Document Type : Research Paper
Authors
1 Ph.D., Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
2 Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Kharazmi University, Tehran, Iran
3 Professor, School of Geology, College of Science, University of Tehran, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
مرز پرمین–تریاس با مهمترین و تأثیرگذارترین رخدادهای انقراض دستهجمعی/کاهش فراوانی موجودات در مقیاس جهانی مشخص میشود که حدود پنج میلیون سال به طول انجامید. با توجه به تأثیر چشمگیر این پدیده بر گیاهان و جانوران در مقیاس میکروسکوپی و ماکروسکوپی، رخداد مذکور را مهمترین و مؤثرترین پدیدۀ انقراض تاریخ زمین میدانند (Erwin 2006). این مرز که با نابودی دستهجمعی بیش از ۹۸٪ گونهها، ۸۳٪ جنسها و ۵۵٪ خانوادههای جانوران دریایی مشخص میشود(Richoz et al. 2010) ، نشاندهندۀ تغییر درخور توجه اکوسیستمها در گذر از پالئوزوئیک به مزوزوئیک است. تغییرات مذکور در شواهد چینهشناسی مطالعه و ازطریق بررسی رخسارههای متفاوت در مناطق مختلف ردیابی میشود (Partoazar 1995; Shahrabi 1999; Aghanabati 2013; Ogg et al. 2016; Arefifard and Shahinfar 2021). در منطقۀ زاگرس، واحدهای سنگچینهای پرمین و تریاس (Szabo and Kheradpir 1978) با عنوان سازندهای فراقان (پرمین پیشین)، دالان (پرمین پسین)، و تریاس پیشین (سازند کنگان) معرفی شدهاند که درمجموع یک واحد سنگچینهای به نام گروه دهرم را تشکیل میدهند. ویژگیهای چینهشناسی و دیرینهشناسی واحدهای سنگی مذکور را کارشناسان شرکت ملی نفت ایران (Baghbani 1990; Kalantari 1994) در برخی رخنمونها، در نواحی داخلی زاگرس مطالعه کردهاند. سازندهای دالان و کنگان با رخسارۀ کربناته، توالی پرمین بالایی– تریاس پایینی در زاگرس را تشکیل میدهند که بهسمت زاگرس چینخورده و خلیجفارس، ردیفهای تبخیری نیز به آن اضافه میشود. باغبانی (Baghbani 1990) سن سازند دالان را از کوبرگندین[1] تا دوراشامین[2] در نظر گرفته است. سن نهشتههای سازند کنگان نیز از تریاس پیشین تا میانی متغیر است.
نهشتههای پرمین-تریاس منطقۀ زاگرس پیشتر ازنظر تجمعات زیستی، چینهنگاری سنگی، مطالعات ایزوتوپی و تعیین مرز واحدهای کرونوستراتیگرافی بررسی شدهاند. از مطالعات پیشین چینهنگاری زیستی و سنگی توالی پرمین– تریاس منطقۀ زاگرس، به تحقیقات(Lotfpour et al. 2000; Insalaco et al. 2006; Gaillott and Vachard 2007; Davydov and Arefifard 2013; Soltani 2014; Rafiee et al. 2015; Rafiei et al. 2016; Mazaheri- Johari and Ghasemi-Nejad 2017; Baharlouei Yancheshmeh et al. 2018 Shakeri et al. 2021; Kakemem et al. 2021; Nazemi et al. 2021; Mohammadi et al. 2024; Rezvannia et al. 2025) و از دیدگاه مطالعات ایزوتوپی و شرایط محیط دیرینه به تحقیقات (Insalaco et al. 2006; Richoz et al. 2010; Tavakoli and Rahimpour-Bonab 2012; Abdolmaleki and Tavakoli 2016) اشاره میشود.
در این مطالعه از نتایج مربوط به تغییرات ایزوتوپهای پایدار (اکسیژن، کربن، استرانسیوم) توالیهای پرمین– تریاس ناحیۀ مرکزی خلیجفارس برای بررسی تأثیر نسبتهای مذکور بر فونای طبقات گذر پالئوزوئیک – مزوزوئیک و تفسیر پارامترهای مهم محیطی استفاده خواهد شد. علاوه بر این، بهمنظور تعیین شرایط دیرینهبومشناسی[3] محیط تشکیل طبقات مطالعهشده، به انطباق پراکندگی چینهشناسی روزنبران و ایزوتوپهای پایدار نیز توجه شده است. نوآوری این پژوهش در آن است که با رویکردی بین رشتهای، شاخصههای رسوبشناسی، ژئوشیمی و فسیلشناسی و تعامل متقابل آنها در نهشتههای گذر پرمین- تریاس بهطور همزمان بررسی میشوند و بهویژه بر نهشتههای آغازین دورۀ تریاس تمرکز ویژه دارد. این رویکرد جامع، امکان ارزیابی دقیقتر و فراگیرتر تغییرات محیطی و زیستی را فراهم میآورد و الگویی برای مطالعات مشابه در دیگر حوضههای رسوبی استفاده میشود.
زمینشناسی و چینهشناسی
در توالی کربناتی پرمین- تریاس دالان و کنگان در بخش مرکزی خلیجفارس و نواحی مجاور آن، منابع عظیم گازی وجود دارند. توالیهای مذکور که در گسترهای به وسعت حدود ۲۵۰۰ کیلومتر مربع در خلیجفارس و نواحی اطراف آن گسترش یافتهاند، بهصورت نهشتههای پس از کافتشدگی در حاشیۀ قارهای غیرفعال اقیانوس نئوتتیس و در دورۀ آرامش نسبی زمینساختی و فرونشست یکنواخت تشکیل شدهاند (Stampfli and Borel 2002). این منطقه که در شیب شمال خاوری کمان قطر شکل گرفته است، با کمربند چینخوردۀ زاگرس در بخش شمال و شمال خاوری محدود شده است(Nairn and Alsharhan 1997; Konyuhov and Maleki 2006) . در این تحقیق، توالی کربناتی پرمین- تریاس دالان و کنگان در بخش مرکزی خلیجفارس و در چهار برش چینهشناسی زیرسطحی مطالعه شده است (شکل ۱).
شکل ۱- :(a) دیرینه جغرافیای منطقۀ مطالعهشده در زمان پرمین-تریاس (Scotese 2014)؛:(b) موقعیت جغرافیایی (کادر قرمزرنگ) برشهای چینهشناسی مطالعهشده (A, B, E, F).
Fig 1- (a): Permian-Triassic Palaeogeographic map (Scotese 2014) of the area studied; (b): geographic location (red quadrangle) of the investigated stratigraphic subsurface sections laballed as A, B, E, and F.
تشکیل این سکانسهای عظیم کربناته درنتیجۀ پیشروی دریای پرمین بر سنگهای پالئوزوئیک زیرین، همراه با وضعیت مناسب زمین ساخت منطقه، وجود سنگهای منشأ غنی به سن سیلورین و همچنین تشکیل سازند دشتک بهعنوان پوشسنگ، از عوامل اصلی تشکیل مخزن عظیم هیدروکربنی در منطقهاند (Nairn and Alsharhan 1997; Rahimpour-Bonab 2007; Koehrer et al. 2010; Kaveh-Ahangar et al. 2023). به هنگام تشکیل سازند کنگان، وضعیت گلخانهای (Greenhouse Mode) بود (Al-Jallal 1995) و اقلیم گرم و خشک با تبخیر ملاحظهشدنی، شرایط مشابه وضعیت امروزی خلیجفارس را در زمان رسوبگذاری توالی مطالعهشده به وجود آورده بود(Alway et al. 2002) .
توالیهای پرمین پسین-تریاس پیشین ناحیۀ مطالعهشده از نهشتههای کربناتی– تبخیری (سنگآهک، دولوستون و انیدریت) به ضخامت ۶۰۰-۴۰۰ متر تشکیل شدهاند که در منطقۀ زاگرس با نام سازندهای دالان (پرمین پسین) و کنگان (تریاس پیشین) و در صفحۀ عربی[1] به اسم سازند خوف شناخته میشوند(Nairn and Alsharhan 1997; Kashfi 2000) . سازند دالان (پرمین پسین) در منطقۀ مطالعهشده ازنظر خصوصیات مخزنی به سه واحد K3 و K4 (دالان بالایی) و K5 (دالان پایینی) تقسیم میشود. بخش انیدریتی نار که بین لایههای K4 و K5 قرار دارد، بخشهای دالان پایینی و دالان بالایی را از هم جدا میکند. مرز زیرین سازند دالان، با سازند آواری فراقان پیوسته و تدریجی است (Stöcklin and Setudehnia 1991; Aghanabati 2009). دالان بالایی با سازند کنگان پوشیده میشود(Szabo and Kheradpir 1978; Jamalian and Tavakoli 2022; Karimkhani et al. 2025; Shahkaram et al. 2025) ، که خود به دو واحد مخزنی K1 و K2 تقسیم شده است. در این تقسیمبندی، واحد K2 معادل کنگان پیشین و K1 معادل کنگان پسین است. لایههای ستبر انیدریت و سنگآهک انیدریتی متراکم در بخش قاعدۀ واحد K1، آن را از واحد K2 تفکیک کرده است. واحد K1 با نهشتههای آواری– تبخیری سازند دشتک پوشیده شده است. گسترش افق ستبر رخسارۀ ترومبولیتی، از ویژگیهای واحد K2 است که کمی بالاتر از مرز پرمین- تریاس قرار دارد (Abdolmaleki and Tavakoli 2016; Haghighat et al. 2020).
نمونهها و روش کار
برای دستیابی به اهداف این پژوهش، مطالعات آزمایشگاهی شامل بررسی ۲۵۰۰ مقطع نازک مغزههای حفاری با فاصلۀ تقریبی ۳۰ سانتیمتر از لایههای بخشهای بالایی سازند دالان و آغازین سازند کنگان در چهار حلقۀ چاهA ،B ،E و F واقع در بخش مرکزی خلیجفارس بهمنظور بررسی محتوی فسیلی و ریزرخسارههای تشکیلدهندۀ آنها انجام شد. برای بررسی و شناسایی روزنبران و مطالعۀ ریزرخسارههای رسوبی، به ترتیب از میکروسکوپهای نوری و پلاریزان استفاده شد. ریزرخسارهها بر پایۀ مطالعات (Folk 1959; Dunham 1962; Embry and Klovan 1971) توصیف شدهاند. تأثیر فرآیندهای دیاژنزی، بهویژه دولومیتیشدن بیشتر نمونههای آهکی، باعث کاهش چشمگیر کیفیت حفظشدگی روزنبران شده و مطالعه و شناسایی نمونههای مذکور را با مشکل مواجه کرده است. دادههای ژئوشیمیایی مربوط به آنالیز ایزوتوپهای کربن و اکسیژن (نمونههای چاههای B و E) و ایزوتوپ استرانسیوم (نمونههای چاههای B، E، و (F هستند و بهمنظور کاهش اثر فرآیندهای دیاژنزی، نمونههای گلپشتیبان[2] انتخاب شدند. نمونههای گلپشتیبان دارای بافت میکریتی (وکستون و پکستونهای ریزدانه) بهدلیل تخلخل پایین و نفوذپذیری کم، کمتر در معرض سیالات دیاژنتیکی قرار میگیرند و ترکیب ایزوتوپی اولیه را بهتر حفظ میکنند. بررسیهای پتروگرافی نیز نشان داد که نمونههای انتخابی فاقد نشانههای آشکار از تبلور مجدد یا سیمانزایی دیرینهاند. این ویژگیها باعث میشود که دادههای δ13C و δ18O این نمونهها، با اطمینان بیشتری به شرایط اولیۀ رسوبگذاری نسبت داده شوند.
شواهد فسیلی
میکروفسیلهای پرمین پسین، بازماندههای بحران حیاتی اواخر پرمین میانی و پرمین پسین محسوب میشوند. مطالعۀ میکروسکوپی انجامشدۀ مقاطع نازک نمونههای توالی گذر پرمین به تریاس در منطقۀ مطالعهشده، به شناسایی ۵۱ گونه (منتسب به ۴۱ جنس) از روزنبران بنتیک منجر شد. از بارزترین ویژگیهای اجتماع روزنبران در توالیهای مطالعهشده، فراوانی درخور توجه نمونههای منتسب به راستههای Parathuramminida, Pseudoammodiscida, Ammodiscida, Hemigordiopsida, Nodosariida, Vaginulinida, Biseriamminida, Ozawainellida و Staffellida است (شکلهای ۵-۲). از روزنبران، فرمهای مربوط به زیرخانوادههای Globivalvulininae، Dagmaritinae و Paradagmaritinae در نمونههای مطالعهشده، فراوانی چشمگیری دارند. احتمالاً وابستگینداشتن این روزنبران به رخسارهای خاص و پراکندگی آنها در بیشتر محیطهای رسوبی، مهمترین عامل فراوانی نسبی آنها در نظر گرفته میشود. با وجود تنوع اندک خانوادههای روزنبران فوزولینید در توالیهای بررسیشده، فرمهای متعلق به خانوادههای Staffellidae و Nankinellidae در نمونههای مطالعهشده، فراوانی نسبی خوبی دارند، اگرچه بهدلیل شدت تأثیر فرآیندهای دیاژنزی، شناسایی فرمها بهراحتی امکانپذیر نیست. الگوی پراکندگی چینهشناسی روزنبران مشاهدهشده در این مطالعه، در شکلهای ۲ تا ۵ نشان داده شده است.
فرمهای شناساییشده در نمونههای مطالعهشده عبارتاند از:
Tuberitina sp., Eotuberitina reitlingerae Miklukho‐Maklay 1958, Eotuberitina sphaera Lin 1981, Floritheca variata Gaillot and Vachard 2007, Ammodiscus kalhori (Bronnimann, Zaninetti and Bozorgnia 1972), Hemigordius sp., Hemigordius changxingensis Wang in Zhao et al. 1981, Hemigordius sp. aff. H. komiricensis Nestell, Sudar, Jovanović and Kolar-Jurkovšek, Jurkovšek 2009, Crassispirella hughesi Gaillot and Vachard 2007, Multidiscus sp., Glomomidiellopsis sp., Glomomidiellopsis tieni Gaillot and Vachard 2007, Lysites sp. 1, Lysites sp. 2, Agathammina ovata Wang 1976, Agathammina sp. 1, Agathammina sp. 2, Lingulonodosaria slovenica Nestell, Kolar-Jurkovšek, Jurkovšek and Aljinović 2011, Lingulonodosaria sp. cf. L. pyrula (Sellier de Civrieux and Dessauvagie 1965), Robuloides sp., Robuloides lens Reichel 1949, Partisania sp. 1, Rectostipulina sp., Rectostipulina quadrata Jenny-Deshusses 1985, Rectostipulina pentamerata Groves, Altiner and Rettori 2005, Nodosaria spp., Protonodosaria mirabilis caucasica Miklukho-Maklay 1954, Protonodosaria sagitta (Miklukho-Maklay 1954), Protonodosaria delicata (Wang 1976), Protonodosaria camerata (Miklukho-Maklay 1954), Langella sp. 1, Langella sp. 2, Geinitzina sp., Geinitzina taurica Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Ichtyolaria sp., Ichthyolaria sp. cf. I. primitiva Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Frondina permica Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Frondina palmata (Wang 1974), Frondina lauta (Lin, Li and Sun 1990), Frondina cf. F. laxa Lin, Li and Sun 1990, Frondina conicula Wang in Zhang et al. 1981, Frondina guangxiensis Lin, Li and Sun 1990, Frondina ex gr arpaensis, Frondina sp. 1, Frondina sp. 2, Frondina sp. 3, Pachyphloia ovata Lange 1925, Pachyphloia cf. P. robusta Miklukho-Maklay 1954, Pachyphloia schwageri Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Pachyphloia cukurkoyi Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Pachyphloia iranica Bozorgnia 1973, Pachyphloia sp.1, Pachyphloia sp. 2, Pachyphloides sp., Pachyphloides inflatus (Miklukho-Maklay 1954), Aulacophloia sp., Aulacophloia martiniae Gaillot and Vachard 2007, Lingulina sp. cf. L. ornata pronina 2000, Lingulina sp., Partisania sp., Globivalvulina sp., Globivalvulina vonderschmitti Reichel 1946, Globivalvulina graeca Reichel 1946, Globivalvulina laxa Lin, Li and Sun 1990, Paraglobivalvulina sp. cf. P. mira Reitlinger 1965, Paraglobivalvulina gracilis Zaninetti and Altiner, 1981, Paraglobivalvulina sp. 1, Paraglobivalvulina sp. 2, Paraglobivalvulinoides septulifer Zaninetti and Altiner 1981,Dagmarita sp. cf. D. altilis Wang in Zhao et al., 1981, Dagmarita sp. 1, Dagmarita sp. 2, Labiodagmarita vaseleti Gaillot and Vachard 2007, Labiodagmarita sp.1, Louisettita sp. 1, Louisettita sp. 2, Paradagmarita monodi Lys in Lys and Marcoux 1978, Paradagmarita planispiralis Gaillot and Vachard 2007, Paradagmarita flabelliformis Zaninetti, Altiner and Ҫatai 1981, Paradagmacrusta callosa Gaillot and Vachard 2007, Paremiratella robusta Gaillot and Vachard 2007, Reichelina pulchra Miklukho-Maklay 1954, Reichelina tenuissima (Miklukho-Maklay 1954), Tetrataxis sp., Staffella sp., Staffella sp. cf. S. hupehensis Jing 1992, Sphaerulina sp., Nankinella sp., Schubertella sp., Hyperammina deformis (Bérczi-Makk) 1987.
شکل 2- پراکندگی چینهشناسی روزنبران بنتیک در توالیهای چینهای چاهA
Fig 2- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well A.
شکل ۳- پراکندگی چینهشناسی روزنبران بنتیک در توالیهای چینهای چاه B
Fig 3- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well B.
شکل ۴- پراکندگی چینهشناسی روزنبران بنتیک در توالیهای چینهای چاه E
Fig 4- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well E.
شکل ۵- پراکندگی چینهشناسی روزنبران بنتیک در توالیهای چینهای چاهF
Fig 5- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well F.
ریزرخسارهها
اهمیت روزافزون سنگآهکها و دولوستونها بهعنوان سنگهای مخزن ذخایر هیدروکربوری، یکی از انگیزههای اصلی برای انجام تحقیقات در زمینۀ مطالعه و شناسایی ریزرخسارهها و تقسیمبندی پلاتفرمهای کربناته بوده است. در این مطالعه، ۳۰ تا ۷۰ متر از توالی عمودی ریزرخسارههای کمعمقشوندۀ لایههای مرزی پرمین- تریاس، در هر چاه با فاصلۀ یک متر بررسی شدهاند (شکلهای 6-10). ریزرخسارههای زیر در این چاهها شناسایی شدند.
باندستون ترومبولیتی- استروماتولیتی[1]
رخسارههای میکروبیالیتی، شامل اشکال متنوعی از ترومبولیتها و استروماتولیتها، معمولاً پس از هر تغییر و تحول بزرگ زیستی[2] و تحت تأثیر شرایط جدید محیطی، در ابتدای بازگشت تنوع حیات[3] ظاهر میشوند. در منطقۀ زاگرس و ناحیۀ مطالعهشده نیز، رخسارههای مشابهی در اوایل تریاس تشکیل شدهاند. در منطقۀ مطالعهشده، سنگشناسی ریزرخسارۀ باندستون ترومبولیتی-استروماتولیتی، دولوستونی– آهکی است. وجود Ammodiscus kalhori وphlyctaena Microconchus در این ریزرخساره، همراه با معدودی از روزنبران بنتیک (Nodosaria sp.، Protonodosaria mirabilis، و (Hyperammina deformis، گاستروپودها، نرمتنان و استراکدها، نشاندهندۀ رسوبگذاری در محیط با شوری معمولی آب دریا، کاهش میزان اکسیژن و شرایط کمانرژی، مربوط به محیط کمعمق پیراکشندی در ابتدای سازند کنگان است. در این بخش از محیط مذکور، رسوبگذاری کربناته بهشدت تحت تأثیر فعالیتهای زیستی بوده است. وجود بلورهای پراکندۀ انیدریت، سیمان بلوکی، فقدان یا نبود فراوانی/تنوع محتوای فسیلی، وجود تخلخلهای بیندانهای، قالبی و حفرهای و همچنین بافت لختهای[4]، از مهمترین ویژگی ترومبولیتها، حاکی از رسوبگذاری در محیط بالای کشندی تا منطقۀ پیراکشندی است. مقدار ایزوتوپ δ13C در چاههای مطالعهشده در قاعدۀ لایۀ ترومبولیتی به پایینترین سطح (۱-%) میرسد. این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2009, 2010; Rezavand et al. 2016; Nosrati et al. 2019; Kakemem et al. 2020). این ریزرخساره در همۀ چاههای مطالعهشده، مشاهده شده است (شکلهای a۶ و ۱۰-۷).
مادستون/ دولومادستون[5]
این ریزرخساره، که عمدتاً از مادستون دولومیتی تشکیل شده است، دارای مقدار کمی آلوکم است. دولومیتهای این ریزرخساره مربوط به دیاژنز اولیه است که در محیطهای بالای کشندی[6] و بینکشندی[7] تشکیل میشوند (Gregg and Shelton 1990). بلورهای انیدریتی مشاهدهشده در این ریزرخساره، نشاندهندۀ کاهش عمق محیط تشکیل رسوبات گذر پرمین به تریاس در انتهای عضو دالان بالایی در چاههای E،B ،A و ابتدای سازند کنگان در چاه F هستند. براساس ویژگیهای ذکرشده، این ریزرخساره در منطقۀ پیراکشندی[8] و یا نواحی ساحلی با تبخیر بالا و آب و هوای خشک نهشته شده است (Flügel 2004). این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2009, 2010; Rezavand et al. 2016; Nosrati et al. 2019; Kakemem et al. 2020) . این ریزرخساره در همۀ برشهای چینهشناسی زیرسطحی مطالعهشده دیده میشود (شکلهای b۶ و ۱۰-۷).
پکستون اائیدی/ اائیدی– بایوکلستی[9]
ریزرخسارۀ پکستون اائیدی/ پکستون اائیدی- بایوکلستی حاوی روزنبران پرمین پسین و اینتراکلاستهایی از خردههای اسکلتی، قطعات روزنبران و اائیدهاست. اائیدها از نوع مماسی و شعاعی متحدالمرکزند و بههمراه زمینۀ غالباً اسپاریتی، نشاندهندۀ رسوبگذاری در شرایط پرانرژی نظیر محیط کمعمق انتهای عضو دالان بالاییاند(Flügel 2010) . ریزرخسارۀ اائیدی در محیط دریایی با حرارت و شوری بالا، متلاطم و کمعمق تشکیل میشود (Tucker 2001). تخلخل بهعلت انحلال، غالباً قالبی است که باعث افزایش کیفیت مخزنی میشود؛ اما گاهی این فضا نیز با سیمان انیدریتی (شکل g6) پر و باعث کاهش تخلخل میشود. دیگر تخلخلهای مشاهدهشده در این ریزرخسار،ه شامل انواع بیندانهای و حفرهایاند. محیط تشکیل این ریزرخساره، بخش رو به دریای سد است. این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2010; Mazaheri Johari and Ghasemi-Nejad 2017; Kakemem et al. 2020) . این ریزرخساره در چاههای A و B دیده میشود (شکلهای ۷ و ۸).
گرینستون اائیدی[10]
این ریزرخساره، آهکی- دولوستونی است و اجزای اصلی آن را دانههای اائیدی تشکیل میدهند. سیمانهای انیدریتی، تیغهای و همضخامت[11] در این ریزرخساره، گسترش زیادی دارند. این ریزرخساره در انتهای عضو دالان بالایی نهشته شده است. تخلخلهای بیندانهای و به میزان کمتر حفرهای و بلوکی نیز در این ریزرخساره مشاهده میشوند. وجود اائیدهای لامینهای، نشاندهندۀ رسوبگذاری در محیطهای نسبتاً کمعمق با انرژی بالا و اشباع از کربنات کلسیم، همانند محیط پشتههای زیرآبی است (Wilson 1975; Flügel 2004, 2010). این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند (Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2010). این ریزرخساره در چاه B و در نزدیکی مرز پرمین-تریاس دیده شده است (شکل ۸).
گرینستون آنکوئیدی– بایوکلستی/ اائیدی[12]
رخسارۀ مذکور با فراوانی اائیدها، آنکوئیدها و بایوکلاستها (دوکفهای، گاستروپود و سوزن اسفنج) در انتهای عضو دالان بالایی مشخص میشود. اائیدها معمولاً بهصورت متحدالمرکز، با هستههایی از قطعات بایوکلستیاند که فراوانی زیاد آنها همراه با بافت فاقد گل، از ویژگیهای محیطهای پرانرژی شول است (Wilson 1975; Flügel 2004). سیمانهای بلوکی، انیدریتی و تیغهای در این ریزرخساره، گسترش زیادی دارند. این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران (Mazaheri Johari and Ghasemi-Nejad 2017) گزارش کردهاند. مرز پرمین–تریاس در چاه B در این افق و منطبق با تغییر منفی ایزوتوپ 13C است؛ بهطوری که بیشترین کاهش 13C همزمان با وجود اولین لایۀ باندستون ترومبولیتی است که توالی مذکور را در چاه B میپوشاند (شکلهای d۶ و ۸).
گرینستون بایوکلستی[13]
بایوکلستها اجزای اصلی سازنده این ریزرخسارهاند که در زمینهای اسپارایتی قرار دارند. ازجمله بایوکلستهای این ریزرخساره، به بریوزوئرها، گاستروپودها، استراکودها و جلبکهای سبز اشاره میشود. سیمانهای تیغهای و همضخامت، بلوکی و به میزان کمتر انیدریتی در این ریزرخساره گسترش زیادی دارند. تخلخلهای بیندانهای، دروندانهای و قالبی در این ریزرخساره دیده میشوند. این ریزرخساره که دقیقاً در مرز پرمین– تریاس شناسایی شده است، آخرین ریزرخسارۀ پرمین بالایی در چاههای E و F است. وجودنداشتن میکرایت نشاندهندۀ رسوبگذاری در بخش مرکزی و پرانرژی پشتههای زیرآبی است (Wilson 1975; Flügel 2010). این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران (Tavakoli et al. 2017) گزارش کردهاند (شکلهای c۶، ۹ و ۱۰).
گرینستون بایوکلستی- پلوئیدی[14]
این ریزرخساره عمدتاً آهکی است. پلوئیدها و بایوکلستها (دوکفهایها، گاستروپودها، خردههای اکینوئید و جلبکها) اجزای اصلی آن هستند و در زمینهای اسپارایتی قرار دارند. وجود فابریک رسوبی گرینستونی نشاندهندۀ شرایط پرانرژی محیط پشتههای زیرآبی در انتهای عضو دالان بالایی است. سیمانهای همضخامت و بلوکیh) ۶) در این ریزرخساره گسترش دارند. تخلخلهای بیندانهای، دروندانهای (شکل f۶) و قالبی نیز، در این ریزرخساره مشاهده میشوند. این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند (Insalaco et al. 2006) که در چاه E وجود دارد (شکل ۹).
پکستون پلوئیدی– بایوکلستی/ وکستون بایوکلستی- پلوئیدی[15]
این ریزرخساره که از پلتها و بایوکلستها (دوکفهایها، گاستروپودها و جلبکها) تشکیل شده است، بهشدت دولومیتی شده است. پلتها و اجزای اسکلتی در زمینهای عمدتاً میکرایتی قرار گرفتهاند که نشاندهندۀ تهنشست در محیطی محدودشده و کمانرژی مانند کولاب در انتهای عضو دالان بالایی در منطقۀ مطالعهشده است (Flugel 2004). فرآیند جانشینی انیدریت گسترش دارد و تنها سیمان مشاهدهشده در این ریزرخساره است. تخلخلهای بیندانهای f)۶) ، حفرهای (e۶) و قالبی نیز در این ریزرخساره مشاهده میشوند. برخی پژوهشگران پیشتر چنین ریزرخسارهای را گزارش کردهاند(Abdolmaleki et al. 2016; Rezavand et al. 2016) . این ریزرخساره در چاههای E و A گسترش دارد (شکلهای ۷ و ۹).
مادستون آهکی فسیلدار[16]
این ریزرخساره بهصورت مادستون با قطعات پراکندۀ بایوکلستی مشاهده میشود. سنگشناسی آن شامل آهک و دولوستون همراه با اندکی انیدریت است. این ریزرخساره مربوط به بخشهای محصور کولاب در انتهای عضو دالان بالایی در چاه A و ابتدای سازند کنگان در چاه F در نظر گرفته شده است (Flügel 2010). حضورنداشتن ساختهای جریانی و وجود محدود قطعات زیستی در زمینۀ میکرایتی، از ویژگیهای این ریزرخسارهاند. در این شرایط، گردش نسبتاً محدود آب دریا و محیط محصور، شرایط نامساعدی را برای زیست موجودات ایجاد کرده و موجب کاهش تنوع زیستی و اشباعشدن حوضه از سولفات و تبخیریها (ژیپس) شده است (Wilson 1975). این ریزرخساره را پیشتر برخی پژوهشگران گزارش کردهاند(Rahimpour-Bonab et al. 2010; Kakemem et al. 2020; Nikbin et al. 2021) و در چاههای A و F دیده میشود (شکلهای ۷ و ۱۰).
شواهد ژئوشیمیایی
دادههای ایزوتوپی طبقات گذر پرمین– تریاس برشهای چینهشناسی زیرسطحی در بخش مرکزی خلیجفارس، شامل مقادیر δ13C و δ18O از چاههای B و E و نسبت 87Sr/86Sr از چاههای B، E، و F هستند. تغییرات نمودارهای ایزوتوپهای مذکور روند تقریباً مشابهی را نشان میدهند (شکلهای ۱۰-۸). روند تغییرات دادههای ایزوتوپ در فاصلۀ مرز پرمین– تریاس در سه چاه مطالعهشده (B، E، و F) مشابه و با دیگر برشهای چینهشناسی پرمین– تریاس در جهان مقایسهشدنی است(Korte et al. 2004; Korte and Kozur 2010; Schobben et al. 2016) . در ادامه براساس دادههای ایزوتوپی نظیر کربن، اکسیژن و استرانسیوم، سعی شده است تا تغییرات روند نمودارهای ایزوتوپهای مذکور در مرز پرمین– تریاس بررسی و با دادههای به دست آمده از مطالعات زیست چینهنگاری و سنگشناسی انطباق داده شوند.
تغییرات ایزوتوپ کربن
مقادیر δ13C سنگهای کربناتۀ چاههای B و E گسترهای از حداقل حدود 1-‰ تا حداکثر حدود 4+‰ در نزدیکی PTB را در بر میگیرد. در چاه B، مقدار ایزوتوپ δ13C قبل از PTB در بالاترین بخش سازند دالان، با وجود برخی نوسانات جزئی، روند ثابت و مثبتی دارد و سپس بهسرعت از 3+‰~ به 0‰~ کاهش مییابد و کاهش بیشتری را در قاعدۀ سازند کنگان نشان میدهد. در ادامه با شروع لایۀ ترومبولیتی به پایینترین سطح، 1-‰ میرسد و بعد از آن بهسمت بالا مجدداً افزایش مییابد (شکل 8). در صورتی که در چاه E دو پیک منفی در نمودار δ13C مشاهده میشود. اولین پیک در حدود 11 متر (1->‰) در زیر PTB رخ میدهد و پیک دوم حدود یک متر (1-<‰) بالای مرز همزمان با ظهور واحد ترومبولیتی ظاهر میشود.
تغییرات ایزوتوپ اکسیژن
همانطور که در شکلهای 8 و 9 نشان داده شده است، برخلاف ایزوتوپ کربن، مقدار δ18O در چاههای B و E روندی کاملاً منفی دارد؛ بهطوری که این روند از 7->‰ در گریسباچین پایین تا 1->‰ در دوراشامین بالا در چاه B و همچنین از 4-‰~ در بخش پایینی سازند کنگان تا 1->‰ در عضو دالان بالایی در چاه E، نزدیک PTB متغیر است. کاهش تدریجی δ18O از 20 تا 30 متر، زیر مرز پرمین-تریاس آغاز میشود و تا لایههای آغازین تریاس در هر دو چاه ثابت باقی میماند و هیچ تغییر چشمگیری در مقدار δ18O در آغاز واحد ترومبولیتی در این دو چاه وجود ندارد. در برشهای چینهشناسی پرمین– تریاس در مناطق مختلف جهان نیز، نمودار δ18O روند مشابهی را نشان میدهد (Heydari et al. 2001; Richoz 2006).
تغییرات ایزوتوپ استرانسیوم
نرخ 87Sr/86Sr در سه چاه B، E و F بهسرعت و بلافاصله بعد از مرز افزایش مییابد. این نسبت در چاه B در حدود 20 متر قبل از مرز،0.707200> است و با چندین نوسان کوچک دقیقاً قبل از مرز افزایش مییابد. این نسبت کاهش شدیدی را در نزدیک مرز (0.706000 >) نشان میدهد و سپس در ادامه در مرز تا 0.707300 ~ افزایش مییابد (شکل 8). مقدار 87Sr/86Sr در چاه E دو پیک را نشان میدهد که اولین پیک (0.707435) در 17.5 متر قبل از مرز در دوراشامین پسین و دومین پیک (0.707450) در 2.5 متر بالاتر از مرز، در واحد ترومبولیتی است (شکل 9). شایان ذکر است که دادههای ایزوتوپ استرانسیوم مربوط به چاه F کامل نیستند و بیشتر مربوط به مرز پرمین– تریاس و طبقات آغازین تریاساند و نسبت 87Sr/86Sr در این چاه، افزایش درخور توجه تغییر بعد از مرز را نشان میدهد؛ بهطوریکه در 6 متر بالای مرز به ماکزیمم 0.70724 میرسد (شکل 10).
شکل ۷- ریزرخسارههای توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه A
Fig 7- Microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well A
شکل ۸- تغییرات ایزوتوپهای δ13C، δ18O، 87Sr/86Sr و ریزرخسارههای توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه B
Fig 8- δ13C, δ18O, 87Sr/86Sr isotope curves, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well B.
شکل ۹- تغییرات ایزوتوپهای δ13C، δ18O، 87Sr/86Sr و ریزرخسارههای توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه E
Fig 9- δ13C, δ18O, 87Sr/86Sr isotope curves, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well E.
شکل ۱۰- تغییرات ایزوتوپ 87Sr/86Sr و ریزرخسارههای PTBدر چاه F
Fig 10- 87Sr/86Sr isotope curve, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well F.
بحث
الگوی پراکندگی روزنبران در طبقات پرمین و تریاس چاههای مطالعهشده تقریباً مشابه است. روزنبران غالب در نهشتههای مذکور متعلق به Vaginulinida، Biseriamminida، و Staffellida هستند. با این حال، فرمهای متعلق به Hemigordiopsida و Parathuramminida نیز پراکندگی زمانی درخور توجهی را در توالیهای مطالعهشده دارند (شکل ۱۱). براساس بررسی مقاطع نازک نمونههای توالی گذر پرمین به تریاس در برشهای چینهشناسی زیرسطحی، دو زیستزون روزنبران تشخیص داده شد:
Glomomidiellopsis tieni–Paradagmarita sp. assemblage zone )A .(چاه
این زیستزون تجمعی، معرف سن چنگزینگین برای عضو دالان بالایی در منطقۀ مطالعهشده است (شکلهای ۵-۲) که با بیوزونهای Crassiglomella، Glomomidiellopsis uenoi، Glomospirella spirillinoides، و Paradagmarita sp. از پرمین زاگرس، عربستان سعودی و امارات متحدۀ عربی مقایسه میشود (Vaslet et al. 2005; Gaillot and Vachard 2007).
این زیستزون تجمعی، معرف سن گریسباچین[1] برای لایههای آغازین سازند کنگان در توالیهای مطالعهشده است (شکلهای ۵-۲) که با بیوزونهای Rectocornuspira kalhori و Spirorbis phlyctaena مربوط به تریاس زیرین ایران (البرز مرکزی)، ایتالیا و عربستان سعودی انطباق داده میشود (Brönnmann et al. 1972; Vachard et al. 2005; Vaslet et al. 2005).
فرمهای شاخص با پراکندگی چینهشناسی شناختهشده در مجموعۀ روزنبران، سن چنگزینگین- گریسباچین را برای عضو دالان بالایی و لایههای آغازین سازند کنگان تأیید میکنند. تنوع زیستی روزنبران در طبقات مطالعهشدۀ منطقۀ خلیجفارس نسبتبه مناطق همزمانی مانند یونان (Vachard et al. 2005)، شمال باختر قفقاز (Pronina-Nestell and Nestell 2001) و جنوب چین(Song et al. 2009a, 2009b; Wang et al. 2010) نسبتاً کمتر است. با این حال، تنوع میکروفونای منطقۀ مطالعهشده با مناطقی چون عربستان سعودی، ترکیه و دیگر برشهای چینهشناسی جنوب ایران مقایسهشدنی است(Baghbani 1993; Vachard et al. 2005; Insalaco et al. 2006) .
فرمهای Palaeofusulina و Colaniella که شاخص سن چنگزینگین[2] و متعلق به دریاهای باز هستند، در محیطهای محدود مانند پلاتفرم عربی و خلیجفارس مشاهده نشدهاند؛ اما گروههایی از روزنبران همچون neodiscoids، hemigordiids، globivalvulinids، وrobuloidids در این مناطق گزارش شدهاند. در مجموعۀ مطالعهشده از گروه globivalvulinids، زیرخانوادههای Globivalvulininae، Dagmaritinae و Paradagmaritinae تنوع و فراوانی به نسبت بالایی دارند. در این میان Globivalvulina، Dagmarita، Paradagmarita، و Labidagmarita در افقهای مختلف و بهفراوانی مشاهده شدهاند. حضور P. flabeliformis، P. monodi، P. planispiralis، و Glomomidiellopsis تأییدی بر سن چنگزینگین (دوراشامین) برای عضو دالان بالایی است و در مناطق مجاور مانند عربستان سعودی، قفقاز، جنوب ترکیه و زاگرس نیز گزارش شدهاند (Zaninetti et al. 1981; Pronina-Nestell and Nestell 2001; Vachard et al. 2005; Insalaco et al. 2006; Mazaheri and Ghasemi-Nejad 2017; Tavakoli et al. 2018; Şahin and Altiner 2019; Haghighat et al. 2020). نبود فراوانی fusulinids با ریختشناسی پیچیده و منتسب به schwagerinids و neoschwagerinids نیز، سن لوپینگین[3] را برای توالیهای دالان بالایی تأیید میکند (Groves et al. 2005; Insalaco et al. 2006; Gaillot and Vachard 2007).
پس از ناپدیدشدن بیش از ۹۰% روزنبران پرمین و آخرین حضور آنها نزدیک مرز پرمین-تریاس، حضور گونههای معرف شرایط نامساعد مانند Ammodiscus kalhori، Hyperammina deformis و گونههای microconchid مانند Microconchus phlyctaena همراه با لایههای ترومبولیتی، سن گریسباچین را برای لایههای آغازین سازند کنگان نشان میدهد. این گونهها در مناطقی مانند البرز مرکزی، آباده، شمال ایتالیا و ترکیه گزارش شدهاند (Brönnimann et al. 1972; Heydari et al. 2003).
با توجه به فراوانی و غالببودن Paradagmarita در توالیهای پرمین ترکیه، منطقۀ زاگرس، قفقاز، عربستان سعودی و بخشهایی از عمان، این مناطق یک ایالت زیستجغرافیایی مشترک را در اواخر پالئوزوئیک تشکیل میدادند (Sengor et al. 1988; Altiner et al. 2000; Gaillot and Vachard 2007).
شواهد چینهنگاری و فسیلی نشان میدهد که رسوبگذاری در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ مطالعهشده بهصورت ناپیوسته بوده است. تشکیلنشدن بخشی از رسوبات اشکوب چنگزینگین در چاههای بررسیشده و وجود یک وقفۀ چینهای محدود، نشانگر گسست نسبی در رسوبگذاری و گذر ناگهانی از نهشتههای پرمین به تریاس است. این ویژگی مشابه الگوی مشاهدهشده در دیگر نواحی زاگرس است. علاوه بر این، تحلیل توالی آخرین حضور جنسهای روزنبران در چاههای مطالعهشده، الگوی انقراض پلهای را آشکار میکند(Haghighat et al. 2020) ؛ بهطوری که تنوع تاکسا از حدود ۲ تا ۳ متر پایینتر از مرز PTB بهشدت کاهش مییابد و تنها گونههای فرصتطلبAmmodiscus Kalhori ،(Hyperammina deformis وMicroconchus phlyctaena) در لایههای آغازین تریاس حضور دارند. در چاه F نیز، بقای محدود جنسهای مقاومتر نظیرNodosaria و Globivalvulina ثبت شده است.
این شواهد، همراه با تغییرات ایزوتوپی و ریزرخسارهای، نشان میدهد که در زمان گذر پرمین–تریاس، یک ناپیوستگی نسبی در رسوبگذاری همراه با بحران شدید زیستی و تغییر در شرایط اکسیژنی محیط در منطقۀ مرکزی خلیجفارس رخ داده است؛ الگویی که با مشاهدات دیگر نواحی حاشیۀ غربی پالئوتتیس سازگار و بیانگر تأثیر جهانی رخداد انقراض پایان پرمین است.
شکل ۱۱- روزنبران پرمین پسین- تریاس پیشین در نمونههای مطالعهشدۀ (عضو دالان بالایی و سازند کنگان)، خلیجفارس
Fig 11- Late Permian- Early Triassic foraminifera occurring in the Upper Dalan Member and Kangan strata, Persian Gulf.
Scale bars equal 100μm.
Plate 1: (1) Eotuberitina reitlingerae Miklukho‐Maklay, axial section, well B, depth 3043.9 m; (2) Eotuberitina sphaera Lin, axial sections, well A, depth 2995.48 m; (3) Floritheca variata Gaillot and Vachard, indefinite section, well A, depth 2973.05 m; (4-5) Ammodiscus kalhori (Brönnimann, Zaninetti and Bozorgnia), 4 -subaxial section, well A, depth 2833.98 m; 5 -equatorial section, well A, depth 2822.94 m; (6) Crassispirella hughesi Gaillot and Vachard, axial section, well F, depth 3063.39 m; (7) Glomomidielopsis tieni Gaillot and Vachard, subequatorial section, well A, depth 2826.75 m; (8) Glomomidielopsis sp., subaxial section, well A, depth 2827.24 m.; (9) Agathammina ovata Wang, subaxial section, well A, depth 2934.05 m; (10) Rectostipulina quadrata Jenny-Deshusses, well B, depth 3035.78 m; (11) Rectostipulina pentamerata Groves, Altiner and Rettori, transverse section, well B, depth 3032.04 m; (12) Rectostipulina sp., longitudinal section, well F, depth 3122.77 m; (13) Protonodosaria delicata (Wang), subaxial section, well A, depth 2824.43 m; (14) Protonodosaria mirabilis caucasica (Miklukho-Maklay), axial section, well F, depth 3001.53 m; (15) Protonodosaria camerata (Miklukho-Maklay), axial section, well A, depth 2992.80 m; (16) Protonodosaria sagitta (Miklukho-Maklay), axial section, well E, depth 3176.82 m; (17) Lingulonodosaria sp. cf. L. pyrula (Sellier de Civrieux and Dessauvagie), subaxial section, well A, depth 2821.12 m; (18) Langella sp., axial section, well F, depth 2999.47 m; (19) Geinitzina taurica Sellier De Civrieux and Dessauvagie, axial section, well F, depth 3075.35 m; (20-21) Geinitzina sp., 20 -axial section, well E, depth 3146.58 m; 21 -lateral axial section, well F, depth 3015.88 m; (22) Pachyphloides inflatus (Miklukho-Maklay), axial section, well E, depth 3164.06 m.
Plate 2: (1) Pachyphloia iranica Bozorgnia, lateral axial section, well B, depth 3062.81 m; (2) Pachyphloia schwageri Sellier De Civrieux and Dessauvagie, axial section, well A, depth 2889.80 m; (3) Frondina sp., close to axial sections, well A, depth 2979.42 m; (4) Frondina palmata (Wang), axial section, well F, depth 3015.43 m; (5) Robuloides lens? Reichel, axial section, well A, depth 3007.5 m; (6) Partisania sp., axial section, well A, depth 2995.48 m; (7) Globivalvulina graeca Reichel, transverse section, well A, depth 2896.16 m; (8) Paraglobivalvulina gracilis Zaninetti and Altiner, subequatorial section, well A, depth 2891.20 m; (9) Paraglobivalvulinoides septulifer Zaninetti and Altiner, equatorial section, well A, depth 2826.75 m; (10) Dagmarita altilis Wang in Zhao et al., close to axial section, well E, depth 3149.50 m; (11) Labiodagmarita vasleti Gaillot and Vachard, axial section, well F, depth 3028.27 m; (12) Paradagmarita flabelliformis Zaninetti, Altiner and Ҫatai, axial section, well A, depth 2833.42 m; (13) Paradagmacrusta callosa Gaillot and Vachard, sagittal axial section, well F, depth 3061.88 m; (14) Paradagmarita monodi Lys in Lys and Marcoux, subequatorial section, well A, depth 2879.48 m; (15) Paremiratella robusta Gaillot and Vachard, axial sagittal section, well F, depth 3037.41 m; (16) Tetrataxis sp., axial section, well B, depth 3153.49 m; (17) Reichelina pulchra Miklukho-Maklay, axial section, well A, depth 2997.25 m; (18) Staffella cf. hupehensis Jing, axial section, well A, depth 2943.42 m; (19) Nankinella sp., axial section, well A, depth 2967.03 m; (20) Sphaerulina sp., subaxial section, well A, depth 2848.92 m; (21) Schubertella sp., subequatorial section, well B, depth 3154.01 m; (22-23) Hyperammina deformis, axial sections. 21 -well F, depth 2977.68 m, 22 -well A, depth 2849.49 m; (24) Microconchus phlyctaena (Brönnmann and Zaninetti), axial section, well B, depth 2952.30 m.
براساس ریزرخسارههای شناساییشده در توالیهای مرز پرمین- تریاس منطقۀ بررسیشده، گسترش هریک از ریزرخسارهها و کمربندهای رخسارهای در چاههای مطالعهشده تعیین و سپس با تحلیل آماری، شرایط محیط رسوبی آنها مشخص شد. بیشترین فراوانی ریزرخسارهها در چاه A (۶۵٪) مربوط به کمربند رخسارهای پیراکشندی و کولاب و کمترین فراوانی (۳۵٪) مربوط به محیط کمعمق بالای کشندی است. در چاه B نیز بیشترین فراوانی (۳۳٪) به کمربند رخسارهای کولاب و کمترین فراوانی (۷٪) به محیط کمعمق بالای کشندی اختصاص دارد. در چاههای E و F، بیشترین فراوانی (۵۸-۳۳٪) ریزرخسارهای مربوط به کمربند رخسارهای منطقۀ پیراکشندی و کمترین فراوانی (۱۱-۵٪) مربوط به محیط کمعمق بالای کشندی است. این نتایج نشاندهندۀ یکنواختی درخور توجه در پراکندگی ریزرخسارهها و کمربندهای رخسارهای در چاههای مطالعهشده است (شکل 12). علاوه بر این، مدل رخسارهای سطح شیبدار با شیب ملایم[1] برای توالیهای مطالعهشده پیشنهاد میشود که در آن ریزرخسارهها بهصورت پیوسته از بخشهای پرانرژی زیرکشندی و کولابی تا رخسارههای بینکشندی و بالاکشندی تغییر میکنند. این مدل با الگوی پیشنهادی پیشین برای توالیهای پرمین–تریاس در خلیج فارس و زاگرس (Insalaco et al. 2006; Tavakoli et al. 2018)، مطابقت دارد.
در کربناتهای دریایی، فرآیندهای دیاژنتیکی نظیر تبلور مجدد، سیمانزایی و دولومیتیشدن نسبتهای ایزوتوپی اولیه را دگرگون میکنند. برای ارزیابی این آثار، روند تغییرات δ13C و δ18O در نمونههای مطالعهشده با یکدیگر مقایسه شد. نبود همبستگی معنیدار میان این دو پارامتر، نشان میدهد که مقادیر δ13C تا حد زیادی از تغییرات دیاژنتیکی مصون ماندهاند. با این حال، تغییر تدریجی δ18O بهسوی مقادیر منفیتر در بخشهای بالایی دالان و آغازین کنگان، نشانۀ تأثیر محدود فرآیندهای دیاژنتیکی محلی و واکنش با آبهای متئوریکی است. افزون بر این، نسبتهای پایین Mn/Sr (<10) در بیشتر نمونهها، مؤید حفظ ترکیب ایزوتوپی اولیۀ کربن است (Liu et al. 2023)؛ بنابراین نوسانات δ13C در این مطالعه، بیانگر تغییرات واقعی در چرخۀ جهانی کربن در گذر پرمین–تریاس هستند، نه آثار ثانویۀ دیاژنز. دادههای ایزوتوپی توالیهای مطالعهشده نشان میدهند که پیش از مرز پرمین–تریاس، افت ناگهانی در مقادیر δ¹³C در دولوستونهای عضو دالان بالایی در چاههای B و E رخ داده است. این افت همزمان با کاهش تنوع روزنبران است و در مرز پرمین–تریاس نیز کاهش دیگری در مقادیر δ¹³C مشاهده میشود. مقدار δ13C از 4+‰~ در زیر مرز به 1-‰~ در واحد ترومبولیتی کاهش و سپس بهسمت بالا دوباره افزایش مییابد (Haghighat et al. 2020). این افت ناگهانی δ13C ناشی از عواملی مانند اختلاط آبهای عمیق فاقد اکسیژن با مقدار کم δ13C آبهای سطحی اکسیژندار (Rahimpour-Bonab et al. 2009; Korte and Kozur 2010)، آزادشدن متان از هیدراتهای گازی کف دریا(Heydari and Hassanzadeh 2003; Brand et al. 2016) ، هوازدگی گستردۀ فلات قاره (Xie et al. 2007)، بالاآمدگی(Saitoh et al. 2013) ، ورود CO2 حاصل از آتشفشانهای سیبری (Korte et al. 2010) و تغییر در شیمی آب اقیانوسها (Song et al. 2012) است. این رخدادها بیانگر آشفتگی جهانی در چرخۀ کربن در اقیانوس/ اتمسفر و تغییرات زیستمحیطی گسترده در انتهای پرمیناند.
علاوه بر این، تغییرات منفی δ¹³C نشانهای از تغییر در شرایط اکسیداسیون–احیا در حوضههای رسوبی است. افت محسوس δ¹³C در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ مطالعهشده، احتمال گسترش شرایط بیهوازی یا کماکسیژن را تقویت میکند. این افت محسوس در δ¹³C، نهتنها بیانگر آشفتگی جهانی در چرخۀ کربن است، ازنظر دیرینهاقیانوسی نیز نشاندهندۀ گسترش شرایط بیهوازی یا کماکسیژن در آبهای سطحی و میانی است. در چنین شرایطی، کاهش نرخ فتوسنتز و تجزیۀ مواد آلی باعث افزایش غلظت کربن سبک (¹²C) در سیستم اقیانوسی میشود و مقادیر δ¹³C را بهسمت مقادیر منفیتر سوق میدهد (Korte & Kozur 2010; Brand et al. 2016)؛ بنابراین، کاهش δ¹³C در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ مطالعهشده، بیانگر کاهش تهویۀ آب دریا و استقرار شرایط بیهوازی در حوضههای کمعمق است. این تفسیر با شواهد رسوبی مانند حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیتها در لایههای آغازین تریاس و نیز با افت شدید تنوع روزنبران همخوانی دارد.
شکل 12- مدل محیطرسوبی پیشنهادی برای سازندهای مطالعهشده (با تغییرات از Davoodi et al. 2024)
Fig 12- Proposed depositional model for the rock units studied (From Davoodi et al. 2024 with revisions).
در چاههای B و E، مقدار δ18O نیز کاهش تدریجی را نشان میدهد که از لایههای پیش از مرز آغاز میشود و تا اوایل تریاس ادامه دارد. در چاه B، این کاهش از ۷->% در گریسباچین پایین تا ۱->% در دوراشامین بالا و در چاه E، از ۴-% در بخش پایینی سازند کنگان تا ۱->% در عضو دالان بالایی (نزدیک مرز پرمین -تریاس) متغیر است. کاهش تدریجی δ18O از ۲۰ تا ۳۰ متر پیش از مرز آغاز میشود و تا لایههای آغازین تریاس ادامه مییابد. توکلی (Tavakoli 2015) معتقد است که تغییرات δ18O در نهشتههای گذر پرمین -تریاس خلیجفارس، عمدتاً تحت تأثیر شرایط محلی بوده است. او با ارائۀ شواهد پتروگرافی نشان داده است که عوامل دیاژنتیکی و واکنش با آبهای جوی موجب کاهش δ18O شدهاند. به همین دلیل، مقادیر δ18O در این منطقه، کمتر از برشهای همزمان در دیگر نقاط جهان است. مطالعات پیشین در ایران مرکزی (آباده) (Heydari et al. 2001) و چین (برش GSSP میشان) نیز نشان دادهاند که مقادیر δ18O تحت تأثیر دیاژنز جوی تغییر یافته است. لی و جونز (Li and Jones 2017) بر این اساس پیشنهاد کردند که پدیدۀ انقراض در مرز پرمین–تریاس تدریجی بوده و ارتباطی با برخورد شهابسنگ نداشته است؛ بنابراین، کاهش یکنواخت δ18O، نشانگر گرمایش جهانی زمین در زمان گذر پرمین به تریاس است. با توجه به اینکه δ18O تحت تأثیر دما، شوری و آبهای جوی قرار دارد، اثر آن در کربناتهای همزمان بهخوبی حفظ شده است.
مقادیر δ13C و δ18O در برشهای چینهشناسی این مطالعه، با دادههای دیگر مناطق ایران ازجمله آباده و شهرضا(Heydari et al. 2001; Korte et al. 2004; Heydari et al. 2008; Korte and Kozur 2010; Richoz et al. 2010; Liu et al. 2013) جلفا(Richoz et al. 2010; Schobben et al. 2016) ، ارتفاعات البرز (Angiolini et al. 2010) و همچنین با مقادیر گزارششده از دیگر نقاط جهان (Korte and Kozur 2005; Luo et al. 2011) مقایسهشدنی است .این شباهتها تأییدی بر وقوع یک انقراض جهانی در پایان پرمیناند.
نسبت 87Sr/86Sr نیز در چاههای B، E و F، بلافاصله پس از مرز پرمین –تریاس افزایش یافته است. در چاه B این نسبت پیش از مرز کاهش شدید نشان میدهد؛ اما در مرز مجدداً افزایش مییابد. در چاه E دو اوج مشخص، یکی پیش از مرز در دوراشامین پسین و دیگری بالاتر از مرز در واحد ترومبولیتی دیده میشود. در چاه F نیز، حدود ۶ متر بالاتر از مرز افزایش چشمگیری مشاهده میشود. استرانسیوم دریایی به دست آمده از نمونههای مطالعهشده، تحت تأثیر فعالیتهای آتشفشانی و قارهای قرار گرفته است و افزایش نسبت 87Sr/86Sr احتمالاً نتیجۀ افزایش فرسایش قارهای و ورود استرانسیوم بیشتر به حوضههای رسوبی در اثر شرایط گلخانهای پایان پرمین است (Korte et al. 2004, 2006; Song et al. 2015; Tavakoli et al. 2018; Wang et al. 2018). مقادیر به دست آمده با دادههای مشابه از دیگر برشهای ایران و جهان (Korte et al. 2004; Liu et al. 2013; Dudás et al. 2017) همخوانی دارد.
بهطور کلی، تغییرات ایزوتوپی در نزدیکی مرز پرمین–تریاس در هر سه چاه با تغییرات سنگشناسی از سنگآهک به دولوستون و نیز با کاهش تنوع روزنبران همزمان است. این تغییرات نشاندهندۀ آشفتگی ژئوشیمیایی و محیطی در مقیاس جهانی در زمان انقراض بزرگ پرمین–تریاس هستند. مقادیر δ13C، δ18O، و 87Sr/86Sr این مطالعه نیز با دادههای مناطق مختلف حوضۀ پالئوتتیس مطابقت دارند. پیش از این نیز، روندهای مشابهی از تغییر ایزوتوپهای یادشده در مرز PTB از منطقۀ خلیجفارس گزارش شدهاند (Tavakoli and Rahimpour-Bonab 2012; Tavakoli 2015; Haghighat et al. 2020).
دیرینه بومشناسی
تشکیل اائیدهار، یکی از اجزای غیر زیستی سازندۀ سنگهای کربناته، تحت تأثیر کنترلهای زیستی درخور توجهی قرار دارد؛ بهگونهای که توزیع و تغییر اندازۀ آنها معرف تغییر در شرایط شیمیایی و فیزیکی محیطهای دریایی و غیر دریایی است (Flugel 2010). گسترش چینهشناسی و تغییرات اندازۀ اائیدها در مرز پرمین– تریاس و پس از آن، که همزمان با دگرگونیهای شدید زیستی و محیطی است، بیانگر شرایط دیرینهمحیطی آن زمان به شمار میآید. گسترش جهانی لایههای اائیدی و افزایش اندازۀ آنها بلافاصله پس از انقراض گروهی پرمین– تریاس، با شرایط کمبود اکسیژن، افزایش دما و نوسانات بزرگ در مقدار ایزوتوپ کربن همراه بوده است؛ پدیدهای که نشاندهندۀ نابودی گسترده و فاجعهآمیز اکوسیستمهاست (Tian et al. 2015).
وجود ریزرخسارههای حاوی اائید در مرز پرمین-تریاس در خلیجفارس را پیشتر پیروی و همکاران (Peyravi et al. 2010) و عبدالمالکی و توکلی (Abdolmaleki and Tavakoli 2016) گزارش کردهاند. در این پژوهش، بررسی اندازۀ اائیدها در لایههای گذر اواخر پرمین به اوایل تریاس نشاندهندۀ تغییرات درخور توجهی در اندازۀ آنهاست که با نتایج گزارششده از دیگر مناطق جهان مانند جنوب چین، اسلوونی، اتریش، مجارستان و ایتالیا (Tian et al. 2015) همخوانی دارد. اندازۀ میانگین اائیدها در مقاطع نازک مربوط به نمونههای انتهای پرمین در چاههای مطالعهشده ۰.۵ میلیمتر است؛ در حالی که در لایههای قاعدۀ تریاس به حدود ۰.۸ میلیمتر میرسد (شکل ۱3). این افزایش اندازه که حاکی از وجود محیطی پرتنش در این بازۀ زمانی است، با آشفتگی در نمودارهای ایزوتوپی مطابقت دارد.
شکل ۱3- مقایسۀ تغییرات اندازۀ اائیدها در نمونه مطالعهشده (عضو دالان بالایی و سازند کنگان) با دادههای گزارششده از دیگر مناطق جهان (دادهها نقل از Tian et al. 2015).
Fig 13- Comparison of ooids size variation in the samples studied (Upper Dalan Member and Kangan Formation) with those reported (Tian et al. 2015) from beyond Iran.
روزنبران نیز ابزاری کارآمد برای بازسازی محیطهای دیرینه در پلاتفرمهای کربناته قدیمی به کار رفتهاند. بیشتر روزنبران امروزی در منطقۀ خلیج فارس و در آبهای کمعمق و گرم زندگی میکنند. الگوی پراکندگی جغرافیایی روزنبران بنتیک در محیطهای عهد حاضر، عمدتاً تحت تأثیر دما و شوری آب قرار دارد (Murray 2006). مجموعۀ روزنبران شناساییشده در نمونههای چاههای مطالعهشده، مشابه مجموعههای کمعمق منطقۀ تتیس در عرض جغرافیایی پایین است.
همچنین اندازۀ روزنبران در نمونههای بررسیشده، نشانگر شرایط کماکسیژن در محیط رسوبگذاری است؛ برای مثال، میانگین طول پوسته در گونههای خانوادۀ Nodosariida برابر با ۰.۷۲ میلیمتر اندازهگیری شده است (حداکثر ۱.۴۲۶ و حداقل ۰.۲۶۷ میلیمتر). این مقادیر با دادههای مربوط به محیطهای کمعمق دیگر نواحی جهان مقایسهشدنیاند؛ بهگونهای که میانگین اندازه در مقاطع چینهشناسی جنوب چین مانند برش داتین[1] ۰.۴۵۹ میلیمتر (حداکثر ۱.۳۳ و حداقل ۰.۱۸ میلیمتر) (Zhang and Hong 2004)، در برش لارن[2] ۰.۵۲۵ میلیمتر (حداکثر ۱.۳ و حداقل ۰.۷۵ میلیمتر) (Gaillot et al. 2009) و در برش داجیانگ[3] ۰.۴۷۸ میلیمتر (حداکثر ۱.۰۱۷ و حداقل۰.۱۹۷ میلیمتر) (Song et al. 2009b) گزارش شده است.
همانطور که اشاره شد، تغییر اندازۀ روزنبران در گذر پرمین به تریاس نشاندهندۀ تغییر شرایط اکسیژنی محیط رسوبی است. در نمونههای مطالعهشده، میانگین طول روزنبرانهای بنتیک در انتهای پرمین حدود 0.72 میلیمتر است و با رسیدن به لایههای آغازین تریاس، کاهش یا افزایش اندازه در برخی گونهها مشاهده میشود. این تغییر اندازه، همزمان با کاهش تنوع روزنبران و تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون است که نشان میدهد محیط رسوبی از حالت اکسیژندار نسبی (oxic) در پرمین، به محیط کم یا فاقد اکسیژن (dysoxic/anoxic) در اوایل تریاس تغییر کرده است. این تغییر همچنین با کاهش تدریجی δ18O و افت شدید δ13C در مرز PTB همخوانی دارد و شواهد ژئوشیمیایی و رسوبشناسی موجود، ازجمله حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیتها، این انتقال محیطی را تأیید میکند.
نمودارهای ایزوتوپی بهعنوان شاخصهای ژئوشیمیایی، در توالیهای انتهای پرمین منطقۀ مطالعهشده، روند کاهشی و منفی را نشان میدهند. بیشترین افت در مرز گذر پرمین -تریاس و در لایههای ابتدایی تریاس (آغاز واحد ترومبولیتی) مشاهده میشود که با کاهش تنوع و ناپدیدشدن روزنبران در این مرز و همچنین تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون همزمان است. همانطور که اشاره شد، تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون در گذر پرمین به تریاس، نشاندهندۀ تغییر شرایط محیطی است. سنگآهکهای انتهای پرمین عمدتاً در محیطهای اکسیژندار نسبی و نسبتاً پایدار رسوبگذاری شدهاند؛ در حالی که دولوستونهای آغازین تریاس بیانگر رسوبگذاری در محیطهای کم یا فاقد اکسیژن (dysoxic/anoxic) و با تغییر شوریاند. این تغییر لیتولوژیکی با کاهش تنوع زیستی، کاهش اندازه و تنوع روزنبران، حضور ترومبولیتها و ساختارهای میکروبی و تغییرات ایزوتوپی δ¹³C و δ¹⁸O همخوانی دارد و نمایانگر شرایط محیطی ناپایدار و پرتنش در بازۀ گذر پرمین–تریاس است. بررسی همزمان دادههای ایزوتوپی δ¹³C) ، δ¹⁸O و Sr/⁸⁶Sr⁸⁷ (با ویژگیهای ریزرخسارهای و پارامترهای اندازهگیریشدنی ازجمله اندازۀ اائیدها و روزنبران نشان میدهد که نوسانات ایزوتوپی با تغییر در اندازۀ دانهها (اائیدها و روزنبران) و همچنین با تغییر در تنوع میکروفونایی همخوانی دارد. این همبستگی نشانگر اثر شرایط فیزیکوشیمیایی محیط بر رشد و اندازۀ این اجزای کربناته است و در نمودارهای ایزوتوپی و ستونهای چینهشناسی مقاله بهصورت تلفیقی نمایش داده شده است. در مقیاس جهانی، تغییرات ایزوتوپهای کربن و اکسیژن، پاسخ زیستی به آشفتگی شدید محیطی، انقراض گروهی موجودات و افت سطح دریا در مرز پرمین– تریاس تفسیر شده است(Korte et al. 2004; Korte and Kozur 2010; Tavakoli et al. 2018) . وجود رخسارۀ گرینستون/پکستون اوولیتیک- پلوئیدال در بخشهای بالایی سازند دالان، بیانگر رسوبگذاری در محیطی با انرژی بالا و احتمالاً دارای میزان اکسیژن بیشتر است. در مقابل، حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیتها در لایههای آغازین تریاس، نشاندهندۀ رسوبگذاری در رمپ کربناته با شرایط کماکسیژن یا فاقد اکسیژن در آن زمان است؛ بنابراین، گذار از محیط اکسیژندار اواخر پرمین به محیط فاقد/کم اکسیژن در اوایل تریاس با کاهش مقادیر ایزوتوپهای کربن و اکسیژن همزمان و بیانگر شرایط ناپایدار و نامطلوب زیستی در اقیانوسهای دورۀ گذر پرمین–تریاس است.
نتیجه
توالیهای مرز پرمین- تریاس (عضو دالان بالایی- سازند کنگان) در بخش مرکزی خلیجفارس، عمدتاً شامل سنگ آهک و دولوستون هستند. بررسی مقاطع نازک نمونههای چهار حلقۀ چاه A، B، E، وF بر کمان قطر- فارس و نواحی مجاور، به شناسایی ریزرخسارههایی منجر شد که نمایانگر رسوبگذاری در پهنههای کشندی، کولاب و پشتههای زیرآبیاند و روند کاهش عمق از محیط کولاب به محیط کشندی را در گذر پرمین به تریاس نشان میدهند. لایههای بالایی سازند دالان نمایانگر رسوبگذاری در محیطی با انرژی بالا و احتمالاً همراه با افزایش میزان اکسیژن (بینکشندی تا پایینکشندی کمعمق) هستند. حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیتها در طبقات اوایل تریاس نیز، بیانگر رسوبگذاری در رمپ کربناتۀ کمعمق و محیطهای کماکسیژن یا فاقد اکسیژن است.
تغییرات نمودارهای δ13C، δ18O، و 87Sr/86Sr در نمونههای مطالعهشده با کاهش تنوع روزنبران، ناپدیدشدن آنها در مرز پرمین- تریاس و تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون همراه بوده است. این تغییرات عمده در ایزوتوپها، پاسخ زیستی به آشفتگی شدید محیطی و انقراض/کاهش موجودات در گذر پرمین -تریاس تفسیر میشود.
بر اساس الگوی پراکندگی روزنبران، دو زیستزون تجمعی محلی شامل Glomomidiellopsis sp.–Paradagmarita sp. assemblage zone (در چاههای B، E وF) وGlomomidiellopsis tieni–Paradagmarita sp. assemblage zone (در چاه A)، معرف سن چنگزینگین برای عضو دالان بالایی و یک زیستزون تجمعی محلی با عنوان Microconchus phlyctaena–Ammodiscus kalhori assemblage zone معرف سن گریسباچین برای لایههای آغازین سازند کنگان پیشنهاد شده است. این تعیین سنها با نتایج مطالعات فسیلشناسی پیشین سازندهای دالان و کنگان همخوانی دارد. با توجه به فراوانی نسبی Paradagmarita در توالیهای مطالعهشده و سنگهای تقریباً همزمان در ترکیه، قفقاز، عربستان سعودی و بخشهایی از عمان، این نواحی در اواخر پرمین، یک ایالت زیستجغرافیایی واحد را تشکیل میدادند. بررسی شواهد چینهشناسی و زیستی در چهار چاه مطالعهشده نشان میدهد که رسوبگذاری در مرز پرمین–تریاس در بخش مرکزی خلیج فارس بهصورت ناپیوسته و با یک وقفۀ چینهای محدود رخ داده است. نبود بخشی از رسوبات چنگزینگین و کاهش ناگهانی تنوع روزنبران در حد فاصل واحدهای دالان بالایی و آغازین کنگان، بیانگر یک گسست نسبی در رسوبگذاری و تغییر سریع شرایط رسوبی در این مرز است.
تغییر اندازۀ اائیدها در مقاطع نازک نمونههای انتهای پرمین از ۰.۵ به حدود ۰.۸ میلیمتر در لایههای قاعدۀ تریاس، حاکی از رسوبگذاری در محیطی پرتنش، گرم و کماکسیژن یا فاقد اکسیژن است و با تغییرات نمودارهای ایزوتوپی عناصر پایدار همخوانی دارد. همچنین اندازۀ روزنبران بنتیک نشان میدهد که بیشتر فرمهای بررسیشده مربوط به آبهای کمعمق و گرم است و با مجموعههای کمعمق منطقۀ تتیس در عرضهای جغرافیایی پایین شباهت دارند.
1 Thrombolite-Stromatolite Boundstone
7 Ooid /Bioclast-Ooid Packstone
3 Oncoid-Bioclast /Ooid Grainstone
4 Bioclast-Peloid Packstone/ Peloid-Bioclast Wackestone
)