رقم المقالة : 1401121141434 زيارة : 1978 الصفحة: 33 - 47

نوع المخطوط: المحکّمة

ثبت جهانی رویداد بی‌هوازی اقیانوسی در کربنات‌های سازند داریان در شمال زاگرس مرتفع، کوه زرگران (گدوان)

الموضوعات :

مظاهر یاوری ¹ , مهدی یزدی ² , هرمز قلاوند ³ , محمدحسین آدابی ⁴

1 - کارشناس ارشد تفسیر لرزه ای
2 - استاد دانشگاه اصفهان
3 - .
4 - دانشگاه شهیدبهشتی

تاريخ الإرسال : 10 الخميس , شعبان, 1444 تاريخ التأكيد : 10 الخميس , شعبان, 1444 تاريخ الإصدار : 10 الخميس , شعبان, 1444

الکلمات المفتاحية: ایزوتوپ کربن# رویداد بی‌هوازی اقیانوسی# زرگران (گدوان)# کرتاسه #,

ملخص المقالة :

ثبت رویداد بی‌هوازی اقیانوسی a1 و زمان ثبت این رویداد در کربنات‌های کم‌ژرفای سازند داریان در برش کوه زرگران (گدوان) در شرق شیراز، بر اساس ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن، ریزرخساره‌ها و داده‌های فسیلی مورد مطالعه قرار گرفت. در این برش ستبرای سازند داریان 287 متر اندازه‌گیری و 191 نمونه برداشت شده است. توالی رسوبی سازند داریان بر اساس داده‌های صحرایی در قاعده با آهک های خاکستری ضخیم‌لایه تا توده‌ای همراه با اربیتولیناها و رودیست‌ها آغاز می‌شود و در بخش‌های بالاتر شامل آهک های خاکستری متوسط تا ضخیم لایه است و فراوانی فرامینیفرهاي بنتیک از جمله اربیتولینا ها افزایش می‌یابد. در برش ذکر شده بر پایه مطالعه حجره جنینی اربیتولیناها، سن بخش زیرین این سازند بارمین پسین-آپسین پیشین تعیین شده و آغاز تشکیل نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی است. منحنی‌های ایزوتوپ کربن بین منحنی‌های C3 تا C6 در کربنات‌های قاعده سازند داریان آشفتگی‌هایی را نشان می‌دهد. این تغییرات و هم‌چنین ظهور رخساره Lithocodium-Bacinella در این بخش از سازند وجود رویداد بی‌هوازی اقیانوسی را تایید می‌کند. رویداد بی‌هوازی اقیانوسی بیانگر گرم‌‌‌‌شدگی محیط و شرایط گلخانه‌ای است. در این برش که با تجمع فراوان رودیست‌ها همراه شده می تواند تاییدی بر شرایط آب و هوایی این رویداد باشد.

المصادر:

آدابي، م، ح.، 1390، ژئوشيمي رسوبي، انتشارات آرين زمين، چاپ دوم،451.
عظام پناه، ی.، 1390، بایو استراتیگرافی و لیتواستراتیگرافی سازند گرو در برش سطحی کوزران (شمال غرب کرمانشاه) و چاه نفت-1 (جنوب کرمانشاه)، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی ، 164.
موسوي زاده، م. ع.، 1392، تاريخچه رسوب‌گذاری و پس از رسوب‌گذاری سازند داريان (كرتاسه پاييني) در زون ساختاري زاگرس (فارس داخلي)، پایان‌نامه دكتري، دانشگاه مشهد، 251.
مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران، 1397. نقشه رینگ‌های ساختمان‌های زمین‌شناسی زاگرس.
Adabi, M.H., Kakemem, U. and Sadeghi, A., 2015. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of Oligocene-Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (Sw Iran): Carbonate and Evaporites, v. 31, 69-85.
Amodio, S. and Weissert, H., 2017. Palaeoenvironment and palaeoecology before and at the onset of Oceanic Anoxic Event (OAE) 1a: Reconstructions from Central Tethyan archives. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 479, 71-89.
Bachmann, M. and Hirsch F., 2006. Lower Cretaceous platform of the eastern Levant (Galilee and Golan heights), stratigraphy and second order sea level change: Cretaceous Research, 27, 487-512.
Bralower, T. J., Arthur, M. A., Leckie, R.M., Sliter, W. V., Allard, D. and Schlanger, S. O., 1994. Timing and paleoceanography of oceanic dysoxia/anoxia in the late Barremian to early Aptian Palaios, 9, 335–369.
Coccioni, R., Nesci, O., Tramontana, M., Wezel, F.C. and Moretti, E., 1987. Descrizione di un livello guida “Radiolaritic-bituminoso-ittiolitico” alla base delle Marne a Fucoidi nell`Appennino Umbro- Marchigiano.dupr Bolletin Societa Geologia Italia, 106, 183–192
Erba, E., 2004, Calcareous nannofossils and Mesozoic anoxic events. Marine Micropalaeontology, 52, 85–106.
Ezampanah, Y., Sadeghi, A., Jamali, A.M. and Adabi, M.H., 2013. Biostratigraphy of the Garau Formation (Berriasian?-lower Cenomanian) in central part of Lurestan zone, northwest of Zagros Iran. Cretaceous Resaerch, 46, 101-113.
Flugel, E., 2010. Microfacies analysis of carbonate rocks, analysis, interpretation and application: Springer Verlag, Berlin, 984.
Godet, A., Durlet, C., Spangenberg, E., Follmi b, B., 2016. Estimating the impact of early diagenesis on isotope records in shallow-marine carbonates: A case study from the Urgonian Platform in western Swiss Jura. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 454, 125-138.
Heldt, M., Bachman, M., Lehmann J., 2008. Microfacies, biostratigraphy and geochemistry of the hemipelagic Barremian-Aptian in north-central Tunisia, influence of the OAE 1a on the southern Tethyan margin. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 261, 246-260.
Immenhauser, A., Hillgärtner, H. and Van Bentum, E., 2005. Microbial-foraminiferal episodes in the Early Aptian of the southern Tethyan margin: ecological significance and possible relation to Oceanic Anoxic Event 1a. Sedimentology, 52, 77–99.
Jamalian, M. and Adabi, M.H., 2014. Geochemistry, microfacies and diagenetic evidences for original aragonite mineralogy and open diagenetic system of lower Cretaceous carbonates Fahliyan Formation (Kuh-e Siah area, Zagros Basin, South Iran): Carbonate and Evaporites, 30, 77-98.
James G. A. and Wynd, J. G., 1965. Stratigraphy nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49, 2182-2245.
Jenkeyns, H. C., 1980. Cretaceous anoxic events from continents to oceans: Journal of Geological Society of London, 137, 171– 188.
Jenkeyns, H., 2018. Transient cooling episodes during Cretaceous Oceanic Anoxic Events with special reference to OAE 1a (Early Aptian). Philosophical Transactions of the Royal Society A. Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 376. Iss.2130.
Jenkeyns, H.C., 1999. Mesozoic anoxic events and palaeoclimate: Zeology Geology and Palaeontology, 27, 943–949.
Jones, C. E. and Jenkeyns, H. C., 2001. Seawater strontium isotopes, oceanic anoxic events, and seafloor hydrothermal activity in the Jurassic and Cretaceous: American Journal of Science, 301, 112–149.
Kent, Slinger and Thomas, 1951. Stratigraphical explotation surveys in Southwest Persia: Third World Petroleum congress, 1, 141-161.
Leckie, R. M., Browler, T., J. and Cashman, R., 2002. Oceanic anoxic events and planktonic evolution, Biotic response to tectonic forcing during the Mid-Cretaceous: paleoceanography, 17, 13-29.
Menegatti, AP., Weissert, H., Brown, R.S., Tyson, R.V., Farrimmnd, P., Strasser, A. and Caron, M., 1998. High resolution δ13C stratigraphy through the early Aptian "Livello Selli" of the Aptian Tethys. Palaeoceangraphy, 13, 530-545.
Moosavizadeh, M. A., Mahboobi, A., Mousavi-Harami, R. and Kavoosi, M.A. 2014. Early Aptian anoxic event (OAE) 1a in northeastern Arabian plate setting, an example from Dariyan Formation in Zagros fold-thrust belt, SE Iran: Arabian Journal of Geosciences, 7, 4745-4756.
Naderi-Khujin, M., Seyrafian, A., Vaziri-Moghaddam, H. and Tavakoli, V., 2016, A record of global change: OAE 1a in Dariyan shallow‑water platform carbonates, southern Tethys, Persian Gulf, Iran: facies, 62, DOI 10.1007/s10347-016-0476-6.
Najarro, M., Rosales, I. and Martín-Chivelet, J., 2011. Major palaeoenvironmental perturbation in an early Aptian carbonate platform, prelude of the Oceanic Anoxic Event 1a?. Sedimentary Geology. 235, 50–71.
Sanders, D. and Pons, J.M., 1999. Rudist formations in mixed siliciclastic-carbonate depositional environments, Upper Cretaceous, Austria: stratigraphy, sedimentology, and models of development. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 148 (4), 249–284.
Schlanger, S. O. and Jenkenys, H. C., 1976. Cretaceous oceanic anoxic events, causes and consequences: geologie en mijnbouw, 55, 179-184.
Schroeder, R., Van Buchem, F.S.P., Cherchi, A., Baghbani, D., Vincent, B., Immenhauser, A. and Granier, B., 2010. Revised Orbitolinid biostratigraphic zonation for the Barremian – Aptian of the eastern Arabian Plate and implications for regional stratigraphic correlations. In F.S.P. Van Buchem, M.I. Al-Husseini, F. Maurer and H.J. Droste (Eds.), Barremian − Aptian stratigraphy and hydrocarbon habitat of the eastern Arabian Plate: GeoArabia special publication 4, Gulf PetroLink, Bahrain, 1, 49-96.
Sinclair, H.D., Sayer, Z.R. and Tucker, M.E. 1998. Carbonate sedimentation during early foreland basin subsidence: The Eocene succession of the French ALPS. In: Wright V.P. & Burchette T.P. (eds), Carbonate ramps: Special Publications, Geological Society of London,149, 205-227.
van Breugel, Y., Schouten, S., Tsikos, H., Erba, E., Price, G.D. and Sinninghe Damsté, S., 2007. Synchronous negative carbon isotope shifts in marine and terrestrial biomarkers at the onset of the early Aptian oceanic anoxic event 1a: Evidence for the release of 13C-depleted carbon into the atmosphere: Palaeoceanography 22, p. 10.1029/2006PA001341.
Velic, I., 2007. Stratigraphy and palaeobiogeography of Mesozoic benthic foraminifera of the Karst Dinarides (SE Europe): Geologia Croatica 60/1. 1–113.
Weissert, H. and Erba, E., 2004. Volcanism, CO2 and palaeoclimate: a late Jurassic–Early Cretaceous carbon and oxygen isotope record. Journal of Geological Society, London, 161, 1–8.
Yavari, M., Yazdi, M., Gahalavand, H. and Adabi, M.H., 2015. Planktonic foraminifera of the Dariyan Formation and implications of Oceanic Anoxic Event 1a. Geopersia. 5(2), 125-137.

نص كامل:

ثبت جهانی رویداد بی‌هوازی اقیانوسی در کربنات‌های سازند داریان در شمال زاگرس مرتفع، کوه زرگران (گدوان)

مظاهر یاوری(¹و*)، مهدی یزدی2، هرمز قلاوند3، محمدحسین آدابی4

1. کارشناس ارشد تفسیر اطلاعات لرزه‌ای، شرکت ملی نفت ایران

2. استاد ،گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان

3. مدیر نظارت بر تولید نفت و گاز، شرکت ملی نفت ایران

4. استاد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی

چکیده

ثبت رویداد بی‌هوازی اقیانوسی a1 و زمان ثبت این رویداد در کربنات‌های کم‌ژرفای سازند داریان در برش کوه زرگران (گدوان) در شرق شیراز، بر اساس ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن، ریزرخساره‌ها و داده‌های فسیلی مورد مطالعه قرار گرفت. در این برش ستبرای سازند داریان 287 متر اندازه‌گیری و 191 نمونه برداشت شده است. توالی رسوبی سازند داریان بر اساس داده‌های صحرایی در قاعده با آهکهای خاکستری ضخیم‌لایه تا توده‌ای همراه با اربیتولیناها و رودیست‌ها آغاز می‌شود و در بخش‌های بالاتر شامل آهکهای خاکستری متوسط تا ضخیملایه است و فراوانی فرامینیفرهاي بنتیک از جمله اربیتولیناها افزایش می‌یابد. در برش ذکر شده بر پایه مطالعه حجره جنینی اربیتولیناها، سن بخش زیرین این سازند بارمین پسین-آپسین پیشین تعیین شده و آغاز تشکیل نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی است. منحنی‌های ایزوتوپ کربن بین منحنی‌های C3 تا C6 در کربنات‌های قاعده سازند داریان آشفتگی‌هایی را نشان می‌دهد. این تغییرات و هم‌چنین ظهور رخساره Lithocodium-Bacinella در این بخش از سازند وجود رویداد بی‌هوازی اقیانوسی را تایید می‌کند. رویداد بی‌هوازی اقیانوسی بیانگر گرم‌‌‌‌شدگی محیط و شرایط گلخانه‌ای است. در این برش که با تجمع فراوان رودیست‌ها همراه شده می تواند تاییدی بر شرایط آب و هوایی این رویداد باشد.

واژه‌های کلیدی: ایزوتوپ کربن، رویداد بی‌هوازی اقیانوسی، زرگران (گدوان). کرتاسه

Global record of oceanic anoxic event in the carbonates of Daryian Formation in the northern High Zagros, Zargran mountain (Gadvan)

Mazaher Yavari1*, Mehdi Yazdi2, Hormoz Ghalavand3, Mohammadhosein Adabi4

1. Seismic Data Interpreter, National Iranian Oil Company

2. Professor, Geology Deputy, Science Faculty, Isfahan University

3. Oil and Gas production Supervisor Manager, National Iranian Oil Company

The recording of oceanic anoxic event 1a and the time of recording of this event in the shallow carbonates of Dariyan Formation in Zargran mountain (Gadvan) section in the east of Shiraz, have been studied based on carbon and oxygen isotopes, microfacies and fossil data. In this section, thickness of Dariyan Formation is 287 m and 191 samples were taken. The sedimentary sequence of this Formation, based on field data, begins at the base with thick-layered to massive gray limestones along with orbitolinas and rudists, and in the upper parts it includes medium to thick-layered gray limestones, where the abundance of benthic foraminifera, including orbitolinas, increases. In the mentioned section, based on the study of the embryonic cells of orbitolinas, the age of the lower part of this late Barmian-early Aptian was determined, which is the beginning of the formation of anoxic oceanic deposits. The carbon isotope curves between the C3 and C6 curves in the carbonates at the base of the Daryian Formation show disturbances that these changes and the appearance of the Lithocodium-Bacinella facies in this part of the Formation confirm the existence of an oceanic anoxic event. The oceanic anoxic event indicates the warming of the environment and greenhouse conditions, which is accompanied by abundant rudists in this section and can be a confirmation of the weather conditions of this event.

Keywords: Carbon isotope, Oceanic anoxic event, Zargran (Gadvan), Cretaceous

مقدمه

رویدادهای بیهوازی اقیانوسی نهشتههایی را که داراي نرخ کربن آلی بالا و تغییرات بیولوژیکی قابل ملاحظه است، شامل میشود (e.g: Naderi et al., 2016; Leckie et al., 2002; Schlanger and jenkeyns, 1976). رویداد بیهوازی اقیانوسی a²1 اولین رویداد بیهوازی اقیانوسی در کرتاسه است و به‌عنوان نقطه عطفی در شرایط محیط دیرینه اقیانوسی شناخته میشود (Leckie et al., 2002). در آپسین پیشین این رویداد با تغییرات شاخصی از ایزوتوپ کربن 13 همراه است و اختلالات مشخصی را در چرخه جهانی کربن در کربنات‌های تولید شده در محیط پلاژیک و همچنین در محیط کم‌ژرفا نشان می‌دهد. به‌طوری‌که یک پیک مشخص منفی و دو پیک مثبت در طی این رویداد دیده میشود (van Breugel et al., 2007; Menegatti et al., 1998). بر اساس تقسیم‌بندی منحنی ایزوتوپی، آشفتگی ایزوتوپی در رویدادهای بی‌هوازی بین چرخه‌های C3 و C6 واقع می‌شود. (Jenkeyns, 2018, menegatti, et al., 1998). در اين رخداد اغلب با افزایش دیاکسیدکربن حاصل از آتشفشان همراه است که منجر به گرم‌شدگی موقتی کره زمین و افزایش رطوبت گشته است.

یکی از خصوصیات مهم رویداد بی‌هوازی تغییرات گسترده در مجموعه زیستی اعم از فراوانی و شکل آنها میباشد همچنین آغاز سریع و پایان کوتاه مدت این رویداد (شاید نیم تا یک میلیون سال) از ویژگیهای کلیدی آن است. (عظامپناه، 1390؛ موسويزاده، 1392؛ Ezampanah et al., 2013 Yavari et al. 2015;).

سازند داریان در گذشته با عنوان آهک اربیتولین‌دار آپسین- آلبین معرفی شد (Kent, Slinger and Tomas, 1951) ولی با پژوهش‌های بعدی این واحد سنگ چینه‌ای سازند داریان نام گرفت. در ناحیه خوزستان تفکیک سازند داریان از واحدهای زیرین امکان‌پذیر نیست و با عنوان گروه خامی نام برده می‌شود (James and Wynd, 1965).

هدف از این مطالعه سنجش ایزوتوپ پایدار کربن و اکسیژن و بررسی نهشته بی‌هوازی اقیانوسی سازند داریان در شمال گسل زاگرس مرتفع در برش کوه زرگران است (شکل 1). سنجش ایزوتوپ کربن و اکسیژن وضعیت تغییرات ایزوتوپی را در طول سازند داریان به‌صورت منحنی‌هایی نشان می‌دهد. منحنی‌های تغییرات ایزوتوپی با داده‌های زیست چینه‌نگاری ادغام شده و اطلاعات دقیقی از نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی ناحیه مورد مطالعه می‌دهد. همچنین این ناحیه با نواحی از رسوبات کرتاسه پیشین در حوضه تتیس مقایسه شده است.

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture3.png$

شکل1. موقعیت جغرافیایی و زمین‌شناسی (برگرفته از مدیریت اکتشاف نفت، 1397) برش داریان در کوه زرگران (ستاره قرمز)

چینه‌شناسی

در برش مورد مطالعه ستبرای سازند داریان 287 متر تعیین شده است. در برش ذکر شده مرز پایینی سازند داریان با مارنها و سنگ آهکهای نازک لایه سازند گدوان و مرز بالایی آن با شیلهای سازند کژدمی هم‌شیب و ناپیوسته است (شکل 2). توالی رسوبی سازند داریان در برش كوه گدوان بر اساس سنگشناسي و مشاهدات صحرایی به سه بخش عمده تقسیم می‌شود

واحد اول 85 متر است و شامل آهکهای خاکستری ضخیملایه تا خیلی ضخیم دارای خردههای پوسته گاستروپود، دوکفهای و خارپوست و فرامینیفر بنتیک از جمله اربیتولیناها است. به علت تودهاي بودن، لایهبندی به‌وضوح در آنها قابل‌تشخیص نیست.

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture1.png$

شكل 2. الف) نمای کلی سازند داریان و ارتباط آن با سازندهای گدوان و کژدمی (دید به سمت شمال غرب). ب) مرز سازند داريان با سازند گدوان از نمای نزدیک.ج) مرز سازند داريان با سازند کژدمی از نمای نزدیک. در برش كوه گدوان مرز زیرین با سازند گدوان و مرز بالایی با سازند کژدمی هم‌شیب هستند

در همان بخش‌های پایینی سازند داریان، رودیستهای کوچک در اندازه حدود دو تا پنج سانتی‌متر وجود دارند و جزو رودیست‌های اولیه و ابتدايي محسوب می‌شوند (شکل 3)، و میتواند بیانگر شرایط گرم اقلیمی و محیط رسوبی سدی باشد.

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Rudist.png$

شكل 3. روديستهاي بخش پاييني سازند داريان در برش كوه گدوان، A) رودیست‌ها در لایه B) تصویر میکروسکپی رودیست

بر روی آهکهای رودیستی، توالی از آهکهاي تودهای با آشفتگي زيستي قرار می‌گیرند (شکل 4) و دارای خردههای رودیستی و پلوئیدی می‌باشند. این حالت بیانگر ژرفای کم حوضه در ناحیه است. ضخامت این آهک‌ها 22 متر است.

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture2.png$

شكل4. آشفتگي زيستي در بخش پاييني داريان در برش کوه گدوان، الف) نمای دور (دید به سمت غرب)، ب) نمای نزدیک

واحد دوم 114 متر است و شامل آهکهای خاکستری متوسط تا ضخیملایه است. فرامینیفرهاي بنتیک از جمله اربیتولینهای مخروطی در آنها مشاهده میشود. جلبکها نیز در این مجموعه به‌تدریج ظاهر میشوند اما فراوانی آنها در لایههای مختلف متفاوت است. در برخی از لایههای آن خردههای فسیلی دوکفهای و گاستروپود وجود دارند و اندازه آنها حدود سه تا چهار میلیمتر است. در لایههای میانی این بخش مقدار اکسیدآهن و آشفتگیهای زیستی افزایش مییابد.

واحد سوم که تناوبی از آهکهای متوسط تا ضخیملایه و مارنهای آهکی نازک لایه است (شكل 2) ضخامتی حدود 88 متر دارد. یکی از فراوانترین دانههای اسکلتی موجود در این واحد اربیتولیناها هستند، به دو صورت مخروطی و کشیده وجود دارند و اندازه آنها حدود دو میلیمتر است. در بخشهایی که مقدار رس زیادتر میشود واحدهای سنگی به سمت آهکهای مارنی و مارنهای آهکی تغییر كرده و آهکهای مارنی حالت نودولار پیدا میکند.

روش مطالعه

این پژوهش بر اساس داده‌های فسیل‌شناسی، ریزرخساره‌ها و ایزوتوپ کربن و اکسیژن از برش کوه زرگران (گدوان) در حوضه زاگرس مرتفع حاصل شده است. برش ذکر شده طی عملیات صحرایی اندازه‌گیری شده و به‌صورت سیستماتیک (به‌طور متوسط با فواصل 5/1متر) نمونه‌برداری و تعداد 191 نمونه برداشت شده است. در آزمایشگاه از هر نمونه یک مقطع نازک تهیه شد. پس از مطالعه, مقاطع نازک نمونه‌هایی که دارای اربیتولینا‌های فراوان هستند دوباره از هر نمونه 2 تا 4 مقطع در جهات مختلف، به‌منظور مطالعه حجره جنینی تهیه شد. با مطالعه مجموعه فسیلی شامل جلبک‌ها و فرامینفرهای بنتیک، گستره فسیل‌ها، مشخص و با استفاده از مجموعه فسیلی شناسایی شده، سن بخش‌های مختلف سازند داریان در حد اشکوب تعیین شد. علاوه بر پژوهش‌های فسیلی، ریز رخساره‌ها مورد شناسایی قرار گرفت. همچنین نمونه‌هایی که اغلب بافت مدستونی و وکستونی داشته‌اند و کمتر در تاثیر فرایند‌های دیاژنتیکی قرار دارند برای آنالیز ایزوتوپی انتخاب و به کشور انگلیس ارسال شد. 41 نمونه برای بررسی تغییرات آشفتگی‌های ایزوتوپ کربن انتخاب و مورد آنالیز قرار گرفت. پس از آنالیز نمونه‌ها، نتایج آنها در کنار ستون چینه‌شناسی رسم، و روند تغییرات منحنی ایزوتوپی مشخص شد. با استفاده از انحرافات و مسیرهای شاخص نمودار ایزوتوپی کربن، وجود فسیل‌های معین، تراکم آنها و همچنین سن توالی‌های رسوبی، گستره رویداد بی‌هوازی اقیانوسی تعیین شد.

رخساره‌ها

بررسی رخساره‌ها برای مطالعه رویداد بی‌هوازی روند تغییرات رخساره‌ای و مجموعه‌های زیستی را در توالی نشان می‌دهد. فرامینیفرهای بنتیک که از اجزاء اسکلتی غالب در رخسارههای مورد مطالعه هستند، شامل اربیتولینهای مخروطی، اربیتولینهای کشیده و پهن و میلیولیدها هستند. در رسوبات مورد مطالعه جلبكهاي سبز داراي بيشترين تنوع در جنس و گونه ميباشند. جلبكهاي سبز به خاطر ارزش پالئواكولوژيكي آنها به‌عنوان عناصر كليدي در تفسير كربناتهاي دريايي كم‌ژرفا محسوب ميشوند (Flugel, 2010). بر پایه رخساره‌های موجود سه کمربند رخساره‌ای شناسایی که شامل الف- کمربند رخساره‌ای دریای باز کم ژرفا (رمپ میانی) ب- کمربند رخساره‌ای سدی ج- کمربند رخساره‌ای لاگون (رمپ داخلی) است.

الف- کمربند رخساره‌ای دریای باز کم‌ژرفا (رمپ میانی)

- رخساره اربیتولینا پکستون

عناصر اصلی این رخساره شامل اربیتولیناهای صفحهای شکل و کشیده هستند (شکل A-5). عناصر فرعی این رخساره شامل خردههای دوکفهای میباشند. فراوانی این رخساره در سنگ‌آهک‌های بخش بالایی سازند داریان برش کوه گدوان دیده میشود. حضور اربیتولینهای کشیده بیانگر شرایط محیط دریایی باز و شرایط نرمال آبهای آزاد است (Schroeder et al., 2010). فرامینیفرهای بزرگ و پهن با دیواره صدف نازک، در محیط‌هایی با انرژی پایین، شدت نور و مواد غذایی کمتر حضور دارند (Adabi et al., 2015).

ب- کمربند رخساره‌ای لاگون (رمپ داخلي)

- رخساره اربیتولینا پکستون- گرينستون

عناصر اصلی این رخساره را به ترتیب اهمیت اربیتولینهاي مخروطي شكل تشکیل میدهند (شکل -B,C,D5). اجزای فرعی این رخساره شامل خردههای دوکفهای، جلبک سبز (لیتوکودیوم و سالپینگوپورلا) و فرامینیفرهای بنتیک ازجمله ميليوليد میباشد. آلوکمها در زمینه میکرایتی تا میکرو اسپارایتی شناورند. حضور اجزاي اسكلتي نظير اربيتولينهاي مخروطي، جلبک‌های سبز و ميليوليد نشان‌دهنده تشكيل اين رخساره در محيط‌هاي کم‌ژرفا و با چرخش محدود آب است. نوع آلوکمهای تشکیل‌دهنده این سنگ نشان‌دهنده رسوب‌گذاری این رخساره در محیط کم‌ژرفای لاگونی است (Flugel, 2010). در بعضی از رخسارهها جلبکهای سبز از جمله سالپینگوپورلا و لیتوکودیوم حجم زیادی از سنگ را تشکیل دهند و نام سنگ به سالپینگوپورلا اربیتولینا پکستون وليتوكوديوم اربیتولینا پکستون تغییر میکند (شکل‌های C,D-5). فراوانی اربیتولینهای مخروطی شکل توام با جلبکهای سبز و فرامنیفرهای بنتيک از جمله تکستولاریدها و میلیولیدها را میتوان دلیلی بر کم‌ژرفا بودن شرایط حوضه دانست (Jamalian and Adabi, 2014; Schroeder et al., 2010).

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture5.png$

شکل 5. رخساره‌های موجود در برش گدوان، A) اریتولینا پکستون که از اربیتولیناهای کشیده تشکیل شده است،B) اربیتولینا پکستون- گرينستون، C) لیتوکودیوم اربیتولینا پکستون، D) سالپینگوپورلا اربیتولینا پکستون، E) سالپینگوپورلا وکستون، F) رودیست گرینستون

سالپینگوپورلا وکستون

اجزای اصلی این رخساره را جلبکهای سبز سالپینگوپورلا تشکیل میدهند (شکل E-5). عناصر فرعی این رخساره خردههای دوکفهای و فرامینیفرهای بنتیک (به‌ویژه تکستولاریده و میلیولید) است. زمینه بین عناصر توسط میکرایت پر شده است. محیط تشکیل این رخساره با توجه به نوع آلوکمها و بافت آن محیط کم‌ژرفا لاگونی است (Flugel, 2010). فراوانی بالای جلبکهای سبز از جمله سالپینگوپورلا در مجموعه رخسارهای لاگونی شرایط کم‌ژرفا و چرخش محدود آب را در زمان تشکیل این مجموعه رخساره نشان ميدهد (Bachman and Hirsch, 2006).

- رودیست گرینستون

اين رخساره از روديستهاي كوچكي تشكيل شده است که حدود دو تا پنج سانتی‌متر است و تا حدوي عناصر روديستي در اثر عوامل دياژنتيكي كريستاليزه شدهاند (شکل F-5). اين رخساره در بخش پاييني سازند داريان در برش گدوان ديده ميشود. اين رخسارهها معمولا در بخش سدی تشكيل ميشوند و بیانگر شرایط دریایی کم‌ژرفا، انرژی بالا و شرایط آب و هوایی گرم است.

فرایندهای دیاژنتیکی

ايزوتوپ اكسيژن و كربن يكي از ابزارهايي است كه ميتوان ماهيت و تاريخچه دياژنتيكي موثر بر كربناتها را بعد از عمل رسوبگذاري مشخص کرد (Godet et al., 2016). معمولا كربناتها در محيطهاي دياژنتيكي مختلف تشکیل می‌شوند و این محیط‌ها را می‌توان حاصل تغييرات شيميايي تركيب آب‌ها دانست. سنگ‌های كربناتهاي كه داراي ايزوتوپهاي كربن و اكسيژن سنگين هستند كمتر در اثر دگرساني قرار دارند و بيانگر محيطهاي دريايي هستند (آدابي، 1390). در محيطهاي متئوريكي ايزوتوپ كربن 13 به‌طور قابل ملاحظهاي سبك می‌شود (موسوي زاده،1392: آدابي،1390) ولی در دياژنز تدفيني تغييرات نسبتا زيادي در مقادير ايزوتوپ اكسيژن 18 و تغييرات كمتري در مقادير ايزوتوپ كربن 13 مشاهده ميشود (Nelson and Smith, 1996). عمده تغییرات ایزوتوپی اکسیژن در برش گدوان بخصوص در بخش‌های پایینی بین 5/5- تا 5/7- است. روند تغييرات ايزوتوپي اكسيژن بیانگر واکنش آب و سنگ در یک محیط متئوریکی تدفینی است (Godet al., 2016).

بحث

در بعضی از حوضهها، نهشتههای رویداد بیهوازی اقیانوسی، ارتباط تولید کربنات قطع نمیشود و اختلالی در تولید کربنات ایجاد نمیشود. پژوهشی که در مصر و عمان بر روی توالی‌های کرتاسه (Immenhauser et al., 2005) و در ايران روی توالیهای کم‌ژرفای کرتاسه پیشین خلیج فارس انجام شده است (Naderi et al., 2016) هیچ‌گونه قطعشدگی در تولید کربنات در این رویداد دیده نمیشود. رویداد بی‌هوازی اقیانوسی علاوه بر آنکه در نهشتههای پلاژیک وجود دارد (e.g: Bralower et al., 1994; Coccioni et al., 1987; Jenkeyns, 1980). در نهشتههای همیپلاژیک و يا حتی نهشتههای کم‌ژرفای دریای باز نیز مشاهده می‌شود (Naderi et al., 2016 ) و وجود شیل‌های تیره و یا مواد آلی بالا دلیل عمده وجود آن نیست. در توالی‌های کم‌ژرفای پلاتفرمی‌ در یک مرحله پلاتفرم کربناته غرق میشود و با بخش اصلی رویداد بیهوازی اقیانوسی منطبق میشود و تا چهار میلیون سال طول میکشد (Follmi et al., 2006) و در شمال و جنوب غرب حاشیه تتیس به اثبات رسیده است. این موارد با آشفتگی‌هایی در چرخه ایزوتوپ کربن 13 همراه است و با پیکهای مثبت و منفی در منحنی نیز قابل شناسایی است (e.g: Moosavizadeh et al., 2014; Erba, 2004; Menegatti et al., 1998).

در برش کوه زرگران پژوهش‌های آزمایشگاهی شامل مطالعه میکرو فسیل‌ها از جمله حجره جنینی اربیتولیناها، جلبک‌ها و ایزوتوپ کربن و اکسیژن انجام شده است. توالی زمانی، کرونولوژی و روندهای تکاملی اربیتولیناها را می‌توان با توجه به مورفولوژی ظاهری و ساختمان داخلی پوسته مشخص کرد (Schroder et al.,2010). روندهاي تكاملي كه در شکل ظاهری اربيتوليناها در ناحیه مورد مطالعه به ترتیب قابل مشاهدهاند عبارتند از، بزرگ شدن پوسته و افزایش زاویه راسی، روندهای عمده تکاملی در ساختمان داخلی نیز شامل بزرگ شدن تدریجی مگالوسفریک، جايگزيني حجره جنيني از بخش خارج مرکز به بخش مرکزی در راس پوسته، است (Schroder et al., 2010). در طی تکامل فیلوژنی معمولاً اندازه و شکل بیرونی پوستهها افزایش مییابد اما این موضوع به‌صورت پایدار نیست و میتواند در اثر شرایط و فاکتورهای اکولوژیکی نيز قرار بگیرد (Schroder, 1962, 1975). گونههاي مختلف اربيتوليناها در ناحيه مورد مطالعه در اين پژوهش با سیر تکاملی اربیتولیناهای (Schroeder et al., 2010) مقایسه و شناسایی شد (شکل 6).

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture7.png$

شکل 6- اربیتولیناهای موجود در سازند داریان کوه زرگران (گدوان) که بر پایه حجره جنینی نام‌گذاری شده‌اند.

بخش زیرین سازند داریان در ناحیه مورد مطالعه به سبب وجود گونه میکروفسيل Palorbitolina lenticularis (شکل‌های A, B-6)، بایوزون Palorbitolina lenticularis taxon range Zone تعيين شده است كه سن بارمين پسين- آپسين پيشين را مشخص مي‌كند (Velic, 2007; Schroeder et al., 2010). بر روی این لایه‌های آهکی اربیتولینادار جلبک‌های سبز ازجمله سالپینگوپورلا، لیتوکودیوم و باسینلا ظاهر می‌شوند و سپس دوباره گونه‌های دیگری از اربیتولیناها (شکل‌های C, D, E, F-6) ظاهر می‌‌شوند و بر اساس آنها بایوزون بندی شده‌اند (شکل 7)

$C:\Users\m.yavari\Desktop\بیواستر..jpg.png$

شکل 7. بایوزوناسیون سازند داریان در برش کوه گدوان

تجمع Palorbitolina lenticularis و لیتوکودیوم و باسینلا بیانگر شدت اکولوژیکی قابل ملاحظه در پلاتفرم کربناته است و حداقل 2/1 میلیون سال طول می‌کشد (Amodio and Wiessert, 2017).رخساره Lithocodium-Bacinella در توالی‌های کم‌ژرفا کربناته می‌تواند یکی از نشانه‌های شاخص وجود شرایط بی‌هوازی اقیانوسی باشد. رخساره Lithocodium-Bacinella Wackstone-Packstone یکی از رخساره‌های غالب در بخش‌های بالایی نهشته‌هاي بيهوازي سازند داريان در برش کوه زرگران (گدوان) است. در این رخساره، بیشتر گونه‌های Lithocodium aggrigatum و irregularis Bacinella در مجموعه‌ای از گل شناورند (شکل A,B-8). در این توالی‌ها جنس‌های دیگری از جلبک‌های سبز از جمله سالپینگوپورلاها (C,D-8)، پرموکالکولوس (شکل E-8) و اکتینوپورلا (شکل F-8) مشاهده می‌شود.

$C:\Users\m.yavari\Desktop\Picture8.png$

شكل 8. جلبک‌های سبز موجود در نهشته‌های بی‌هوازی سازند داریان در کوه زرگران (گدوان)

در اکثر نهشته‌های کربناته کم‌ژرفا، رخساره Lithocodium-Bacinella (L-B) که در زمان آپسین پیشین واقع شده شاید منطبق بر زمان تشکیل OAE1 است (Huck et al., 2010; Ramiel et al., 2010). در مناطق پلاتفرمي معمولا در نهشتههاي بيهوازي تغييرات قابل ملاحظه‌ای در عمق و هم‌چنین در شرايط توليد كربناته ايجاد نميشود (Immenhauser et al., 2005; Follmi et al., 2006; Naderi et al., 2016). وجود رخسارههاي پكستوني L-B همراه با اربيتوليناها بيانگر شرايط لاگوني (Immenhauser et al., 2005; Naderi et al., 2016) است. آشفتگيهاي چرخه كربن از C3 تا C6 وجود نهشتههاي بيهوازي را در توالی‌ها نشان می‌دهد. بر اساس نمودارهای اکسیژن و کربن (شکل 9) منحنی C3 سنگین شدن قابل ملاحظه کربن 13 را نشان می‌دهد ولی بعد از آن افزایش کربن و کاهش ناگهانی اکسیژن مشاهده می‌شود و تا C6 ادامه می‌یابد. بنابراین کاهش اکسیژن که یکی از شواهد اصلی رویداد بی‌هوازی است بین C3 تا C6 در برش گدوان دیده می‌شود.

شكل9. نهشته بيهوازي اقيانوسي و تقسيمات ايزوتوپ كربن و اکسیژن در سازند داريان در كوه زرگران (گدوان)

در مناطقی از جمله سازند داريان در خلیج‌فارس (Naderi et al., 2016) و نهشتههاي حاشيه خلیج‌فارس در سازند Qishn (Immenhauser et al., 2005) رخساره L-B در بخشهاي انتهایی نهشتههاي بيهوازي در بخشهاي C5 و C6 (Menegatti et al., 1998) ايزوتوپ كربن قرار ميگيرد. در برش کوه زرگران (گدوان) رخساره L-B شاید در بخش‌های انتهایی نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی در بخش C6 واقع می‌شود و شاید از نظر زمانی و مکانی ظهور این رخساره در توالی‌های مورد مطالعه با رخساره‌های سازند داریان در خلیج‌فارس و حاشیه خلیج‌فارس قابل انطباق است. رویدادهای زیستی و محیطی که در حوضه تتیس اتفاق افتاده است به‌صورت هم‌زمانی نمی‌باشد. نوع واکنش مجموعه زیستی به آشفتگی‌های چرخه کربن در زمان OAE1a و قبل از آن به عرض‌های جغرافیایی قدیمه، جغرافیای دیرینه، عمق دیرینه و الگوهای آب و هوایی بستگی دارد (Amodio and Weissert, 2017). ستبرای بخش نهشتههاي بيهوازي در ناحيه مورد مطالعه حدود 60 متر ولي در بخش مركزي خليج فارس بين 17 تا 25 متر تعيين شده است (Naderi et al., 2016).

در بخش پاييني سازند داريان در ناحيه ذکر شده روند سبك شدن ايزوتوپ كربن را نشان ميدهد به‌طوری‌که بيشترين كاهش مقدار ايزوتوپ كربن در C3 در شكل 9 در بخش پاييني سازند داريان قابل مشاهده است پس از آن به‌طور نسبي مقدار ايزوتوپ كربن 13 تا C7 افزايش پیدا می‌کند (شكل 9). با توجه به پژوهش‌های متعدد در نواحي مختلف دنيا (Moosavizadeh et al., 2014; Heldt et al., 2008; Menegatti et al., 1998) در نهشته‌هاي بيهوازي پيك كمترين مقدار كربن در آپسين پيشين در نمودار ايزوتوپ كربن تحت عنوان C3 ناميده ميشود (Menegatti et al., 1998) و پس از آن ايزوتوپ كربن تا C7 به‌طورکلی سنگين‌تر ميشود كه اين مطلب با نمودار ايزوتوپي در كوه زرگران (گدوان) (شكل 9) كاملا همخواني دارد و قابل مقايسه است.

مقدار ایزوتوپ اکسیژن نسبت به دمای محیط حساس است و در اثر گرم شدن هوا و ذوب شدن يخچالها، ایزوتوپ اکسیژن 16 وارد اقيانوسها می‌شود و مقدار اکسیژن 18 كاهش پیدا می‌کند بنابراین تغييرات ايزوتوپي اكسيژن بیانگر دورههای افزایش دما (گرم شدگي) و کاهش دما (سرد شدگي) در مقیاس جهانی در کره زمین است كه در نتيجه آن بالاآمدگي يا افت سطح آب دريا را ميتوان با این تغييرات مشخص کرد (Maurer et al., 2010). بررسي مقادير ايزوتوپ اكسيژن در جدول 1 و شکل 9 در برش كوه زرگران (گدوان) نشان ميدهد بعد از منحنی C3 و تا منحنی C6 مقدار وزنی ایزوتوپ اکسیژن 18 در زمان آپسین پیشین کاهش یافته است. در واقع گرم شدن هوا در آپسين پيشين منجر به ذوب شدن حجم عظيمي از يخچالهاي قطبي شده است و آبهای حاوی ایزوتوپ اکسیژن 16 وارد حوضه اقيانوسي شدهاند (Frakes et al., 1992). بنابراین شرایط تشکیل نهشته‌های بی‌هوازی شرايط آب و هوايي گرم و گلخانهاي می‌باشد (Najarro et al.,; Erbacher, 1996 2011). سنگین شدن مقدار ايزوتوپ اكسيژن 18در بخش بالايي سازند داريان در برش کوه زرگران (گدوان) بيانگر سردشدگي هوا و گسترش پوششهاي يخي در زمان تشكيل رسوبات آپسين پسين است. ( Maurer et al., 2010).

دمای دیرینه سیال (عمق كم تدفين) بر اساس سنگینترین ایزوتوپ اکسیژن 18 در زمان رسوبگذاری 41/28 درجه سانتیگراد و دمای دیاژنتیکی سازند داریان در برش کوه گدوان بر پایه سبک‌ترین ایزوتوپ اکسیژن 1/46 درجه سانتیگراد محاسبه میشود. . با توجه به دماي ديرينه محيط رسوبي به‌دست‌آمده از محاسبه ايزوتوپي (41/28 درجه سانتيگراد) بيانگر تشكيل كربناتهاي ناحيه مورد مطالعه در مناطق حارهاي و در عرضهاي جغرافيايي صفر تا 30 درجه شمالي ميباشد (Rao, 1996).

جدول 1. مقادير ايزوتوپ كربن 13 (13Cδ) و اكسيژن 18 (18Oδ) از نمونههاي برش كوه زرگران (گدوان).

Isotope

علاوه بر نمودارهای ایزوپی کربن و اکسیژن، فراوانی ناگهانی رودیست‌ها (شکل 3) در قاعده سازند داریان و نهشته‌های بی‌هوازی بیانگر تغییرات اقلیمی و گرم شدن هوا است (Sanders and Pons, 1999). در اثر این شرایط آب و هوایی فرسایش قارهای انجام شده و جریانهای بالارونده³ نیز افزایش یافته و در نتیجه باعث یوتروفیکاسیون محیطهای دریایی شده و همچنین اختلالاتی در تولید کربنات ايجاد کرده است (Follmi et al., 2006; Weissert and Erba, 2004; Jones and Jekyns, 2001). در ناحیه مورد مطالعه در بخش‌های بالایی نهشته‌های رودیست‌دار، دولومیت‌ها به‌صورت بین لایه‌ای ظاهر می‌شوند و می‌تواند نشان‌دهنده اختلالاتی در تولید کربنات‌ها باشد.

با توجه به نتايج به‌دست‌آمده از الگوهاي منحنی ثبت شده از ايزوتوپهاي كربن در ناحیه مورد مطالعه و مقايسه آن با نواحي داراي نهشتههاي بي‌هوازي در حوضه تتيس (شكل 10)، بخش پاييني سازند داريان در كوه زرگران (گدوان) كه منطبق بر زمان وقوع رویداد بي‌هوازي اقيانوسي است، شرايط نهشتههاي بيهوازي را نشان ميدهد. در شكل 6 نهشته بيهوازي سازند داريان در برش مورد مطالعه از نظر تغييرات و آشفتگي چرخه ايزوتوپ كربن با بخشهايي از رسوبات پلاژيك حوضه تتيس از جمله برش ‍Cismon ايتاليا (Menegatti et al., 1998)، تونس (Heldt et al., 2008) و نهشته‌های کم‌ژرفای پلاتفرمي خليج فارس(Naderi et al., 2016) مقايسه شد.

$Copy of Isotope cor$

شكل 10. نهشته بيهوازي اقيانوسي در نهشته‌های کم‌ژرفای سازند داريان در كوه زرگران (گدوان) (سمت راست) و تقسيمات C3 تا C7 و مقايسه آنها با نهشتههاي بيهوازي ساير نقاط حوضه تتيس (از چپ به راست) ، ايتاليا (Menegatti et al., 1998)، تونس (Heldt et al., 2008) و ايران، خليج فارس (Naderi et al., 2016)

نتیجه‌گیری

رویداد جهانی بی‌هوازی اقیانوسی 1a در کربنات‌های کم‌ژرفای پلاتفرمی‌ در حوضه‌های ایران کمتر مطالعه شده است. مطالعه این رویداد در سازند داریان حوضه شمال فارس با بررسی‌های کامل ایزوتوپی و چینه‌شناسی انجام شده است. وجود این پدیده را با توجه به تغییرات آشفتگی ایزوتوپ کربن و تغییرات رخساره‌ها به اثبات می‌رساند. آشفتگی‌های ایزوتوپ کربن در این برش در گستره C3 تا C6 مشاهده شده و با سایر حوضه‌های تتیس از جمله ایران (خلیج‌فارس ) مقایسه شد. فسیل شاخص Paleorbitonia lenticularis که سن بارمین پسین و آپسین پیشین را برای بخش پایینی داریان مشخص می‌کند. از نظر چینه‌شناسی مطابق با نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی 1a می‌باشد. هم‌چنین وجود رخساره Lithocodium-Bacinella در بخش‌های بالاتر سازند داریان در برش مورد مطالعه که سن احتمالی آپسین پیشین را مشخص می‌کند آخرین مراحل رویداد بی‌هوازی اقیانوسی a1 را نشان می‌دهد و در گستره C5 و C6 واقع می‌شود. وجود رودیست ها و ایزوتوپ‌های سبک اکسیژن در بخش زیرین سازند داریان که در تطابق با توالی نهشته‌های بی‌هوازی اقیانوسی است، می‌تواند بیانگر گرم‌شدگی هوا و اثرات گلخانه‌ای باشد. وجود اربیتولیناهای کشیده و جلبک‌ها در بخش‌های بالاتر آن نشان‌دهنده رسوب‌گذاری بخش پایینی سازند داریان در محیط رمپ میانی تا رمپ داخلی است. توده‌ای بودن نهشته‌های سازند داریان و وجود جلبک‌ها، بالان بودن نرخ رسوب‌گذاری کربناته و حجم کم مواد غذایی را نشان می‌دهد.

سپاسگزاری

این پژوهش به همت و کوشش شرکت ملی نفت ایران، مدیریت اکتشاف و دانشگاه اصفهان انجام شده است. از آقای دکتر عباس صادقی برای کمک در شناسایی فرامینیفرها تشکر و قدردانی می‌شود.

منابع

آدابي، م، ح.، 1390، ژئوشيمي رسوبي، انتشارات آرين زمين، چاپ دوم،451. ##عظام پناه، ی.، 1390، بایو استراتیگرافی و لیتواستراتیگرافی سازند گرو در برش سطحی کوزران (شمال غرب کرمانشاه) و چاه نفت-1 (جنوب کرمانشاه)، پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی ، 164. ##موسوي زاده، م. ع.، 1392، تاريخچه رسوب‌گذاری و پس از رسوب‌گذاری سازند داريان (كرتاسه پاييني) در زون ساختاري زاگرس (فارس داخلي)، پایان‌نامه دكتري، دانشگاه مشهد، 251. ##مدیریت اکتشاف شرکت ملی نفت ایران، 1397. نقشه رینگ‌های ساختمان‌های زمین‌شناسی زاگرس. ##Adabi, M.H., Kakemem, U. and Sadeghi, A., 2015. Sedimentary facies and sequence stratigraphy of Oligocene-Miocene shallow water carbonate from the Rig Mountain, Zagros basin (Sw Iran): Carbonate and Evaporites, v. 31, 69-85. ##Amodio, S. and Weissert, H., 2017. Palaeoenvironment and palaeoecology before and at the onset of Oceanic Anoxic Event (OAE) 1a: Reconstructions from Central Tethyan archives. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 479, 71-89. ##Bachmann, M. and Hirsch F., 2006. Lower Cretaceous platform of the eastern Levant (Galilee and Golan heights), stratigraphy and second order sea level change: Cretaceous Research, 27, 487-512. ##Bralower, T. J., Arthur, M. A., Leckie, R.M., Sliter, W. V., Allard, D. and Schlanger, S. O., 1994. Timing and paleoceanography of oceanic dysoxia/anoxia in the late Barremian to early Aptian Palaios, 9, 335–369. ##Coccioni, R., Nesci, O., Tramontana, M., Wezel, F.C. and Moretti, E., 1987. Descrizione di un livello guida “Radiolaritic-bituminoso-ittiolitico” alla base delle Marne a Fucoidi nell`Appennino Umbro- Marchigiano.dupr Bolletin Societa Geologia Italia, 106, 183–192##Erba, E., 2004, Calcareous nannofossils and Mesozoic anoxic events. Marine Micropalaeontology, 52, 85–106. ##Ezampanah, Y., Sadeghi, A., Jamali, A.M. and Adabi, M.H., 2013. Biostratigraphy of the Garau Formation (Berriasian?-lower Cenomanian) in central part of Lurestan zone, northwest of Zagros Iran. Cretaceous Resaerch, 46, 101-113. ##Flugel, E., 2010. Microfacies analysis of carbonate rocks, analysis, interpretation and application: Springer Verlag, Berlin, 984. ##Godet, A., Durlet, C., Spangenberg, E., Follmi b, B., 2016. Estimating the impact of early diagenesis on isotope records in shallow-marine carbonates: A case study from the Urgonian Platform in western Swiss Jura. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 454, 125-138. ##Heldt, M., Bachman, M., Lehmann J., 2008. Microfacies, biostratigraphy and geochemistry of the hemipelagic Barremian-Aptian in north-central Tunisia, influence of the OAE 1a on the southern Tethyan margin. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 261, 246-260. ##Immenhauser, A., Hillgärtner, H. and Van Bentum, E., 2005. Microbial-foraminiferal episodes in the Early Aptian of the southern Tethyan margin: ecological significance and possible relation to Oceanic Anoxic Event 1a. Sedimentology, 52, 77–99. ##Jamalian, M. and Adabi, M.H., 2014. Geochemistry, microfacies and diagenetic evidences for original aragonite mineralogy and open diagenetic system of lower Cretaceous carbonates Fahliyan Formation (Kuh-e Siah area, Zagros Basin, South Iran): Carbonate and Evaporites, 30, 77-98. ##James G. A. and Wynd, J. G., 1965. Stratigraphy nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 49, 2182-2245. ##Jenkeyns, H. C., 1980. Cretaceous anoxic events from continents to oceans: Journal of Geological Society of London, 137, 171– 188. ##Jenkeyns, H., 2018. Transient cooling episodes during Cretaceous Oceanic Anoxic Events with special reference to OAE 1a (Early Aptian). Philosophical Transactions of the Royal Society A. Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 376. Iss.2130. ##Jenkeyns, H.C., 1999. Mesozoic anoxic events and palaeoclimate: Zeology Geology and Palaeontology, 27, 943–949. ##Jones, C. E. and Jenkeyns, H. C., 2001. Seawater strontium isotopes, oceanic anoxic events, and seafloor hydrothermal activity in the Jurassic and Cretaceous: American Journal of Science, 301, 112–149. ##Kent, Slinger and Thomas, 1951. Stratigraphical explotation surveys in Southwest Persia: Third World Petroleum congress, 1, 141-161. ##Leckie, R. M., Browler, T., J. and Cashman, R., 2002. Oceanic anoxic events and planktonic evolution, Biotic response to tectonic forcing during the Mid-Cretaceous: paleoceanography, 17, 13-29. ##Menegatti, AP., Weissert, H., Brown, R.S., Tyson, R.V., Farrimmnd, P., Strasser, A. and Caron, M., 1998. High resolution δ13C stratigraphy through the early Aptian "Livello Selli" of the Aptian Tethys. Palaeoceangraphy, 13, 530-545. ##Moosavizadeh, M. A., Mahboobi, A., Mousavi-Harami, R. and Kavoosi, M.A. 2014. Early Aptian anoxic event (OAE) 1a in northeastern Arabian plate setting, an example from Dariyan Formation in Zagros fold-thrust belt, SE Iran: Arabian Journal of Geosciences, 7, 4745-4756. ##Naderi-Khujin, M., Seyrafian, A., Vaziri-Moghaddam, H. and Tavakoli, V., 2016, A record of global change: OAE 1a in Dariyan shallow‑water platform carbonates, southern Tethys, Persian Gulf, Iran: facies, 62, DOI 10.1007/s10347-016-0476-6. ##Najarro, M., Rosales, I. and Martín-Chivelet, J., 2011. Major palaeoenvironmental perturbation in an early Aptian carbonate platform, prelude of the Oceanic Anoxic Event 1a?. Sedimentary Geology. 235, 50–71. ##Sanders, D. and Pons, J.M., 1999. Rudist formations in mixed siliciclastic-carbonate depositional environments, Upper Cretaceous, Austria: stratigraphy, sedimentology, and models of development. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology 148 (4), 249–284. ##Schlanger, S. O. and Jenkenys, H. C., 1976. Cretaceous oceanic anoxic events, causes and consequences: geologie en mijnbouw, 55, 179-184. ##Schroeder, R., Van Buchem, F.S.P., Cherchi, A., Baghbani, D., Vincent, B., Immenhauser, A. and Granier, B., 2010. Revised Orbitolinid biostratigraphic zonation for the Barremian – Aptian of the eastern Arabian Plate and implications for regional stratigraphic correlations. In F.S.P. Van Buchem, M.I. Al-Husseini, F. Maurer and H.J. Droste (Eds.), Barremian − Aptian stratigraphy and hydrocarbon habitat of the eastern Arabian Plate: GeoArabia special publication 4, Gulf PetroLink, Bahrain, 1, 49-96. ##Sinclair, H.D., Sayer, Z.R. and Tucker, M.E. 1998. Carbonate sedimentation during early foreland basin subsidence: The Eocene succession of the French ALPS. In: Wright V.P. & Burchette T.P. (eds), Carbonate ramps: Special Publications, Geological Society of London,149, 205-227. ##van Breugel, Y., Schouten, S., Tsikos, H., Erba, E., Price, G.D. and Sinninghe Damsté, S., 2007. Synchronous negative carbon isotope shifts in marine and terrestrial biomarkers at the onset of the early Aptian oceanic anoxic event 1a: Evidence for the release of 13C-depleted carbon into the atmosphere: Palaeoceanography 22, p. 10.1029/2006PA001341. ##Velic, I., 2007. Stratigraphy and palaeobiogeography of Mesozoic benthic foraminifera of the Karst Dinarides (SE Europe): Geologia Croatica 60/1. 1–113. ##Weissert, H. and Erba, E., 2004. Volcanism, CO2 and palaeoclimate: a late Jurassic–Early Cretaceous carbon and oxygen isotope record. Journal of Geological Society, London, 161, 1–8. ##Yavari, M., Yazdi, M., Gahalavand, H. and Adabi, M.H., 2015. Planktonic foraminifera of the Dariyan Formation and implications of Oceanic Anoxic Event 1a. Geopersia. 5(2), 125-137.##

[1] *نویسنده مرتبط: m.yavari1348@gmail.com

[2] - Oceanic anoxic event 1a

[3] -Upwelling

شارک

عنوان URL للمقالة

ثبت جهانی رویداد بی‌هوازی اقیانوسی در کربنات‌های سازند داریان در شمال زاگرس مرتفع، کوه زرگران (گدوان)

رایمگ

الروابط

المراكز ذات الصلة

دعامة

الصفحات الرسمية