O r I g I n a L p a p e r

Globigerina ouachitaensis, Tenuitella munda), indicating a

mid- to Late Oligocene age (Schuster and Wielandt

1999

).

In addition, sequences 1 and 2 yield an Amussiopecten

subpleuronectes-A. labadyei assemblage of late Chattian to

early Aquitanian age.

Bed 56 (sequence 2) marks the base of the Aquitanian

due to the first occurrence of Miogypsinoides formosensis

and M. bantamensis. For the associated marls an Early

Miocene age is indicated by planktic foraminiferal

assemblages including Globigerina praebulloides, Gg. cf.

ottnangiensis, Globigerinoides primordius, Gs. immatu-

rus, Gs. quadrilobatus, and Cassigerinella boudecensis.

While the Chattian/Aquitanian boundary is correlated

with the lowstand of the Ch 4/Aq 1 cycle of Hardenbol

et al. (

1998

), in section Chalheghareh the faunal assem-

blages

at

the

boundary

contradictorily

indicate

a

relatively deep setting, which may suggest local tectonic

movements of the nearby volcanic arc (Fig.

1

b). Because

sequence 2 is conformably overlying sequence 1, the

former has to be equivalent with cycle Ch 3 of Hard-

enbol et al. (

1998

).

Finally, pectinid faunas in sequences 3 and 4 are char-

acterized by Costellamussiopecten pasini, which suggests

an Aquitanian to early Burdigalian age.

Integrating lithostratigraphic and biostratigraphic data,

we correlate the bases of the upper gypsum deposits in the

Qom and Chalheghareh sections (Fig.

8

: bed 37 and Fig.

9

:

bed 95), with the Aquitanian/Burdigalian boundary. The

Aq 3/Bur 1 cycle then corresponds to sequence 6 in Qom

section and sequence 4 in Chalheghareh section, and the

lower gypsum unit was formed at the beginning of the Aq 2

cycle (sequence 5 in Qom section, sequence 3 in Chal-

heghareh section).

Implications for the paleogeographic and

paleobiogeographic evolution of the Tethyan Seaway

For the Esfahan-Sirjan and Qom basins, the gradual shifts

from continental to offshore facies (and vice versa) indicate

that sedimentation took place on extensive homoclinal

ramps as already stated by Okhravi and Amini (

1998

) for

the f-Member of the Qom Basin. The widespread occur-

rence of intertidal to shallow subtidal deposits and the

absence of gravitative sediments (turbidites, slumps, etc.)

indicate a gentle inclination of the ramps.

At first, the fore-arc basin was inundated by the marine

transgression, of the Qom Sea during the late Early Oli-

gocene (Ru 3 cycle), while in the back-arc basin marine

environments were not established until the beginning of

the Late Oligocene (Ru 4/Ch 1 cycle). Subsequently, nor-

mal marine conditions prevailed in both basins throughout

the Oligocene (Fig.

12

).

During the Early Miocene the situation changed because

in the Qom back-arc basin the gates to the open ocean

gradually became restricted due to the compressive tec-

tonic regime, preventing water exchange between shallow

landlocked areas and the open sea (Fig.

12

). During the

Aquitanian this process is displayed in the Qom Basin by

the episodic precipitation of evaporites at sea-level low-

stands at the beginning of the cycles Aq 2 and Aq 3/Bur 1.

Uplift of the volcanic arc area caused by ongoing plate

collision is shown by the emersion of the proximally

positioned Chalheghareh and Zefreh sections already in the

early Burdigalian (Bur 2). Final emersion of the Qom Basin

is evidenced by deposition of the continental Upper Red

Fm. during the mid-Burdigalian (Bur 3 cycle).

Shallow marine Oligo-/Miocene deposits also occur on

the opposite side of the Tethyan Seaway along the African/

Arabian coast. Sequences comparable to those of the Es-

fahan-Sirjan

Basin

are

described

from

the

Asmari

Formation in the Iranian Zagros Basin (Seyrafian and

Hamedani

1998

; Vaziri-Moghaddam et al.

2006

), which is

part of the African/Arabian Plate. Sedimentation took place

on a ramp-type carbonate platform (Vaziri-Moghaddam

et al.

2006

) and depositional environments include tidal

flat, shelf lagoon, platform margin and open marine envi-

ronments. Detailed descriptions and interpretations of the

lithologies from the Asmari Fm. are given by Seyrafian and

Hamedani (

1998

) and Vaziri-Moghaddam et al. (

2006

). For

these Oligocene and Miocene sections the authors dem-

onstrate that in most parts of the basin normal marine

conditions prevailed and a restricted marine milieu was

limited to marginal marine lagoons. However, in the NW

Zagros Basin evaporitic deposits (Kalhur Member) locally

interfinger with limestones of the middle Asmari Fm. (see

Ala

1982

), which has an Aquitanian age (Vaziri-Moghad-

dam et al.

2006

) and may therefore be synchronous with

evaporite formation in the Qom Basin. These evaporites

precipitated in smaller, restricted areas of the Zagros Basin

that formed due to the upthrust of the Zagros Mountains,

which divided the Tethyan Seaway into several subbasins

(Alsharhan and Nairn

1995

) (Fig.

12

).

For the uppermost Burdigalian part of the section in the

north-central Zagros Basin, Seyrafian and Hamedani

(

1998

) reconstructed increasingly restricted conditions.

This development culminated in the deposition of the

evaporitic Gachsaran Fm., which covers the Asmari Fm.

basin-wide at the end of the Burdigalian (Ala

1982

). At this

time the continental milieu of the Upper Red Fm.

was already installed in the Qom Basin and at least in

marginal areas of the Esfahan-Sirjan Basin. The extensive

distribution of terrestrial and hypersaline facies at the end

of the Burdigalian in the area of the Tethyan Seaway points

to separation of the Mediterranean and Indo-Pacific Tethys

at this time.

Int J Earth Sci (Geol Rundsch)

123

---