle are known as the Shemshak Formation (Assereto 1966; Fürsich et al. 2009) or the so-called Shemshak Group whereas strata of the second sedimentary megacycle (Middle-Upper Jurassic) in east-central Iran are known as the Magu Group.
Lithological variation, biological attributes, and depositional settings reflected by the Jurassic rocks in Iran indicate that the geologic changes were closely related to the tectonic events (Majidifard 2003). Much of the Shemshak Formation sedimentation in the Alborz Ranges took place on coastal plains in fluvial, lacustrine, or deltaic settings, paralic swamps, lakes, meandering, as well as, braided rivers, and shallow–deep shelfal environments (e.g., Seyed-Emami 2003; Seyed-Emami et al. 2008). The Upper Triassic and the lowermost Jurassic rocks are very similar, so in most cases, the two-time intervals cannot be differentiated (Majidifard 2003; Seyed-Emami 2003; Seyed-Emami et al. 2008). Due to its vast thickness in many areas (up to 4000 m), some have elevated the unit to group rank (e.g., Aghanabati 1998; Seyed-Emami 2003; Fürsich et al. 2009a). Consequently, the unit has been subdivided into various members/formations, and different lithostratigraphic schemes have been proposed (Nabavi and Seyed-Emami 1977; Nabavi 1980; Repin 1987; Aghanabati 1998; Seyed-Emami et al. 2020). It contains diverse biota such as plant fossils (e.g., Sadeghi and Hashemi 2021), and ammonites (e.g., Seyed-Emami et al. 2020). However, due to the poor preservation of palynomorphs, the Shemshak Formation has remained almost unstudied palynologically.
The Magu Group, the second sedimentary megacycle consists primarily of fossiliferous marls and limestones indicating basin and platform depositional setting (Lasemi 1995). These accumulated from the end of the Mid-Cimmerian tectonic phase (Middle Jurassic) till the Late Jurassic and, in some places, continued during the Neocomian (Seyed-Emami 1975; Keshani 1988; Seyed-Emami and Alavi-Naini 1990; Majidifard 2003, 2008; Fürsich et al. 2009).
The Dalichai Formation (Steiger 1966), the oldest rock unit of the Magu Group (Aghanabati 1998) comprises shale, light-grey to bluish-grey limestones with thin intercalations of marls (Majidifard 2003, 2008). It contains diverse biota such as ammonites, spores and pollen grains, dinoflagellates cysts, belemnites, bivalves, brachiopods, echinoids, sponges, bryozoans, and foraminifera (Stöcklin 1972; Alavi-Naini 1972; Sussli 1976; Nabavi and Seyed-Emami 1977; Alavi-Naini et al. 1982; Seyed-Emami et al. 1985, 1989, 1995, 1996; Wheeler and Sarjeant 1990; Schairer et al. 1991; Shahrabi 1994; Makvandi 2000; Tutunchi 2001; Ghasemi-Nejad and Khaki 2002; Shafeizad et al. 2002; Farisi Kermani 2003; Shafeizad and Seyed- Emami 2005; Alvani 2006; Shams 2007; Niknahad 2007; Ghasemi-Nejad et al. 2008, 2012; Hashemi Yazdi 2008, 2015; Majidifard 2008; Seyed-Emami et al. 2008; Sabbaghiyan 2009; Sajjadi et al. 2009; Vaziri et al. 2008, 2011; Dehbozorgi 2013; Dehbozorgi et al. 2013; Mafi et al. 2013; Navidi Izad 2013; Dietze et al. 2014; Skupien et al. 2015). Study of ammonites indicates a late Bajocian to Oxfordian age for the Dalichai Formation (Lorenz 1964, Sussli 1976; Nabavi and Seyed-Emami 1977; Seyed-Emami et al. 1985, 1995, 2013; Schairer et al. 1991; Majidifard 2003, Seyed-Emami and Schairer 2010, 2011a, b). According to paleontological and lithological evidence the Dalichai Formation was deposited in a marine environment (Lorenz 1964, Steiger 1966, Wheeler and Sarjeant 1990, Zarei 2017). Furthermore, ammonite data shows close relationships to those from epicontinental seas fringing the northern margin of the western Tethys and an intermediate position between the Subboreal and Submediterranean provinces (Seyed-Emami et al. 2013, 2018; Dietze et al. 2014; Seyed-Emami and Raoufan 2017).
The aim of this study is to document the palynological content of the Shemshak and Dalichai formations boundary at Deh-Soufian, north of Semnan, to assess its stratigraphic and palaeogeographical significance and compare it to other Middle Jurassic records of Eurasia and Gondwana.
Material & Methods
Twenty-one samples were collected from shale intervals at the Deh-Soufian stratigraphic section (N 35° 47' 44" and E 53° 40' 03"); nine samples from the uppermost of the Shemshak Formation and twelve samples base of the Dalichai Formation. Standard palynological procedures (e.g., Phipps and Playford 1984, Wood 1996) applied for extraction and concentration of the palynomorphs. Samples were first disaggregated into pea-sized pieces (1–2 mm in diameter) and treated with 30% HCl to eliminate carbonates. The residue was then washed to neutrality and the remaining inorganic matter dissolved in HF (ca. 40%); fluoride precipitants formed were subsequently removed using hot 30% HCl followed by washing to neutrality. The organic residue was sieved via 20 μm mesh. Heavy minerals and other remaining inorganic particles were then removed by the use of a heavy-liquid solution (ZnCl2) at appropriate specific gravity. The remaining residue was then sieved through 20 μm nylon sieve prior to mounting on permanent slides. At least three permanent strew slides per sample were prepared using Entellan as the mounting medium.
Discussion of Results & Conclusions
The palynofloras examined comprise 57 spore species (assigned to 34 genera), 25 pollen species (attributed to 13 genera), and 14 species of dinoflagellate cysts (allocated to eight genera). The vertical ranges of certain miospore species with known stratigraphic significance and/or persistence throughout the section investigated authorize the introduction of one informal local biozone as Klukisporites variegatus-Striatella spp.-Contignisporites burgeri assemblage biozone. The presence of multiple Striatella species, as well as, Contignisporites burger and Klukisporites variegatus collectively indicate a Middle Jurassic (Bajocian–Bathonian) age. The co-occurrence in the palynofloras examined of Contignisporites burgeri and Striatella seebergensis allows for the Bajocian–Bathonian boundary to be located 75 m below the boundary of Shemshak and Dalichai rock units. The presence in the strata below this chronostratigraphic horizon of Mendicodinium scabratum (Bajocian) supports this age assignment.
The lithology of the Shemshak Formation includes sandstone and shale alternations, and the Dalichai Formation includes basal sandstone followed by limestone and shale alternations. The boundary between the two mentioned formations is discontinuous due to the presence of a sandstone layer at the base of the Dalichai Formation.
No significant change in the diversity of miospore species is observed in the border of the mentioned rock units, but their relative abundance in this horizon is associated with a significant decrease. This might be considered a side effect of the mid-Cimmerian Orogeny, i.e., a significant change in sedimentation rate resulting difference in the sedimentation environment from the deltaic (Shemshak Formation) to the marine environment (Dalichai Formation).
It should be noted that 24 miospore species disappear 45 meters below the border of the Shemshak and Dalichai formations, and 11 different miospore species appear 20 meters above this border. The comparative palynofloras found in the Iranian Middle Jurassic rocks of the Alborz Ranges recommend that there were likely comparative types of coastal plants in that area during that time. The key miospore species from both Gondwana and Eurasia are found in the examined samples, but the species that are unique to the southern landmasses (e.g. Aequitriradites norrisii, Anapiculatisporites dawsonensis, A. pristidentatus, and ….) are not present in the samples studied. The investigated palynomorphs indicate that throughout the Middle Jurassic, the Alborz Ranges were located alongside the northwestern edge of the Neotethys Ocean. The ammonites and dinoflagellate cysts apparently support this elucidation.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
در کوه‌های البرز، نهشته‌های مربوط به دورۀ ژوراسیک به دو چرخۀ رسوبی تقسیم شده‌اند که مرز آنها به رویداد زمین‌ساختی سیمرین میانی نسبت داده شده است (Aghanabati 1975, 2014). رسوبات نخستین چرخۀ رسوبی (تریاس پسین-اوایل ژوراسیک میانی) شامل چند هزار متر شیل و ماسه‌سنگ و گاهی با میان‌لایه‌هایی از سنگ‌آهک فسیل‌دار است که با عنوان سازند شمشک (یا «گروه شمشک») شناخته شده است (Aghanabati 2004; Majidifard 2004). شیل و ماسه‌سنگ‌های مذکور بیشتر حاوی ماکروفسیل‌های گیاهی‌اند و در محیط دلتایی و مردابی رسوب‌گذاری کرده‌اند و با توجه به وجود فسیل‌های شاخص محیط دریایی (مانند آمونیت‌ها و مرجان‌ها) در میان‌لایه‌های آهکی آن، به‌طور متناوب تحت تأثیر پیشروی‌های کوتاه‌مدت دریا قرار داشته‌اند (Assereto 1966).
واحد سنگ چینه‌ای شمشک، در سرتاسر بلندی‌های البرز برونزد دارد. ستبرای گروه شمشک در جاهای مختلف متفاوت است. در برش الگو به بیش از 1000 متر می‌رسد. کمی به‌سمت باختر ستبرا تا 220 متر کاهش می‌یابد و کمی به‌سمت خاور، ستبرای خود را باز‌می‌یابد. به‌طرف شمال در درۀ هراز و درۀ نور، ستبرای آن افزایش چشمگیر دارد و تا 3000 متر می‌رسد (Aghanabati 2014).
رسوبات دومین چرخۀ رسوبی دورۀ ژوراسیک در شمال ایران (ژوراسیک میانی-پسین) که با نام «گروه مگو» شناخته می‌شود، شامل نهشته‌های دریایی فسیل‌دار است که با ناپیوستگی فرسایشی، بر طبقات مربوط به اولین چرخۀ رسوبی ژوراسیک قرار دارند و از‌نظر لیتولوژی و محتوای فسیلی، تفاوت‌های چشمگیری را با لایه‌های زیرین خود نشان می‌دهند. سازند دلیچای (باژوسین پسین-کالووین) که قدیمی‌ترین واحد سنگی گروه مگو در شمال ایران به شمار می‌رود، از شیل، آهک‌های رسی و آهک‌های نازک‌لایه تشکیل شده است. ستبرای این سازند در برش الگو، 107 متر است، از جنوب به شمال کاهش می‌یابد و به‌طور معمول تغییر ستبرا بین 50 تا 120 متر است (Aghanabati 1998, 2004, 2014). سازند دلیچای به‌صورت یک واحد چینه‌شناسی مشخص، بین سازند شمشک در زیر و آهک‌های ضخیم‌لایۀ چرت‌دار و صخره‌ساز سازند لار در بالا قرار دارد. وجود گرهک‌های لیمونیتی و ترک‌های گلی، از ویژگی‌های بخش پایینی سازند دلیچای در برش الگو است. اما در نواحی سمنان، فیروزکوه، زیرآب و برخی نواحی دیگر البرز، مرز مابین گروه شمشک و سازند دلیچای، با انباشته‌های سنگ‌ماسه‌ای سفید‌رنگ و با ردیف‌های کوارتز کنگلومرا مشخص است. برخی از زمین شناسان، ماسه و کنگلومرای موجود در پایۀ سازند دلیچای را متعلق به گروه شمشک می‌دانند، ولی داده‌های منطقه‌ای نشانگر آن‌اند که این آواری‌ها، رسوبات پیشرونده و پایۀ دومین چرخۀ رسوبی ژوراسیک‌اند که پس از یک ایست رسوبی بر جای گذاشته شده‌اند. آقا‌نباتی با توجه به شواهد ناپیوستگی در بین این دو واحد سنگی در نقاط مختلف البرز (مانند جام، شمال قزوین، شمال جرات)، معتقد است که این نهشته‌های آواری متعلق به سازند دلیچای‌اند (Aghanabati 2014, p. 273).
در برش چینه‌شناسی مطالعه‌شدۀ واقع در ده‌صوفیان، شمال سمنان، لیتولوژی سازند شمشک شامل تناوب ماسه‌سنگ و شیل است و سازند دلیچای شامل یک لایه ماسه‌سنگ در قاعده و در ادامه، تناوب آهک و شیل است. وجود لایۀ ماسه‌سنگی در قاعدۀ سازند دلیچای، دلیل بر ناپیوسته‌بودن مرز دو سازند مذکور است.
تاکنون مطالعات پالینولوژی متعددی بر سازندهای دلیچای و شمشک انجام شده است. (e.g. Wheeler and Sarjeant 1990; Khaki 2001; Sabbaghiyan 2009; Ghasemi-Nejad et al. 2012; Saadati Jafarabadi et al. 2013, Navidi Izad 2013; Dehbozorgi 2013; Mafi et al. 2013; Skupien et al. 2015; Sajjadi and Dermanaki Farahani 2017; Hashemi Yazdi et al. 2017, 2018; Sajjadi et al. 2018, Naderiyan et al. 2020; Zarei 2022).
هدف از این مطالعه، پالینوستراتیگرافی نهشته‌های قسمت بالایی سازند شمشک و توالی‌های قسمت پایینی سازند دلیچای در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، براساس میوسپورها و مقایسۀ پالینوزون معرفی‌شده، با دیگر پالینوزون‌های ایران و باقی نقاط جهان است. همچنین به تغییرات تنوع و فراوانی میوسپورها در این مرز اشاره خواهد شد. در‌نهایت موقعیت جغرافیای دیرینۀ ایران در ژوراسیک میانی بررسی می‌شود.
موقعیت جغرافیایی و راه‌های ارتباطی برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان
برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان واقع در شمال شرق شهمیرزاد، شمال سمنان، در دامنۀ جنوبی کوه‌های البرز است. مختصات جغرافیایی رخنمون نمونه‌برداری‌شده "N 35° 47' 44 و "E 53° 40' 03 است (شکل 1). پس از طی مسافت حدوداً 5 کیلومتر در جادۀ شهمیرزاد به‌سمت ساری، خروجی روستای ده‌صوفیان قرار دارد. حدوداً 750 متر پس از این خروجی در سمت جنوب، وارد جادۀ خاکی می‌شویم و پس از طی 2 کیلومتر، به برش مطالعه‌شده می‌رسیم. انتهای جادۀ خاکی دقیقاً بر سازند دلیچای قرار دارد.
شکل 1- موقعیت جغرافیایی و راه‌های ارتباطی برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان (browse.ir)
Fig 1- Geographical location and routes to the Deh-Sofian stratigraphic section
روش پژوهش
در‌مجموع 21 نمونه از افق‌های شیلی انتهای سازند شمشک (نه نمونه) و لایه‌های ابتدایی سازند دلیچای (12 نمونه) در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، برداشت شد (شکل 2). برای جداسازی پالینومورف‌ها از رسوبات در بر گیرنده و تهیۀ اسلایدهای پالینولوژی، از روش متداول (Phipps and Playford 1984) استفاده شد. در این روش حدود 100 گرم از هر نمونه شسته، خشک و پودر شد. در مرحلۀ بعد به‌منظور انحلال ترکیبات کربناته، اکسیدهای آهن و ترکیبات سیلیکاته، اسید کلریدریک 32% و اسید فلوئوریدریک 60% به نمونه‌ها افزوده و سپس خنثی‌سازی اسیدها انجام شد. پس از عبور نمونه از الک 20 میکرون، نمونه با محلول کلرور روی ZnCl2 (با وزن مخصوص 9/1 تا 2) مخلوط و به مدت 15 دقیقه در دستگاه سانتریفیوژ با سرعت 2000 دور در دقیقه قرار داده شد. لایۀ میانی که حاوی پالینومورف است، به کمک قطره‌چکان به یک لولۀ آزمایش منتقل و برای خنثی‌سازی کلرور روی، چندین بار عمل آبشویی انجام شد. در ادامه، نمونه روی الک 20 میکرون ریخته و ذرات کوچک‌تر از 20 میکرون، به کمک آبفشان از الک عبور داده شد. پالینومورف‌ها، مواد آلی تجمع‌یافتۀ روی الک‌اند که از آنها اسلاید تهیه شد. اسلایدهای تهیه‌شده، با میکروسکوپ نوری Leitz مدل (SM-LUX-POL) با لنزهای x40 و x100 مطالعه شدند. عکسبرداری از پالینومورف‌ها با استفاده از عدسی شیئی x100 و به کاربردن روغن ایمرسیون[1]، ازطریق دوربین Galaxy S23 انجام شد. براساس پراکندگی چینه‌شناسی میوسپورها، الگوی پالینوستراتیگرافی پیشنهاد و سپس با دیگر پالینوزون‌ها در ایران و جهان در بازۀ زمانی مشابه مقایسه شد. در‌نهایت با استفاده از شباهت پالینومورف‌های مطالعه‌شده با فرم‌های گزارش‌شده از گندوانا و اوراسیا، موقعیت جغرافیایی ایران در ژوراسیک میانی تعیین شد.
پالینوستراتیگرافی مرز سازندهای شمشک-دلیچای در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان
پالینوفلورای متنوعی از‌جمله میوسپورهای فراوان با حفظ‌شدگی متوسط، به‌همراه سیست داینوفلاژله‌ها (با حفظ‌شدگی ضعیف و با تعداد اندک)، اکریتارک‌ها و اسپور قارچ‌ها (پلیت‌‌های 1-3) در نهشته‌های مرز سازندهای شمشک-دلیچای در منطقۀ ده‌صوفیان، شمال سمنان وجود دارند. از مطالعۀ 105 اسلاید پالینولوژی، حدود 2000 اسپور، 2500 پولن گیاهی و 300 سیست داینوفلاژله عکسبرداری و شناسایی شدند که بررسی آنها به شناسایی 57 گونه اسپور (34 جنس)، 25 گونه پولن (13 جنس) و 14 گونه سیست داینوفلاژله‌ها (8 جنس) منجر شد.
غیر از گونه‌های مشترک در هر دو سازند، تعداد 16 گونه اسپور (10 جنس) و 8 گونه پولن (5 جنس)، در‌مجموع 24 گونه، تنها در سازند شمشک مشاهده و 8 گونه اسپور (7 جنس) و 3 گونه پولن (3 جنس)، در‌مجموع 11 گونه میوسپور فقط در سازند دلیچای شناسایی شد. در مرز دو سازند مطالعه‌شده، تغییر چشمگیری در ترکیب گونه‌های میوسپورها مشاهده نشد. اما فراوانی نسبی پالینومورف‌ها در نهشته‌های قسمت فوقانی سازند شمشک، به‌طور درخور توجهی بیشتر از سازند دلیچای بود. این موضوع ناشی از تأثیر عملکرد فاز سیمیرین میانی است که سبب تفاوت در محیط رسوب‌گذاری از محیط دلتایی و مردابی (سازند شمشک) به محیط دریایی (سازند دلیچای) و در‌نتیجه تغییر در نرخ رسوب‌گذاری شده است. در‌مجموع 24 گونه میوسپور در 45 متر پایین‌تر از گذر سازندهای شمشک-دلیچای ناپدید شدند و در 20 متر بالاتر از این گذر، 11 گونه میوسپور متفاوت ظاهر می‌شوند.
میوسپورهای شناسایی‌شده در برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده، به شرح زیرند (شکل 3):
فرم‌های خاص سازند شمشک:
Callialasporites minus, C. segmentatus, C. trilobatus, Chasmatosporites major, Contignisporites burgeri, Converrucosisporites sp., C. pricei, Klukisporites sp. cf. K. variegatus, Limbosporites sp. cf. L. denmeadii, Matonisporites spp., Murospora sp., M. sp. cf. M. Florida, Podocarpidites sp. cf. P. astrictus, P. ellipticus, Quadraeculina anellaeformis, Staplinisporites caminus, Stereisporites psilatus, Striatella scanica, S. seebergensis, S. sp. cf. S. balmei, S. sp. cf. S. Scanica, S. sp. cf. S. seebergensis, Sulcosaccispora sp. cf. S. lata, Verrucosisporites spp.
فرم‌های خاص سازند دلیچای:
Annulispora folliculosa, Araucariacites australis, Indusisporiets sp. cf. I. parvisaccatus, Lycopodiacidites sp. cf. L. rugulatus, Murospora florida, Podocarpidites sp. cf. P. ellipticus, Retitriletes rosewoodensis, Staplinisporites sp. cf. S. caminus, S. sp. cf. S. manifestus, Stereisporites antiquasporites, Verrucosisporites varians.
فرم‌های مشترک در سازندهای شمشک و دلیچای:
Alisporites australis, A. grandis, A. lowoodensis, A. similis, Aratrisporites fischeri, Biretisporites spp., Calamospora tener, Callialasporites dampieri, Cerebropollenites macroverrucosus, Chasmatosporites apertus, Cibotiumspora jurienensis, Concavissimisporites punctatus, C. verrucosus, Cyathidites australis, Cycadopites follicularis, C. sp. cf. C. grandis, Deltoidospora hallii, Densoisporites velatus, Dictyophyllidites harrisii, D. mortonii, Dictyotosporites complex, Foveosporites pseudoalveolatus, Gleicheiniidites senonicus, Inaperturopollenites spp., Klukisporites spp., K. variegatus, Kyrtomisporites laevigatus, Limbosporites spp., L. antiquus, L. denmeadii, L. sp. cf. L antiquus, Lycopodiacidites rugulatus, Perotriletes sp. cf. P. whitfordensis, Platysaccus queenslandi, Podocarpidites astrictus, Punctatisporites microtumulosus, Quadraeculina sp. cf. Q. anellaeformis, Retitriletes polygonatus, Retitriletes spp., Ricciisporites tuberculatus, Rugulatisporites sp. cf. R. cicatricocus, Sculptisporis moretonensis, S. sp. cf. S. moretonensis, Sellaspora asperata, Stereisporites sp. cf. S. Psilatus, Todisporites minor, Toripustulatisporites spp., Velosporites sp. cf. V. Rugulatus.
تعداد و تنوع سیست داینوفلاژله‌ها کم و حفظ‌شدگی نمونه‌ها ضعیف است. با این حال 14 گونه سیست داینوفلاژله‌ها (بیشتر به‌صورتsp. و cf.) مربوط به 8 جنس شناسایی شد (پلیت 3) که عبارت‌اند از:
Ctenidodinium cornigera, C. sp. cf. C. combazii, C. continuum, Dichadogonyaulax sellwoodii, Ellipsodictyum sp., E. cinctum, Meiourogonyaulax planoseptata, M. sp. cf. M. caytonensis, M. sp. cf. M. valensii, Mendicodinium spp., M. scabratum, Scriniodinium sp., Tubotuberella dangeardii, Valensiella spp.
به‌علت وجودنداشتن گونه‌های شاخص، نمی‌توان بایوزونی را براساس سیست داینوفلاژله‌ها تعیین کرد. تنها گونۀ شاخص Mendicodinium scabratum به سن توارسین-باژوسین (Soliman et al. 2012) است که در 25 متر ابتدای سازند شمشک (SH7-SH9) حضور دارد (شکل 4).
براساس پراکندگی میوسپورها، پالینوزون Klukisporites variegatus-Striatella spp.- Contignisporites burgeri assemblage zone معرفی شد (شکل 3). حضور Klukisporites variegatus از ابتدای برش مطالعه‌شده، که از گونه‌های شاخص آغاز ژوراسیک میانی در ایران است (e.g Arjang 1975; Ashraf 1977; Achilles et al. 1984; Schweitzer et al. 1987)، همچنین حضورنداشتن فرم‌های ژوراسیک پیشین مانند Corollina spp. و Callialasporites turbatus (e.g Helby et al. 1987) سن ژوراسیک میانی را به برای این نهشته‌ها به اثبات می‌رساند. زمان حد بالایی این نهشته‌ها به‌علت حضورنداشتن Retitriletes watherooensis, Trilobosporites, Pilosisporites, Cicatricosisporites spp. and Ruffordiaspora spp. به ژوراسیک پسین (کیمیریجین) نمی‌رسد (e.g Helby et al. 1987; McKellar 1998; Batten and Koppelhus 1996). مرز باژوسین-باتونین با اولین ظهور هم‌زمان Contignisporites burgeri (Filatoff and Price 1988) و Striatella seebergensis (Filatoff and Price 1988; Batten and Koppelhus 1996) (در نمونۀ شمارۀ SH7)، در درون سازند شمشک، در حدود 75 متری زیر مرز سازندهای شمشک-دلیچای قرار دارد و در‌نتیجه نهشته‌های زیر آن، متعلق به باژوسین‌اند. حضور سیست داینوفلاژله Mendicodinium scabratum به سن توارسین-باژوسین (Soliman et al. 2012) که در 25 متر ابتدای برش چینه‌شناسی (SH7-SH9) حضور دارد، تأیید دیگری بر زمان باژوسین است (شکل 4). حضور هم‌زمان Contignisporites burgeri و گونه‌های مختلف Striatella بازۀ زمانی باژوسین-باتونین (Filatoff and Price 1988) را برای تمامی برش مطالعه‌شده تأیید می‌کند.
شکل 2- ستون چینه‌شناسی ده‌صوفیان (سمت چپ)، مرز سازندهای شمشک و دلیچای (سمت راست)
Fig 2- Lithostratigraphic column of Deh-Sofian stratigraphic section )left hand(; boundary of the Shemshak-Dalichai formations )right hand(
Plate 1. (1, 2) Cyathidites australis Couper 1953; proximal foci (sample Nos. SH5, SH7). (3) Dictyophyllidites harrisii Couper 1958; proximal focus (sample No. SH6). (4, 5) Dictyophyllidites mortonii (de Jersey) Playford and Dettmann 1965; proximal foci (sample No. SH5). (6, 7) Dictyotosporites complex Cookson and Dettmann 1958; proximal foci (sample Nos. SH6, SH7). (8, 9) Klukisporites variegatus Couper 1958; median foci (sample Nos. SH6, SH7). (10) Contignisporites burgeri Filatoff, McKellar and Price in Filatoff and Price 1988; distal focus (sample No. SH6). (11) Striatella seebergensis Mädler 1964; median focus (sample No. SH7). (12) Kyrtomisporites laevigatus Mädler 1964; proximal focus (sample No. SH7).
Plate 2. (1) Kyrtomisporites laevigatus Mädler 1964; proximal focus (sample No. D1). (2) Limbosporites antiquus (de Jersy) de Jersy and Raine 1990; proximal focus (sample No. SH6). (3, 4) Limbosporites denmeadii (de Jersy) de Jersy and Raine 1990; median foci (sample Nos. SH7, SH9). (5) Callialasporites dampieri (Balme) Sukh Dev 1961; polar view (sample No. SH6). (6) Callialasporites trilobatus (Balme) Sukh Dev 1961; polar view (sample No. SH6). (7, 8) Alisporites australis de Jersey 1962; median foci (sample Nos. D2, D3). (9, 10) Alisporites lowoodensis de Jersy 1963; median foci (sample Nos. SH7, D2). (11) Alisporites similis (Balme) Dettmann 1963; median focus (sample No. SH7). (12) Cerebropollenites macroverrucosus (Thiergart) Schulz 1967; distal focus (sample No. SH7).
Plate 3. (1) Cerebropollenites macroverrucosus (Thiergart) Schulz 1967; distal focus (sample No. SH7). (2) Chasmatosporites apertus (Rogalska) Nilsson 1958; distal focus (sample No. SH6). (3, 4) Ricciisporites tuberculatus Lundblad 1954; median foci (sample Nos. SH6, D7). (5) Fungal spore (sample No. SH1). (6) Michrystridium sp. (sample No. D3). (7, 8) Mendicodinium spp.; (sample Nos. SH2, SH4). (9) Mendicodinium scabratum Riding and Helby 2001; (sample No. SH9). (10) Meiourogonyaulax sp. cf. M. caytonensis Sarjeant (Sarjeant) 1969; (sample No. SH6). (11) Scriniodinium sp.; (sample No. SH5). (12) Dichadogonyaulax sellwoodii (Sarjeant) Stover and Evitt, 1978; (sample No. SH5).
شکل 3- گسترش چینه‌شناسی میوسپورهای برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، در گذر سازندهای شمشک-دلیچای
Fig 3- Stratigraphic distribution of miospores, Deh-Sofian stratigraphic section; Shemshak-Dalichai formations boundary
شکل 4- گسترش چینه‌شناسی سیست داینوفلاژله‌های برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، در گذر سازندهای شمشک-دلیچای
Fig 4- Stratigraphic distribution of dinoflagellate cysts, Deh-Sofian stratigraphic section; Shemshak-Dalichai formations boundary
مقایسۀ پالینوستراتیگرافی برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط ایران
مطالعات پالینولوژی متعددی بر رسوبات ژوراسیک ایران در حوضه‌های البرز، ایران مرکزی و کپه‌داغ انجام و پالینوزون‌های متعددی معرفی شده است (جدول 1). به‌منظور تسهیل در مقایسه، میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط ایران در جدول 2 نمایش داده شده است.
(Kimyai (1968, 1974 از نهشته‌های ذغال‌دار ژوراسیک پیشین-میانی شمال غرب کرمان، پالینوفلورای نسبتاً متنوعی را گزارش کرد. (Arjang (1975 برای رسوبات ذغال‌دار کرمان، زون Concavisporites (Dictyophyllidites) Zone (رتین-لیاس) و Klukisporites Zone با ساب‌زون Klukisporites variegatus Subzone (ژوراسیک میانی) را معرفی کرد. از زون‌های متعدد معرفی‌شده به‌وسیلۀ (Achilles et al. (1984 در رسوبات البرز شرقی، غربی و مرکزی در بازۀ زمانی نورین تا دوگر، تنها زون Duplexisporites problematicus (Striatella seebergensis) Ischyosporites (Klukisporites) variegatus Leptolepidites argenteaeformis Zone (ژوراسیک میانی)، با برش ده‌صوفیان مقایسه می‌شود. آنها با پیروی از (Arjang (1975 و Ashraf (1977)، مرز بین ژوراسیک پیشین-میانی را ظهور Ischyosporites (Klukisporites) variegatus در نظر گرفتند. Bhadradwaj and Kumar (1986) در کرمان، سه زون تجمعی A, B, C را به سن لیاس بالایی-دوگر پسین معرفی کردند. Sajjadi et al. (2007) در سازند کشف رود، حوضۀ کپه‌داغ، سه زون تجمعی محلی A, B, C به سن باژوسین-باتونین را معرفی کردند. (Hakimi Tehrani (2008 در سازند شمشک در برش چینه‌شناسی خوش‌ییلاق، البرز شرقی، سه زون تجمعی را معرفی کرد که دارای میوسپورهای مشترک در Assemblage C به سن ژوراسیک میانی با برش ده‌صوفیان است. Reza Zadeh (2008) در سازند شمشک، برش چینه‌شناسی شهمیرزاد در البرز، سه پالینوزون تجمعی A, B, C )به سن رتین-دوگر( را معرفی کرد که با مطالعۀ حاضر، میوسپورهای مشترکی با Assemblage C دارد. (Saadati Jafarabadi et al. (2013 در سازند دلیچای، برش روستای بار، بخش خاوری حوضۀ بینالود، زون Klukisporites به سن ژوراسیک میانی را پیشنهاد دادند. Dehbozorgi et al. (2013) پالینوزون Klukisporites Zone و ساب‌زون Klukisporites variegatus Subzone را در برش‌های چینه‌شناسی کنز و شرف، در سازند دلیچای به سن باژوسین پسین-کالووین معرفی کرد. Navidi-Izad et al. (2015) پالینوزون Contignisporites- Striatella assemblage zone را همراه با زون فراوانی Classopollis abundant zone به سن باژوسین پسین-کالووین، برای سازند دلیچای، در برش چینه‌شناسی دیکتاش، شمال‌شرق سمنان، معرفی کردند. (Sajjadi and Dermanaki Farahani (2017) در سازند دلیچای، جنوب شرقی مراغه، زون رسمی Klukisporites Zone و ساب‌زون رسمی Klukisporites variegatus Subzone (باژوسین پسین-کالووین) را شناسایی کردند. (Arkani (2018 زون Klukisporites Zone و ساب‌زون Klukisporites variegatus Subzone را برای سازند دلیچای، در برش چینه‌شناسی بار، شمال نیشابور، معرفی کرد. (Hashemi Yazdi et al. (2018 برای سازند دلیچای، در برش‌های چینه‌شناسی پل‌دختر، بلو (البرز مرکزی) و لوان (البرز شرقی)، پالینوزون رسمی Klukisporites variegatus, Araucariacites australis, Cerebropollenites, macroverrucosus Assemblage Zone را معرفی کردند. Badihagh et al. (2019) در سازند هجدک، بلوک طبس، ایران مرکزی زون K. variegatus acme zone (باژوسین-باتونین؟) را معرفی کردند. (Bashiri (2019 در سازند دلیچای، برش اندریه، شمال غرب فیروزکوه، پالینوزون Gleicheiniidites senonicus, Klukisporites variegatus, Araucariacites australis assemblage zone را معرفی کرد. (Khazaee (2019 در سازند شمشک در برش چینه‌شناسی نمین، البرز غربی، پالینوزون Klukisporites variegatus, Striatella spp.,-Contignisporites burgeri assemblage zone (باژوسین پسین-کالووین پیشین( را معرفی کرد. (Mohammad Khani and Zarei (2019 در سازند دلیچای، برش درجزین، شمال سمنان پالینوزون‌های Klukisporites variegatus و Klukisporites variegatus Acme Zone را شناسایی کردند. (Sajjadi et al. (2022 در سازند دلیچای، برش چینه‌شناسی تپال، البرز شرقی و در یک سال بعد (Sajjadi et al. (2023 در برش چینه‌شناسی یونجه‌زار، شمال شرق تهران، البرز مرکزی، پالینوزون Klukisporites variegatus-Araucariacites australis-Cerebropollenites macroverrucosus Assemblage Zone را شناسایی کردند. (Zarei (2022 در برش چینه‌شناسی آهوانو (شمال دامغان) براساس حضور Klukisporites variegatus و فراوانی Callialasporites dampieri سن ژوراسیک میانی و براساس وجود داینوفلاژله‌ها و روزن بران بنتیک و پلانکتونیک، سن باژوسین پسین تا کالووین بالایی؟ را برای سازند دلیچای تعیین کرد.
مقایسۀ پالینوزون‌های رسوبات ژوراسیک میانی ایران در حوضه‌های زمین‌ساخت ایران مرکزی، البرز و کپه‌داغ نشان داد پالینومورف‌های ده‌صوفیان با حوضۀ البرز، بیشترین همانندی را دارند که این امر نشان‌دهندۀ نوع پوشش گیاهی تقریباً یکسان در سرتاسر حوضۀ زمین‌ساخت البرز، در زمان رسوب‌گذاری سازندهای شمشک و دلیچای است.
مقایسۀ پالینوستراتیگرافی برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط جهان
مطالعات متعددی در سرتاسر دنیا بر پالینوستراتیگرافی رسوبات ژوراسیک میانی انجام شده است (جدول 1). برخی از مطالعات در گندوانا (شامل استرالیا، مصر، هند و آرژانتین) و برخی در اوراسیا (شامل افغانستان، چین اروپا، و روسیه) انجام شده است. در اینجا، این مطالعات با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان مقایسه می‌شود. به‌منظور تسهیل در مقایسه، میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط جهان، در جدول 3 نمایش داده شده‌اند.
گندوانا
استرالیا
از پالینوزون‌های معرفی‌شده به‌وسیلۀ (Balme (1957, 1964 در استرالیا، تنها پالینوزون Dampieri-Assemblage (ژوراسیک میانی-پسین) با میوسپورهای برش مطالعه‌شده مقایسه می‌شود. از مطالعات پالینواستراتیگرافی (Filatoff (1975 در غرب استرالیا، حوضۀ پرت [2]تنها قسمتی از ،Callialasporites dampieri Assemblage Zone و ساب‌زون Dictyophyllidites harrisii با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان تطابق‌دادنی است. از مطالعات (Helby et al. (1987 در استرالیا، تنها سوپرزون Callialasporites dampieri Superzone و دو بایوزون Dictyotosporites complex Oppel Zone (Filatoff 1975-modified) و Contignisporites cooksoniae Oppel Zone (Filatoff 1975- modified) به‌صورت بخشی با برش ده‌صوفیان تطابق‌دادنی است. از میان هشت پالینوزونی که (McKellar (1998 برای ژوراسیک استرالیا، حوضۀ سورات[3] معرفی کرد، تنها دو پالینوزون مربوط به ژوراسیک میانی، تا حدودی با برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده مطابقت دارد. میکروفلوراهای مشترک با پالینوزون، Camarozonosporites ramosus Association Zone (توآرسین-باژوسین پسین) Foveosporites pseudoalveolatus, Klukisporites variegatus وspp. Callialasporites است و فرم‌های مشترک با پالینوزون Aequitriradites norrisii Association Zone (باتونین) در جدول3 گزارش شده است. (Mantle and Riding (2012، پالینوستراتیگرافی چندین حوضۀ استرالیا را در ژوراسیک میانی (باژوسین–باتونین) مطالعه کردند. Contignisporites و Striatella از میوسپورهای شاخص مشترک با مطالعۀ حاضرند که در سرتاسر برش‌های مطالعه‌شدۀ آنها حضور داشتند.
مصر
(Mahmoud and Moawad (2000 در صحرای غرب مصر، پالینوستراتیگرافی رسوبات ژوراسیک میانی-کرتاسه میانی را مطالعه کردند. (Ibrahim et al. (2001 در صحرای شرق مصر، شش پالینوزون معرفی کردند که تنها پالینوزون Verrucosisporites spp. – Converrucosisporites spp. – Trilobosporites spp. Assemblage Zone (باژوسین-کالووین) با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان مطابقت دارد. (Ied and Ibrahim (2010 در شمال غربی صحرای مصر، از پنج زون زیستی که معرفی کردند، تنهاCallialasporites trilobatus – Pareodinia ceratophora Assemblage Zone (باژوسین – کالووین) با مطالعۀ حاضر انطباق داده می‌شود. (Zobaa et al. (2013 پالینومورف‌های رسوبات شمال غرب صحرای مصر را در محدودۀ زمانی ژوراسیک میانی-کرتاسۀ میانی مطالعه کردند. (Ied and Lashin (2016 در شمال شرقی مصر، در چاه کبریت-1[4]، شش پالینوزون را با محدودۀ زمانی ژوراسیک تا کرتاسه مشخص کردند.
جدول 1- مقایسۀ پالینوستراتیگرافی پیشنهادی برای برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با ایران و جهان در ژوراسیک میانی
Table 1- Comparison of palynostratigraphical scheme proposed for Deh-Sofian stratigraphic section with Iran and the world in the Middle Jurassic
هند
از چندین پالینوزون شناسایی‌شده به‌وسیلۀ (Tripathi (2001 در حوضۀ راجمحال[5] هند، تنها ASSEMBLAGE – 5 (آآلنین-باژوسین) با قسمتی از برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده تطابق دارد. (Tripathi (2004 در هند، حوضۀ راجمحال، سه زون تجمعی را معرفی کرد. از میان پالینوزون‌ها تنها Assemblabe-1 (ژوراسیک میانی) با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان مطابقت دارد. از مشخصات این زون، به فراوانیKlukisporites و اولین حضور Contignisporites اشاره می‌شود. به غیر از Trilites، بقیۀ میوسپورهای ذکر‌شده در برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده حضور دارند. Vijaya and Sen (2005) در هند، حوضۀ غرب بنگال، دو پالینوزون معرفی کردند که تنها پالینوزون Contignisporites cooksoniae Assemblage (باژوسین پسین-باتونین) با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان انطباق‌دادنی است.
آرژانتین
Volkheimer et al. (2008)در آرژانتین، در محدودۀ سنی باژوسین پسین-باتونین پیشین، میکروفلوراهای مشترک با برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان را شناسایی کردند.
اوراسیا
افغانستان
(Ashraf (1977 در نهشته‌های رتین-ژوراسیک شمال افغانستان پالینوزون Ischyosporites (Klukisporites) variegatus Duplexisporites problematicus (Striatella seebergensis) Zone را با سن ژوراسیک میانی معرفی کرد.
چین
(Wang et al. (1998 در حوضۀ Xinjiang چین و (Yin and Zhang (2002 در شمال غرب چین، سه پالینوزون را معرفی کردند. (Jiang et al. (2008 در حوضۀ تاریم[6] واقع در شمال غرب چین، پالینوستراتیگرافی رسوبات را بررسی کردند. Ashraf et al. 1999, 2010))، پالینوزون مشابه آن چیزی را در نهشته‌های حوضۀ جانگار[7] چین شناسایی کردند که در افغانستان معرفی شده بود (جدول 1).
اروپا
از پالینوزون‌های معرفی‌شده به‌وسیلۀ Lund and Pedersen (1985) در دانمارک، تنها زون C و ساب‌زون‌های C2 و C3 به سن باژوسین تا کالووین، با برش ده‌صوفیان تطابق‌دادنی است. (Koppelhus and Nielsen (1994 در دانمارک، پنج پالینوزون را معرفی کردند که تنها بایوزون Callialasporites-Perinopollenites Zone (آالنین-باتونین) به‌صورت بخشی با برش ده‌صوفیان تطابق‌دادنی است. Stefanowicz (2008) در شمال غرب اسکاتلند، پنج پالینوزون (A-E) را معرفی کرد. پالینومورف‌های برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، تا حدودی با دو بایوزون D (باژوسین میانی-باتونین پیشین) و E (باتونین میانی) مطابقت دارد. (Ainsworth and Riley (2010، پالینوستراتیگرافی رسوبات جنوب انگلستان را در محدودۀ زمانی تریاس-ژوراسیک میانی (باتونین) مطالعه کردند.
روسیه
(Rostovtseva (2011 در شمال غرب مسکو، دو پالینوزونPalynocomplex I (باتونین) و Palynocomplex II (کالووین) را معرفی کرد. (Nikitenko et al. (2013 مطالعات پالینوستراتیگرافی رسوبات ژوراسیک را تا کرتاسۀ حوضۀ انبر[8] در سیبری، براساس میوسپورها انجام دادند.
مقایسۀ پالینوستراتیگرافی ژوراسیک میانی در گندوانا و اوراسیا نشان داد که پالینوفلورا در این دو خشکی، به‌طور درخور توجهی شبیه به یکدیگر است. مقایسۀ پالینوستراتیگرافی برش ده‌صوفیان با پالینومورف‌های اوراسیا و گندوانا، علاوه بر تعیین سن نهشته‌ها (باژوسین-باتونین)، نشان داد این پالینومورف‌ها شباهت زیادی به فرم‌های گندوانا و اوراسیا دارند، اما برخی از پالینومورف‌ها که بومی نیمکرۀ جنوبی (گندوانا) هستند، در برش چینه‌شناسی مطالعه‌شده یافت نشدند. بنابراین استنتاج می‌شود که پالینومورف‌های بررسیشده، شباهت بیشتری با قارۀ اوراسیا دارند (جدول 3) که این امر به ارتباط البرز با حاشیۀ جنوبی اوراسیا (حاشیۀ شمال غربی اقیانوس نئوتتیس) در زمان رسوب‌گذاری سازندهای شمشک-دلیچای اشاره دارد.
جدول 2- میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط ایران
Table 2- Comparison of the miospores in the Deh-Sofian stratigraphic section with other parts of Iran
ادامۀ جدول 2- میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط ایران
Table 2- Comparison of the miospores in the Deh-Sofian stratigraphic section with other parts of Iran (continued)
جدول 3- میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط جهان
Table 3- Comparison of the miospores in the Deh-Sofian stratigraphic section with those found in the world (continued)
ادامۀ جدول 3- میوسپورهای مشترک برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان با دیگر نقاط جهان
Table 3- Comparison of the miospores in the Deh-Sofian stratigraphic section with those found in the world
اهمیت میوسپورها در جغرافیای دیرینه
شکافتن و قطعه‌قطعه‌شدن پانگه‌آ، که در تریاس پیشین آغاز شد، با تجزیۀ این ابرقاره به خشکی‌های اوراسیا در شمال و گندوانا در جنوب، در طول تریاس میانی به اوج خود رسید. در پرمین، خرد قارۀ ایران از گندوانا جدا شد، به‌سمت شمال مهاجرت و سرانجام در دورۀ تریاس با اوراسیا برخورد کرد (Berberian and King 1981; Alavi et al. 1997; Stampfli and Borel 2002; Wilmsen et al. 2009a). این برخورد در تریاس پسین با اوراسیا (Corsin and Stampfli 1977; Stampfli et al. 1991; Muttoni et al. 2001; Moix et al. 2008)، باعث آغاز کوهزایی سیمرین و گسترش حوضه‌های فورلند مناطق پیرامونی شد که واحدهایی مانند سازندهای شمشک و دلیچای را در حاشیۀ جنوبی اوراسیا در خود جای داد (Fürsich et al. 2009).
صفحۀ ایران در دورۀ ژوراسیک، بخشی از قارۀ اوراسیا بود (Wilmsen et al. 2009b; Robert et al. 2014). مطالعات ترکیب و توزیع فسیل‌های گیاهی ژوراسیک در سرتاسر اوراسیا، دو ایالت اقلیم گیاهی دیرینه را نشان می‌دهد: سیبریین در شمال و یورو-سینایین در جنوب اوراسیا (Vakhrameev 1987). نقشه‌های دیرینۀ جغرافیایی موجود (Thierry 2000; Robert et al. 2014) نشان می‌دهد در ژوراسیک میانی، شمال و مرکز پلیت ایران، در حاشیۀ شمال غربی اقیانوس نئوتتیس (شکل 5) در عرض‌های جغرافیایی 20 درجه تا 30 درجۀ شمالی واقع بوده است (Seyed-Emami et al. 2008; Wilmsen et al. 2009b).
گسترش جهانی پالینوفلورای منتسب آراکاریاسه‌آ و سرخس‌ها[9]در ژوراسیک میانی، ارتباط گستردۀ بین اوراسیا و گندوانا را تأیید می‌کند که همگی در اطراف اقیانوس تتیس حضور داشتند (Mantle and Riding 2012). با وجود شباهت‌های کلی پالینوفلورای خشکی ژوراسیک میانی در گندوانا و اوراسیا، برخی از اشکال بومی نیمکرۀ جنوبی (گندوانا) در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان یافت نشدند. این فرم‌ها عبارت‌اند از:
Aequitriradites norrisii, Anapiculatisporites dawsonensis, A. pristidentatus, Annulispora densata, Antulsporites saevus, Apiculatisporis taroomensis, Camarozonosporites ramosus, Coronatispora perforata, Convolutispora Prisca, Contignisporites cooksoniae, Dejerseysporites biannuliverrucatus, Microcachryidites antarcticus, Neoraistrickia densata, N. elongata, N. equalis, N. rugobacula, Nevesisporites undatus, Perotrilites whitfordensis, Retitriletes circolumenus, R. facetus, R. huttonensis, R. neofacetus, R. nodosus, R. proxiradiatus, Sculptisporis moretonensis, Staplinisporites manifestus, Trilites volkheimeri, Trilobosporites antiquus, Trisaccites microsaccatus, Tuberculatosporites westbournensis, Uvaesporites verrucosus.
با مقایسۀ پالینوفلوراهای گندوانا و اوراسیا، مشخص می‌شود که فرم‌های موجود در برش مطالعه‌شده، شباهت بیشتری به فرم‌های اوراسیا دارند. فونای آمونیتی ژوراسیک میانی نیز این نظریه را تأیید می‌کنند؛ زیرا این فونا در رشته‌‌کوه‌های البرز مرکزی، شباهت‌های بسیار نزدیکی را با فون دیگر نواحی رشته کوه‌های البرز، کپه‌داغ، شرق ایران مرکزی و همچنین با مناطق اروپایی و مناطق ساب‌مدیترانه نشان می‌دهند (Seyed–Emami et al. 2008). همچنین شباهت بین مجموعه داینوفلاژله‌های شمال ایران و مناطق شمال غربی اروپا و شمال غربی تتیس در طول دورۀ ژوراسیک میانی، نشان‌دهندۀ ارتباط مستقیم دریا و تبادل فونا بین این دو ناحیه است (Ghasemi-Nejad et al. 2012).
شکل 5- نقشۀ جغرافیای دیرینه در ژوراسیک میانی (با اندکی تغییرات نقل از Robert 2014)
Fig 5- Paleogeographic Maps of the Middle Jurassic (modified after Robert 2014)
نتیجه
در پالینوفلورای نهشته‌های قسمت بالایی سازند شمشک و قسمت زیرین سازند دلیچای در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان، شمال سمنان، 57 گونه اسپور (34 جنس)، 25 گونه پولن (13 جنس) و 14 گونه سیست داینوفلاژله‌ها (8 جنس) شناسایی شد. براساس پراکندگی میوسپورها، پالینوزون Klukisporites variegatus-Striatella spp.- Contignisporites burgeri assemblage zone معرفی شد. به‌علت حضور Klukisporites variegatus (گونۀ شاخص شروع ژوراسیک میانی در ایران)، نهشته‌های مطالعه‌شده، به این زمان نسبت داده شد. همچنین حضورنداشتن فرم‌هایی مانند Retitriletes watherooensis, Trilobosporites, Pilosisporites, Cicatricosisporites spp. and Ruffordiaspora spp. نشان می‌دهد سن حد بالایی نهشته‌های مطالعه‌شده به ژوراسیک پسین نمی‌رسد. مرز باژوسین-باتونین با ظهور هم‌زمان Contignisporites burgeri و Striatella seebergensis (در نمونۀ شمارۀ SH7)، حدوداً در 75 متری زیر مرز سازندهای شمشک-دلیچای قرار دارد و در‌نتیجه نهشته‌های پایین‌تر از آن، متعلق به باژوسین‌اند. حضور سیست داینوفلاژله Mendicodinium scabratum در 25 متر ابتدای سازند شمشک (در نمونه‌های SH7-SH9)، تأیید دیگری بر سن باژوسین برای نهشته‌های زیر مرز باژوسین-باتونین است. به‌علت حفظ‌شدگی ضعیف و وجودنداشتن گونه‌های شاخص سیست داینوفلاژله‌ها، نمی‌توان بایوزونی را براساس آنها ارائه کرد.
لیتولوژی سازند شمشک شامل تناوبی از ماسه‌سنگ و شیل است و سازند دلیچای شامل ماسه‌سنگ در قاعده و در ادامه، تناوبی از آهک و شیل است. مرز بین دو سازند مذکور به‌واسطۀ وجود لایۀ ماسه‌سنگی در قاعدۀ سازند دلیچای، ناپیوسته است. در گذر از مرز واحدهای سنگی مذکور، تغییر چشمگیری در تنوع گونه‌های میوسپورها مشاهده نشده است، اما فراوانی نسبی آنها در این افق با کاهش چشمگیری همراه است. این موضوع ناشی از تأثیر عملکرد فاز سیمیرین میانی است که سبب تفاوت در محیط رسوب‌گذاری از محیط دلتایی و مردابی (سازند شمشک) به محیط دریایی (سازند دلیچای) و در‌نتیجه تغییر در نرخ رسوب‌گذاری شده است. شایان ذکر است که در 45 متری زیر مرز دو سازند شمشک و دلیچای، 24 گونه میوسپور ناپدید و در 20 متری بالای این مرز، 11 گونه میوسپور متفاوت ظاهر می‌شوند.
مقایسۀ پالینوزون‌های رسوبات ژوراسیک میانی ایران (در حوضه‌های البرز، ایران مرکزی و کپه‌داغ) نشان داد که پالینومورف‌های ده‌صوفیان با حوضۀ البرز، بیشترین همانندی را دارند که این امر نشان‌دهندۀ نوع پوشش گیاهی تقریباً یکسان در سرتاسر اطراف حوضۀ زمین‌ساخت البرز در زمان رسوب‌گذاری سازندهای شمشمک و دلیچای است.
اگرچه پالینوفلورای خشکی ژوراسیک میانی در گندوانا و اوراسیا تا حدود زیادی شبیه به یکدیگر است، برخی از فرم‌ها بومی نیمکرۀ جنوبی (گندوانا) هستند که در برش چینه‌شناسی ده‌صوفیان یافت نشدند. بنابراین از‌نظر جغرافیای دیرینه، منطقۀ مطالعه‌شده در ژوراسیک میانی، در حاشیۀ شمال غربی اقیانوس نئوتتیس (در حاشیۀ جنوبی اوراسیا) قرار داشته است. مطالعات فونای آمونیتی و داینوفلاژله‌ها نیز این نتیجه را تأیید می‌کند.
[1] Immersion Oil
[2] Pert
[3] Surat
[4]- Kabrit -1 well
[5] Rajmahal
[6] Tarim
[7] Junggar Basin
[8] Anabar
[9] Araucariaceae-fern
)