میکروفاسیسهای موجود، ۱۰ میکروفاسیس شناسایی و توصیف گردید که عمدتاً رخسارههای مربوط به منطقه عمیق را نشان میدهند.
– قنواتی (۱۳۷۸)، در گزارش شماره ۳۵۸ اداره کل زمینشناسی گسترشی مناطق نفت خیز به مطالعه و بررسی چینهای سازند پابده در لرستان پرداخته، در این مطالعه تعداد ۸۳ حلقه چاه بررسی شده که سازند پابده را شامل می‌شوند. وی هدف از این مطالعه را بررسی عملکرد دوگانه پابده، به عنوان سنگ منشاً نفت در میادین نفتی و نیز توان مخزنی این سازند در ایجاد تلههای چینهای با توجه به تنوع سنگشناسی آن بیان کرد.
– نجفی (۱۳۸۰)، در رساله خود سازند پابده را در برش نمونه شامل ۶۴۰ متر رسوبات شیلی-آهکی و آهک رسی معرفی کرده و از لحاظ زمانی بخشی از پالئوسن آغازی (اشکوب Danian)،- پالئوسن پایانی-ائوسن-الیگوسن آغازی و بخشی از الیگوسن پایانی را به عنوان سن سازند پابده بیان کرد.
– لاسمی و همکاران (۱۳۸۲)، بررسی آهکهای دوباره نهشته شده سازند پابده و پتانسیل مخزنی آنها، که اظهار میدارند که پس از بالا آمدن سطح دریاها در زمان ائوسن و پدیدار شدن پلاتفرمهای کربناته سازند جهرم (ائوسن) نرخ بالای تولید کربنات به محل رسوبات کربناته و نهشته شدن مجدد آهکهای دوباره نهشته شده سازند پابده به گمان قوی دارای کیفیت مخزنی هستند.
– بهبهانی و دیگران (۱۳۸۵)، بررسی ایکنوفسیلها و ایکنورخسارههای سازند پابده در شمال غرب ایلام. ایشان اظهار میدارند که سازند پابده در این منطقه از تناوب آهکهای نازک لایه تا ضخیم لایه و شیلهای خاکستری روشن تا تیره تشکیل شده است. دو ایکنورخساره کروزیانا که در محیطی پر انرژی تشکیل شده است و ژئوفیکوس که در محیط کم انرژی و عمیقتر تشکیل شده، در سازند پابده تشخیص داده شده است.
– بیات (۱۳۸۵): با اولین مطالعه نانوفسیلی سازند پابده بر روی دو برش (برش نمونه و برش منگشت) نتایج مقابل را بدست آورد. با معرفی مجموعه غنی نانوفسیلی شامل ۱۲۰ گونه از ۳۶ جنش متعلق به ۱۴خانواده که حاکی از حضور زون‌های NP4-NP23 سن پالئوسن آغازی (دانین) – الیگوسن میانی (روپلین) را برای برش نمونه پیشنهاد داده است و زون های NP3-NP22 با سن پالئوسن آغازی (دانین)- الیگوسن آغازی (لاتدورفین) برای برش منگشت بدست آورد. زون‌ها بر اساس FO اولین حضور و LO آخرین حضور گونههای شاخص تقسیم شده‌اند.
خلاصهای از کار انجام شده توسط بیات (۱۳۸۵) در جدول ۲-۱ نشان داده شده است.
– غلامی فرد (۱۳۸۶): نتایج حاصل از بررسی نانوفسیل‌های آهکی در ۳ برش تحت‌الارضی سازند پابده را شامل رسوبات موجود در این مقاطع حاوی مجموعه نانوفسیلی شامل ۲۳ گونه متعلق به ۱۷ جنس از ۱۲خانواده می‌شود. پراکندگی مجموعه نانوفسیل‌ها در برش‌های مورد مطالعه حاکی از حضور زون‌های NP1 و NP25برای چاه شماره ۵۵ به سن پالئوسن آغازی(دانین آغازی) تا الیگوسن پایانی(چاتین)، و زون‌های NP18 – NP25 به سن ائوسن پایانی(پری ابونین) تا الیگوسن پایانی(چاتین) برای چاه های ۳۰۲ و ۳۳۹ می‌باشد.
خلاصهای از کار انجام شده توسط غلامی فرد (۱۳۸۶) در جدول ۲-۲ نشان داده شده است.
– هداوند خانی (۱۳۸۸): در مطالعات بایوستراتیگرافی بر روی سازند پابده در برش تاقدیس کمستان (شمال شرق ایذه) ضمن تشخیص ۱۴۶ گونه متعلق به ۴۵ جنس از فرامینیفر، ۹ بیوزون براساس فرامینیفر پلانکتون و یک بیوزون براساس فرامینیفر بنتیک شناسایی و معرفی گردید. سن سازند پابده براساس فرامینیفر پلانکتون و بیوزونهای معرفی شده پالئوسن بالایی (سلاندین) – ائوسن میانی (لوتسین- بارتونین) تعیین شده است.
– حیدری (۱۳۸۹): در این مطالعه نانوفسیل‌های آهکی در چاه ۴۲۲ و ۴۲۴ در فروافتادگی دزفول در منطقه اهواز بررسی شده که ۵۹ گونه نانوفسیلی متعلق به ۲۸ جنس از ۱۸ خانواده شناسایی و معرفی گردید، بر پایه این مطالعات و با استفاده از تطابق زوناسیون استاندارد جهانی زون‌های NP3 – NP25 در هر دو چاه تشخیص داده شد، و سن نسبی دانین پایانی تا چاتین میانی برای سازند پابده در ۲ چاه ۴۲۲ و ۴۲۴ تعین گردید.
خلاصهای از کار انجام شده توسط حیدری (۱۳۸۹) در جدول ۲-۳ نشان داده شده است.

جدول ‏۲-۱- جدول نتایج حاصل از نانوستراتیگرافی سازند پابده در برش نمونه که توسط بیات (۱۳۸۵) انجام گردید.

جدول ‏۲-۲- جدول نتایج حاصل از نانوستراتیگرافی سازند پابده در چاه های ۵۵، ۳۰۲، ۳۳۹ که توسط غلامی فرد (۱۳۸۶) انجام گردید.

جدول ‏۲-۳- جدول نتایج حاصل از نانوستراتیگرافی سازند پابده در چاه های ۴۲۲، ۴۲۴ که توسط حیدری (۱۳۸۹) انجام گردید.

۲-۹- نانوفسیل‌های آهکی
واژه نانوفسیلهای آهکی به تمام میکروفسیل‌های آهکی کوچک‌تر از ۳۰ میکرون اطلاق می شود (Bown & Young, 1998). بنابراین، موجوداتی با اندازههای مختلف مانند: (ascidian spicule)، کالسیسفرها (دینوفلاژلههای آهکی) و فرامینیفرهای غیربالغ همراه با نانوفسیل‌ها دیده می‌شود. اما مهم‌ترین گروه در این محدوده جلبک‌های هاپتوفیت (Haptophyte Algae)، و نانوپلانکتونهای آهکی، فراوان‌ترین گروه متعلق به این جلبک‌هاست. نانوفسیل‌های آهکی از صفحات دیسکی شکل به نام کوکولیت تشکیل شده که توسط سلول زنده تولید شدند که کوکولیتوفور نامیده شده و این کوکولیتوفور زنده خود از فیتوپلانکتونهای دریایی، تک سلولی، متعلق به شاخه هاپتوفیت (Haptophyte) می‌باشند (Green & Jordan, 1994).
این موجودات دارای پوشش سلولی به نام کوکوسفر (متشکل از تعدادی کوکولیت) می‌باشند که به صورت کامل یا پ
س از تجزیه به شکل کوکولیت فسیل می‌شوند. هر کوکولیتوفور دارای اجزای مختلفی از قبیل یک کلروپلاست بزرگ، هسته، میتوکندری، دستگاه گلژی، سیتوپلاسم و اجزای دیگریست که در شکل ۲-۳ نشان داده شده است. کوکولیتوفورها فتواتوتروف می باشند و در منطقه نورانی (۲۰۰-۵۰ متر) و در دمای ۳۱-۱ درجه سانتی گراد زندگی می کنند و از لحاظ تحمل شوری آب، اکثراً دریازی هستند و فقط تعداد کمی از آنها در آبهای نیمه شور و شیرین یافت می شوند (Bown & Young, 1998).
کوکولیت‌ها در رسوبات کف دریاها و در اعماق کمتر از عمق موازنه کلسیت به وفور یافت می‌شوند. جلبک‌های هاپتوفیت به علت وفور، فتوسنتز و کلسیتی شدن از اجزای مهم چرخه بیوشیمیایی زمین محسوب می‌شوند. کوکولیتوفورها اغلب پلانکتونیکاند و بیشتر گونه‌هایشان تولید مثل غیر جنسی دارند. بدین ترتیب جلبک‌های هاپتوفیت، یکی از فراوان‌ترین گروههای نانوفسیلی را به طور مداوم از تریاس پسین تاکنون تشکیل می‌دهند (Bown, 1998).

شکل ‏۲-۳-اجزای سلول کوکولیتوفور((Bown,1998
الف: مورفولوژی کوکولیت ب: صفحه قاعده ای پ: پولک‌های ارگانیکی کوچک
ت: چرخه زندگی ج: برش عرضی هاپتونما چ: مقطع عرضی تاژک‌ها
۲-۹-۱- ساخت و مورفولوژی کوکولیتها
درباره ساختمان مورفولوژی گروههای نانوفسیلی و اصطلاحات آنها در Young & Bown, (1998)و Young et al (1997) به تفصیل صحبت شده است. به طور کلی در بین کوکولیتوفورها دو نوع مختلف از کریستالیزاسیون وجود دارد. بخش عظیمی از کوکولیتهای زنده و فسیل شده با نام هتروکوکولیت‌ها، توسط کریستال‌هایی با شکل‌ها و اندازههای مختلف ساخته می‌شوند به طوری که سلول شکل اصلی رومبوئدرال کلسیت را تغییر داده و اشکالی با مورفولوژی‌های مختلف ایجاد می‌شوند. هتروکوکولیت‌ها بیضی، دایره و به ندرت چند وجهی، دیسکی یا حلقهای می‌باشند. هتروکوکولیت‌ها در درون سلول ساخته می‌شوند و سپس به خارج از سلول رانده شده و اسکلت بیرونی کوکوسفر را به وجود می‌آورند. بخش کوچک‌تر با نام هولوکوکولیتها، دارای کوکولیتهایی با کریستال‌های کوچک و هم اندازه‌اند، هولوکوکولیتها ظاهری تقریباً منشوری هگزاگونال یا رومبوئدرال دارند و اغلب دیسکی یا گنبدی می‌باشند و از تعداد زیادی بلور یکنواخت و ریز کلسیت (حدوداً ۱/۰ میکرون) ساخته شده‌اند. گروه دیگری که متفاوت از دو گروه قبلاند، نانولیت‌ نام می‌گیرند. نانولیت‌ها یک گروه هتروژن با شکل‌های مختلف می‌باشند که می‌توانند از تغییر فرم‌های دیگر حاصل شوند، به عبارتی برخی از این‌ها نشان از هتروکوکولیت‌ها یا کوکولیت‌های تغییر شکل یافته دارند و احتمال دارد دارای منشاً جلبکی باشند. برخی از کوکولیتوفورها در چرخه‌ی زندگی خود دو فاز را پشت سر می‌گذارند. در مرحله هاپلوئید، (نصف شدن DNA) موجود اغلب حالت تحرک دارد و ممکن است سلول‌هایی مانند رشته تولید کند و اگر کلسیت سازی کند هولوکوکولیت می‌سازد اما در مرحله دیپلوئید، موجود ممکن است متحرک یا ثابت باشد و اگر در این مرحله سلول کلسیت سازی کند، هتروکوکولیت‌ها را خواهد ساخت (Bown & Young, 1998).
۲-۹-۲- وظایف مورفولوژی کوکولیت
اهمیت کوکولیتها برای سلول زنده و وظیفه آن‌ها توسط Young (1994) مورد بررسی قرار گرفت (شکل ‏۲-۴). اصلی‌ترین وظیفه کوکولیتها، حفاظت از سلول در مقابل خطرات است، برای مثال خارها باعث افزایش قطر سلول می‌شوند (Young, 1994). شناوری نیز با تولید کوکولیت و مورفولوژی تنظیم می‌شود. کوکولیت‌های سنگین و بزرگ راحت‌تر به کف حوضه منتقل شده در حالی که جهت‌یابی کوکوسفرهای کشیده ممکن است باعث شناوری آن‌ها شود ((Young, 1994. تنظیم نور یکی دیگر از وظایف کوکولیتها است. تنظیم نور به صورت انعکاس اشعه ماوراءبنفش (UV) خورشید (Braarud et al, 1952) ، یا انکسار نور به درون سلول (Gartner and Bukry, 1969) است. براساس مطالعات انجام شده، تشکیل صفحات آهکی باعث افزایش فعل و انفعالات بیوشیمیایی کوکولیتوفورها شده و اجازه استفاده غیر مستقیم HCO3-را جهت فتوسنتز می‌دهد (Paasche, 1962; Buitenhuis et al, 1999).

شکل ‏۲-۴-وظایف مورفولوژی کوکولیتها (برگرفته ازYoung,1994)
۲-۹-۳- تاریخچه زمینشناسی نانوفسیل‌های آهکی
نانوفسیلهای آهکی شاخصهای بیوستراتیگرافی خوبی برای رسوبات مزوزوئیک و سنوزوئیک به شمار میروند (Thierstein, 1971, 1973; Sissinghii, 1977; Perch-Nielsen, 1979; Bown et al, 1998).
نانوفسیل های آهکی در تریاس ظاهر شده و در اواخر تریاس به فراوانی رسیدند. نانوفسیل های آهکی در ژوراسیک به شکوفایی رسیدند و از اواخر ژوراسیک به بعد یکی از اجزای اصلی محیطهای دریایی شدهاند. در ابتداییترین بخش ژوراسیک (هتانژین) گونه Schizosphaerella punctulata که از نانولیتهاست به طور همزمان با گونه Crucirhabdus primulusمیزیسته است. جنس Watznaueria در ژوراسیک میانی به سرعت تکامل یافت. در ژوراسیک پسین نیز نانوکونیدها اغلب به عنوان اولین تولیدکنندگان کربناتها در اقیانوسهای مزوزوئیک مورد توجه قرار گرفتند. در کرتاسه پیشین از تکامل نانولیتهای ژوراسیک چند خانواده جدید تکامل یافتند و بسیاری از خانوادههایی که در انتهای ژوراسیک منقرض شده بودند، مجدداً در کرتاسه زیرین حضور مییابند (مانند خانواده Cretarhabdaceae). بالاآمدگی سطح آب دریا و وجود ارتفاعات نسبتاً پست در کرتاسه بالایی باعث گسترش وسیع دریاهای اپی نریتیک شده، در نتیجه تاکسونها دارای گسترش وسیع جغرافیایی بودهاند. در ماستریشتین به دلیل سردشدگی هوا و پایین افتادن سطح آب، جنسهای Reinhardtites و گونههای بزرگ جنس Biscutum منقرض می
شوند. در مرز کرتاسه – ترشیری ۹۰ درصد گونهها منقرض شدند، ولی مجدداً در پالئوسن به فراوانی رسیده و متنوع می شوند (مانند گونههای بسیاری از جنسهای: Thoracosphaera, Braarudosphaera Discoaster, Sphenolithus, Helicosphaera, Pontosphaera,). نقطه دوم اوج آنها به ائوسن میانی می رسد. انواع مختلف کوکولیت های پالئوسن رشد و تنوع سریعتری را نسبت به سایر دورهها نشان دادند و در نتیجه در این دوره زمانی خانوادههای کوکولیتی بیشمار و نانولیتهای جدیدی به وجود آمدند. تنوع نانوفسیلها در میوسن افزایش پیدا کرد اما نهایتاً در دوره پلیستوسن تنوع و فراوانی این فسیلها کاهش یافت (Bown, 1998).

شکل ۲-۱۱- الگوی روندهای شجره‌ای نانوفسیل‌های آهکی (after Bown et al .,1991)
۲-۹-۴- بایوستراتیگرافی نانوفسیل‌های آهکی در ترشیری

تقسیم بندی سنوزوئیک به ۴۶ زون توسط Martini & Worsley (1970), Martini (1971) انجام گرفت و پس از آن ۳۴ زون و ۴۵ ساب زون توسط Okada & Bukry (1980) بر اساس مطالعات قبلی Bukry ارائه شد. امروزه در اغلب مطالعات نانوفسیلی برای بیوستراتیگرافی و تطابق می‌توان از زون بندیBukry (1973a,1975) ,Martini(1971) و Okada & Bukry (1980) استفاده کرد. بعد از انقراض جمعی در مرز کرتاسه-ترسیری و کم شدن نانوفسیل‌ها، با شروع ترشیری جنس‌ها و گونههای جدیدی جایگزین آن‌ها شدند از قبیل: Thoracosphaera, Braarudosphaera و گونههای وابسته به آن‌ها مثل Prinsius, biscutum (Romein, 1982).
برای نامگذاری و کدگذاری زون‌ها، Martini (1971) از شاخصهای NP,NN و Okada & Bukry (1980) از CP,CN استفاده کردند. زون بندیMartini (1971) به طور گسترده برای اغلب مطالعات کاربرد دارد و فقط در برخی موارد که اجتماعات در دریاهای باز دیده نمی‌شوند، زون بندی Okada & Bukry (1980) کاربرد دارد .(Perch-Nielsen, 1985b)
عموماً تنوع اجتماعات در عرض‌های پایین بیشتر از عرض‌های بالاست. بنابراین تعداد شاخصهای تقسیم عرض‌های بالایی کماند. در نتیجه زونبندی مانند آنچه که برای عرض‌های پایین جغرافیایی توسط Martini (1971), Bukry (1973a-1975) انجام شد، برای عرض‌های بالایی هم لازم است. این مطلب در الیگوسن و مقاطع جدید، بیش از پالئوسن و ائوسن دیده می‌شود. در ترشیری Discoasterها گونههای مقاوم عرض‌های پایین و جنس‌های متعلق به خانواده Prinsiaceae و نیز Coccolithus گونههای مقاوم عرض‌های بالا می‌باشند. Isthemolith recurvus و

Written by 

دیدگاهتان را بنویسید