background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, OCTOBER 2016, 67, 5, 451 – 462

doi: 10.1515/geoca-2016-0028

www.geologicacarpathica.com

Planktonic foraminiferal turnover across  

the Cenomanian –Turonian boundary (OAE2)  

in the northeast of the Tethys realm, Kopet-Dagh Basin

BEHNAZ KALANAT

1

, MOHAMMAD VAHIDINIA

1

, HOSSEIN VAZIRI-MOGHADDAM

2

  

and MOHAMAD HOSSEIN MAHMUDY-GHARAIE

1

1

Department of Geology, Faculty of Science, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran;  

Be.kalanat@stu.um.ac.ir, 

vahidinia@ferdowsi.um.ac.ir, mahmudygharaie@gmail.com

2

Department of Geology, Faculty of Science, University of Isfahan, Isfahan, Iran; avaziri7304@gmail.com

(Manuscript received December 5, 2015; accepted in revised form September 22, 2016)

Abstract: Two Late Cenomanian – Early Turonian (C–T) intervals of the eastern part of the Kopet-Dagh basin, NE Iran 

have been investigated to evaluate the response of planktonic foraminifera to the geological event OAE2. The Gharesu 

and Taherabad sections with the thicknesses of 30 m and 22.5 m are composed of shale and marl interbedded with 

glauconitic sandstone. Three biozones Rotalipora cushmaniWhiteinella archaeocretacea and Helvetoglobotruncana 

helvetica were recognized based on study of planktonic foraminifera, in these sections. We observed the patterns of 

planktonic  foraminiferal  assemblage  changes  around  the  C–T  boundary  and  divided  this  succession  into  several 

 successive  intervals.  This  study  confirms  that  OAE2  was  a  long  term  event. A  gradual  perturbation  in  the  study 

 successions starts in the interval 1 with low abundance and diversity of planktonic foraminifera. An enhanced oxygen 

minimum zone (OMZ) occurs in the interval 3 which coincides with a temporary absence of planktonic foraminifera 

and sedimentation of framboidal pyrite. High diversity of planktonic foraminifera and appearance of new genera in the 

interval 5 indicate return of normal conditions to the basin. A significant short-term sea surface temperature cooling is 

also indicated by planktonic foraminiferal turnover and carbonate contents in the interval 2 which is comparable with 

other parts of the Tethys Ocean, Boreal sea and Atlantic region.

Keywords:  biostratigraphy,  palaeoecology,  planktonic  foraminifera,  Cenomanian – Turonian  boundary,  OAE2, 

Tethyan realm , Kopet-Dagh basin.

Introduction 

Oceanic anoxic events (OAEs) were episodes of widespread 

marine anoxia. There were arguably between two and seven 

OAEs during the Mid-Cretaceous (Leckie et al. 2002). The 

most prominent and widespread of these OAEs spans the 

Cenomanian – Turonian  boundary  interval  and  is  called 

Cenomanian–Turonian  Boundary  Event  (CTBE)  or  OAE2 

 (Schlanger & Jenkyns 1976; Leckie et al. 2002). 

The  Cenomanian – Turonian  boundary  (~ 93.5 Ma)  was 

a time of transition in the nature of the ocean-climate system. 

This interval is known as a typical greenhouse period caused 

largely by increased CO

2

 from elevated global igneous activity 

(Jones & Jenkyns 2001; Poulsen et al. 2001). It is marked  

by  a  major  warming  peak  and  globally  averaged  surface 

 temperatures more than 14 °C higher than those of today 

(Tarduno et al. 1998), ~ 100 – 200 m higher sea level than that 

of today (Haq et al. 1987; Miller et al. 2005), a lack of perma-

nent ice sheets and oceanic circulations (Frakes et al. 1992). 

These conditions could have increased the rate of chemical 

weathering, flux of nutrient to the ocean and biological pro-

ductivity (Pedersen & Calvert 1990). Production of a lot of 

organic matter during the time of decreasing oceanic circula-

tions  leads  to  an  anoxic  condition  and  superimposition  of 

three crises during the event: wide scale occurrence of black 

shales (Arthur & Premoli Silva 1982; Luciani & Cobianchi 

1999; Coccioni & Luciani 2005), faunal turnovers (Leckie et 

al. 1998; Keller et al. 2001, 2008; Keller & Pardo 2004; Caron 

et al. 2006; Soua et al. 2009, 2011) and a positive δ

13

C excur-

sion (Paul et al. 1999; Keller et al. 2004). 

The C–T boundary has been studied worldwide (Luderer 

&  Kuhnt  1997;  Leckie  et  al.  1998;  Luciani  &  Cobianchi 

1999;  Keller  et  al.  2001,  2004,  2008;  Coccioni  &  Luciani 

2005; Mort et al. 2008 among others) but this boundary was 

little known in Iran. Only a few studies have been conducted 

in the Kopet-Dagh basin. Previous reports from the Shurab 

and Hmam-Ghale sections in the east of the Kopet-Dagh 

basin have suggested the presence of oxygen-restricted depo-

sition in the region, based on the presence of dark shale and 

marl sediments and foraminiferal turnovers (Abdoshahi et al. 

2010; Ghoorchaei et al. 2011). Other studies described this 

boundary as a disconformity (Afshar-Harb 1994; Sadeghi & 

Forughi 2004) or paraconformity (Vahidinia et al. 1999) in 

the Kopet-Dagh basin. 

The  investigated  sections  in  the  Gharesu  and  Taherabad 

localities are the only well described Cenomanian–Turonian 

boundary  intervals  in  the  northeastern  part  of Tethys.  It  is 

therefore a unique opportunity to study the changes in fossil 

background image

452

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

content across the Cenomanian – Turonian boundary and the 

palaeoceanographic development in this part of the Mid- 

Cretaceous world.

The turnover of the planktonic foraminifera, is a particular 

focus of this study because their perturbation has been a sen-

sitive  monitor  of  events  during  the  Cenomanian – Turonian 

boundary in the previous studies.

Geographical and geological setting  

of the studied areas

The  Kopet-Dagh  basin,  which  stretches  over  nearly  700 

kilometres from the east of the Caspian Sea to NE Iran, Turk-

menistan  and  north Afghanistan  (Fig. 1C)  is  composed  of 

a  5000 –7000 m  thick  sequence  of  gently  folded  rocks  of 

 Middle Jurassic to Eocene age (Afshar-Harb 1994). The Cre-

taceous sediments were deposited on the northern shelf of 

a deeper marine basin separating the Iran Plate from Eurasia 

(Turan) Plate in the northeast of the Tethys realm (Fig. 1A, B). 

This  sequence  reaches  more  than  3000 m  in  thickness  and 

seems  to  represent  all  stages  of  the  Cretaceous  (Stocklin 

1968). The Aitamir and Abderaz formations are two major 

lithostratigraphic units in the Kopet-Dagh basin with Lower 

to Upper Cretaceous age (Afshar-Harb 1994). 

The Late Cenomanian to Early Turonian interval in the 

Gharesu and Taherabad sections spans the upper part of the 

Aitamir Formation and lower part of the Abderaz Formation. 

The Gharesu section is located a few kilometres west of the 

city of Kalat (Fig. 1D). This section is composed of 30 m of 

shale and marl interbedded with glauconitic sandstone. The 

Taherabad  section  is  22.5 m  thick  and  is  located  along  the 

Mashhad-Kalat main road (Fig. 1D). The lithology of this sec-

tion is similar to the Gharasu section except that the Gharesu 

section has more sandstone beds than the Taherabad section.

Material and methods

After  preliminary  sampling  to  locate  the  C–T  interval,  

22 samples spanning 30 m of the Gharesu section and  

49 samples spanning 22.5 m of the Taherabad section were 

finally  collected.  The  samples  were  taken  at  20–50 cm 

 intervals close to the C–T boundary and at 1–2 m intervals 

farther away from the boundary.

In the laboratory, samples were crushed and put into a mix-

ture of water and a small amount of H

2

O

2

, then washed 

through a 53 µm sieve. For planktonic foraminiferal studies, 

about 250–300 specimens were counted and identified except 

in the samples around the C–T boundary where foraminifera 

are  rare  or  absent.  Species  identification  follows  that  of 

Caron (1985) and Premoli-Silva & Verga (2004) (Figs. 2, 3). 

The carbonate contents were measured using the calcimeter 

method in the laboratory. 

Fig. 1. A — Palaeogeographic map of the Late Cretaceous (Late Cretaceous; © Blakey R.; 

http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/RCB.html

) showing 

the  location  of  investigated  sections  in  the  Kopet-Dagh  basin  (1,  2)  and  important  sections  referred  in  the  text  (3  —  Pont  d’Issole,  

4 — Eastbourn, 5 — Tarfaya). The area of map B is outlined; B — Cenomanian palaeogeographic map of the Middle East (modified after 

Philip & Floquet 2000); C — structural units of Iran and location of the Kopet-Dagh basin in northeast Iran, southwestern Turkmenistan 

and north Afghanistan (after Berberian & King 1981); D — the Gharesu and Taherabad sections along the Mashhad-Kalat main road.

background image

453

FORAMINIFERAL TURNOVER ACROSS OAE2, KOPET-DAGH, IRAN

GEOLOGICA CARPATHICA

2016, 67, 5, 451 – 462

Fig. 2. SEM illustrations of planktonic foraminifera from the Taherabad section (‘a’ for spiral side, ‘b’ for lateral side, ‘c’ for umbilical  

side).  1 a, b, c

 — Rotalipora cushmani (Morrow),  sample T4.  2 a, b, c — Rotalipora appenninica  (Renz)  sample T14.  3 a, b, c — Prae­

globotruncana gibba Klaus, sample T48. 4 a, b, c — Helvetoglobotruncana helvetica (Bolli), sample T46. 5 a, b, c — Whiteinella prae­

helvetica (Trujillo), sample T46. 6 a, b, c — Dicarinella hagni (Scheibnerova), sample T46. 7 a, b, c — Whiteinella archaeocretacea Pessagno, 

sample T47.

background image

454

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

Fig. 3. SEM illustrations of planktonic foraminifera from the Taherabad and Gharesu sections (‘a’ for spiral side, ‘b’ for lateral side, ‘c’ for 

umbilical side). 1 a, b, c — Marginotruncana pseudolinneiana Pessagno, sample gh21. 2 a, b, c — Rotalipora appenninica (Renz), sample 

gh5. 3 a, b, c — Helvetoglobotruncana helvetica (Bolli), sample gh21. 4 a, b, c — Helvetoglobotruncana helvetica (Bolli), sample gh22. 

5 a, b, c — Praeglobotruncana stephani (Gandolfi), sample gh6. 6 — Heterohelix globulosa (Ehrenberg), sample T47. 7 — Heterohelix 

moremani (Cushman), sample T48. 8 — Guembelitria cenomana Keller, sample T46. 9 — Guembelitria cenomana Keller, sample gh21.  

10 — framboidal pyrite, sample T2.

background image

455

FORAMINIFERAL TURNOVER ACROSS OAE2, KOPET-DAGH, IRAN

GEOLOGICA CARPATHICA

2016, 67, 5, 451 – 462

Biostratigraphy

Despite ammonites, changes in the planktonic foramini-

feral assemblages are less indicative and seem to occur over 

a broad interval of time coeval with the contemporary  oceanic 

environmental perturbation across the Cenomanian –Turonian 

boundary. 

The  foraminiferal  biostratigraphy  of  the  Cretaceous  has 

been studied in great detail by many authors. Wonders (1980) 

proposed  that  C–T  boundary  corresponds  to  the  base  of  

the Whiteinella archeocretacea zone. But subsequent studies 

(Caron  1985;  Robaszynski  et  al.  1993;  Robaszynski  &  

Caron 1995; Hardenbol et al. 1998; Premoli-Silva & Verga 

2004; Zaghbib-Turki & Soua 2013) indicated that this boun-

dary is placed in the middle of the W. archeocrheetacea zone 

(Fig. 4). 

28 species belonging to 11 genera and 22 species belon-

ging to 10 genera of planktonic foraminifera were recognized 

respectively  in  the  Taherabad  and  Gharesu  sections.  The 

stratigraphic  distributions  of  these  planktonic  foraminifera 

are plotted in Figs. 5 and 6.

Based on the planktonic foraminiferal zonal scheme of 

 Premoli-Silva  &  Verga  (2004),  the  following  planktonic 

fora miniferal biozones were identified in the sections:

Rotalipora cushmani  Total  Range  Zone:  This zone is 

defined  by  the  first  and  last  occurrences  of  Rotalipora 

 cushmani and corresponds to the Middle–Late Cenomanian. 

Premoli-Silva  &  Verga  (2004)  divided  this  zone  into  two 

 subzones  (Rotalipora greenhornensis and Dicarinella 

 algeriana) which are differentiated by the first appearance of  

D. algeriana

Rotaliporids are not present from the base of this zone in 

our sections, but this group appears from a height of 2.5 m in 

the  Taherabad  section  and  10.5 m  in  the  Gharesu  section. 

Rotaliporids (R. cushmani, R. appenninica) are scarce in this 

biozone and are associated with whiteinellids, heterohelicids, 

muricohedbergellids and dicarinellids.

In the Gharesu section the first appearance of rotaliporids 

coincides with the first appearance of dicarinellids, but in the 

Taherabad section D. algeriana appears before rotaliporids. 

The absence of rotaliporids and dicarinellids in the base of 

sections resulted from eutrophic condition and/or low oxygen 

content  or  by  shallower  marine  environmental  conditions.  

So we suggest the interval from the base of sections to the 

last occurrence of 

R. cushmani belongs to the D. algeriana 

subzone.

Whiteinella archaeocretacea Partial Range Zone: This 

zone spans the interval from the last occurrence of R. cush­

mani to the first occurrence of H. helvetica and extends from 

the latest Cenomanian to earliest Turonian. 

This  biozone  appears  from  a  height  of  6.5 m  in  the 

 Taherabad section and 14 m in the Gharesu section. Assem-

blages  in  this  interval,  if  present,  consist  of  whiteinellids, 

muricohedbergellids, heterohelicids and guembelitriids.

Helvetoglobotruncana helvetica  Total  Range  Zone:  

The base and top of the zone coincide respectively with the 

first and last occurrences of the index-species H. helvetica

This zone ranges from Early to Middle Turonian.

We recognized the species about 19.5 m and 29 m above 

the base of the Taherabad and Gharesu sections, respectively. 

The most important and common foraminifera in this zone 

are: dicarinellids, whiteinellids, muricohedbergelids, hetero-

helicids  and  praeglobotruncanids.  Also  Marginotrucana 

 species are present in the Gharesu section. 

Palaeo-ecology and planktonic  

foraminiferal turnover 

In the past 20 years, the palaeo-ecology of foraminifera 

became a dominant field of micropalaeontology. Significant 

changes in foraminiferal assemblages can be interpreted as 

reflecting an ecological response to palaeo-oceanographic 

variations. Among other foraminifera the ecology of plank-

tonic foraminifera plays an important role in the study of 

 oceanic systems (Nebrigic 2006).

Recent planktonic foraminifera reach their highest diver-

sity within a stratified water column with normal salinity, 

Fig.  4.  Comparison  of  standard  zonations  of  the  Tethyan  Realm  with  study  sections.  Time  scales  of  Gradstein  et  al.  (1995)  and  

Hardenbol et al. (1998) are adopted.

background image

456

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

nutrient  and  oxygen  content  (Hart  1980 a, b;  Leckie  et  al. 

1998; Hallock et al. 1991; Keller et al. 2001; Keller & Pardo 

2004). In these conditions large, keeled, deep-water dwelling 

forms (K strategists, such as: Rotalipora and Helvetoglobo­

truncana) increase. But when environmental conditions are 

more  extreme,  diversity  is  low  and  opportunistic  taxa  

(r strate gists, such as: Heterohelix and Muricohedbergella

are common (Keller et al. 2001; Coccioni and Luciani 2005). 

These simpler morphotypes with little surface ornamentation 

and thin test walls generally occupy the surface mixed layers 

(above  thermocline),  or  shallow  waters  with  generally 

un stable and/or eutrophic conditions (Hart 1980 a, b; Caron & 

Homewood  1983;  Leckie  et  al.  1998;  Keller  1988;  Li  & 

Keller 1998; Keller et al. 2001).

In order to interpret foraminiferal distribution across the 

C–T  transition,  Coccioni  and  Luciani  (2005)  summarized 

published data on stable isotopic analysis together with depth 

ranking based on environmental inferences (morpho logy and 

palaeobiogeographic distribution) in their article (Fig. 7). 

Based on changes in 

planktonic foraminiferal 

distribution and diversity, 

we divided the Gharesu 

and  Taherabad  sec tions 

into 5 discrete intervals:

Interval  1:  This inter-

val  (samples  gh1–gh4  

in Gharesu  

section and 

T0–T3  in  the  Taherabad 

section, the lower part 

 

of  R. cushmani  zone)  is  

characterized by low spe-

cies  diversity  and  abun-

dance  and  low  carbonate 

content  (Fig.  8).  In  the 

Gharesu section plank-

tonic foraminifera are not 

present or too scarce to be 

counted. In the Taherabad 

section simple morpho-

type of planktonic fora-

minifera  with  globular 

chambers  and  trocho -

spiral,  biserial  and  tri-

serial  test  (Whiteinella

Murico hedbergella,  Hete­

rohelix and Guembelitria

are present. Keeled forms 

(Dicarinella algeriana

are present in very low 

abundance  in  sample  T1 

(Fig. 9). 

We propose this interval 

was deposited in a marine 

environment with high 

terri genous  influx  and 

eutrophic  condition.  Framboidal  pyrite  (Fig.  3-10)  is  also 

present in all samples of this interval. These framboids are 

50 –150 µm in diameter and are composed of tiny crystallites 

of 2–5 µm which are spheroidal, cubic, octahedra or irregular 

in shape. The formation of framboidal pyrite in sediments or 

during  sedimentation  requires  an  anaerobic  environment 

(Schallreuter 1982). Under low oxygen content conditions, 

sulphate-reducing bacteria produce hydrogen sulphide which 

reacts with available iron to form microconcretions of pyrite, 

possibly by the mechanisms suggested by Berner (1969). 

Interval 2: At the onset of this interval (samples gh5–gh7 

in the Gharesu section and T4–T14 in the Taherabad section

the upper part of the R. cushmani zone), rotaliporids appear 

in both sections. A marked increase in diversity and abun-

dance of planktonic foraminifera occurs in this interval, as 

the number of species in the Gharesu section increases from 

1 to 10 and in the Taherabad section from 6 to 15 (Fig. 9), this 

is  accompanied  by  a  relative  increase  of  CaCO

3

 content  

(Figs.  8,  9)  which  suggests,  terrigenous  input  decreases  in 

Fig. 5. Distribution and species richness of planktonic foraminifera in the Gharesu section.

background image

457

FORAMINIFERAL TURNOVER ACROSS OAE2, KOPET-DAGH, IRAN

GEOLOGICA CARPATHICA

2016, 67, 5, 451 – 462

this interval. However, the 

condition in this interval is 

more stable, a relatively high 

 percentage  of  Whiteinella

Murico  hedbergella and Guem­

belitria and low abundance of 

keeled forms (2–5 % in sam-

ples  which  are  pre  sent)  indi-

cate  a  general  meso   trophic 

regime in interval 2.

Interval  3:  This interval 

(samples  gh8–gh16  in  the 

Gharesu section and T15–T39 

in the Taherabad section, the 

lower part of the W. archaeo

­

cretacea zone) starts with the 

disappearance of rotaliporids 

and ends with a thick glauco-

nitic  sandstone.  At  the  base  

of this phase, a dramatic 

Fig. 6. Distribution and species richness of planktonic foraminifera in the Taherabad section.

Fig. 7. Inferred life strategy of upper Cenomanian and lower Turonian planktonic foraminifera derived 

mainly from  latitudinal distribution, abundance and depth ranking based on environmental inferences 

(morphology  and  biogeographic  distribution),  and  stable  isotopic  data,  plotted  against  the  oceanic  

surface trophic resources continuum (modified after Coccioni & Luciani 2005).

background image

458

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

de crease in diversity and abun-

dance of planktonic foramini-

fera  occurs.  Planktonic  fora-

minifera are absent except for 

sample gh11 in the Gharesu 

section  and  samples  17–19, 

22–26  in  the   Taherabad  sec-

tion. The  assemblage  contains 

dwarfed and scattered 

Guem­

belitria and Whiteinella in 

 

the Gharesu section and Guem­

belitria,  Heterohelix,  Whitei­

nella and Muricohedbergella 

in  the  Taherabad  section. 

Keeled morphotypes are pre-

sent  in  very  low  abundance 

(almost 2 %) in samples 23, 24, 

26  in  the  Taherabad  section 

(Fig. 9).

All  the  above,  low  percen-

tage of carbonate, presence of 

sandstone beds and framboidal 

pyrite in the sediments, indi-

cate sedimentation occurs in 

a marine environment with 

high productivity and low oxy-

gen content.

The presence of benthic fora-

minifera in samples where 

planktonic foraminifera dis-

appear temporarily indicates 

that the water column and bot-

tom  water  is  not  extremely 

depleted in oxygen content and 

absence  of  planktonic  forami-

nifera is a result of a high detri-

tal input and productivity 

beside  a  developed  oxygen 

minimum zone (OMZ).

Interval  4:  At the onset 

 

of  this  interval  (samples  

gh17–gh20 in the Gharesu sec-

tion  and  samples  T40–T45  in 

the  Tahera bad  section,  the 

upper part of the W. archaeo­

cretacea zone) planktonic fora-

minifera reappear with higher 

abundance  and  diversity. 

 

Heterohelicids dominate the 

assemblage.  Whiteinella and 

Muricohedbergella are present 

with high abundance. Guembe

­

litria are very rare in this 

 

interval. Keeled forms are 

present in all samples from the 

Taherabad  section  and  in 

Fig. 

8.

 Species 

richness 

and 

carbonate 

content 

profiles 

for 

Tethys, 

Boreal 

and 

Atlantic 

sites. 

Tie 

lines 

are 

based 

on 

biostratigraphic 

correlation. 

Horizontal 

white 

band 

indicates 

the 

extent 

 

of 

the 

sea 

surface 

temperature 

cooling. 

Horizontal 

grey 

band 

shows 

expansion 

of 

OAE2 

in 

the 

sections. 

Pont 

d’Issole 

data 

are 

from 

Grosheny 

et 

al. 

(2006) 

and 

Jarvis 

et 

al. 

(201

1), 

Eastbourne 

data are from Keller et al. (2001) and 

Tarfaya data are from Keller et al. (2008).

background image

459

FORAMINIFERAL TURNOVER ACROSS OAE2, KOPET-DAGH, IRAN

GEOLOGICA CARPATHICA

2016, 67, 5, 451 – 462

sample  18  from  the  Gharesu  section  (although  with  low 

abundance ~ 4–5 %) (Fig. 9).

This interval coincident with maximum Heterohelix abun-

dance. This event (the so called Heter

ohelix shift) was also 

observed  at  the  same  stratigraphic  interval  in  the  world 

(Leckie et al. 1998; Keller et al. 2001, 2008; Keller & Pardo 

2004;  Zaghbib-Turki  &  Soua  2013)  and  is  an  excellent 

 biomarker for global correlations. Heterohelix shift appears 

to  be  associated  with  a  global  expansion  of  the  oxygen 

 minimum  zone  (Keller  &  Pardo  2004,  Zaghbib-Turki  &  

Soua 2013). 

Increasing  of  planktonic  foraminiferal  abundance  and 

 carbonate  content,  show  that  terrigenous  input  is  low  in  

this interval.   

Interval  5:  This  interval  (samples  gh21–gh22  in  the 

Gharesu section, samples T46–T49 in the Taherabad section, 

H. helvetica zone) starts with the appearance of Helveto glo­

botruncana helvetica. The diversity and abundance of plank-

tonic foraminifera are higher than in other intervals (Fig. 9).

The appearance of new genera (Helvetoglobotruncana and 

Marginotruncana in the Gharesu section and Helvetoglo­

botruncana  in  the  Taherabad  section)  and  abundance  of 

keeled forms indicate this interval is deposited under a relatively 

normal salinity, oxygen content and oligotrophic condition.

Guembelitria disappear in this interval because this genus 

thrived in eutrophic surface waters of shallow marginal 

marine  environments  with  variable  salinities  at  times  of 

severe ecological stress (Keller 2002; Keller et al. 2002).

Correlation and discussion 

Lower  abundance  and  number  of  species  of  planktonic 

fora minifera, lower keeled forms and more sandstone inter-

calation in the Gharesu section suggest that this section was 

deposited in a shallower water environment than the Tahera-

bad section but all other changes in the sea level and appea-

rance and disappearance of species are comparable in these 

sections (Fig. 9). 

In the Gharesu and Taherabad sections, decrease of oxygen 

content starts in interval 1 and continues in intervals 2, 3 and 

4, as is revealed by the presence of framboidal pyrite in the 

deposits and planktonic foraminiferal content. High numbers 

of the opportunists and Heterohelix shift suggest that the 

environmental perturbation related to the CTBE did not end 

during interval 3 but continued into interval 4.

It seems that, recovery phase occurs in the Helvetoglo

­

botruncana helvetica zone (interval 5) and is marked by an 

Fig. 9. Correlation of the Gharesu and Taherabad section based  

on biostratigraphy, distribution pattern of planktonic foraminifera 

and lithology.

background image

460

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

increase  of  both  abundance  and  diversity  of  planktonic 

foraminifera. 

Good correlation between diversity of planktonic forami-

nifera and CaCO

3

 content suggests that detrital input and pro-

ductivity beside oxygen content are effective factors in pat-

terns of change in planktonic foraminiferal assemblages in 

the Gharesu and Taherabad sections, as in the intervals 1 and 3, 

high detrital input leads to a eutrophic condition and decreases 

the diversity of planktonic foraminifera (Fig. 9).

The Late Cenomanian sea surface  

temperature cooling

On a global scale, the C–T boundary is characterized by its 

warm  climate  interval  accompanied  by  a  major  sea  level 

transgression (Hancock & Kauffman 1979; Haq et al. 1987; 

Uličný et al. 1993; Hardenbol et al. 1998). However, many 

authors have described an ephemeral but significant decrease 

in sea surface temperatures at the onset of OAE2 in some 

CTB sections (Lamolda et al. 1994; Forster et al. 2007; Jarvis 

et al. 2011; Kaiho et al. 2014 among others). This cooling has 

been attributed to a drop in atmospheric pCO

2

 (Symbol for 

the negative decadic logarithm of the CO

2

  concentration) 

 levels which in turn was caused by enhanced carbon seques-

tration  by  burial  of  organic  matter  (Hasegawa  et  al.  2003; 

Forster  et  al.  2007). This  event  was  first  recognized  as  an 

incursion  of  boreal  fauna  in  the  shelf  seas  of  NW  Europe 

(e.g., Jefferies 1962; Gale & Christensen 1996; Voigt et al. 

2004)  and  called  the  Plenus  Cold  Event.  In  the  Western 

 Interior  Seaway  of  North  America  and  in  the  equatorial 

proto- Atlantic,  this  interval  was  characterized  by  repopu-

lation  of  the  seafloor  by  benthic  foraminifera  (the  Benthic 

Oxic  Event),  indicating  regional  reoxygenation  of  bottom 

waters (Lekie et al. 1998; Keller et al. 2001, 2008; Keller & 

Pardo 2004).

This short-lived cooling event in the Gahresu and 

 Taherabad sections is characterized by a decreased detrital 

input  and  increased  carbonate  production  and  diversity  of 

planktonic foraminifera in interval 2, at the end of the  

R. cushmani zone (Fig. 9). 

This event is compared with those at Pont d’Issole (France, 

Tethys Ocean), Eastbourne (England, Boreal sea) and Tazra 

(Morocco, Atlantic region) in Figure 8. 

The  record  of  Pont  d’Issole  in  France  (Tethys  Ocean)  

(Grosheny et al. 2006; Jarvis et al. 2011) displays two promi-

nent  black  shale  intervals  within  an  interbedded  lime-

stone-grey marl succession. This succession is similar to 

Gharesu and Taherabad in many ways (increase of carbonate 

and planktonic foraminiferal diversity in cooling interval) but 

differs from Gharesu and Taherabad by its further depth and 

sedimentation of black shale before and after the cold event. 

The CTB interval at Eastbourne section in England (Boreal 

sea) consists of chalk and rhythmically bedded marls (Plenus 

Marls Formation) (Gale et al. 1993). In the Plenus marls, the 

relative abundance increase of keeled taxa and increase of 

planktonic foraminiferal diversity, coincident with decreased 

Heterohelix abundances, suggest a well-stratified water mass 

and reduced oxygen minimum zone (Keller et al. 2001).

In contrast to Gharesu and Taherabad (Tethys realm), marls 

and marly chalk deposits at Eastbourne (Boreal Sea), with 

decreased calcite, increased phyllo-silicates, quartz and feld-

spar were deposited in the Plenus Cold Event period (Keller 

et  al.  2001).  This  difference  in  carbonate  content  of  the 

 Plenus Cold Event interval may be explained by the different 

palaeo-latitude  of  sections.  The  Gharesu  and  Taherabad 

 sections with their lower palaeo-latitude are less effected by 

sea-level lowstand periods, increased erosion and accelerated 

detrital input. 

As before mentioned, synchronous with the Plenus Cold 

Event,  a  period  of  extensive  bottom  water  reoxidation 

occurred throughout the Atlantic region. In this interval at the 

Tazra  section  (Morocco, Atlantic  Ocean),  the  low  oxygen 

tole rant  Heterohelix populations dramatically decreased in 

response  to  more  oxygenated  waters  throughout  the  water 

column, Guembelitira thrived and the surviving rotaliporids 

species rapidly disappeared (Keller et al. 2008). Low Calcite/

Detritus ratios in the cooling event indicate increased detrital 

input, linked to intensified upwelling in the western African 

margin (Keller et al. 2008).

In fact, this cooling event is an unusual interlude in the long-

term  trend  of  oceanic  anoxia  during  the  Cenomanian– 

Turonian interval. At the start of OAE2, higher sea surface 

temperature together with enhanced runoff and nutrient input 

resulted in burial of organic matter. Burial of organic matter 

(OM) lowered pCO

2

, cooling the greenhouse climate. At the 

end  of  the  OAE2,  when  carbon  burial  rates  were  reduced, 

pCO

2

  increased  again  (van  Bentum  et  al.  2012).  In  all 

described sections, faunal turnover suggests the expansion of 

the oxygen minimum zone before and after the cold event 

(Fig. 8)

Conclusion 

The  two  Cenomanian –Turonian  sections  at  Gharesu  and 

Taherabad in the Kopet-Dagh basin coincide with the upper 

part of the Aitamir Formation and lower part of the Abderaz 

Formation. The C–T boundary in these two sections is con-

formable  based  on  presence  of  the  three  following  zones: 

Rotalipora cushmani Total Range zone, Whiteinella archaeo­

cretacea  Partial  Range  Zone  and  Helvetoglobotruncana 

 helvetica  Total Range Zone. Planktonic foraminiferal assem-

blage changes show five intervals with different degrees of 

environmental perturbation associated with the OAE2. In the 

two sections, the most dramatic changes took place during 

interval 3. Temporary disappearance of all planktonic 

foraminifera  in  some  samples,  low  carbonate  content  and 

presence of framboidal pyrite indicate an increased detrital 

input, surface productivity and an enhanced OMZ in 

 

interval  3.  High  abundance  of  simple  planktonic  morpho-

types  especially  heterohelicids  shows  that  low  oxygen 

background image

461

FORAMINIFERAL TURNOVER ACROSS OAE2, KOPET-DAGH, IRAN

GEOLOGICA CARPATHICA

2016, 67, 5, 451 – 462

content continues into interval 4. Appearance of the new 

 genera  Helvetoglobotruncana and Marginotruncana in the 

upper part of sections indicates that this part of the sediments 

was  deposited  under  more  normal  and  stable  condition. 

A decreased run off also coincides with increased carbonate 

contents and diversity of planktonic foraminifera in interval 2 

(at the end of the R. cushmani zone) can be interpreted as 

evidence of a short-term cooling in the studied succession, 

which is comparable to the Plenus Cold Event in the Tethys 

realm and benthic oxic zone in the Atlantic Ocean.

References

Abdoshahi M., Vahidinia M., Ashuri A. & Rahimi B. 2010: Micro-

biostratigraphy of Cenomanian–Turonian boundary in the Shurab 

section,  east  of  Kopet-Dagh  basin.  Sed. Facies  1,  61–70  

(in Persian).

Afshar-Harb A. 1994: Geology of Kopet Dagh. In: Hushmandzadeh 

A. (Ed.): Treatise on the Geology of Iran. Geological Survey 

 

of Iran, Tehran, 1–275 (in Persian).

Arthur M.A. & Premoli-Silva I. 1982: Development of widespread 

organic  carbon  rich  strata  in  the  Mediterranean  Tethys.  

In: Schlanger S.O. & Cita M.B. (Eds.): Nature and Origin of 

Cretaceous rich Facies. 

Academic Press, London, 7–54.

Berberian M. & King G.C.P. 1981: Toward a paleogeography and 

tectonic evolution of Iran. Canad. J. Earth Sci. 18, 210–265.

Berner R.A. 1969: The synthesis of framboidal pyrite. Econ. Geol. 

64, 383–384.

Caron  M.  &  Homewood  P.  1983:  Evolution  of  early  planktonic 

 foraminifers.  Mar. Micropaleont. 7, 453–462.

Caron M. 1985: Cretaceous planktonic foraminifera. In: Bolli H.M., 

Saunders  J.B.  &  Perch-Nielsen  K.  (Eds.):  Plankton  Strati-

graphy. Cambridge Univesity, Cambridge, 17–86.

Caron M., Dall’ Agnolo S., Accarie H., Barrera E., Kauffman E.G. 

Amedro  F.  &  Robaszynski  F.  2006:  High-resolution  strati-

graphy  of  the  Cenomanian/Turonian  boundary  interval  at 

Pueblo (USA) and Wadi Bahloul (Tunisia): stable isotope and 

bio-events correlation. Geobios 39, 171–200.

Coccioni R. & Luciani V. 2005: Planktonic foraminifers across the 

Bonarelli  Event  (OAE2,  latest  Cenomanian):  The  Italian 

record.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 224, 

167–185.

Frakes L.A., Francis J.E. & Syktus J.I. 1992: Climate modes of the 

Phanerozoic. Cambridge University Press, Cambridge, 1–274. 

Forster A., Schouten S., Moriya K., Wilson P. & Sinninghe Damsté 

J.S.  2007: Tropical  warming  and  intermittent  cooling  during 

the Cenomanian/Turonian oceanic anoxic event 2: Seasurface 

temperature records from the equatorial Atlantic. Paleoceano­

graphy 22, 1219.

Gale  A.S.,  Jenkyns  H.C.,  Kennedy  W.J.  &  Corfield  R.M.  1993: 

 Chemostratigraphy  versus  biostratigraphy:  data  from  around 

the  Cenomanian–Turonian  boundary.  J. Geol. Soc.  London

150, 29–32.

Gale A.S. & Christensen W.G. 1996: Occurrence of the belemnite 

Actinocamax plenus in the Cenomanian of SE France and its 

significance. Bull. Geol. Soc. Den. 43, 68–77.

Ghoorchaei  Sh.,  Vahidinia  M.,  Ghasemi-Nejad  E.  & 

 Mahmudy-Gharaie M.H. 2011: Microbiostratigraphy of Ceno-

manian–Turonian boundary in the Hamam-Ghale section, east 

of Kopet-Dagh basin. Journal of Geology of Iran 19, 31–44   

(in Persian).

Gradstein F.M., Agterberg F.P., Ogg J.G., Hardenbol J., Veen P.V. & 

Huang Z. 1995: A Triassic, Jurassic and Cretaceous time scale. 

SEPM Spec. Publ. 54, 95–126.

Grosheny D., Beaudoin B.B., Morel L. & Esmares D.D. 2006: High 

resolution biostratigraphy and chemostratigraphy of the Ceno-

manian/Turonian  boundary  event  in  the  Vocontian  Basin, 

southeast France. 

Cretaceous Res. 27, 629–640.

Hallock  P.,  Premoli  Silva  I.  &  Boersma  A.  1991:  Similarities 

between  planktonic  and  larger  foraminiferal  evolutionary 

trends  through  Paleogene  paleoceanographic  changes.  

Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 83, 49–64.

Hancock J.M. & Kauffman E.G. 1979: The great transgressions of 

the Late Cretaceous. J. Geol. Soc, London 136, 175–186.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1987: Chronology of Fluctuating 

Sea Levels since the Triassic. Science 235, 156–167.

Hardenbol J., Thierry J., Farley M.B., Jacquin T., Graciansky P.C. & 

Vail P.R. 1998: Mesozoic and Cenozoic sequence chronostrati-

graphic framework of European basins. SEPM Spec. Publ. 60, 

3–13.

Hart  M.B.  1980a:  The  recognition  of  mid-Cretaceous  sea-level 

changes  by  means  of  foraminifera.  Cretaceous Res. 1, 

289–297.

Hart  M.B.  1980b: A  water-depth  model  for  the  evolution  of  the 

planktic Foraminiferida. Nature 286, 252–254.

Hasegawa T., Pratt L.M., Maeda H., Shigeta Y., Okamoto T., Kase T. 

& Uemura K. 2003: Upper Cretaceous stable carbon isotope 

stratigraphy of terrestrial organic matter from Sakhalin, 

 Russian  Far  East:  A  proxy  for  the  isotopic  composition  

of paleoatmospheric CO

2

.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

Palaeoecol. 189, 97–115.

Jarvis I., Lignum J.S., Gröcke D.R., Jenkyns H.C. & Pearce M.A. 

2011: Black shale deposition, atmospheric CO

2

 drawdown, and 

cooling during the Cenomanian

–Turonian  Oceanic  Anoxic 

Event. Paleoceanography 26, 3201.

Jefferies R.P.S. 1962: The palaeoecology of the Actinocamax plenus 

subzone  (lowest  Turonian)  in  the  Anglo

–Paris  Basin. 

 Palaeontology 4, 609–647.

Jones Ch.E. and Jenkyns H.C. 2001: Seawater strontium isotopes, 

oceanic  anoxic  events,  and  seafloor  hydrothermal  activity  in 

the Jurassic and Cretaceous. Amer. J. Sci. 301, 112–149.

Kaiho K., Katabuchi M., Oba M. & Lamolda M. 2014: Repeated 

anoxia-extinction  episodes  progressing  from  slope  to  shelf 

during the latest Cenomanian. Gondwana Res.  25, 

1357–1368.

Keller G. 1988: Extinction, survivorship and evolution of planktic 

foraminifera  across  the  Cretaceous–Tertiary  boundary  at  El 

Kef, Tunisia. Mar. Micropaleont. 13, 239–263. 

Keller G. 2002: Guembelitria dominated late Maastrichtian planktic 

foraminiferal assemblages mimic early Danian in the Eastern 

Desert of Egypt. Mar. Micropaleont. 47, 71–99.

Keller G. & Pardo A. 2004: Age and paleoenvironment of the Ceno-

manian–Turonian global stratotype section and point at Pueblo, 

Colorado. 

Mar. Micropaleont. 51, 95–128.

Keller G., Han Q., Adatte T. & Burns S.J. 2001: Palaeoenvironment 

of  the  Cenomanian–Turonian  transition  at  Eastbourne, 

England. Cretaceous Res. 22, 391–422.

Keller  G.,  Adatte  T.,  Stinnesbeck  W.,  Luciani  V.,  Karoui  N.  & 

 Zaghbib-Turki  D.  2002:  Paleoecology  of  the  Cretaceous– 

Tertiary mass extinction in planktic foraminifera. Palaeogeogr. 

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 178, 257–298.

Keller G., Berner Z., Adatte T. & Stueben D. 2004: Cenomanian–

Turonian and delta C

13

, and delta O

18

, sea level and salinity 

variations at Pueblo, Colorado. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

Palaeoecol. 211, 19–43.

Keller  G.,  Tantawy  A.A.,  Berner  Z.,  Adatte  T.,  Chellai  E.H.  & 

 Stueben  D.  2008:  Oceanic  events  and  biotic  effects  of  the 

Cenomanian–Turonian anoxic event, Tarfaya Basin, Morocco. 

background image

462

KALANAT, VAHIDINIA, VAZIRI-MOGHADDAM and MAHMUDY-GHARAIE

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2016, 67, 5, 451 – 462

Cretaceous Res. 29, 976–994.

Lamolda  M.A.,  Gorostidi  A.  &  Paul  C.R.C.  1994:  Quantitative 

 estimates of calcareous nannofossil changes across the Plenus 

Marls  (latest  Cenomanian),  Dover,  England;  implication  for 

the generation of the Cenomanian–Turonian boundary event. 

Cretaceous Res. 15, 143–164.

Leckie R.M., Uretich R.F., West O.L.O., Finkelstein D. & Schmidt 

M.G.  1998:  Paleoceanography  of  the  southwestern  Western 

Interior  Sea  during  the  time  of  the  Cenomaniane–Turonian 

boundary  (Late  Cretaceous).  In: Arthur  M.A.  &  Dean  W.E. 

(Eds.): Stratigraphy and Paleoenvironments of the Cretaceous 

Western  Interior  Seaway.  SEPM Concepts in Sedimentology 

and Paleontology 101–126.

Leckie R.M., Bralower T.J. & Cashman R. 2002: Oceanic anoxic 

events  and  plankton  evolution:  biotic  response  to  tectonic 

 forcing during the mid-Cretaceous. Paleoceanography 17, 

13.1–13.29.

Li L. & Keller G. 1998: Diversification and extinction in Campanian–

Maastrichtian planktic foraminifera of northwestern Tunisia. 

Eclogae Geologicae Helvetiae 91, 75–102.

Luciani  V.  &  Cobianchi  M.  1999:  The  Bonarelli  level  and  other 

black shales in the Cenomanian–Turonian of the northeastern 

Dolomites  (Italy):  calcareous  nannofossil  and  foraminiferal 

data. Cretaceaous Res. 20, 135–167.

Luderer  F.  &  Kuhnt  W.  1997:  A  high  resolution  record  of  the 

 Rotalipora  extinction  in  laminated  organic-carbon  rich 

 limestone  of  the  Tarfaya  Atlantic  Coastal  Basin  (Morocco). 

Annales de Société Géologique du Nord 5, 199–205.

Miller K.G., Kominz M.A., Browning J.V., Wright J.D., Mountain 

G.S., Katz M.E., Sugarman P.J., Cramer B.S., Christie-Blick N. 

& Pekar S.F. 2005: The Phanerozoic record of global sea-level 

change. Science 310, 1293–1298.

Mort H.P., Adatte T., Keller G., Bartels D., Follmi K.B., Steinmann 

P.,  Berner  Z.  &  Chellai  E.H.  2008:  Carbon  deposition  and 

phosphorus accumulation during Oceanic Anoxic Event 2 in 

Tarfaya, Morocco. Cretaceous Res. 29, 1008–1023.

Nebrigic D.D. 2006: Cenomanian–Turonian planktic foraminiferal 

bioevents during the time of global oceanic anoxic event 2 and 

maximum sea level rise, Western Interior Basin and Texas Gulf 

Coast. Ph.D.

 Thesis, University of Texas at Dallas, 1–465.

Paul C.R.C., Lamolda M.A., Mitchell S.F., Vaziri M.R., Gorostidi A. 

& Marshall J.D. 1999: The Cenomanian–Turonian Boundary at 

Eastbourne (Sussex, UK): a proposed european reference sec-

tion. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 150, 83–121.

Pedersen T.F. & Calvert S.E. 1990: Anoxia vs. productivity: what 

controls  the  formation  of  organic-carbon  rich  sediments  and 

sedimentary rocks? American Association of Petroleum 

 Geologists  Bulletin 74, 454–466.

Philip  J.  &  Floquet  M.  2000:  Late  Cenomanian.  In:  Dercourt  J., 

Gaetani  M.  Vrielynck  B.,  Barrier  E.,  Biju-Duval  B.,  

Brunet M.F., Cadet J.P., Crasquin S. & Sandulescu M. (Eds.): 

Atlas Peri-Tethys, Palaeogeographical maps. CCGM/CGMW, 

Paris, 129–136.

Premoli Silva I. & Verga D. 2004: Practical manual of Cretaceous 

planktonic  foraminifera.  In:  Verga  D.  &  Rettori  R.  (Eds.): 

 International School on Planktonic Foraminifera. University of 

Perugia and Milan, 283.

Poulsen  C.J.,  Barron  E.J.,  Arthur  M.A.  &  Peterson  W.H.  2001: 

Response  of  the  mid-Cretaceous  global  ocean  circulation  to 

tectonic and CO

2

 forcings. Paleoceanography 16, 576–592.

Robaszynski  F.,  Caron  M., Amédro  F.,  Dupuis  C.,  Hardenbol  J., 

Gonzalez-Donoso  J.M.,  Linares  D.  &  Gartner  S.  1993:  

Le  Cénomanien  de  la  region  de  Kalaat  Senan  (Tunisie  

Centrale): Litho-biostratigraphie et interpretation séquentielle. 

Revue de Paléobiologie 12, 351–505.

Robaszynski F. & Caron M. 1995: Foraminifères planctoniques du 

Crétacé:  commentaire  de  la  zonation  Europe-Méditerranée. 

Bulletin de la Société Géologique de France 166, 681–692.

Sadeghi A. & Forughi F. 2004: The effect of Sub-Hercynian phase 

movements in the east of Kopet-Dagh basin (east and northeast 

of  Mashhad).  Journal of Earth Science Facility of Shahid 

Beheshti University 10, 53–68 (in Persian).

Soua  M.,  Echihi  O.,  Herkat  M.,  Zaghbib-Turki  D.,  Smaoui  J.,  

Fakhfakh-Ben Jemia H. & Belghaji H. 2009: Structural context 

of  the  paleogeography  of  the  Cenomanian–Turonian  anoxic 

event in the eastern Atlas basins of the Maghreb. CR Geosci. 

341, 1029–1037.

Soua M., Zaghbib-Turki D., Ben Jemia H., Smaoui J. & Boukadi A. 

2011: Geochimical record of the Cenomanian–Turonian anoxic 

event in Tunisia: Is it correlative and isochronous to the biotic 

signal? Acta Geol. Sin. 85, 1310–1335.

Schallreuter  R.  1982:  Framboidal  pyrite  in  deep-sea  sediments. 

DSDP 75, 875–891.

Schlanger  S.O.,  Jenkyns  H.C.  1976:  Cretaceous  oceanic  anoxic 

events: Causes and consequences. Geologie en Mijnbouw 55, 

179–184.

Stocklin J. 1968: Structural history and tectonics of Iran: a review. 

Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 52, 58–129.

Tarduno J.A., Brinkman D.B., Renne P.R., Cottrell R.D., Scher H. & 

Castillo P. 1998: Evidence for extreme climatic warmth from 

the  Late  Cretaceous  arctic  vertebrates.  Science  282, 

2241–2244.

Uličný D., Hladíková J. & Hradecká L. 1993: Record of sea-level 

changes,  oxygen  depletion  and  the  δ

13

C anomaly across the 

Cenomanian–Turonian boundary, Bohemian Cretaceous Basin. 

Cretaceous Res. 14, 211–234.

Vahidinia  M.,  Ariai  A.  &  Sobhani  E.  1999:  A  new  approach  to 

Abderaz Formation in the east of Kopet-Dagh basin. Science 

Journal of Islamic Azad University 31, 2325–2385 (in Persian).

van Bentum E.C., Reichart G.J., Forster A. & Sinninghe Damsté J.S. 

2012: Latitudinal differences in the amplitude of the OAE-2 

carbon  isotopic  excursion:  pCO

2

 and paleoproductivity. 

 Biogeosciences 9, 717–731.

Voigt S., Gale A.S. & Flogel S. 2004: Midlatitude shelf sea in the 

Cenomanian

‐Turonian greenhouse world: Temperature evolu-

tion and North Atlantic circulation, Paleoceanography  19, 

4020.

Wonders  A.A.  1980:  Middle  and  late  Cretaceous  planktonic 

 Foraminifera of the western Mediterranean area. Utrecht 

Micropaleontology Bulletin 24, 1–158.

Zaghbib-Turki D. & Soua M. 2013: High resolution biostratigraphy 

of  the  Cenomanian–Turonian  interval  (OAE2)  based  on 

 planktonic  foraminiferal  bioevents  in  North-Central  Tunisia.  

J. African Earth Sci. 78, 97–108.