Lithostratigraphy and biostratigraphy of Permian strata in the south of the Sanandaj–Sirjan Zone, western Kerman Province, based on foraminifera

Document Type : Research Paper

Author

Department of Ecology, Institute of Science and High Technology and Environmental Sciences, Graduate University of Advanced Technology, End of Haftbagh Highway, Kerman, Iran

Abstract

Abstract
This study investigates the lithostratigraphy and biostratigraphy of the Permian strata in the west of Sirjan City, within the southern metamorphic Sanandaj–Sirjan Zone (SSZ). The measured section is bounded by faults at its base and top. The studied strata unconformably overlie the metamorphosed Permian–Carboniferous sedimentary deposits and are overlain primarily by the dolomitized and recrystallized Permian–Triassic metamorphic rocks. Fourteen lithostratigraphic units were identified, their characteristics shaped by both original sedimentary basin fluctuations and post-diagenetic metamorphism. The microfossil assemblage is notably distinct from those of adjacent structural zones, comprising 11 fusulinid and 29 smaller foraminifera species. This unique fauna suggests that during the Permian, the SSZ constituted an independent basin situated on the northern margin of the Neo-Tethys Ocean and the southern margin of the Cimmerian Superterrane. Based on the identified smaller foraminifera and fusulinids, the age of the studied section is constrained to the Bolorian through Murgabian (Middle to Late Permian).
Keywords: Permian, Sanandaj–Sirjan, lithostratigraphy, Biostratigraphy, smaller foraminifera
 
 
Introduction
The Sanandaj–Sirjan Zone (SSZ), extending 1500 km in length and 150–250 km in width, is one of the major structural zones of Iran (Aghanbati 2004). This zone contains sedimentary and igneous rocks ranging from Precambrian to Late Cretaceous, which have been intensely overprinted by multi‑stage regional metamorphism under various metamorphic facies (Nadimi and Konon 2012; Mehdipour Ghazi and Moazzen 2015; Hassanzadeh & Wernicke 2016; Gharibnejad et al. 2022). A prominent stratigraphic feature distinguishing this zone from Central Iran and the Zagros is the widespread outcrops of the Permian marine strata, particularly in the Sirjan area. The study of the Permian deposits in the SSZ is complicated because they record the breakup of the Cimmerian supercontinent from the northern margin of Gondwana at the end of the Paleozoic and the subsequent birth of the Neo-Tethys Ocean. Field evidence indicates that from the latest Carboniferous to the Early Permian, a marine basin formed in the southern part of the SSZ, and its extent and depth increased progressively throughout the Permian. The occurrence of shelf deposits and diverse marine fossils points to the formation and development of a marine environment that later evolved into the Neo-Tethys Ocean during the Mesozoic. Despite the necessity of detailed stratigraphic investigations to resolve palaeogeographic uncertainties, the intense folding, fault displacements and regional metamorphism in this belt have largely destroyed original fossil content, texture, and sedimentary structures, rendering conventional stratigraphic studies impossible in most areas. Nevertheless, these difficulties should not preclude stratigraphic efforts where feasible. Therefore, the present study focuses on the lithostratigraphy and biostratigraphy of the relatively undeformed and weakly metamorphosed Permian strata in the Sirjan area, located in the southern part of the SSZ. The aim is to determine the age of these deposits and to compare their faunal content (particularly small foraminifers and fusulinids) with other regions of Iran.
 
Material & Methods
The Permian deposit outcrop studied in this research is located in western Kerman Province, west of Sirjan city, within the SSZ (Fig. 1A). The outcrop lies west of the Sirjan salt marsh and northwest of the village of Kheyrabad, accessible via the Sirjan–Kheyrabad road and unpaved roads west of Kheyrabad (Fig. 1B). The measured section is on the eastern slope of Mount Hezarchil at 55°11′57.41″E and 29°31′6.03″N. The study area is in the southern part of the SSZ. According to the 1:100,000 Zardu geological map (Sabzehei 1994), rock exposures near the section consist mainly of metamorphosed limestone and shale units of Late Paleozoic (Carboniferous–Permian) to Early Mesozoic (Triassic) age (Fig. 1C). These rocks have undergone intense folding and multiple fault displacements and appear dark (light brown to black) on satellite imagery (Fig. 1D). Forty‑five samples were collected from the Permian outcrop. Due to faulted lower and upper boundaries, the outcrop limits were clearly distinguishable in the field (Fig. 2). During sampling, efforts were made to select samples with minimal recrystallization, stylolites, and other diagenetic or metamorphic effects. Sampling intervals were measured by tape, with denser and more regular sampling in fossiliferous, non‑metamorphosed layers. The true thickness of the section is 195 m. Most samples showed fusulinid remains, but in many cases, the fusulinid tests were destroyed, leaving only recrystallized or replaced molds. Therefore, three thin sections were prepared from each fossiliferous sample and one thin section from each non‑fossiliferous sample. Thin sections were studied using binocular and polarizing microscopes, and fossil content and petrographic features were photographed with a 10‑megapixel camera. Microfossil identification followed multiple references, cited in the biostratigraphy section. Finally, the identified fossil content was plotted on the measured stratigraphic column, and the range of each fossil along the section was delineated. The fossil assemblage from the studied section was compared with those from other structural zones of Iran to establish the relationship between the study area and other geological domains.
 
Discussing of Results & Conclusion
The lower boundary of the studied section rests upon strongly deformed metamorphic sedimentary units due to fault activity. These units include fault breccia, metaconglomerate, and metaquartzite with interbeds of schists and marbles. Intense shearing in the underlying unit and brecciation at the base of the section confirm a faulted lower boundary (Fig. 2). Fifteen lithological units are distinguishable above the basal fault contact as follows (Fig. 2):
Unit 1 – Recrystallized and stylolitic limestone, 8 m thick (Fig. A3), with abundant calcite veins. Fusulinid remains occur as dissolved and calcite‑replaced molds (Fig. B3, C3), most of which are unidentifiable. Unit 2 –Fossiliferous limestone, 17 m thick (Fig. A3), with much better-preserved texture and fossil content than the underlying layers. Unit 3 –Sandstone (litharenite/quartzarenite), 6m thick, in sharp contact with the previous unit, showing cross‑bedding (Fig. A3). Unit 4 –Uniformly thick‑bedded fossiliferous limestone, 27 m thick (Fig. A3), where most identified species appear. Unit 5 –Thick‑bedded, unfossiliferous, recrystallized dolomitic limestone, 11 m thick (Fig. A3). Unit 6 –Litharenitic sandstone, 3.5 m thick (Fig. A3). Unit 7 –Highly fossiliferous limestone, 3.8 m thick (Fig. A3). Unit 8 –Massive recrystallized limestone, 6.5 m thick (Fig. A3, A4), with dissolved/replaced fusulinid traces. Unit 9 –Medium‑ to thick‑bedded fossiliferous limestone, 6 m thick (Fig. A4, B4) with lower fusulinid diversity compared to other microfossils. Unit 10 –Slightly metamorphosed shale, 3 m thick (Fig. B4). Unit 11 –Recrystallized calcareous sandstone, 5 m thick (Fig. B4, A5). Unit 12 –Intensely recrystallized and fractured massive limestone, 23 m thick (Fig. A5, B5). Unit 13 –Fossiliferous limestone succession, 54.7 m thick: Lower part medium‑ to thick‑bedded, middle part thick‑bedded to massive and the upper part medium‑ to thick‑bedded limestones (Fig. B5). Unit 14 –Recrystallized, stylolitic dolomitic limestone with calcite veins, 14.5 m thick (Fig. B5, A6, B6). Unit 15 –Medium‑ to thick‑bedded fossiliferous limestone, 6 m thick (Fig. B6), terminated upward by a fault contact. This unit is relatively rich in fossils, containing large fusulinids. Above the upper fault, thick‑bedded to massive dolomitic succession (Fig. B6) with intense fracturing and abundant calcite veins are present.
Microscopic studies revealed two main foraminiferal groups: fusulinids and non‑fusulinids. Fusulinids assemblage includes 11 genera and 11 species as Afghanella sp., Cancellina ovalis, Codonofusiella cf. nana, Dunbarula sp., Eopolydiexodina persica, Grovesella sp., Mesoschubertella thompsoni, Misellina ovalis, Polydiexodina sp., Skinnerella sp. and Yangchienia sp.
Non‑fusulinid foraminifers include: Climacammina cf. aljutovica, Climacammina elegans, Climacammina cf. procera, Climacammina sp., Climacammina cf. tudiola, Climacammina valvulinoides, Cribrogenerina gigas, Cribrogenerina major, Cribrogenerina sumatrana, Cribrostomum sp., Cryptoseptida sp., Deckerella sp.,  Deckerella composita, Deckerella geyeri, Deckerella cf. quadrata, Deckerella cf. tenuissima, Diplosphaerina inaequalis, Geinitzina sp., Langella conica,  Langella cf. perforate,  lunucammina sp., Nodosinelloides camerta,  Pachyphloia sp., Padangia sp.,  Palaeotextularia sp.,  Palaeotextularia consobrina,  Palaeotextularia bella and Palaeotextularia longiseptata. The fossil assemblage of the studied section was compared with those reported from the Alborz, east-central Iran, and Zagros basins. The assemblage of the SSZ is almost unique and does not fully resemble neighboring zones. The Yazd Block (east-central Iran) – No fusulinid‑bearing Permian strata; the Permian consists of dolomites of the Jamal Formation. Tabas Block (east-central Iran) – Fusulinids such as Armenina spp., Misellina spp., etc., show partial similarity up to the middle Kubergandian, but younger strata are unfossiliferous. Alborz (Ruteh Formation, Murgabian–Midian) – Fusulinids like Dunbarula mathieui, Yangchienia haydeni, and Neoschwagerina margaritae were reported but are absent in our section (likely because the Ruteh Formation is younger). Zagros (Dalan Formation) – Eopolydiexodina persica from Murgabian deposits matches the occurrence of the same species at the base of the Murgabian in our study. Thus, the studied assemblage shows the greatest similarity with east-central Iran (Tabas Block) and the Zagros, indicating a palaeogeographic affinity of the southern SSZ with these areas. During the Permian, the SSZ was part of the Cimmerian supercontinent (bordered by Paleo-Tethys to the north and Neo-Tethys to the south). The greater similarity with southern east-central Iran and the Zagros suggests that the studied section lay on the southern margin of the Cimmerian supercontinent, within the northern waters of the Neo-Tethys Ocean (Fig. 7).
Based on fusulinid ranges and correlation with previous studies (Leven 2003; Leven & Gorgij 2008, 2011a, b; Fassihi et al. 2019, 2020, 2023; Hosseinipour 2024, among others), two biozones are recognized in the studied section (Figs. 8, 9):
Eopolydiexodina persica Zone – Murgabian age: This zone begins at 131 m above the base of the measured section. The Kubergandian–Murgabian transition is marked by the first appearance of Eopolydiexodina persica, Afghanella sp., and Polydiexodina sp., and the last occurrence of Codonofusiella cf. nana and Cancellina ovalis. Immediately before and after this transition, Skinnerella sp. becomes more abundant. At this level, various Deckerella species (formerly common) disappear, while diversity and abundance of Cribrogenerina increase.
Cancellina ovalis‑Codonofusiella nana Assemblage Zone – middle–upper Kubergandian age: This biozone is recorded from 77 m above the base of the measured section. Within this zone, various species of Deckerella and Palaeotextularia are present in most samples.
At the base of the section, the Bolorian sediments exist, but due to a lithological change (fossiliferous limestone passing into sandstone) and the absence of fusulinids, the precise Bolorian–Kubergandian boundary cannot be determined. Therefore, this boundary is placed below the first sandstone unit, consistent with the last occurrence of Misellina ovali (Leven 2003; Wang et al. 2018).

Keywords

Main Subjects

Full Text

مقدمه

کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان با طول 1500 کیلومتر و عرض 150 تا 250 کیلومتر، یکی از زون­های مهم ساختاری ایران است (Aghanbati 2004). در این زون ساختاری، نهشته­های رسوبی و سنگ­های آذرین از پرکامبرین تا اواخر کرتاسه وجود دارند که در اثر فرایندهای دگرگونی ناحیه­ای به­شدت و در چند مرحله در رخساره­های دگرگونی مختلف دگرگون شده­اند (Fergusson et al. 2016; Gharibnejad et al. 2022; Ghasemi and Talbot 2006; Hassanzadeh and Wernicke 2016; Mehdipour Ghazi and Moazzen 2015; Mohajjel et al. 2003; Nadimi and Konon 2012). یکی از تفاوت­های آشکار چینه­شناختی این زون با ایران مرکزی و زاگرس، گسترش نهشته­های دریایی آهکی و شیلی پرمین، به­خصوص در ناحیۀ سیرجان، است. اهمیت­ مطالعۀ نهشته­های پرمین در زون سنندج-سیرجان در این امر نهفته و این نهشته­ها به­نوعی نمایشگر وقایع و تاریخ جداشدن ابر خشکی سیمرین از لبۀ شمالی گندوانا در انتهای پالئوزوئیک و تولد اقیالنوس تتیس جوان­اند. آنچه­ در یک نگاه اجمالی به نهشته­های پرمین در ناحیۀ مطالعه­شده و پهنۀ جنوب زون سنندج- سیرجان پی برده می­شود، این است که در فاصلۀ زمانی انتهای کربنیفر تا اوایل پرمین، حوضه­ای دریایی در جنوب زون سنندج-سیرجان شکل گرفته و در طول پرمین، مدام بر گسترۀ طولی و عمق آن افزوده شده است. وجود نهشته­هایی ماسه­سنگی مربوط به لبۀ قاره تا لایه­های آهکی دارای مواد آلی و بد­بو و دارای انواع فسیل­های دریایی، نشان­دهندۀ تولد و توسعۀ یک محیط دریایی بوده و بعد از آن با گسترش بیشتر در طول دوران میانه، زیستی به اقیانوس تتیس جوان تبدیل شده است. با وجود اهمیت و لزوم انجام بررسی­های چینه­نگاری مختلف برای برطرف­کردن ابهامات دیرینۀ زمین­شناسی، شدت چین­خوردگی و جابه­جایی­های گسلی و همچنین دگرگونی در کمربند ساختاری دگرگونی سنندج-سیرجان به­گونه­ای است که در بسیاری از موارد، محتوای فسیلی و ساخت و بافت ابتدایی لایه­ها کاملاً عوض شده است و انجام مطالعات معمول چینه­نگاری در این زون ممکن نیست. علاوه بر دگرگونی ناحیه­ای با درجات مختلف، فعالیت­های ساختاری شدیدی همچون انواع گسل­های عمدتاً معکوس با مؤلفۀ راستا لغز با­عث جابه­جایی، تکرار و حذف لایه­ها در این زون شده­اند. از سوی دیگر، مشکلات و محدودیت­های ناشی از دگرگونی و در هم ریختگی لایه­های رسوبی ناشی از فعالیت­های زمین­ساختی، نباید مانع انجام مطالعات چینه­نگاری در حد ممکن باشد؛ از این رو، مطالعۀ حاضر زیست چینه­نگاری نهشته­های پرمین را در یکی از رخنمون­های تقریباً دست­نخورده و دگرگون­نشده در ناحیۀ سیرجان­ بررسی و مطالعه کرده است. هدف از این پژوهش، بررسی وضعیت سنگ چینه­نگاری و زیست چینه­نگاری نهشته­های نسبتاً دگرگون­نشدۀ پرمین در جنوب زون ساختاری کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان برای تعین سن و مقایسۀ فونای موجود در این لایه­ها با دیگر نقاط ایران بوده است. در این مطالعه، از محتوای فسیلی محفوظ­مانده از روزنبران کوچک و فوزولین­ها برای رسیدن به هدف پژوهش استفاده شده است.

پیشینۀ پژوهش

مطالعات مربوط به چینه­نگاری پرمین در ایران سابقه­ای طولانی دارد. عمدۀ مطالعات بر­ طبقات پرمین در زون­های ساختاری البرز و پس از آن ایران مرکزی متمرکز بوده است که دلیل آن شاید دسترسی آسان­تر، دگرگونی و در هم ریختگی کمتر و وجود نوعی پیوستگی و مشابهت با نهشته­های پرمین در شمال ایران (روسیه و سیبری، شرق اروپا و ترکیه)­ باشد. از مهم­ترین و جدید­ترین مطالعات انجام­شده مرتبط با این پژوهش در زون ساختاری البرز، به مطالعات علیپور و همکاران (Alipour et al. 2012)، عارفی­فرد و دیویدوف (Arefi Fard and Davydov 2015)، ابراهیم­نژاد و همکاران (Ebrahim Nejad et al. 2015)، گتانی و همکاران (Gaetani et al. 2009)، لوون و یاراحمدزهی (Leven and Yarahmadzahi 2020)، مهدوی و وزیری (Mahdavi and Vaziri 2010)، رضازاده و همکاران (Rezazadeh et al. 2025)، صادقی و همکاران (Sedighian et al. 2016)، واچارد و یاراحمدزهی (Vachard and Yarahmadzahi 2014) و یاراحمد زهی و همکاران (Yarahmadzahi et al 2016) اشاره می­شود که بیشتر بر­ نهشته­های سازند­های درود و روته و معادل­های سنی آنها در منطقۀ شمال غربی ایران، آذربایجان و قفقاز متمرکز بوده و زیست چینه­نگاری و تعین سن نهشته­ها را بر­اساس فوزولین‌ها بررسی کرده­­اند.

­جدید­ترین تحقیقات مشابه با پژوهش حاضر در پهنۀ زون ساختاری ایران مرکزی و شرق ایران، عبارت­اند از: مطالعات عارفی­فرد (Arefi Fard 2016) بر­ نهشته­های پرمین شرق ایران مرکزی، فیلیموا (Filimonova 2013) بر ریزروزنبران پرمین در ناحیۀ طبس، همپ و همکاران (Hampe et al. 2013) بر لایه­های پرمین در برش باغوک در ایران مرکزی، جلالی و همکاران (Jalali et al. 2021, 2023) بر فوزولین­های برش زلدو در ایران مرکزی، لوون و گرگیج از نهشته­های پرمین ناحیۀ انارک (Leven and Gorgij 2005, 2006) و برش راهدار در بلوک کلمرد (Leven and Gorgij 2013)، لوون و طاهری (Leven & Taheri 2003) از نهشته­های پرمین در ناحیۀ ازبک کوه، پرتوآذر و همکاران (Partoazar et al. 2014) از فوزولین­های سازند جمال در برش باغ ونگ، یاراحمدزهی و همکاران (Yarahmadzahi et al. 2013, 2014) از فوزولین­ها و روزنبران کوچک نهشته­های پرمین در نقاط مختلف ایران مرکزی، یاراحمد زهی و واچارد (Yarahmadzahi and Vachard 2017) از روزنبران کوچک و زیست چینه­نگاری نهشته­های پرمین در ازبک کوه و یاسبلاغی شراحی و همکاران (Yasbolaghi Sharahi et al. 2020) از فوزولین­های شمال طبس­.

در زون ساختاری زاگرس نیز از مطالعات انجام­شده، با موضوع بررسی خصوصیات مختلف نهشته­های پرمین،­ به مطالعۀ داگلاس (Douglas 1950) بر فوزولین­های جنوب ایران و بلوچستان، کلانتری (Kalantari 1995) بر­ زیست چینه­نگاری نهشته­های پرمین در زون زاگرس، عابدینی و همکاران (Abedini et al. 2017) بر­ نهشته­های سیستم پرمین در ناحیۀ گهکم، بیات و همکاران (Bayat et al. 2017) بر­ گونه­های مختلف گلوبیوالونیا در نهشته­های پرمین زاگرس مرتفع، دیویدوف و عارفی فرد (Davydov and Arefi Fard 2013) بر­ فوزولین­های سازند دالان در زاگرس، پرویزی و همکاران (Parvizi et al. 2013) بر­ جلبک­های سازند دالان در کوه دنا، رفیعی و همکاران (Rafiee et al. 2014) بر­ سنگ چینه­نگاری و زیست چینه­نگاری سازند دالان در کوه سورمه و ژابو و خرد پیر (Szabo and Kheradpir 1978) بر­ چینه­نگاری پرمین و تریاس زاگرس اشاره می­شود.

در زون ساختاری سنندج-سیرجان به­دلیل دگرگونی شدید لایه­های آهکی فسیل­دار، مطالعات محدودی انجام شده است که مهم­ترین و جدید­ترین آنها شامل مطالعات لون و گرگیج در نقاط مختلف زون کمربند دگرگونی سنندج سیرجان از­جمله غرب سیرجان (Leven & Gorgij 2008)، سازند وژنان در شمال اسد­آباد (Leven & Gorgij 2011a) و غرب زون سنندج-سیرجان (Leven & Gorgij 2011b) اشاره می­شود که ایشان در مطالعات یاد­شده، فوزولین­های موجود در لایه­های رسوبی و تعین سن نهشته­ها را بر­اساس فوزولین­ها­ شناسایی و معرفی کرده­اند. فصیحی و همکاران (Fassihi et al. 2019)، فوزولین­های مرز کربنیفر-پرمین را در منطقۀ آباده­ مطالعه­ و مرز یاد­شده را بر­اساس فوزولین­ها تعین کرده­اند. ایشان همچنین تاکسونومی روزنبران کوچک کربنیفر و پرمین را در برش­های بناریز و تنگ درچاله مطالعه و منتشر کرده­اند (Fassihi et al. 2020). فصیحی و همکاران (Fassihi et al. 2023) نیز، زیست چینه­نگاری نهشته­های می‌سی‌سی‌پین و پنسیلوالنین را بر­اساس مجموعه روزنبران موجود در آنها در برش اسد­آباد مطالعه کرده­اند. شیره­زادۀ اصفهانی و همکاران (Shirezadeh Esfahani et al. 2019)، سنگ چینه­نگاری و محیط دیرینۀ نهشته­های کربنیفر و پرمین را در برش­های اسد­آباد، بناریز و تنگ درچاله­ مطالعه و بازنگری کرده­اند. کوبایاشی و ایشی، فوزولین­های موجود در نهشته­های پرمین را در رخنمون سازند سورمق در آباده­ مطالعه و معرفی و به گسترۀ دیرینۀ جغرافیایی آنها توجه کرده­اند (Kobayashi & Ishii 2003a, b)، شاهین­فر و همکاران (Shahinfar et al. 2020) زیست چینه­نگاری نهشته­های پرمین را در درۀ همبست در نزدیکی آباده مطالعه کرده­اند. یاراحمدزهی و واچارد (Yarahmadzahi & Vachard 2019) روزنبران کوچک را از رخنمون نهشته­های پرمین در برش اسد­آباد شناسایی و معرفی و زیست چینه­نگاری نهشته­های مذکور را بر­اساس روزنبران کوچک بررسی کرده­اند. حسینی­پور (Hosseinipour 2024) یکی از کامل­ترین رخنمون­های پرمین در شمال معدن گلگهر در جنوب غرب سیرجان را مطالعه و­ زیست چینه­ نگاری این نهشته­ های برش بر­اساس فوزولین­های موجود در آنها را بررسی کرده است.

روش کار و شیوۀ انجام مطالعه

موقعیت جغرافیایی و جایگاه زمین­ شناسی برش مطالعه ­شده

رخنمون نهشته­های پرمین­ مطالعه­شده در این پژوهش در غرب استان کرمان، غرب شهر­ستان سیرجان و قلمرو زون ساختاری سنندج-سیرجان ­قرار دارد (شکل 1A). محدودۀ این رخنمون در غرب کفۀ نمکی سیرجان و شمال غربی آبادی معروف خیر­آباد واقع شده و ازطریق جادۀ سیرجان-خیر­آباد و جاده­های خاکی غرب خیر­آباد در دسترس­ است (شکل 1B). برش­ بررسی­شده در دامنۀ شرقی کوه هزارچیل اندازه­گیری شده و مختصات جغرافیایی قاعدۀ آن ʺ41/57 11 55 طول شرقی و ʺ03/6 ʹ31˚29 عرض شمالی است. محدودۀ ­ مطالعه­شده در جنوب زون ساختاری سنندج-سیرجان واقع شده است که­ رخنمون های سنگی موجود در حوالی برش­ مطالعه­شده براساس اطلاعات موجود در برگۀ زمین شناسی1:100000 زردو (Sabzehei 1994) شامل واحد­های رسوبی عمدتاً آهکی و شیلی دگرگون­شده به دیرینگی انتهای پالئوزوئیک (کربنیفر-پرمین) و اوایل مزوزوئیک (تریاس) هستند (شکل 1C). این واحد­های سنگی متحمل چین­خوردگی و جابه­جایی­های متعدد گسلی­ و در تصاویر ماهواره­ای به رنگ تیره (قهوه­ای روشن تا سیاه) دیده می­شوند (شکل 1D). موقعیت جغرافیایی یاد­شده و طبیعت دگرگونی رخساره­های سنگی موجود در ناحیه، همگی قرار­گرفتن برش­ مطالعه­شده در زون ساختاری کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان را تأیید می­کنند.

شکل 1- موقعیت جرافیایی و زمین­شناختی برش­ مطالعه­شده: A) موقعیت محدودۀ رخنمون برش­ مطالعه­شده نسبت­به زون­های ساختاری ایران و استان کرمان؛ B) راه­های دسترسی به محل برش­ مطالعه­ شده واقع در غرب شهر سیرجان؛ C) نقشۀ زمین­ شناسی محدودۀ رخنمون برش­ مطالعه­ شده (بر­اساس Sabzehei 1994)؛ D) سیمای کلی محدوده و موقعیت برش­ مطالعه­ شده در تصاویر ماهواره­ای (برگرفته ازGoogle Earth ).

Fig 1- The location map of the studied section; A) the location of the outcrop of the studied sectionin structural zones of Iran and the Kerman Province; B) The access map the studied section in the west of the Sirjan; C) the simplified and corrected geological map of the studied section’s surrounding area (after Sabzehei 1994); D) the satellite image of the studied area (Google Earth).

نمونه­ برداری و آماده­ سازی نمونه­ ها

با توجه به اهداف این مطالعه، از رخنمون نهشته­های پرمین تعداد 45 نمونه برداشت شده است. با توجه به گسله­بودن مرزهای زیرین و بالایی برش، حدود رخنمون­ مطالعه­شده در صحرا کاملا­ تشخصی­شدنی بوده (شکل 2) و پیمایش و اندازه­گیری­ها در راستای عمود بر لایه­بندی انجام شده است. با توجه به دگرگونی لایه­های­ مطالعه­شده، حین نمونه­برداری سعی شده است تا نمونه­هایی با کمترین میزان از تبلور مجدد، استیلولیت و دیگر آثار دگرگونی انتخاب و برداشت شوند. فواصل نمونه­برداری با متر اندازه­گیری و در لای­ های دگرگون­نشدۀ فسیل­دار متراکم­تر و منظم­تر انتخاب شده­اند. در فرایند نمونه­برداری سعی شده است تا بیشینۀ ضخامت برش­ پیمایش ­شود. ضخامت حقیقی برش در امتداد بیشینه بر­اساس میزان شیب و جهت شیب لایه­ها بالغ بر 195 متر است.

روش انجام مطالعه

نمونه­ های برداشته­شده از برش در بسیاری از موارد دارای آثار فوزولین بوده است که در بسیاری از موارد، صدف فوزولین­ها از بین رفته و تنها قالب تبلور مجدد­یافته یا جایگزین­شدۀ آنها باقی مانده است؛ از همین رو­ و همچنین برای دیده­شدن حداکثری محتوای فسیلی، از هر نمونه فسیل­دار تعداد سه مقطع نازک میکروسکوپی و از هر نمونه بدون فسیل، یک مقطع میکروسکوپی تهیه شده است. مقاطع با میکروسکوپ­های دوچشمی فسیل­شناسی و پلاریزان مطالعه و از محتوای فسیلی و خصوصیات سنگ­شناسی آنها با سیستم تصویربرداری با قدرت تفکیک 10 مگاپیکسل تصویر­برداری شده است. برای شناسایی میکروفسیل­ها از منابع متعددی استفاده شده است که به اهم آنها در بخش مطالعات زیست چینه­نگاری اشاره شده است. در­نهایت محتوای فسیلی تشخیص داده شده در هر نمونه، در مقابل ستون چینه­نگاری تهیه­شده قرار گرفته و محدودۀ حضور هر فسیل در امتداد برش ترسیم شده است. مجموعه فسیل­های شناسایی­شده در برش بررسی­شده با مطالعات انجام­شده در دیگر زون­های ساختاری مقایسه شده است تا ارتباط محدودۀ­ مطالعه­شده با دیگر نواحی زمین­شناختی ایران بررسی شود.

بحث و تحلیل یافته ­های پژوهش

سنگ چینه ­نگاری

قاعدۀ برش­ مطالعه­شده بر­ واحدهای رسوبی دگرگون­شده­ای قرار داشته است که به­دلیل فعالیت گسل به­شدت دچار در هم ریختگی­اند. این واحدها شامل مجموعه­ای از برش گسلی، متا کنگلومرا و متاکوارتزیت با میان­لایه­های شیست و مرمرند. وجود آثار در هم ریختگی شدید در واحد زیرین و همچنین خرد­شدگی در واحد­های قاعدۀ برش، گسله­بودن مرز زیرین را مسجل می­کند. انتخاب مرزهای گسله در این پژوهش، ناشی از جبر طبیعت رخنمون و محدودۀ مطالعاتی است؛ به­طوری که در محل رخنمون، تمامی محدودۀ گسترش لایه­های­ مطالعه­شده از بالا و پایین با گسل­ها، که خود این گسل ها نیز بارها با گسل­های جوان­تر جابه­جا شده­اند، محدود می­شوند. چنین سیمایی گسله و در هم ریخته در زون ساختاری کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان، معمول و شایع است. در برش­ مطالعه­شده، بر­اساس خصوصیات سنگ­شناسی و مشاهدات صحرایی، تعداد 15 واحد سنگی، بعد از گسل قاعدۀ برش­ تشخیص­دادنی­اند (شکل 2).

شکل 2- ستون چینه­ نگاری برش­ مطالعه­ شده به ­همراه خلاصه خصوصیات هر واحد سنگ چینه­ ای و راهنمای شمارۀ اشکال صحرایی­

Fig 2- The stratigraphic column of the studied section with the brief description of lithostratigraphic unites and field images numbers­

 اولین واحد سنگ چینه­ای که لایه­های آن همراستا با بقیۀ لایه­های برش­اند، از آهک ریکریستالیزه و استیلولیتی با ضخامتی بالغ بر 8 متر تشکیل شده است (شکل A3) که رگه­های کلسیت فراوانی نیز در آن دیده می­شوند. در لایه­های مربوط به این واحد، آثار فورولین­ها به صورت قالب­هایی حل­شده و جایگزین­شده با کلسیت­ مشاهده می­شود (شکل B,C3) که متأسفانه بسیاری از آنها­ شناسایی­شدنی نیستند.

شکل 3- A) سیمای صحرایی نیمه ­ابتدایی برش؛ B) سیمای صحرایی طبقات ریکریستالیزۀ قاعدۀ برش؛ C) نمایی نزدیک از صدف فوزولین­­های مختلف با درجات مختلف حفظ­ شدگی در طبقات قاعده­ ای برش­

Fig 3- A) the field view the studied section; B) the outcrop view of the basal re-crystallized layers of the section; C) the macro photograph of the fusulinid tests with various preservation states in the basal layers of the section­

 در ادامه، 17 متر آهک فسیل­دار رخنمون داشته (شکل A3) است که بافت و محتوای فسیلی لایه­های آن­ نسبت­به لایه­های زیرین، به مراتب حفظ شده­اند. این واحد از بالا با لایه­های ماسه­سنگی (لیت آرنایت/کوارتزآرنایت) با گذری ناگهانی محدود می­شود. ضخامت مجموع لایه­های ماسه­سنگی، که در آنها آثار طبقه­بندی مورب نیز ­مشاهده می­شود، 6 متر است (شکل A3). پس از لایه­های ماسه­سنگی، 27 متر آهک فسیل­دار با لایه­بندی یکنواخت و ضخیم رخنمون دارد (شکل A3) که بسیاری از گونه­های شناسایی­شده در این واحد ظاهر شده­اند. این واحد آهکی فسیل­دار با یک توالی 11 متری از آهک دولومیتی ضخیم­لایه (شکل A3) بدون فسیل و ریکریستالیزه پوشیده شده است. پس از واحد آهک دولومیتی مذکور، لایه­ای از ماسه­سنگ لیت آرنایتی با 5/3 متر ضخامت قرار داشته است (شکل A3) که پس از آن 8/3 متر آهک پرفسیل رخنمون دارد (شکل A3). واحد سنگ چینه­ای بعدی لایه­ای توده­ای از آهک ریکریستالیزه به ضخامت 5/6 متر بوده (اشکال A3 و A4) است که در این لایه نیز آثار فوزولین­های حل و جایگزین­شده مشاهده می­شود. واحد بعدی توالی 6 متری از آهک متوسط تا ضخیم­لایه (اشکال A4 و B4) فسیل­دار است که تنوع فوزولین­ها در آن در مقایسه با بقیۀ میکروفسیل­ها کمتر است. واحدهای سنگ چینه­ای بعدی که بدون فسیل نیز بوده­اند، به ترتیب شامل 3 متر شیل تقریباً دگرگون­شده (شکل B4)، 5 متر آهک ماسه­ای ریکریستالیزه (اشکال B4 و A5) و 23 متر آهک توده­ای (اشکال A5 و B5) به­شدت ریکریستالیزه و خرد­شد­ه­اند. واحد سنگ چینه­ای بعدی در­مجموع از توالی لایه­های آهک فسیل­دار به ضخامت 7/54 متر تشکیل شده است که در بخش زیرین متوسط تا ضخیم­لایه، در بخش میانی ضخیم­لایه تا توده­ای و در بخش بالایی مجدداً متوسط تا ضخیم­لایه است (شکل B5). این توالی آهکی از بالا با یک توالی توده­ای از آهک دولومیتی ریکریستالیزه و استیلولیتی با رگه­های کلسیت به ضخامت 5/14 متر محدود می­شود (اشکال B5، A6 و B6). آخرین واحد سنگ چینه­ای برش، یک توالی 6 متری از آهک متوسط تا ضخیم­لایۀ (شکل B6)­ فسیل­دار بوده است که از بالا به سطحی گسلی محدود می­شود. این واحد نسبتاً پر فسیل است و فوزولین­های بزرگ و فراوانی در آن مشاهده می­شوند. واحد بعد از گسل فوقانی برش از توالی­های ضخیم تا توده­ای دولومیتی (شکل B6) ریکریستالیزه با خردشدگی و رگه­های کلسیتی فراوان تشکیل شده است که هیچ­گونه آثاری از فسیل در آن دیده نمی­شود و بر اساس داده­های نقشۀ زمین­شناسی 1:100000 زردو (Sabzehei 1994) به سن پرمین پسین-تریاس­اند. شایان ذکر است که سنگ چینه ­نگاری ذکر­شده در محل برش­ مطالعه­ شده در بسیاری از رخنمون­های نهشته ­های پرمین در جنوب کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان عمومیت داشته است، با این تفاوت که شدت دگرگونی و محل گسل­ها از ناحیه­ای به ناحیۀ دیگر متفاوت است.

شکل 4- A) سیمای صحرایی محل گذر واحد سنگ چینه ­ای هشتم و نهم؛ B) سیمای صحرایی محل گذر واحد­های سنگ چینه ­ای نهم، دهم و یازدهم­

Fig 4- A) Field view of the boundary between lithostratigraphic units 8 and 9; B) Field view of the boundary between lithostratigraphic units 9, 10, and 11­

شکل 5- A) سیمای صحرایی و محل گذر واحد سنگ چینه ­ای دهم، یازدهم و دوازدهم؛ B) سیمای صحرایی و محل گذر واحد­های سنگ چینه­ ای دوازدهم، سیزدهم و چهاردهم­

Fig 5- A) Field view and the boundary between lithostratigraphic units 10, 11, and 12; B) Field view and the boundary between lithostratigraphic units 12, 13, and 14­

شکل 6- A) سیمای صحرایی محل گذر واحد سنگ چینه ­ای سیزدهم و چهاردهم؛ B) سیمای صحرایی و محل گذر واحدهای سنگ چینه ­ای چهاردهم و پانزدهم به­ همراه سیمای صحرایی محل گسل فوقانی و لایه ­های پوشانندۀ بالایی برش­ مطالعه­ شده

Fig 6- A) Field view of the boundary between lithostratigraphic units 13 and 14; B) Field view and the boundary between lithostratigraphic units 14 and 15, along with the field view of the upper fault and the overlying layers of the studied section­

فسیل­ شناسی و پالئوژئوگرافی

با توجه به اهمیت تعین محتوای فسیلی در مطالعات چینه­نگاری، در این پژوهش نیز سعی شده است­ تا فسیل­های موجود در نهشته­ها ­ شناسایی و معرفی شود. وجود روزنبران کف­زی بزرگ و کوچک در نهشته­های­ بررسی­شده، از نکات درخور توجه و بسیار مفید در راستای مطالعۀ چینه­نگاری بوده است. بر­اساس مطالعات میکروسکوپی انجام­شده، دو گروه اصلی از روزنبران شناسایی شده است که شامل فوزولین­ها و غیر فوزولین­ها هستند. از فوزولین ها تعداد 11 جنس و 11 گونه شناسایی شده­اند که عبارت­اند از Afghanella sp.، Cancellina ovalis، Codonofusiella cf. nana، Dunbarula sp.، Eopolydiexodina persica، Grovesella sp.، Mesoschubertella thompsoni، Misellina ovalis، Polydiexodina sp.، Skinnerella sp. و Yangchienia sp.. شایان ذکر است که تعداد جنس و گونه­های فوزولین­های مشاهده­شده بیش از تعداد شناسایی­شده در این پژوهش بوده است که به دلایلی همچون مشخص­نبودن حجرۀ جنینی و ریکریستالیزاسیون­ شناسایی­شدنی در حد گونه و حتی جنس نیستند. از روزنبران غیر فوزولین هم تعداد 13 جنس و 29 گونه شناسایی شده­اند که شامل Climacammina cf. aljutovica، Climacammina elegans، Climacammina cf. procera، Climacammina sp.، Climacammina cf. tudiola، Climacammina valvulinoides، Cribrogenerina gigas، Cribrogenerina major، Cribrogenerina sumatrana، Cribrostomum sp.، Cryptoseptida sp.، Deckerella sp.، Deckerella composita، Deckerella geyeri، Deckerella cf. quadrata، Deckerella cf. tenuissima، Diplosphaerina inaequalis، Geinitzina sp.، Langella conica، Langella cf. perforate، lunucammina sp.، Nodosinelloides camerta ، Pachyphloia sp.، Padangia sp.، Palaeotextularia sp.، Palaeotextularia consobrina، Palaeotextularia bella و Palaeotextularia longiseptata هستند.

مجموعه فسیل­های موجود در لایه­های­ مطالعه­شده در این بخش از زون سنندج-سیرجان و بقیۀ مطالعات انجام­شده در این زون (Baghbani 1993, 1997; Leven & Gorgij 2008, 2011a, b; Fassihi et al. 2019, 2020, 2023; Shirezadeh Esfahani et al. 2019; Kobayashi & Ishii 2003a,b; Shahinfar et al. 2020; Yarahmadzahi & Vachard 2019, Hosseinipour 2024) در مقایسه با مجموعه­های گزارش­شده از زون­های ساختاری البرز و شمال ایران (Alipour et al. 2012; Arefi Fard and Davydov 2015; Ebrahim Nejad et al. 2015; Gaetani et al. 2009; Leven and Yarahmadzahi 2020; Mahdavi and Vaziri 2010; Rezazadeh et al. 2025; Sedighian et al. 2016; Vachard and Yarahmadzahi 2014; Yarahmadzahi et al. 2016) ، ایران مرکزی (Arefi Fard 2016; Filimonova 2013; Hampe et al. 2013; Jalali et al. 2021, 2023; Leven and Gorgij 2005, 2006, 2013; Leven & Taheri 2005; Leven and Yarahmadzahi 2020; Partoazar et al. 2014; Vachard and Yarahmadzahi 2014; Yarahmadzahi et al. 2013; Yarahmadzahi and Vachard 2017; Yarahmadzahi et al. 2014, 2017; Yasbolaghi Sharahi et al. 2020) و زاگرس (Douglas 1950; Kalantari 1995; Abedini et al. 2017; Bayat et al. 2017; Davydov and Arefi Fard 2013; Parvizi et al. 2013; Rafiee et al. 2014; Szabo and Kheradpir 1978) نشان داده­اند که با وجود شناسایی معرفی گونه­های مختلف از نقاط متفاوت ایران، مجموعۀ حاضر در زون سنندج-سیرجان تقریباً منحصر به فرد است و شباهت تمام و کاملی با زون­های ساختاری مجاور ندارد. مقایسۀ فونای فوزولین شناسایی و گزارش­شده از ایران را پیش از این­ لوون و گرگیج (Leven & Gorgij 2011a) انجام داده­اند. بر­اساس این مطالعه، مهم­ترین تفاوت مجموعۀ شناسایی­شده از برش­ مطالعه­شده با ناحیۀ ایران مرکزی در بلوک یزد، در این است که در این بلوک نهشته های فوزولین­دار ثبت نشده است و نهشته­های پرمین شامل طبقات دولومیتی سازند جمال­اند (Leven & Gorgij 2011a). از نهشته های هم­سن برش ­بررسی­شده در مطالعۀ حاضر در بلوک طبس، فوزولین­هایی همچون Armenina spp.، Misellina spp.، Darvasites ordinatus، Leeina fusiformis، Paraleeina postkraffti، Skinnerella schucherti، Iranella bella، Pamirina darvasica، Chalaroschwagerina vulgarisiformis گزارش شده­اند (Leven & Gorgij 2011a) که تا حدودی با مجموعۀ حاضر، به­خصوص تا اواسط کوبرگاندین همخوانی داشته است؛ ولی از انتهای کوبرگاندین به بعد نهشته­های سازند جمال به­صورت طبقاتی بدون فسیل گزارش شده­اند (Leven & Gorgij 2011a). با این حال وجود روزنبرانی همچون Armenina spp. و Misellina spp. شباهت­هایی با مجموعۀ گزارش­شده از برش حاضر دارند. گونه­های شایع گزارش­شده به سن بلورین-مورگابین از ناحیۀ کلمرد نیز شامل گونه­های Staffella aff. Transiens و Nankinella sp. از سازند سرتخت است (Leven & Gorgij 2011a) که در مطالعۀ حاضر شناسایی نشده­اند. از زون ساختاری البرز از نهشته­های سازند روته (مورگابین-میدین) گزارش­هایی از فوزولین­ها وجود داشته است که شایع­ترین آنها شامل Dunbarula mathieui، Yangchienia haydeni، Nonpseudofusulina padangensis، Chusenella sosioensis و Neoschwagerina margaritae هستند (Leven & Gorgij 2011a). از این گونه­ها، موردی ­در برش­ مطالعه­شده مشاهده نشده است که با توجه به جوان­تر­بودن نهشته­های سازند روته نسبت­به برش­ مطالعه­شده بدیهی است. از نهشته­های سازند دالان در زون زاگرس گونه­هایی از فوزولین­ها گزارش شده است که گونۀ Eopolydiexodina persica از نهشته­های مربوط به مورگابین معرفی شده (Leven & Gorgij 2011a) است که با محدودۀ سنی و حضور این گونه در ابتدای مورگابین در مطالعۀ حاضر مشابهت دارد.

به این ترتیب مجموعۀ شناسایی­شده در برش­ بررسی­شده در مطالعۀ حاضر با مطالعات ایران مرکزی (بلوک طبس) و به­خصوص زاگرس شباهت بیشتری داشته است که گویای قرابت پالئوژئوگرافیکی محدودۀ جنوب زون ساختاری سنندج-سیرجان با نواحی یاد­شده است. با توجه به اینکه به باور بسیاری از محققان در زمان پرمین کمربند دگرگونی سنندج سیرجان بخشی از ابرخشکی سیمرین بوده است که این ابر خشکی در بخش شمالی با اقیانوس تتیس کهن در تماس و در بخش­های جنوبی با اقیانوس تتیس جوان همبر بوده است (Arfania and Shahriari 2009; Fergusson et al. 2016; Gharibnejad et al. 2022; Ghasemi and Talbot 2006; Hassanzadeh and Wernicke 2016; Mehdipour Ghazi and Moazzen 2015; Stampfli and Borel 2002)، بنابر­این­ با تکیه به شباهت بیشتر مجموعه فسیل­های شناسایی­شده با جنوب ایران مرکزی و زون زاگرس،­ برش­ مطالعه­ شده در حاشیۀ جنوبی ابرخشکی سیمرین و در محدودۀ آب­های شمالی اقیانوس تتیس جوان قرار داشته است (شکل 7).

شکل 7- موقعیت دیرینۀ جغرافیایی محدودۀ برش­ مطالعه­شده در زمان پرمین میانی (Stampfli and Borel 2002)­

Fig 7- the paleogeographic position of the studied area during the Middle Permian (Stampfli and Borel 2002)­

زیست چینه ­نگاری

با توجه به موقعیت پالئوژئوگرافیکی محدوده در دورۀ پرمین، به­عنوان بخشی از ابر خشکی سیمرین در نواحی جنوب پالئوتتیس­ که پیش از این اشاره شد، محدودۀ حضور فسیل­های شناسایی­شده با مطالعات و زیست زون­بندی­های انجام­شده مربوط به این محدودۀ پالئوژئوگرافیکی (Leven & Gorgij 2008, 2011a, b; Fassihi et al. 2019, 2020, 2023; Shirezadeh Esfahani et al. 2019; Kobayashi & Ishii 2003a, b; Shahinfar et al. 2020; Yarahmadzahi & Vachard 2019, Hosseinipour 2024; Filimonova 2013; Leven 1997, 2003, 2010; Leven et al. 2007; Okuyucu 2008; Ueno 2003; Vachard and Moix 2013; Wang et al. 2018; Zhang and Wang 2018) مقایسه و مطابقت داده شده است (شکل 8). بر­اساس منابع ذکر­شده و محدودۀ حضور فسیل­های شناسایی­شده (شکل 8)، بخش بزرگی از نهشته­ های برش در طول آشکوب­های Kubergandian و Murgabian نهشته شده است.

شکل 8- زیست چینه­نگاری فوزولین­ها در فاصلۀ زمانی یاختاشین تا مورگابین در حوضۀ تتیس، جمع­آوری­ و ساده­شده بر­اساس مطالعات مربوط به حوضۀ تتیس (Leven & Gorgij 2008, 2011a, b; Fassihi et al. 2019, 2020, 2023; Shirezadeh Esfahani et al. 2019; Kobayashi & Ishii 2003a, b; Shahinfar et al. 2020; Yarahmadzahi & Vachard 2019, Hosseinipour 2024; Filimonova 2013; Leven 1997, 2003, 2010; Leven et al. 2007; Okuyucu 2008; Ueno 2003; Vachard and Moix 2013; Wang et al. 2018; Zhang and Wang 2018). محدودۀ خاکستری­رنگ با فوزولین­های موجود در برش­ مطالعه ­شده مطابق است.

Fig 8- Biostratigraphy of fusulinids from the Yakhtashian to Murgabian interval in the Tethyan realm, compiled and simplified based on studies related to the Tethyan realm (Leven & Gorgij 2008, 2011a, b; Fassihi et al. 2019, 2020, 2023; Shirezadeh Esfahani et al. 2019; Kobayashi & Ishii 2003a, b; Shahinfar et al. 2020; Yarahmadzahi & Vachard 2019, Hosseinipour 2024; Filimonova 2013; Leven 1997, 2003, 2010; Leven et al. 2007; Okuyucu 2008; Ueno 2003; Vachard and Moix 2013; Wang et al. 2018; Zhang and Wang 2018). The gray-shaded area corresponds to the fusulinids found in the studied section.

الگوی توزیع فسیل­های شناسایی­شده در طول برش چینه­شناسی (شکل 9) نشان می­دهد که جنس­های مختلف فوزولین در بیشتر نمونه­ها و تقریباً در تمامی طول برش به تعداد مختلف حضور داشته­اند. گونه­های مختلفی از روزنبران کوچک مربوط به جنس Palaeotextularia، Deckerella، Cribrogenerina و Climacammina نیز بیشترین حضور و تنوع را در طول برش دارند.

بر­اساس مشاهدات انجام­شده دربارۀ محدودۀ حضور فوزولین­های شناسایی­شده در برش و تطابق این محدوده­ها با مطالعات پیشین، دو بیوزون در برش­ مطالعه­شده­ تشخیص­دادنی است. این بیوزون­ها عبارت­اند از:

Eopolydiexodina persica zone به سن مورگابین که از 131 متری قاعدۀ برش آغاز شده است. تقریباً در تمامی مطالعات انجام­شده دربارۀ زیست چینه­نگاری نهشته­های پرمین بر­اساس فوزولین­ها در حوضۀ تتیس، همچون مطالعات لوون (Leven 2003)، لوون و گرگیج (Leven & Gorgij 2008, 2011a, b)، وانگ و همکاران (Wang et al. 2018)، فسیحی و همکاران (Fassihi et al. 2019, 2020, 2023)، یاراحمد زهی و واچارد (Yarahmadzahi & Vachard 2019)، لوون و همکاران (Leven et al. 2007) و حسینی­پور (Hosseinipour 2024)، گونه­های مختلف جنس Eopolydiexodina و Afghanella به­خصوص E. persica در مورگابین ظاهر شده­اند. همچنین مطالعات یاد­شده اشاره دارند که گونه­های مربوط به جنس­های Codonofusiella و Cancellina نیز تا انتهای Kubergandian وجود دارند و پس از آن از رکورد­های چینه­شناسی حذف می­شوند. به این ترتیب، محل گذر بین  Kubergandian و Murgabian در 131 متری از قاعدۀ برش، با ظهور گونه­های Eopolydiexodina persica ، Afghanella sp. و Polydiexodina sp. و آخرین حضور گونه­های Codonofusiella cf. nana و Cancellina ovalis و تعیین شده است. در افق­ها­ بلافاصله قبل و بعد این گذر، به فراوانی Skinnerella sp. نیز افزوده شده است که در منابع یاد­شده نیز به آن اشاره و تأکید شده است. در این گذر، همچنین گونه­های مختلف جنس Deckerella، که از شایع­ترین فسیل­های شناسایی­شده در برش بوده است، از مجموعۀ فسیلی حذف­ و به تنوع و فراوانی گونه­های مختلف جنس Cribrogenerina افزوده شده است.

 Cancellina ovalis - Codonofusiella nana assemblage zone به سن کوبرگاندین میانی-بالایی است. این بیوزون از 77 متری قاعده ثبت شده است. روزنبران این بیوزون در مطالعات مربوط به زیست چینه­­نگاری و دیرینه­شناسی پرمین در حوضۀ تتیس، به­خصوص مطالعات لوون (Leven 2003) و لوون و گرگیج (Leven & Gorgij 2008, 2011a, b) و ازسنندج سیرجان حسینی­پور (Hosseinipour 2024)، از کوبرگاندین میای-بالایی گزاش شده­اند. در محدودۀ این بیوزون، گونه­های مختلف مربوط به جنس­های Deckerella و Palaeotextularia نیز حضور داشته و در بیشتر نمونه­ها ثبت شده­اند.

 در قاعدۀ برش، توالی رسوبی مربوط به سن Bolorian نیز­ گزارش شده است؛ ولی گذر بین آشکوب­های Bolorian و Kubergandian به­طور دقیق تعیین نمی­شود؛ زیرا به­دلیل تغییرات سنگ­شناسی افق­های فسیل­دار آهکی به لایه­های ماسه­سنگی تبدیل شده و فسیلی از فوزولین­ها وجود نداشته است. با توجه به اینکه افق­های ماسه­سنگی به­طور قطعی­­ تعیین سن نمی­شود، محل گذر بلورین-کوبرگاندین در زیر اولین واحد ماسه­سنگی قرار داده شده است که مطابق است با آخرین حضور Misellina ovalis (Leven 2003; Wang et al. 2018). در اولین نمونه­های بعد از اولین واحد ماسه­سنگی، تعداد زیادی از گونه­های شناسایی­شده در برش ظاهر شده­اند که قبل از آن وجود نداشته است؛ بنابراین­ وجود یک گذر چینه­شناسی را در حوالی افق ماسه­سنگی تقویت می­کند.

شکل 9- الگوی پراکندگی روزنبران شناسایی­شده در طول برش چینه­شناسی

Fig 9- The biotic ranges of identified foraminifera in the studied section­

نتیجه

برش­ مطالعه­شده­ در غرب سیرجان به ضخامت 195 متر در نهشته­های پرمین، مربوط به زون ساختاری کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان اندازه­گیری و پیمایش شده است. در نهشته­های این برش، تغییرات سنگ­شناسی مربوط به نوسانات حوضۀ رسوبی به­صورت تغییرات سنگ­شناختی از آهک به ماسه­سنگ و دولومیت­ مشاهده می­شود. تغییرات سنگ­شناسی ناشی از فرایند­های دگرگونی ناحیه­ای همچون انحلال فشاری، انحلال، تبلور مجدد، دولومیتی­شدن، شکستگی و جابه­جایی نیز در طول برش با شدت مختلف ثبت شده­اند. در­مجموع، با در نظر گرفتن تمامی تغییرات سنگ­شناختی ناشی از نوسانات حوضۀ رسوبی و دگرگونی، تعداد 14 واحد سنگ چینه­شناسی در برش تشخیص داه شده است که در رخنمون صحرایی نیز­ تشخیص­دادنی­اند. مرز زیرین نهشته­های­ مطالعه­شده با توالی­های دگرگونی قدیمی­تر مربوط به پرمو-کربنیفر به­صورت گسله بوده است که با تغییرات و دگرشکلی­هایی کاملاً واضح در صحرا­ تشخیص­دادنی است. مرز بالایی نهشته­های­ مطالعه­شده با نهشته­های جوان­تر به سن پرمو-تریاس نیز گسله و با در هم ریختگی و تغییر شکل لایه­ها همراه است. فرایند­های دگرگونی، به­خصوص انحلال و تبلور مجدد، باعث شده است تا بسیاری از فسیل­های موجود در لایه­ها، به­خصوص فوزولین­ها، از بروند و­ شناسایی­شدنی نباشند. از نمونه­های برداشته­شده از برش­ مطالعه­شده، تعداد 11 گونه از فوزولین­ها و 29 گونه از روزنبران کوچک شناسایی شده است. بررسی گونه­های شناسایی­شده و مقایسۀ کلی مشخصات جمعیتی آنها با مطالعات انجام­شده در زون­های البرز، ایران مرکزی و زاگرس نشان داده است که مجموعۀ حاضر در برش­ مطالعه­شده، ضمن منحصر به فرد بودن از دیدگاه تنوع فوزولین­ها و روزنبران کوچک، با نواحی ایران مرکزی (بلوک طبس) و زاگرس نزدیکی بیشتری نشان داده و بنابراین موقعیت پالئوژئوگرافیکی محدودۀ برش­ مطالعه­شده در جنوب تتیس کهن و حاشیۀ شمالی تتیس جوان در جنوب ابر خشکی سیمرین تعیین شده است. مقایسۀ محدودۀ حضور گونه­های موجود در برش­ مطالعه­شده با مطالعات انجام­شده مربوط به محدودۀ پالئوژئوگرافیکی یاد­شده، نشان داده است که بیشترین ضخامت برش در آشکوب­های Kubergandian و Murgabian از پرمین میانی و بخش محدودی از قاعدۀ برش نیز در محدودۀ زمانی مربوط به انتهای آشکوب Bolorian نهشته شده است.

تشکر و قدر­دانی

این پژوهش در قالب طرح پژوهشی با شمارۀ 1907/03/ص/7 از سوی پژوهشگاه علوم و فناوری پیشرفته و علوم محیطی­ پشتیبانی مالی شده است که به این ­وسیله از این پژوهشگاه قدردانی می­شود.

Plate 1- Micophotogaphs of popular foraminifera in the studied section, 1) Climacammina cf. procera, longitudinal section; 2) Climacammina cf. tudiola, longitudinal section; 3) Climacammina elegans, longitudinal section; 4) Climacammina valvulinoides, longitudinal section; 5) Cribrogenerina gigas, longitudinal section; 6) Cribrogenerina major, longitudinal section; 7) Cribrogenerina sumatriana, longitudinal section; 8) Decerella aljutovica, longitudinal section; 9) Deckerella elegans, longitudinal section; 10) Deckerella composita, longitudinal section; 11) Deckerella cf. quadrata, longitudinal section; 12) Deckerella cf. tenuissima, longitudinal section; 13) Deckerella geyeri, longitudinal section; 14) Cribrostomum sp., longitudinal section; 15) Palaeotextularia bella, longitudinal section; 16) Palaeotextularia consobrina, longitudinal section; 17) Palaeotextularia sp., longitudinal section; 18) Palaeotextularia longiseptata, longitudinal section; 19) Nodosinelloides camerta, longitudinal section; 20) Padangia sp., longitudinal section; 21) Eopolydiexodina sp., longitudinal section; 22) Eopolydiexodina persica, longitudinal section.

 

Plate 2- Micophotogaphs of popular foraminifera in the studied section, 1,2) Misellina ovalis, transverse secction; 3) Cancellina cutalensis, transverse secction; 4) Codonofusiella cf. nana, transverse secction; 5) Dunbarula sp., transverse secction; 6) Grovesella sp., transverse secction; 7) Mesoschubertella thompsoni, transverse secction; 8) Sphaerulina subrotunda, transverse secction; 9) Langella conica, longitudinal seection; 10) lunucammina sp., longitudinal seection; 11) Langella cf. perforate, longitudinal seection; 12) Geinitzina sp., longitudinal seection; 13) Diplosphaerina inaequalis, longitudinal seection; 14) Cryptoseptida sp., longitudinal seection; 15) Afghanella spp. ublique sections; 16) Skinerella sp. longitudinal seection.



References

Abedini M. Aghanaati A. Meisami A. and Jahani D. 2017. A New approach to Permian System in the section of Gahkum Mountain (Zagros-Iran). Open Journal of Geology, 7: 965-977. https://doi.org/10.4236/ojg.2017.77065
Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Iran Geological Survey of Iran, Tehran, 583 p.
Alipour Z. Hosseini-Nezhad S. M. Vachard D. and Rashidi K. 2012. The latest Carboniferous–Early Permian Dorud Group of the eastern Alborz (Iran): biostratigraphy and taxonomy of smaller foraminifers. Geological Journal, 48: 385–402. https://doi.org/10.1002/gj.2457Digital Object Identifier
Arefi Fard S. 2016. Morphometric analysis of Early Permian fusulinids from east-central Iran: a new approach to defining fusulinid species reliably. Geological Journal, 56(6):1049-1058. https://doi.org/10.1002/gj.2869Digital Object Identifier (DOI)
Arefi Fard S. and Davydov I. 2015. New Permian Aliyak and Kariz Now formations Alborz Basin NE Iran: correlation with the Zagros Mountains and Oman. Geological Journal, 50(6): 811-826. https://doi.org/10.1002/gj.2599Digital Object Identifier (DOI)
Arfania R. and Shahriari S. 2009. Role of southeastern Sanandaj–Sirjan Zone in the tectonic evolution of Zagros Orogenic Belt Iran. Island Arc, 18 (4): 555–576. https://doi.org/10.1111/j.1440-1738.2009.00680.x
Baghbani D. 1993. The Permian sequence in the Abadeh Region Central Iran in Contributions to Eurasian Geology, in: Koroteev A. (Ed.), Occasional Publ. Earth. Sci. Res. Inst. Uni South Carolina, 9: 7–22. https://cir.nii.ac.jp/crid/1573105975840220928
Baghbani D. 1997. Correlation Charts of Selected Permian Strata from Iran. Permophiles, 30: 24–25.
Bayat M. Izadighalati S. and Baghbani D. 2017. The evolutionary development of Globivalvulina species and their stratigraphic distribution in Upper Permian sediments of the Kushakoul Canyon in High Zagros Iran: with a review of their situation in biostratigraphy of Dalan Formation. Journal of Fundamental and Applied Sciences , 8(2s): 1967-1985. http://dx.doi.org/10.4314/jfas.v8i2s.453
Davydov and Arefi Fard S. 2013. Middle Permian (Guadalupian) fusulinid taxonomy and biostratigraphy of the mid-latitude Dalan Basin Zagros Iran and their applications in paleoclimate dynamics and paleogeography. GeoArabia, 18(2): 17-62. https://doi.org/10.2113/geoarabia180217
Douglas J.A. 1950. The Carboniferous and Permian faunas of south Iran and Iranian Baluchestan. Mem. Geol. Sur. India. Palaeontol. Indica, 22(7): 1–57.
Ebrahim Nejad M. Vachard D. Siabeghodsy A. A. and Abbasi S. 2015. Middle-Late Permian (Murgabian-Djulfian) foraminifers of the northern Maku area (western Azerbaijan Iran). Palaeontologia Electronica, 18(19A): 1-63. https://palaeo-electronica.org/content/2015/1079-middle-to-late-permian-foraminifera
Fassihi S. Kulagina E. Heinz and Esfahani F. S. 2023. Discovery of Late Mississippian (late Serpukhovian)–Early Pennsylvanian (earliest Bashkirian?) foraminiferal assemblages from the Sanandaj–Sirjan Zone Iran: Biostratigraphic and palaeoenvironmental implications. Geological Journal, 58(3): 1042-1068. https://doi.org/10.1002/gj.4641
Fassihi S. Sone M. Hairapetian and Esfahani F. S. 2019. Fusulinoids from the Carboniferous–Permian transition beds from the Abadeh region (Sanandaj–Sirjan Zone, Iran). Carbonates and Evaporites, 34: 771-792. https://doi.org/10.1007/s13146-017-0390-1
Fassihi S. Vachard D. and Shirezadeh Esfahani F. 2020. Taxonomic composition of the latest Carboniferous–earliest Permian smaller foraminifers in the Sanandaj-Sirjan Zone Iran: New insights about palaeobiogeography palaeoclimate and paleoecology of the northern margin of the Palaeotethys. Journal of Asian Earth Sciences, 193: 104310. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2020.104310
Fergusson C. L. Phillip A. Mohajjel M. and Bennett C. 2016. The Sanandaj-Sirjan Zone in the Neo-Tethyan suture western Iran: Zircon U-Pb evidence of late Palaeozoic rifting of northern Gondwana and mid-Jurassic orogenesis. Gondwana Research, 40: 43-57. https://doi.org/10.1016/j.gr.2016.08.006
Filimonova V. 2013. Smaller foraminifers from the Permian of Central Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 21(1): 13-30. https://doi.org/10.1134/S0869593813010036
Gaetani M. Angiolini L. Ueno K. Nicora A. Stephenson M. H. Sciunnach D. Rettori R. Price G. D. and Sabouri J. 2009. Pennsylvanian–Early Triassic stratigraphy in the Alborz Mountains (Iran), in: Brunet M.-F. Wilmsen M. and Granath J. W. (Eds.), South Caspian to Central Iran Basins, The Geological Society of London Special Publications 75: 79-128. https://doi.org/10.1144/SP312.5
Gharibnejad P. Rosenberg C. L. Agard P. Kananian A. and Omrani J. 2022. Structural and metamorphic evolution of the southern Sanandaj‑Sirjan Zone southern Iran. International Journal of Earth Sciences, 112(1), 383-415. https://doi.org/10.1007/s00531-022-02255-5
Ghasemi A. and Talbot C. J. 2006. A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Sciences, 26(6): 683-693. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2005.01.003
Hampe O. Hairapetian V. Dorka M. Witzmann F. Akbari A. M. and Korn D. 2013. A first Late Permian fish fauna from Baghuk Mountain (Neo-Tethyan shelf central Iran). Bulletin of Geosciences, 88(1): 1-20. https://doi.org/10.3140/bull.geosci.1357
Hassanzadeh J. and Wernicke B.P. 2016. The Neotethyan Sanandaj‐Sirjan Zone of Iran as an archetype for passive margin‐arc transitions. Tectonics, 35(3): 586-621. https://doi.org/10.1002/2015TC003926
Hosseinipour F. 2024. The biostratigraphy of the Permin fusulinids bearing deposits in the south of the Sanandaj-Sirjan metamorphic belt NE Gol Gohar mine. Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 34(4): 55-66. https://doi.org/10.22071/gsj.2021.443870.2134
Jalali A. Yarahmadzahi H. Arian M. Saidi A. and Aleali S. M. 2023. Fusulinids biostratigraphy of Zaladou Formation (Gzhelian-Asselian) from Central Iran (Ozbak Kuh) Shishtu section. Scientific Quarterly Journal Geosciences, 33(2): 283-298. https://doi.org/10.22071/GSJ.2022.341732.1998
Jalali A. Yarahmadzahi H. Vachard D. Arian M. Saidi A. and Aleali M. 2021. New data on the Rectogordius (foraminifera) abundance zone (Latest Carboniferous: Gzhelian) of the Zaladou Formation (east-central Iran Tabas block Shishtu section). Annales de Paléontologie, 107: 1-9. https://doi.org/10.1016/j.annpal.2021.102487
Kalantari A. 1995. Biostratigraphy of Permian deposits in Zagros Mountain, in Treatise on the Geology of Iran. Geological Survay of Iran, p: 8–95 (in Persian with English summary).
Kobayashi F. and Ishii K. I. 2003a. Paleobiogeographic analysis of Yahtashian to Midian fusulinacean faunas of the Surmaq Formation in the Abadeh region central Iran. Journal of Foraminiferal Research, 33(2): 155-165. https://doi.org/10.2113/0330155
Kobayashi F. and Ishii K. I. 2003b. Permian Fusulinaceans of the Surmaq Formation in the Abadeh Region Central Iran. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigraphia, 109(2 p): 307–337. https://doi.org/10.13130/2039-4942/5509
Leven E. Ja. 1997. Permian stratigraphy and fusulinida of Afghanistan with their paleogeographic and paleotectonic implications. New York Geological Society of America Special Papers 316.
Leven E. Ja. 2003. Permian stratigraphy and fusulinids of the Tethys. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 109(2): 267-280. https://doi.org/10.13130/2039-4942/5507
Leven E. Ja. 2010. Permian fusulinids of the east Hindu Kush and west Karakorum (Pakistan). Stratigraphy and Geological Correlation, 18: 105-117. https://doi.org/10.1134/S0869593810020012
Leven E. Ja. Gaetani M. and Schroeder S. 2007. New findings of Permian fusulinids and corals from western Karakorum and E Hindu Kosh (Pakistan). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 113(2): 151-165. https://doi.org/10.13130/2039-4942/5868
Leven E.Ja. and Gorgij M.N. 2005. The Pennsylvanian–Permian of the Central and East Iran: Anarak Ozbak_Kuh and Shirgesht Areas. Permophiles, 46: 20–21.
Leven E. Ja. and Gorgij M. N. 2006. Upper-Carboniferous-Permian-stratigraphy and fusulinids from the Anarak Region Central Iran. Russian Journal of Earth Sciences, 8: 1-25. https://cyberleninka.ru/article/n/upper-carboniferous-permian-stratigraphy-and-fusulinids-from-the-anarak-region-central-iran
Leven E. Ja. and Gorgij M. N. 2008. Bolorian and Kubergandian Stages of the Permian in the Sanandaj-Sirjan Zone of Iran. Stratigrafiya Geologicheskaya Korrelyatsiya, 16(5): 3-14. https://doi.org/10.1134/S0869593808050018
Leven E. Ja. and Gorgij M. N. 2011a. First record of Gzhelian and Asselian Fusulinids from the Vazhnan Formation (Sanandaj-Sirjan Zone of Iran). Stratigraphy and Geological Correlation, 19 (5): 16-31. https://doi.org/10.1134/S0869593811050066
Leven E. Ja. and Gorgij M. N. 2011b. Fusulinids and stratigraphy of the Carboniferous and Permian in Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 19: 687-776. https://doi.org/10.1134/S0869593811070021
Leven E. Ja. and Gorgij M. N. 2013. Fusulinids from the Lower Permian Chili Formation of the Rahdar Section Kalmard Block Central Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 21(4): 408–420. https://doi.org/10.1134/S0869593813040060
Leven E.Ja. and Taheri A. 2003. Carboniferous–Permian Stratigraphy and Fusulinids of East Iran. Gzhelian and Asselian deposits of the Ozbak_Kuh Region. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigraphia, 109(3): 399–415. https://doi.org/10.13130/2039-4942/5514
Leven E. Ja. and Yarahmadzahi H. 2020. Fusulinids from the Lower Permian Emarat Formation Gaduk Section Central Alborz Iran. Stratigraphy and Geological Correlation, 28(2): 167–176. https://doi.org/10.1134/S0869593820020033
Mahdavi M. and Vaziri S. H. 2010. Lithostratigraphy and Microbiostratigraphy of the Ruteh Formation in northwest of Khur central Alborz Iran. Journal of Sciences Islamic Republic of Iran, 21(3): 23-250. https://jsciences.ut.ac.ir/article_21085_555b86f729e1a4ee2ad856088dcdbd01.pdf
Mehdipour Ghazi J. and Moazzen M. 2015. Geodynamic evolution of the Sanandaj-Sirjan Zone Zagros Orogen Iran. Turkish Journal of Earth Sciences, 24: 513-528. https://journals.tubitak.gov.tr/cgi/viewcontent.cgi?article=1261&context=earth
Mohajjel M. Fergusson C. L. and Sahandi M. R. 2003. Cretaceous – Tertiary convergence and continental collision Sanandaj – Sirjan Zone western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21: 397-412. https://doi.org/10.1016/S1367-9120(02)00035-4
Nadimi A. and Konon A. 2012. Strike-slip faulting in the central part of the Sanandaj-Sirjan Zone Zagros Orogen Iran Journal of Structural Geology, 40: 2-16. https://doi.org/10.1016/j.jsg.2012.04.007
Okuyucu C. 2008. Biostratigraphy and systematics of late Asselian–early Sakmarian (Early Permian) fusulinids (Foraminifera) from southern Turkey. Geological Magazine, 145(3): 413-434. https://doi.org/10.1017/S0016756808004482
Partoazar M. R. Hamdi B. and Aghanabati S. A. 2014. New approach on biostratigraphy of Permian deposits of Jamal Formation in Bagh Vang section Shirgesht area (Central Iran). Geopersia, 4(2): 141-154. https://doi.org/10.22059/jgeope.2014.52715
Parvizi T. Rashidi K. and Vachard D. 2013. Middle Permian calcareous algae and microproblematica (Dalan Formation Dena Mountain High Zagros SW Iran). Facies, 50(1): 149–177. https://doi.org/10.1007/s10347-012-0357-6
Rafiee P. Baghbani D. Aghanabati A. and Arian M. 2014. Micro biostratigraphy and lithostratigraphy of the Upper Permian Dalan Formation in Kuh-e-Surmh (Zagros basin southwest Iran). International Journal of Geography and Geology, 4: 68-77. https://doi.org/10.18488/journal.10/2015.4.4/10.4.68.77
Rezazadeh N. Vaziri M. R. and Lotfabad Arab A. 2025. Foraminiferal Assemblages Biostratigraphy and Lithostratigraphy of the Permian Deposits in NW Iran A Constraint for Paleogeographic Reconstruction. Geological Journal, 2025: 1-25. https://doi.org/10.1002/gj.70047Digital Object Identifier (DOI)
Sabzehei M. 1994. Geological map of Zardu, 1:100000 series shit No. 7049.
Sedighian A. Vaziri S. H. Majidifard M. R. and Zamani Pedram M. 2016. Lithostratigraphy and biostratigraphy of the Permian deposits in Sangsar section, North of Semnan eastern Alborz. Journal of Tethys, 4(1): 027–038. https://d1wqtxts1xzle7.cloudfront.net/52292445/Sedighian_et_al__2016-libre.pdf
Shahinfar S. Yousefi Yeganeh B. Arefifard S. Vachard D. and Payne J. L. 2020. Refined foraminiferal biostratigraphy of upper Wordian Capitanian and Wuchiapingian strata in Hambast Valley Abadeh region (Iran) and paleobiogeographic implications. Geological Journal, 55(9): 6255-6279. https://doi.org/10.1002/gj.3798Digital Object Identifier
Shirezadeh Esfahani F. Bayet-Goll A. Kangazian A. Sadri M. and Mohammadi A. A. 2019. Palaeoenvironmental assessment and lithostratigraphic revision of the Carboniferous-Early Permian succession in the Sanandaj-Sirjan Block (Iran)Block (Iran). Journal of African Earth Sciences, 151: 523-547. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2018.09.003
Stampfli, G. M., and Borel, G. D. (2002). A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrons. Earth and Planetary science letters, 196(1-2):17-33. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(01)00588-X
Szabo F. and Kheradpir A. 1978. Permian and Triassic stratigraphy Zagros basin south‐west Iran. Journal of Petroleum Geology, 1(2): 57-82. https://doi.org/10.1111/j.1747-5457.1978.tb00611.xDigital Object Identifier
Ueno K. 2003.The Permian fusulinoidean faunas of the Sibumasu and Baoshan blocks: their implications for the paleogeographic and paleoclimatologic reconstruction of the Cimmerian Continent. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 193(1): 1-24. https://doi.org/10.1016/S0031-0182(02)00708-3
Vachard D. and Moix P. 2013. Kubergandian (Roadian Middle Permian) of the Lycian and Aladağ Nappes (Southern Turkey). Geobios, 46(4): 335-356. https://doi.org/10.1016/j.geobios.2013.02.002
Vachard D. and Yarahmadzahi H. 2014. Paleobiogeographic significance of a new ozawainelloid fusulinid Pseudoacutella partoazari n. sp. from the Asselian (lowermost Permian) of Gaduk (Central Alborz Iran). Revue de micropaléontologie, 57: 117–124. https://doi.org/10.1016/j.revmic.2014.05.002
Wang Z. B. Gao J. H. Wang G. H. and Kang Z. H. 2018. Foraminiferal biostratigraphy and facies analysis of the Permian Longge Formation in the Rongma Area Tibet China: implications for the palaeogeography of the South Qiangtang Block. Alcheringa, 42(3), 321-338. https://doi.org/10.1080/03115518.2018.1471735
Yarahmadzahi H. Gorgij M. N. Aghanabati S. A. and Saeidi A. 2013. Lower Permian Fusulinids Biostratigraphy in Chili Formation (Member of Khan Group) in the Kalmard Area Eastern Central Iran (Rahdar Section). Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 22: 75-82. https://doi.org/10.22071/gsj.2013.53832
Yarahmadzahi H. and Vachard D. 2017. The uppermost Carboniferous (Gzhelian)–Lower Permian (Asselian–Sakmarian) stratigraphy and smaller foraminifers of the Ozbak‐Kuh region (Tabas Block east Central Iran). Geological Journal, 2017: 1–17. https://doi.org/10.1002/gj.2909Digital Object Identifier
Yarahmadzahi H. and Vachard D. 2019. Moscovian–Asselian (Middle Pennsylvanian–earliest Cisuralian) smaller foraminifers from the Asad-Abad section (Sanandaj-Sirjan Zone Central Iran). Journal of Foraminiferal Research, 49(2): 107-130. https://doi.org/10.2113/gsjfr.49.2.107
Yarahmadzahi H. Vachard D. and Dibadin B. 2016. Smaller foraminifers from the Lower Permian Emarat Formation east of Firuzkuh (Central Alborz Iran). Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 122: 103-118. https://doi.org/10.13130/2039-4942/7720
Yarahmadzahi H. Vachard D. and Gorgij M. N. 2014. First record of Sakmarian smaller foraminifers from the Sarab section (South Lut Block in Central Iran). Arabian Journal of Geosciences, 8(5), 3119-3127. https://doi.org/10.1007/s12517-014-1431-x
Yasbolaghi Sharahi S. Yousefi Yeganeh B. Arefifard S. Farahpour M. M. and Vachard D. 2020. Re-examination of late Early Permian fusulinids in North Tabas East-central Iran and their palaeotectonic palaeoclimate and palaeobiogeographic applications. Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches, 36(2): 51-74. https://doi.org/10.22108/jssr.2020.118996.1118
Zhang Y. C. and Wang Y. 2018. Permian fusuline biostratigraphy: Geological Society of London Special Publications, 50(1): 253-288. https://doi.org/10.1144/SP450.14
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches
Volume 42, Issue 3 - Serial Number 104
Journal of Stratigraphy and Sedimentology Researches , Vol. 42, Issue 3, No. 104, 2026
September 2026
Pages 53-78

Files

Share

How to cite

Statistics