پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شمارهها | 1,639 |
| تعداد مقالات | 13,336 |
| تعداد مشاهده مقاله | 29,943,401 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 11,975,439 |
ماکروفسیلهای گیاهی، اثرفسیلها، آنالیز رخسارهها و تفسیر محیط رسوبی سازند هجدک در برش چینه شناسی دهشیخ، شمال کرمان (ایران مرکزی) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش های چینه نگاری و رسوب شناسی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 2، دوره 35، شماره 4 - شماره پیاپی 77، دی 1398، صفحه 1-38 اصل مقاله (5.29 M) | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jssr.2019.116535.1095 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| حدیث خلیلیزاده1؛ عباس قادری2؛ علیرضا عاشوری* 3؛ حامد زند مقدم4 | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1دانشجوی دکتری چینه نگاری و دیرینه شناسی، گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2استادیار گروه زمین شناسی - دانشکده علوم - دانشگاه فردوسی مشهد - مشهد - ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3استاد گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 4استادیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه شهید باهنر کرمان، کرمان، ایران | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| پژوهش حاضر به شناسایی 30 گونه متعلق به 16 جنس از ماکروفسیلهای گیاهی راستههای اکوئیزتال، سیکادال، بنهتیتال، کنیفرال، پلتاسپرمال، ژینکگوآل، کوریستواسپرمال و فیلیکال منجر شد. بر اساس انتشار چینهشناسی گونههای شاخص ماکروفسیلهای گیاهی شناساییشده نظیر Anomozamites major، Coniopteris hymenophylloides، Elatides thomasii، Nilssonia bozorga، Nilssonia tenuicaulis، Nilssoniopteris mosafolia و Otozamites furoni، سن ابتدای ژوراسیک میانی (باژوسین- باتونین) برای لایههای دربرگیرنده پیشنهاد میشود. در پژوهش حاضر، اثرفسیلهای نهشتههای سازند هجدک در برش چینهشناسی دهشیخ، شمال کرمان مطالعه شدند که درحقیقت، نخستین گزارش از اثرفسیلهای این سازند است. این اثرفسیلها که 8 اثرگونه متعلق به 4 اثرجنس Planolithes، Rhizoliths، Taenidium و Thalasinoides را شامل میشوند، در کنار ساقههای برجای اکوئیزتالها یافت شدهاند. مطالعۀ حاضر کمک شایانی به شناسایی همراهی اثرفسیلها با فسیلهای گیاهی در این ناحیه و شناخت محیط رسوبی دیرینه است. بهطورکلی، گیاهان یادشده شاخص محیطهای مرطوبند، اما اثرفسیلهای شناساییشده در کنار مطالعههای رسوبشناسی نشاندهندۀ محیطهای دلتایی تحتتأثیر سیستمهای رودخانهای و کانالهای رودخانهایاند. پژوهش حاضر حاصل تلفیق سه مطالعۀ فسیلشناسی گیاهی، اثرفسیلشناسی و رسوبشناسی در توالیهای ژوراسیک ایران مرکزی است و نتایج آن نقش مهمی در شناخت بهتر محیط دیرینۀ افقهای فسیلدار سازند هجدک دارند. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژهها | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| ماکروفسیل گیاهی؛ اثرفسیل؛ ژوراسیک میانی؛ دلتا؛ کرمان | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه Sadovnikov (1976)، فسیلشناس شوروی سابق، مقالههایی را دربارۀ فسیلهای گیاهی نهشتههای زغالدار ایران منتشر کرده است. Corsin and Stampfli (1977) فسیلهای گیاهی البرز شرقی را بررسی کردهاند و Fakhr (1977) رسالۀ دکتری خود را به فلورای سازند شمشک در نواحی شمالی ایران اختصاص داده است. Schweitzer et al. (1995-2009) به مطالعۀ فسیلهای گیاهی رتین- لیاس ایران و افغانستان پرداختهاند و آثار ارزشمندی را منتشر کردهاند. منطقۀ شمال کرمان دربردارندۀ یکی از غنیترین مناطق ایران از دیدگاه فسیلهای گیاهی است و تاکنون بیش از 80 تاکسای مختلف از این ناحیه گزارش شدهاند (Khalilizadeh 2010). نخستین مطالعهها در زمینۀ رسوبات زغالدار ناحیۀ کرمان را Houtum-Schindler (1881)، Stur (1886) و Stahl (1897) انجام دادهاند. در سالهای اخیر، Mirzaei-Ataabadi (2002) به مطالعۀ ماکروفسیلهای گیاهی سازند هجدک در مناطق پابدانا، باب نیزو و هشونی پرداخته است.Vaez-Javadi and Mirzaei-Ataabadi (2006) ماکروفسیلهای گیاهی سازند هجدک را بررسی کردهاند و Ameri et al. (2014 a, b) به زیستچینهنگاری گیاهی نهشتههای سازند هجدک در برش باب هوتک پرداختهاند. مطالعههای انجامشده در زمینۀ ماکروفسیلهای گیاهی یادشده بیشتر به مناطق و معادن زغالسنگی معطوف بودهاند و کمتر از این دیدگاه به مناطق غیرزغالسنگی توجه شده است؛ علاوهبراین، گزارشی از مطالعههای اثرفسیلشناسی طبقههای ژوراسیک ناحیۀ کرمان بهویژه در همراهی با فسیلهای گیاهی وجود ندارد. مطالعههای اثرفسیلشناسی ازنظر تاریخی بیشتر بر آثار موجودات دریایی متمرکز بودهاند؛ باوجوداین، مطالعههای یادشده تدریجاً بهسمت محیطهای لبشور و اخیراً به محیطهای خشکی کشیده شدهاند و درنتیجه، رخسارههای قارهای نیز اثرفسیلشناسی را تجربه کردهاند (Buatois and Mangano 2011). اثرفسیلها بهمنظور شناخت بومسازگان، جریانهای آبی دیرینه، اقلیمشناسی دیرینه و حتی تعیین مرزهای سکانسی و توالیهای قارهای و بهطورکلی برای تفسیر محیطهای رسوبی دیرینه بسیار مفیدند (Buatois and Mangano 2004; Abbasii 2007; Martin 2009)؛ زیرا ارتباط خوبی را بین محیطها و موجودات زنده برقرار میکنند. هر گونه تفسیر از اثرفسیلها باید بر مبنای دادهها و مشاهدههای عینی باشد تا ارزیابی شود (Bromley et al. 2007). معیارهایی مانند هندسه، ریختشناسی درونی، جهتیابی اثر، اندازه، ماهیت رسوب میزبان و ... ویژگیهای رفتاری جانور سازندۀ اثرفسیل و عوامل اصلی در شناسایی و طبقهبندی آنها را منعکس میکند (Monaco et al. 2012). باتوجهبه اینکه اثرفسیلها از ساختارهای برجا و ناشی از فعالیتهای موجودات سازندۀ اثر در محیطهای رسوبی به شمار میآیند، اهمیت ویژهای در تفسیر محیط دیرینه دارند (Bromley 1996; Dehnavi et al. 2012). در پژوهش حاضر که بر مطالعۀ ماکروفسیلهای گیاهی توالی رسوبی افقهای فسیلدار سازند هجدک در برش دهشیخ شمال کرمان متمرکز شده است، اثرفسیلهای همراه این ماکروفسیلها بررسی شدهاند و رسوبشناسی عمومی این طبقهها مدنظر قرار گرفته است؛ علاوهبراین، ساقههای دماسبیان[1] برجای موجود در این لایهها شناسایی و مطالعه شدهاند.
موقعیت جغرافیایی و چینهشناسی عمومی منطقه رسوبات تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین تا میانی در شمال ایران و ایران مرکزی ماهیت آواری دارند و اساساً شیل و ماسهسنگ حاوی آثار گیاهی و لایههای زغالسنگی را شامل میشوند که نشاندهندۀ تشکیل در محیطهای قارهای و حدواسط برای تهنشست این رسوبات است (Ghorbani 2013). این سکانس قارهای کولابی در حوضۀ زغالی البرز- ایران مرکزی با نام گروه شمشک شناخته میشود و در بلوک طبس شامل سازندهای نایبند، آب حاجی، بادامو و هجدک است. سازند بادامو، واحد بسیار شاخص دریایی (متشکل از چند تا چند ده متر سنگآهکهای اوولیتی تیرهرنگ همراه با میانلایههای مارنی، شیلی و گاه ماسهسنگی) در منطقۀ کرمان تا طبس است و از دیرباز بهعنوان لایهای کلیدی در فاصلۀ سازندهای سیلیسی- آواری و زغالدار گروه شمشک و هجدک موردتوجه بوده است (Huber and Stucklin 1954; Huckriede et al. 1962). برش چینهشناسی موردمطالعه در پژوهش حاضر که دربردارندۀ بخشی از طبقههای فسیلدار (فسیلهای گیاهی) سازند هجدک است، در نزدیکی روستای دهشیخ به فاصلۀ 130 کیلومتری شمال کرمان و در منطقهای کوهستانی و نسبتاً صعبالعبور واقع شده است (شکل 1).
شکل 1- موقعیت و راههای دسترسی به برش چینهشناسی موردمطالعه واقع در شمال کرمان
سازند هجدک منتسب به ژوراسیک میانی (باژوسین) شامل تناوبی از ماسهسنگهای آرکوزی/کوارتزآرنایتی و شیلهای سبز و خاکستری تا قهوهای، سنگهای رسی هماتیتی سرخرنگ (شکلهای 2 و 3) و لایهها و عدسیهای متعدد زغالسنگ است (Aghanabati 2006). این سازند در برش دهشیخ روی توالی سیلتسنگ، شیل، ماسهسنگ و سنگآهکهای حاوی بلمنیت، دوکفهای، مرجان و آمونیت سازند بادامو قرار گرفته است (شکل 2). سن تشکیل طبقههای سازند بادامو به نوشتۀ Aghanabati (2006)، توآرسین- باژوسین است. مرز بالایی سازند هجدک در این ناحیه با کنگلومرا و ماسهسنگ گراولی قاعدۀ سازند بیدو بهشکل ناپیوستگی فرسایشی دیده میشود که نشاندهندۀ عملکرد رویداد سیمرین میانی است (Aghanabati 2004; Fursich et al. 2009)؛ اگرچه این مرز در محل برداشت برش دهشیخ بهخوبی دیده نمیشود و رأس سازند هجدک در محل برداشت با واریزههای کواترنری پوشیده شده است. گفتنی است گذر بالایی سازند هجدک با بیدو بهسوی جنوب و در هستۀ ناودیس سرزه دیده میشود.
شکل 2- نمای کلی مرز زیرین سازند هجدک با سازند بادامو در برش دهشیخ
شکل 3- ستون چینهشناسی برش دهشیخ و محل فسیلهای گیاهی
روش مطالعه در کنار مطالعۀ ماکروفسیلهای گیاهی برش دهشیخ، لایههای دربردارندۀ ساقههای دماسبیان شناسایی و تعدادی اثرفسیل در آنها مشاهده شد. اثرفسیلهای یادشده بر اساس ریختشناسی و میزان پراکندگی و بهویژه باتوجهبه وفور آنها در کنار فسیلهای گیاهی و دادههای رسوبشناسی مانند اندازۀ دانه، جهت جریان دیرینه، نوع ساختارهای رسوبی و الگوی تغییرات آنها، طرح برانبارش طبقهها و ساختارهای رسوبی و ... بهمنظور تفسیر محیط دیرینه بررسی شدند. عوامل مهم در شناسایی ماکروفسیلهای گیاهی عبارتند از: ویژگیهای رگبرگها و حاشیۀ پینولها، ضخامت راشیس، زاویۀ اتصال پینول به راشیس و نیز زاویۀ انشعاب رگبرگها، شکل رگبرگها و میزان تراکم و فاصلۀ آنها، شیارهای روی ساقه و نیز گره و فاصلۀ میانگره در اسفنوفیتا. بسیاری از موارد یادشده به اندازهگیری با دقت زیاد نیاز دارند و باید ابعاد آنها با کولیس محاسبه شود. باتوجهبه شکنندهبودن نمونههای گیاهی هنگام جابهجایی، این نمونهها باید بهطور کامل محافظت شوند. معمولاً ماکروفسیلهای گیاهی در لایههای شیلی و زغالی یافت میشوند، اما در مطالعۀ حاضر با بررسی لایهبهلایۀ سنگهای برش موردمطالعه، نمونههای بسیار خوبی از لایههای ماسهسنگی دانهریز به دست آمدند. در مطالعۀ حاضر، حدود 100 نمونه ماکروفسیل گیاهی جمعآوری و مطالعه و با دوربین دیجیتال Nikon 90D تصویربرداری شدند؛ تصاویر با نرمافزار Adobe Photoshop CS5 پردازش و تصاویر گرافیکی آنها بازترسیم شدند. تمام نمونهها در موزۀ دانشگاه فردوسی مشهد نگهداری میشوند. مطالعۀ اثرفسیلها معمولاً در صحرا و در مقیاس سانتیمتری انجام میشود و در صورت امکان، نمونههایی برای بررسی بیشتر و دقیقتر به آزمایشگاه منتقل میشوند. شناسایی نمونههایی که انشعابات زیاد دارند و بررسی ادامهداربودن یا قطعشدگی این انشعابات، جهتیابی حفاریها و اندازهگیری ابعاد آنها به دقت زیاد نیاز دارد. در پژوهش حاضر، حدود 20 نمونه اثرفسیل از برش دهشیخ جمعآوری و مطالعه شدند.
تجزیهوتحلیل رخسارهها رخسارهها و شرایط رسوبی سازند هجدک در برش دهشیخ بر اساس ویژگیهای بافت و ساخت رسوبی و تلفیق اطلاعات آنها با مطالعههای پیشین تجزیهوتحلیل شدند. رخسارههای سازند هجدک در ناحیۀ دهشیخ به سه مجموعه رخسارۀ کنگلومرایی، ماسهسنگی و گلسنگی تقسیم میشوند که در این بین، رخسارههای ماسهسنگی بیشترین گسترش را دارند و در ادامه شرح داده میشوند:
رخسارههای دانهدرشت کنگلومرایی توصیف: این رخساره اغلب در قاعدۀ چرخههای بهسمت بالا ریزشونده یا بهشکل بینلایهای با رخسارههای ماسهسنگی و در افقهایی به ضخامت 5 تا 70 سانتیمتر مشاهده و بهطور جانبی و عدسیشکل در فواصل کمتر از 20 متر به رخسارههای ماسهسنگی تبدیل میشود. این رخساره بهشکل گل پشتیبان[2] است و اندازۀ دانههای تشکیلدهندۀ آن از 2 تا 7 میلیمتر متغیر است که بهشکل تودهای و بدون فابریک خاصی در کنار یکدیگر قرار گرفتهاند (شکل 4). دانههای تشکیلدهنده اغلب از نوع خردهسنگهای دگرگونی (شیست و اسلیت) و کوارتزهای دانهدرشت پلیکریستالین شیستوز با منشأ سنگهای دگرگونیاند، دانهها نیمهگردشدهاند و جورشدگی ضعیف تا متوسط دارند. ماتریکس شامل دانههای آواری در حد ماسه است که فراوانی آن به بیش از 20 درصد میرسد. تفسیر: نبود ایمبریکاسیون، میزان زیاد ماتریکس، کمبود آب در سیال انتقالدهنده و تأثیر نیروی وزنی در حرکت تودۀ رسوب همراه با ریزش دیوارههای کانال از مهمترین عوامل تشکیلدهندۀ این رخساره به شمار میآیند (Miall 2000; Raj 2007). حضور رخسارۀ کنگلومرایی در ابتدای برخی از چرخههای بهسمت بالا ریزشونده همراه با سطوح فرسایشی و گسترش جانبی گوهایشکل (یا عدسیشکل) منعکسکنندۀ نهشتهگذاری در قاعدۀ رسوبات کانالی است (برای نمونه، Desjardins et al. 2009; Davies et al. 2010; Zand-Moghadam et al. 2016).
شکل 4- برخی ویژگیهای صحرایی رخسارۀ کنگلومرایی؛ A. نمایی نزدیک از رخسارۀ کنگلومرایی تودهای و ماتریکس پشتیبان، B. رخسارۀ کنگلومرایی اغلب بهطور گوهایشکل با گسترش جانبی محدود در قاعدۀ چرخههای ریزشونده مشاهده میشود، C. گاهی قالبهای وزنی در سطح زیرین رخسارۀ کنگلومرایی مشاهده میشوند (نوک پیکان)، D. رخسارۀ کنگلومرایی (نوک پیکان) که بهشکل عدسیها و افقهای کمضخامت همراه با ماسهسنگها مشاهده میشود.
رخسارههای دانهمتوسط ماسهسنگی رخسارههای ماسهسنگی بیشترین فراوانی را در نهشتههای موردمطالعه دارند و بر اساس فراوانی ساختهای رسوبی اولیه دستهبندی میشوند (شکلهای 5 تا 7). از مهمترین ساختهای رسوبی عبارتند از: لایهبندی افقی، مورب مسطح، مورب عدسی، ریپلمارکهای جریانی و موجی، سطوح فرسایشی همراه با ساختهای کندهشده، طبقههای پیچیده[3] و گاهی طبقههای تودهای. باتوجهبه ویژگیهای بافتی تقریباً مشابه در مجموعۀ ماسهسنگی، این ساختها را میتوان مهمترین عوامل تفکیککنندۀ مجموعه رخسارۀ ماسهسنگی دانست که هرکدام سطوح متفاوت انرژی در زیرمحیطهای مختلف را منعکس میکنند. رخسارۀ ماسهسنگی با طبقههای افقی توصیف: طبقهبندی افقی در لامیناسیونهای افقی (دانههایی با اندازۀ کوچکتر از 2/0 میلیمتر) و لایههای افقی نازک تا متوسطلایه (اندازۀ دانهها بین 5/0 تا 7/0 میلیمتر) مشاهده میشود که در این بین، دستۀ دوم بیشترین فراوانی را دارند (شکل 5، A). در توالی موردمطالعه، رخسارههای ماسهسنگی با طبقههای افقی همراه با ماسهسنگهای با طبقههای مورب مسطح و ماسهسنگهای ریپلیاند (شکل 5، B). تفسیر: لایهها و لامیناسیونهای افقی در رسوبات با اندازههای متفاوت و در سرعتهای مختلف جریان آب تشکیل میشوند (Harms et al. 1982; Ghazi and Mountney 2009). در جریانهای زیاد آب، لامیناسیونهای مسطح بیشتر در ماسه و سیلت شکل میگیرند که این بیانکنندۀ سرعت زیاد آب و نبود شرایط مناسب برای تشکیل لایههای ریپلی است. در جریان کم آب، لامیناسیونهای افقی بیشتر در رسوبات ماسهای که اندازۀ دانهها بیشتر از 6/0 میلیمتر است، دیده میشوند (Harms et al. 1982)؛ در چنین حالتی، سرعت جریان در حد شکلگیری ریپلمارکها نیست؛ بنابراین، باتوجهبه دامنۀ اندازۀ دانهها به نظر میرسد رخسارۀ Sh در رسوبات ماسهسنگی سازند هجدک در سرعتهای کم و زیاد جریان آب تشکیل شده است (برای نمونه، El-Azabi and El-Araby 2007، Ghazi and Mountney 2009 و Higgs et al. 2012).
رخسارۀ ماسهسنگی با طبقههای مورب توصیف: در رسوبات سازند هجدک، طبقههای مورب از مقیاس لامیناسیون تا لایههای متوسط تا ضخیم متغیرند و ضخامت طبقههای مورب از چند سانتیمتر تا بیش از 3 متر متغیر است. لایههای مورب در رخسارههای ماسهسنگی زاویهای کمتر از 10 تا 20 درجه دارند و الگوی جهت جریان دیرینه در این رخساره بهشکل یونیمدال و بایمدال است (شکل 5، C). طبقههای مورب در نهشتههای موردمطالعه اغلب بهشکل مورب ریپلیاند، اما میتوان به لایهبندی مورب مسطح و مورب عدسی نیز اشاره کرد (شکلهای 5 و 6). لایهبندیهای مورب ریپلی بهفراوانی در همراهی با رخسارههای ماسهسنگ افقی و گلسنگی مشاهده میشوند، اما لایهبندیهای مورب مسطح اغلب با زاویۀ کمتر از 10 درجه و در طبقههای ماسهسنگی مشاهده میشوند که بهطور جانبی در فواصل اندک و بهطور گوهایشکل به یکدیگر تبدیل میشوند. طبقههای مورب عدسی نیز تنها در قاعدۀ چرخههای بهسمت بالا ریزشونده مشاهده میشوند که بهطور جانبی و عمودی به رخسارههای ماسهسنگی با طبقههای موازی یا مورب مسطح تبدیل میشوند (شکل 6، A). گفتنی است طبقههای مورب گاهی بهطور سطوح دوبارهفعالشده همراه با طبقههای مورب ریپلی مشاهده میشوند (شکل 5، E و F). طبقههای پیچیده اغلب در لایههای ماسهسنگی به ضخامت کمتر از 1 متر مشاهده میشوند و بهشکل متناوب با لایههای گلسنگی قرار دارند (شکل 6، B). تفسیر: همراهی طبقههای مورب با طبقههای مورب ریپلی کوچکمقیاس و اندازۀ متوسط دانهها در این رخسارهها عمدتاً منعکسکنندۀ تشکیل در سرعتهای کم جریان آب است (Harms et al. 1982). سطوح دوبارهفعالشده و طرح جهت جریان بایمدال در این رخسارهها نشاندهندۀ تأثیر جریانهای دوطرفۀ ساحلی در تشکیل این رخساره است (Zand-Moghadam et al. 2014; 2016). به نظر میرسد طبقههای مورب مسطح کمزاویه حاصل نوسانهای زیاد امواج همراه با میزان زیاد رسوبگذاری در پهنههای دلتاییاند که سبب خمیدگی لایهها با زاویۀ کمتر از 10 درجه شده است (Strand 2005; Khalifa et al. 2006)؛ حضور طبقههای پیچیده در این رخسارهها میتواند گواهی بر این ادعا باشد. ساختهای پیچیده که گاهی با قالبهای وزنی همراهند، میزان زیاد رسوبگذاری و اختلاف زیاد چگالی بین دو رسوب را نشان میدهند که سبب ایجاد پیچش و چینخوردگیهای همزمان با رسوبگذاری در لایهها شده است.
شکل 5- برخی ویژگیهای صحرایی رخسارههای ماسهسنگی؛ A. نمایی از رخسارۀ ماسهسنگی با لایهبندی موازی، B. رخسارۀ ماسهسنگی با لایهبندی موازی (بخشهای a و c) اغلب با ماسهسنگها با لایهبندی مورب ریپلی (بخش b) مشاهده میشود، C. رخسارۀ ماسهسنگی با لایهبندی مورب مسطح که جهت جریان دیرینه در آن اغلب بهشکل بایمدال است، D. رخسارۀ ماسهسنگی با لایهبندی مورب کمزاویه، E. طبقهبندی مورب ریپلی در رخسارههای ماسهسنگی سازند هجدک، F. سطوح دوبارهفعالشده (نوک پیکان) در رخسارههای ماسهسنگی سازند هجدک
شکل 6- A. طبقههای مورب عدسی در قاعدۀ چرخههای ریزشوندۀ سازند هجدک، B. ساختمانهای پیچیده در ماسهسنگهای نازکلایۀ سازند هجدک که بین رخسارههای گلسنگی قرار گرفتهاند، C. ریپل مارکهای تداخلی در ماسهسنگهای سازند هجدک، D. نمایی از ریپلهای متقارن در رخسارۀ ماسهسنگی، E. نمایی از ریپلهای جریانی با طرح زبانهای در رخسارههای ماسهسنگی، F. نمایی از طبقههای فلاسر و عدسی در نهشتههای سازند هجدک
رخسارۀ ماسهسنگ ریپلی توصیف: رخسارۀ ماسهسنگ ریپلی یکی از فراوانترین رخسارههای ماسهسنگی سازند هجدک در ناحیۀ موردمطالعه است. تنوع زیاد شکلهای ریپلی در سه نوع ریپلمارکهای موجی، جریانی و تداخلی مشاهده میشود (شکل 6، C و E) که گاهی همراه با ساختهای فلاسر و عدسی دیده میشوند (شکل 6، F). پراکندگی اندازۀ دانهها در این رخساره از ماسۀ ریز تا متوسط متغیر است. در این رخساره، جورشدگی و گردشدگی دانهها نسبتاً زیاد و بلوغ بافتی در حد مچور است. تفسیر: تنوع زیاد شکلهای ریپل موجی در این رخساره نشاندهندۀ تأثیر محیطهای ساحلی و طرحهای متفاوت ریپلی بیانکنندۀ تشکیل در رژیمهای جریانی مختلف است (برای نمونه، Kline 1971، Lewis and McConchie 1994، Davis 2102)؛ باوجوداین، ریپلمارکهای جریانی تأثیر جریانهای یکطرفه را در نهشتههای رودخانهای و کانالهای پهن دشت سیلابی[4] نشان میدهند (Higgs et al. 2012).
رخسارۀ ماسهسنگی با حفرههای فرسایشی توصیف: حفرههای فرسایشی در قاعدۀ برخی از چرخههای بهسمت بالا ریزشونده وجود دارند که در برخی مواقع دارای پبلهای گلی کندهشده از لایههای زیرین نیز هستند (شکل 7، A و B). پبلها در اندازههای 2 تا 20 میلیمتر متغیرند و از نهشتههای دانهریز گلسنگی تشکیل شدهاند. این رخساره گاهی با قالبهای وزنی همراه است که در مرز زیرین لایههای ماسهسنگی مشاهده میشوند. در برخی موارد، رخسارۀ ماسهسنگی با آثار فرسایشی با رخسارههای گلسنگی نازکلایه مشاهده میشود. تفسیر: هنگامی که انرژی محیط کم باشد، نهشتههای دانهریز گلسنگی درحال رسوبگذاریاند. تغییر ناگهانی انرژی جریان سبب میشود مقادیری از این رسوبات کنده شوند و بهشکل پیلهایی زیر لایههای ماسهسنگی قرار گیرند و سطوح فرسایشی[5] را تشکیل دهند؛ ازاینرو، این رخساره اغلب معرف تغییرات انرژی جریان در عناصر ساختاری از نوع کانال است (Lasemi et al. 2012; Zand-Moghadam et al. 2014; 2016).
رخسارۀ دانهریز گلسنگی توصیف: رسوبات دانهریز گلسنگی سومین دسته از رسوبات سازند هجدک هستند که بهشکل متناوب در سرتاسر برش موردمطالعه وجود دارند (شکل 7، D). این رخساره، مجموعهای از سنگهای دانهریز گلسنگی را شامل میشود که اندازۀ دانهها اغلب در حد سیلت است و ذرات رسی به مقدار کمتری وجود دارند. لایهبندی و لامیناسیون موازی و مورب ویژگی اصلی رخسارههای گلسنگی سازند هجدک است که اغلب به رنگ خاکستری متمایل به سبز مشاهده میشوند. تفسیر: حضور فراوان رسوبات دانهریز گلی در این رخساره نشاندهندۀ رسوبگذاری وسیع در بار معلق (Higgs et al. 2012) و ساختهای رسوبی لامینهای و ورقهای بهعلاوۀ رخسارههای همراه (بهویژه ماسهسنگهای ریپلی و طبقههای فلاسر و عدسی) گویای تشکیل آنها در شرایط ساحلی تا دریایی است (برای نمونه، Davis 2012؛ Zand-Moghadam et al. 2016).
پتروفاسیسهای ماسهسنگی بهطورکلی، بافت ماسهسنگها تحتتأثیر انواع فرایندهای تأثیرگذار از زمان هوازدگی و جدایی دانهها از سنگ مادر تا زمان تهنشست رسوب است که در سه عامل اندازه، شکل و فابریک تعریف میشوند؛ بر اساس این میتوان میزان بلوغ بافتی نمونۀ رسوبی را تعیین کرد. مطالعۀ پتروگرافی ماسهسنگهای سازند هجدک در برشهای موردمطالعه و نامگذاری آنها نشان میدهد پتروفاسیس غالب ماسهسنگها بر اساس تقسیمبندی Pettijohn et al. (1975)، لیتیک آرنایت و بر اساس تقسیمبندی Folk (1980)، فیلآرنایت و فلدسپاتیک لیتآرنایت یا فلدسپاتیک فیلآرنایت است.
شکل 7- A. ساختهای کندهشده در سطح زیرین رخسارههای ماسهسنگی، B. نمایی نزدیک (نوک پیکان) از پبلهای کندهشدۀ گلسنگی در قاعدۀ رخسارۀ ماسهسنگی، C. قالبهای وزنی در قاعدۀ رخسارۀ ماسهسنگی، D. نمایی از رخسارۀ دانهریز گلسنگی با طبقههای مورب و موازی
پتروفاسیسهای ماسهسنگی ازنظر بافتی دو آرایش متراکم (فشرده) و غیرمتراکم دارند و فضاهای خالی با سیمان کربناته از نوع آهکی پر شده است (شکل 8، A و B). دامنۀ اندازۀ دانهها از ماسۀ ریز (کوچکتر از 1/0 میلیمتر) تا درشت (5/1 میلیمتر) متغیر است؛ اما اغلب دانهها اندازهای بین 3/0 تا 5/0 میلیمتر دارند. جورشدگی و گردشدگی در رخسارههای ماسهسنگی متفاوت است؛ بهطوریکه جورشدگی آنها دامنهای از ضعیف تا خوب را شامل میشود؛ هرچند همۀ پتروفاسیسها گردشدگی ضعیفی دارند و ازاینرو، ضریب مچوریتی بافتی آنها به روش Tianrui (1991)، در مرحلۀ سابمچور و بهندرت مچور قرار میگیرد. مهمترین اجزای تشکیلدهندۀ پتروفاسیسهای سازند هجدک شامل خردهسنگهای دگرگونی از نوع اسلیت، فیلیت، شیست و همچنین کوارتزهای پلیکریستالین با منشأ دگرگونی (کوارتزهای نوع شیستوز و کشیده) و بهندرت چرت هستند (شکل 8). درصد فراوانی این اجزا در ماسهسنگهای متوسط تا درشتدانه بهترتیب 15 تا 40 درصد و 10 تا 45 درصد است؛ اما هرچه از اندازۀ دانهها کاسته میشود، مقدار این اجزا کم و بر مقدار کوارتز مونوکریستالین و همچنین کانیهای فرعی میکا (بیوتیت و موسکویت) افزوده میشود. ارتوکلاز، پلاژیوکلاز و میکروکلین مهمترین کانیهای فلدسپات در پتروفاسیسهای ماسهسنگی سازند هجدک به شمار میآیند که فراوانی آنها بین 5 تا 25 درصد متغیر است. در اغلب موارد، فلدسپاتها تحتدگرسانی (سریسیتیشدن) قرار گرفتهاند که این امر در ارتوکلازها بیشتر مشاهده میشود. از سایر اجزای تشکیلدهنده میتوان به کانیهای موسکویت و بیوتیت اشاره کرد. گاهی این کانیها بهشکل کانی فرعی (کمتر از 2 درصد) و در ماسهسنگهای ریزدانه با فراوانی 5 تا 15 درصد مشاهده میشوند. بیوتیتها در برخی موارد تحتتأثیر کلریتیشدن قرار گرفتهاند. باتوجهبه موارد یادشده، ماسهسنگهای سازند هجدک بر اساس تقسیمبندی پنجگانۀ Folk به سه شکل زیر تعریف میشوند (بهترتیب فراوانی): Medium to coarse grain, Calcite cement, Submature to mature, Mica-bearing Phyllarenaite Medium to coarse grain, Calcite cement, Submature to mature, Mica-bearing Feldespatic phyllarenaite Very fine to fine grain, Calcite cement, mature, Mica-bearing phyllarenaite
شکل 8- برخی ویژگیهای پتروگرافی ماسهسنگهای سازند هجدک؛ A. نمایی از پتروفاسیس فیلآرنایتی با بافت متراکم، B. پتروفاسیس فیلآرنایتی با خردههای مختلف کوارتز پلیکریستالین با منشأ دگرگونی و بافت غیرمتراکم که زمینه با سیمان کلسیتی پر شده است، C. انواع خردههای دگرگونی با بافت جریانی (پیکان قرمز) و ارتوکلازهای دگرسانشده (پیکان زرد) در پتروفاسیسهای ماسهسنگی، D. انواع اجزای تشکیلدهندۀ پتروفاسیس فلدسپاتیک فیلآرنایت در رخسارههای ماسهسنگی که شامل کوارتزهای پلیکریستالین شیستوز (پیکان قرمز)، کوارتز پلیکریستالین کشیده (پیکان آبی)، ارتوکلاز (پیکان زرد)، پلاژیوکلاز (پیکان سبز) و کوارتزهای مونوکریستالین است، E. کوارتزهای پلیکریستالین کشیده با منشأ گنیس، F. نمایی از ماسهسنگهای ریزدانۀ سازند هجدک که مقدار کانیهای ورقهای مسکویت و بیوتیت در آنها بسیار افزایش یافته است.
تفسیر محیط رسوبی بر اساس دادههای رسوبشناختی گسترش جانبی و عمودی مجموعه رخسارههای موردمطالعۀ سازند هجدک در برش دهشیخ نشان از چهار الگوی انباشتگی دارد؛ بهطوریکه رخسارههای یادشده در قالب طبقههای ماسهسنگی، چرخههای بهسمت بالا ریزشونده، چرخههای بهسمت بالا درشتشونده و تناوب رخسارههای ماسهسنگی و گلسنگی مشاهده میشوند (شکل 9). در نخستین الگوی انباشتگی، طبقههای ماسهسنگی در مجموعهای از رخسارههای ماسهسنگی متوسط تا ریزدانه با ساختهای موازی، مورب و ریپلی در ارتباط تنگاتنگ با یکدیگر قرار میگیرند و گسترش جانبی آنها چندان زیاد نیست؛ بهطوریکه رخسارههای ماسهسنگی بهشکل گوهایشکل به یکدیگر تبدیل میشوند. طبقههای مورب با الگوی جهت جریان بایمدال، ریپلمارکهای موجی و جورشدگی بافتی نسبتاً خوب دانهها را در رخسارههای ماسهسنگی نشان میدهند و این مجموعه در پهنۀ ماسهای ساحلی یا در بخش جلویی دلتا[6] تشکیل شده است. گفتنی است قطعهها و خردههای مختلف گیاهی نیز در این مجموعه مشاهده میشوند. طرح انباشتگی رخسارهها در قالب چرخههای بهسمت بالا درشتشونده نیز گواهی بر زیرمحیطهای دلتایی در نهشتههای موردمطالعه است. این چرخهها اغلب دارای رخسارههای گلسنگی با لامیناسیونهای موازی و مورب در قاعدهاند (که گاهی لایههای نازک ماسهسنگ ریپلی بهشکل طبقههای عدسی نیز در آنها دیده میشوند) و بهسمت بالا به رخسارههای ماسهسنگی با طبقههای موازی، مورب و ریپلی تبدیل میشوند. الگوی جهت جریان دیرینه در این چرخهها اغلب یونیمدال و اندکی بایمدال است. این چرخهها میتوانند بر اثر پسروی آب یا میزان زیاد رسوبگذاری در بخشهای ابتدایی دلتا تشکیل شوند (برای نمونه، Bhattacharya and Giosan 2003، Zand-Moghadam et al. 2016)؛ قرابت این الگو با چرخههای بهسمت بالا ریزشونده با قاعدۀ فرسایشی و کنگلومرایی نشان از تأثیر جریانهای رودخانهای در نهشتههای موردمطالعه دارد. چرخههای یادشده در قاعده فرسایشیاند (همراه با ساختهای کندهشده، بقایای فسیلهای گیاهی و گاهی قالبهای وزنی) و رخسارۀ کنگلومرایی یا ماسهسنگ دانهدرشت آغاز میشود که بهسمت بالا به رخسارههای ماسهسنگی نازکلایه و دانهریز و درنهایت به رخسارههای گلسنگی ختم میشود. در این طرح انباشتگی، الگوی جهت جریان دیرینه بر اساس طبقههای مورب و ریپلمارکها، یونیمدال است که تأثیر جریانهای یکطرفه مانند جریانهای رودخانهای را در رسوبگذاری منعکس میکند. چرخههای بهسمت بالا ریزشونده بیانکنندۀ دورههای پرشدن کانال و کاهش انرژیاند (Huerta and Armenteros 2005; Nichols and Fisher 2007; Ghazi and Mountney 2009) و قاعدۀ فرسایشی آنها بهعلت حرکت جانبی کانال (مهاجرت کانال) و تغییر شدت جریان سبب فرسایش رسوبات زیرین میشود و مرزی فرسایشی را ایجاد میکند (Miall 2006; Matthews et al. 2007)؛ بنابراین، رسوبات این مجموعه اغلب شامل رسوبات کانالهای رودخانهای[7] تفسیر میشوند که در بخشهای بالایی محیط دلتا و دشت دلتایی تشکیل شدهاند. چهارمین الگوی انباشتگی رسوبات در سازند هجدک بهشکل تناوب رخسارههای گلسنگی و ماسهسنگی است که هیچگونه روند ریزشوندگی یا درشتشوندگی خاصی را نشان نمیدهند. این الگو بهشکلی است که در برخی بخشهای سازند هجدک، فراوانی با رخسارههای گلسنگی و در برخی بخشها، فراوانی با رخسارههای ماسهسنگی است. گفتنی است این الگو متداولترین الگوی انباشتگی سازند هجدک در ناحیۀ موردمطالعه است. رنگ خاکستری تا سبز رسوبات گلسنگی و نبود هیچگونه شواهد خروج از آب نشان میدهد این نهشتهها میتوانند در بخش انتهایی دلتا[8] تهنشست کرده باشند و حضور طبقههای مورب کمزاویه (غالباً یونیمدال) و ساختمانهای پیچیده در رخسارههای ماسهسنگی نشان از میزان زیاد رسوبگذاری توسط جریانهای ورودی از بخشهای بالایی دلتا به بخشهای زیرین دلتاست.
شکل 9- نمایی از الگوهای انباشتگی رخسارهها در سازند هجدک؛ A. طبقههای متراکم ماسهسنگی با لایهبندی مورب که در بخشهای جلویی دلتا تشکیل شدهاند؛ B. همجواری نزدیک چرخههای درشتشوندۀ دلتایی و ریزشوندۀ رودخانهای که منعکسکنندۀ قرابت این محیطها با یکدیگر است، C. نمایی نزدیک از چرخۀ ریزشونده که اغلب نشاندهندۀ عناصر ساختاری مربوط به کانال است، D. نمایی نزدیک از چرخههای درشتشوندۀ دلتایی، E. تناوب ماسهسنگهای منقطع و نازکلایه با رخسارههای گلسنگی که میتوانند در بخشهای انتهایی دلتا تشکیل شده باشند.
Lasemi and Kheradmand (1999) دو مجموعه رخسارهای بیشتر آواری را در سازند هجدک تشخیص دادهاند که در محیطهای دلتایی و رودخانۀ مئاندری نهشته شدهاند: مجموعۀ شمارۀ 1 عمدتاً شامل رخسارههای آواری (شیل، گلسنگ و ماسهسنگ) مربوط به بخش قاعدۀ سازند هجدک و مجموعه رخسارهای شمارۀ 2 مربوط به بخش بالایی سازند هجدک و از چهار رخسارۀ کنگلومرا، ماسهسنگ، شیل- گلسنگ و سنگآهک میکریتی تشکیل شده است و اغلب رخسارههای تشکیلدهندۀ این مجموعه بهشکل توالیهای متعدد بهسمت بالا ریزشونده دیده میشوند. این توالیها بخش عمدۀ سازند هجدک (بخش بالایی) را تشکیل میدهند؛ هرچند محیط رسوبی سازند هجدک در برخی از نقاط کرمان، رودخانۀ مئاندری و گاهی دلتایی تفسیر شده است (Lasemi and Kheradmand 1999)؛ باوجوداین به نظر میرسد محیط رسوبی سازند هجدک در برش دهشیخ، محیط دلتایی تحتتأثیر رودخانه[9] یا محیط حدواسط رودخانهای- دلتایی[10] باشد. وجودنداشتن افقهای غنی از مواد آلی (زغالسنگ) در این برش نسبت به اغلب برشهای زغالدار نشان میدهد دشت دلتایی و کفههای فروافتادۀ باتلاقی در این ناحیه گسترش کمتری دارند و اغلب نهشتههای این برش در محیطهای زیرآبی بخش جلویی دلتا و بخش انتهایی دلتا تشکیل شدهاند.
دیرینهشناسی سیستماتیک ماکروفسیلهای گیاهی برش دهشیخ در این بخش، تنها فهرست نامهای جنس و گونههای ماکروفسیل گیاهی شناساییشده بهترتیب سیستماتیک آمده (جدول 1) و در ادامه، تصاویر مهمترین شکلهای آنها ارائه شده است (شکلهای 10 تا 13). مطالعۀ حاضر به شناسایی 30 گونه متعلق به 16 جنس از 8 راستۀ اکوئیزتال، سیکادال، بنهتیتال، کنیفرال، پلتاسپرمال، ژینکگوآل، کوریستواسپرمال و فیلیکال منجر شد. بر اساس انتشار چینهشناسی ماکروفسیلهای گیاهی شناساییشدۀ شاخص مانند Anomozamites major،Coniopteris hymenophylloides،Elatides thomasii، Nilssonia bozorga،Nilssonia tenuicaulis، Nilssoniopteris mosafolia و Otozamites furoni، سن ابتدای ژوراسیک میانی (باژوسین- باتونین) برای بخش فسیلدار سازند هجدک پیشنهاد میشود.
لایۀ دربرگیرندۀ ساقههای برجای دماسبیان در فاصلۀ 897 متری از قاعدۀ سازند هجدک، لایۀ ماسهسنگ روشنی با سطح هوازدگی تیره به طول رخنمون حدود 10 متر و ضخامت 42 سانتیمتر وجود دارد که از ساقهها و ریزوم دماسبیان پوشیده شده است (شکلهای 3 و 14). مشاهدههای صحرایی نشان میدهند باتوجهبه فرسایش بخشهای زیادی از لایۀ دربرگیرندۀ ساقهها و ریزومهای یادشده، محل اولیه به احتمال بسیار وسیعتر از این (ابعاد دقیق مشخص نیست) بوده و احتمالاً این گیاهان تجمع نسبتاً بزرگی را در زمان زیست خود تشکیل میدادهاند. در نگاه اول به نظر میرسد سطح لایه با حفرههای بسیاری پوشیده شده است (شکل 14، A) و حدود 60 تا 70 حفره در سطحی به ابعاد 1×1 متر وجود دارد، اما با کمی دقت داخل حفرهها، بخشی از ساقۀ اسفنوفیتا (مقاطع ساقههای مربوط به دو جنس Equisetites و Neocalamites) بهخوبی دیده میشود (شکل 14، B). باتوجهبه ضخامت نسبتاً کم لایۀ یادشده، بخشی از لایه جدا شد و پساز انتقال به آزمایشگاه و برش آن، ریزوم و ریشه بهخوبی مشاهده شدند. مطالعههای انجامشده نشان میدهند سیستم ریشهای پیچیدهای در منطقه وجود دارد که بسیار منحصربهفرد است. گفتنی است آثار آشفتگی و اثرفسیلهایی در این لایه دیده میشوند که ممکن است ناشی از حفاری و حرکتهای موجودات زنده باشند. در ادامه به توضیح برخی از این اثرفسیلها پرداخته و مباحثی دربارۀ تکتک آنها ارائه میشود.
جدول 1- فهرست جنس و گونههای ماکروفسیل گیاهی شناساییشده در پژوهش حاضر از برش چینهشناسی دهشیخ
شکل 10- A) Cladophlebis denticulate, #Kh.D.FU.30، B) Cladophlebis sp., #Kh.D.FU.7، C) Coniopteris cf. hymenophylloides, #Kh.D.FU.94, D) Equisetites beanii, #Kh.D.FU.19، E) Neocalamites ishpushtensis, #Kh.D.FU.15, F) Ctenozamites sp. #Kh.D.FU.97، G) Nilssonia bozorga, #Kh.D.FU.47، H) Nilssonia rigida, #Kh.D.FU.10, I) Nilssonia tenuicaulis, #Kh.D.FU.26, J) Nilssonia cf. orientalis, #Kh.D.FU.23, K) Nilssonia undulata, #Kh.D.FU.9، L) Nilssonia sp. A, #Kh.D.FU.11, M) Nilssonia sp. B, #Kh.D.FU.29
شکل 11- A) Nilssoniopteris musafolia, #Kh.D.FU.5، B) Otozamites harrisianus, #Kh.D.FU.8, C) Anomozamites cf. major, #Kh.D.FU.28, D) Sphenobaiera cf. grandis, #Kh.D.FU.21, E) Otozamites furonii, #Kh.D.FU.13, F) Anomozamites sp., #Kh.D.FU.37, G) Compsostrobus brevirostratus, #Kh.D.FU.24, H) Elatides thomasii, #Kh.D.FU.24, I) Podozamites distans, #Kh.D.FU.1، J) Podozamites lanceolatus, #Kh.D.FU.14, K) Ginkgoites cf. parasingularis, #Kh.D.FU.25
شکل 12- تصویر شماتیک ماکروفسیلهای گیاهی موردمطالعه در برش دهشیخ، شمال کرمان A) Cladophlebis denticulata, #Kh.D.FU.30، B) Cladophlebis sp., #Kh.D.FU.7، C) Coniopteris cf. hymenophylloides, #Kh.D.FU.94, D) Equisetites beanii, #Kh.D.FU.19، E) Neocalamites ishpushtensis, #Kh.D.FU.15, F) Ctenozamites sp. #Kh.D.FU.97، G) Nilssonia bozorga, #Kh.D.FU.47، H) Nilssonia rigida, #Kh.D.FU.10, I) Nilssonia tenuicaulis, #Kh.D.FU.26, J) Nilssonia cf. orientalis, #Kh.D.FU.23, K) Nilssonia undulata, #Kh.D.FU.9، L) Nilssonia sp. A, #Kh.D.FU.11, M) Nilssonia sp. B, #Kh.D.FU.29
شکل 13- تصویر شماتیک ماکروفسیلهای گیاهی موردمطالعه در برش دهشیخ، شمال کرمان A) Nilssoniopteris musafolia, #Kh.D.FU.5, B)Otozamites harrisianus, #Kh.D.FU.8, C) Anomozamites cf. major, #Kh.D.FU.28, D) Otozamites furonii, #Kh.D.FU.13, E) Anomozamites sp., #Kh.D.FU.37, F) Compsostrobus brevirostratus, #Kh.D.FU.24, G) Elatides thomasii, #Kh.D.FU.24, H) Podozamites distans, #Kh.D.FU.1، I) Podozamites lanceolatus, #Kh.D.FU.14, J) Ginkgoites cf. parasingularis, #Kh.D.FU.25, K) Sphenobaiera cf. grandis, #Kh.D.FU.21
اسفنوفیتا کموبیش کلنیهایی را در حاشیۀ تودههای آب تشکیل میدادهاند؛ زیرا گیاهان کلنی در این محیطها موفقترند (Pott et al. 2008)؛ باوجوداین، اسفنوفیتا طیف وسیعی از زیستگاهها شامل محیط مرطوب تا خشک را پوشش میدهند (Pott et al. 2008). گیاه اکوئیزتوم امروزی بیشتر شرایط مرطوب را ترجیح میدهد و برخی گونههای آن مانند Equisetum arrens و Equisetum ramosissimum گاهی در شرایط خشک ظاهر میشوند؛ هرچند در شرایط خشکی سطحی نیز سیستم ریزوم وسیع و گستردۀ این گیاه بهسمت پایین میرود تا به خاکهای اشباع از آب برسد و این دلیل خوبی بر این حقیقت است که اسفنوفیتای مزوزوئیک مختص محیطهای مرطوب هستند.
شکل 14- A. لایۀ دربرگیرندۀ ساقههای برجای اکوئیزتال (حدود 70 ساقه) که درون لایه و مقطع آنها در سطح بهشکل حفرههایی دیده میشود، B. ریزبرگ (leaf sheath) نیز بهشکل حلقهای در اطراف ساقه مشاهده میشود.
اثرفسیلشناسی سیستماتیک Ichnogenus Taenidium Heer, 1877 1993 Aecidium isp., D’Alessandro et al. p. 510, Fig. 11 2009 Taenidium isp., Barrette, Gibert and Sáez, p. 167, Fig. 4, F 2014 Taenidium isp., Good and Ekdal, p. 405, Fig. 4, A, B, C (شکلهای 15، A و 17، A) توصیف: شکل کلی آن لولهای تا استوانهای، ساده، افقی و دارای برجستگی[11] مشخص است و در سطح زیرین[12] طبقههای ماسهسنگی مشاهده میشود. طول حفاری 84 میلیمتر و عرض آن در بخش میانی به 14 میلیمتر و در بخش دیستال به 10 میلیمتر میرسد. پسریزها مستقیم تا کمی منحنیشکل و پرشدگیها شامل بستههای هلالیاند. هلالها متقارن با فاصلۀ مساوی، منظم و برجسته و عرض هلالها حدود 2 میلیمتر و فاصلۀ بین آنها 5/2 میلیمتر است. بحث: این اثرفسیل در لایۀ ماسهسنگی مشاهده شده است که دربرگیرندۀ ساقههای برجای اکوئیزتالهاست. اثرگونههای مختلفی به این اثرجنس نسبت داده شدهاند، اما نگارندگان در اینجا به Taenidium isp. A اکتفا میکنند. این اثرفسیل ازنظر داشتن هلالهای قوسیشکل[13] و اندازۀ مساوی بستههای هلالی شبیه Taenidium satanassi است، اما شدت برجستگی در نمونۀ موردمطالعه کمتر است. این اثرفسیل را ممکن است لارو حشرات یا دیگر بندپایان در محیطهای رودخانهای (کانال یا دشت سیلابی)، در لایههای دانهریز تا متوسط ماسهسنگی ایجاد کرده باشد(Fernandes and Carvalho 2006) ، معمولاً افقی یا مایل است، اما گاهی تا 50 سانتیمتر هم بهطور عمودی در عمق فرو میرود. در نمونۀ موردمطالعه که بهطور عمودی تا حدود 10 سانتیمتر در عمق توسعه یافته است، هلالها میتوانند هم ناشی از حرکتهای افقی و هم حرکتهای عمودی باشند و احتمالاً توسط موجودی ایجاد شدهاند که بهطور محوری در رسوبات حرکت و رسوبات را به پشت خود منتقل میکرده است (Bromley et al. 1999). این اثرفسیل از نهشتههای دریایی کمعمق (Solanki et al. 2015) و محیطهای دریایی گزارش شده است (Miller 2007)؛ همچنین همراه با ریشههای عمودی گیاهان آوندی از محیطهای قارهای مرطوب (D’Alessandro et al. 1993) و از نهشتههای کانال یا مناطق کمانرژی بین کانالهای رودخانهای از اسپانیا نیز گزارش شده است (Gibert and Sáez 2009).
Ichnogenus Taenidium Heer, 1877 Ichnospecies Taenidium isp. B 1993 Aecidium isp., D’Alessandro et al. p. 510, Fig. 11 2004 Taenidium isp., Gregory et al. p. 95, Fig. 7 (شکلهای 15، B و 17، B) توصیف: شکل کلی، لولهای ساده است که در برخی بخشها یکدیگر را قطع کردهاند. این نمونه دارای 8 تا 10 سانتیمتر طول و 1 سانتیمتر عرض و پسریزهای ظریف و برجسته است. عرض هلالهای قوسیشکل کمتر از 1 میلیمتر است که با فاصلۀ حدود 1 میلیمتر از یکدیگر قرار دارند. بحث: این اثرفسیل نسبت به نمونۀ قبلی دارای برجستگی بیشتر، اما هلالهای ظریفتر و نامنظمتر و قوس بیشتر (زاویۀ قوس بیشتر) است. ازنظر شکل کلی، نمونۀ قبلی دارای شکل استوانهای ساده، اما این نمونه دارای شکل لولهای متقاطع و ازنظر زاویۀ قوس هلالها تا حدودی شبیه Taenidium cameronensis است. داشتن عرض ثابت در سراسر طول از ویژگیهای این اثرفسیل است و هر ریزهلال، هلال بعدی را دربرگرفته است. سازندگان این اثرفسیل احتمالاً بیمهرگانی از بندپایان یا حشرات گیاهی، خاکی و ... بودهاند. رسوبات پرکنندۀ حفرۀ ناشی از ریشۀ گیاهان معمولاً رسوباتیاند که تخلخل و نفوذپذیری بیشتری نسبت به ریشۀ گیاه دارند؛ این ویژگی بافتی عامل مهمی برای جذب شکلهای مختلف حشرات درونزی است (Gregory et al. 2004). مسائل پیچیدهای که دربارۀ ریشههای گیاهان عهد حاضر میبینیم و ارتباط آنها با گیاهان گذشته میتواند بسیار جالب توجه باشد؛ بهویژه در منطقۀ موردمطالعه که ریشههای برجای گیاهان اکوئیزتال در لایۀ ماسهسنگی دانهریز مشاهده میشوند، ترکیب و تلفیق آنچه در حال حاضر مشاهده میشود و زمان گذشته میتواند کمک شایانی برای تشخیص محیطهای دیرینه باشد. در زمان زندگی گیاهان، ریشه با فعالیتهای میکروبی پوشیده و پساز مرگ گیاه چروکیده و از جدارۀ خاک و ماسۀ دربرگیرندۀ آن جدا میشود. جایی که ریشه پوسیده شده است با رسوبات و ... پر میشود. آثار ساده و نامنظمی در مجاورت چنین ریشههایی دیده میشوند؛ زیرا بیمهرگان در جستجوی محیطهای مرطوب و تاریکند تا از آن برای تغذیه و سکونت استفاده کنند. ارتباط ویژهای بین اثرفسیلهای هلالی مانند Taenidium و ریشههای درختان وجود دارد و از رسوبات تراسهای دریایی در سواحل جنوبی ایتالیا گزارش شده است (D’Alessandro et al. 1993). Taenidium شاخص محیطهای دریایی در نظر گرفته شده است (Miller 2007)، اما در برخی موارد از محیطهای غیردریایی نیز گزارش شده است؛ برای نمونه، D’Alessandro et al. (1993) سه امکان را برای سازندگان این اثرفسیل پیشنهاد کرده است: 1) موجودی که همزمان با گیاه در محیط قارهای/آب شیرین زندگی میکرده است؛ 2) موجودات دریاییای که در دورههای سیلابی از بقایای گیاهان تغذیه میکردهاند؛ 3) فعالیت هر دو گروه رسوبخواران دریایی و قارهای با یکدیگر. به نوشتۀ Gregory et al. (2004)، اثرفسیل Taenidium میتواند نوعی حفاری ناشی از فعالیت جیرجیرکها یا ملخها باشد. دیده شده است جیرجیرکها در نیوزیلند، زمین را در نزدیک ریشههای درختان حفاری و تخمهای خود را درون آن میگذارند تا بتوانند از شیرۀ آن تغذیه کنند. برخی گونهها حداقل سه سال زیر زمین باقی میمانند و برخی گونههای آمریکای شمالی تا 17 سال پیش از ظهور زیر زمین زندگی میکنند که نشاندهندۀ فعلوانفعالات بین ریشهزایی گیاهان و بیمهرگان قارهای است.
Ichnogenus Taenidium Heer, 1877 Ichnospecies Taenidium isp. C 2010 Taenidium isp., Jaglarz and Uchman, p. 77, Fig. 6, E (شکلهای 15، C و 17، C) توصیف: این اثرفسیل بهشکل لولهای ساده و افقی به طول 21 سانتیمتر و عرض 1 سانتیمتر است و عرض آن در طول حفاری ثابت است؛ اما تفاوتی که با نمونههای دیگر دارد، داشتن برجستگی معکوس و دیدهشدن در سطح بالایی طبقههای ماسهسنگی است. بحث: به نظر میرسد این اثرفسیل توسط مناطق شکمی یا مناطق سینهای موجودات ایجاد شده است. بخشهایی از حفاری که بههمریخته و نامنظمند، ممکن است ناشی از پلتهای مدفوعی باشند و ممکن است برخی از انواع این اثرفسیل را نوعی کرم در سطح یا در رسوبات کمعمق ایجاد کرده باشد (Jaglarz and Uchman 2010). در این لایه، آثار فراوانی از برگهای فسیلهای گیاهی شامل Cladophlebis antarctica،Phlebopteris sp. و Podozamites distans مشاهده میشوند.
Ichnogenus Planolites Nicholson, 1873 Ichnospecies Planolites isp. A 2010 Planolites isp., Jaglarz and Uchman, p. 77, Fig. 6, C 2012 Planolites isp., Monaco et al.p.35, Pl. 2, Fig. 3 2017 Planolites beverleyensis Bayetgoll, Daraei, p. 206, Fig. 4 (شکلهای 15، D و E و 17، D) توصیف: این اثرفسیل جزو اثرفسیلهای با ساختار ساده است و در سطح بالایی لایۀ ماسهسنگی مشاهده میشود (Demircan 2008). طول آن از 5 تا 15 سانتیمتر متغیر و عرض آن حدود 5 میلیمتر است. بحث: اثرفسیل Planolites از پرکامبرین تا عهد حاضر (Demircan 2008) و از محیطهای دریایی کمعمق تا عمیق و آب شور و شیرین گزارش شده است (Pemberton et al. 2001). این اثرفسیل بهعنوان ساختار تغذیهای تفسیر میشود و رسوبخواران شبهکرم که بهطور فعال حفرههای خود را پر میکردهاند، آن را ایجاد کردهاند (Bayetgoll and Daraei 2017)؛ انواعی به طول 30 سانتیمتر نیز از این اثرفسیل گزارش شدهاند. معمولاً این اثرفسیل در سطح بالایی لایههای با آشفتگی ضعیف مشاهده میشود (Monaco et al. 2012) که چنین حالتی در منطقۀ موردمطالعه نیز دیده میشود.
شکل 15- تصاویر صحرایی اثرفسیلهای شناساییشده در برش دهشیخ شمال کرمان؛ A. Taenidium isp. A دارای پسریزهای مستقیم تا کمی منحنیشکل، B. Taenidium isp. B با برجستگی کامل در شکل مشخص است، C. Taenidium isp. C با هلالهای ریز و نسبتاً قوسیشکل همراه با فرورفتگی؛ D-E. Planolites isp. A دارای ساختار ساده با برجستگی مشخص، F. Planolites isp. B منحنیشکل و بدون پسریز
Ichnogenus Planolites Nicholson, 1873 Ichnospecies Planolites isp. B 2013 Planolites isp., Tiwari et al. p. 1470, Fig. 3, p. 72, Fig. 4 (شکلهای 15، F و 17، E) توصیف: این نمونه منحنیشکل و شامل منحنیهای مارپیچمانند است و در بخشهایی از آن، منحنیها یکدیگر را قطع کردهاند، بدون انشعاب است و حفاریهای منحنیشکل با عرض 8 میلیمتر و بدون پسریز در سطح لایه مشاهده میشوند. بحث: Planolites ازجمله اثرفسیلهایی است که انواع و اندازههای مختلفی دارد. این نمونه بسیار شبیه Helminthopsis است که بهطور خاص با رفتارهای تغذیهای موجودات دریایی مناطق عمیق ارتباط دارد (Seilacher 2007) و در محیطهای قارهای مشاهده نمیشود؛ ضمناً در منحنیهای آن قطعشدگی وجود ندارد، ولی در نمونۀ موردمطالعه قطعشدگی در منحنیها مشهود است. نمونۀ موردمطالعه ازنظر دامنۀ چرخش حفاریها تا حدی شبیه Helminthopsis tenuis است؛ با این تفاوت که ارتفاع حلقههای بزرگ آن بسیار بیشتر و به حدود 50 تا 60 میلیمتر میرسد، اما ارتفاع آنها در Helminthopsis tenuis 12 تا 18میلیمتر است (Mahmudy Gharaie et al. 2013). مشابه نمونۀ موردمطالعه از هیمالیا گزارش شده است که ازنظر ماهیت و الگوی حفاریها با سایر نمونههای Planolites متفاوت است و در این شرایط، بسیار شبیه اثرجنس Palaeophycus است؛ هرچند نبود انشعابات و شاخهشدن در Planolites وجه تمایز این دو اثرجنس است (Tiwari et al. 2013).
Ichnogenus ThalassinoidesEhrenberg, 1944 Ichnospecies Thalassinoides cf. suevicus 1991 Thalassinoides suevicus, Kim, p. 27, fig. 2 2002 Thalassinoides suevicus, Kim et al., p. 51, Fig. 6 2007 Thalassinoides, Seilacher, p. 49, pl. 17 2013 Thalassinoides suevicus, Yanin and Baraboshkin, p. 282, Pl. 1, p. 284, Pl. II (شکلهای 16، A و B و 17، H) توصیف: این اثرفسیل Uشکل و در برخی بخشها Yمانند و برجسته است و در سطح زیرین لایۀ ماسهسنگی مشاهده میشود. ابعاد شاخهها 1 تا 5/1 سانتیمتر و عرض آنها 3 تا 5 میلیمتر و بسیار کوچکند. بحث: برخی از انواع این اثرفسیل را سختپوستان (Netto 2007) و دهپایان و برخی را کرمهای نریتیک و دوزیستان ایجاد کردهاند. تفاوت ریختاری گونههای اثرفسیل Thalassinoides بر مبنای جهت شاخهها، ابعاد محفظۀ چرخش[14] و توسعه و هندسۀ شبکههاست. نمونۀ موردمطالعه ازنظر ریختشناسی کلی و ابعاد (حداکثر ابعاد 5 سانتیمتر) شبیه Thalassinoides suevicus type A در نوشتۀ Giannetti et al.(2007) است؛ درحالیکه Thalassinoides suevicus type B ابعاد بزرگتر (6 تا 8 سانتیمتر) و شبکههای منظم گستردهتری دارد؛ ازنظر دوشاخهبودن تونل نیز کاملاً شبیه Thalassinoides suevicus است و باتوجهبه اینکه ابعاد حفاریها در محل نقطۀ انشعاب افزایش مییابند، شبیه Thalassinoides suevicus است .(Kim et al. 2002) تفاوتی که این اثرجنس با Ophiomorpha دارد، در نبود پیچشهای مارپیچ و هلیکال است (Yanin and Baraboshkin 2013) و ازنظر ریختشناسی کلی به اثرجنس Steinichnus که Bromley and Asgaard (1979) از رخسارههای قارهای گزارش کرده، شبیه است؛ اما Steinichnus از اثرفسیل Thalassinoides بهواسطۀ نبود حجرههای دوشاخه متمایز میشود (Yanin and Baraboshkin 2013).
Ichnogenus Rhizoliths Klappa, 1980 Ichnospecies Rhizoliths isp. A 2002 Rhizoliths, Kim et al. p. 51, Fig. 6 2006 Rhizoliths, Kraus and Hasiotis, p. 640, Fig. 6, p. 642, Fig. 7 2006 Rhizoliths, Harris et al. p. 148 (شکلهای 16، C و D و 17، I) توصیف: این اثر به ریشۀ گیاهان فسیل در منطقۀ موردمطالعه مربوط است. طول انشعابات از 2 تا 10 سانتیمتر متغیر و عرض آنها 2 تا 12 میلیمتر است که بهسمت پایین شاخهها نازکتر میشوند.
شکل 16- تصاویر صحرایی اثرفسیلهای شناساییشده در برش دهشیخ شمال کرمان؛ A و B. Thalassinoides cf. suevicus اثرفسیل Uشکل و در برخی بخشها Yشکل با رلیف برجسته، C و D. Rhizoliths isp. A اندازۀ ریشهها بهتدریج بهسمت پایین کم میشود و دوشاخه میشوند، E و F. Rhizoliths isp. B ریشههایی ساده که نسبت به نمونۀ شکل قبل کمتر منشعب میشوند.
بحث: Rhizoliths ساختمانی رسوبی اندامی است و بهعنوان ساختار تولیدشده توسط ریشۀ گیاه و نشاندهندۀ فعالیت آن در طول حیات گیاه شناخته میشود (Kraus and Hasiotis 2006). این اثر دارای سیستم شاخهای عمودی است؛ درحالیکه سایر حفاریها جهتهای کموبیش مختلفی دارند (Harris et al. 2006). Klappa (1980) در نوشتۀ Kim et al. (2002)، پنج نوع اصلی Rhizoliths را معرفی کرده است که عبارتند از: مولد یا قالب ریشهای[15]، پرکنندۀ ریشهای[16]، لولۀ کوچک ریشهای[17]، rhizocretions sensu stricto و ریشۀ سـنگشده[18]؛ بر این اسـاس، نمـونۀ مـوردمـطالعه به نوع پنجم یعنی ریشهسنگ شده مربوط است.
Rhizoliths isp. B (شکلهای 16، E و F و 17، J) بحث: این اثرفسیل نسبت به نمونۀ قبل دارای انشعابات کمتر، سادهتر و تراکم کمتر است.
شکل 17- تصاویر شماتیک اثرفسیلهای شناساییشده در برش دهشیخ، شمال کرمان A)Taenidium isp. A, B)Taenidium isp. B, C)Taenidium isp. C, D) Planolites isp. A, E)Planolites isp. B, H)Thalassinoides cf. suevicus, I)Rhizoliths isp. A, J) Rhizoliths isp. B.
بحث بر اساس ماکروفسیلهای گیاهی یافتشده بهویژه گونههای Coniopteris hymenophylloides، Elatidesthomasii و Nilssonia friziensis، سن ژوراسیک میانی (باژوسین- باتونین) برای توالی موردمطالعه تأیید میشود. Barnard (1976) فسیلهای گیاهی سازند شمشک در برش الگو را مطالعه و سن ژوراسیک پیشین- میانی را برای آن تعیین کرده است؛ درحالیکه Vassiliev (1984) سن سازند هجدک در ناحیۀ دشت خاک را ژوراسیک میانی گزارش کرده است. Soheili (2002)، Mirzaei-Ataabadi (2002) و Khalilizadeh (2010) نیز سن ژوراسیک میانی (باژوسین- باتونین) را برای سازند هجدک پیشنهاد دادهاند. فسیلهای گیاهی موردمطالعه بهویژه فیلیکالها و دماسبیان در محیطهای مرطوب رشد میکنند. در بین فسیلهای گیاهی شناساییشده، دماسبیان، سیکادالها و فیلیکالها بیشترین فراوانی را دارند. ساقههای برجای دماسبیان شناساییشده در این ناحیه اهمیت دیرینه بومشناختی دارند. باتوجهبه برتری محیطی پایدار دماسبیان، میتوان از فسیل آنها بهعنوان نشانگر خوب برای تعیین محیط دیرینه استفاده کرد. بهطورکلی اسفنوفیتای مزوزوئیک در محیطهای مرطوب رشد میکردهاند. ازآنجاکه بیشتر اسفنوفیتا کلنیاند، کموبیش پهنههایی را در حاشیۀ تودههای آب تشکیل میدادهاند. اجتماع دماسبیانی مانند جنس Neocalamites همانند اجتماع بامبو که گیاهی رطوبتخواه[19] است، با شرایط مرطوب همچون دشتهای سیلابی یا محیطهای رودخانهای منطبق و سازگار است؛ ازاینرو،حضور آن به وجود آب در محیط بستگی دارد (Brea et al. 2009). خانوادههای بنهتیتال و جنس Otozamites در منطقۀ Pski روسیه، در باتلاقهای مناطق بینرودخانهای گزارش شدهاند (Gordenko 2008). اسموندالها، سرخسهای خاص شرایط گرم و مرطوب در کرانۀ رودخانهها یا مردابهای آب شیرین بودهاند (Gordenko 2008) و حتی لایههای کمزغالی را در یورکشایر انگلستان تشکیل دادهاند. جنس Anomozamites،جنس رایج بنهتیتال در مناطق دارای آبوهوای گرم ژوراسیک میانی اوراسیا بوده است (Kustatscher & Van-Konijnenburg-VanCittert 2013). باتوجهبه فراوانی سیکادوفیتا و سرخسها و نیز حضور فلورای مشابه در چین (منطقۀ Jilin) و جنوب روسیه (منطقۀ Schitukhe)، آبوهوای دیرینه گرمسیری تا نیمهگرمسیری و مرطوب برای این گیاهان گزارش شده است. حضور ژینکگوآلها و مخروطیان برگریز نیز نشاندهندۀ تغییرات فصلی و آبوهوای گرم تا معتدل است (Salyukova et al. 2013)؛ بر این اساس، فلور منطقۀ موردمطالعه را میتوان نشاندهندۀ شرایط آبوهوایی گرم و نسبتاً مرطوب دانست. به استناد مطالعههای رسوبشناسی عمومی و نتایج مطالعههای دیرینهشناسی گیاهی به نظر میرسد محیط رسوبی سازند هجدک در برش دهشیخ، محیط دلتایی تحتتأثیر رودخانه یا محیط حدواسط رودخانهای- دلتایی باشد. نبود افقهای زغالدار گویای گسترش محدودتر دشت دلتایی و کفههای فروافتادۀ باتلاقی در این ناحیه است؛ اگرچه اغلب نهشتههای فسیلدار این برش در محیطهای زیرآبی بخش جلویی دلتا و بخش انتهایی دلتا تشکیل شدهاند. از سوی دیگر، سطح تنوع در ایکنوفسیلهای مناطق دلتایی بسیار کم است (Hobday and Tavener-Smith 1975) و دشتهای دلتایی ازنظر محتوای ایکنوفسیلی شبیه محیطهای قارهای و آب شیرین هستند (Buatois and Mangano 2011). رسوبات کانالهای انشعابی آشفتگی پراکنده و ضعیفی دارند و اثرفسیلها معمولاً در امتداد سطوح ظاهر میشوند که نشاندهندۀ کلنیشدن در طول دورههای سکون آب است و شکلهایی مانند Planolites، Ophiomorpha و Diplocraterion ایکنوفسیلهای رایج این محیط هستند (Martinius et al. 2001). نهشتههای توزیعشده بین خلیجهای دهانهای با غلبۀ Planolites و Teichichnus مشخصند و در بالای توالیهای کانال ظاهر میشوند (Buatois and Mangano 2011)؛البتهایکنوجنسPlanolites در محیطهای دریایی، ساختارهای پیچیدهتری را نشان میدهد (Buatois and Mangano 1992). تغییرات شوری، آشفتگی آب، ورود گل، تغییرات انرژی و میزان رسوبگذاری از مهمترین عوامل تنشزا در ناحیۀ دلتا به شمار میآیند و بهطورکلی جوامع اثرفسیلی را تحتتأثیر قرار میدهند؛ بهطوریکه معمولاً مجموعههای دارای اثرفسیل کم و فقیر از عناصر معلقخوار و با تسلط عناصر رسوبخوار حاکمند (Carmona et al. 2009). اگرچه اثرفسیلهای محیطهای دلتایی کمیابند، در منطقۀ موردمطالعه در برش دهشیخ با حفظشدگی و فراوانی نسبتاً خوب همراه با فسیلهای گیاهی یافت میشوند. مطالعۀ 8 اثرگونۀ مختلف در برش دهشیخ نشان میدهد این آثار که ازنظر ریختشناسی اغلب ساده، لولهای تا استوانهایاند و شکلهای پیچیده یا شاخهشاخه در آنها بسیار کم است، به نمونههای سیستمهای دلتایی (Buatois and Mangano 2011) شباهت دارند و به فعالیت بیمهرگان هتروپود متعلق به اثررخسارۀ Scoyenia مربوط میشوند. Mcilroy (2004) کاهش اندازه و ابعاد حفاریها را با افزایش شوری و کاهش میزان اکسیژن مرتبط میداند. تنوع کم اثرفسیلها، فراوانی اثرجنس Planolites و اندازۀ کوچک اثرجنس Thalassinoides به تنش محیطی بهویژه نفوذ آب شور در محیط دیرینه مربوط است (Jaglarz and Uchman 2010) و شاید بتوان چنین فرایندی را در کاهش اندازه و تنوع اثرفسیلی برش موردمطالعه مدنظر قرار داد. بیشتر اثرفسیلهای موردمطالعه از نوع تغذیهای، سکونتگاهی و محل استراحت هستند و محیطهای مرطوب را تأیید میکنند. آثار ریشه در باتلاقهای اشباع از آب گزارش شده است (Buatois and Mangano 2011). تنوع کم اثرفسیلها نشاندهندۀ عوامل تنشزای ناشی از کاهش شوری است و میتواند وجه تمایز دشتهای دلتایی از توالی سواحل دریایی باشد. همچنین نمونههای بسیار فشرده از Thalassinoides، همانطور که در برش موردمطالعه نیز مشاهده میشود، نشاندهندۀ میزان زیاد رسوبگذاری و جایگیری ماسههای اشباع از آب است .(Buatois and Mangano 2011) درجۀ بالاتر آشفتگی بهطور محلی نشاندهندۀ دورههای نفوذ کمتر دلتا و تأثیر اثرتاکسای کاملاً دریایی است؛ با درنظرگرفتن این مطلب در منطقۀ موردمطالعه، درجۀ آشفتگی ضعیف و نشاندهندۀ دورههای نفوذ بیشتر دلتاست (جدول 2).
جدول 2- مقایسۀ ماهیت رسوبی، رخساره و شدت آشفتگی اثرفسیلهای موردمطالعه در برش دهشیخ (شمال کرمان)
نتیجه شناسایی 30 گونه متعلق به 16 جنس از ماکروفسیلهای گیاهی مختلف، سن ابتدای ژوراسیک میانی را برای افق فسیلدار سازند هجدک در برش چینهشناسی دهشیخ تأیید میکند. باتوجهبه فراوانی دماسبیان، سیکادالها و فیلیکالها که گیاهانی رطوبتخواهند، بهطورکلی میتوان فلور منطقه را نشاندهندۀ شرایط آبوهوایی گرم و نسبتاً مرطوب دانست. حضور ساقههای برجای دماسبیان همراه با سیستم ریشه و به تعداد فراوان و در سطحی نسبتاً وسیع گویای فسیلشدگی برجای این گیاهان است. مطالعۀ 20 نمونه اثرفسیل همراه در این توالی به معرفی 8 اثرگونۀ مختلف انجامید و تعداد زیادی از آنها (حدود 18 نمونه از 20 نمونه اثرفسیل) در لایۀ دربردارندۀ ساقههای برجای دماسبیان یافت شدند. این اثرفسیلها که تنوع کمی دارند، بهطورکلی به نمونههای سیستمهای دلتایی شباهت دارند و به بیمهرگان هتروپود متعلق به اثررخسارۀ Scoyenia مربوط میشوند. بر اساس مطالعههای رسوبشناسی انجامشده در پژوهش حاضر، محیط رسوبی سازند هجدک در برش دهشیخ اغلب محیط دلتایی (چرخههای بهسمت بالا درشتشونده) تحتنفوذ رودخانه (رودخانه با چرخههای بهسمت بالا ریزشونده) تفسیر میشود که بیانکنندۀ دورههای پرشدن کانال و کاهش انرژی است. نبود افقهای غنی از مواد آلی در این برش نسبت به اغلب برشهای زغالدار نشان میدهد دشت دلتایی و کفههای فروافتادۀ باتلاقی در این ناحیه گسترش کمتری دارند و اغلب نهشتههای این برش در محیطهای بخش جلویی دلتا و بخش انتهایی دلتا تشکیل شدهاند. آنچه از پژوهش حاضر برمیآید اینست که تلفیق مطالعههای فسیلشناسی، رسوبشناسی و سنگشناسی همراه با مطالعۀ اثرفسیلها در شناخت دقیقتر محیط دیرینه بسیار مفید و تأثیرگذار است و با تفسیر درست به شناخت جزئیات بیشتر و ایجاد تصویر واضحتر از محیط کمک میکند.
سپاسگزاری مقالۀ حاضر برگرفته از طرح پژوهشی شمارۀ 40963/3 دانشگاه فردوسی مشهد است و نویسندگان از همراهی و همکاری معاونت پژوهشی این دانشگاه سپاسگزاری میکنند؛ همچنین نویسندگان لازم میدانند از خانم دکتر بارباکا از موزۀ تاریخ طبیعی مجارستان و خانم دکتر ونکونینبورگ ونسیترت از موزۀ ملی علوم طبیعی اتریش برای راهنماییهای ارزنده در شناسایی ماکروفسیلهای گیاهی و آقای توماس روگرگود از دانشگاه یوتا برای کمک به شناسایی اثرفسیلها سپاسگزاری کنند. [1] Equisetales [2] Matrix-supported congelomerate [3] Convolute bedding [4] Crevasse-splay [5] Erosional scours [6] Delta front [7] distributary channel-fill deposits [8] prodelta [9] River-dominated delta [10] Mixed river-tidal influenced delta [11] Relief [12] Hypichnial [13] Menisci [14] Turning chamber [15] Root mold [16] Root cast [17] Root tubule [18] Root petrifaction [19] Hygrophytes | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Abbassi N. 2007.Shallow marine trace fossils from Upper Devonian sediments of the Kuh-E Zard, Zefreh area, Central Iran. Iranian Journal of Science and Technology 31: 23-33.
Abbassi N. Parvanehnejad Shirazi M. and Hosseinzadeh M.A. 2016. The Effect of Phycodes-Thalassinoides Synthesis Fossils from Albanian-Senomanian Gozak Deposits, South Kerman. Earth Sciences Quarterly 24: 145-152.
Aghanabati A. 2004. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, 586 p.
Aghanabati A. 2006. Geology of Iran. Geological Survey of Iran, 586 p.
Ameri H. Dastanpour M. Khalilizadeh H. and Zamani F. 2014. Plant fossil remains from the Bajocian–Bathonian of Hojedk Formation, Babhutk area, Kerman, Iran. Arabian Journal of Geosciences, 7(6): 2293-2302.
Ameri H. Khalilizadeh H. and Zamani F. 2014. Four New Equisetites Species (Sphenophyta) from theHojedk Formation, Middle Jurassic (Bajocian-Bathonian), the North of Kerman, Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran, 25(3): 253-264.
Ameron H.W.J. 2002. Fossilium Catalogus. II. Plantae Paris 104: 635-702.
Barbacka M. and Bodor E. 2008. Systematic and palaeoenvironmental investigations of fossil ferns Cladophlebis and Todites from the Liassic of Hungary. Acta Palaeobotanica, 48(2): 133-149.
Barnard P.D.W. 1965. The geology of the upper Djadjerud and Lar valleys (North Iran) II. Palaeontology. Flora of the Shemshak Formation 1. Liassic plants from Dorud. Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 71(4): 1123-1168.
Barnard P.D.W. 1967. Flora of the Shemshak Formation. Part 2: Liassic Plants from Shemshak and Ashtar. Riv. Ital. Paleont, 73(2): 539-589.
Barnard P.D.W. and Miller J.C. 1976. Flora of the Shemshak Formation (Elburz, Iran), Part 3: Middle Jurassic (Dogger) plants from Khatumbargah, Vasekgah and Imam Manak. Palaeontographica, 155: 31-117.
Bayet-Goll A. Daraei M. 2017. Ichnotaxonomy of trace fossil of the Upper Triassic Nayband Formation, Tabas Block, Central Iran. Geopersia, 7(2): 199-218.
Bhattacharya J.P. and Giosan L. 2003. Wave-influenced deltas: geomorphological implications for facies reconstruction. Sedimentology 50: 187–210.
Bose M.N. 1958. The fossil flora of the Jabalpur Series - 2. Filicales. Palaeobotanist, 7(2): 90-92.
Boureau E.R. Furon and L.F. Roset. 1950. Contribution à l’étude des flores jurassiquesd’Asie. 1. Le plateau Iranien. Mémoires duMuséum national d'Histoire Naturelle, 2: 207-242.
Braun C.F.W. 1843. Beitrage zur Urgeschichte der Pflanzen. In: Munster, G., Graf zu. Beitrage zur Petrefacten Kunde, 6: 9-13.
Brea M. Artabe A.E. and Spalletti L.A. 2009.Darwin Forest at Agua de la Zorra: the first in situ forest discovered in South America by Darwin in 1835. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 64 (1): 21-31.
Bromley R.G. 1996. Trace Fossils: Biology, Taxonomy and Applications. Geological Institute University of Copenhagen Denmark, 349 p.
Bromley R.G. Buatois L.A. Genise J.F. and et al. 2007. Comments on the paper "Reconnaissance of Upper Jurassic Morrison Formation ichnofossils, Rocky Mountain Region, USA: Paleoenvironmental, stratigraphie, and paleochmatic significance of terrestrial and freshwater ichnocoenoses. Sedimentary Geology, Elsevier 200: 141-150.
Bromley R.G. Ekdale A. and Richter B. 1996. New Taenidium (trace fossil) in the Upper Cretaceous chalk of northwestern Europe. Bulletin of the Geological Society of Denmark, 46: 47-51.
Brongniart A. 1849. Tableau des genres de végétaux fossiles considérés sous le point de vue de leur classifi cation botanique et de leur distribution géologique. Dict. Univers. Hist. Nat., Paris 21: 1-35.
Buatois L.A. and Mángano M.G. 1992. La oxigenación como factor de control en la distribución de asociaciones de trazas fósiles, Formacion Kotick Point, Cretácico de Antártida. Ameghiniana, 29: 69-84.
Buatois L.A. and Mangano M.G. 2004. Animal-substrate interactions in freshwater environments: applications of ichnology in facies and sequence stratigraphic analysis of fluvio-lacustrine successions. Geological Society, London, Special Publications, 228: 311-333.
Buatois L.A. and Mangano M.G. 2011. Ichnology Organism–substrate interactions in space and time. University of Saskatchewan, Canada, Cambridge University Press, 347 p.
Carmona N.B. Buatois L.A. Ponce J.J. and Mángano M.G. 2009. Ichnology and sedimentology of a tide-influenced delta, Lower Miocene Chenque Formation, Patagonia, Argentina: Tracefossil distribution and response to environmental stresses. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 273: 75-86.
Corsin P. and Stampfli G. 1977. La formation de Shemshak dans l’Elburz oriental (Iran) flore stratigraphie paléogéographie. Geobios, 10: 509-571.
D'alessandro A. Loiacono F. Bromley R.G. 1993. Marine and normarine trace fossils and plant roots in a regressional setting (Pleistocene, Italy). Riv. It. Paleont, Strat., 98: 495-522.
D'Alessandro A. and Bromley R.G. 1987. Meniscate trace fossils and the Muensteria-Taenidium problem. Palaeontology, 30: 743–763.
Davies C. Allen M.B. Buslov M.M. and Safonova I. 2010. Deposition in the Kuznetsk Basin, Siberia: Insights into the Permian- Triassic transition and the Mesozoic evolution of Central Asia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 295, 307-322.
Davis R.A. 2012. Tidal signatures and their preservation potential in stratigraphic sequences. In: Davis, R.A., Dalrymple, R.W. (Eds.), Principles of Tidal Sedimentology. Springer, Heidelberg, pp. 35-55.
Dehnavi D. Mahmoudi Qaraee M. Mousavi Harami R. and Ghaemi F. 2012. Continental impacts on Oligocene sediments Binalood zone, north of Neyshabur. Sedimentary Facies Scientific Journal, 46-60.
Demircan H. 2008. Trace fossils associations and palaeoenvironmetal interpretation of the Late Eocene Unit (SW-Thrace). Miner. Res. Expl. Bull., 136: 29–47.
Desjardins P.R. Buatois L.A. Limarino C.O. and Cisterna G.A. 2009. Latest Carboniferous- earlist Permian transgressive deposits in the Paganzo Basin of western Argentina: Lithofacies and sequence stratigraphy of a coastal- plain to bay succession. Journal of South American Earth Sciences, 28: 40-53.
El-Azabi M.H. and El-Araby A. 2007. Depositional framework and equence stratigraphic aspects of then Coniacian-Santonian mixed siliciclastic/carbonate Matulla sediments in Nezzazat and Ekma bloks, Gulf of Suez, Egypt. Journal of African Earth Sciences, 47: 179-202.
Fakhr M.S. 1977. Contribution a l′etude de la flore rheto-liassique de la formation de Shemshak de l′ Elburz (Iran). These, Uni. Piere et Marie Curie Paris VI; Paleobotanique del′Universite Paris, 2(421): 1-51.
Fernandes A.C.S. and Carvalho I.D.S. 2006. Invertebrate ichnofossils from the Adamantina Formation (Bauru basine, Late Cretaceus), Brazil. Rev. Bras. Paleontol, 9(2): 211-220.
Folk R.L. 1980. Petrology of Sedimentary Rocks. The University of Texas at Austin, 190 p.
Fürsich F.T. Wilmsen M. Seyed-Emami K. and Majidifard M.R. 2009. The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. In: Brunet M.F. Wilmsen, M. & Granath J. (Eds.) South Caspian to Central Iran basins. Geological Society London Special Publications, 312: 189-203.
Ghazi S. and Mountney N.P. 2009. Facies and architecturalelement analysis of ameandering fluvial succession: The PermianWarchha Sandstone, Salt Range, Pakistan. Sediment, Geol., 221: 99-126.
Ghorbani M. 2013. A Summary of Geology of Iran, the Economic Geology of Iran. Mineral Deposits 45and Natural Resources, Springer Geology, 45-64.
Giannetti A. Monaco P. Caracuel J.E. Soria, J.M. and Yébenes A. 2007. Functional morphology and ethology of decapod crustaceans gathered by Thalassinoides branched burrows in Mesozoic shallow water environments. 3rd Symposium on Mesozoic and Cenozoic Decapod Crustaceans, Museo di Storia Naturale di Milano, 48-52
Gibert J.M. and Saez A. 2009. Paleohydrological significance of trace fossil distribution in Oligocene fluvial-fan-to-lacustrine systems of the Ebro Basin, Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 272:162-175.
Good T.R. 2013. Life in an Ancient Sea of Sand: Trace Fossil Associations and Their Paleoecological Implications in the Upper Triassic/Lower Jurassic Nugget Sandstone, North Eastern Utah. A thesis submitted to the faculty of The University of Utah, Department of Geology and Geophysics the University of Utah, USA, 124 p.
Good T.R. and Ekdale A.A. 2014. Paleoecology and taphonomy of trace fossils in the eolian Upper Triassic /Lower Jurassic Nuggle sandstone, Northeastern Utah. Palaios, 29: 401-413.
Gordenko N.V. 2008. Middle Jurassic Flora of the Peski Locality (Moscow Region). Systematics, Paleoecology, and Phytogeography, Paleontological Journal, 1285-1382.
Gregory M.R. Martin A.J. and Campbell K.A. 2004. Compound trace fossils formed by plant and animal interactions: Quaternary of northern New Zealand and Sapelo Island, Georgia (USA). Fossils an,d Strata 51: 88-105.
Harms J.C. Southard J.B. and Walker R.G. 1982. Structures and Sequence in Clastic Rock. Socity of Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course, 55p.
Harris J.D. Lucas S.G. Spielmann J.A. and et al. 2006. The Triassic- Jurassic terrestrial transition. Museum of Natural History and science, New Mexico, 599 p.
Harris T.M. 1926. The Rhaetic flora of Scoresby Sound, East Greenland. Med Om Gronland Bd, 68: 1-43.
Harris T.M. 1932. The fossil flora of Scoresby Sound East Greenland, Part 2: Description of seed plants incertae sedis together with a discussion of certain Cycadophyta cuticule. Gronland, 85(3): 1-112.
Higgs K.E. King P.R. Raine J.I. Sykes R. Browne G.H. Crouch E.M. and Baur J.R. 2012. Sequence stratigraphy and controls on reservoir sandstone distribution in an Eocene marginal marine- coastal plain fairway, Taranaki Basin, New Zealand. Marine and Petroleum Geology, 32: 110-137.
Higgs N.D.C.T.S. Little A.G. Glover T.G. Dahlgren C.R. Smith and Dominici S. 2012. Evidence of osedax worm boring in Pliocene. Historical Biology, 24: 269-277.
Hobday D.K. and Tavener-Smith R. 1975. Trace fossils in the Ecca of northern Natal and their palaeo environmental signifcance. Palaeontologia Africana, 18: 47-52.
Hofmann R. Mangano M.G. Elicki O. Shinaq R. 2012. Paleoecologic and Biostratigraphic Significance of Trace Fossils From Shallow- to Marginal-Marine Environments From the Middle Cambrian (Stage 5) of Jordan.Journal of Paleontology, 86(6): 931-955.
Houtum-Schindler A. 1881. Art. XX.—Notes on Marco Polo's Itinerary in Southern Persia (Chapters XVI. to XXI. Col. Yule's Translation). Journal of the Royal Asiatic Society of Great Britain & Ireland (New), 13(4): 490-497.
Huber H. and Stocklin J. 1954. Hojedk coal survey. National Iranian Oil Company. Unpubl. Report 116. 65p.
Huckriede R.Kursten M. and Venzlaff H. 1962. Geologie des Gebietes zwischen Kerman und Saghand (Iran). Geologisches Jahrbuch. Beiheft, 51. 197p.
Huerta P. Armenteros I. 2005. Calcrete, palustrine assemblages on a distal alluvialflood plain: a response to local subsidence (Miocene of the Duero Basin, Spain). Sedimentary Geology, 177: 253-270.
Jaglarz P. and Uchman A. 2010. A hypersaline ichnoassemblage from the Middle Triassic carbonate ramp of the Tatricum domain in the Tatra Mountains, Southern Poland. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 292: 71-81.
Jarzynka A. and Pacyna G. 2015. Fossil flora of Middle Jurassic Grojec clays (southern Poland). Raciborski’s original material reinvestigated and supplemented. I. Sphenophytes, Acta Palaeobotanica, 55(2): 149-181.
Khalifa M.A. Soliman H.E. and Wanas H.A. 2006. The Cambrian Araba Formation in northeastern Egypt: facies and depositional environments. Journal of Asian Sciences, 27, 873-884.
Khalilizadeh H. 2010. Biostratigraphy of Hojedk Formation Based on Plant Macrophosphils in Bob Hotak Section, Master's thesis for geology, Payame Noor University of Shiraz, Iran, 250 p.
Kim J.U. Kim K.S. and Pickerill R.K. 2002. Cretaceous Nonmarine Trace Fossils from the Hasandong and Jinju Formations of the Namhae Area, Kyongsangnamdo, Southeast Korea. Ichnos Taylor & Francis, 9: 41-60.
Kim J.Y. 1991. The occurrence of the trace fossil Thalassinoidesfrom the Seogwipo Formation. Jeju Island, Korea. J. Paleont. Soc. Korea, 1: 26-31.
Klein G.D. 1971. A sedimentary model for determining paleotidal range. Geological Society American Bulletin, 82, 2585-2592.
Kraus M.J. and Hasiotis S.T. 2006. Significance of different modes of rhizolith preservation to interpreting paleoenvironmental and paleohydrologic settings: examples from Paleogene paleosols, Bighornbaisin, Wyoming, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 76: 633-646.
Kustatscher E. and Van-Konijnenburg-VanCittert J.H.A. 2013. Seed ferns from the European Triassic- An over view. New Mexico Museum of Natural History and Science, 61: 331-344.
Lasemi Y. Jahani D. Amin-Rasouli H. and Lasemi Z. 2012. Ancient carbonate tidalites. In: Davis, R.A., Dalrymple, R.W. (Eds.), Principles of Tidal Sedimentology. Springer, Heidelberg, 567-607.
Lasemi Y. and Kheradmand A. 1999. Facies, sedimentary environments and origin of sandstones in Hajdak Formation in Zarand district of Kerman. Earth Sciences, 31(32): 50-63.
Lewis D.W. and McConchie D. 1994. Analytical Sedimentology. Chapman and Hall, London, 197p.
Mahmodi Ghaderi M.H. Ghaderi A. Ashoori A. Raufian A. and Khanebad M. 2014. Deep Sea Profiles in Late Middle Eocene Sediments of Mashhad and its Application in Sedimentary Environmental Interpretation. Journal of Research Paleontology, 1(1): 81-102.
Martin A.J. 2009. Applications of trace fossils to interpreting paleoenvironments and sequence stratigraphy. Atlanta, Georgia Geological Society Guidebook, 29: 35-42.
Martinius A. W. Kaas I. Næss A. Helgesen G. Kjærefjord J.M and Leith D.A. 2001. Sedimentology of the heterolithic and tide-dominated Tilje Formation (Early Jurassic, Halten Terrace offshore mid-Norway). In Sedimentary environments Offshore Norway: Palaeozoic to Recent, ed. O. Martinsen and T. Dreyer. Norwegian Petroleum Society. Special Publication, 10: 103-144.
Mcilroy D. 2004. The Application of Ichnology to Palaeoenvironmentaland Stratigraphic Analysis. Sedimentology & Internet Solutions Ltd, Special Publication, UK, 497p.
Miall A.D. 2000. Principle of Sedimentary Basin Analysis. Springer-Verlag, New York, 668p.
Miall A.D. 2006. How do we identify big rivers and how big is big? Sedimentary Geology, 186: 39-50.
Miller W. 2007. Trace Fossils: Concepts, Problems, Prospects. Geology Department Humboldt State University Arcata, CA, USA, 637p.
Mirzaii Ataabadi M. 2002. Paleobothany of Jurassic Continental Sediments in the North of Kerman, Master Thesis for Geology, University of Isfahan, Iran, 250 p.
Moinaddini Z. Faryabi A. RaeisoAl-Sadat S.N. and Lotf Abad Arabs A. 2014. The study of biostratigraphic deposits of Flishian deposits of Paliocene Eucen in the chahartegari section, south east of Kerman. Two paleontological studies 1(1): 1-11.
Monaco P. Trecci T. and Uchman A. 2012. Taphonomy and ichnofabric of the trace fossil Avetoichnus luisae Uchman & Rattazzi, 2011 in Paleogene deep-sea fne-grained turbidites: examples from Italy, Poland and Spain. Bollettino della Società Paleontologica Italiana, 51(1): 23-38.
Naugolnykh S.V. and Mitta V.V. 2016. In situ preserved Equisetophyte stems in the Upper Bajocian Parkinsoni Zone (Middle Jurassic) of the Northern Caucasus. Stuttgart Museum of Natural History, Palaeodiversity, 9: 113-120.
Netto R.G. 2007.Gyrolithes as a multipurpose burrow: An ethologic approach. Sociedade Brasileira de Paleontologia, Paleontol, 10(3): 157-168.
Nichols G.J. and Fisher J.A. 2007. Processes, facies and architecture of fluvial distributary system deposits. Sedimentary Geology, 195: 75-90.
Norrozi K. Dastanpour M. Vaziri M.R. and Lotf Abad Arab A. 2015. Systematic and Paleo-ecology of Upper Cretaceous Flishi Iknofossils in West of Kerman, Shahid Bahonar University of Kerman, Iran, 200 p.
Nosova N. van Konijnenburg-van Cittert J.H.A. and Kiritchkova A. 2016. New data on the epidermal structure of the leaves of Podozamites Braun. Review of Palaeobotany and Palynolog Palbo, 3811: 1-47.
Pemberton S.G. Spila M.V. Pulham A.J. Saunders T. MacEachern J.A. Robbins D. and Sinclair I. 2001. Ichnology and Sedimentology of Shallow and Marginal Marine Systems: Ben Nevis and Avalon Reservoirs, Jeanne D’Arc Basin, (illustratededitions). Geological Association of Canada, 1-335.
Pettijohn F.J. 1975. Sedimentary rocks. Harper and row, New York, 628 p.
Pott C. Kerp H. and Krings M. 2008. Sphenophytes from the Carenian (upper Triassic) of Lunz am see (Lower Austria), Germany. Jahrbuch der Geologischen Bundesanstalt, Palaeoworld, 17(3-4): 172-182.
Raj R. 2007. Late Pleistocene fluvial sedimentary facies, the Dhadhar River basin, Western India. Quaternary International, 159: 93-101.
Rees P.M. and Cleal C.J. 2004. Lower Jurassic floras from Antarctica. Special Papers in Palaeontology, 72: 1-88.
Saadatnejad J. Ghaderi A. and Naeemi Ghasabian N. 2010. Study and Presentation of Toarcian-Bajocian Plant Macrofossils of Gorakhk-Shandiz Region, north east of Iran. Sedimentary Facies, 2(2): 1-31.
Sadovnikov G. 1976. The Mesozoic flora of Alborz and central Iran and its stratigraphic importance. National Iran Steel Company of Iran, Tehran, 1-118.
Salyukova E. Volynets E. Ge S. and Shorokhova S. 2013. Comparison of Early Jurassic flora from South Primorye of Russia with its main coeval floras of China. Global Geology, 16(1)∶ 19-25.
Schimper W.P. 1870. Traitéde Paléontologie Végétale ou la flore du monde primitive dans ses rapports avec les formations géologiques et la flore du monde actuel. Baillière et Fils, Paris, 522 p．
Schweitzer H.J. and Kirchner M. 1995. Die rhäto-jurassischen Floren des Iran und Afghanistans. 8. Ginkgophyta: Palaeontographica B, 237 (1-3): 1-58.
Schweitzer H.J. and Kirchner M. 1996. Die rhäto-jurassischen Floren des Iran und Afghanistans. 9. Coniferophyta. Palaeontographica B, 238(4-6): 77-139.
Schweitzer H.J. and Kirchner M. 1998. Die rhäto-jurassischen Floren des Iran und Afghanistans. 11. Pteridospermophyta und Cycadophyta I. Cycadales. Palaeontographica B, 248 (1-3): 1-85.
Schweitzer H.J. Kirchner M. van Konijnenburg-van Citteret J.H.A. 2000. The Rhaeto-Jurassic flora of Iran and Afghanistans. 12. Cycadophyta. II. Nilssoniales. Palaeont B, 254(1-3): 1-63.
Schweitzer H.J. and Kirchner M. 2003. Die rhäto-jurassischen Floren des Iran und Afghanistans 13. Cycadophyta. III. Bennettitales. Palaeontographica B, 264 (1-6), p. 1-166.
Schweitzer H. J. Schweitzer U. Kirchner M. Van Konijnenburg-van Cittert J.H.A. Van Der Burgh J. and Ashraf R.A. 2009. The Rhaeto Jurassic flora of Iran and Afghanistan. 14. Pterophyta- Leptosporangiatae. Palaeontographica B, 279 (1-6): 1-108.
Schweitzer H.J. Van Konijnenburg- van Cittert J.H.A. and Van Der Burg J. 1997. The Rhaeto-Jurassic flora of Iran and Afghanistan. 10. Bryophyta, Lycophyta, Sphenophyta, Pterophyta-Eusporangiate and Protoleptosporangiate. Palaeontographica B, 243: 103-192.
Seilacher A. 2007. Trace Fossil analysis. Springer Berlin Heidelberg, New York, 226 p.
Soheili S. 2002. Paleoecology of Hojedk Formation in Pabdana Region Based on Palinology Studies, Master's thesis for geology, Tehran University, Iran. 180p.
Solanki P.M. Bhatt N.Y. and Patel S.J. 2015. Lithofacies and Ichnology of Jumara Formation of Bharasar Dome, Kachchh, Western India. Journal of Geosciences Research, 1: 29-43.
Stahl A.F. 1897. Zur Geologie von Persien. GeognostischeBeschreibung von Nord- und Zentral-Persien. Ergänzung-sheft zu Petermanns Mitteilungen, 122: 60-68.
Stöcklin J. 1977. Structural Correlation of the Alpine Range between Iran and Central Asia. Memoire Hors-Serve dela Societe Geologique de France, 8: 333-353.
Strand K. 2005. Sequence stratigraphy of the silisiclastic east Puolanka Group the Palaeoproterozoic Kainuu Belt, Finland. Sedimentary Geology, 176, 149-166.
Stur D. 1886. Vorlage der von Dr. Whner aus Persian mitgebrachten fossilen Pflanzen. Verb. K.K. Geol. Reicb., Wien, 16: 431-436.
Tianrui S. 1991. Textural maturity of arenaceous rocks derived by microscopic grain size analysis in thin section. In: Syvitski, P.M. (Ed.), Principles, Methods and Application of Particle Size Analysis. Cambridge University Press, Cambridge, 163-173.
Tipper G.H. 1921. The geology and mineral resources of eastern Persia. Records of the Geological Survey of India, 53: 51-80.
Tiwari M. Parcha S. K.Shukla R. and Joshi H. 2013. Ichnology of the Early Cambrian Tal Group, Mussoorie Syncline, Lesser Himalaya, India. Journal of Earth System Science, 122(6): 1467-1475.
Vaez-Javadi F. and Mirzaei-Ataabadi M. 2006. Jurassic plant macrofossils from the Hojedk Formation, Kerman area, east-central Iran. Australasian, Journal of Palaeontology, 63-96.
Vaez-Javadi F. 2006. Plant fossil remains from the Rhaetian of Shemshak formation Narges-Chal area, Alborz, NE Iran. Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 397-416.
Vaez-Javadi F. and Allameh M. 2015. Biostratigraphy of the Bazehowz Formation at its Type section, South West Mashhad based on plant macrofossils. Geopersia, 5(1): 27-44.
Vaez-Javadi F. and Ghavidel-Syooki M. 2002. Plant megafossil remains from Shemshak Formation of Jajarm area, NE Alborz, Iran. Palaeobotanist, 51: 57-72.
Vassiliev Y. 1984. Mesozoic plant fossils from coal areas in Iran. (translated by Mehdian, M.H. into Persian). Atlas. Min.Met. 2(2): 1-97.
Yanin B.T. and Baraboshkin E.Y. 2013.ThalassinoidesBurrows (Decapoda Dwelling Structures) in Lower Cretaceous Sections of Southwestern and Central Crimea. Stratigraphy and Geological Correlation, 21(3): 280-290.
Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. and Mahboubi A. 2014. Sequence stratigraphy of the Early-Middle Devonian succession (Padeha Formation) in Tabas Block, East-Central Iran: Implication for mixed tidal flat deposits. Palaeoworld, 23, 31-49.
Zand-Moghadam H. Moussavi-Harami R. Mahboubi A. and Aghaei A. 2016. Lithofacies and sequence stratigraphic analysis of the Upper Jurassic siliciclastics in the eastern Kopet-Dagh Basin, NE Iran. Journal of African Earth Sciences, 117, 48-61.
Zimmerman S.D. Erber N. Hansen E.C. and Fisher T. 2011. Plant Macrofossils and Other Paleoenvironmental Indicators in an Allegan County Peat Bog. Geological Society of America (GSA), 43(5): 1-466. | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 1,186 تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 573 |
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||