تحول محیط رسوبی و تغییرات زیستی- ژئوشیمیایی در گذر پرمین- تریاس خلیج‎‍فارس مرکزی

مقدمه

مرز پرمین–تریاس با مهم‌ترین و تأثیرگذارترین رخدادهای انقراض دسته‌جمعی/کاهش فراوانی موجودات در مقیاس جهانی مشخص می‌شود‎‍ که حدود پنج میلیون سال به طول انجامید. با توجه به تأثیر چشمگیر این پدیده بر گیاهان و جانوران در مقیاس میکروسکوپی و ماکروسکوپی، رخداد مذکور را مهم‌ترین و مؤثرترین پدیدۀ انقراض تاریخ زمین می‎‍دانند (Erwin 2006). این مرز که با نابودی دسته‌جمعی بیش از ۹۸٪ گونه‌ها، ۸۳٪ جنس‌ها و ۵۵٪ خانواده‌های جانوران دریایی مشخص می‌شود(Richoz et al. 2010) ، نشان‌دهندۀ تغییر درخور توجه اکوسیستم‌ها در گذر از پالئوزوئیک به مزوزوئیک است. تغییرات مذکور در شواهد چینه‌شناسی‎‍ مطالعه و از‎‍طریق بررسی رخساره‎‍های متفاوت در مناطق مختلف‎‍ ردیابی می‎‍شود‎‍ (Partoazar 1995; Shahrabi 1999; Aghanabati 2013; Ogg et al. 2016; Arefifard and Shahinfar 2021). در منطقۀ زاگرس، واحدهای سنگ‎‍چینه‎‍ای پرمین و تریاس (Szabo and Kheradpir 1978) با عنوان سازندهای فراقان (پرمین پیشین)، دالان (پرمین پسین)، و تریاس پیشین (سازند کنگان) معرفی شد‎‍ه‎‍اند که درمجموع یک واحد سنگ‎‍چینه‎‍ای به نام گروه دهرم را تشکیل می‎‍دهند. ویژگی‎‍های چینه‎‍شناسی و دیرینه‎‍شناسی واحدهای سنگی مذکور را کارشناسان شرکت ملی نفت ایران (Baghbani 1990; Kalantari 1994) در برخی رخنمون‎‍ها، در نواحی داخلی زاگرس مطالعه کرده‎‍اند. سازندهای دالان و کنگان با رخسارۀ کربناته، توالی پرمین بالایی– تریاس پایینی در زاگرس را تشکیل می‎‍دهند که به‎‍سمت زاگرس چین‎‍خورده و خلیج‎‍فارس، ردیف‎‍های تبخیری نیز به آن اضافه می‎‍شود. باغبانی (Baghbani 1990) سن سازند دالان را از کوبرگندین[1] تا دوراشامین[2] در نظر گرفته است. سن نهشته‎‍های سازند کنگان نیز از تریاس پیشین تا میانی متغیر است.

نهشته‎‍های پرمین-تریاس منطقۀ زاگرس پیش‌تر ازنظر تجمعات زیستی، چینه‎‍نگاری سنگی، مطالعات ایزوتوپی‎‍‎‍ و تعیین مرز واحدهای کرونوستراتیگرافی بررسی شده‌اند. از مطالعات پیشین چینه‎‍نگاری زیستی و سنگی توالی پرمین– تریاس منطقۀ زاگرس، به تحقیقات(Lotfpour et al. 2000; Insalaco et al. 2006; Gaillott and Vachard 2007; Davydov and Arefifard 2013; Soltani 2014; Rafiee et al. 2015; Rafiei et al. 2016; Mazaheri- Johari and Ghasemi-Nejad 2017; Baharlouei Yancheshmeh et al. 2018 Shakeri et al. 2021; Kakemem et al. 2021; Nazemi et al. 2021; Mohammadi et al. 2024; Rezvannia et al. 2025) و از دیدگاه مطالعات ایزوتوپی و شرایط محیط دیرینه به تحقیقات (Insalaco et al. 2006; Richoz et al. 2010; Tavakoli and Rahimpour-Bonab 2012; Abdolmaleki and Tavakoli 2016) اشاره می‎‍شود.

در این مطالعه از نتایج مربوط به تغییرات ایزوتوپ‎‍های پایدار (اکسیژن، کربن، استرانسیوم) توالی‎‍های پرمین– تریاس ناحیۀ مرکزی خلیج‎‍فارس برای بررسی تأثیر نسبت‎‍های مذکور بر فونای طبقات گذر پالئوزوئیک – مزوزوئیک و تفسیر پارامترهای مهم محیطی استفاده خواهد شد. علاوه بر این، به‎‍منظور تعیین شرایط دیرینه‎‍بوم‎‍شناسی[3] محیط تشکیل طبقات‎‍ مطالعه‎‍شده، به انطباق پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران و ایزوتوپ‎‍های پایدار نیز‎‍ توجه شده است. نوآوری این پژوهش در آن است که با رویکردی بین‌ رشته‌ای، شاخصه‌های رسوب‌شناسی، ژئوشیمی و فسیل‌شناسی و تعامل متقابل آنها در نهشته‌های گذر پرمین- تریاس به‌طور هم‎‍زمان بررسی می‌شوند و به‌ویژه بر نهشته‌های آغازین دورۀ تریاس تمرکز ویژه دارد. این رویکرد جامع، امکان ارزیابی دقیق‌تر و فراگیرتر تغییرات محیطی و زیستی را فراهم می‌آورد و الگویی برای مطالعات مشابه در دیگر حوضه‌های رسوبی‎‍ استفاده می‎‍شود.

زمین‎‍شناسی و چینه‎‍شناسی

در توالی کربناتی پرمین- تریاس دالان و کنگان در بخش مرکزی خلیج‎‍فارس و نواحی مجاور آن، منابع عظیم گازی وجود دارند. توالی‎‍های مذکور که در گستره‎‍ای به وسعت حدود ۲۵۰۰ کیلومتر مربع در خلیج‎‍فارس و نواحی اطراف آن گسترش یافته‌اند، به‌صورت نهشته‎‍های پس از کافت‎‍شدگی در حاشیۀ قاره‎‍ای غیرفعال اقیانوس نئوتتیس و در دورۀ آرامش نسبی زمین‎‍ساختی و فرونشست یکنواخت تشکیل شده‌اند (Stampfli and Borel 2002). این منطقه که در شیب شمال خاوری کمان ‎‍قطر شکل گرفته است، با کمربند چین‎‍خوردۀ زاگرس در بخش شمال و شمال خاوری محدود شده است(Nairn and Alsharhan 1997; Konyuhov and Maleki 2006) . در این تحقیق، توالی کربناتی پرمین- تریاس دالان و کنگان در بخش مرکزی خلیج‎‍فارس و در چهار برش چینه‎‍شناسی زیرسطحی‎‍ مطالعه شده است (شکل ۱).

شکل ۱- :(a) دیرینه جغرافیای منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده در زمان پرمین-تریاس (Scotese 2014)؛:(b) موقعیت جغرافیایی (کادر قرمز‌رنگ) برش‎‍های چینه‎‍شناسی‎‍ مطالعه‎‍شده (A, B, E, F).

Fig 1- (a): Permian-Triassic Palaeogeographic map (Scotese 2014) of the area studied; (b): geographic location (red quadrangle) of the investigated stratigraphic subsurface sections laballed as A, B, E, and F.

تشکیل این سکانس‎‍های عظیم کربناته در‎‍نتیجۀ پیشروی دریای پرمین بر سنگ‎‍های پالئوزوئیک زیرین، همراه با وضعیت مناسب زمین ساخت منطقه، وجود سنگ‎‍های منشأ غنی به سن سیلورین و همچنین تشکیل سازند دشتک به‎‍عنوان پوش‎‍سنگ، از عوامل اصلی تشکیل مخزن عظیم هیدروکربنی در منطقه‎‍اند (Nairn and Alsharhan 1997; Rahimpour-Bonab 2007; Koehrer et al. 2010; Kaveh-Ahangar et al. 2023). به هنگام تشکیل سازند کنگان، وضعیت گلخانه‎‍ای (Greenhouse Mode) بود (Al-Jallal 1995) و اقلیم گرم و خشک با تبخیر ملاحظه‎‍شدنی، شرایط‎‍ مشابه وضعیت امروزی خلیج‌فارس را در زمان رسوب‎‍گذاری توالی‎‍ مطالعه‎‍شده به ‎‍وجود آورده بود(Alway et al. 2002) .

توالی‎‍های پرمین پسین-تریاس پیشین ناحیۀ‎‍ مطالعه‎‍شده از نهشته‎‍های کربناتی– تبخیری (سنگ‎‍آهک، دولوستون و انیدریت) به ضخامت ۶۰۰-۴۰۰ متر تشکیل شده‌اند که در منطقۀ زاگرس با نام سازند‎‍های دالان (پرمین پسین) و کنگان (تریاس پیشین) و در صفحۀ عربی[1] به اسم سازند خوف شناخته می‎‍شوند(Nairn and Alsharhan 1997; Kashfi 2000) . سازند دالان (پرمین پسین) در منطقۀ مطالعه‎‍شده‎‍‎‍ از‎‍نظر خصوصیات مخزنی به سه واحد K3 و K4 (دالان بالایی) و K5 (دالان پایینی) تقسیم می‎‍شود. بخش انیدریتی نار که بین لایه‎‍های K4 و K5 قرار دارد، بخش‎‍های دالان پایینی و دالان بالایی را از هم جدا می‎‍کند. مرز زیرین سازند دالان، با سازند آواری فراقان پیوسته و تدریجی است (Stöcklin and Setudehnia 1991; Aghanabati 2009). دالان بالایی با سازند کنگان پوشیده می‎‍شود(Szabo and Kheradpir 1978; Jamalian and Tavakoli 2022; Karimkhani et al. 2025; Shahkaram et al. 2025) ، که خود به دو واحد مخزنی K1 و K2 تقسیم شده است. در این تقسیم‎‍بندی، واحد K2 معادل کنگان پیشین و K1 معادل کنگان پسین است. لایه‎‍های ستبر انیدریت و سنگ‎‍آهک انیدریتی متراکم در بخش قاعدۀ واحد K1، آن را از واحد K2 تفکیک کرده است. واحد K1 با نهشته‎‍های آواری– تبخیری سازند دشتک پوشیده شده است. گسترش افق ستبر رخسارۀ ترومبولیتی، از ویژگی‎‍های واحد K2 است که کمی بالاتر از مرز پرمین- تریاس قرار دارد (Abdolmaleki and Tavakoli 2016; Haghighat et al. 2020).

نمونه‎‍ها و روش‌ کار

برای دستیابی به اهداف این پژوهش، مطالعات آزمایشگاهی شامل بررسی ۲۵۰۰ مقطع نازک مغزه‎‍های حفاری با فاصلۀ تقریبی ۳۰ سانتی‎‍متر از لایه‎‍های بخش‎‍های بالایی سازند دالان و آغازین سازند کنگان در چهار حلقۀ چاهA ،B ،E و F واقع در بخش مرکزی خلیج‌فارس به‎‍منظور بررسی محتوی فسیلی و ریزرخساره‎‍های تشکیل‎‍دهندۀ آنها انجام شد. برای بررسی و شناسایی روزنبران و مطالعۀ ریزرخساره‎‍های رسوبی، به ترتیب‎‍ از میکروسکوپ‎‍های نوری و پلاریزان استفاده شد. ریزرخساره‎‍ها بر پایۀ مطالعات (Folk 1959; Dunham 1962; Embry and Klovan 1971) توصیف شده‎‍اند. تأثیر فرآیندهای دیاژنزی، به‎‍ویژه دولومیتی‎‍شدن بیشتر نمونه‎‍های آهکی، باعث کاهش چشمگیر کیفیت حفظ‎‍شدگی روزنبران شده و مطالعه و شناسایی نمونه‎‍های مذکور را با مشکل مواجه کرده است. داده‎‍های ژئوشیمیایی مربوط به آنالیز ایزوتوپ‎‍های کربن و اکسیژن (نمونه‎‍های چاه‎‍های B و E) و ایزوتوپ استرانسیوم (نمونه‎‍های چاه‎‍های B، E، و (F هستند و به‎‍منظور کاهش اثر فرآیندهای دیاژنزی، نمونه‎‍های گل‎‍پشتیبان[2] انتخاب شدند. نمونه‌های گل‌پشتیبان دارای بافت میکریتی (وکستون و پکستون‌های ریزدانه) به‎‍دلیل تخلخل پایین و نفوذپذیری کم، کمتر در معرض سیالات دیاژنتیکی قرار می‎‍گیرند و ترکیب ایزوتوپی اولیه را بهتر حفظ می‌کنند. بررسی‌های پتروگرافی نیز نشان داد که نمونه‌های انتخابی فاقد نشانه‌های آشکار از تبلور مجدد یا سیمان‌زایی دیرینه‌‎‍اند. این ویژگی‌ها باعث می‌شود که داده‌های δ¹³C و δ¹⁸O این نمونه‌ها، با اطمینان بیشتری به شرایط اولیۀ رسوب‌گذاری نسبت داده شوند.

شواهد فسیلی

میکروفسیل‎‍های پرمین پسین، بازمانده‎‍های بحران حیاتی اواخر پرمین میانی و پرمین پسین محسوب می‎‍شوند. مطالعۀ میکروسکوپی انجام‎‍شدۀ مقاطع نازک نمونه‎‍های توالی گذر پرمین به تریاس در منطقۀ ‎‍مطالعه‎‍شده،‎‍ به شناسایی ۵۱ گونه (منتسب به ۴۱ جنس) از روزنبران بنتیک منجر شد. از بارزترین ویژگی‎‍های اجتماع روزنبران در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، فراوانی درخور توجه نمونه‎‍های منتسب به راسته‎‍های Parathuramminida, Pseudoammodiscida, Ammodiscida, Hemigordiopsida, Nodosariida, Vaginulinida, Biseriamminida, Ozawainellida و Staffellida است (شکل‎‍های ۵-۲). از روزنبران، فرم‎‍های مربوط به زیرخانواده‎‍های Globivalvulininae، Dagmaritinae و Paradagmaritinae در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، فراوانی چشمگیری دارند. احتمالاً‎‍ وابستگی‎‍نداشتن این روزنبران به رخساره‎‍ای خاص و پراکندگی آنها در بیشتر محیط‎‍های رسوبی، مهم‎‍ترین عامل فراوانی نسبی آنها در نظر گرفته می‎‍شود. با وجود تنوع اندک خانواده‎‍های روزنبران فوزولینید در توالی‎‍های‎‍ بررسی‎‍شده، فرم‎‍های متعلق به خانواده‎‍های Staffellidae و Nankinellidae در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، فراوانی نسبی خوبی دارند، اگرچه به‎‍دلیل شدت تأثیر فرآیندهای دیاژنزی، شناسایی فرم‎‍ها به‎‍راحتی امکان‎‍پذیر نیست. الگوی پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران مشاهده‎‍شده در این مطالعه،‎‍ در شکل‎‍های ۲ تا ۵ نشان داده شده است.

فرم‎‍های شناسایی‎‍شده در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده عبارت‎‍اند از:

Tuberitina sp., Eotuberitina reitlingerae Miklukho‐Maklay 1958, Eotuberitina sphaera Lin 1981, Floritheca variata Gaillot and Vachard 2007, Ammodiscus kalhori (Bronnimann, Zaninetti and Bozorgnia 1972), Hemigordius sp., Hemigordius changxingensis Wang in Zhao et al. 1981, Hemigordius sp. aff. H. komiricensis Nestell, Sudar, Jovanović and Kolar-Jurkovšek, Jurkovšek 2009, Crassispirella hughesi Gaillot and Vachard 2007, Multidiscus sp., Glomomidiellopsis sp., Glomomidiellopsis tieni Gaillot and Vachard 2007, Lysites sp. 1, Lysites sp. 2, Agathammina ovata Wang 1976, Agathammina sp. 1, Agathammina sp. 2, Lingulonodosaria slovenica Nestell, Kolar-Jurkovšek, Jurkovšek and Aljinović 2011, Lingulonodosaria sp. cf. L. pyrula (Sellier de Civrieux and Dessauvagie 1965), Robuloides sp., Robuloides lens Reichel 1949, Partisania sp. 1, Rectostipulina sp., Rectostipulina quadrata Jenny-Deshusses 1985, Rectostipulina pentamerata Groves, Altiner and Rettori 2005, Nodosaria spp., Protonodosaria mirabilis caucasica Miklukho-Maklay 1954, Protonodosaria sagitta (Miklukho-Maklay 1954), Protonodosaria delicata (Wang 1976), Protonodosaria camerata (Miklukho-Maklay 1954), Langella sp. 1, Langella sp. 2, Geinitzina sp., Geinitzina taurica Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Ichtyolaria sp., Ichthyolaria sp. cf. I. primitiva Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Frondina permica Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Frondina palmata (Wang 1974), Frondina lauta (Lin, Li and Sun 1990), Frondina cf. F. laxa Lin, Li and Sun 1990, Frondina conicula Wang in Zhang et al. 1981, Frondina guangxiensis Lin, Li and Sun 1990, Frondina ex gr arpaensis, Frondina sp. 1, Frondina sp. 2, Frondina sp. 3, Pachyphloia ovata Lange 1925, Pachyphloia cf. P. robusta Miklukho-Maklay 1954, Pachyphloia schwageri Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Pachyphloia cukurkoyi Sellier De Civrieux and Dessauvagie 1965, Pachyphloia iranica Bozorgnia 1973, Pachyphloia sp.1, Pachyphloia sp. 2, Pachyphloides sp., Pachyphloides inflatus (Miklukho-Maklay 1954), Aulacophloia sp., Aulacophloia martiniae Gaillot and Vachard 2007, Lingulina sp. cf. L. ornata pronina 2000, Lingulina sp., Partisania sp., Globivalvulina sp., Globivalvulina vonderschmitti Reichel 1946, Globivalvulina graeca Reichel 1946, Globivalvulina laxa Lin, Li and Sun 1990, Paraglobivalvulina sp. cf. P. mira Reitlinger 1965, Paraglobivalvulina gracilis Zaninetti and Altiner, 1981, Paraglobivalvulina sp. 1, Paraglobivalvulina sp. 2, Paraglobivalvulinoides septulifer Zaninetti and Altiner 1981,Dagmarita sp. cf. D. altilis Wang in Zhao et al., 1981, Dagmarita sp. 1, Dagmarita sp. 2, Labiodagmarita vaseleti Gaillot and Vachard 2007, Labiodagmarita sp.1, Louisettita sp. 1, Louisettita sp. 2, Paradagmarita monodi Lys in Lys and Marcoux 1978, Paradagmarita planispiralis Gaillot and Vachard 2007, Paradagmarita flabelliformis Zaninetti, Altiner and Ҫatai 1981, Paradagmacrusta callosa Gaillot and Vachard 2007, Paremiratella robusta Gaillot and Vachard 2007, Reichelina pulchra Miklukho-Maklay 1954, Reichelina tenuissima (Miklukho-Maklay 1954), Tetrataxis sp., Staffella sp., Staffella sp. cf. S. hupehensis Jing 1992, Sphaerulina sp., Nankinella sp., Schubertella sp., Hyperammina deformis (Bérczi-Makk) 1987.

شکل 2- پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران بنتیک در توالی‎‍های چینه‎‍ای چاهA ‎‍

Fig 2- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well A.

شکل ۳- پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران بنتیک در توالی‎‍های چینه‎‍ای چاه B‎‍

Fig 3- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well B.

شکل ۴- پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران بنتیک در توالی‎‍های چینه‎‍ای چاه E

Fig 4- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well E.

شکل ۵- پراکندگی چینه‎‍شناسی روزنبران بنتیک در توالی‎‍های چینه‎‍ای چاهF

Fig 5- Stratigraphic distribution of benthic foraminifera in the sequences of well F.

 ریزرخساره‎‍ها

اهمیت روزافزون سنگ‎‍آهک‎‍ها و دولوستون‎‍ها به‎‍عنوان سنگ‎‍های مخزن ذخایر هیدروکربوری، یکی از انگیزه‎‍های اصلی برای انجام تحقیقات در زمینۀ مطالعه و شناسایی ریزرخساره‎‍ها و تقسیم‎‍بندی پلاتفرم‎‍های کربناته بوده است. در این مطالعه، ۳۰ تا ۷۰ متر از توالی عمودی ریزرخساره‎‍های کم‎‍عمق‎‍شوندۀ لایه‎‍های مرزی پرمین- تریاس، در هر چاه‎‍ با فاصلۀ یک متر بررسی شده‎‍اند (شکل‎‍های 6-10). ریزرخساره‌های زیر در این چاه‌ها شناسایی شدند.

باندستون ترومبولیتی- استروماتولیتی[1]

رخساره‎‍های میکروبیالیتی، شامل اشکال متنوعی از ترومبولیت‎‍ها و استروماتولیت‎‍ها، معمولاً پس از هر تغییر و تحول بزرگ زیستی[2] و تحت تأثیر شرایط جدید محیطی، در ابتدای بازگشت تنوع حیات[3] ظاهر می‎‍شوند. در منطقۀ زاگرس و ناحیۀ‎‍ مطالعه‎‍شده نیز، رخساره‎‍های مشابهی در اوایل تریاس تشکیل شده‎‍اند. در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده، سنگ‎‍شناسی ریزرخسارۀ باندستون ترومبولیتی-استروماتولیتی، دولوستونی– آهکی است. وجود Ammodiscus kalhori وphlyctaena Microconchus در این ریزرخساره، همراه با معدودی از روزنبران بنتیک (Nodosaria sp.، Protonodosaria mirabilis، و (Hyperammina deformis، گاستروپودها، نرم‎‍تنان‎‍ و استراکدها، نشان‎‍دهندۀ رسوب‎‍گذاری در محیط با شوری معمولی آب دریا، کاهش میزان اکسیژن و شرایط کم‎‍انرژی، مربوط به محیط کم‎‍عمق پیراکشندی در ابتدای سازند کنگان است. در این بخش از محیط مذکور، رسوب‌گذاری کربناته به‎‍شدت تحت تأثیر فعالیت‎‍های زیستی بوده است. وجود بلورهای پراکندۀ انیدریت، سیمان بلوکی، فقدان یا نبود فراوانی/تنوع محتوای فسیلی، وجود تخلخل‎‍های بین‌دانه‌ای، قالبی‎‍ و حفره‎‍ای و همچنین بافت لخته‎‍ای[4]، از مهم‌ترین ویژگی ترومبولیت‎‍ها، حاکی از رسوب‌گذاری در محیط بالای کشندی تا منطقۀ پیراکشندی است. مقدار ایزوتوپ δ¹³C در چاه‎‍های مطالعه‎‍شده در قاعدۀ لایۀ ترومبولیتی به پایین‎‍ترین سطح (۱-%) می‎‍رسد. این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2009, 2010; Rezavand et al. 2016; Nosrati et al. 2019; Kakemem et al. 2020). این ریزرخساره در همۀ چاه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، مشاهده شده است (شکل‎‍های a۶ و ۱۰-۷).

مادستون/ دولومادستون[5]

این ریزرخساره، که عمدتاً از مادستون دولومیتی تشکیل شده است، دارای مقدار کمی آلوکم است. دولومیت‎‍های این ریزرخساره مربوط به دیاژنز اولیه است که در محیط‎‍های بالای کشندی[6] و بین‎‍کشندی[7] تشکیل می‎‍شوند (Gregg and Shelton 1990). بلورهای انیدریتی مشاهده‌شده در این ریزرخساره، نشان‌دهندۀ کاهش عمق محیط تشکیل رسوبات گذر پرمین به تریاس در انتهای عضو دالان بالایی در چاه‎‍های E،B ،A و ابتدای سازند کنگان در چاه F هستند. بر‎‍اساس ویژگی‎‍های ذکرشده، این ریزرخساره در منطقۀ پیراکشندی[8] و یا نواحی ساحلی با تبخیر بالا و آب ‌و هوای خشک نهشته شده است (Flügel 2004). این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2009, 2010; Rezavand et al. 2016; Nosrati et al. 2019; Kakemem et al. 2020) . این ریزرخساره در همۀ برش‎‍های چینه‎‍شناسی زیرسطحی‎‍ مطالعه‎‍شده دیده می‎‍شود (شکل‎‍های b۶ و ۱۰-۷).

پکستون اائیدی/ اائیدی– بایوکلستی[9]

ریزرخسارۀ پکستون اائیدی/ پکستون اائیدی- بایوکلستی حاوی روزنبران پرمین پسین و اینتراکلاست‎‍هایی از خرده‎‍های اسکلتی، قطعات روزنبران‎‍ و اائیدهاست. اائیدها از نوع مماسی و شعاعی متحدالمرکزند و به‎‍همراه زمینۀ غالباً اسپاریتی، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در شرایط پرانرژی نظیر محیط کم‎‍عمق انتهای عضو دالان بالایی‎‍اند(Flügel 2010) . ریزرخسارۀ اائیدی در محیط دریایی با حرارت و شوری بالا، متلاطم و کم‌عمق تشکیل می‎‍شود (Tucker 2001). تخلخل به‎‍علت انحلال، غالباً قالبی است که باعث افزایش کیفیت مخزنی می‎‍شود؛ اما گاهی این فضا نیز با سیمان انیدریتی (شکل g6) پر‎‍ و باعث کاهش تخلخل می‎‍شود. دیگر تخلخل‎‍های مشاهده‌شده در این ریزرخسار،ه‌ شامل انواع بین‌دانه‌ای و حفره‌ای‎‍اند. محیط تشکیل این ریزرخساره، بخش رو به ‌دریای سد است. این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند(Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2010; Mazaheri Johari and Ghasemi-Nejad 2017; Kakemem et al. 2020) . این ریزرخساره در چاه‎‍های A و B دیده می‎‍شود (شکل‎‍های ۷ و ۸).

گرینستون اائیدی[10]

این ریزرخساره، آهکی- دولوستونی است و اجزای اصلی آن را دانه‎‍های اائیدی تشکیل می‎‍دهند. سیمان‎‍های انیدریتی، تیغه‎‍ای و هم‎‍ضخامت[11] در این ریزرخساره، گسترش زیادی دارند. این ریزرخساره در انتهای عضو دالان بالایی نهشته شده است. تخلخل‎‍های بین‌دانه‌ای و به میزان کمتر حفره‎‍ای و بلوکی نیز در این ریزرخساره مشاهده می‎‍شوند. وجود اائیدهای لامینه‎‍ای، نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در محیط‎‍های نسبتاً کم‎‍عمق با انرژی بالا و اشباع از کربنات کلسیم، همانند محیط پشته‎‍های زیرآبی است (Wilson 1975; Flügel 2004, 2010). این ریزرخساره را پیش‌تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند (Insalaco et al. 2006; Rahimpour-Bonab et al. 2010). این ریزرخساره در چاه B و در نزدیکی مرز پرمین-تریاس دیده شده است (شکل ۸).

گرینستون آنکوئیدی– بایوکلستی/ اائیدی[12]

رخسارۀ مذکور با فراوانی اائیدها، آنکوئیدها‎‍ و بایوکلاست‎‍ها (دوکفه‎‍ای، گاستروپود و سوزن اسفنج) در انتهای عضو دالان بالایی مشخص می‎‍شود. اائیدها معمولاً به‌صورت متحدالمرکز، با هسته‎‍هایی از قطعات بایوکلستی‎‍اند که فراوانی زیاد آنها همراه با بافت فاقد گل، از ویژگی‎‍های محیط‎‍های پرانرژی شول است (Wilson 1975; Flügel 2004). سیمان‎‍های بلوکی، انیدریتی و تیغه‎‍ای در این ریزرخساره، گسترش زیادی دارند. این ریزرخساره را پیش‎‍تر ‎‍ برخی پژوهشگران (Mazaheri Johari and Ghasemi-Nejad 2017) گزارش کرده‎‍اند. مرز پرمین–تریاس در چاه B در این افق و منطبق با تغییر منفی ایزوتوپ ¹³C است؛ به‌طوری ‎‍که بیشترین کاهش ¹³C هم‎‍زمان با وجود اولین لایۀ باندستون ترومبولیتی است که توالی مذکور را در چاه B می‎‍پوشاند (شکل‎‍های d۶ و ۸).

گرینستون بایوکلستی[13]

بایوکلست‎‍ها اجزای اصلی سازنده این ریزرخساره‎‍اند که در زمینه‎‍ای اسپارایتی قرار دارند. ازجمله بایوکلست‎‍های این ریزرخساره، به بریوزوئرها، گاستروپودها، استراکودها و جلبک‎‍های سبز اشاره می‎‍شود. سیمان‎‍های تیغه‎‍ای و هم‎‍ضخامت، بلوکی‎‍ و به میزان کمتر انیدریتی در این ریزرخساره گسترش زیادی دارند. تخلخل‎‍های بین‌دانه‌ای، درون‌دانه‌ای و قالبی در این ریزرخساره دیده می‎‍شوند. این ریزرخساره که دقیقاً در مرز پرمین– تریاس شناسایی شده است، آخرین ریزرخسارۀ پرمین بالایی در چاه‎‍های E و F است. ‎‍وجودنداشتن میکرایت نشان‌دهندۀ رسوب‌گذاری در بخش مرکزی و پرانرژی پشته‎‍های زیرآبی است (Wilson 1975; Flügel 2010). این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران (Tavakoli et al. 2017) گزارش کرده‎‍اند (شکل‎‍های c۶، ۹ و ۱۰).

گرینستون بایوکلستی- پلوئیدی[14]

این ریزرخساره عمدتاً آهکی است. پلوئیدها و بایوکلست‎‍ها (دوکفه‎‍ای‎‍ها، گاستروپودها، خرده‎‍های اکینوئید و جلبک‎‍ها) اجزای اصلی آن هستند و در زمینه‎‍ای اسپارایتی قرار دارند. وجود فابریک رسوبی گرینستونی نشان‎‍دهندۀ شرایط پرانرژی محیط پشته‎‍های زیرآبی در انتهای عضو دالان بالایی است. سیمان‎‍های هم‎‍ضخامت و بلوکیh) ۶) در این ریزرخساره گسترش دارند. تخلخل‎‍های بین‌دانه‌ای، درون‌دانه‌ای (شکل f۶) و قالبی نیز، در این ریزرخساره مشاهده می‎‍شوند. این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند (Insalaco et al. 2006) که در چاه E وجود دارد (شکل ۹).

پکستون پلوئیدی– بایوکلستی/ وکستون بایوکلستی- پلوئیدی[15]

این ریزرخساره که از پلت‎‍ها و بایوکلست‎‍ها (دوکفه‎‍ای‎‍ها، گاستروپودها و جلبک‎‍ها) تشکیل شده است، به‎‍شدت دولومیتی شده است. پلت‎‍ها و اجزای اسکلتی در زمینه‎‍ای عمدتاً میکرایتی قرار گرفته‎‍اند که نشان‎‍دهندۀ ته‎‍نشست در محیطی محدودشده و کم‎‍انرژی مانند کولاب در انتهای عضو دالان بالایی در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده است (Flugel 2004). فرآیند جانشینی انیدریت گسترش دارد و تنها سیمان مشاهده‎‍‌شده در این ریزرخساره است. تخلخل‎‍های بین‌دانه‌ای f)۶) ، حفره‎‍ای (e۶) و قالبی نیز در این ریزرخساره مشاهده می‎‍شوند. برخی پژوهشگران پیش‎‍تر ‎‍چنین ریزرخساره‌ای را‎‍ گزارش کرده‌اند(Abdolmaleki et al. 2016; Rezavand et al. 2016) . این ریزرخساره در چاه‎‍های E و A گسترش دارد (شکل‎‍های ۷ و ۹).

مادستون آهکی فسیل‎‍دار[16]

این ریزرخساره به‎‍‌صورت مادستون با قطعات پراکندۀ بایوکلستی مشاهده می‌شود. سنگ‎‍شناسی آن شامل آهک و دولوستون همراه با اندکی انیدریت است. این ریزرخساره مربوط به بخش‎‍های محصور کولاب در انتهای عضو دالان بالایی در چاه A و ابتدای سازند کنگان در چاه F در نظر گرفته شده است (Flügel 2010).‎‍ حضورنداشتن ساخت‎‍های جریانی و وجود محدود قطعات زیستی در زمینۀ میکرایتی، از ویژگی‎‍های این ریزرخساره‎‍اند. در این شرایط، گردش نسبتاً محدود آب دریا و محیط محصور، شرایط نامساعدی را برای زیست موجودات ایجاد کرده و موجب کاهش تنوع زیستی و اشباع‎‍شدن حوضه از سولفات و تبخیری‎‍ها (ژیپس) شده است (Wilson 1975). این ریزرخساره را پیش‎‍تر‎‍ برخی پژوهشگران گزارش کرده‎‍اند(Rahimpour-Bonab et al. 2010; Kakemem et al. 2020; Nikbin et al. 2021)  و در چاه‎‍های A و F دیده می‎‍شود (شکل‎‍های ۷ و ۱۰).

شواهد ژئوشیمیایی

داده‎‍های ایزوتوپی طبقات گذر پرمین– تریاس برش‎‍های چینه‎‍شناسی زیرسطحی در بخش مرکزی خلیج‌فارس، شامل مقادیر δ¹³C و δ¹⁸O از چاه‎‍های B و E و نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr از چاه‎‍های B، E، و F هستند. تغییرات نمودارهای ایزوتوپ‎‍های مذکور روند تقریباً مشابهی را نشان می‎‍دهند (شکل‎‍های ۱۰-۸). روند تغییرات داده‎‍های ایزوتوپ در فاصلۀ مرز پرمین– تریاس در سه چاه‎‍ مطالعه‎‍شده (B، E، و F) مشابه‎‍ و با دیگر برش‎‍های چینه‎‍شناسی پرمین– تریاس در جهان مقایسه‎‍شدنی است(Korte et al. 2004; Korte and Kozur 2010; Schobben et al. 2016) . در ادامه بر‎‍اساس داده‎‍های ایزوتوپی نظیر کربن، اکسیژن‎‍ و استرانسیوم، سعی شده است تا تغییرات روند نمودارهای ایزوتوپ‎‍های مذکور در مرز پرمین– تریاس بررسی و با داده‎‍های به‌ دست‌ آمده از مطالعات زیست‎‍ چینه‎‍نگاری و سنگ‎‍شناسی انطباق داده شوند.

تغییرات ایزوتوپ کربن

مقادیر δ¹³C سنگ‎‍های کربناتۀ چاه‎‍های B و E گستره‎‍ای از حداقل حدود 1-‰ تا حداکثر حدود 4+‰ در نزدیکی PTB را در بر می‌گیرد. در چاه B، مقدار ایزوتوپ δ¹³C قبل از PTB در بالاترین بخش سازند دالان، با وجود برخی نوسانات جزئی، روند‎‍ ثابت و مثبتی دارد و سپس به‌سرعت از 3+‰~ به 0‰~ کاهش می‎‍یابد و کاهش بیشتری را در قاعدۀ سازند کنگان نشان می‌دهد. در ادامه با شروع لایۀ ترومبولیتی به پایین‎‍ترین سطح، 1-‰ می‎‍رسد و بعد از آن به‎‍سمت بالا مجدداً افزایش می‎‍یابد (شکل 8). در صورتی ‎‍که در چاه E دو پیک منفی در نمودار δ¹³C مشاهده می‎‍شود. اولین پیک در حدود 11 متر (1->‰) در زیر PTB رخ می‎‍دهد و پیک دوم حدود یک متر (1-<‰) بالای مرز هم‌زمان با ظهور واحد ترومبولیتی ظاهر می‎‍شود.

تغییرات ایزوتوپ اکسیژن

همان‌طور که در شکل‎‍های 8 و 9 نشان داده شده است، برخلاف ایزوتوپ کربن، مقدار δ¹⁸O در چاه‎‍های B و E روندی کاملاً منفی دارد؛ به‎‍‎‍طوری‎‍ که این روند از 7->‰ در گریسباچین پایین تا 1->‰ در دوراشامین بالا در چاه B و همچنین از 4-‰~ در بخش پایینی سازند کنگان تا 1->‰ در عضو دالان بالایی در چاه E، نزدیک PTB متغیر است. کاهش تدریجی δ¹⁸O از 20 تا 30 متر، زیر مرز پرمین-تریاس آغاز می‎‍شود و تا لایه‎‍های آغازین تریاس در هر دو چاه ثابت باقی می‎‍ماند و هیچ تغییر چشمگیری در مقدار δ¹⁸O در آغاز واحد ترومبولیتی در این دو چاه وجود ندارد. در برش‎‍های چینه‎‍شناسی پرمین– تریاس در مناطق مختلف جهان نیز، نمودار δ¹⁸O روند مشابهی را نشان می‎‍دهد (Heydari et al. 2001; Richoz 2006).

تغییرات ایزوتوپ استرانسیوم

نرخ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در سه چاه B، E و F به‌‎‍سرعت و بلافاصله بعد از مرز افزایش می‎‍یابد. این نسبت در چاه B در حدود 20 متر قبل از مرز،0.707200> است و با چندین نوسان کوچک دقیقاً قبل از مرز افزایش می‎‍یابد. این نسبت کاهش شدیدی را در نزدیک مرز (0.706000 >) نشان می‎‍دهد و سپس در ادامه در مرز تا 0.707300 ~ افزایش می‎‍یابد (شکل 8). مقدار ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در چاه E دو پیک را نشان می‎‍دهد که اولین پیک (0.707435) در 17.5 متر قبل از مرز در دوراشامین پسین و دومین پیک (0.707450) در 2.5 متر بالاتر از مرز، در واحد ترومبولیتی است (شکل 9). شایان ذکر است که داده‎‍های ایزوتوپ استرانسیوم مربوط به چاه F کامل نیستند و بیشتر مربوط به مرز پرمین– تریاس و طبقات آغازین تریاس‎‍اند و نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در این چاه، افزایش درخور توجه تغییر بعد از مرز را نشان می‎‍دهد؛ به‌طوری‌که در 6 متر بالای مرز به ماکزیمم 0.70724 می‎‍رسد (شکل 10).

شکل ۷- ریزرخساره‎‍های توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه A‎‍

Fig 7- Microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well A

شکل ۸- تغییرات ایزوتوپ‎‍های δ¹³C، δ¹⁸O، ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ریزرخساره‎‍های توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه B‎‍

Fig 8- δ¹³C, δ¹⁸O, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotope curves, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well B.

شکل ۹- تغییرات ایزوتوپ‎‍های δ¹³C، δ¹⁸O، ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr‎‍ و ریزرخساره‎‍های توالی پرمین پسین– تریاس پیشین در چاه E‎‍

Fig 9- δ¹³C, δ¹⁸O, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotope curves, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well E.

شکل ۱۰- تغییرات ایزوتوپ ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr و ریزرخساره‎‍های PTBدر چاه F‎‍

Fig 10- ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr isotope curve, and microfacies of Late Permian-Early Triassic sequence in well F.

بحث

الگوی پراکندگی روزنبران در طبقات پرمین و تریاس چاه‌های‎‍ مطالعه‎‍شده تقریباً مشابه است. روزنبران غالب در نهشته‎‍های مذکور متعلق به Vaginulinida، Biseriamminida، و Staffellida هستند. با این حال، فرم‎‍های متعلق به Hemigordiopsida و Parathuramminida نیز پراکندگی زمانی درخور ‌توجهی را در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده دارند (شکل ۱۱). بر‎‍اساس بررسی مقاطع نازک نمونه‎‍های توالی گذر پرمین به تریاس در برش‎‍های چینه‎‍شناسی زیرسطحی، دو زیست‌زون روزنبران تشخیص داده شد:

• Glomomidiellopsis–Paradagmarita sp. assemblage zone )F و E ،B .(چاه‌های

Glomomidiellopsis tieni–Paradagmarita sp. assemblage zone )A .(چاه

این زیست‌زون تجمعی، معرف سن چنگزینگین برای عضو دالان بالایی در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده است (شکل‎‍های ۵-۲) که با بیوزون‎‍های Crassiglomella، Glomomidiellopsis uenoi، Glomospirella spirillinoides، و Paradagmarita sp. از پرمین زاگرس، عربستان سعودی‎‍ و امارات متحدۀ عربی‎‍ مقایسه می‎‍شود (Vaslet et al. 2005; Gaillot and Vachard 2007).

• Microconchus phlyctaena–Ammodiscus kalhori assemblage zone

این زیست‌زون تجمعی، معرف سن گریسباچین[1] برای لایه‎‍های آغازین سازند کنگان در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده است (شکل‎‍های ۵-۲) که با بیوزون‎‍های Rectocornuspira kalhori و Spirorbis phlyctaena مربوط به تریاس زیرین ایران (البرز مرکزی)‎‍، ایتالیا‎‍ و عربستان سعودی ‎‍انطباق داده می‎‍شود (Brönnmann et al. 1972; Vachard et al. 2005; Vaslet et al. 2005).

فرم‎‍های شاخص با پراکندگی چینه‎‍شناسی شناخته‌شده در مجموعۀ روزنبران، سن چنگزینگین- گریسباچین را برای عضو دالان بالایی و لایه‎‍های آغازین سازند کنگان تأیید می‌کنند. تنوع زیستی روزنبران در طبقات‎‍ مطالعه‎‍شدۀ منطقۀ خلیج‌فارس نسبت‎‍به مناطق هم‌زمانی مانند یونان (Vachard et al. 2005)، شمال باختر قفقاز (Pronina-Nestell and Nestell 2001)‎‍ و جنوب چین(Song et al. 2009a, 2009b; Wang et al. 2010) نسبتاً کمتر است. با این حال، تنوع میکروفونای منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده با مناطقی چون عربستان سعودی، ترکیه و دیگر برش‎‍های چینه‎‍شناسی جنوب ایران‎‍ مقایسه‎‍شدنی است(Baghbani 1993; Vachard et al. 2005; Insalaco et al. 2006) .

فرم‎‍‎‍های Palaeofusulina و Colaniella که شاخص سن چنگزینگین[2] و متعلق به دریاهای باز هستند، در محیط‎‍های محدود مانند پلاتفرم عربی و خلیج‌فارس مشاهده نشده‎‍اند؛ اما گروه‎‍هایی از روزنبران همچون neodiscoids، hemigordiids، globivalvulinids، وrobuloidids در این مناطق گزارش شده‎‍اند. در مجموعۀ‎‍ مطالعه‎‍شده‎‍ از گروه globivalvulinids، زیرخانواده‎‍های Globivalvulininae، Dagmaritinae‎‍ و Paradagmaritinae تنوع و فراوانی به نسبت بالایی دارند. در این میان Globivalvulina، Dagmarita، Paradagmarita، و Labidagmarita در افق‎‍های مختلف و به‎‍فراوانی مشاهده شده‎‍اند. حضور P. flabeliformis، P. monodi، P. planispiralis، و Glomomidiellopsis تأییدی بر سن چنگزینگین (دوراشامین) برای عضو دالان بالایی است و در مناطق مجاور مانند عربستان سعودی، قفقاز، جنوب ترکیه و زاگرس نیز گزارش شده‌اند (Zaninetti et al. 1981; Pronina-Nestell and Nestell 2001; Vachard et al. 2005; Insalaco et al. 2006; Mazaheri and Ghasemi-Nejad 2017; Tavakoli et al. 2018; Şahin and Altiner 2019; Haghighat et al. 2020). نبود فراوانی fusulinids با ریخت‌شناسی پیچیده و منتسب به schwagerinids و neoschwagerinids نیز، سن لوپینگین[3] را برای توالی‎‍های دالان بالایی تأیید می‌کند (Groves et al. 2005; Insalaco et al. 2006; Gaillot and Vachard 2007).

پس از ناپدید‎‍شدن بیش از ۹۰% روزنبران پرمین و آخرین حضور آنها نزدیک مرز پرمین-تریاس، حضور گونه‎‍های معرف شرایط نامساعد مانند Ammodiscus kalhori، Hyperammina deformis‎‍ و گونه‎‍های microconchid مانند Microconchus phlyctaena همراه با لایه‎‍های ترومبولیتی، سن گریسباچین را برای لایه‌های آغازین سازند کنگان نشان می‌دهد. این گونه‌ها در مناطقی مانند البرز مرکزی، آباده، شمال ایتالیا و ترکیه گزارش شده‎‍اند (Brönnimann et al. 1972; Heydari et al. 2003).

با توجه به فراوانی و غالب‎‍بودن Paradagmarita در توالی‎‍های پرمین ترکیه، منطقۀ زاگرس، قفقاز، عربستان سعودی و بخش‌هایی از عمان، این مناطق یک ایالت زیست‌جغرافیایی مشترک را در اواخر پالئوزوئیک تشکیل می‌دادند (Sengor et al. 1988; Altiner et al. 2000; Gaillot and Vachard 2007).

شواهد چینه‌نگاری و فسیلی نشان می‌دهد که رسوب‌گذاری در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده به‌صورت ناپیوسته بوده است.‎‍ تشکیل‎‍نشدن بخشی از رسوبات اشکوب چنگزینگین در چاه‌های بررسی‌شده و وجود یک وقفۀ چینه‌ای محدود، نشانگر گسست نسبی در رسوب‌گذاری و گذر ناگهانی از نهشته‌های پرمین به تریاس است. این ویژگی مشابه الگوی مشاهده‌شده در دیگر نواحی زاگرس است. علاوه بر این، تحلیل توالی آخرین حضور جنس‌های روزنبران در چاه‌های‎‍ مطالعه‎‍شده، الگوی انقراض پله‌ای را آشکار می‌‎‍کند(Haghighat et al. 2020) ؛ به‌طوری ‌که تنوع تاکسا از حدود ۲ تا ۳ متر پایین‌تر از مرز PTB به‌شدت کاهش می‎‍یابد و تنها گونه‌های فرصت‌طلبAmmodiscus Kalhori ،(Hyperammina deformis وMicroconchus phlyctaena) در لایه‌های آغازین تریاس حضور دارند. در چاه F نیز، بقای محدود جنس‌های مقاوم‌تر نظیرNodosaria و Globivalvulina ثبت شده است.

این شواهد، همراه با تغییرات ایزوتوپی و ریزرخساره‌ای، نشان می‌دهد که در زمان گذر پرمین–تریاس، یک ناپیوستگی نسبی در رسوب‌گذاری همراه با بحران شدید زیستی و تغییر در شرایط اکسیژنی محیط در منطقۀ مرکزی خلیج‌فارس رخ داده است؛ الگویی که با مشاهدات دیگر نواحی حاشیۀ غربی پالئوتتیس سازگار‎‍ و بیانگر تأثیر جهانی رخداد انقراض پایان پرمین است.

شکل ۱۱- روزن‎‍بران پرمین پسین- تریاس پیشین در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شدۀ (عضو دالان بالایی و سازند کنگان)، خلیج‌فارس‎‍

Fig 11- Late Permian- Early Triassic foraminifera occurring in the Upper Dalan Member and Kangan strata, Persian Gulf.

Scale bars equal 100μm.

Plate 1: (1) Eotuberitina reitlingerae Miklukho‐Maklay, axial section, well B, depth 3043.9 m; (2) Eotuberitina sphaera Lin, axial sections, well A, depth 2995.48 m; (3) Floritheca variata Gaillot and Vachard, indefinite section, well A, depth 2973.05 m; (4-5) Ammodiscus kalhori (Brönnimann, Zaninetti and Bozorgnia), 4 -subaxial section, well A, depth 2833.98 m; 5 -equatorial section, well A, depth 2822.94 m; (6) Crassispirella hughesi Gaillot and Vachard, axial section, well F, depth 3063.39 m; (7) Glomomidielopsis tieni Gaillot and Vachard, subequatorial section, well A, depth 2826.75 m; (8) Glomomidielopsis sp., subaxial section, well A, depth 2827.24 m.; (9) Agathammina ovata Wang, subaxial section, well A, depth 2934.05 m; (10) Rectostipulina quadrata Jenny-Deshusses, well B, depth 3035.78 m; (11) Rectostipulina pentamerata Groves, Altiner and Rettori, transverse section, well B, depth 3032.04 m; (12) Rectostipulina sp., longitudinal section, well F, depth 3122.77 m; (13) Protonodosaria delicata (Wang), subaxial section, well A, depth 2824.43 m; (14) Protonodosaria mirabilis caucasica (Miklukho-Maklay), axial section, well F, depth 3001.53 m; (15) Protonodosaria camerata (Miklukho-Maklay), axial section, well A, depth 2992.80 m; (16) Protonodosaria sagitta (Miklukho-Maklay), axial section, well E, depth 3176.82 m; (17) Lingulonodosaria sp. cf. L. pyrula (Sellier de Civrieux and Dessauvagie), subaxial section, well A, depth 2821.12 m; (18) Langella sp., axial section, well F, depth 2999.47 m; (19) Geinitzina taurica Sellier De Civrieux and Dessauvagie, axial section, well F, depth 3075.35 m; (20-21) Geinitzina sp., 20 -axial section, well E, depth 3146.58 m; 21 -lateral axial section, well F, depth 3015.88 m; (22) Pachyphloides inflatus (Miklukho-Maklay), axial section, well E, depth 3164.06 m.

Plate 2: (1) Pachyphloia iranica Bozorgnia, lateral axial section, well B, depth 3062.81 m; (2) Pachyphloia schwageri Sellier De Civrieux and Dessauvagie, axial section, well A, depth 2889.80 m; (3) Frondina sp., close to axial sections, well A, depth 2979.42 m; (4) Frondina palmata (Wang), axial section, well F, depth 3015.43 m; (5) Robuloides lens? Reichel, axial section, well A, depth 3007.5 m; (6) Partisania sp., axial section, well A, depth 2995.48 m; (7) Globivalvulina graeca Reichel, transverse section, well A, depth 2896.16 m; (8) Paraglobivalvulina gracilis Zaninetti and Altiner, subequatorial section, well A, depth 2891.20 m; (9) Paraglobivalvulinoides septulifer Zaninetti and Altiner, equatorial section, well A, depth 2826.75 m; (10) Dagmarita altilis Wang in Zhao et al., close to axial section, well E, depth 3149.50 m; (11) Labiodagmarita vasleti Gaillot and Vachard, axial section, well F, depth 3028.27 m; (12) Paradagmarita flabelliformis Zaninetti, Altiner and Ҫatai, axial section, well A, depth 2833.42 m; (13) Paradagmacrusta callosa Gaillot and Vachard, sagittal axial section, well F, depth 3061.88 m; (14) Paradagmarita monodi Lys in Lys and Marcoux, subequatorial section, well A, depth 2879.48 m; (15) Paremiratella robusta Gaillot and Vachard, axial sagittal section, well F, depth 3037.41 m; (16) Tetrataxis sp., axial section, well B, depth 3153.49 m; (17) Reichelina pulchra Miklukho-Maklay, axial section, well A, depth 2997.25 m; (18) Staffella cf. hupehensis Jing, axial section, well A, depth 2943.42 m; (19) Nankinella sp., axial section, well A, depth 2967.03 m; (20) Sphaerulina sp., subaxial section, well A, depth 2848.92 m; (21) Schubertella sp., subequatorial section, well B, depth 3154.01 m; (22-23) Hyperammina deformis, axial sections. 21 -well F, depth 2977.68 m, 22 -well A, depth 2849.49 m; (24) Microconchus phlyctaena (Brönnmann and Zaninetti), axial section, well B, depth 2952.30 m.

بر‎‍اساس ریزرخساره‎‍های شناسایی‎‍شده در توالی‎‍های مرز پرمین- تریاس منطقۀ‎‍ بررسی‎‍شده، گسترش هر‎‍یک از ریزرخساره‎‍ها و کمربندهای رخساره‎‍ای در چاه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده تعیین و سپس با تحلیل آماری، شرایط محیط رسوبی آنها مشخص شد. بیشترین فراوانی ریزرخساره‎‍ها در چاه A (۶۵٪) مربوط به کمربند رخساره‎‍ای پیراکشندی و کولاب و کمترین فراوانی (۳۵٪) مربوط به محیط کم‎‍عمق بالای کشندی است. در چاه B نیز بیشترین فراوانی (۳۳٪) به کمربند رخساره‎‍ای کولاب و کمترین فراوانی (۷٪) به محیط کم‎‍عمق بالای کشندی اختصاص دارد. در چاه‎‍های E و F، بیشترین فراوانی (۵۸-۳۳٪) ریزرخساره‎‍ای مربوط به کمربند رخساره‎‍ای منطقۀ پیراکشندی و کمترین فراوانی (۱۱-۵٪) مربوط به محیط کم‎‍عمق بالای کشندی است. این نتایج نشان‌دهندۀ یکنواختی درخور توجه در پراکندگی ریزرخساره‎‍ها و کمربندهای رخساره‎‍ای در چاه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده است (شکل 12). علاوه بر این،‎‍ مدل رخساره‎‍ای سطح شیب‌دار با شیب ملایم[1] برای توالی‌های‎‍ مطالعه‎‍شده پیشنهاد می‌شود که در آن ریزرخساره‌ها به‌صورت پیوسته از بخش‌های پرانرژی زیرکشندی و کولابی تا رخساره‌های بین‌کشندی و بالاکشندی تغییر می‌کنند. این مدل با الگوی پیشنهادی پیشین برای توالی‌های پرمین–تریاس در خلیج فارس و زاگرس (Insalaco et al. 2006; Tavakoli et al. 2018)، مطابقت دارد.

در کربنات‌های دریایی، فرآیندهای دیاژنتیکی نظیر تبلور مجدد، سیمان‌زایی و دولومیتی‌شدن‎‍ نسبت‌های ایزوتوپی اولیه را دگرگون می‎‍کنند. برای ارزیابی این آثار، روند تغییرات δ¹³C و δ¹⁸O در نمونه‌های‎‍ مطالعه‎‍شده با یکدیگر مقایسه شد. نبود همبستگی معنی‌دار میان این دو پارامتر، نشان می‌دهد که مقادیر δ¹³C تا حد زیادی از تغییرات دیاژنتیکی مصون مانده‌اند. با این حال، تغییر تدریجی δ¹⁸O به‎‍سوی مقادیر منفی‌تر در بخش‌های بالایی دالان و آغازین کنگان، نشانۀ تأثیر محدود فرآیندهای دیاژنتیکی محلی و واکنش با آب‌های متئوریکی است. افزون بر این، نسبت‌های پایین Mn/Sr (<10) در بیشتر نمونه‌ها، مؤید حفظ ترکیب ایزوتوپی اولیۀ کربن است ‎‍(Liu et al. 2023‎‍)؛ بنابراین نوسانات δ¹³C در این مطالعه، بیانگر تغییرات واقعی در چرخۀ جهانی کربن در گذر پرمین–تریاس هستند، نه آثار ثانویۀ دیاژنز. داده‌های ایزوتوپی توالی‌های‎‍ مطالعه‎‍شده نشان می‌دهند که پیش از مرز پرمین–تریاس، افت ناگهانی در مقادیر δ¹³C در دولوستون‌های عضو دالان بالایی در چاه‌های B و E رخ داده است. این افت هم‌زمان با کاهش تنوع روز‌نبران است و در مرز پرمین–تریاس نیز کاهش دیگری در مقادیر δ¹³C مشاهده می‌شود. مقدار δ¹³C از 4+‰~ در زیر مرز به 1-‰~ در واحد ترومبولیتی کاهش‎‍ و سپس به‎‍سمت بالا دوباره افزایش می‎‍یابد (Haghighat et al. 2020). این افت ناگهانی δ¹³C‎‍ ناشی از عواملی مانند‎‍ اختلاط آب‌های عمیق فاقد ‎‍اکسیژن با مقدار کم δ¹³C آب‌های سطحی اکسیژن‎‍دار (Rahimpour-Bonab et al. 2009; Korte and Kozur 2010)، آزاد‎‍شدن متان از هیدرات‎‍های گازی کف دریا(Heydari and Hassanzadeh 2003; Brand et al. 2016) ، هوازدگی گستردۀ فلات قاره (Xie et al. 2007)، بالاآمدگی(Saitoh et al. 2013) ، ورود CO2 حاصل از آتشفشان‌های سیبری (Korte et al. 2010)‎‍ و تغییر در شیمی آب اقیانوس‎‍ها (Song et al. 2012) است. این رخدادها بیانگر آشفتگی جهانی در چرخۀ کربن در اقیانوس/ اتمسفر و تغییرات زیست‌محیطی گسترده در انتهای پرمین‎‍اند.

علاوه بر این، تغییرات منفی δ¹³C  نشانه‌ای از تغییر در شرایط اکسیداسیون–احیا در حوضه‌های رسوبی است. افت محسوس δ¹³C در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده، احتمال گسترش شرایط بی‌هوازی یا کم‌اکسیژن را تقویت می‌کند. این افت محسوس در δ¹³C، نه‌تنها بیانگر آشفتگی جهانی در چرخۀ کربن است،‎‍ از‎‍نظر دیرینه‌اقیانوسی نیز نشان‌دهندۀ گسترش شرایط بی‌هوازی یا کم‌اکسیژن در آب‌های سطحی و میانی است. در چنین شرایطی، کاهش نرخ فتوسنتز و تجزیۀ مواد آلی باعث افزایش غلظت کربن سبک (¹²C) در سیستم اقیانوسی می‎‍شود و مقادیر δ¹³C را به‎‍سمت مقادیر منفی‌تر سوق می‌دهد ‎‍(Korte & Kozur 2010; Brand et al. 2016)‎‍‎‍؛ بنابراین، کاهش δ¹³C در مرز پرمین–تریاس در منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده، بیانگر کاهش تهویۀ آب دریا و استقرار شرایط بی‌هوازی در حوضه‌های کم‌عمق است. این تفسیر با شواهد رسوبی مانند حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیت‌ها در لایه‌های آغازین تریاس و نیز با افت شدید تنوع روزنبران هم‌خوانی دارد.

شکل 12- مدل محیط‌رسوبی پیشنهادی برای سازندهای‎‍ مطالعه‎‍شده (با تغییرات از Davoodi et al. 2024)

Fig 12- Proposed depositional model for the rock units studied (From Davoodi et al. 2024 with revisions).

در چاه‎‍های B و E، مقدار δ¹⁸O نیز کاهش تدریجی را نشان می‌دهد که از لایه‌های پیش از مرز آغاز می‎‍شود و تا اوایل تریاس ادامه دارد. در چاه B، این کاهش از ۷->% در گریسباچین پایین تا ۱->% در دوراشامین بالا و در چاه E، از ۴-% در بخش پایینی سازند کنگان تا ۱->% در عضو دالان بالایی (نزدیک مرز پرمین -تریاس) متغیر است. کاهش تدریجی δ¹⁸O از ۲۰ تا ۳۰ متر پیش از مرز آغاز می‌شود و تا لایه‎‍های آغازین تریاس ادامه می‌یابد. توکلی (Tavakoli 2015) معتقد است که تغییرات δ¹⁸O در نهشته‎‍های گذر پرمین -تریاس خلیج‌فارس، عمدتاً تحت تأثیر شرایط محلی بوده است. او با ارائۀ شواهد پتروگرافی نشان داده است که عوامل دیاژنتیکی و واکنش با آب‌های جوی موجب کاهش δ¹⁸O شده‌اند. به همین دلیل، مقادیر δ¹⁸O در این منطقه، کمتر از برش‌های هم‌زمان در دیگر نقاط جهان است. مطالعات پیشین در ایران مرکزی (آباده) (Heydari et al. 2001) و چین (برش GSSP میشان) نیز نشان داده‌اند که مقادیر δ¹⁸O تحت تأثیر دیاژنز جوی تغییر یافته است. لی و جونز (Li and Jones 2017) بر این اساس پیشنهاد کردند که پدیدۀ انقراض در مرز پرمین–تریاس تدریجی بوده و ارتباطی با برخورد شهاب‌سنگ نداشته است؛ بنابراین، کاهش یکنواخت δ¹⁸O، نشانگر گرمایش جهانی زمین در زمان گذر پرمین به تریاس است. با توجه به اینکه δ¹⁸O تحت تأثیر دما، شوری و آب‌های جوی قرار دارد، اثر آن در کربنات‌های هم‌زمان به‌خوبی حفظ شده است.

مقادیر δ¹³C و δ¹⁸O در برش‎‍های چینه‎‍شناسی این مطالعه، با داده‌های دیگر مناطق ایران از‎‍جمله آباده و شهرضا(Heydari et al. 2001; Korte et al. 2004; Heydari et al. 2008; Korte and Kozur 2010; Richoz et al. 2010; Liu et al. 2013) جلفا(Richoz et al. 2010; Schobben et al. 2016) ، ارتفاعات البرز (Angiolini et al. 2010)‎‍ و همچنین با مقادیر گزارش‌شده از دیگر نقاط جهان (Korte and Kozur 2005; Luo et al. 2011)‎‍ مقایسه‎‍شدنی است .این شباهت‌ها تأییدی بر وقوع یک انقراض جهانی در پایان پرمین‎‍اند.

نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr نیز در چاه‎‍های B، E‎‍ و F، بلافاصله پس از مرز پرمین –تریاس افزایش یافته است. در چاه B این نسبت پیش از مرز کاهش شدید نشان می‌دهد؛ اما در مرز مجدداً افزایش می‌یابد. در چاه E دو اوج مشخص، یکی پیش از مرز در دوراشامین پسین و دیگری بالاتر از مرز در واحد ترومبولیتی دیده می‌شود. در چاه F نیز، حدود ۶ متر بالاتر از مرز افزایش چشمگیری مشاهده می‌شود. استرانسیوم دریایی به ‌دست ‌آمده از نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، تحت تأثیر فعالیت‎‍های آتش‌فشانی و قاره‎‍ای قرار گرفته است و افزایش نسبت ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr احتمالاً نتیجۀ افزایش فرسایش قاره‌ای و ورود استرانسیوم بیشتر به حوضه‌های رسوبی در اثر شرایط گلخانه‌ای پایان پرمین است (Korte et al. 2004, 2006; Song et al. 2015; Tavakoli et al. 2018; Wang et al. 2018). مقادیر به‌ دست ‌آمده با داده‌های مشابه از دیگر برش‌های ایران و جهان (Korte et al. 2004; Liu et al. 2013; Dudás et al. 2017) هم‌خوانی دارد.

به‎‍طور کلی، تغییرات ایزوتوپی در نزدیکی مرز پرمین–تریاس در هر سه چاه با تغییرات سنگ‌شناسی از سنگ‌آهک به دولوستون و نیز با کاهش تنوع روزنبران هم‌زمان است. این تغییرات نشان‌دهندۀ آشفتگی ژئوشیمیایی و محیطی در مقیاس جهانی در زمان انقراض بزرگ پرمین–تریاس هستند. مقادیر δ¹³C، δ¹⁸O، و ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr این مطالعه نیز با داده‌های مناطق مختلف حوضۀ پالئوتتیس مطابقت دارند. پیش از این نیز، روندهای مشابهی از تغییر ایزوتوپ‎‍های یادشده در مرز PTB از منطقۀ خلیج‎‍فارس گزارش شده‎‍اند (Tavakoli and Rahimpour-Bonab 2012; Tavakoli 2015; Haghighat et al. 2020).

دیرینه بوم‎‍شناسی

تشکیل اائیدهار، یکی از اجزای غیر زیستی سازندۀ سنگ‎‍های کربناته، تحت تأثیر کنترل‎‍های زیستی درخور ‌توجهی قرار دارد؛ به‌گونه‌ای که توزیع و تغییر اندازۀ آنها معرف تغییر در شرایط شیمیایی و فیزیکی محیط‎‍های دریایی و غیر دریایی است (Flugel 2010). گسترش چینه‎‍شناسی و تغییرات اندازۀ اائیدها در مرز پرمین– تریاس و پس از آن، که هم‌زمان با دگرگونی‌های شدید زیستی و محیطی است، بیانگر شرایط دیرینه‌محیطی آن زمان به ‌شمار می‌آید. گسترش جهانی لایه‎‍های اائیدی و افزایش اندازۀ آنها بلافاصله پس از انقراض گروهی پرمین– تریاس، با شرایط کمبود اکسیژن، افزایش دما‎‍ و نوسانات بزرگ در مقدار ایزوتوپ کربن همراه بوده است؛ پدیده‌ای که نشان‎‍دهندۀ نابودی گسترده و فاجعه‎‍آمیز اکوسیستم‎‍هاست (Tian et al. 2015).

وجود ریزرخساره‎‍های حاوی اائید در مرز پرمین-تریاس در خلیج‎‍فارس را پیش‌تر پیروی و همکاران (Peyravi et al. 2010) و عبدالمالکی و توکلی (Abdolmaleki and Tavakoli 2016) گزارش کرده‎‍اند. در این پژوهش، بررسی اندازۀ اائیدها در لایه‌های گذر اواخر پرمین به اوایل تریاس نشان‌دهندۀ تغییرات درخور توجهی در اندازۀ آنهاست که با نتایج گزارش‎‍شده از دیگر مناطق جهان مانند جنوب چین، اسلوونی، اتریش، مجارستان و ایتالیا (Tian et al. 2015) هم‌خوانی دارد. اندازۀ میانگین اائیدها در مقاطع نازک مربوط به نمونه‎‍های انتهای پرمین در چاه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده ۰.۵ میلی‎‍متر است؛ در حالی ‌که در لایه‎‍های قاعدۀ تریاس به حدود ۰.۸ میلی‎‍متر می‎‍رسد (شکل ۱3). این افزایش اندازه که حاکی از وجود محیطی پرتنش در این بازۀ زمانی است، با آشفتگی در نمودارهای ایزوتوپی مطابقت دارد.

شکل ۱3- مقایسۀ تغییرات اندازۀ اائیدها در نمونه‎‎‍ مطالعه‎‍شده (عضو دالان بالایی و سازند کنگان) با داده‌های گزارش‌شده از دیگر مناطق جهان (داده‎‍ها نقل از Tian et al. 2015).

Fig 13- Comparison of ooids size variation in the samples studied (Upper Dalan Member and Kangan Formation) with those reported (Tian et al. 2015) from beyond Iran.

روزنبران نیز‎‍ ابزاری کارآمد برای بازسازی محیط‌های دیرینه در پلاتفرم‎‍های کربناته قدیمی به کار رفته‌اند. بیشتر روزنبران امروزی در منطقۀ خلیج فارس و در آب‎‍های کم‎‍عمق و گرم زندگی می‌کنند. الگوی پراکندگی جغرافیایی روزنبران بنتیک در محیط‎‍های عهد حاضر، عمدتاً تحت ‎‍تأثیر دما و شوری آب قرار دارد (Murray 2006). مجموعۀ روزن‎‍بران شناسایی‌شده در نمونه‎‍های چاه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده، مشابه مجموعه‎‍های کم‎‍عمق منطقۀ تتیس در عرض جغرافیایی پایین است.

همچنین اندازۀ روزن‎‍بران در نمونه‌های بررسی‎‍شده، نشانگر شرایط کم‌اکسیژن در محیط رسوب‌گذاری است؛ برای مثال، میانگین طول پوسته در گونه‌های خانوادۀ Nodosariida برابر با ۰.۷۲ میلی‎‍متر اندازه‌گیری شده است (حداکثر ۱.۴۲۶ و حداقل ۰.۲۶۷ میلی‎‍متر). این مقادیر با داده‌های مربوط به محیط‌های کم‌عمق دیگر نواحی جهان‎‍ مقایسه‎‍شدنی‌اند؛ به‌گونه‌ای که میانگین اندازه در مقاطع چینه‌شناسی جنوب چین مانند برش داتین[1] ۰.۴۵۹ میلی‎‍متر (حداکثر ۱.۳۳ و حداقل ۰.۱۸ میلی‎‍متر) (Zhang and Hong 2004)، در برش لارن[2] ۰.۵۲۵ میلی‎‍متر (حداکثر ۱.۳ و حداقل ۰.۷۵ میلی‎‍متر) (Gaillot et al. 2009)‎‍ و در برش داجیانگ[3] ۰.۴۷۸ میلی‎‍متر (حداکثر ۱.۰۱۷ و حداقل۰.۱۹۷ میلی‎‍متر) (Song et al. 2009b) گزارش شده است.

همان‌طور که اشاره شد، تغییر اندازۀ روزنبران در گذر پرمین به تریاس نشان‌دهندۀ تغییر شرایط اکسیژنی محیط رسوبی است. در نمونه‌های ‎‍ مطالعه‎‍شده، میانگین طول روزنبران‌های بنتیک در انتهای پرمین حدود 0.72 میلی‌متر است و با رسیدن به لایه‌های آغازین تریاس، کاهش یا افزایش اندازه در برخی گونه‌ها مشاهده می‌شود. این تغییر اندازه، هم‌زمان با کاهش تنوع روزنبران و تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون است که نشان می‌دهد محیط رسوبی از حالت اکسیژن‌دار نسبی (oxic) در پرمین، به محیط کم یا فاقد اکسیژن (dysoxic/anoxic) در اوایل تریاس تغییر کرده است. این تغییر همچنین با کاهش تدریجی δ¹⁸O و افت شدید δ¹³C در مرز PTB همخوانی دارد و شواهد ژئوشیمیایی و رسوب‌شناسی موجود، از‎‍جمله حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیت‌ها، این انتقال محیطی را تأیید می‌کند.

نمودارهای ایزوتوپی به‎‍عنوان شاخص‌های ژئوشیمیایی، در توالی‎‍های انتهای پرمین منطقۀ‎‍ مطالعه‎‍شده، روند‎‍ کاهشی و منفی را نشان می‎‍دهند. بیشترین افت در مرز گذر پرمین -تریاس و در لایه‎‍های ابتدایی تریاس (آغاز واحد ترومبولیتی) مشاهده می‌شود که با کاهش تنوع و ناپدیدشدن روزن‎‍بران در این مرز و همچنین تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون هم‌زمان است. همان‎‍طور که اشاره شد، تغییر لیتولوژی از سنگ آهک به دولوستون در گذر پرمین به تریاس، نشان‌دهندۀ تغییر شرایط محیطی است. سنگ‎‍آهک‌های انتهای پرمین عمدتاً در محیط‌های اکسیژن‌دار نسبی و نسبتاً پایدار رسوب‌گذاری شده‌اند؛ در حالی که دولوستون‌های آغازین تریاس بیانگر رسوب‌گذاری در محیط‌های کم یا فاقد اکسیژن (dysoxic/anoxic) و با تغییر شوری‎‍اند. این تغییر لیتولوژیکی با کاهش تنوع زیستی، کاهش اندازه و تنوع روزنبران، حضور ترومبولیت‌ها و ساختارهای میکروبی‎‍ و تغییرات ایزوتوپی δ¹³C و δ¹⁸O هم‌خوانی دارد و نمایانگر شرایط محیطی ناپایدار و پرتنش در بازۀ گذر پرمین–تریاس است. بررسی هم‌زمان داده‌های ایزوتوپی δ¹³C) ، δ¹⁸O و Sr/⁸⁶Sr⁸⁷ (با ویژگی‌های ریزرخساره‌ای و پارامترهای‎‍ اندازه‌گیری‎‍شدنی از‎‍جمله اندازۀ اائیدها و روزن‌بران نشان می‌دهد که نوسانات ایزوتوپی با تغییر در اندازۀ دانه‌ها (اائیدها و روزنبران) و همچنین با تغییر در تنوع میکروفونایی هم‌خوانی دارد. این همبستگی نشانگر اثر شرایط فیزیکوشیمیایی محیط بر رشد و اندازۀ این اجزای کربناته است و در نمودارهای ایزوتوپی و ستون‌های چینه‌شناسی مقاله به‌صورت تلفیقی نمایش داده شده است. در مقیاس جهانی، تغییرات ایزوتوپ‌های کربن و اکسیژن، پاسخ‎‍ زیستی به آشفتگی شدید محیطی، انقراض گروهی موجودات و افت سطح دریا در مرز پرمین– تریاس تفسیر شده است‎‍(Korte et al. 2004; Korte and Kozur 2010; Tavakoli et al. 2018) . وجود رخسارۀ گرینستون/پکستون اوولیتیک- پلوئیدال در بخش‌های بالایی سازند دالان، بیانگر رسوب‎‍گذاری در محیطی با انرژی بالا و احتمالاً دارای میزان اکسیژن بیشتر است. در مقابل، حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیت‎‍ها در لایه‌های آغازین تریاس، نشان‎‍دهندۀ رسوب‌گذاری در رمپ کربناته با شرایط کم‌اکسیژن یا فاقد اکسیژن در آن زمان است؛ بنابراین، گذار از محیط اکسیژن‎‍دار اواخر پرمین به محیط فاقد/کم اکسیژن در اوایل تریاس با کاهش مقادیر ایزوتوپ‎‍های کربن و اکسیژن هم‌زمان‎‍ و بیانگر شرایط ناپایدار و نامطلوب زیستی در اقیانوس‌های دورۀ گذر پرمین–تریاس است.

نتیجه‎‍

توالی‎‍های مرز پرمین- تریاس (عضو دالان بالایی- سازند کنگان) در بخش مرکزی خلیج‎‍فارس، عمدتاً شامل سنگ آهک و دولوستون هستند. بررسی مقاطع نازک نمونه‎‍های چهار حلقۀ چاه A، B، E، وF بر کمان قطر- فارس و نواحی مجاور، به شناسایی ریزرخساره‎‍هایی منجر شد که نمایانگر رسوب‌گذاری در پهنه‌های کشندی، کولاب‎‍ و پشته‎‍های زیرآبی‎‍اند و روند کاهش عمق از محیط کولاب به محیط کشندی را در گذر پرمین به تریاس‎‍ نشان می‎‍دهند. لایه‎‍های بالایی سازند دالان نمایانگر رسوب‌گذاری در محیطی با انرژی بالا و احتمالاً همراه با افزایش میزان اکسیژن (بین‎‍کشندی تا پایین‎‍کشندی کم‎‍عمق) هستند. حضور ساختارهای میکروبی و ترومبولیت‎‍ها در طبقات اوایل تریاس نیز، بیانگر رسوب‎‍گذاری در رمپ کربناتۀ کم‎‍عمق و محیط‌های کم‌اکسیژن یا فاقد اکسیژن است.

تغییرات نمودارهای δ¹³C، δ¹⁸O، و ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr در نمونه‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده با کاهش تنوع روزنبران، ناپدید‎‍شدن آنها در مرز پرمین- تریاس و تغییر لیتولوژی از سنگ ‌آهک به دولوستون همراه بوده است. این تغییرات عمده در ایزوتوپ‌ها، پاسخ‎‍ زیستی به آشفتگی شدید محیطی و انقراض/کاهش موجودات در گذر پرمین -تریاس تفسیر می‎‍شود.

بر‎‍ اساس الگوی پراکندگی روزنبران، دو زیست‎‍زون تجمعی محلی شامل Glomomidiellopsis sp.–Paradagmarita sp. assemblage zone (در چاه‎‍های B، E وF) وGlomomidiellopsis tieni–Paradagmarita sp. assemblage zone (در چاه A)، معرف سن چنگزینگین برای عضو دالان بالایی و یک زیست‎‍زون تجمعی محلی با عنوان Microconchus phlyctaena–Ammodiscus kalhori assemblage zone معرف سن گریسباچین برای لایه‎‍های آغازین سازند کنگان پیشنهاد شده است. این تعیین سن‎‍ها با نتایج مطالعات فسیل‎‍شناسی پیشین سازندهای دالان و کنگان همخوانی دارد. با توجه به فراوانی نسبی Paradagmarita در توالی‎‍های‎‍ مطالعه‎‍شده و سنگ‎‍های تقریباً هم‎‍زمان در ترکیه، قفقاز، عربستان سعودی و بخش‌هایی از عمان، این نواحی در اواخر پرمین، یک ایالت زیست‌جغرافیایی واحد را تشکیل می‎‍دادند. بررسی شواهد چینه‌شناسی و زیستی در چهار چاه‎‍ مطالعه‎‍شده نشان می‌دهد که رسوب‌گذاری در مرز پرمین–تریاس در بخش مرکزی خلیج فارس به‌صورت ناپیوسته و با یک وقفۀ چینه‌ای محدود رخ داده است. نبود بخشی از رسوبات چنگزینگین و کاهش ناگهانی تنوع روزنبران در حد فاصل واحدهای دالان بالایی و آغازین کنگان، بیانگر یک گسست نسبی در رسوب‌گذاری و تغییر سریع شرایط رسوبی در این مرز است.

تغییر اندازۀ اائیدها در مقاطع نازک نمونه‎‍های انتهای پرمین از ۰.۵ به حدود ۰.۸ میلی‎‍متر در لایه‎‍های قاعدۀ تریاس، حاکی از رسوب‎‍گذاری در محیطی پرتنش، گرم و کم‌اکسیژن یا فاقد اکسیژن است و با تغییرات نمودارهای ایزوتوپی عناصر پایدار همخوانی دارد. همچنین اندازۀ روزن‎‍بران بنتیک نشان می‌دهد که بیشتر فرم‎‍های بررسی‎‍شده مربوط به آب‎‍های کم‎‍عمق و گرم است و با مجموعه‎‍های کم‎‍عمق منطقۀ تتیس در عرض‎‍های جغرافیایی پایین شباهت دارند.

1 Datian

2 Laren

3 Dajiang

¹ Homoclinal ramp

¹ Greisbachian

1 Changxingian

2 Lopingian

1 Thrombolite-Stromatolite Boundstone

2 Mass Extinction

1 Rediversification

² Clotted

3 Mudstone/Dolo Mudstone

4 Supratidal

5 Intertidal

6 Peritidal

⁷ Ooid /Bioclast-Ooid Packstone

1 Ooid Grainstone

2 Isopach

3 Oncoid-Bioclast /Ooid Grainstone

4 Bioclast Grainstone

5 Peloid-Bioclast Grainstone

4 Bioclast-Peloid Packstone/ Peloid-Bioclast Wackestone

¹ Fossillferous Lime Mudstone

¹ Arabian plate

2 Mud-supported

¹ Kubergandian

² Dorashamian

³ Palaeoecology