Microfacies, depositional environment and carbonate association of the Asmari Formation in Tang-e-Gojestan

Document Type : Research Paper

Authors

1 Assistant Professor, Department of Geology Faculty of Science, Bu-Ali Sina University, Hamadan, Iran

2 PhD student, Department of Geology Faculty of Science, Lorestan University, Khoram Abad, Iran

Abstract

Abstract
The Asmari Formation was logged and sampled in the Tang-e-Gojestan stratigraphic section (Eshgar Anticline, Izeh Zone) to study microfacies, depositional environment and carbonate associations. The Asmari Formation with 298 m-thickness mainly consists of thick-bedded/massive cliff-forming limestones (the lower to middle parts), passes upward into thin to medium-bedded limestones with shale intercalations. The Asmari Formation rests conformably on the Pabdeh Formation, whereas the upper contact is covered. Petrographic studies of 239 thin sections enabled the recognition of nine microfacies belongingto the outer, middle (distal and proximal parts) and inner ramp (semi-restricted and restricted lagoons and tidal flat). The absence of syndepositional deformation and slumped structures, gradual changes in microfacies, and the absence of a distinct bar and/or buildup, all suggest a homoclinal carbonate ramp platform for the Asmari Formation in the section studied. Based on identified allochems, the carbonate associations are represented by heterozoan types, including nannofor and forealgal which are characteristic of Cenozoic ramps.
Keywords: Izeh Zone, Benthic foraminifera, Asmari Formation, Early Miocene, Zagros Basin.
 
 
Introduction
Cenozoic carbonate platform evolution resulted from the interplay of several factors, including local and global climate change, tectonic activity, eustatic sea-level fluctuations, and changes in dominant carbonate-producing organisms (Höntzsch et al. 2013). Following the extinction of rudist reef-building at the end of the Cretaceous, large benthic foraminifera (Nummulites, Assilina and Operculina, Discocyclina and Alveolinids) became dominant carbonate producers on the shallow carbonate platforms of the Tethys–Arabian belt, particularly in the inner to middle platform areas (Beavington-Penney and Racey 2004). The Oligo–Miocene carbonate platform deposits are globally widespread (Pomar et al. 2014). In southwestern Iran's Zagros foreland basin, an Oligo–Miocene intra-shelf basin developed, characterized by clastic sediments of the Eocene–early Miocene Razak Formation, deep-water shales and marls of the Paleocene through Oligocene Pabdeh Formation, and shallow-water platform carbonates of the Oligocene–early Miocene Asmari Formation (van Buchem et al. 2010; Allahkarampour Dill et al. 2018 and references therein). The Asmari Formation, a major oil reservoir in the Zagros Basin and the Middle East is notable for its extensive and accessible stratigraphic outcrops and rich fossil content (including benthic foraminifera), making it a focus of significant geological interest (Adams and Bourgeois 1967; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Ehrenberg et al. 2007; Laursen et al. 2009; van Buchem et al. 2010; Sadeghi et al. 2011; Shabafroz et al. 2015, 2020; Noorian et al. 2022). In this research, the Tang-e-Gojestan section was studied to investigate the microfacies and determine the sedimentary environments of the Asmari Formation.
 
Material & Methods
The studied section was selected in the easternmost part of the Izeh Zone (Fars subzone), 50 km NW of Nurabad Mamasani city (coordinates: 30°29′37.95′′ N, 51°16′34.37′′ E). The section was systematically sampled every 1 to 1.5 m.  For the purpose of this study, we investigated 239 thin sections through the entire Asmari Formation and also the topmost horizons of the Pabdeh Formation. The petrographic characterization of the carbonate facies and depositional environments is based on Dunham (1962), Embry and Klovan (1975) and Flügel (2010).
 
Discussion of Results & Conclusions
The Asmari Formation (298 m-thick) in the studied section could be lithostratigraphically divided into the following three units: the first unit consists of medium- to thick-bedded limestones interbedded with shale beds, the second unit is predominantly represented by massive and cliff-forming limestones, and the third unit consists of thin to medium-bedded limestones interbedded with shale beds. Field observations and laboratory-obtained data indicate that the lower boundary of the Asmari Formation with the Pabdeh Formation is conformable. The upper contact of the formation with the Gachsaran is covered and could not be detected. Whereas in the adjacent outcrops in the Eshgar Anticline, the Gachsaran Formation overlies the Asmari Formation (Zare et al. 2019). The skeletal grains mostly comprise larger benthic foraminifera (specially Nummulitidae and Lepidocyclinidae), echinoids, gastropods, bivalve, planktonic foraminifera, bryozoa, red algae, Ditrupa and rare coral fragments.  Petrographic studies of the studied interval led to the recognition of nine microfacies including MF1: planktonic foraminifera wackestone, MF2: planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone, MF3: larger hyaline benthic foraminifera wackestone/floatstone, MF4: lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone, MF5: porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone, MF6: Porcelaneous foraminifera wackestone, MF7: bioclast wackestone/mudstone, MF8: dolomudstone/dolostone, MF9: stromatolite bindstone. According to introduced microfacies and identified biota the Asmari Formation was deposited on a ramp carbonate platform (the inner, middle and outer ramp). The absence of slumped structures, gradual microfacies changes, and the lack of a distinct bar and/or buildups, all suggest a homoclinal carbonate ramp. The Paleocene–Eocene Thermal Maximum (PETM), which occurred 56 million years ago, had profound effects on biota (Röhl et al. 2007). This event was associated with rising sea-level, changes in ocean chemistry, increased atmospheric CO2, the highest temperatures recorded in the last 100 million years, and the prevalence of carbonate platform deposits rich in large benthic foraminifera (Zachos et al. 2001, 2003, 2008; Scheibner and Speijer 2008; Tosquella et al. 2022). Increased atmospheric CO2, in turn, led to ocean acidification, and rising sea-surface temperatures caused coral bleaching (the expulsion of zooxanthellae algae), resulting in reduced coral reef growth or even complete absence of these reef types (Zachos et al. 2005, White and Schiebout 2008; Scheibner and Speijer 2008; Payros et al. 2010). Consequently, most neritic carbonate platforms in the early Cenozoic developed as ramps due to the absence of reef-building organisms (Beavington-Penney et al. 2005; Tosquella et al. 2022). Based on the identified allochems, the carbonate associations in the studied section are limited to heterozoan types (nannofor and forealgal associations) that are widespread throughout the Cenozoic ramps.

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

تکامل پلاتفرم‎‍های کربناته در دوران سنوزوئیک با فرایندهای متعددی از قبیل تغییرات اقلیمی در مقیاس محلی و جهانی، شرایط تکتونیکی، تغییرات جهانی سطح آب دریاها و تغییر در مجموعه ارگانیسم‎‍های غالب کربنات‌ساز کنترل شده است (Höntzsch et al. 2013). پس از انقراض اجتماعات ریف‌ساز (به‌ویژه رودیست‎‍ها) در انتهای کرتاسه، فرامینیفرهای بنتیک بزرگ از‌جمله نومولیتیدها (Nummulites، Assilina و Operculina)، ارتوفراگمنیدها (Discocyclina) و آلوئولینیدها (Alveolinids) بر‌ کربنات‎‍های پلاتفرمی کم‌عمق با شرایط الیگوتروفیک کمربند تتیس-آرام شکوفا شدند و نقش تولید کربنات را در بخش‎‍های داخلی تا میانی پلاتفرم ایفا کردند (Beavington-Penney and Racey 2004). از طرفی این گروه از میکروفسیل‎‍ها با توجه به تنوع سریع و انقراض ناگهانی در دوران سنوزوئیک و همچنین با توجه به دارا‌بودن همزیست جلبکی، که بیشتر محدود به زون نورانی و اعماق کم است، نقش مهمی در بایوزوناسیون، تعیین سن نسبی نهشته‎‍های رسوبی و همچنین بازسازی محیط‎‍های دیرینه دارند (Hottinger 1983; Hallock 1988, 1986; Romero et al. 2002; Beavington-Penney and Racey 2004; Beavington-Penney et al. 2005; Zamagni et al. 2008; Gradstein et al. 2020). از طرفی انباشته‎‍های نومولیتی در زمان ائوسن به‌عنوان مخزن‌ حجم درخور توجهی از هیدروکربورها مورد توجه بوده‎‍اند (Racey 2001). سری الیگوسن با تغییرات عمده‎‍ای در ارگانیسم‌های تولید‌کنندۀ کربنات‎‍ها و معماری ریف‎‍های مرجانی همراه بوده است (Perrin 2002). علاوه بر فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، تنوع جلبک‎‍های قرمز کورالیناسه نیز در طی الیگوسن افزایش یافتند‌ (Buxton and Pedley 1989; Pedley 1998; Aguirre et al. 2000; Rasser and Piller 2004) و در طی محدودۀ زمانی میوسن پیشین/میانی به تولید‌کنندگان غالب کربنات‎‍ها تبدیل شدند (Halfar and Mutti 2005). نهشته‎‍های پلاتفرمی کربناته به سن الیگومیوسن در بیشتر نواحی دنیا رخنمون دارند (Pomar et al. 2014). در قسمت جنوب غربی ایران و در حوضۀ فورلندی زاگرس، یک حوضۀ درون شلفی به سن الیگومیوسن تشکیل شده است (van Buchem et al. 2010). این حوضۀ درون شلفی اساساً متشکل از نهشته‎‍های تخریبی (سازند رازک)، شیلی و مارنی عمیق (سازند پابده) و کربنات‎‍های پلاتفرمی کم‌عمق (سازند آسماری) است (Allahkarampour Dill et al. 2018 and references therein). سازند آسماری به‌عنوان مهم‌ترین سنگ مخزن نفتی در حوضۀ رسوبی زاگرس و حتی خاورمیانه، با داشتن رخنمون‎‍های گسترده و به‌راحتی در دسترس و همچنین غنی‌بودن به‌لحاظ محتوای زیستی (از‌جمله فرامینیفرهای بنتیک) توجه بسیاری از زمین‎‍شناسان را جلب کرده و به تحقیقات گسترده و جامعی بر‌ آنها منجر شده است (Wynd 1965; Adams and Bourgeois 1967; Seyrafian 2000; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007; Ehrenberg et al. 2007; Laursen et al. 2009; van Buchem et al. 2010; Sadeghi et al. 2011; Shabafrooz et al. 2015; Allahkarampour Dill et al. 2018; Gharechelou et al. 2020; Noorian et al. 2022) و همچنان این پژوهش‎‍ها به‌صورت فزاینده‎‍ای در حال انجام است. در این پژوهش نیز به‌منظور بررسی ریزرخساره‎‍ها و تعیین محیط‎‍های رسوبی نهشته‌های سازند آسماری، برش چینه‎‍شناسی تنگ گجستان واقع در تاقدیس اشگر ‌نمونه‎‍برداری و مطالعه شده است. مرزهای زیرین و بالایی این سازند در نقاط مختلف حوضۀ زاگرس، به‌دلیل تغییرات حوضه در زمان رسوب‎‍گذاری متفاوت بوده است. در بیشتر نقاط سازند آسماری بر‌ روی سازند پابده ته‎‍نشست یافته است، ولی در نواحی لرستان مرکزی و فارس داخلی مرز زیرین این سازند به ترتیب با سازندهای شهبازان و جهرم است (Motiei 2003). همانند مرز زیرین، وضعیت مرز بالایی سازند آسماری در نقاط مختلف زاگرس یکسان نیست، به‌طوری که در بیشتر نقاط سازند گچساران بر روی ‌آن نهشته‌‌ و در فارس داخلی و ارتفاعات زاگرس، سازند رازک به‌جای سازند گچساران رسوب­گذاری شده است (Motiei 2003).

موقعیت جغرافیایی و راه‎‍های دسترسی به برش‌ مطالعه‌شده

برش‌ مطالعه‌شده در شرقی‌ترین بخش از زون ایذه در استان فارس و در 50 کیلومتری شمال غرب شهرستان نورآباد ممسنی واقع شده است (شکل 1). دسترسی به برش‌ مطالعه‌شده از‌طریق مسیر نورآباد – بابامیدان - گچساران امکان‌پذیر است. جادۀ آسفالتۀ فرعی در محل شهر کوپن از این مسیر منشعب می‎‍شود که پس از عبور از روستاهای چهارطاق و دودک به‌سمت روستای تنگ گجستان و محل برش مدنظر می‎‍رسد. مختصات جغرافیایی قاعدۀ برش ‌مطالعه‌شده "37/34 '16 51 طول شرقی و "95/37 '29 30 عرض شمالی است.

شکل 1- الف) نقشۀ ساختاری حوضۀ رسوبی زاگرس، برگرفته از Farzipour-Saein et al. 2009 با تغییرات؛ ب) موقعیت جغرافیایی و راه‎‍های دسترسی به برش مطالعه‌شده (B) (برگرفته از Shabafrooz et al. 2015 با تغییرات)‌

Fig 1- A. Structural map of the Zagros fold and thrust belt (modified after Farzipour-Saein et al. 2009), B. location and access roads of the studied area (modified after Shabafrooz et al. 2015)‌

داده‎‍ها و روش‎‍ها

پس از پیمایش صحرایی و انتخاب تنگ گجستان به‌عنوان برش مطالعاتی، نمونه‌برداری از توالی سازند آسماری به‌صورت سیستماتیک و با فواصل 1 تا 5/1 متری انجام شد. در‌مجموع به‌منظور شناسایی اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی، تعیین ریزرخساره‌ها، محیط‎‍های رسوبی و ارائۀ مدل رسوب‎‍گذاری و تعیین اجتماعات کربناته، تعداد 239 مقطع نازک میکروسکوپی از نهشته‌های سازند آسماری و همچنین بخش بالایی سازند پابده تهیه شده است. مقاطع تهیه‌شده با استفاده از میکروسکوپ (پلاریزان)‌ مطالعه شدند. برای طبقه‎‍بندی و تفسیر ریزرخساره‎‍ها از (Dunham 1962; Embry and Klovan 1971; Geel, 2000; Flügel 2010) و تعیین محیط‌ها و ارائۀ مدل رسوبی از (Wilson 1975; Buxton and Pedley 1989; Tucker and Wright 1990; Flügel 2010) استفاده شده است.

نتایج و بحث

زیست چینه‌نگاری

پس از بررسی و شناسایی فرامینیفرهای بنتیک و پلانکتونی در مقاطع نازک مطالعه‌شده و بر‌اساس پخش و پراکندگی عمودی آنها، چهار بایوزون تجمعی بر مبنای زون‌بندی
 (et al. 2009; Van Buchem et al. 2010 Laursen) به سن الیگوسن-میوسن (روپلین- بوردیگالین) معرفی شد (جدول 1).

جدول 1- زون‎‍های زیستی برش‌ مطالعه‌شده

Table 1- Biozonation of the study section

Formation

Age

Thickness (m)

Biozone

Asmari

Burdigalian

 

19 m

(from 287 to 297 m)

Borelis melo curdica- Borelis melo melo Assemblage Zone

Asmari

Aquitanian

 

144 m

(from 134 to 278 m)

Miogypsina - Elphidium sp. 14- Peneroplis farsensis Assemblage zone

Asmari

Chattian

104 m

(from 30 to 134 m)

Archaias asmaricus - Archaias hensoni– Miogypsinoides compalanatus Assemblage Zone

Asmari

Rupelian- Chattian

 

20 m

from 10 to 30 m)

Lepidocyclina – Operculina - Ditrupa Assemblage Zone

 

ریزرخساره‎‍ها و محیط رسوبی

توالی نمونه‌برداری‌شده در برش تنگ گجستان شامل رأس سازند پابده و توالی سازند آسماری است. قسمت رأس سازند پابده از شیل‎‍ها و سنگ‌آهک‎‍های رسی خاکستری‌رنگ نازک تا متوسط‌لایه تشکیل و به‌تدریج به‌سمت بالاتر (قاعدۀ سازند آسماری) بر میان‌لایه‎‍های آهکی افزوده می‌شود که بیانگر تدریجی‌بودن تغییرات سنگ‎‍شناسی در محل مرز دو سازند یاد‌شده است. سازند آسماری با 298 متر ضخامت به‌طور عمده از‌نظر سنگ‌شناسی به 3 بخش‌ تفکیک‌شدنی است (شکل 2). بخش زیرین شامل سنگ‌آهک‎‍های متوسط تا ضخیم‌لایۀ کرم‌رنگ با میان‌لایه‎‍ای شیلی (شکل 2 تصویر A)، بخش میانی به‌طور عمده از سنگ‌آهک‎‍های صخره‌ساز تشکیل می‌شود و کاملاً به‌صورت توده‎‍ای است (شکل 2 تصویر B). بخش فوقانی نیز از سنگ‌آهک‎‍های نازک، متوسط و گاهی ضخیم‌لایه تشکیل می‌شود که در پاره‎‍ای از قسمت‎‍ها نیز دارای میان‌لایه‎‍های شیلی است (شکل 2 تصویر C).

مرز بالایی این سازند پوشیده است، با این حال در دیگر برش‎‍های مطالعه‌شده در تاقدیس اشگر توالی سازند آسماری به‌صورت پیوسته در زیر سازند گچساران (Zare et al. 2019) است و یا اینکه به‌صورت غیر هم‌شیب در زیر سازند رازک قرار دارد (Shabafrooz et al. 2015).  

  شکل 2 - الف) نمای نزدیکی از مرز تدریجی سازندهای پابده و آسماری؛ ب) سنگ‌آهک‎‍های صخره‌ساز در بخش‎‍های میانی سازند آسماری؛ پ) سنگ‌آهک‎‍های نازک تا متوسط‌‌لایه با میان‌لایه‎‍های شیلی در بخش بالایی سازند آسماری‌

Fig 2- A. Close up view of transitional boundary of the Asmari Formation with the Pabdeh Formation; B. Cliff forming limestones in the middle parts of the Asmari Formation; C. The thin to medium bedded limestones interbedded with shaly layers in the upper parts of the Asmari Formation. Abbreviations: Fm.: Formation‌

تلفیق شواهد صحرایی (همانند بررسی شکل هندسی، بافت، ساختار‌های رسوبی و الگوهای لایه‌بندی) و مطالعۀ پتروگرافی، به شناسایی تعداد 9 ریزرخساره منجر شد (شکل‎‍های 3 و 4). در ریزرخساره‌های شناسایی‌شده، اجزای اسکلتی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ هیالین (به‌خصوص جنس‎‍های خانواده Nummulitidae و Lepidocyclinidae)، انواع پورسلانوز (miliolids, Archaias and Peneroplis) دوکفه‌ای‌ها، شکم‌پایان، خارپوستان، فرامینیفرهای پلانکتونی، بریوزوئر، جلبک‌های قرمز، دیتروپا و میزان اندکی مرجان تشکیل شده‌اند. ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده در برش‌ مطالعه‌شده به شرح زیر است:

MF1: وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (Planktonic foraminifera wackestone)

توصیف: فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی این ریزرخساره را تشکیل می‎‍دهد. بایوکلست‎‍هایی همچون دیتروپا، اکینوئید، لپیدوسیکلینا و تکستولاریا نیز وجود دارند. زمینۀ این ریزرخساره گل پشتیبان و بافت سنگ وکستون است (شکل 3 تصویر A).

تفسیر: فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی نشان‌دهندۀ شرایط عمیق دریایی و ژرفای بیشتر از 200 متر است(Geel 2000) . حضور فرامینیفرهای پلانکتونی، بافت ریزدانه و گل پشتیبان و نبود جلبک‌های وابسته به نور، رسوب‎‍گذاری در یک محیط آرام، عمیق، کم‌انرژی و زیر سطح تأثیر امواج طوفانی را نشان می‎‍دهد (Wilson 1975; Flügel 2010). این ریزرخساره در محل مرز تدریجی دو سازند پابده و آسماری شناسایی‌شده و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی است. مشابه این ریزرخساره نیز در بخش‎‍های مختلفی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Amirshahkarami et al. 2007; Rahmani et al. 2009; Adabi et al. 2016; Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015; Zare et al. 2019; Allahkarampour Dill et al. 2018; Khalili et al. 2021).

MF2: وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (Planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone)

توصیف: فرامینیفرهای بنتیک بزرگ مانندOperculina ، Heterostegina، Eulepidinaو فرامینیفرهای پلانکتونی اجزای اصلی را تشکیل می‎‍دهند. دیگر اجزای این ریزرخساره را بایوکلست‎‍هایی همچون دیتروپا، اکینوئید و آلوئولینا تشکیل می‎‍دهد. زمینه گل پشتیبان و بافت سنگ وکستونی است (شکل 3 تصویر B).

تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ هیالین با پوستۀ کشیده نشان‌دهندۀ عمیق‎‍ترین بخش از حد پایینی منطقۀ نورانی (Geel 2000; Romero et al. 2002) و ته‎‍نشست تحت شرایط آرام و کم‌انرژی در قسمت انتهایی رمپ میانی (مرز بین رمپ بیرونی و میانی) است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Cosovic et al. 2004). ریزرخسارۀ مشابهی از همین سازند قبلاً در ناحیۀ فارس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Amirshahkarami et al. 2007).

MF3: وکستون /فلوتستون حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ (Larger benthic foraminifera wackestone/floatstone)

توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با دیوارۀ نازک و کشیده همانند لپیدوسیکلینیده و نومولیتیده (Operculina, Heterostegina, Spiroclypeous) است. اجزای فرعی راLepidocyclina ، Nephrolepidina و دوکفه‎‍ای تشکیل می‎‍دهند. بافت سنگ وکستون/فلوتستون‌ و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر C).

تفسیر: حضور لپیدوسیکلینیده و نومولیتیدهای با پوسته‎‍های بزرگ، پهن و کشیده و همچنین دیوارۀ نازک و با حفظ‌شدگی خوب در یک زمینۀ میکرایتی نشان‎‍دهندۀ شرایط دریایی با شوری نرمال و میزان انرژی کم تا متوسط است (Flügel 2010). شرایط ذکر‌شده حاکی از ته‎‍نشست این ریزرخساره در پایین ناحیۀ زون نوری و در قسمت دیستال رمپ میانی است (Hottinger 1980; 1983; Hoheneger 1999; Hollock 1988; Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Nebelsick et al. 2005; Cosovic et al. 2004; Bassi et al. 2007; Brandano et al. 2009). یولپیدیناهای بزرگ و مسطح و همچنین نومولیتیدها در بخش‎‍های عمیق‎‍تر منطقۀ الیگوفوتیک رشد می‎‍کنند (Hottinger 1997; Pomar et al. 2014). مشابه این ریزرخساره در تاقدیس‎‍های اشگر (Zare et al. 2019)، آنه (Shabafrooz et al. 2015)، تاقدیس خویز (Rahmani et al. 2009) و میدان نفتی منصور‌آباد، آغاجاری و رگ سفید (Fathi Isvand et al. 2022; Mousavi et al. 2022) گزارش شده است.

:MF4 وکستون/ پکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی تا لنزی‌شکل (Lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone)

توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل مانند Rotalia viennoti، Spiroclypeous و Heterostegina است. اجزای فرعی را Sphaerogypsina globolus, Valvulina, Textularia, Pyrgo, Amphistegina, Planorbulina, Austrotrillina، جلبک قرمز کورالیناسه و اکینوئید تشکیل می‎‍دهند. بافت سنگ وکستونی (در بعضی از افق‎‍ها وکستونی – پکستونی)‌ و زمینۀ آن گل آهکی است (شکل 3 تصویر D).

تفسیر: اندازۀ قطعات فسیلی نسبت‌به رخسارۀ قبلی کوچک‌تر و حضور جلبک‌های قرمز هم بیشتر شده است.‌ ویژگی­هایی از قبیل کوچک‌بودن اندازۀ صدف، پوستۀ عدسی‌شکل و دیوارۀ ضخیم، همگی بیانگر افزایش میزان نور و انرژی محیط و قرار‌گرفتن در قسمت پایینی زون نوری بالایی است. پوستۀ عدسی‌شکل این فرامینیفرها و همراهی با جلبک‎‍های قرمز بیانگر رسوب‎‍گذاری در زون الیگوفوتیک تا مزوفوتیک است (Corda and Brandano 2003; Brandano et al. 2009). البته حضور روتالیدهای بزرگ مانند Spiroclypeous نشان‌دهندۀ شرایط مزوفوتیک است (Brandano et al. 2009). با توجه به مجموعۀ شواهد بیان‌شده، محیط ته‎‍نشست این ریزرخساره مربوط به دریای باز و بخش پروکسیمال رمپ میانی است. مشابه این ریزرخساره از میدان نفتی مارون گزارش شده است Goodarzi et al. 2019)).

:MF5 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone)

توصیف: اجزای اصلی متشکل از فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز و هیالین عدسی‌شکل مانند Heterostegina، Austrotrillina ،Quinqueloculina ، Archaias، Pyrgo و Rotalia viennoti ‎‍هستند. اجزای فرعی را Textularia، Valvulina، Rupertina، Miogypsinoides،Discorbis ، جلبک قرمز کورالیناسه، دوکفه‎‍ای و اکینوئید تشکیل می‎‍دهند. بافت سنگ وکستونی و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر E).

تفسیر: حضور هم‌زمان فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز (ساکن قسمت‎‍های داخلی پلاتفرم) و هیالین دلیلی بر شرایط محیطی مناسب برای زیست این دو گروه از فرامینیفرها در کنار هم در لاگون دریای باز است (Romero et al. 2002; Rahmani et al. 2009). فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین، شرایط شوری نرمال دریایی و فرامینیفرهای با دیوارۀ پورسلانوز آب‌های کم‌عمق لاگونی و شرایط شوری بالاتر را برای زیست ترجیح می‎‍دهند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته‌شده و تنوع بالای فرامینیفرها در آن حاکی از ته‌نشست این ریزرخساره در پهنۀ لاگون نیمه‌محصور (زون نوری بالایی) با انرژی متوسط  است (Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006; Adabi et al. 2016). مشابه این ریزرخساره در میدان‎‍های نفتی مارون، منصور‌آباد، رگ سفید و آغاجاری (Goodarzi et al. 2019; Mousavi et al. 2022; Fathi Isvand et al. 2022) و زون ایذه (Amirshahkarami et al. 2007; Adabi et al. 2016; Zare et al. 2019) شناسایی شده است.

:MF6 وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (Porcelaneous foraminifera wackestone)

توصیف: اجزای اصلی فرامینیفرهای بنتیک با دیوارۀ پورسلانوز همانند Austrotrillina، Quinqueloculina، miliolids Archaias ، Dendritina rangi و Pyrgoهستند‌. اجزای فرعی آن شامل Peneroplis، Valvulina، Spiroloculina، Meandropsina، Triloculina، Haplophragmium، دو‌کفه‎‍ای، گاستروپودا و اکینوئید هستند. بافت سنگ از وکستونی تا پکستونی در تغییر‌ و زمینۀ آن به‌صورت گل آهکی است (شکل 3 تصویر F).

تفسیر: ویژگی بارز این ریزرخساره بافت گلی، افزایش فرامینیفرهای پورسالانوز همراه با کاهش و/یا نبود فرامینیفرهای با دیوارۀ هیالین و همچنین دیگر فونای سازگار با شرایط شوری نرمال دریایی است. فرامینیفرهای پورسلانوز در آب‎‍های کم‌عمق پهنۀ لاگونی زیست می‎‍کنند که به‌دلیل میزان انرژی پایین و چرخش محدود آب از شرایط شوری بالایی برخوردارند (Geel 2000; Romero et al. 2002; Vaziri-Moghaddam et al. 2006). شرایط لاگون محصور‌شده در این ریزرخساره با نبود فونای نرمال دریایی و فونای محصور‌شده با تنوع پایین پیشنهاد شده است (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003; Vaziri-Moghaddam et al. 2006, 2010; Flügel 2010). محدودۀ زیست دندریتیناهای همزیست‎‍دار، در بخش‎‍های بالایی زون نوری بالایی واقع در محیط لاگونی است (Brandano et al. 2009). این ریزرخساره بالاتر از قاعدۀ سطح اساس امواج عادی نهشته شده است ‌و محیط ته‎‍نشست آن‌ به قسمت‎‍های کم‌عمق زون یوفوتیک در محیط لاگونی نسبت داده می‌شود (Romero et al. 2002; Corda and Brandano 2003). مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری در بخش‎‍هایی از حوضۀ رسوبی زاگرس گزارش شده است (Vaziri-Moghaddam et al. 2010; Adabi et al. 2016; Fathi Isvand et al. 2022).

:MF7 مادستون - وکستون بایوکلستی (Bioclast wackestone/mudstone)

توصیف: اختصاصات این ریزرخساره کاهش فونا است، به‌طوری که بعضی از نمونه‌ها فاقد فسیل (گل آهکی) و در بعضی از نمونه‌ها برخی از فرامینیفرها (Textularia، Valvulina، Dendritina rangi، Discorbis، Quinqueloculina و Pyrgo)، دوکفه‎‍ای، براکیوپود و اکینوئید دیده می‎‍شوند. بافت سنگ از مادستونی تا وکستونی در تغییر است (شکل 3 تصویر G).

تفسیر: کاهش چشمگیر و/یا نبود فونا دلیلی بر تغییر شرایط پالئواکولوژی است. فقدان فسیل نشانۀ چرخش محدود آب و نبود شرایط زیست مناسب برای موجودات دریایی است (Alsharhan and Kendall 2003). حضور اندک فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین کوچک نظیر Discorbis و Elphidium دلیلی بر افزایش شوری و نور در محیط است. فراوانی گل کربناته، فونای ناچیز و ارتباط آن با رخساره‎‍های لاگونی حاکی از تشکیل این ریز‌رخساره در قسمت‎‍های کم‌عمق لاگون محصور به‌سمت ساحل (پهنۀ جزر و مدی) است (Flügel 2010). مشابه این ریزرخساره در میدان نفتی مارون Goodarzi et al. 2019))‌، تاقدیس اشگر (Zare et al. 2019) و میدان نفتی منصور‌آباد (Mousavi et al. 2022) شناسایی شده است.

:MF8 دولومادستون/دولوستون (Dolomudstone/ Dolostone)

این ریزرخساره به‌طور عمده از بلورهای ریز دولومیت تشکیل می‌شود و فاقد هر گونه فسیلی است (شکل 3 تصویر H).

تفسیر: بافت همگن و گل پشتیبان، ‌وجودنداشتن اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی در این ریزرخساره نشانۀ تشکیل و تعلق آن به پهنۀ جزر و مدی با انرژی پایین از رمپ داخلی است (Nebelsick et al. 2005; Rasser et al. 2005; Aqrawi et al. 2006). گسترش دولومیت‎‍های ریزبلور و دولومیتی‌شدن رخساره‎‍های آهکی متأثر از افت سطح آب دریا و خروج از آب رسوبات و همچنین در اثر تبخیر شورابه‎‍های غنی از Mg2+ است (Aqrawi et al. 2006; Adabi et al. 2009; Dehghanzadeh et al. 2016; Allahkarampour Dill et al. 2018). مشابه این ریزرخساره در سازند آسماری در قسمت جنوب غربی زون ایذه (Allahkarampour Dill et al. 2018, Zare et al. 2019) و فروافتادگی دزفول (Dehghanzadeh et al. 2016; Khalili et al. 2021; Fathi Isvand et al. 2022) گزارش شده است.

.:MF9 استروماتولیت بایندستون (Stromatolite Bindstone)

توصیف: این ریزرخساره به‌جز استروماتولیت‎‍های لامینه‎‍ای تیره و روشن فاقد هر نو ع اجزای زیستی دیگری است (شکل 3 تصویر I).

تفسیر: سیانوباکتری‎‍ها با فیلامنت‎‍های خود، سبب به دام انداختن قطعات رسوبی و به ته‎‍نشست رسوبات لامینه‎‍‌ای یا همان استروماتولیت‎‍ها منجر می‎‍شوند. بهترین مکان برای تشکیل آنها‎‍، محیط‎‍هایی‌اند که موجودات چرنده مانند شکم‎‍پایان و ماهی‎‍ها نتوانند پوشش‎‍های جلبکی را بخورند و آنها را از بین ببرند(Amirshahkarami et al. 2007; Flügel 2010) . این جلبک‎‍ها امروزه در نواحی بالای پهنۀ بین جزر و مدی، آب‎‍های شیرین کم‌عمق، محیط‎‍های آب لب‌شور و دریاچه‎‍های بزرگ و کوچک ته‌نشین می‎‍شوند (Greensmith 1988). بنابر توضیحات داده‌شده و با توجه به موقعیت چینه‌شناسی و رخساره‎‍های همراه، این رخساره در شرایط سوپراتایدال نهشته شده است. مشابه این ریزرخساره از سازند آسماری، در میدان نفتی کرنج شناسایی شده است Amirshahkarami et al. 2007; Saeedi Razavi et al. 2020)).

شکل 3- ریزرخساره‌‎‍های برش ‌مطالعه‌شده:A ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی (MF1)؛ B) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای پلانکتونی و بنتیک بزرگ (MF2)، C) وکستون (فلوتستون) حاوی فرامینیفرهای بنتیک بزرگ با پوستۀ هیالین (MF3)؛ D) وکستون بایوکلستی حاوی فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ ضخیم و عدسی‌شکل (MF4)؛E ) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز و هیالین (MF5)؛ F) وکستون حاوی فرامینیفرهای پورسلانوز (MF6)؛ G) مادستون - وکستون بایوکلستی (MF7)؛ H) دولومادستون (دولوستون) (MF8)؛ I) استروماتولیت باندستون (MF9)‌

Fig 3- Identified microfacies in the studied area, A) planktonic foraminifera wackestone (MF1), B) planktonic and larger benthic foraminifera bioclast wackestone (MF2), C) larger hyaline benthic foraminifera wackestone/floatstone (MF3), D). lenticular hyaline foraminifera bioclast wackestone/packstone (MF4), E) Porcelaneous and hyaline foraminifera wackestone (MF5), F) Porcelaneous foraminifera wackestone (MF6), G) Bioclast wackestone/mudstone (MF7), H) Dolomudstone/Dolostone (MF8), I) Stromatolite Bindstone (MF9). Abbreviations: P. planktonic foraminifera, O. Operculina, D. Ditrupa, B. Bivalve, Eu. Eulepidina, S. Spiroclypeous, R. Rotalia viennoti, H. Heterostegina, R-A. Red algal, M. Miogypsinoides, El. Elphidium, Q. Quinqueloculina, Mil. miliolids, Me. Meandropsina, Ar. Archaias.

شکل 4- ستون چینه‎‍نگاری سنگی، گسترش ریزرخساره‌‎‍ها و محیط‎‍های رسوبی پیشنهادی سازند آسماری در برش مطالعه‌شده‌

Fig 4- Lithostratigraphic log, microfacies distribution along with proposed depositional environments of the Asmari Formation in the studied section.

 مدل رسوبی

حادثۀ گرمایشی مرز پالئوسن/ائوسن[1] 56 میلیون سال پیش رخ داده و تأثیرات عمیقی (تحول و انقراض) بر ‌حیات داشته است (Röhl et al. 2007). این حادثه با بالا‌بودن سطح آب دریاها، تغییر شیمی آب اقیانوس‎‍ها، افزایش میزان گاز دی اکسید کربن، بیشینۀ دمایی در طی 100 میلیون سال اخیر عمر کرۀ زمین همراه بوده است و با غلبۀ نهشته‎‍های پلاتفرمی کربناتۀ غنی از فرامینیفرهای بنتیک بزرگ شناخته می‎‍شود (Zachos et al. 2001, 2003; 2008; Scheibner and Speijer 2008; Tosquella et al. 2022). افزایش گازCO2 ، اسیدی‌شدن محیط‎‍های دریایی را در پی داشته و افزایش دمای سطح آب دریاها سبب خارج‌شدن جلبک‎‍های زوگزانتله از بافت مرجان‎‍ها شده است و این موضوع به سهم خود به افت تولید یا نبود پهنه‎‍های ریفی مرجانی منجر شد (Zachos et al. 2005, White and Schiebout 2008; Scheibner and Speijer 2008; Payros et al. 2010). از این ‎‍رو بیشتر پلاتفرم‎‍های کربناتۀ نریتیک در ابتدای دوران سنوزوئیک در غیاب موجودات چارچوب‌ساز ریفی (فقط در برخی از مناطق به‌صورت ریف‎‍های تکه‎‍های حضور دارند) به‌صورت رمپ توسعه یافتند (Beavington-Penney et al. 2005; Tosquella et al. 2022). با توجه به تنوع نه چندان زیاد ریزرخساره‎‍های شناسایی‌شده، تغییرات تدریجی و پیوستگی آنها و همچنین‌ حضورنداشتن رخساره‎‍های ریف‌ساز سدی، مدل رسوب‎‍گذاری از نوع رمپ کربناتۀ کم‌شیب (هموکلینال) برای سازند آسماری در برش‌ مطالعه‌شده پیشنهاد می‎‍شود (شکل 5). همچنین در مطالعۀ پیشین در همین تاقدیس، مدل رسوبی سازند آسماری به یک رمپ کربناته نسبت داده شده است (Zare et al. 2019). با وجود اینکه در برش ‌مطالعه‌شده، انباشته‌های زیستی مرجانی گسترش ندارند، با این حال در دیگر برش‎‍های مطالعه‌شده از سازند آسماری، به‌ویژه در یال جنوبی تاقدیس اشگر و تاقدیس آنه، نهشته‎‍های وسیعی از آنها با پهنای 100 تا 200 متر و ضخامت 50 تا 60 متر گزارش شده است (van Buchem et al. 2010; Shabafrooz et al. 2015). در این برش، چینه‌شناسی مدل رسوبی شامل رخساره‎‍های محیط‎‍های رمپ خارجی، رخساره‎‍های رمپ میانی و رخساره‎‍های رمپ درونی است (شکل 4).

شکل 5- مدل رسوبی پیشنهادی به‌همراه موقعیت مکانی اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده برای سازند آسماری در برش گجستان‌

Fig 5- Proposed depositional model along with spatial distribution of the carbonate associations for the Asmari Formation in the Tang-e Gojestan area, FWWB: Fair-weather wave base, SWWB/SWB: Storm wave weather base.

رخساره‎‍های رمپ خارجی و مرز آن با رمپ میانی شامل ریزرخساره‎‍های MF1 و MF2 و فونای شاخص و غالب آن فرامینیفرهای پلانکتونی است (شکل 4). رمپ میانی شامل بخش دیستال (MF3) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با دیوارۀ نازک و کشیده و بخش پروکسیمال (MF4) با فونای غالب از نوع فرامینیفرهای هیالین با پوستۀ ضخیم و عدسی‌شکل است (شکل 4). رمپ درونی شامل محیط‎‍های لاگون نیمه‌بسته، لاگون محصور و پهنۀ جزر و مدی است (شکل 4). لاگون نیمه‌محصور شامل MF5 و لاگون محصور شامل MF6 و MF7است. پهنۀ جزر ومدی شامل دو ریزرخسارۀ اینتراتایدال ((MF8 و سوپراتایدال MF9 است (شکل 4).

اجتماعات کربناته

همراهی و فراوانی دانه‌های کربناته متشکل از اجزای اسکلتی و غیر اسکلتی سبب ایجاد اجتماعات کربناته می‎‍شود. این اجتماعات با فاکتورهای متعددی همچون دﻣﺎ، ﺷﻮری، میزان اکسیژن محلول، ﻣﻮاد غذایی، انرژی هیدرودینامیکی، ﻧﻮر (شفافیت)، غلظت CO2، میزان ++Ca، نسبت Mg/Ca، PH آب دریا و ﻣﯿـﺰان ورود ﻣـﻮاد آواری به حوضه کنترل می‎‍شود (Pomar et al. 2004; Flügel 2010). اجتماعات کربناته در دریاهای عهد حاضر، بر‌اساس عرض جغرافیایی و چرخش آب دریا پراکنده شده‌اند (Mutti and Hallock 2003). بر‌اساس میزان وابستگی موجودات تولیدکنندۀ کربنات به نور، دو مجموعۀ عمدۀ هتروزوئن (اجتماع کربناته در آب و هوای سرد با شرایط مزوتروفی تا یوتروفی) و فتوزوئن (اجتماع کربناته در کمربندهای حاره‎‍ای تا نیمه‌حاره‎‍ای با شرایط الیگوتروفی تا کمی مزوتروفی) معرفی شده است که برای تمامی نهشته‎‍های ائون فانروزوئیک‌ استفاده‌شدنی‌اند (Lees and Buller 1972; James 1997; Wilson and Vecsei 2005). اجتماعات کربناته براساس فراوانی اجزای سازندۀ آنها به اسامی گوناگونی از قبیل فورامول، رودآلگال، بریومول، فورآلگال، کلروزوئن و کلروآلگال تقسیم‎‍بندی شده‎‍اند. با توجه به اینکه اجتماعات کربناتۀ هتروزوئن بیشتر معرف عرض‌های جغرافیایی بالا هستند، ولی ورود مواد غذایی فراوان در داخل حوضه‎‍های رسوبی که شفافیت محیط‎‍های آبی را کاهش می‌دهند‌ و از تشکیل بیشتر کلنی مرجان‎‍های ریف ساز جلوگیری می‎‍کنند، شرایط را برای تشکیل آنها در محیط‎‍های حاره‌ا‌ی نیز فراهم می‌کند (Pomar et al. 2004; Kalanat et al. 2011). در برش مطالعه شده با توجه به فراوانی زیاد فرامینیفرهای بنتیک بزرگ وحضور اندک مرجان‎‍های ریف‎‍ساز، اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده از نوع هتروزوئن ‌و شامل انواع نانوفرو فورآلگال‌اند. البته نبود ارگانیسم‎‍های فوتوزوئن و ریف‌ساز اصلی به شرایط اکولوژیکی حاکم بر رسوب‎‍گذاری سازند آسماری در زمان روپلین-اکی تانین وابستگی دارد (Kalanat et al. 2011).

اجتماع کربناتۀ نانوفر[2]: این اجتماع متشکل از فرامینیفرهای پلانکتونی، نانو‌فسیل‎‍های آهکی، سوزن‎‍های اسفنج، خارهای اکینوئید و بریوزواست (Hayton 1995). این اجتماع در آب‎‍های عمیق دور از ساحل دیده می‎‍شود، ولی در آب‎‍های کم‌عمق و به‌صورت جزئی در محیط‎‍های بسته نیز دیده می‎‍شود (Hayton 1995). فرامینیفرهای پلانکتونی مطالعه‌شده در قسمت‌های انتهایی سازند پابده و همچنین در محل مرز تدریجی آن با سازند آسماری (ریزرخسارۀ MF1) اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‌شوند و مربوط به پهنۀ رمپ خارجی‌اند (شکل‎‍های 5 و 6 تصویر A).

اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال): فرامینیفرهای بنتیک بزرگ منفذدار با تنوع بالا به‌همراه جلبک‎‍های قرمز و سبز اجزای اصلی این اجتماع کربناته محسوب می‎‍شوند Wilson and Vecsei 2005)). فرامینیفرهای بنتیک بزرگ، یکی از مهم‌ترین اجزائ تشکیل‌دهندۀ کربنات‎‍های کم‌عمق مناطق حاره‎‍ای‌اند و به‌صورت همزیست با جلبک‌ها (microalgal) دیده می‌شوند و عمدتاً در محیط‌های کربناتۀ ریفی و سدی الیگوتروفیک (K-strategists) زندگی می‌کنند (BouDagher-Fadel 2008). امروزه آنها در عرض‌های جغرافیایی پایین و در آب‌های گرم، کم‌عمق و فقیر از مواد غذایی محصور شده‌اند. اجزای اصلی تشکیل‌دهندۀ آن در برش‌ مطالعه‌شده شامل اپرکولینا، هتروستژینا، لپیدوسیکلینا، اسپیروکلیپوس و یولپیدینا همراه با جلبک قرمزکورالیناسه‎‍آ است. ریزرخساره‎‍های MF2 و MF3 در برش‌ مطالعه‌شده، معرف این نوع از اجتماعات کربناته‌ و در بازۀ زمانی الیگوسن (روپلین – شاتین) و در محیط رمپ میانی (قاعدۀ سازند آسماری) نهشته شده است (شکل‎‍های 5 و 6 تصاویر B و C).

شکل 6- اجتماعات کربناتۀ شناسایی‌شده در برش‌ مطالعه‌شده: الف: اجتماع کربناته نانوفر؛ ب و پ: اجتماع کربناتۀ فورآلگال (ال بی فورآلگال)‌

Fig 6- Identified carbonate associations in the studied area, A. Nannofor carbonate associations, B. Forealgal (LB-foralgal) carbonate associations, and C. Foramol carbonate associations‌

 نتیجه ‍

سازند آسماری در برش تنگ گجستان به‌طور عمده از سنگ‌آهک‎‍های ضخیم‌لایه و صخره‌ساز تشکیل شده است. براساس مطالعات پتروگرافی و دیگر شواهد به دست آمده از بررسی نهشته‎‍های این سازند، تعداد 9 ریزرخساره متعلق به محیط‎‍های رمپ خارجی، رمپ میانی و رمپ درونی شناسایی شد. بر‌اساس ماهیت رخساره‎‍های شناسایی‌شده، توزیع و پراکندگی ریزرخساره‌‎‍ها، تنوع کم رخساره‎‍ها، تغییرات تدریجی ریزرخساره‌ها، پیوستگی آنها و‌ حضورنداشتن رخساره‎‍های ریف‌ساز سدی مدل رسوب‎‍گذاری سازند آسماری از نوع رمپ کربناته کم‌شیب (هموکلینال) در نظر گرفته شده است. اﺟﺘﻤﺎﻋﺎت ﮐﺮﺑﻨﺎﺗﻪ در برش‌ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ‌شده از نوع هتروزوئن بوده و دو نوع اجتماع دانه‎‍ای نانوفر و فورآلگال به‌صورت جزئی‌تر در آن شناسایی شده است.

 

[1] Paleocene–Eocene thermal maximum

[2] Nannofor

References

Adabi M.H. 2009. Multistage dolomitization of Upper Jurassic Mozduran Formation, Kopet-Dagh Basin, N.E. Iran. Carbonates and Evaporites, 24:16–32. https://doi.org/10.1007/BF03228054
Adabi M.H. Kakemem U. and Sadeghi A. 2016. Sedimentary facies, depositional environment, and sequence stratigraphy of Oligocene–Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (SW Iran). Carbonates and Evaporites, 31: 69–85. https://doi.org/10.1007/s13146-015-0242-9.
Adams T.D. and Bourgeois F. 1967. Asmari biostratigraphy. Geol Explor Div, IOOC Rep 1074, Tehran (unpublished). https://doi.org/10.22071/gsj.2012.54538.
Aguirre J. Riding R. and Braga J.C. 2000. Diversity of coralline red algae: origination and extinction patterns from the Early Cretaceous to the Pleistocene. Paleobiology, 26(4): 651-667. https://doi.org/10.1666/0094-8373(2000)026<0651:DOCRAO>2.0.CO;2.
Allahkarampour Dill M. Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. and Behdad A. 2018. Oligo-Miocene carbonate platform evolution in the northern margin of the Asmari intra-shelf basin, SW Iran. Marine and Petroleum Geology, 92: 437–461. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2017.11.00
Alavi M. 2004. Regional stratigraphy of the Zagros fold-thrust belt of Iran and its proforeland evolution. American Journal of Science, 304: 1–20. https://doi.org/10.2475/ajs.304.1.1
Alsharhan A.S. and Kendall C.G.S.C. 2003. Holocene coastal carbonates and evaporites of the southern Arabian Gulf and their ancient analogues. Earth-Science Reviews, 61: 191–243. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(02)00110-1.
Amirshahkarami M. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2007. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of the Asmari Formation at chaman-Bolbol, Zagros Basin, Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 29(5-6), pp.947-959. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2006.06.008.
Aqrawi A.A.M. Keramati M. Ehrenberg S.N. Pickard N. Moallemi A., Svånå T.A. Darke G. Dickson J.A.D. and Oxtoby N.H. 2006. The origin of dolomite in the Asmari Formation (Oligocene-Lower Miocene), Dezful Embayment, SW Iran. Journal of Petroleum Geology, 29: 381–402. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2006.00381.x.
Bassi D. Hottinger L. and Nebelsick J. 2007. Larger foraminifera from the Upper Oligocene of the Venetian area, North-East Italy. Paleontology, 50: 845–868. https://doi.org/10.1111/j.1475-4983.2007.00677.x
Bassi D. and Nebelsick J.H. 2010. Components, facies and ramps: Redefining Upper Oligocene shallow water carbonates using coralline red algae and larger foraminifera (Venetian area, northeast Italy). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 295: 258280. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2010.06.003
Beavington Penney S.J. and Racey A. 2004. Ecology of extant nummulitids and other larger benthic foraminifera: applications in palaeoenvironmental analysis. Earth-Science Reviews, 67: 219–265.  https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2004.02.005
Beavington‐Penney S.J. Paul Wright V. and Racey A. 2005. Sediment production and dispersal on foraminifera‐dominated early Tertiary ramps: the Eocene El Garia Formation, Tunisia. Sedimentology, 52(3): 537-569. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2005.00709.x
BouDagher-Fadel M.K. 2008. Evolution and Geological Significance of Larger Benthic Foraminifera. Developments in paleontology and stratigraphy, 21: 540 p. DOI: 10.2307/j.ctvqhsq3
Brandano M. and Corda L. 2002. Nutrients, sea level and tectonics: constrains for the facies architecture of a Miocene carbonate ramp in central Italy. Terra Nova, 14: 257–262. https://doi.org/10.1046/j.1365-3121.2000.00419.x.
Brandano M. Vannucci G. Pomar L. and Obrador A. 2005. Rhodolith assemblages from the lower Tortonian carbonate ramp of Menorca (Spain). Environmental and paleoclimatic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, 226: 307–323. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2005.04.034
Brandano M. Frezza V. Tomassetti L. and Pedley M. 2009. Facies analysis and paleoenvironmental interpretation of the Late Oligocene Attard Member (Lower Coralline Limestone Formation), Malta. Sedimentology, 56: 1138–1158. 10.1111/j.1365-3091.2008.01023.x.
Brandano M. Frezza V. Tomassetti L. and Cuffaro M. 2009.  Heterozoan carbonates in oligotrophic tropical waters: The Attard member of the lower coralline limestone formation (Upper Oligocene, Malta) Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 274: 54–63. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2008.12.018
Brandano M. Morsili M. Vannucci G. Parente M. Bosellini F. and Mateu-Vicens G. 2010.  Rhodolith-rich lithofacies of the Porto Badisco Calcarenites (upper Chattian, Salento, southern Italy). Italy Journal Geoscience, 129: 119-131. https://doi.org/10.3301/IJG.2009.10.
Buxton M.W.N. and Pedley H.M. 1989. A standardized model for Thethyan Tertiary carbonate ramps, London. Journal of the Geological Society, 146: 746–748. https://doi.org/10.1144/gsjgs.146.5.0746
Carannante G. Esteban M. Milliman J.D. and Simone L. 1988. Carbonate lithofacies as paleolatitiude indicators: problems and limestone. Sedimentary Geology, 60: 333–346. https://doi.org/10.1016/0037-0738(88)90128-5.
Corda L. and Brandano M. 2003. Aphotic zone carbonate production on a Miocene ramp, Central Apennines, Italy. Sedimentary Geology, 161: 55–70. https://doi.org/10.1016/S0037-0738(02)00395-0.
Cosovic V.K. and Moro A. 2004. Paleoenvironmental model for Eocene foraminiferal limestones of the Adriatic carbonate platform (Istrian Peninsula). Facies, 50: 61–75. https://doi.org/10.1007/s10347-004-0006-9
Dehghanzadeh M. Adabi M.H. Mousavi M.R. Sadeghi A. and Avarjani SH. 2016. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Asmari Formation in Kuh-e Asmari and Kuh-e Gurpi surface sections. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 32: 1-24. DOI: 10.22108/jssr.2016.20862.
Dunham R. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture, in Ham W.E. (Ed.), Classification of carbonate rocks. AAPG Memoir 1, Tulsa, 108–121. https://doi.org/10.1306/M1357.
Ehrenberg S.N. Pickard N.A.H. Laursen G.V. Monibi S Mossadegh Z.K. Svana T.A. Aqrawi A.A.M. McArthur J.M. and Thirlwall M.F. 2007. Strontium Isotope Stratigraphy of the Asmari Formation (Oligocene - Lower Miocene), SW Iran, Journal of Petroleum Geology, 30(2): 107–128. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2007.00107.x.
Embry A.F. and Klovan J.E. 1971. A late Devonian reef tract on northeastern Banks Islands, Nortwest Territories. Bulletin of Canadian Petroleum Geology, 19: 730–781. https://doi.org/10.35767/gscpgbull.19.4.730
Farzipour-Saein A. Yassaghi A. Sherkati S. and Koyi H. 2009. Basin evolution of the Lurestan region in the Zagros fold-and-thrust belt, Iran. Journal of Petroleum Geology, 32: 5–19. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2009.00432.x.
Fathi Isvand R. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Behdad A. 2022. Facies analysis and carbonate platform evolution of the Oligo-Miocene deposits in the Aghajari and Rag-e-Safid oil fields, Dezful Embayment, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 191: 104514. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2022.104514.
Flügel E. 2010. Microfacies of carbonate rocks, analysis, interpretation and application. Springer, Berlin, 976 p.
Geel T. 2000. Recognition of stratigraphic sequence in carbonate platform and slope deposits: empirical models based on microfacies analysis of Palaeogene deposits in southeastern Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 155: 211–238. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(99)00117-0
Gharechelou S. Amini A. Bohloli B. and Swennen R. 2020. Relationship between the sedimentary microfacies and geomechanical behavior of the Asmari Formation carbonates, southwestern Iran. Marine and Petroleum Geology, 116:104306. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104306.
Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Stratigraphy and Paleontology, upper part of the Pabdeh Formation and lower part of the Asmari Formation, with emphasize on the formations boundary in the Maroun oil -field based on cyclolog software. M.Sc thesis, Ferdowsi University of Mashhad, 327 P.
Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. The stage boundaries comparison of the upper of the Pabdeh and the lower part of the Asmari Formations in well A of Marun oil field with surface boundaries NB and PB using cyclolog software. 5th National symposium of sedimentological Society of Iran.
Goodarzi M. Vahidinia M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Biostratigraphy, microfacies, and depositional environment of the Asmari Formation in one of the Marun oil field wells and comparison with other Zagros area. Sedimentary Facies, 12: 226–253. [In Persian]. https://doi.org/10.22067/sed.facies.v12i2.74734
Goodarzi. M. Amiri Bakhtiar H. and Noraeinejad M.R. 2019. Paleontology and depositional environment of the upper part of the Pabdeh Formation and the lower part of the Asmari Formation in the A and B wells Marun oilfields, Northeast Ahwaz. Applied Sedimentology, 7: 184–208. [In Persian]. https://doi.org/10.22084/psj.2020.21450.1239
Goodarzi M. Amiri Bakhtiar H. Noraeinejad M.R. and Ezampanah Y. 2020. Paleocasology, carbonate associations and investigation of NB, PB Stages boundary surface by the using Cyclolog in one of wells Marun oilfieds. Sedimentary Facies, Applied Sedimentology, 8: 131–160 [In Persian]. 10.22084/psj.2020.21613.1238
Gradstein F.M. Ogg J.G. Schmitz M.D. and Ogg G.M. 2020. Geologic time scale. Elsevier, 21-32. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-824360-2.00002-4
Greensmith J.T. 1988. Petrology of the Sedimentrary Rocks: 6th edition, George Allen & Unuin, London, 241 p.
Halfar J. and Mutti M. 2005. Global dominance of coralline red-algal facies: a response to Miocene oceanographic events. Geology, 33(6): 481-484. https://doi.org/10.1130/G21462.1.
Hallock P. 1979. Trends in test shape with depth in large symbiont-bearing foraminifera. Journal of Foraminiferal Research, 9: 61–69. https://doi.org/10.2113/gsjfr.9.1.61.
Hallock P. and Glenn E.C. 1986. Larger foraminifera: a tool for paleoenvironmental analysis of Cenozoic carbonates depositional facies. Palaios, 1: 44–64. https://doi.org/10.2307/3514459
Hallock P. 1988. The role of nutrient availability in bioerosion: consequences to carbonate buildups. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 63: 275– 291. https://doi.org/10.1016/0031-0182(88)90100-9
Hallock P. 2000. Symbiont-bearing foraminifera: harbingers of global change?. Micropaleontology, 95–104. https://www.jstor.org/stable/1486183
Hallock P. and Pomar L. 2008. Cenozoic evolution of larger benthic foraminifers: paleoceanographic evidence for changing habitats. In: Proceedings of the 11th International Coral Reef Symposium, pp. 16–20 Lauderdale, Florida.
Hayton S. Nelson C.S. and Hood S.D. 1995. A skeletal assemblage classification system for non-tropical carbonate deposits based on New Zealand Cenozoic limestones. Sedimentary Geology, 100: 123–141. https://doi.org/10.1016/0037-0738(95)00071-2.
Heydari E. 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451: 56–70. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.046.
Hohenegger J. Yordanova E. and Tatzreiter Y. 1999. Habitats of larger foraminifera on the upper reef slope of Sesko Island, Okinawa. Marine Micropaleontology, 36: 109–168. https://doi.org/10.1016/S0377-8398(98)00030-9
Hohenegger J. Yordanova E. and Hatta A. 2000. Remarks on West Pacific Nummulitidae (Foraminifera). Journal of Foraminiferal Research, 30: 3–28. https://doi.org/10.2113/0300003
Hottinger L. 1980. Répartition comparée des grands foraminifères de la mer Rouge et de l’Océa Indien. Annali dell’Università di Ferrara, 6: 35–51.
Hottinger L. 1983. Processes determining the distribution of larger foraminifera in space and time, in Meulenkamp J.E. (Ed.), Reconstruction of marine paleoenvironments. Utrecht Micropaleontological Bulletin, 30: 239–253.
Hottinger L. 1997. Shallow benthic foraminiferal assembelages as signals for depth of their deposition and their limitation. Bulletin de la Societé Géologique de France, 168: 491–505.
Höntzsch S. Scheibner C. Brock J.P. and Kuss J. 2013. Circum-Tethyan carbonate platform evolution during the Palaeogene: the Prebetic platform as a test for climatically controlled facies shifts. Turkish Journal of Earth Sciences, 22: 891–918. DOI: 10.3906/yer-1207-8
James N.P. 1997. The cool-water carbonate depositional realm, In: James N.P. Clarke A.D. (Eds.): Cool-water carbonates. SEPM Special Publications, 56:1-20.
Kalanat B. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. 2011. Biostratigraphy and palaeoecology of the Asmari Formation at southwest of Firozabad. Sedimentary Facies, 3: 71-84 [In Persian]. 10.22067/sed.facies.v3i1.2717
Khalili A. Vaziri-Moghaddam H. Arian M. and Seyrafian A. 2021. Carbonate platform evolution of the Asmari Formation in the east of Dezful Embayment, Zagros Basin, SW Iran. Journal of African Earth Sciences, 181: 104229. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2021.104229
Laursen G.V Monibi S. Allan T.L. Pickard N.A.H. Hosseiney A. Vincent B. Hamon Y. Van Buchem F.S.H. Moallemi A. and Driullion G. 2009. The Asmari Formation revisited: Changed stratigraphic allocation and new biozonation, First international petroleum conference & exhibition, Shiraz, Iran. https://doi.org/10.3997/2214-4609.20145919.
Lees A. and Buller A.T. 1972. Modern temperate-water and warm-water shelf carbonate sediments contrasted. Marine Geology, 13: 67-73. 10.1016/0025-3227(72)90011-4.
Lees A. 1975. Possible influence of salinity and temperature on modern shelf carbonate sedimentation. Marine Geology, 19: 159–198. https://doi.org/10.1016/0025-3227(75)90067-5.
Lee J.J. 1990. Fine structure of rodophycean profyridium purpureum insitu in Peneroplis pertusus and P. asicularis. Journal of Foraminiferal Research, 20:162–169. doi.org/10.2113/gsjfr.20.2.162.
Lees G.M. 1933. The reservoir rocks of Persian oil fields. American Association Petroleum Geology Bulletin, 17: 229–240. https://doi.org/10.1306/3D932B32-16B1-11D7-8645000102C1865D.
Leutenegger S. 1984. Symbiosis in benthic foraminifera; specificity and host adaptations. The Journal of Foraminiferal Research, 14: 16–35. https://doi.org/10.2113/gsjfr.14.1.16
Motiei H. 2003. Treatise on the geology of Iran: Stratigraphy of Zagros. Geological Survey of Iran, Tehran, p. 497 [In Persian].
Mousavi S.A. Vaziri-Moghaddam H. Salehi M.A. Shabafrooz R. and Ghanavati K. 2022. Biostratigraphy and microfacies of the Asmari Formation in the Mansourabad Oilfield, southwest of Iran. Applied Sedimentology, 10:194–209 [In Persian]. 10.22084/psj.2022.26282.1353
Mutti M. and Hallock P. 2003. Carbonate systems along nutrient and temperature gradients: some sedimentological and geochemical constraint. International Journal of Earth Sciences, 92: 465–475. https://doi.org/10.1007/s00531-003-0350-y
Nebelsick J.H. Rasser M.W. and Bassi D. 2005. Facies dynamics in Eocene to Oligocene circumalpine carbonates. Facies, 51: 197–217. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0069-2
Noorian Y. Moussavi Harami R. Hollis C. John J.G. Reijmer J.J.G. Mahboubi A. and Omidpour A. 2022. Control of climate, sea-level fluctuations and tectonics on the pervasive dolomitization and porosity evolution of the Oligo-Miocene Asmari Formation (Dezful Embayment, SW Iran). Sedimentary Geology, 427: 106048. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2021.106048
Payros A. Pujalte V. Tosquella J. and Orue-Etxebarria X. 2010. The Eocene storm-dominated foralgal ramp of the western Pyrenees (Urbasa–Andia Formation): an analogue of future shallow-marine carbonate systems?. Sedimentary Geology, 228(3-4): 184-204. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2010.04.010.
Pedley M. 1998. A review of sediment distributions and processes in Oligo-Miocene ramps of  southern Italy and Malta (Mediterranean divide). Geological Society, London, Special Publications, 149(1): 163-179. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1999.149.01.09.
Penman D.E. Hönisch B. Zeebe R.E. Thomas E. and Zachos J.C. 2014. Rapid and sustained surface ocean acidification during the Paleocene‐Eocene Thermal Maximum. Paleoceanography, 29: pp.357–369. https://doi.org/10.1002/2014PA002621.
Perrin P. 2002. Tertiary: the emergence of modern reef ecosystems. In book: Phanerozoic Reef Patterns Publisher. SEPM Special Publication, 72: 587-621. https://doi.org/10.2110/pec.02.72.0587
Pomar L. 2001. Types of carbonate platforms: a genetic approach. Basin Research, 13: 313–334. https://doi.org/10.1046/j.0950-091x.2001.00152.x
Pomar L. Brandano M. and Westphal H. 2004. Environmental factors influencing skeletal grain sediment associations: a critical review of Miocene examples from the western Mediterranean. Sedimentology, 51: 627–651. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2004.00640.x
Pomar L. and Hallock P. 2007. Changes in coral-reef structure through the Miocene in the Mediterranean province: Adaptive versus environmental influence. Geology, 35: 899–902. https://doi.org/10.1130/G24034A.1.
Pomar L. and Hallock P. 2008. Carbonate factories: A conundrum in sedimentary geology. Earth Science, 81: 134–169. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2007.12.002
Pomar L. Mateu-Vicens G. Morsilli M. and Brandano M. 2014. Carbonate ramp evolution during the Late Oligocene (Chattian), Salento Peninsula, southern Italy. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 404:109–132. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2014.03.023
Rahmani A. Vaziri-Moghaddam H. Taheri A. and Ghabeishavi A. 2009. A Model for the Paleoenvironmental Distribution of Larger Foraminifera of Oligocene–Miocene Carbonate Rocks at Khaviz Anticline, Zagros Basin, SW Iran. Historical Biology, An International Journal of Paleobiology, 21: 215–227. https://doi.org/10.1080/08912960903461296
Rasser M.W. and Pille W.E. 2004. Crustose algal frameworks from the Eocene Alpine Foreland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 206(1-2): 21-39. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2003.12.018.
Rasser M.W. Scheibner C. and Mutti M. 2005. A paleoenvironmental standard section for Early Ilerdian tropical carbonate factories (Corbieres, France; Pyrenees, Spain). Facies, 51: 217–232. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0070-9.
Racey A. 2001. A review of Eocene nummulite accumulations: structure, formation and reservoir potential. Journal of petroleum geology, 24(1): 79-100. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.2001.
Röhl U. Westerhold T. Bralower T.J. and Zachos J.C. 2007. On the duration of the Paleocene‐Eocene thermal maximum (PETM). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(12). https://doi.org/10.1029/2007GC001784
Romero J. Caus E. and Rosell J. 2002. A model for the palaeoenvironmental distribution of larger foraminifera based on late Middle Eocene deposits on the margin of the South Pyrenean basin (NE Spain). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 179: 43–56. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(01)00406-0
Sadeghi R. Vaziri-Moghaddam H. and Taheri A. 2011. Microfacies and sedimentary environment of the Oligocene sequence (Asmari Formation) in Fars sub-basin, Zagros Mountains, southwest Iran. Facies, 57: 431-446. DOI: 10.1007/s10347-010-0245-x.
Saeedi Razavi B. Ganji A. and Zarrabi S. 2020. Microfacies, depositional environment and paleoecology of the Asmari Formation in the Karanj oil field, northern Dezful embayment, SW Iran. Researches in Earth Sciences, 11:35–52. 10.52547/esrj.11.3.35
Scheibner C. and Speijer R.P. 2008. Late Paleocene–early Eocene Tethyan carbonate platform evolution—a response to long-and short-term paleoclimatic change. Earth-science reviews, 90: 71–102. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2008.07.002
Seyrafian A. 2000. Microfacies and depositional environments of the Asmari Formation, at Dehdez area (a correlation across central Zagros basin). Carbonates and Evaporites, 15, pp.121-129. https://doi.org/10.1007/BF03175819.
Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Ghabeishavi A. and Moussavi Harami R. 2015a. Depositional architecture and sequence stratigraphy of the Oligo–Miocene Asmari platform; Southeastern Izeh Zone, Zagros Basin, Iran. Facies, 61 (1). https://doi.org/10.1007/s10347-014-0423-3
Shabafrooz R. Mahboubi A. Vaziri-Moghaddam H. Moussavi Harami R. Ghabeishavi A. and Al Aasm I.S. 2015b. Facies analysis and carbonate ramp evolution of Oligo-Miocene Asmari Formation in the Gachsaran and Bibi-Hakimeh oilfields and the nearby Mish Anticline, Zagros Basin, Iran. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie - Abhandlungen, 276:121–146. DOI: 10.1007/s10347-014-0423-3
Tosquella J. Martín-Martín M. Guerrera F. Serrano F. and Tramontana M. 2022. The Eocene carbonate platform of the central-western Malaguides (Internal Betic Zone, S Spain) and its meaning for the Cenozoic paleogeography of the westermost Tethys. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 589: 110840. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2022.110840
Tucker M. and Wright V.P. 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science Ltd., Oxford, 486 p. http://dx.doi.org/10.1002/9781444314175.
van Buchem F.S.P. Allan T.L. Laursen G.V. Lotfpour M. Moallemi A. Monibi S. Motiei H. Pickard N.A.H. Tahmasbi A.R. Vedrenne V. and Vincent B. 2010. Regional stratigraphic architecture and reservoir types of the Oligo-Miocene deposits in the Dezful Embayment (Asmari and Pabdeh formations) SW Iran. Geological Society, London, Special Publications, 329: 219–263. https://doi.org/10.1144/SP329.10
Vaziri-Moghaddam H. Kimiagari M. and Taheri A. 2006. Depositional environment and sequence stratigraphy of the Oligo-Miocene Asmari Formation in SW Iran. Facies, 52: 41–51. https://doi.org/10.1007/s10347-005-0018-0
Vaziri-Moghaddam H. Seyrafian A. Taheri A. and Motiei H. 2010. Oligo-Miocene ramp system (Asmari Formation) in the NW of the Zagros basin, Iran: Microfacies, paleoenvironment and depositional sequence. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 27: 56–71.
Warren J. 2000. Dolomite: occurrence, evolution and economically important associations. Earth-Science Reviews, 52: 1–81. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(00)00022-2
White P.D. and Schiebout J. 2008. Paleogene paleosols and changes in pedogenesis during the initial Eocene thermal maximum: Big Bend National Park, Texas, USA. Geological Society of America Bulletin, 120: 1347–1361. . https://doi.org/10.1130/B25987.1.
Wilson J.L. 1975. Carbonate facies in geological history: Springer, Berlin, 471 p.
Wilson M.E.J. and Vecsei A. 2005. The apparent paradox of abundant foramol facies in low latitudes: their environmental significance and effect on platform development. Earth-Science Reviews, 69: 133–168. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2004.08.003
Wynd J.G.1965. Biofacies of the Iranian oil Consortium Agreement Area (I.O.O.C), Unpublished Report no. p. 1082, 88.
Zachos J. Pagani M. Sloan L. Thomas E. and Billups K. 2001. Trends rhythms and aberrations in global climate 65 Ma to present. science, 292(5517): 686-693. DOI: 10.1126/science.1059412.
Zachos J.C. Wara M.W. Bohaty S. Delaney M.L. Petrizzo M.R. Brill A. Bralower T.J. and Premoli-Silva I. 2003. A transient rise in tropical sea surface temperature during the Paleocene-Eocene thermal maximum. science, 302(5650): 1551-1554. DOI: 10.1126/science.1090110.
Zachos J.C. Röhl U. Schellenberg S.A. Sluijs A. Hodell D.A. Kelly D.C. Thomas E. Nicolo M. Raffi I. Lourens L.J. and McCarren H. 2005. Rapid acidification of the ocean during the Paleocene-Eocene thermal maximum. science, 308(5728), pp.1611-1615. DOI: 10.1126/science.1109004.
Zachos J.C. Dickens G.R. and Zeebe R.E. 2008. An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics. Nature, 451: 279–283. https://doi.org/10.1038/nature06588
Zamagni J. Mutti M. and Kosir A. 2008. Evolution of shallow benthic communities during the Late Paleocene–earliest Eocene transition in the Northern Tethys (SW Slovenia). Facies, 54: 25-43. DOI: 10.1007/s10347-007-0123-3.
Zare M. Vahidinia M. and Mahmudy Garaie M.H. 2019. Biostratigraphy, Microfacies, and Paleoecology of the Asmari Formation in the south-western Iran. Applied Sedimentology, 7:102–130. https://doi.org/10.22084/psj.2019.19713.1215
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 41, Issue 1 - Serial Number 98
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 41, Issue 1, No. 98, 2025
April 2025
Pages 59-78

Files

Share

How to cite

Statistics