Manuscript ID : geology-48701 Visit : 33 Page: 79 - 96

Article Type: Original Research

Biostratigraphy and study of paleodepth changes of the Gurpi Formation deposits based on planktonic foraminifera in the Bagh-gol section, Lurestan area, Zagros Basin

Subject Areas :

Ayoub Bazvand ¹ , A. Sadeghi ² , M.H. Adabi ³ , A.M. Jamali ⁴ , N. Hadavandkhani ⁵

1 - Ph.D student of Shahid Beheshti University
2 -
3 -
4 -
5 -

Received: 2024-11-26 Accepted : 2024-11-26 Published : 2024-11-26

Keywords: Biostratigraphy, Gurpi Formation, Paleodepth, Planktonic foraminifera, Sultan Anticline,

Abstract :

In order to study the biostratigraphy of the Gurpi Formation deposits in the northeast of the Lurestan region, a stratigraphic section (Bagh-gol section) from the Gurpi Formation in the Sultan anticline was selected and sampled. The Gurpi Formation in this section is 310 meters thick and is lithologically composed of argillaceous and marly limestones, marl, and shale. Two formal members of the Seymareh and Imam-Hassan limestones are present in this section. The lower boundary of the Gurpi Formation with the Ilam Formation is conformable, and there are iron oxide compounds at boundary. Its upper boundary with the Pabdeh Formation is discontinuous and conformable. In the biostratigraphic study, 74 species belonging to 30 genera of planktonic foraminifera were identified. 7 biozones in the Gurpi Formation and 1 biozone at the base of the Pabdeh Formation were identified and introduced. Based on the identified biozones, the age of the Gurpi Formation was determined to be mid to late Early Campanian-Late Maastrichtian. The statistical study of the ratio of planktonic to benthic foraminifera and also their placement in the morphotypes of planktonic foraminifera during the sedimentary sequence of the Gurpi Formation showed changes in the paleodepth of the sedimentary basin. Based on this, it was determined that the depth of the sedimentary basin decreased in the middle Campanian and increased in the upper part of the Campanian and the beginning of the Maastrichtian, and then gradually decreased until the end of the Maastrichtian.

References:

اصغریان-رستمی، م.، 1389. مطالعه زیست چینه نگاری و جغرافیای دیرینه سازند گورپی در برش میش خاص، جنوب خاور ایلام، با استفاده از روزن بران، مجله علوم زمین، 22 (85)، 148 - 135
بخشنده، ل.، خسروتهرانی، خ.، محتاط، ط.، وزیری، س. ه. و کشانی، ف.، 1389. زیست‎زون‌بندی سازند گورپی در مقطع بانروشان (جنوب باختر ایلام) بر پایه روزن‌بران پلانکتونیک، فصلنامه علمی علوم زمین، 24 (95)، 96-85. https://doi.org/10.22071/gsj.2015.42267
رحیمی ، س.، آشوری، ع. ر.، صادقی، ع. و قادری، ع.، 1397. زیست¬ چینه-نگاری سازند گورپی بر مبنای روزن‌داران پلانکتون در برش گنداب و تطابق آن با برش نمونه، تاقدیس کبیرکوه، جنوب غرب ایران. پژوهش‌های چینه¬نگاری و رسوب‌شناسی، 34 (3)، 52-37. Doi: 10.22108/JSSR.2018.112943.1068
شعبانپور- حقیقی، آ.، بخشنده، ل.، محتاط، ط.، زمانی-پدرام، م.، و گودرزی، ح.، 1396. زیست چینه‌نگاری و تغییرات سطح آب دریا در رسوبات کنیاسین-ماستریشتین در زاگرس (برش پیر غیب) بر اساس فرامینیفرهای پلانکتونیک، فصلنامه علمی علوم زمین، 30 (118)، 190 – 179. doi: 10.22071/gsj.2021.127499
مغفوری مقدم، ا.، دارابی، ق. و سولگی، ز.، 1396. زیست چینه¬نگاری سازند گورپی در برش تاقدیس زنگول و مقایسه آن با برش کوه سیاه، برش عسلویه و برش چاه ایوان، یافته¬های نوین کاربردی، 11(22)، 64 - 49. http://dx.doi.org/10.22084/nfag.2017.12871.1239
مطیعی، ه،. 1374. زمین‌شناسی ایران، زمین‌شناسی نفت زاگرس، جلدهای 1 و 2 ، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، طرح تدوین کتاب، 1010.
مطیعی، ه. 1372. زمین¬شناسی ایران )چینه¬شناسی زاگرس(، سازمان زمین¬شناسی و اکتشافات معدنی کشور، طرح تدوین کتب زمین¬شناسی،.563
همتی‌نسب، م.، قاسمی‌نژاد، ا. و درویش‌زاده، ب.، 1386. تعيين عمق ديرينه‌ي سازند گورپي بر مبناي فرامينيفرهاي پلانكتونيك و بنتيك، مجله علوم دانشگاه تهران، 34 (1)، 173-157. https://journal.ut.ac.ir/article_27045.html
Alavi M. Sadeghi, A. Adabi, M.H., Hadavandkhani, N. and Ezampanah, Y. 2024. Biostratigraphy of the Gurpi Formation based on planktonic foraminifera in the Fars area, Zagros basin". Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 34 (2), 29-44 [In Persian with English Abstract]. doi: 10.22071/gsj.2023.406025.2098.
Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of science, 307 (9), 1064-1095. DOI 10.2475/09.2007.02
Al-Husseini, M.I., 2000. Origin of the Arabian Plate structures: Amar collision and Najd rift. Geoarabia-Manama, 5 (4), 527-542. https://doi.org/10.2113/geoarabia0504527
Beiranvand, B., Ghasemi-Nejad. E., Kamali, M.R. and Ahmadi, A., 2014. Sequence stratigraphy of the late Cretaceous–Paleocene Gurpi formation in southwest Iran, GeoArabia, 19 (2), 89-102. https://doi.org/10.2113/geoarabia190289.
Bolli, H.M., Saunders, J.B. and Perch-Nielsen, K., eds., 1989. Plankton stratigraphy: volume 1, planktic foraminifera, calcareous nannofossils and calpionellids (1). CUP Archive.
Caron, M., 1985. Cretaceous planktic foraminifera; In: Bolli, H.M., Saunders, J.B. and Perch-Nielsen, K. (eds.). Plankton Stratigraphy; Cambridge University Press, Cambridge, 11-86.
Darabi, G., Maghfouri-Moghaddam, I., Sadeghi, A. and Yusefi, B., 2017. Iostratigraphy and paleoecology gurpi formation in SW Zagros, Iran, Indian Journal of Geo Marine Sciences, 47(12), 2508-2523.
Darvishzad. B., Ghasemi-nejad, E., Ghourchaei, S. and Keller, G., 2007. Planktonic foraminiferal biostratigraphy and faunal turnover across the Cretaceous-Tertiary boundary in southwestern Iran, Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 18(2), 139-149. http://jsciences.ut.ac.ir
Esfandyari, .M.J. and Rameh, H., 2016. Biostratigraphy of the Gurpi Formation in Sepidan section, Interior Fars basin based on planktonic foraminifera, Geopersia, Iran. 6 (2), 211-221. DOI: 10.22059/JGEOPE.2016.58673.
Ezampanah, Y., Di Lucia, M., Yazdi-Moghadam, M. and Zaghbib-Turki, D., 2021. Planktonic foraminiferal distribution of the Late Cretaceous to late Paleocene deposits of the Bandar Abbas area (Zagros Belt, SW Iran): An update of the bio-and lithostratigraphic framework. Journal of African Earth Sciences, 185, 104392. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2021.104392.
Golonka, J., 2004. Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381, 235-273. doi:10.1016/j.tecto.2002.06.004.
Grimsdale, T.F. and Van Morkhoven, F., 1955. The ratio between pelagic and benthonic foraminifera as a means of estimating depth of deposition of sedimentary rocks. Proceedings of 4th World Petroleum Congress, Section I/D4: 473-491. https://cir.nii.ac.jp/crid/1573668923866725376
Hart, M.B., 1980. A water depth model for the evolution of the planktonic Foraminiferida. Nature, 286(5770), 252-254. https://www.nature.com/articles/286252a0
Hart, M.B., and HW, B., 1979. The distribution of planktonic Foraminiferida in the mid-Cretaceous of NW Europe. INT. UNION GEOL. SCI. SER. A. 6. 527-542.
Heydari. E., 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451(1-4), 56-70. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.046
James, G.A. and Wynd, J.G., 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG bulletin, 49(12), 2182-2245.
Keller, G., and Lindinger, M., 1989. Stable isotope, TOC and CaCO3 record across the Cretaceous/Tertiary boundary at El Kef, Tunisia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 73(3-4), 243-265.
Loeblich, A.R. and Tappan, H., 1988. Foraminifera Genera and their Classification,Van Nostrand Reinhold, New York, 970.
Mashayekh, H., Afghah, M. and Parvaneh-Nejad Shirazi, M., 2023. Biostratigraphy of upper Cretaceous planktonic foraminifera in the south Zagros Basin (SW of Iran). Carbonates and Evaporites, 38(74), https://doi.org/10.1007/s13146-023-00898-2.
Olsson, R. K., Berggren, W.A., Hemleben, C., and Huber, B.T., 1999. Atlas of Paleocene planktonic foraminifera, SMITHSONIAN INSTITUTION PRESS, Washington, 252.
Premoli Silva, I. and Verga, D., 2004. Practical Manual of Cretaceous Planktonic Foraminifera, Course 3. In: Verga, D., Rettroi, R. (Eds.), International school of Planktonic Foraminifera. Universities of Perugia and Milano. Tripografiadi di Pontefecino, Perugia, 283.
Premoli Silva, I., Rettori, R. and Verga, D., 2003. Practical Manual of Paleocene and Eocene Planktonic Foraminifera,Course 2. In: Verga D. Rettroi R. (Eds.), International school of Planktonic Foraminifera. Universities of Perugia, 152.
Robaszynski, F. and Caron, M., 1995. Foraminiferes Planktic of Cretace: Commentary on the Europe-Mediterranean zonation. Bulletin of the Societe Geologique de France, 166(6), 681- 692.
Schmidt, D., Thierestein. H. and Bollmann, G., 2004. The evolutionary history of siz variation of planktonic foraminifera assemblage in the Cenozoic, Paleoecology, Paleogeography, Paleoclimatology, 212(1-2), 159-180. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2004.06.002
Stocklin, J. and Setudehnia, A., 1991. Stratigraphic Lexicon of Iran; Geological Survey of Iran, Tehran, 18, 409.
Vaziri-Moghaddam, H., 2002. Biostratigraphic study of the Ilam and Gurpi Formations based on planktonic foraminifera in SE of Shiraz (Iran). Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 13(4), 339-356.
Van Marle, L.J., Van Hinte, J.E. and Nederbragt, A.J., 1987. Plankton percentage of the foraminiferal fauna in seafloor samples from the Australian-lrian Jaya continental margin, Eastern Indonesia; Marine Geology, 77(1-2), 151-156. https://doi.org/10.1016/0025-3227(87)90089-2
Wright, R.G., 1977. Planktonic-benthonic ratio in foraminifera as paleobathymetric tool. Quantitative evaluation; Annual American Association of Petroleum Geologists and Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Convention (Washington, D.C.), 65.

Full-Text:

زیست چینهنگاری و بررسی تغییرات عمق دیرینه نهشتههای سازند گورپی بر مبنای فرامینیفرهای پلانکتونی در برش باغ‌گل، ناحیه لرستان، حوضه زاگرس

ایوب بازوند1، عباس صادقی (2و*) ، محمدحسین آدابی3، امیرمحمد جمالی4 و نسرین هداوند خانی5

1. دانشجوی دکتری، گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

2. استاد، گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

3. استاد، گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

4. شرکت ملی نفت ایران، مدیریت اکتشاف، تهران، ایران

5. گروه حوضه‌های رسوبی و نفت، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران

چکیده

به‌منظور مطالعه زیست چینهنگاری نهشتههای سازند گورپی در گستره شمال شرقی ناحیه لرستان، یک برش چینهشناسی (برش باغگل) از سازند گورپی در تاقدیس سلطان انتخاب و مورد نمونه‌برداری قرار گرفت. سازند گورپی در این برش 310 متر ضخامت دارد و از لحاظ سنگ‌شناسی از سنگ آهک‌های رسی و مارنی، مارن و شیل تشکیل شده است. دو عضو رسمی آهک سیمره و امامحسن در این برش رخنمون دارند. مرز زیرین سازند گورپی با سازند ایلام به‌صورت هم‌شیب با آثار اکسید آهن بوده و مرز بالایی آن با سازند پابده، ناپیوسته و هم‌شیب میباشد. در مطالعه زیست چینه‌نگاری، 74 گونه متعلق به 30 جنس از فرامینیفرهای پلانکتونی شناسایی شد. هفت زون زیستی در سازند گورپی و یک زون زیستی در قاعده سازند پابده شناسایی و معرفی شد. براساس زون‌های زیستی شناسایی شده، سن سازند گورپی اواسط تا اواخر کامپانین پیشین- ماستریشتین پسین تعیین شد. مطالعه آماری نسبت فرامینیفرهای پلانکتونی به بنتیک و همچنین قرار دادن آنها در مورفوتایپ‌های فرامینیفرهای پلانکتونی در طول توالی رسوبی سازند گورپی، تغییرات عمق دیرینه حوضه رسوبی را نشان داد. بر این اساس کاهش عمق حوضه رسوبی در کامپانین میانی و افزایش عمق در بخش بالایی کامپانین و بخش ابتدایی ماستریشتین و سپس کاهش تدریجی آن تا انتهای ماستریشتین مشخص شد.

واژه‌های کلیدی: زیست چینهنگاری، سازندگورپی، عمق دیرینه، فرامینیفرهای پلانکتونی، تاقدیس سلطان

Biostratigraphy and study of paleodepth changes of the Gurpi Formation deposits based on planktonic foraminifera in the Bagh-gol section, Lurestan area, Zagros Basin

Bazvand, A.,1 Sadeghi, A.,(2,*) Adabi, M.H.,3 Jamali, A.M.,4 and Hadavandkhani, N.5

¹ PhD student, Department of Sedimentary Basins and Petroleum, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

2 Professor, Department of Sedimentary Basins and Petroleum, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

3 Professor, Department of Sedimentary Basins and Petroleum, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

4 National Iranian Oil Company, Exploration Directorate, Tehran, Iran

5 Department of Sedimentary Basins and Petroleum, Faculty of Earth Sciences, Shahid Beheshti University, Tehran, Iran

a-sadeghi@sbu.ac.ir نویسنده مرتبط:

Abstract

In order to study the biostratigraphy of the Gurpi Formation deposits in the northeast of the Lurestan region, a stratigraphic section (Bagh-gol section) from the Gurpi Formation in the Sultan anticline was selected and sampled. The Gurpi Formation in this section is 310 meters thick and is lithologically composed of argillaceous and marly limestones, marl, and shale. Two formal members of the Seymareh and Imam-Hassan limestones are present in this section. The lower boundary of the Gurpi Formation with the Ilam Formation is conformable, and there are iron oxide compounds at the place of this boundary. Its upper boundary with the Pabdeh Formation is discontinuous and conformable. In the biostratigraphic study, 74 species belonging to 30 genera of planktonic foraminifera were identified. 7 biozones in the Gurpi Formation and 1 biozone at the base of the Pabdeh Formation were identified and introduced. Based on the identified biozones, the age of the Gurpi Formation was determined to be mid to late Early Campanian-Late Maastrichtian. The statistical study of the ratio of planktonic to benthic foraminifera and also their placement in the morphotypes of planktonic foraminifera during the sedimentary sequence of the Gurpi Formation showed changes in the paleodepth of the sedimentary basin. Based on this, it was determined that the depth of the sedimentary basin decreased in the middle Campanian and increased in the upper part of the Campanian and the beginning of the Maastrichtian, and then gradually decreased until the end of the Maastrichtian.

Keywords: biostratigraphy, Gurpi Formation, paleodepth, planktonic foraminifera, Sultan Anticline

مقدمه

حوضه رسوبی زاگرس قسمتی از کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیا است که تحت تأثیر برخورد صفحه عربستان-اوراسیا بوده (Golonka, 2004) و حاوی یک توالی رسوبی ضخیم است که پی‌سنگ پرکامبرین را می‌پوشاند (Al- Husseini, 2000). سازند گورپی در انتهای کرتاسه و اغلب در گستره سنی کامپانین -ماستریشتین در این حوضه رسوبی تشکیل شده است. برش الگوى سازند گورپی در تنگ پابده، واقع در شمال مسجدسلیمان با ضخامت 320 متر قرار دارد و اغلب شامل مارن و شيلهاى خاکسترى مايل به آبى با ميان لايههايى از سنگ‌آهک‌های نازک رسی است (مطيعي، 1372). دو عضو آهکی تحت عنوان آهک سیمره و امامحسن در ناحیه لرستان برای سازند گورپی معرفی شده است (Stocklin and Setudehnia, 1991). ویژگی‌های مهم این سازند از جمله پوش سنگ بودن آن برای مخازن نفتی (مطیعی، 1374)، در برداشتن مرز کرتاسه-پالئوژن در گستره مرز بالایی و نیز محیط تشکیل آن در نواحی عمیق و دریای باز حوضه سبب شده است تا از دیدگاه زیست چینهنگاری و محیط رسوبی دیرینه مورد توجه زمین‌شناسان قرار گیرد (Vaziri-Moghaddam, 2002; Beiranvand et al., 2014). حضور فرامینیفرهای پلانکتونی با فراوانی، تنوع بالا و حفظ‌شدگی خوب در سراسر ضخامت سازند گورپی باعث شده است تا از آنها بتوان به‌عنوان ابزاری قابل اعتماد در زون‌بندی زیستی این سازند استفاده کرد. از همین رو با توجه به اهمیت سازند گورپی و تغییرات عمده در ویژگیهای چینهای از قبیل سنگ‌شناسی، ضخامت، محتویات فسیلی، سن و مرزهای پایینی و بالایی و همچنین مطالعات به نسبت اندک آن در نواحی شمال و شمال شرقی ناحیه لرستان، برش چینهشناسی باغ‌گل در این پژوهش برای بررسی زیست ‌چینه‌نگاری و تغییرات عمق دیرینه محیط رسوبی انتخاب و مورد نمونه‌برداری قرار گرفته است.

تاریخچه موضوع و پیشینه پژوهش

اولین مطالعات جدی حوضه رسوبی زاگرس به دلیل اکتشافات نفتی بوده است که به‌صورت گزارش‌های داخلی شرکت ملی نفت ایران گردآوری و ارائه شده‌اند. از شناخته شده‌ترین این گزارش‌ها می‌توان به مطالعات جیمز و وایند (James and Wynd, 1965) اشاره کرد که نواحی از زاگرس را مثل فارس، خوزستان و لرستان شامل شده و سازند گورپی نیز بخشی از این گزارش‌ها بوده است. علاوه بر مطالعات متعدد صنعت نفت، مطالعات زیاد دیگری نیز توسط دیگر پژوهشگر‌ها انجام شده است. مطالعات زیست چینه‌نگاری سازند گورپی در نواحی مختلف زاگرس از جمله مطالعات صورت گرفته در ناحیه فارس (Vaziri-Moghaddam, 2002; Esfandyari et al. 2016; Ezampanah et al., 2021; Mashayekh et al., 2023; Alavi et al., 2024,) و در ناحیه لرستان (بخشنده و همکاران، 1389; رحیمی و همکاران، 1397; (Darvishzad et al., 2007منجر به تعیین سن‌های متفاوتی برای مرز پایینی و بالایی سازند گورپی شده است. شعبانپور-حقیقی (1396) مرز زیرین سازند گورپی را در گستره کنیاسین و اصغریان-رستمی (1389) مرز بالایی آن را در گستره سلاندین گزارش کرده‌اند. در برخی از این مطالعات نیز عمق دیرینه و نوسانات سطح آب مورد بررسی قرار گرفته است. همتی نسب و همکاران (1386) با مطالعه آماری فرامینیفرهای پلانکتونی، عمق دیرینه سازند گورپی را 800 متر برای بیشتر بخش‌های سازند گورپی پیشنهاد کرده‌اند. در مطالعه دیگری دارابی و همکاران (Darabi and et al., 2017) با بررسی عمق دیرینه سازند گورپی براساس توزیع و فراوانی انواع مورفوتایپ فرامینیفرهای پلانکتونی در برش‌های سلطان، امیران و پاسان در ناحیه لرستان، عمق دیرینه 650-500 متر را پیشنهاد کرده‌اند. مغفوری مقدم و همکاران (1396) نیز براساس مورفوتایپ های فرامینیفری، افزایش تدریجی عمق از قاعده تا رأس سازند گورپی را پیشنهاد کرده‌اند.

روش مطالعه

موقعیت جغرافیایی و جایگاه زمینشناسی

برش چینهشناسی باغگل در یال شمال شرقی تاقدیس سلطان واقع در شمال شرق شهر پلدختر قرار دارد. برای دسترسی به این برش از شهر پلدختر به سمت خرم‌آباد پس از طی حدود 12 کیلومتر از جاده اصلی و سپس طی حدود 12 کیلومتر دیگر از یک مسیر فرعی آسفالته (مسیر روستای باغگل) به برش چینه‌شناسی مورد مطالعه در شمال شرق روستای باغ‌گل دسترسی پیدا می‌شود. مختصات قاعده برش''21 '51 ◦47 طول شرقي و ''48 '12 ◦33 عرض شمالي می‌باشد. برش مذکور در شمال شرق زیرپهنه لرستان متعلق به پهنه زاگرس چین‌خورده قرار دارد. برای مقایسه نتایج حاصل از بررسی تغییرات عمق دیرینه برش مورد مطالعه، دو برش چینه‌شناسی امیران و زنگول که به ترتیب توسط دارابی و همکاران (Darabi et al., 2017) و مغفوری‌مقدم و همکاران (1396) مطالعه شده‌، انتخاب شدند (شکل 1).

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Paper 2-Way.1 -s.jpg$

شکل 1. مسیر دسترسی به برش چینه‌شناسی باغ‌گل و موقعیت برش‌های چینهشناسی مورد مقایسه (امیران و زنگول) در نقشه زون‌های ساختاری اصلی ایران (Heydari, 2008) و تاقدیس‌های منطقه

روش آماده‌سازی نمونه

پس از انتخاب برش چینه‌شناسی مورد مطالعه در عملیات صحرایی، در مرحله مطالعه میدانی اقدام به نمونه‌برداری و بررسی توالی رسوبی سازند گورپی با ثبت جزئیات چینه‌شناسی شد. برای مطالعه آزمایشگاهی، در مجموع حدود 370 نمونه سخت و نرم با فواصل یک متری برداشت شد. همچنین در نقاط با تغییرات مشخص سنگ‌شناسی و مرزهای سازند، نمونه‌برداری در فواصل فشرده‌تر صورت گرفت. تعداد 252 نمونه شامل 200 مقطع نازک و 52 نمونه شستشو شده در کارگاه تهیه مقطع نازک و آزمایشگاه شستشوی رسوبات در دانشگاه شهید بهشتی آماده‌سازی شدند. مقاطع نازک و نمونههای پیک شده در آزمایشگاه میکروسکوپی دانشگاه شهید بهشتی با استفاده از منابع شناسایی مناسب Loeblich and Tappan, 1988; Bolli et al., 1989;) Robaszynski and Caron, 1995; Olsson et al., 1999; Premoli Silva et al., 2003; Premoli Silva and (Verga, 2004 مورد مطالعه قرار گرفت. با استفاده از میکروسکوپ مجهز به دوربین مناسب عکس‌برداری، از مقاطع نازک عکس‌های مناسب تهیه شد و تصاویر SEM فرم‌های ایزوله نیز توسط میکروسکوپ الکترونی در پژوهشکده متالورژی رازی تهیه شد.

بحث

ویژگیهای سنگ چینهشناسی برش باغگل

ضخامت سازند گورپی در برش چینهشناسی باغگل 310 متر است. تاقدیس سلطان دارای یکی از کاملترین توالی سازندهای کرتاسه بالایی شامل سازندهای سروک، سورگاه، ایلام، گورپی و همچنین سازندهای امیران، تله زنگ، کشکان و آسماری متعلق به سنوزوئیک میباشد. سازند گورپی در برش چینهشناسی باغ‌گل متشکل از سنگ‌آهک، سنگ‌آهک مارنی و شیلی، مارن و شیل بوده و شامل دو عضو رسمی آهک سیمره (لوفا) و آهک امامحسن میباشد (شکل 2).

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Paper s.w.jpg$

شکل2. نمایی کلی از سازند گورپی، سازندهای زیرین و بالایی آن و رخنمون دو عضو آهکی سیمره و امامحسن در برش باغ‌گل

مرز زیرین سازند گورپی با سازند ایلام به‌صورت هم‌شیب بوده به‌طوری‌که در این گستره سنگ‌آهک‌های انتهای سازند ایلام حاوی ترکیبات اکسید آهن کاملا مشخص در زیر توالی مارن سیاه رنگ ابتدایی سازند گورپی قرار گرفته است و مرز بالایی سازند گورپی با سازند پابده هم‌شیب و ناپیوسته همراه به آغشتگی به ترکیبات سولفاته و اکسید‌آهن و همچنین نبود رسوبات قاعده دانین ( نبود زون‌های P0, Pα) می‌باشد (شکل 3). در این مرز که منطبق بر مرز کرتاسه-پالئوژن است پس از رسوبات شیلی سازند گورپی، ابتدا 35 متر شیلهای آبی رنگ و سپس 11 متر تناوب شیل و سنگ‌آهک‌های رسی متعلق به سازند پابده وجود دارد که به سمت بالا با یک مرز تدریجی به رسوبات سازند امیران تبدیل می‌شود. سازند پابده به سمت غرب تاقدیس سلطان به‌تدریج از ضخامتش کاسته می‌شود تا به صفر می‌رسد و در آنجا سازند امیران با رخساره ماسه‌سنگی روی سازند گورپی قرار می‌گیرد. قابل ذکر است که برعکس نواحی غربی تاقدیس سلطان در این برش که در بخش شرقی تاقدیس قرار دارد ضخامتی از سنگ آهک‌های عضو سیمره و سازند پابده رخنمون دارد، درحالی‌که در قسمت غربی تاقدیس مذکور، این دو واحد سنگی تاکنون گزارش نشده‌اند.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Paper 2.S.B.jpg$

شکل3. نمایی نزدیک از مرز هم‌شیب سازندهای گورپی و ایلام (A) و مرز هم‌شیب و ناپیوسته سازندهای گورپی و پابده (B) در برش مورد مطالعه

زیستچینهنگاری سازند گورپی در برش باغ‌گل

در زیست چینهنگاری نهشتههای سازند گورپی در برش مورد مطالعه از زون‌بندی پرمولی‌سیلوا و ورگا Premoli) (Sliva and Verga, 2004 استفاده شده است. با مطالعه فرامینیفرهای پلانکتونی، در مجموع 65 گونه متعلق به 21 جنس مربوط به اواخر کرتاسه (کامپانین-ماستریشتین) در سازند گورپی و 10 گونه متعلق به 9 جنس مربوط به اوایل پالئوسن (دانین) در رسوبات ابتدایی سازند پابده شناسایی شد که بر اساس توزیع و پراکندگی این گونهها، تعداد هفت زیست‌زون برای سازند گورپی و یک زیست‌زون برای رسوبات ابتدایی سازند پابده شناسایی شد که در ادامه شرح هرکدام از این بیوزونها آورده شده است.

زیستزون شماره 1:

Globotruncanita elevata Partial Range Zone

این زیست‌زون از نوع گسترهاي بخشی بوده و شامل گستره‌ای از حضور Globotruncanita elevata میشود که حد زیرین آن با انقراض گونه Dicarinella asymetrica و حد بالای آن با اولین ظهور گونه Globotruncana ventricosa مشخص میشود. در برش مورد مطالعه فقط 101 متر از ضخامت این زیست‌زون‌ متشکل از 96 متر از قاعده سازند گورپی و پنج متر از رأس سازند ایلام مورد بررسی قرار گرفته است و مابقی آن در سازند ایلام قابل جستجو می‌باشد. این زیستزون با زیستزونی به همین نام از زونبندی پرمولی‌سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن کامپانین پیشین منطبق است.

زیستزون شماره 2:

Globotruncana ventricosa Interval Zone

این زیست‌زون از نوع بینابینی بوده و گستره‌ای بین اولین ظهور گونه‌های شاخص Globotruncana ventricosa در پایین و Radotruncana calcarata در بالا را شامل میشود. این زیست‌زون 21 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون زیستی شماره 1 (حدفاصل 96 تا 117 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. عضو آهک سیمره (لوفا) با هشت متر ضخامت در میانه‌ این زون زیستی قرار گرفته است. این زیستزون با زیستزونی به همین نام از زونبندی پرمولی‌سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن کامپانین میانی-کامپانین پسین منطبق است.

از ویژگیهای این زون زیستی در برش چینهشناسی باغ‌گل میتوان به انقراض گونه Globotruncanita elevata در بخش بالایی این زون اشاره کرد.

زیستزون شماره 3:

Radotruncana calcarata Total Range Zone

این ‌زیست‌زون از نوع گسترهای کامل بوده و شامل تمام گستره حضورگونه Radotruncana calcarataمی‌شود. این زون زیستی 14 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون زیستی 2 (حدفاصل 117 تا 131 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. این زیستزون با زون زیستی به همین نام از زونبندی پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن کامپانین پسین مطابقت دارد.

زیستزون شماره 4:

Globotruncanella havanensis Partial Range Zone

این زیست‌زون از نوع گسترهاي بخشی و شامل گستره‌اي از حضور گونه Globotruncanella havanensis است که در حدفاصل آخرین حضور گونه Radotruncana calcarata در پایین و اولین حضور گونه Globotruncana aegyptiaca در بالا تعریف شده است. این زون زیستی 58 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون زیستی 3 (حدفاصل 131 تا 187 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. 44 متر از این زون زیستی در محدوده شیلی (واحد سنگی 3) و 14 متر آن در بخش ابتدایی آهک‌های رسی عضو امامحسن قرار گرفته است. این زیستزون با زون زیستی به همین نام از زونبندی پرمولی‌سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن کامپانین پسین منطبق است.

از خصوصیات مهم این زیستزون در برش چینهشناسی باغ‌گل میتوان به اولین حضور گونه Rugoglobigerina hexacamerata نزدیک به‌قاعده این زون اشاره کرد که پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) نیز در شرح این زیستزون به این ویژگی اشاره کرده‌اند.

زیستزون شماره 5:

Globotruncana aegyptiaca Interval Zone

این زیست‌زون از نوع بینابینی بوده و گسترهای را شامل می‌شود که حد زیرین آن با اولین حضور گونه Globotruncana aegyptiaca و حد بالایی آن با اولین حضور گونه Gansserina gansseri مشخص می‌شود. این زون زیستی 33 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون زیستی 4 (حدفاصل 187 تا 220 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. این زون زیستی به طورکامل در بخش میانی و بالایی عضو آهکی و شیلی امامحسن قرار دارد و حد بالایی آن منطبق با پایان این عضو می‌باشد. این زیستزون با زونزیستی به همین نام از زونبندی پرمولی‌سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن انتهاي كامپانين پسين منطبق است.

زیستزون شماره 6:

Gansserina gansseri Interval Zone

این زیست‌زون از نوع بینابینی است که در حدفاصل اولین حضور گونه Gansserina gansseri در پایین و اولین حضور گونههای Contusotruncana contusa و Racemiguembelina fructicosa در بالا تعریف می‌شود. زون زیستی مذکور 69 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون زیستی 6 (حدفاصل 220 تا 289 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. این زیستزون با زونزیستی به همین نام از زونبندی پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن انتهاییترین بخش کامپانین پسین تا ماستریشتین پیشین منطبق است.

از ویژگی‌های این زون زیستی در برش مورد مطالعه که پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) نیز آن را مطرح نموده‌اند می‌توان به انقراض گونههای Macroglobigerinelloides bollii در بخش بالایی زون و Globotruncana lapparenti در بخش میانی زون، ظهور گونه‌های Contusotruncana walfishensis در بخش بالایی زون و Globotruncanita conica در رأس زون اشاره کرد.

زیستزون شماره 7:

Racemiguembelina fructicosa Total Range Zone

این زون زیستی از نوع گستره‌ای کامل بوده و سراسر گستره حضور گونه Racemiguembelina fructicosa را شامل می‌شود. انقراض اکثر فرامینیفرهای پلانکتونی کرتاسه نیز در انتهای این زون رخ داده است. این زون زیستی 21 متر از ضخامت سازند گورپی را پس از زون 6 (در حدفاصل 289 تا 310 متری سازند گورپی) به خود اختصاص داده است. این زون زیستی منطبق با مجموع زون‌های Contusotruncana contusa و Abathomphalus mayaroensis از زونبندی پرمولی‌سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) با سن ماستریشتین پیشین تا ماستریشتین پسین معرفی می‌شود. در قاعده این زون زیستی، اولین حضور گونههای Contusotruncana contusa و Racemiguembelina fructicosa و Globotruncanita conica مشاهده می‌شود و اولین حضور گونه Trinitella scotti در میانه این زون به ثبت رسید.

برای بررسی مرز سازندهای گورپی و پابده و پی بردن به شواهد پیوستگی یا ناپیوستگی این دو سازند، چهار متر از رسوبات ابتدای سازند پابده نیز مورد مطالعه قرار گرفت که منجر به شناسایی زون P1: Parasubbotina pseudobulloides Partial Range Zone مطابق با زونبندی پرمولی سیلوا و همکاران (Premoli Sliva et al., 2003) با سن پالئوسن پیشین (دانین) شد. لازم به ذکر است که در این گستره با وجود نمونه‌برداری فشرده، شواهدی از گونه‌های شاخص مربوط به زون P0 و Pα یافت نشد، بنابراین حد پایینی این زون مشخص نمی‌باشد و زیرزون‌های آن نیز قابل تفکیک نیست. مرز بالایی این زیست زون نیز در سازند پابده قابل جستجو می‌باشد. با توجه به زون‌های زیستی معرفی شده در بالا، سن سازند گورپی در این برش اواسط تا اواخر کامپانین پیشین-ماستریشتین پسین تعیین شد. وجود زون زیستی P1 در اولین لایه‌های سازند پابده حاکی از یک نبود رسوبی در حدفاصل زون‌های زیستی P0 و Pα و ناپیوستگی در حدفاصل دو سازند گورپی و پابده در این حدفاصل می‌باشد. توزیع و پراکندگی فرامینیفرهای شناسایی شده در شکل شماره 4 و تصاویر میکروفسیلهای شناسایی شده در پلیت‌های 1 تا 3 آورده شده است.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Sultan-Bio chart.jpg$

شکل4. پراکندگی فرامینیفرهای پلانکتونی شناسایی شده سازند گورپی در برش چینهشناسی باغ‌گل(تاقدیس سلطان)

بررسی تغییرات عمق دیرینه

تاکنون مطالعات متعددی جهت استفاده از فرامینیفرهای پلانکتونی به‌عنوان شاخصی برای تفسیر تغییرات عمق دیرینه در محیط رسوبی انجام شده است (Van Marle et al., 1987; Wright, 1977; Grimsdale and Van Morkhoven, 1955). بررسی آماری فراوانی فرامینیفرهای پلانکتونی ویژگی اصلی مطالعه‌های یاد شده بوده است. برای به دست آوردن درصد کل فرم‌های پلانکتونی و همچنین موفوتایپ‌های آن از معادلات مفیدی استفاده می‌شود. رابطه وان مارل و همكاران (Van Marle et al., 1987) یکی از پرکاربردترین رابطه‌ها برای به دست آوردن درصد فرامینیفرهای پلانکتون است که در این مطالعه نیز از آن استفاده شده است. این معادله به‌صورت %P = (P / P+B)×100 تعریف شده است. در این رابطه %P درصد فرامینیفرهای پلانکتون، P تعداد فرامینیفرهای پلانکتون و B تعداد فرامینیفرهای بنتیک می‌باشد.

فرامینیفرهای پلانکتونی برای تعیین عمق نسبی دیرینه در چهار گروه اصلی تحت عنوان مورفوتایپ های گروه 1 تا 4 دسته‌بندی شده‌اند Schmidt et al., 2004; Keller et al., 1989; Hart, 1980; Hart and Bailey,) (1979. در اکثر مطالعات از مورفوتایپ شماره 1و 3 جهت بررسی تغییرات عمق دیرینه استفاده می‌شود. در این مطالعه نیز از این روش برای بررسی عمق نسبی دیرینه نهشته‌های سازند گورپی استفاده شده است به‌طوری‌که با محاسبه و شمارش گونه‌های فرامینیفری (حدود 200 فرم به‌صورت رندوم در هر نمونه)، درصد کل فرامینیفرهای پلانکتونی و مورفوتایپ‌های شماره 1 و 3 تعیین (جدول 1) و منحنی تغییرات آنها در مقابل ستون چینه‌شناسی برش مورد مطالعه رسم شد (شکل 5).

جدول 1. درصد فراوانی کل فرامینیفرهای پلانکتونی، مورفوتایپ 1 و موروفوتایپ 3 در برش مورد مطالعه

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Sultan- paleo- chart.jpg$

شکل 5. منحنی تغییرات درصد کل فرامینیفرهای پلانکتونی، موفوتایپ 1 و 3 در مقابل ستون چینه‌شناسی برش مورد مطالعه

مورفوتایپ شماره 1 شاخصه عمق کمتر از 50 متر است. این مورفوتایپ شامل فرامینیفرهای پلانکتونی با محور رشد مستقیم دو یا سه ردیفی مثل جنس‌های Heterohelix و Guembelitria، پلانیسپایرال مثل جنس‌ Globigerinelloides و تروکوسپیرال با اندازه کوچک و حجرات کروی و فاقد تزیین مثل Hedbergella می‌باشند. عمق زیست این دسته از فرامینیفرهای پلانکتونی معمولا کمتر از 50 متر است.

مورفوتایپ شماره 2 شاخص عمق 50 تا 100 متری است و شامل صدف‌های تروکوسپیرال با حجرات کروی ولی تزیین‌دار مثل گونه Rogoglobigerina rugosa و یا تروکوسپیرال با حجرات فشرده و دارای کیل‌های اولیه مثل گونه Praeglobotruncana delrioensis هستند.

مورفوتایپ شماره 3 شاخص عمق بالاتر از100 متر است. فرامینیفرهای پلانکتونی در این گروه نسبت به گروه قبلی دارای صدف‌های فشرده‌تر و تزئینات بیشتر، دارای کیل (یک یا دو عدد) و اندازه‌های بزرگتر هستند. صدف‌های این گروه از فرامینیفرها از دو طرف محدب بوده ولی تحدب زیادی در دو سطح ندارند. در این مورفوتایپ گونه‌هایی از جنس‌های Globotruncana ، Globotruncanita، Dicarinella، Marginotruncana و Rotalipora حضور دارند.

همان‌طور که در شکل 5 دیده می‌شود سراسر ضخامت سازند گورپی در قلمرو زیست فرامینیفرهای پلانکتونی بوده است. در ابتدای کامپانین (گستره زون G. elevata) عمق حوضه رسوبی با توجه به منحنی مورفوتایپ شماره 3 و همچنین درصد کل فرامینیفرهای پلانکتونی به نسبت بالا بوده است. به سمت میانه کامپانین با توجه به رخداد کم‌عمق شدگی و تشکیل عضو کم‌عمق سیمره (لوفا)، به‌طور مشخص درصد مورفوتایپ 1 که شاخص اعماق کم (کمتر از 50 متر) است افزایش می‌یابد و در مقابل درصد مورفوتایپ شماره 3 که شاخص عمق زیاد (بالاتر از 100 متر) است کاهش می‌یابد. این محدوده، کم‌عمق‌ترین بخش محیط رسوبی سازند گورپی تعیین شده است. این کم‌عمق شدگی گستره زون‌های G. ventricosa, R. calcarata, G. havanensis را شامل می‌شود. این شرایط کم‌وبیش تا نزدیک بخش انتهایی کامپانین ادامه پیدا کرده و در اواخر کامپانین و اوایل ماستریشتین با توجه به افزایشی شدن منحنی مورفوتایپ 3 و کاهشی شدن منحنی مورفوتایپ 1، عمق آب افزایش پیدا می‌کند و فرامینیفرهای کارن‌دار و سنگین متعلق به مورفوتایپ شماره 3 نظیر Globotruncana aegyptiaca و گونه‌های جنس Globotruncanita مثل G. stuarti و G. stuartiformis فراوان‌تر می‌شوند و این شرایط تا میانه ماستریشتین ادامه داشته و کل گستره زون G. aegyptiaca و بخش پایینی زون G. gansseri را شامل می‌شود و از این گستره به بعد تا پایان ماستریشتین محیط رسوبی به‌طور تدریجی و ملایم کم‌عمق می‌شود اما هیچ‌گاه این کم‌عمق شدگی به‌اندازه میانه‌های کامپانین و حدود رخساره کم‌عمق ‌سازند گورپی نمی‌رسد.

برای مقایسه نتایج عمق سنجی به دست آماده در این پژوهش دو برش چینه‌شناسی امیران و زنگول که به ترتیب توسط دارابی و همکاران (Darabi et al., 2017) و مغفوری مقدم و همکاران (1396) مطالعه شده‌ انتخاب و منحنی تغییرات نسبی سطح آب بر اساس مورفوتایپ 3 آنها با برش مورد مطالعه مورد مقایسه قرار گرفت (شکل 6). همان‌طور که در شکل 6 دیده می‌شود منحنی تغییرات سطح آب در برش مورد مطالعه بیشترین تطابق را با برش امیران دارد و کم‌عمق شدگی در کامپانین میانی و سپس افزایش آن در هر دو برش شباهت دارد. تغییرات عمق دیرینه برش زنگول نسبت به دو برش دیگر متفاوت بوده به‌طوری‌که یک روند افزایشی را از ابتدای کامپانین تا انتهای ماستریشتین نشان می‌دهد. طبق مقایسه این برش‌ها و نتایج به دست آمده از مطالعه همتی‌نسب (1386) در برش کاور واقع در جنوب ناحیه لرستان، می‌توان گفت که روند افزایش عمق آب از جنوب غرب به سمت شمال غرب ناحیه لرستان اتفاق افتاده است.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\qa.jpg$

شکل 6. مقایسه منحنی تغییرات سطح آب دریا در برش مورد مطالعه با برش‌های امیران و زنگول

نتیجهگیری

- سازند گورپی با ضخامت 310 متر در برش چینه‌شناسی باغ‌گل متشکل از سنگ‌آهک رسی و مارنی، مارن و شیل میباشد. مرز سازند گورپی با ایلام به‌صورت هم‌شیب با شواهد ترکیبات اکسیدآهن و مرز آن با سازند پابده نیز منطبق با حدود مرز کرتاسه-پالئوژن (K/Pg) به‌صورت ناپیوسته و هم‌شیب با شواهد ترکیبات اکسید آهن و سولفات و همچنین نبود زون‌های زیستی P0 و Pα است.

- در مطالعه زیست چینه‌نگاری، در مجموع تعداد 74 گونه متعلق به 30 جنس از فرامینیفرهای پلانکتون مربوط به اواخر کرتاسه (کامپانین-ماستریشتین) و اوایل پالئوسن (دانین) شناسایی شد که براساس زونبندی زیستی حوضه رسوبی تتیس پرمولی سیلوا و ورگا (Premoli Silva and Verga, 2004) تعداد 7 زیست‌زون در سازند گورپی و 1 زیست‌زون در سازند پابده به شرح زیر شناسایی و معرفی شدند:

1-Globotruncanita elevata Partial Range Zone, 2-Globotruncana ventricosa Interval Zone, 3-Radotruncana calcarata Total Range Zone, 4-Globotruncanella havanensis Partial Range Zone, 5-Globotruncana aegyptiaca Interval Zone, 6-Gansserina gansseri Interval Zone, 7- Racemiguembelina fructicosa Total Range Zone, 8- P1: Parasubbotina pseudobulloides Partial Range Zone

- سن سازند گورپی در برش مورد مطالعه بر اساس زونهای زیستی معرفی شده، اواسط تا اواخر کامپانین پیشین- ماستریشتین پسین تعیین شد. دو عضو رسمی آهک سیمره با محدوده سنی کامپانین میانی و آهک امامحسن با محدوده سنی کامپانین پسین در برش مورد مطالعه رخنمون دارند.

- بررسی عمق دیرینه محیط رسوبی سازند گورپی بر اساس مورفوتایپ‌های فرامینیفری در برش مورد مطالعه نشان می‌دهد که در این گستره، یک کم‌عمق شدگی وسیع در کامپانین میانی و یک افزایش عمق در اواخر کامپانین و اوایل ماستریشتین وجود داشته است و پس از آن به‌تدریج تا ماستریشتین پسین کاهش یافته است. در مقایسه با سایر مطالعات نزدیک به برش مورد مطالعه مشخص شد که از جنوب غرب لرستان به سمت شمال شرق آن، به‌طورکلی عمق دیرینه روند افزایشی دارد.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Plate 1.jpg$

Plate 1. Some of the important planktic foraminifrea species of the Gurpi Fm. In the Bagh-Gol section (Scale bars 100 μm). A. Globotruncanita elevata Brotzen, 1943; B. Globotruncanita angulata Tilev, 1951; C&D. Globotruncanita stuartiformis Dalbiez, 1955; E. Globotruncana lapparenti Brotzen, 1936; F. Globotruncana ventricosa White, 1928; G. Globotruncanita conica White, 1928; H. Globotruncana hilli Pessagno, 1967; I. Globotruncana bulloides Vogler, 1941; J. Globotruncana linneiana D'Orbigny, 1839; K&L. Globotruncana arca Cushman, 1926; M. Globotruncana orientalis El Naggar, 1966; N. Globotruncana aegyptiaca var. gagnebini Nakkady, 1950; O&P. Globotruncanella havanensis Voorwijk, 1937; Q. Radotruncana calcarata Cushman, 1927; R. Radotruncana subspinosa Pessagno, 1960; S&T. Gansserina gansseri Bolli, 1951.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Plate 2.jpg$

Plate 2. Some of the important planktic foraminifrea species of the Gurpi Fm. In the Bagh-Gol section (Scale bars 100 μm). A. Contusotruncana patelliformis Gandolfi, 1955; B. Contusotruncana fornicata Plummer, 1931; C. Macroglobigerinelloides bollii Pessagno, 1967; D. Macroglobigerinelloides prairiehillensis Pessagno, 1967; E. Macroglobigerinelloides subcarinatus Brönnimann, 1952; F. Macroglobigerinelloides ultramicrus Subbotina, 1949; G. Macroglobigerinelloides messinae Brönnimann, 1952; H. Rugoglobigerina rugosa Plummer, 1926; I. Rugoglobigerina hexacamerata Brönnimann, 1952; J. Heterohelix striata Ehrenberg, 1839; K. Heterohelix globulosa Ehrenberg, 1839; L. Planoglobulina carsyae Plummer, 1931; M. Psedotextularia elegans Rzehak, 1891; N&O. Muricohedbergella monmouthensis Olsson, 1960; P&Q. Muricohedbergella holmdelensis Olsson, 1960; R. Trinitella scotti Brönnimann, 1952; S. Contusotruncana patelliformis Gandolfi, 1955; T. Contusotruncana walfishensis Todd, 1970; U. Praeomurica inconstans Subbotina, 1953; V. Parasubbotina pseudobulloides Plummer, 1927; W. Eoglobigerina eobulloides Morzova, 1959; X. Chiloguemblina sp. Loeblich & Tappan, 1956.

$C:\Users\Ayoub\Desktop\Plate -3.jpg$

Plate 3. Some of the important planktic foraminifrea species of the Gurpi Fm. In the Bagh-Gol section (Scale bars 100 μm). 1a-c. Globotruncanita angulata Tilev, 1951; 2a-c. Trinitella scotti Brönnimann, 1952; 3a-c. Globotruncanita conica White, 1928; 4a,b. Abathomphalus mayaroensis Bolli, 1951; 5a,b. Macroglobigerinelloides prairiehillensis Pessagno, 1967; 6a,b. Planoglobulina carsyae Plummer, 1931; 7a,b. Heterohelix carinata Cushman, 1938; 8a,b. Psedotextularia elegans Rzehak, 1891; 9a,b. Pseudoguembelina costulata Cushman, 1938; 10a,b. Pseudoguembelina excolata Cushman, 1926; 11a,b. Racemiguembelina fructicosa Egger, 1900; 12a,b. Parasubbotina pseudobulloides Plummer, 1927; 13a,b. Globanomalina compressa Plummer, 1927.

منابع

اصغریان-رستمی، م.، 1389. مطالعه زیست چینه نگاری و جغرافیای دیرینه سازند گورپی در برش میش خاص، جنوب خاور ایلام، با استفاده از روزن بران، مجله علوم زمین، 22 (85)، 148 - 135##بخشنده، ل.، خسروتهرانی، خ.، محتاط، ط.، وزیری، س. ه. و کشانی، ف.، 1389. زیست‎زون‌بندی سازند گورپی در مقطع بانروشان (جنوب باختر ایلام) بر پایه روزن‌بران پلانکتونیک، فصلنامه علمی علوم زمین، 24 (95)، 96-85. https://doi.org/10.22071/gsj.2015.42267##رحیمی ، س.، آشوری، ع. ر.، صادقی، ع. و قادری، ع.، 1397. زیست چینهنگاری سازند گورپی بر مبنای روزن‌داران پلانکتون در برش گنداب و تطابق آن با برش نمونه، تاقدیس کبیرکوه، جنوب غرب ایران. پژوهش‌های چینهنگاری و رسوب‌شناسی، 34 (3)، 52-37. Doi: 10.22108/JSSR.2018.112943.1068##شعبانپور- حقیقی، آ.، بخشنده، ل.، محتاط، ط.، زمانی-پدرام، م.، و گودرزی، ح.، 1396. زیست چینه‌نگاری و تغییرات سطح آب دریا در رسوبات کنیاسین-ماستریشتین در زاگرس (برش پیر غیب) بر اساس فرامینیفرهای پلانکتونیک، فصلنامه علمی علوم زمین، 30 (118)، 190 – 179. doi: 10.22071/gsj.2021.127499##مغفوری مقدم، ا.، دارابی، ق. و سولگی، ز.، 1396. زیست چینهنگاری سازند گورپی در برش تاقدیس زنگول و مقایسه آن با برش کوه سیاه، برش عسلویه و برش چاه ایوان، یافتههای نوین کاربردی، 11(22)، 64 - 49. http://dx.doi.org/10.22084/nfag.2017.12871.1239##مطیعی، ه،. 1374. زمین‌شناسی ایران، زمین‌شناسی نفت زاگرس، جلدهای 1 و 2 ، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، طرح تدوین کتاب، 1010. ##مطیعی، ه. 1372. زمینشناسی ایران )چینهشناسی زاگرس(، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، طرح تدوین کتب زمینشناسی،.563 ##همتی‌نسب، م.، قاسمی‌نژاد، ا. و درویش‌زاده، ب.، 1386. تعيين عمق ديرينه‌ي سازند گورپي بر مبناي فرامينيفرهاي پلانكتونيك و بنتيك، مجله علوم دانشگاه تهران، 34 (1)، 173-157. https://journal.ut.ac.ir/article_27045.html##Alavi M. Sadeghi, A. Adabi, M.H., Hadavandkhani, N. and Ezampanah, Y. 2024. Biostratigraphy of the Gurpi Formation based on planktonic foraminifera in the Fars area, Zagros basin". Scientific Quarterly Journal of Geosciences, 34 (2), 29-44 [In Persian with English Abstract]. doi: 10.22071/gsj.2023.406025.2098. ##Alavi, M., 2007. Structures of the Zagros fold-thrust belt in Iran. American Journal of science, 307 (9), 1064-1095. DOI 10.2475/09.2007.02##Al-Husseini, M.I., 2000. Origin of the Arabian Plate structures: Amar collision and Najd rift. Geoarabia-Manama, 5 (4), 527-542. https://doi.org/10.2113/geoarabia0504527##Beiranvand, B., Ghasemi-Nejad. E., Kamali, M.R. and Ahmadi, A., 2014. Sequence stratigraphy of the late Cretaceous–Paleocene Gurpi formation in southwest Iran, GeoArabia, 19 (2), 89-102. https://doi.org/10.2113/geoarabia190289. ##Bolli, H.M., Saunders, J.B. and Perch-Nielsen, K., eds., 1989. Plankton stratigraphy: volume 1, planktic foraminifera, calcareous nannofossils and calpionellids (1). CUP Archive. ##Caron, M., 1985. Cretaceous planktic foraminifera; In: Bolli, H.M., Saunders, J.B. and Perch-Nielsen, K. (eds.). Plankton Stratigraphy; Cambridge University Press, Cambridge, 11-86. ##Darabi, G., Maghfouri-Moghaddam, I., Sadeghi, A. and Yusefi, B., 2017. Iostratigraphy and paleoecology gurpi formation in SW Zagros, Iran, Indian Journal of Geo Marine Sciences, 47(12), 2508-2523. ##Darvishzad. B., Ghasemi-nejad, E., Ghourchaei, S. and Keller, G., 2007. Planktonic foraminiferal biostratigraphy and faunal turnover across the Cretaceous-Tertiary boundary in southwestern Iran, Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 18(2), 139-149. http://jsciences.ut.ac.ir##Esfandyari, .M.J. and Rameh, H., 2016. Biostratigraphy of the Gurpi Formation in Sepidan section, Interior Fars basin based on planktonic foraminifera, Geopersia, Iran. 6 (2), 211-221. DOI: 10.22059/JGEOPE.2016.58673. ##Ezampanah, Y., Di Lucia, M., Yazdi-Moghadam, M. and Zaghbib-Turki, D., 2021. Planktonic foraminiferal distribution of the Late Cretaceous to late Paleocene deposits of the Bandar Abbas area (Zagros Belt, SW Iran): An update of the bio-and lithostratigraphic framework. Journal of African Earth Sciences, 185, 104392. https://doi.org/10.1016/j.jafrearsci.2021.104392. ##Golonka, J., 2004. Plate tectonic evolution of the southern margin of Eurasia in the Mesozoic and Cenozoic. Tectonophysics, 381, 235-273. doi:10.1016/j.tecto.2002.06.004. ##Grimsdale, T.F. and Van Morkhoven, F., 1955. The ratio between pelagic and benthonic foraminifera as a means of estimating depth of deposition of sedimentary rocks. Proceedings of 4th World Petroleum Congress, Section I/D4: 473-491. https://cir.nii.ac.jp/crid/1573668923866725376##Hart, M.B., 1980. A water depth model for the evolution of the planktonic Foraminiferida. Nature, 286(5770), 252-254. https://www.nature.com/articles/286252a0##Hart, M.B., and HW, B., 1979. The distribution of planktonic Foraminiferida in the mid-Cretaceous of NW Europe. INT. UNION GEOL. SCI. SER. A. 6. 527-542. ##Heydari. E., 2008. Tectonics versus eustatic control on supersequences of the Zagros Mountains of Iran. Tectonophysics, 451(1-4), 56-70. https://doi.org/10.1016/j.tecto.2007.11.046##James, G.A. and Wynd, J.G., 1965. Stratigraphic nomenclature of Iranian oil consortium agreement area. AAPG bulletin, 49(12), 2182-2245. ##Keller, G., and Lindinger, M., 1989. Stable isotope, TOC and CaCO3 record across the Cretaceous/Tertiary boundary at El Kef, Tunisia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 73(3-4), 243-265. ##Loeblich, A.R. and Tappan, H., 1988. Foraminifera Genera and their Classification,Van Nostrand Reinhold, New York, 970. ##Mashayekh, H., Afghah, M. and Parvaneh-Nejad Shirazi, M., 2023. Biostratigraphy of upper Cretaceous planktonic foraminifera in the south Zagros Basin (SW of Iran). Carbonates and Evaporites, 38(74), https://doi.org/10.1007/s13146-023-00898-2. ##Olsson, R. K., Berggren, W.A., Hemleben, C., and Huber, B.T., 1999. Atlas of Paleocene planktonic foraminifera, SMITHSONIAN INSTITUTION PRESS, Washington, 252. ##Premoli Silva, I. and Verga, D., 2004. Practical Manual of Cretaceous Planktonic Foraminifera, Course 3. In: Verga, D., Rettroi, R. (Eds.), International school of Planktonic Foraminifera. Universities of Perugia and Milano. Tripografiadi di Pontefecino, Perugia, 283. ##Premoli Silva, I., Rettori, R. and Verga, D., 2003. Practical Manual of Paleocene and Eocene Planktonic Foraminifera,Course 2. In: Verga D. Rettroi R. (Eds.), International school of Planktonic Foraminifera. Universities of Perugia, 152. ##Robaszynski, F. and Caron, M., 1995. Foraminiferes Planktic of Cretace: Commentary on the Europe-Mediterranean zonation. Bulletin of the Societe Geologique de France, 166(6), 681- 692. ##Schmidt, D., Thierestein. H. and Bollmann, G., 2004. The evolutionary history of siz variation of planktonic foraminifera assemblage in the Cenozoic, Paleoecology, Paleogeography, Paleoclimatology, 212(1-2), 159-180. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2004.06.002##Stocklin, J. and Setudehnia, A., 1991. Stratigraphic Lexicon of Iran; Geological Survey of Iran, Tehran, 18, 409. ##Vaziri-Moghaddam, H., 2002. Biostratigraphic study of the Ilam and Gurpi Formations based on planktonic foraminifera in SE of Shiraz (Iran). Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 13(4), 339-356. ##Van Marle, L.J., Van Hinte, J.E. and Nederbragt, A.J., 1987. Plankton percentage of the foraminiferal fauna in seafloor samples from the Australian-lrian Jaya continental margin, Eastern Indonesia; Marine Geology, 77(1-2), 151-156. https://doi.org/10.1016/0025-3227(87)90089-2##Wright, R.G., 1977. Planktonic-benthonic ratio in foraminifera as paleobathymetric tool. Quantitative evaluation; Annual American Association of Petroleum Geologists and Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Convention (Washington, D.C.), 65. ##

Share To

Article Url

Biostratigraphy and study of paleodepth changes of the Gurpi Formation deposits based on planktonic foraminifera in the Bagh-gol section, Lurestan area, Zagros Basin

Rimag

Links

Related Centers

Technical Support

Official pages