پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 44 |
| تعداد شمارهها | 1,877 |
| تعداد مقالات | 15,278 |
| تعداد مشاهده مقاله | 43,731,786 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 17,564,053 |
روزنداران آرکائدیسکوئیده و اهمیت آنها در چینهنگاری زیستی و زمانی نهشتههای کربونیفر زیرین، مطالعه موردی در البرز شمالی | ||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||
| مقاله 7، دوره 33، شماره 3 - شماره پیاپی 68، آذر 1396، صفحه 95-114 اصل مقاله (2.15 M) | ||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2017.102800.1009 | ||
| نویسندگان | ||
| کیوان زندکریمی* 1؛ بهرام نجفیان2؛ حسین مصدق3 | ||
| 1دانشجوی دکتری، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران | ||
| 2استادیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران | ||
| 3دانشیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران | ||
| چکیده | ||
| توالی نسبتاً کاملی از رسوبات ویزئن - سرپوخوین در البرز شمالی رخنمون دارد؛ جایی که دو برش ناصرآباد و دزدهبن بهمنظور پژوهشهای چینهشناسی انتخاب شدند. روزنداران آرکائدیسکوئیده از بهترین میکروفسیلها برای مطالعات چینهنگاری ویزئن تا سرپوخوین هستند و بهدلیل اهمیت آنها در این مطالعه بررسی شدند. در ویزئن پیشین (MFZ9)، اجداد آرکائدیسکوئیده یعنی جنس Lapparentidiscus ظاهر میشود که با ظهور متنوع و فراوان آرکائدیسکیدای ابتدایی شامل جنسهای Ammarchaediscus، Glomodiscus، Planoarchaediscus و Uralodiscus در MFZ10 ادامه مییابد. در انتهای ویزئن پیشین، نخستین ظهور Uralodiscus rotundus، زون MFZ11 را مشخص میکند. در ویزئن میانی (MFZ12)، جنسهای Nodosarchaediscusو Paraarchaediscus با لیومن مقعر - زاویهدار ظاهر میشوند. هیچگونه روزندار شاخص قاعده ویزئن پسین تاکنون از البرز مرکزی معرفی نشده است. به نظر میرسد نبود رسوبات تحتانی ویزئن بالایی در این منطقه بهدلیل اثر فاز تکتونیکی البرزین بوده که در این منطقه رخ داده است. بخش میانی ویزئن پسین (MFZ14) با اوج فراوانی Archaediscus با لیومن زاویهدار، انواع آرکائدیسکوئیده با لیومن مسدود و نیمهمسدود و نیز ظهور جنسهای Neoarchaediscusو Kasachstanodiscus مشخص میشود. همچنین نخستین ظهور جنسهای Archaediscus و Paraarchaediscus با لیومن زاویهدار - باریک و حضور گونه Neoarchaediscus akchimensis، ویزئن کاملاً پسین (lower MFZ15) را برای این منطقه تعیین میکند. رسوبات سرپوخوین زیرین (upper MFZ15) این منطقه با ظهور انواع جدید Kasachstanodiscusو Archaediscus و نیز کاهش شدید فراوانی Paraarchaediscus، Nodosarchaediscusو Archaediscusبا لیومن زاویهدار مطابقت دارد و سرپوخوین بالایی (MFZ16) با نخستین حضور جنس Brenckleinaو گونهBrenckleina rugosa مشخص میشود. | ||
| کلیدواژهها | ||
| آرکائدیسکوئیده؛ چینهنگاری زیستی؛ چینهنگاری زمانی؛ ویزئن؛ سرپوخوین | ||
| اصل مقاله | ||
|
مقدمه پژوهشگران مختلفی ازجمله بزرگنیا (Bozorgnia 1973)، پیرلت و کونیل (Pirlet and Conil 1974)، زانینتی و آلتینر (Zaninetti and Altiner 1979)، برنکل و همکاران (Brenckle et al. 1987)، واچارد (Vachard 1988, 1996)، هانس و همکاران (Hance et al. 2011) و زندکریمی و همکاران (Zandkarimi et al. 2014a, 2017) از روزنداران آرکائدیسکوئیده بهعنوان ابزاری برای چینهنگاری زیستی و زمانی استفاده کردند. فراوانی کم کونودونتها در رسوبات کربونیفر زیرین برخی مناطق ایران بهویژه البرز (خرمی، 1392، Habibi et al. 2007) بهعلت شرایط کمعمق محیط رسوبی و نیز هزینة بالای آمادهسازی آنها به اهمیت استفاده از آرکائدیسکوئید تأکید میکند. رسوبات کربونیفر البرز مرکزی، دو سازند مبارک و دزدهبند را شامل هستند. اَسرتو (Assereto 1963)، سازند مبارک را در حوالی روستای مبارکآباد واقع در البرز مرکزی معرفی کرد. بزرگنیا با انجام مطالعات جامع روی این سازند، تغییر سن آن را در البرز نشان داد؛ بهصورتیکه در مناطق جنوبی البرز شرقی مانند دامغان، سن راس این سازند تا تورنزئن پسین و در مناطق البرز شمالی مانند برش دزدهبن و ولیآباد تا ویزئن میانی متغیر است (Bozorgnia 1973). اَسرتو (Assereto 1963)، سازند دورود در برش جاجرود را نیز معرفی کرده است که شامل چهار عضو بود. ایشان سن پرمین را براساس بازویایان به عضو یک این سازند نسبت داد. مطالعات بعدی (Ahmadzadeh Heravi 1971; Bozorgnia 1973)، سن پرمین را رد کردند و سن ویزئن پسین تا سرپوخوین پیشین را به این سازند نسبت دادند. بزرگنیا بهدلیل حضور اختلاف زمانی بزرگ مقیاس بین عضو یک و دو سازند دورود، عضو یک را در حد سازند ارتقا داد و عنوان «دُزدهبَند» را بهعلت رخنمون کاملتر این ترادف در اطراف روستای دزدهبن برای این سازند انتخاب کرد. این نکته درخور توجه است که تلفظ درست این روستا را مردم بومی منطقه مذکور در حقیقت «دُزدهبَن» میدانند. مطالعات انجامشده در منطقة مطالعهشده بیشتر بر تکتونیک (e.g. Yassaghi and Naeimi 2011)، چینهشناسی و فسیلشناسی (Hamdi et al. 1989, 1995; Brasier et al. 1990; Hamdi 1995; Gaetani et al. 2009; Angiolini et al. 2010; Zandkarimi et al. 2014b) متمرکز شده است. با وجود روند تکاملی نسبتاً کامل روزندارن در سنگهای کربونیفر زیرین این منطقه، مطالعات نادری بر استفاده از این گروه فسیلی برای چینهنگاری زمانی و زیستی انجام شده است. اهداف این مطالعه، معرفی آرکائدیسکوئیدای منطقه مطالعهشده و کاربرد روند تکاملی آنها در چینهنگاری زمانی و زیستی طبقات دربردارندة آنها است.
روش مطالعه بهمنظور انجام این پژوهش، بیش از 450 نمونه سنگی در بازههای حدود یک تا سه متری، باتوجهبه نوع رخساره سنگی، از رسوبات کربونیفر زیرین در دو برش ناصرآباد و دزدهبن، برداشت و مقاطع نازک از آنها تهیه شد. مقاطع نازک تهیهشده با میکروسکوپ پلاریزان Olympus BX51 مطالعه و عکسبرداری شدند. برای طبقهبندی و زوناسیون آرکائدیسکویدا بیشتر از مقالههای پیرلت و کونیل (Pirlet and Conil 1974) و برنکل و همکاران (Brenckle et al. 1987) به همراه توضیحات تکمیلی ارائهشده در مقالات Zaninetti and Altıner (1979), Brenckle et al. (1987), Vachard (1988), Cózar and Rodriguez (1999), Cózar (2000), Gibshman (2003), Poty et al. (2006), Somerville (2008), Cózar et al. (2008, 2011), Hance et al. (2011) and Zandkarimi et al. (2014a) استفاده شده است.
شکل 1- A: نقشه زونبندی ساختاری ایران (برگرفته ازStöcklin and Nabavi (1973); Berberian and King (1981); Nogol-e-Sadat (1993))، B: نقشه زمینشناسی البرز شمالی، C1: نقشه زمینشناسی برش دزدهبن، C2: نقشه زمینشناسی برش ناصرآباد (برگرفته از Vahdati (1999)).
برش دزدهبن با عرض جغرافیایی˝ 59 ́18 ˚36 و طول جغرافیایی ˝02 ́14 ˚51 در 15 کیلومتری جنوب مرزنآباد و در شمال روستای دزدهبن و برش ناصرآباد با عرض جغرافیایی˝ 46´ 23 ˚36 و طول جغرافیایی ˝47 ´28˚51 در 16 کیلومتری شرق مرزنآباد قرار دارد (شکل 1).
چینهشناسی نهشتههای کربونیفر زیرین در برشهای دزدهبن و ناصرآباد توالی کربونیفر زیرین مطالعهشده از دو سازند مبارک و دزدهبند تشکیل شده است. سازند مبارک با ضخامت 5/399 متر در برش دزدهبن و 325 متر در برش ناصرآباد به سه عضو زیر تقسیم میشود: عضو 1: این عضو از سنگآهک بیوکلاستدار ضخیم تا بسیار ضخیم لایه با رنگ خاکستری تیره با چند میانلایه سنگآهک اُاُئیدی در قسمت قائدهای تشکیل شده است. سنگآهکهای قسمت پائینی حاوی جلبکهای داسیکلاسه و بیوکلاست فراوان هستند که محیط با انرژی بالا و کمعمق را نشان میدهند. بیوکلاستها شامل اینترکلاست فراوان، بریوزوئر، روزنداران و قطعات جلبکی هستند. در قسمت انتهای این زونسنگی، واحدهای آهک مارنی دیده میشود. این عضو، زونهای MFZ8، MFZ9 و قسمت پائینی را دربرمیگیرد که در بخش بعدی معرفی خواهند شد.
شکل 2- تصاویر صحرایی سازندهای مبارک و دزدهبند در برشهای ناصرآباد و دزدهبن. A: سازند مبارک در برش ناصرآباد، B: عضوهای یک و دو سازند مبارک در برش دزدهبن، C: عضو سه سازند مبارک در برش دزدهبن، D: شیلهای سیاه رنگ عضو سه سازند مبارک در برش ناصرآباد، E: سازند دزدهبند در برش دزدهبن، F: بخش بالایی سازند دزدهبند در برش ناصر آباد، G: توالی شیل مارنی و سنگآهکهای نازکلایه زرد نخودی در سازند دزدهبند.
باتوجهبه زونهای ذکرشده این قسمت، سن تورنزین انتهایی (latest Tournaisian) تا قسمت میانی ویزئن پیشین (middle early Viséan) برای این عضو در نظر گرفته میشود. گفتنی است بخش پایینی این عضو در برش ناصرآباد بهدلیل گسلهبودن برداشت نشد. عضو 2: شامل سنگآهک ماسه و بیوکلاستدار نازک تا متوسط لایه با فسیل روزنداران، جلبکهای داسیکلاسه، مرجانهای فراوان، کرینوئید و نیز سوزن رادیولر است. این عضو، قسمت بالایی زون MFZ10 و بیشتر بخشهای زون MFZ11 را دربرمیگیرد. جلبکهای این عضو بیشتر شامل .Koninckopora cf. inflata و Windsoporella? sp. هستند. باتوجهبه زونهای ذکرشده، سن قسمت میانی ویزئن پیشین (middle early Viséan) تا قسمت انتهائی ویزئن پیشین (late early Viséan) برای این عضو در نظر گرفته شده است (شکلهای 2 و 5). عضو 3: این عضو بیشتر سنگآهک بیوکلاستی و اُاُئیدی متوسط تا ضخیم لایه را شامل است که در قسمت قائدة آن لایههای شیلی و بالاتر از آن لایههای ماسهسنگی دیده میشود. این زونسنگی، قسمت بالائی زون MFZ11 و MFZ12 را دربرمیگیرد. باتوجهبه زونهای ذکرشده، برای این عضو سن انتهائی ویزئن پیشین (late early Viséan) تا انتهای ویزئن میانی(late middle Viséan) در نظر گرفته میشود (شکلهای 2 و 5). سازند دزدهبند نیز (با ضخامت 116 متر در برش دزدهبن و 127 متر در برش ناصرآباد) از ماسهسنگ نازک تا متوسط لایه با رنگ صورتی متمایل به خاکستری، میانلایههای سیلتسون، شیل مارنی و نیز سنگآهک اُاُئیدی، بیوکلاستی و مارنی با رنگ زرد نخودی (شکل 2) تشکیل شده است. این سازند از نظر زیستی بسیار غنی است؛ بهصورتیکه شامل روزنداران، بازوپایان، بریوزئز و مرجان است و زونهایMFZ14-MFZ16 را دربرمیگیرد. سن قسمت میانی ویزئن پسین (middle late Visean) تا سرپوخوین پسین براساس زونهای ذکرشده برای این عضو در نظر گرفته میشود. این سازند بهصورت همشیب روی سازند مبارک قرار دارد و خود نیز با ناپیوستگی فرسایشی توسط سازند دورود پوشیده میشود (شکلهای 2و 6). ریزرخسارههای موجود در کربناتهای این سازندها بهطور عمده گرینستون اینترکلاستدار، گرینستون - پکستون اُاُئیددار، گرینستون بیوکلاستدار، گلسنگ آهکی، وکستون ماسهدار، گرینستون اُاُئیدی (ساختار متحمدالمرکز)، گرینستون بیوکلاستی پوششدار، گرینستون - پکستون اُاُئیدی (با ساختار شعاعی و متدالمرکز) را شامل هستند. این ریزرخسارهها معادل FZ6-FZ7 زونهای رخسارهای فلوگل (Flügel 2004) هستند و به محیط شولهای ماسهای تا بخش سمت خشکی شول[1] تعلق دارد.
بحث تاکسونومی آرکائدیسکوئیدا کاشمن (Cushman 1928)، نخستین فردی بود که آرکائدیسکوئیدا را بررسی کرد و آنها را بهعنوان جنسی از خانواده نومولیتیده طبقهبندی کرد؛ باوجوداین، چرنیشِوا (Chernysheva 1948) نشان داد این روزنداران به نومولیتیده تعلق ندارند و آنها را در خانواده آرکائدیسکیده طبقهبندی کرد و سه جنس Archaediscus، Hemigordius و Permodiscus را معرفی کرد. میکلوخومَکلی (Miklukho-Maklay 1953, 1958)، چندین جنس را براساس الگوی پیچش، شکل محوری و انسداد لیومن[2] معرفی کرد. او در سال 1957 (Miklukho-Maklay 1957)، آرکائدیسکوئیدا را در دو زیرخانواده شامل آرکائدیسکینه (Archaediscinae) برای جنسهایی که لیومن باز دارند و زیرخانواده آستروآرکائدیسکینه (Asteroarchaediscinae) برای جنسهایی با لیومن نیمهمسدود یا کاملاً مسدود معرفی کرد. پیرلت و کونیل (Pirlet and Conil 1974)، طبقهبندی دیگری را بیشتر براساس نوع پیچش و شکل لیومن پیشنهاد کردند. برنکل و همکاران (Brenckle et al. 1987)، این روزنداران را باتوجهبه تغییر در ساختار دیواره و حضورداشتن یا نداشتن انسداد در لیومن طبقهبندی کرد. واچارد (Vachard 1988)، طبقهبندی پیرلت و کونیل را بازبینی و چندین جنس و زیرجنس را معرفی و خصوصیات متمایزکنندة جنسها را سادهتر کرد. کوزار و رودریگز (Cózar and Rodriguez 1999) نیز عامل مهمی را در طبقهبندی این میکروفسیلها اضافه کردند که تغییر ضخامت لایه میکروگرانولار نسبت به لایه سودوفیبروز است. در طبقهبندی که اکنون بیشتر پژوهشگران استفاده میکنند، روخانواده آرکائدیسکوئیدا (Archaediscoidea) به سه خانواده آمارکائدیسکیده (Ammarchaediscidae)، آرکائدیسیکده (Archaediscidae) و ائوسیگمولیده (Eosigmolidae) تقسیم شده است (Vachard in Vachard et al., 2004). برخی مؤلفان در سالهای اخیر جزئیات بیشتری به این طبقهبندی اضافه کردند (Hance et al. 2011; Vachard 2016) که از اهداف این مقاله خارج است.
مراحل تکاملی این مراحل تکاملی را پیرلت و کونیل (Pirlet and Conil 1974) معرفی کردند و بعد واچارد (Vachard 1988) تصحیح و بازبینی کرد. شناسایی این مراحل تکاملی تأثیر بهسزایی در تعیین سن مجموعه روزنداران و مسیر تکاملی و فیلوژنیک دارد. (Somerville 2008). در این زمینه پژوهشگران مختلفی از این ویژگی در چینهنگاری زیستی و زمانی استفاده کردهاند (Krainer and Vachard 2002; Cózar 2004; Somerville and Cózar 2005; Okuyucu and Vachard 2006; Cózar et al. 2008; Okuyucu et al. 2013; Zandkarimi et al. 2014a, 2017). چندین مرحلة تکاملی، بیشتر براساس شکل لیومن، در رابطه با پیچش هستند (شکلهای 3 و 4) که در ادامه معرفی میشوند. گفتنی است پیرلت و کونیل (Pirlet and Conil 1974)، واژههایی معرفی کردند که بیشتر از زبان لاتین گرفته شده است؛ بنابراین، معادلهای فارسی آنها با تغییر اندک و همراه با عنوان اصلی لاتین آورده شده است. تمامی مراحل تکاملی در این مقاله شناسایی شده که در تابلوهای 4-1 نمونههایی از آنها ارائه شده است.
پوسته[3] دارای پرشدگی نافی (Umbilical plug): در این مرحله، دیوارهای با جنس سودوفیبروز، ناحیة نافی روزندار را میپوشاند. این حالت در انواع آرکائدیسکویدای ابتدایی ازجمله جنسهای Ammarchaediscus و Planoarchaediscus است که پلاگ نافی فقط قسمتهای ابتدایی را میپوشاند؛ اما در Viseidiscusتقریباً تمام حجرات بهجز حجره آخر را میپوشاند. نمونههای درخور توجهی از این مرحله در برشهای مورد مطالعه دیده شده که از نظر فراوانی در برش دزدهبن بیشتر است (شکلهای 3-4، تابلو 1). نخستین ظهور گونههای دارای این ویژگی با زون MFZ10 مطابقت دارد.
پوسته با دیواره میکروگرانولار نوک تیز (Ogival-buttresses): لایه میکروگرانولار در جوانب پوسته بهصورت ضخیمشده و نوک تیز هستند که جنسهای Glomodiscus، Planoarchaediscus و Uralodiscus را شامل میشود (شکلهای 3 و 4 تابلو 1). نمایندههای این مرحلة تکاملی از بخشهای میانی زون MFZ10 ظاهر شده است و در زون MFZ11 به بیشترین فراوانی میرسد. این مرحله نیز به خوبی در نمونههای مورد مطالعه دیده شده و از نظر تنوع و فراوانی در برش ناصرآباد بیشتر بوده است و گونه های مختلفی ازجمله Uralodiscus rotundus، U. elongatus، Glomodiscus sp.، Glomodiscus oblongus و Glomodiscus spp. مشاهده شدند.
پوسته پوشیده (Involutus): در این مرحله برای نخستینبار تمام پیچشها بهطور کامل با لایه سودوفیبروز پوشیده میشوند. ضخیمشدگی لایه میکروگرانولار تا حد زیادی از بین میرود که جنسConilidiscus و Paraarchaediscus با تست پوشیده آن را مشخص میکند. بهسمت بالا محدببودن قاعده لیومن از دیگر ویژگیهای درخور توجه این مرحله است (شکلهای 3، 4، تابلو 1). نمایندههای این مرحله بهطورکلی نادر هستند و برای نخستینبار در برشهای مطالعهشدة جنس Conilidiscusمشاهده شدند. همچنین بزرگنیا (Bozorgnia 1973)، جنس Paraarchaediscus با تست پوشیده را از V1b (معادل MFZ11) برش آبناک گزارش کرده است.
لیومن مقعر (Concavus): بهسمت بالا مقعربودن قاعده لیومن، مهمترین ویژگی این مرحله است. لایه میکروگرانولار، توسعه خوبی دارد که Paraarchaediscusو Nodosarchaediscusرا شامل هستند (شکلهای 3، 4). از نمایندههای این مرحله، گونههای مختلفی در این مقاله شناسایی شده (تابلو 2) که بزرگنیا (Bozorgnia 1973) نیز از ویزئن میانی (V2b) برشهای ولیآباد و چابکسر را معرفی کرده است.
لیومن حدواسط مقعر – زوایهدار (Concavo-angulatus): امتداد قاعده لیومن در لایه سودوفیبروز در پیچشهای داخلی بهصورت مقعر و در پیچشهای خارجی بهصورت زاویهدار است. این مرحله شامل جنسهای مختلفی ازجمله Pirletidiscus، ArchaediscusوNeoarchaediscusاست که تمامی این جنسها در برشهای مطالعهشده شناسایی شدهاند (شکلهای3 و4 و تابلو 2). نمونههای دارای این ویژگی در زون MFZ12 ظاهر میشوند و در برشهای مطالعهشده فراوانی پایینی دارند.
شکل 3- ویژگیهای اصلی لیومن و پوسته با مرحلة تکاملی آنها در روزنداران آرکائدیسکوئیدا همراه برخی از نمونههای شناساییشده در مقاله کنونی (برگرفته از Pirlet and Conil 1974، Conil et al. 1980، Brenckle et al. 1987، Vachard 1988با مطالب گفتهشده در مقاله کنونی).
لیومن زاویهدار (Angulatus): امتداد لیومن در لایه سودوفیروز، زاویه درخور توجهی (در حدود 160 درجه) نسبت به قاعده لیومن نشان میدهد. از دیگر ویژگیهای این مرحله، تغییر پیچش بهصورت نیمهائولوت تا ائولوت است. جنسهایی که در این مرحله حضور دارند Archaediscus، Tubispirodiscus، Kasachstanodiscusو Planospirodiscus را شامل هستند (شکلهای 3 و 4 و تابلو 3). این مرحله عمدتاً برای نخستینبار در زون MFZ13 ظاهر میشود؛ اما بیشترین فراوانی را در قاعده زون MFZ14 دارد که در این پژوهش با حضور گونههای مختلفی از جنسهای Archaediscus و Kasachstanodiscus مشخص میشود (به تابلو 3 بنگرید). در حقیقت در برشهای مطالعهشده، بیشترین فراوانی این مرحله دیده شد که نشاندهندة زون MFZ14 است. لیومن حدواسط زاویهدار - باریک (Angulatus-tenuis): مرحلة حدواسط که در آن پیچشهای داخلی، لیومن زاویهدار و حجرات خارجی، لیومن در مرحله باریک (Tenuis) دارند. جنسهایی که این مرحله را نشان میدهد شامل Betpakodiscus، KasachstanodiscusوTubispirodiscus هستند (شکلهای3 و 4 و تابلوهای 4-3). این ویژگی در طی بخش میانی زون MFZ14 ظاهر میشود و در مجموعة مطالعهشده چندین نمونه دیده شد که در تابلوهای شماره 3-4 ارائه شدهاند. لیومن باریک (Tenuis): در این مرحله، ضخامت دیواره بهصورت چشمگیری کاهش مییابد و باریکتر میشود؛ بهصورتیکه لایه میکروگرانولار تا حد زیادی حذف شده است و لایه سودوفیبروز به شدت تحلیل میرود. قاعده لیومن متغیر بوده و از مسطح در Browneidiscusتا بهسمت بالا محدب در Archaediscus متغیر است (شکل 3). هیچکدام از نمایندههای این مرحله تکاملی تاکنون از البرز دیده نشده است. پوسته با پیچش شبهمیلیولید(Pseudo-miliolid): حجرة لولهای شکل در یک مسیر بیضوی در اطراف حجرة جنینی رشد کرده است و محور پیچش در طول رشد تغییر میکند که در نهایت پیچش مشابه به میلیولیدها ایجاد میشود (شکل 4 و تابلو 4). نمایندههای این نوع پیچش شامل Eosigmoilinaو Brenckleinaاست. نخستین ظهور این ویژگی در طی MFZ16، یعنی سرپوخوین پسین دیده شده است که در برشهای مطالعهشده فقط گونههایی از جنس Brenckleinaشناسایی شدند. گفتنی است گونه Eosigmolina قبلاً از باشکیرین ایران مرکزی گزارش شده است (Leven et al., 2006).
کاهش ضخامت دیواره و ظهور انسداد (Occlusion) در طی ویزئن تا سرپوخوین، تغییرات چشمگیری در ضخامت دیواره دیده میشود؛ بهصورتیکه نمایندههای خانواده Ammarchaediscidae ازجمله Glomodiscusدیواره میکروگرانولار بسیار ضخیم دارد که ضخامت این لایه متعاقباً در جنسهای Conilidiscusو Paraarchaediscus کاهش یافته است و سپس در Archaediscus با لیومن زاویهدارکاهش بیشتری نشان میدهد تا در نهایت در مرحلة لیومن باریک (Tenuis) از بین میرود (به تابلوهای 1-4 بنگرید). انسداد نیز در برش محوری، شناسایی و بهصورت نیمهمسدود و مسدود مشخص میشود. در انواع نیمهمسدود مانند جنس Nodosarchaediscus، قاعده لیومن، مسدود و بخش بالایی آن باز است (شکل 3 و تابلو 2). با ظهور Neoarchaediscus ابتدایی، انواع کاملاً مسدود ظاهر شده است که به دو صورت V وارونه ظاهر میشوند (شکل 3 و تابلو 3). انواع تکاملیافتهتر انسداد به شکل w وارونه هستند که شامل جنسهای Nodosarchaediscusتکاملیافته، Planospirodiscus، Asteroarchaediscusو Brenckleinaهستند (شکلهای 3، 4 و تابلو 4). در برشهای مطالعهشده نیز این ویژگیها دیده شدهاند که روند تکاملی آنها در تابلوهای 4-1 مشاهده میشوند. کاربردپذیری آرکائدیسکوئیده در چینهنگاری زیستی و زمانی: آرکائدیسکوئیدا احتمالاً بهترین میکروفسیل برای طبقهبندی زمانی و زیستی در طی ویزئن - سرپوخوین هستند (Hance et al. 2011) که مؤلفان بسیاری در نقاط مختلف دنیا از آن استفاده کردهاند (Rauser-Chernousova 1948a, b; Grozdilova 1953; Conil and Lys 1964; Bozorgnia 1973; Pirlet and Conil 1974; Vachard 1988, 2016; Cózar et al. 2005, 2008, 2011; Somerville 2008; Brenckle et al. 2011; Zandkarimi et al. 2014a, 2017; Vachard et al. 2016). به نظر میرسد اجدادآرکائدیسکوئیده، یعنیجنسLapparentidiscus دونسلرا به وجود میآورد. اول:نسلی با پیچش پلانیاسپیرالکه شاملجنسهایAmmarchaediscus–Viseidiscus–Uralodiscus هستند که متعاقباً جنس Planoarchaediscus از Ammarchaediscusمشتق میشود. دوم: Uralodiscusبه جنس Glomodiscus با پیچش گلومواسپیرال تبدیل شده است و این جنس احتمالاً اجداد تمام جنسهای آرکائدیسکوئیدا با لیومن مقعر تا باریک است (Hance et al. 2011). آرکائدیسکوئیدای البرز شمالی، توزیع زمانی نسبتاً کاملی را در طی ویزئن تا سرپوخوین نشان میدهد که تعیین زونهای معرفیشده و واحدهای چینهنگاری زمانی را ممکن میکند (شکلهای 5، 6، تابلوهای 1-4).
ویزئن پیشین در ناحیة الگو اشکوب ویزئن (بلژیک)، قاعده آن براساس نخستین حضور Eoparastaffella simplexتعیین شده است (Devuyst et al. 2006). دیوست و هانس (in Poty et al. 2006) این اشکوب را به چندین زیستزون با عناوین MFZ9-MFZ14 تقسیم کردهاند که از ویزئن پیشین شامل MFZ9-MFZ11 است (گفتنی است MFZ مخفف عبارت Mississippian Foraminiferal Zones است). در برشهای مطالعهشده، این زونها شناسایی میشوند که در ادامه، آرکائدیسکوئیدای شاخص در قالب زونها ارائه میشوند: MFZ9: این زون با نخستین حضور گونه Lapparentidiscus bokanensisو دیگر گونههای جنس Lapparentidiscusمشخص میشود (تابلو 1). به نظر میرسد این جنس، اجداد احتمالی آرکائدیسکوئیدا باشند (Hance et al. 2011). ضخامت این زون حدود 72 متر است و فقط در برش دزدهبن شناسایی شد؛ زیرا بخش پایینی سازند مبارک در برش ناصرآباد گسله است. گونه Lapparentidiscus bokanensisقبلاً از بخش بالایی زون MFZ9 گزارش شده است (Zandkarimi et al. 2014a). MFZ10: این زون در ابتدا با نخستین حضور جنسهای Planoarchaediscusو Ammarchaediscusتعیین شده است و در برشهای مطالعهشده با نخستین حضور آرکائدیسکوئیدای ابتدایی مانند Ammarchaediscus spp.، Ammarchaediscus passing to Viseidiscus sp. و نمونههایی از .viseinid indet مشخص میشود (تابلو 1). از نظر مراحل تکاملی معرفیشده، این زون در ابتدا پوستة با پرشدگی نافی دارد و سپس در بخش بالایی زون لایه میکروگرانولار بهصورت ضخیم و نوک تیز میشود. در قسمت بالای این زون، روزنداران Uralodiscus sp.، Glomodiscus? sp.، Planoarchaediscus? eospirillinoidesوParaarchaediscus? spp. ظاهر میشوند. نکته درخور اهمیت در نمونههای البرز شمالی، حضور گونههای حدواسط فروان است که تکامل تدریجی را در این موجودات نشان میدهد. برای مثالAmmarchaediscus passing to Viseidiscusکه پرشدگی نافی تمایل دارد بخش جوانب را بپوشاند (تابلو 1). همچنین در بخش بالایی طبقات مذکور برخی نمونههای حدواسط بین Ammarchaediscusو Glomodiscus دیده میشوند که در آنها تغییر تدریجی از پیچش پلانیاسپیرال را به گلومواسپیرال نشان میدهند (تابلو 1).
شکل 4- پراکنش آرکائدیسکوئیدا در طی اشکوبهای ویزئن - سرپوخوین و مقایسه با زونبندی ارائهشده در حوزه نامور و دینانت و زیراشکوبهای پلاتفرم روسیه و بلژیک. نمونههای شماره گذاریشده به ترتیب شامل1. 2, Lapparentidiscus; 3, 4. Ammarchaediscus; 5. Planoarchaediscus; 6. Uralodiscus; 7. Glomodiscus; 8. Uralodiscus rotundus; 9. Conilidiscus; 10. Paraarchaediscus at concavus stage; 11. Nodosarchaediscus; 12. Paraarchaediscus at concavus stage; 13. Archaediscus at concavo-angulatus stage; 14. Archaediscus at angulatus stage; 15. Permodiscus?; 16. Neoarchaediscus; 17. Tubispirodiscus 18. Kasachstanodiscus; 19. Planospirodiscus; 20. Asteroarchaediscus; 21. Browneidiscus; 22. Eosigmoilina; 23. Brenckleina. هستند. خط منقطع نشاندهندة نخستین ظهور هر تاکسون است (با تغییر از Pirlet and Conil (1974)، Vachard (1988)، Brenckle et al. 2011 و Zandkarimi et al. 2014a).
ضخامت این زون در برش دزدهبن حدود 69 متر و در برش ناصرآباد حدود 78 متر است. این زون همچنین مطابق با قاعده زیراشکوب آروندین (Arundian) و بخش پایینی تا میانی زون Cf4β از زونبندی کونیل و همکاران (Conil et al. 1980) است (شکل 4). در برش ولیآباد البرز شمالی (Zandkarimi et al. 2014a) این زون بیشتر با ظهور Ammarchaediscus spp. تعیین شده است (جدول 1). MFZ11: این زون با نخستین ظهور گونه Uralodiscus rotundusدر بلژیک تعیین شده است که در البرز، مجموعه فراوان از انواع Uralodiscus rotundusوU. elongatusراشامل میشود. همچنینانواع حدواسط بین جنسهای Uralodiscusو Conilidiscus در این زون دیده شده است که لایه میکروگرانولار، ضخامت بسیار کمتری نسبت به جنس Uralodiscusدارد و به تدریج با از دست دادن ضخیمشدگی لایه میکروگرانولار به مرحلة لیومن مقعر تبدیل میشوند (شکلهای 3، 4 ، تابلو 2). ضخامت این زون در برش دزدهبن 142 متر و در برش ناصرآباد 134 متر است. نخستین حضور گونه Uralodiscus rotundusبهعنوان شروع MFZ11 (Poty et al. 2006) و زیراشکوب Bobrikianدر پلاتفرم روسیه (Lipina and Reitlinger 1970) در نظر گرفته شده است. گفتنی است جنسهای Conilidiscusو Paraarchaediscus در مرحله پوشیده نیز از MFZ11 (Poty et al. 2006) و زیراشکوب آروندین برتیش ایسلز (Jones and Somerville 1996) گزارش شده است. همچنین حضور جنسConilidiscus ، قاعده زون را در ترکیه مشخص میکند (Okuyucu et al. 2013). در بخش بالای این زون، بیشتر آرکائدیسکوئیدای ابتدایی از بین رفته است یا بسیار نادر هستند. بزرگنیا (Bozorgnia 1973)، گونهUralodiscus rotundus را از V1b (معادل MFZ11) برش ولیآباد گزارش کرده و گونه Uralodiscus ex gr. rotundus نیز از همین برش گزارش شده است (Zandkarimi et al. 2014a) (جدول 1). بزرگنیا، گونه مذکور را با عنوانArchaediscus (Permodiscus) rotundus نامگذاری کرده است (Bozorgnia 1973; Pl. XI, Figs. 9, 12 ؛) اما باتوجهبه تغییرات تاکسونومی چندین دهة اخیر، این گونه اکنون با عنوانUralodiscus rotundusطبقهبندی میشود.
ویزئن میانی MFZ12: ویزئن میانی، زون MFZ12 را دربرمیگیرد که معادل Cf5از زونبندی کونیل و همکاران (Conil et al. 1991) است. در این زون بعد از نخستین ظهور گونه Pojarkovella nibelis که شاخص MFZ12 معرفی شد، جنس Nodosarchaediscus برای نخستینبار در برش ناصرآباد ظاهر میشود؛ درحالیکه همین جنس در برش دزدهبن بالاتر از قاعده MFZ12 دیده شد.همچنین جنس Paraarchaediscus در مرحلة حدواسط پوشیده - زاویهدار در زون مذکور برش ناصرآباد دیده شد. جنس Uralodiscus در این زون از بین رفته است؛ درحالیکه جنسهای Glomodiscus و Planoarchaediscus در ویزئن پسین این منطقه دیده میشوند (تابلو 2). ضخامت این زون در برش دزدهبن 89 متر و در برش ناصرآباد 94 متر است. بزرگنیا (Bozorgnia 1973)، گونههایNodosarchaediscus demaneti و N. cornua را قبلاً از V2bبرش ولیآباد گزارش کرده است که بهخوبی حضور جنس مذکور در ویزئن میانی را نشان میدهد (جدول 1).
شکل 5- ستون سنگشناسی سازند مبارک در برشهای ناصرآباد (A) و دزدهبن (B) همراه پراکنش روزنداران آرکائدیسکوئیده.
ویزئن پسین ویزئن پسین زونهای MFZ13 تا بخش پایینی MFZ15 را دربرمیگیرد. در ابتدا MFZ13 براساس نخستین ظهور جنس Neoarchaediscus نامگذاری شده است؛ باوجوداین، یافتههای جدید (e.g. Cózar and Somerville 2006; Somerville 2008, Vachard 2016 ) نشان میدهد در حقیقت یک ایراد تاکسونومی در تعریف این زون وجود دارد و آن مفهوم متفاوت مؤلفان این زون (Devuyst and Hance in Poty et al. 2006)از Neoarchaediscus است که با جنس Nodosarchaediscus اشتباه در نظر گرفته شده است. در حقیقت این دو جنس، تفاوت اساسی در شیوة انسداد لیومن دارند؛ بهصورتیکه جنس Nodosarchaediscus، لیومن نیمهمسدود و جنس Neoarchaediscus، لیومن کاملاً مسدود دارد. همچنین بهتازگی دربارة زون MFZ15 زونبندی مذکور ایراداتی ارائه شده و در نوشتههای اخیر استفاده نشده است (e.g. Cózar et al. 2013, 2015; Vachard 2016)؛ بنابراین در این نوشتار همراه ذکر زونهای مذکور از طبقهبندی ارائهشده در پلاتفرم روسیه نیز بهره گرفته میشود(Kulagina et al. 2008). تاکنون هیچگونه روزندار شاخص قاعده ویزئن پسین (MFZ13) ازجمله Vissariotaxis، Eostaffella proikensis وArchaediscus gigasدر البرز دیده نشده است (e.g. Bozorgnia 1973; Mosaddegh 2000; Brenckle et al. 2011; Falahatgar et al. 2012, 2015). در حقیقت بخش پایینی MFZ13در زندکریمی و همکاران (Zandkarimiet al. 2014a)، فاقد روزندار شاخص این زون بوده است و به نظر میرسد به MFZ12 تعلق داشته باشد (جدول 1). نبود نهشتههای قاعده ویزئن بالایی احتمالاً بهدلیل فاز تکتونیکی البرزین است که آقانباتی (1383) آن را پیشنهاد کرده است. در تمام نقاط البرز مرکزی یک ناپیوستگی بین رسوبات ویزئن میانی و بالایی وجود دارد که در مناطق البرز شرقی، این ناپیوستگی طولانیمدتتر بوده است و از ویزئن پیشین تا باشکیرین به طول میانجامد. در این زمینه، وجود ماسهسنگهای آهندار در سازند دزدهبند در برشهای مطالعهشده نشاندهندة این فاز تکتونیکی است. MFZ14: این زون (معادل زیراشکوب میخایلوین پلاتفرم روسیه و زیراشکوب بریگانتین اروپای غربی) با نخستین حضور جنسهای Neoarchaediscusو Kasachstanodiscus و بیشترین فروانی جنسهای Nodosarchaediscusو نیز Archaediscus/Paraarchaediscus با لیومن در مرحلة زاویهدار مطابقت دارد. در طی این زمان، برای نخستینبار نسبت آرکائدیسکوئیدای با لیومن مسدود و نیمهمسدود مانند Neoarchaediscus،Nodosarchaediscus و Kasachstanodiscus در مقایسه با انواع لیومن باز بیشتر شده است (Somerville 2008) و همچنین Archaediscus با لیومن زاویهدار بیشترین فراوانی را دارد (Cózar et al. 2008). بزرگنیا (Bozorgnia 1973, pl. XXIII) گونههای فراوانی را از جنس Archaediscusدر مرحلة زاویهدار مانند Lower MFZ15: بخش پایینی زون MFZ15 یا ویزئن کاملاً پسین (معادل زیراشکوب ونوین پلاتفرم روسیه و برگانتین پسین اروپای غربی) در برشهای مطالعهشده حاوی جنس Archaediscus در مرحلة انتقالی از زاویهدار به باریک، Neoarchaediscus akchimensisو Asteroarchaediscus است. کوزار و همکاران (Cózar et al. 2008)، حضور Archaediscus در مرحلة انتقالی از لیومن زاویهدار به باریک را به ویزئن کاملاً پسین نسبت داده است. همچنین جنس Asteroarchaediscusبرای نخستینبار در طی ویزئن کاملاً پسین ظاهر میشود (Conil et al. 1991). در بخش انتهایی طبقات ویزئن برشهای مطالعهشده، گونههای Kasachstanodiscus bykovae، Nodosarchaediscus aff. cornua و Neoarchaediscus aff. stellatusنیز دیده میشوند (جدول 1، تابلو 3).
شکل 6- ستون سنگشناسیسازند دزدهبند در برشهای ناصر آباد (A) و دزدهبن (B) همراه پراکنش روزنداران آرکائیدسکوئیده.
جدول 1- آرکائدیسکوئیدای شاخص البرز شمالی و تطابق آنها با زوناسیون حوزههای نامور و دینانت و زیراشکوبهای پلاتفرم روسیه و اروپای غربی. خطوط هاشور مورب نشاندهندة عدم ثبت آرکائدیسکوئیده و خطوط هاشور عمودی نشاندهندة عدم رسوبگذاری است.
سرپوخوین پیشین: Upper MFZ15: مرز ویزئن - سرپوخوین که با بخش بالایی زون MFZ15 مطابقت دارد، با نخستین ظهور جنس Archaediscus با لیومن باریک و کم تلاقی میکند. باوجوداین، نمونه مذکور تاکنون از کربونیفر زیرین ایران گزارش نشده است. آرکائدیسکوئیدای سرپوخوین پیشین در برشهای مطالعهشده بیشتر محلی بوده است و گونههای Kasachstanodiscus planus، Archaediscus planusو Kasachstanodiscus bestubensisرا شامل میشود (تابلو 3). این زون در منطقه مطالعهشده بیشتر با کاهش شدید در فراوانی Paraarchaediscus، Nodosarchaediscusو Archaediscus در مرحلة زویهدار مشخص میشود (شکل 6). جنس Glomodiscus نیز در این زون از بین میرود و NeoarchaediscusوAsteroarchaediscusدر این بخش نیز حضور دارند. بزرگنیا (Bozorgnia 1973)، گونههای مختلی از جنسهای Neoarchaediscus و Asteroarchaediscus از نامورین پیشین (سرپوخوین پیشین کنونی) سازند دزدهبند در برش دزدهبن گزارش کرده است (جدول 1).
سرپوخوین پسین: MFZ16: سرپوخوین پسین با زون MFZ16 مطابقت دارد و در برشهای مطالعهشده با نخستین حضور گونههای مختف از جنس Brenckleina مشخص میشود (تابلو 4). این جنس از سرپوخوین پسین نقاط مختلف ازجمله بریتیش ایسلز (Cózar et al. 2008)، پلاتفرم روسیه (Gibshman 2003) و نیز حوزه نامور و دینانت (Poty et al. 2006) گزارش شده است. همچنین گونه Brenckleina rugosaکه در این بخش مشاهده شده، قبلاً از پروتوین پسین مسکو (Kulagina et al. 2008) و سرپوخوین پسین مراکش (Cózar et al., 2011, 2014) شناسایی شده است. گفتنی است در ظاهر، تشابه زیادی بین جنس Asteroarchaediscus وBrenckleina وجود دارد؛ باوجوداین، جنس Brenckleina پیچش از نوع شبهمیلیولید (شکل 4، تابلو 4) دارد؛ درحالیکه Asteroarchaediscusپیچش از نوع نوسانی(Oscillating) دارد و دورپیچش آخری بدون انسداد است (Brenckle et al. 1987).
نتیجه روند تکاملی نسبتاً کاملی در آرکائدیسکوئیدای ویزئن تا سرپوخوین در طبقات سازند مبارک و دزدهبند دیده میشود که چینهنگاری زیستی و زمانی این سازندها را ممکن میکنند. در طی روند تکاملی میکروفسیلهای مذکور مراحل مختلفی دیده میشود که در طی آنها لیومن (حجره لولهای شکل) تغییرات چشمگیری را با گذشت زمان نشان میدهد. این تغییرات بیشتر بهصورت تغییر ضخامت در دیوارة میکروگرانولار و سودوفیبروز و انسداد تدریجی لیومن است. در بخش ابتدایی ویزئن پیشین، نیای آرکائدیسکوئیدا یعنی Lapparentidiscusدر زون MFZ9 ظاهر میشود که با ظهور انواع آرکائدیسکوئیدای ابتدایی در طبقات بالاتر دنبال میشود و زون MFZ10 را مشخص میکند. در MFZ11 (انتهای ویزئن پیشین)، گونه شاخص Uralodiscus rotundusو گونههای مختلفی از جنس Uralodiscusظاهر میشوند و زون MFZ12 (ویزئن میانی) حاوی Nodosarchaediscusو Archaediscus در مرحلة حدواسط مقعر به زاویهدار هستند. آرکائدیسکوئیدای بخش میانی ویزئن پسین (MFZ14) بیشتر حاوی انواع مسدود و نیمهمسدود است و نیز حداکثر فراوانی جنس Archaediscus در مرحلة زاویهدار است. در این زمان همچنین جنسهای شاخص Neoarchaediscusو Kasachstanodiscusبرای نخستینبار ظاهر میشوند. در طی ویزئن کاملاً پسین (lower MFZ15)، جنسهای Paraarchaediscus و Archaediscus در مرحلة حدواسط زاویهدار به باریک و نیز گونه Neoarchaediscus akchimensisظاهر میشوند. سرپوخوین پیشین (upper MFZ15) برشهای مطالعهشده با انواع بزرگاندازة جنسهای KasachstanodiscusوArchaediscusبا کاهش شدیدی در جمعیت Paraarchaediscus، Nodosarchaediscus و Archaediscusبا لیومن مقعر مشخص میشود. سرپوخوین پسین (MFZ16) نیز با نخستین ظهور جنس Brenckleinaو گونه Brenckleina rugosaمشخص میشود. هیچگونه روزندار شاخص بخش تحتانی ویزئن پسین در البرز مرکزی دیده نشده است؛ بنابراین به نظر میرسد نبود رسوبات بخش تحتانی ویزئن پیشین در منطقه البرز شمالی احتمالاً بهدلیل فاز تکتونیکی البرزین باشد. | ||
| مراجع | ||
|
Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran 440 p. (in Persian) .
Alavi M. 1991. Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin, 103: 983–992.
Allen M. Jackson J. and Walker R. 2004. Late Cenozoic reorganization of the Arabia‐Eurasia collision and the comparison of short‐term and long‐term deformation rates. Tectonics 23(2).
AngioliniL. Checconi A. Gaetani, M. and Rettori R. 2010. The latest Permian mass extinction in the Alborz Mountains (north Iran). Geological Journal, 45(23): 216–229.
Bozorgnia F. 1973. Paleozoic foraminiferal biostratigraphy of central and east Alborz Mountains, Iran. National Iranian Oil Company, Geological Laboratories Publication, Tehran, 4: 184 p.
Brassier M.D. Magaritz M. Corfield R. Huilin L. Xiche W. Lin O.Zhiwen J. Hamdi B. Tinggui, H. and Fraser A.G. 1990. The carbon-and oxygen-isotope record of the Precambrian–Cambrian boundary interval in China and Iran and their correlation. Geological Magazine, 127(3): 319–332.
Brazhnikova N.E. 1964. On the study of Eosigmoilina from the Lower Carboniferous of the Greater Donets Basin, in Material on the Upper Paleozoic Fauna of the Donets Basin: Akademiya Nauk Ukrainskoi SSR, Trudy Instituta Geologicheskikh Nauk, Seriya Stratigrafii i Paleontologii, 48: 3–15 (in Russian).
Brazhnikova N.E. Vakarchuk, G.I. Vdovenko M.V. Vinnichenko L.V. Karpova, M.A. Kolomiets Y.I. Potievskaya P.D. Rostovtseva, L.F. and Shevchenko G.D. 1967. Mikrofaunisticheskie markiruyushchie gorizonty kamennougolnykh i permskikh otlozhenii Dneprovsko-Donetskoi vpadiny [Microfaunal marker-horizons from the Carboniferous and Permian deposits of the Dniepr-Donets Depression]. Akademiya Nauk Ukrainskoi SSR, Instituta Geologicheskii Nauk, Trudy, Izdatelstvo “Naukova Dumka”, 224 p. (in Russian).
Brenckle P.L and Grelecki J.C. 1993. Type archaediscacean foraminifers (Carboniferous) from the former Soviet Union and Great Britain, with a description of computer modeling of archaediscean coiling. Cushman Foundation for Foraminiferal Research Special Publication, 30: 1–58.
Brenckle P.L. Gaetani M. Angiolini, L. and Bahrammanesh, M. 2009. Refinements in chronostratigraphy, and paleogeography of the Mississippian (Lower Carboniferous) Mobarak Formation, Alborz Mountains, Iran. GeoArabia, 14(3): 43–78.
Brenckle P.L. Ramsbottom, W.H. and Marchant T.R. 1987. Taxonomy and classification of Carboniferous archaediscacean foraminifers. Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 98: 11–24.
Chernysheva N.E. 1948. On Archaediscus and related forms from the Early Carboniferous of the USSR 19. Akademiya Nauk SSSR, Trudy Instituta Geologicheskikh Nauk 62, geologicheskaya seriya, 150–158 (in Russian).
Conil R. and Lys M. 1964. Matériaux pour l'étude micropaléontologique du Dinantien de la Belgique et de la France (Avesnois). Pt. 1, Algues et foraminifères ; Pt. 2, Foraminifères (suite). Mémoires Institut Géologie Université Louvain, 23: 1–372.
Conil R. Longerstaey, P.J. and Ramsbottom W.H.C. 1980. Matériaux pour l’étude micropaléontologique du Dinantien de Grande-Bretagne. Mémoires Institut Géologique Université Louvain,30: 1–187.
Cózar P. 2000. Archaediscidae y Lasiodiscidae (Foraminiferida) del Mississsippiense (Carbonífero) del área del Guadiato (suroeste de España). Revista española de micropaleontología, 32(2): 193–212.
Cózar P. and Rodriguez S. 1999. Nueva clasificación de la familia Archaediscidae (foraminiferos), Temas Geológico-Mineros ITGE, 26: 212–218.
Cózar P. and Somerville I.D. 2006. Significance of the Bradyinidae and Parajanischewskina n. gen. for biostratigraphic correlations in the late Viséan (Mississippian) in western Palaeotethyan basins. Journal of Foraminiferal Research, 36: 262–272.
Cózar P. Medina-Varea P. Somerville I.D. Vachard D. Rodríguez, S. and Said I. 2014. Foraminifers and conodonts from the late Viséan to early Bashkirian succession in the Saharan Tindouf Basin (southern Morocco): biostratigraphic refinements and implications for correlations in the western Palaeotethys. Geological Journal, 49: 271–302
Cózar P. Said I. Somerville I.D. Vachard D. Medina-Varea P. Rodríguez, S. and Berkhli M. 2011. Potential foraminiferal markers for the Viséan–Serpukhovian and Serpukhovian–Bashkirian boundaries-a case-study from Central Morocco. Journal of Paleontology, 85:1105–1127.
Cózar P. Somerville, I.D. and Burgess I. 2008. New foraminifers in theViséan/Serpukhovian boundary interval of the Lower LimestoneFormation, Midland Valley, Scotland. Journal of Paleontology, 82: 906–923.
Cushman J.A. 1928. Foraminifera: Their classification and economic use, Cushman Laboratory, Foraminiferal Research, Special Publication, 1, 401 p.
Falahatgar M. Mossadegh, H. and Shirazi M.P. 2012. Foraminiferal biostratigraphy of the Mobarak Formation (Lower Carboniferous) in Kiyasar area, SE Sari, northern Iran. Acta Geologica Sinica (English edition), 86(6): 1413–1425.
Falahatgar M. Vachard, D. and Sakha, L.A. 2015. The Tournaisian (Early Carboniferous) of the Kahanag section (central Alborz; northern Iran); biostratigraphy with calcareous algae and foraminifers; palaeobiogeographic implications. Revue de Micropaléontologie, 58(3): 217–237.
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). Geological Society, London, Special Publications, 312: 79–128.
Gibshman N.B. 2003. Foraminifers from the Serpukhovian Stage Stratotype, the Zabor’e Quarry (Moscow Region). Stratigraphy and Geological Correlation, 11: 39–63.
Grozdilova L.P. 1953. Iskopaemye foraminiferi SSSR: Arkhedistsidy (Fossil foraminifers in SSSR: Archaediscidae). Trudy VNIGRI, 74: 67–123 (in Russian).
Grozdilova L.P. and Lebedeva N.S. 1954. Foraminifery nizhnego karbona i bashkirskogo yarusa srednego Karbona Kolvo-Visherskogo Kraya [Foraminifers of the Early Carboniferous and Bashkirian stage of the Middle Carboniferous of the Kolvo-Visher Basin]. Trudy VNIGRI 81, Mikrofauna SSSR, 7: 4–203 (in Russian).
Habibi T. Corradini, C. and Yazdi M. 2008. Conodont biostratigraphy of the Upper Devonian– Lower Carboniferous Shahmirzad section, central Alborz, Iran. Geobios, 41: 763–777.
Hamdi B. Brasier, M.D. and Zhiwen J. 1989. Earliest skeletal fossils from Precambrian–Cambrian boundary strata, Elburz Mountains, Iran. Geological Magazine, 126(3): 283–289.
Hamdi B. Rozanov, A.Y. and Zhuravle A.Y. 1995. Latest Middle Cambrian metazoan reef from northern Iran. Geological Magazine, 132(4): 367–373.
Hance L. Hou, H.F. and Vachard D. 2011. Upper Famennian to Viséan foraminifers and some carbonate microproblematica from South China, Hunan, Guangxi and Guizhou. Geological Science Press, Beijing, 359 p.
Jones G.L. and Somerville, I.D. 1996. Irish Dinantian biostratigraphy: practical applications. Geological Society, London, Special Publications, 107(1): 371–385.
Khorrami M. 2013. Conodont stratigraphy of Mississippian rocks of Dashte Nazir section, northern Alborz. Ms.C. thesis, Shahid Beheshti University, 316 p. (in Persian) (unpublished).
Krainer K. and Vachard D. 2002. Late Serpukhovian (Namurian A) microfacies and carbonate microfossils from the Carboniferous of Nötsch (Austria). Facies, 46(1): 1–26.
Krestovnikov V.N. and Theodorovich G.I. 1936. A new species of the genus Archaediscus from the Carboniferous of the South Urals. Byulleten Moskovskogo Obshchestva Ispytatelei Prirody, Otdelenie Geologii, 44: 86–90 (in Russian).
Kulagina E.I. Gibshman, N.B. and Pazukhin V.N. 2003. Foraminiferal zonal standard for the Lower Carboniferous of Russia and its correlation with the conodont zonation. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 109(2): 173–185.
Kulagina E.I. Gibshman, N.B. and Nikolaeva S.V. 2008. Foraminifer-based correlation of the Chesterian Stage in the Mississippian type region, USA, with the Serpukhovian Stage of Russia. Newsletter on Carboniferous Stratigraphy, 26: 14–18.
Laloux M. 1988. Foraminifères du Viséen supérieur et du Namurien du bassin franco-belge. Bulletin de la Société belge de Géologie, 96(3): 205–220.
Leven E.J. Davydov, V.I. and Gorgij M.N. 2006. Pennsylvanian stratigraphy and fusulinids of central and eastern Iran. Palaeontologia Electronica, 9(1): 1-36.
Lipina O. A. and Reitlinger E. A.1970. Stratigraphie zonale et paléozoogéographie du Carbonifère inférieur d'après les foraminifères. In: Compte Rendu VI Congrès International de Stratigraphie et Geologie du Carbonifère, Sheffield, 3: 1101–1112.
Lys M. Stampfli, G. and Jenny J. 1978. Biostratigraphie du Carbonifère et du Permien de l’Elbourz oriental (Iran du NE). Notes du Laboratoire de Paléontologie, Université de Genève, 2: 63–99.
Marfenkova M.M. 1978. Foraminifery i stratigrafiya nizhnego i srednego vize Yuzhnogo Kazakhstana (Foraminifers and stratigraphy of the lower and middle Viséan of southern Kazakhstan), 78–99 p. In: Dubatolov V.N. and Yuferev O.V. (Eds.) Biostratigrafiya i paleobiogeografiya devona i karbona aziatskoi chasti SSSR (Devonian and Carboniferous biostratigraphy of the asiatic part of the USSR). Akademiya Nauk SSSR, Sibirskoe Otdelenie, Trudy Instituta Geologii i Geofiziki, 386 p. (in Russian).
Miklukho-Maklay A.D. 1953. On the systematics of the family Archaediscidae. Ezhegodnik Vsesoyuznogo Paleontologischeskogo Obshchestva (1948-1953), 14: 127–131 (in Russian).
Miklukho-Maklay A.D. 1957. New data on systematics and phylogeny of archaediscids. Vestnik Leningradskogo Universiteta, 24, seriya geologii geografii, 4: 34-46 (in Russian).
Miklukho-Maklay A.D. 1958. A new foraminiferal family, Tuberitinidae M.Maclay fam. nov. Voprosy Mikropaleontologi, 2: 130–135 (in Russian).
Mossadegh H. 2000. Microfossils, Microfacies, Sedimentary Environment and Sequence Stratigraphy of the Mobarak Formation in Central Alborz, PhD thesis, Kharazmi University, Iran, 415 p. (in Persian) (unpublished).
Okuyucu C. and Vachard D. 2006. Late Viséan foraminifera and algae from the Cataloturan Nappe, Aladag Mountains, eastern Taurides, southern Turkey. Geobios, 39(4): 535–554.
Okuyucu C. Vachard, D. and Göncüoğlu M.C. 2013. Refinements in biostratigraphy of the foraminiferal zone MFZ11 (middle Viséan, Mississippian) in the Cebeciköy Limestone (Istanbul Terrane, NW Turkey). Bulletin of Geosciences, 88 : 621–645.
Perret M.F. 1993. Recherches micropaléontologiques et biostratigraphiques (conodontes-foraminifères) dans le Carbonifère pyrénéen. Strata, serie 2 Mémoires, 21: 1–597.
Pirlet H. and ConilR. 1974. L’évolution des Archaediscidae viséens. Bulletin de la Société belge de Géologie, 82 : 241–299. (pre-print; printed 1977).
Poty E. Devuyst, F.-X. and Hance L. 2006. Upper Devonian and Mississippian foraminiferal and rugose coral zonations of Belgium and northern France: a tool for Eurasian correlations. Geological Magazine, 143: 829–857.
Pronina T.V. 1963. Foraminifers of the Caboniferous Berezovsky suite from the eastern slope of the South Urals. In Papers on Problems of Stratigraphy, No. 7, Stratigraphy and Fauna of the Paleozoic of the Urals, Akademiya Nauk SSSR, Ural’skii Filial, Trudy Instituta Geologii, 65: 119–176 (in Russian).
Rauser-Chernousova D.M. 1948a. Nekotorye novyye vidy foraminifer iz nizhnekamennougol’nykh otlozheniy Podmoskovnogo basseyna [Some new species of foraminifera of the Early Carboniferous deposits of the Submoscovite basin]. Akademiya Nauk SSSR, Trudy Instituta Geologicheskikh Nauk 62, Geologicheskaya Seriya, 19: 227–238 (in Russian).
Rauser-Chernousova D.M. 1948b. Materialy k faune foraminifer kamennougolnykh otlozhenii Tsentralnogo Kazakhstana [Materials for foraminiferal fauna from the Carboniferous deposits from central Kazakhstan]. Akademiya Nauk SSSR, Trudy Instituta Geologicheskikh Nauk 66, Geologicheskaya Seriya, 21: 1–66 (in Russian).
Somerville I. D. 2008. Biostratigraphic zonation and correlation of Mississippian rocks in Western Europe: some case studies in the late Viséan/Serpukhovian. Geological Journal, 43: 209–240.
Somerville I. D. and Cózar P. 2005. Late Asbian to Brigantian (Mississippian) foraminifera from south-east Ireland: comparison with Northern England assemblages. Journal of Micropaleontology, 24: 131–144.
Stöcklin J. 1974. Northern Iran: Alborz Mountains. Geological Society, London, Special Publications, 4(1): 213–234.
Stöcklin J. and Nabavi. M. H. 1973. Tectonic MapofIran. Geological Survey of Iran.
Vachard D. 1980. Téthys et Gondwana au Paléozoïque supérieur - Les données afghanes-biostratigraphie, micropaléontologie, paléogéographie. Documents Travaux IGAL Institut, Géologique Albert de Lapparent, 2: 1–463.
Vachard D. 1988. Pour une classification raisonnée et raisonnable des Archaediscidae (Foraminifera, Carbonifère inférieur-moyen). Revue de Paléobiologie 2, Benthos, 86 : 103-123.
Vachard D. 1996. Iran, 491–521. In: Martinez Diaz C. Granados, L.F. Wagner, R.H. and Winkler Prins C.F. (Eds.). The Carboniferous of the World. III: the former USSR, Mongolia, Middle Eastern Platform, Afghanistan and Iran. International Union of Geological Science (IUGS) Publication 33.
Vachard D. 2016. Macroevolution and Biostratigraphy of Paleozoic Foraminifers. Stratigraphy and Timescales, 1: 257-323.
Vachard D. Laveine, J.P.Zhang S. Huang H. ZhanM. Liu, L. and Lemoigne Y. 2004. A rich assemblage with Eoparastaffella (foraminifera) from the lower Viséan Cf4 (Mississippian) of Tianshui area (Guangxi Zhuang Autonomous region, South China). Revue de Paléobiolgie, 22: 753–759.
Yassaghi A. and Naeimi, A. 2011. Structural analysis of the Gachsar sub-zone in central Alborz range; constrain for inversion tectonics followed by the range transverse faulting. International Journal of Earth Sciences, 100(6): 1237–1249.
Zandkarimi K. NajafianB. Bahrammanesh, M. and Vachard D. 2014b. Permian Foraminiferal Biozonation in the Alborz Mountains at Valiabad Section (Iran). Permophiles 60: 10–16.
Zandkarimi K. Najafian B. Vachard, D. Bahrammanesh, M. and Vaziri S. H. 2014a. Latest Tournaisian–late Viséan foraminiferal biozonation (MFZ8–MFZ14) of the Valiabad area, northwestern Alborz (Iran): geological implications. Geological Journal, 51: 125–142.
Zandkarimi K. VachardD. CózarP. Najafian B. Hamdi, B. and MosaddeghH. 2017. New data on the Late Viséan–Late Serpukhovian foraminifers of northern Alborz, Iran (biostratigraphic implications). Revue de Micropaléontologie (in press), DOI [https://doi.org/10.1016/j.revmic.2016.11.003].
Zaninetti L. and Altiner D. 1979. La famille des Archaediscidae (Foraminifères): analyse taxonomique et propositions pour une nouvelle subdivision. Archives des Sciences, Genève, 32:163–175 | ||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,143 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 658 |
||