زون فلیشی یا زون نهبندان – خاش

حد شرقی آن مغرب پاکستان و افغانستان و حد غربی آن گسل نهبندان و حد جنوبی آن با زون مکران گسل بشاگرد است این زون به علت فراوانی افیولیت ، ملانژهای مشرق ایران ، به نام زون منطقه کالر ملانژ هم گفته شده است (اشتوکلین و دیگران 1972) براساس مطالعات جدید (کمپ و گریفیت 1981 تیرول و دیگران 1983) زون فلیش نهبندان – خاش زون جوش خورده بین بلوک لوت و افغانستان و به عبارتی زون جوش خورده سیستان نامیده شده است که مطابق شکل 4-12 زون مزبور شامل دو مجموعه ملانژ افیولیتی (مجموعه رتوک در مغرب و نه در مشرق) است که به وسیله یک حوضه رسوبی (حوضه سفیدابه) از هم مجزا می شوند .

گسترش شمال – جنوبی این زون در حدود 800 کیلومتر و پهنای آن در حدود 200 کیلومتر است . در سمت شمال برخی از شاخه های آن به طرف شمال غربی و مغرب یعنی بصیران و بیرجند امتداد می یابد و گرانیت شاه کوه را دور میزند و در جنوب بیرجند هم به صورت گسل از لوت جدا می شود .

در این زون رسوبات قدیم تر از کرتاسه وجود ندارد . رخساره کرتاسه فوقانی نیز از نوع رسوبات فلیش مخلوط با سنگ های آتشفشانی است که ضخامت ان تا 3000 متر هم می رسد زون فلیش به شدت خرد شده و تکتونیکی بوده و دگرگونی ضعیفی را در کرتاسه پایانی متحمل شده است و به اسلیت ، فیلیت و شیست های براق بدل شده اند . سن شیست ها و فیلیت های دگرگونی اطراف زاهدان ( از روی میکا) با روش پتاسیم – آرگون 15 83 میلیون سال بدست آمده است که ممکن است همسن افیولیت های همین منطقه باشد . زیرا چنان که گفته شد زون فلیش مزبور محل پیدایش ریفت و جدایی بلوک افغان از ایران بوده و براساس سن دیرینه شناسی قدیمی ترین سنگ هایی است که در منطقه جوش خورده سیستان یعنی حد بین بلوک افغان و بلوک لوت بیرون زده است ریفت زایی طی سنومانین اتفاق افتاده است (تیرول و دیگران 1983) این سن با داده های سن مطلق اولیه که از افیولیته های جنوب نصرت آباد و سایر بخش های افیولیتی داخل ایرانمرکزی با روش پتاسیم ، آرگون بدست آمده است (60 تا 100 میلیون سال دلالویه و دیگران 1980) تطبیق می کند .

با توجه به حضور ملانژ افیولیتی در مجموعه رتوک که در آن شیست های گلوکوفان دار متعلق به همین مجموعه به وسیله آهک های رودبست دار ، ماستریشتین به طور ناپیوسته پوشیده می شود زیرا باید زیر راندگی مطابق شکل a و b طی ماستریتیشن صورت گرفته باشد چنانکه اگر توده های تونالیتی چشمه استان نتیجه همین زیر راندگی به وجود آمده باشد شروع زیر راندگی باید قدیم تر و حتی به آغاز سنونین ربط داده شود . (تیرول و دیگران1983) علی رغم و وفور گدازه های کلکو آلکالن ائوسن ، به ویژه در بخش شمالی بلوک لوت(تیرول و دیگران 1983) جهت زیر راندگی را به سمت شمال و شرق ، یعنی به زیر بلوک افغان در نظر می گیرند و در این مورد موقعیت منشورهای به هم افزوده در پیشانی حوضه قوس سفیدآبه و محل سنگ های دگرگونی فشار زیاد به دربخش شرقی یعنی نزدیک به بلوک افغان را دلیل این امر می دانند . وجود آهک های هیپوریت دار به سن ماستویشتین بر روی مجموعه رتوک در این زمان است . با توجه به قطع رسوب گذاری دریایی طی ائوسن میانی از یک ظرف و چین خوردگی های مهمی که در حوضه سفیدآبه رخ داده است باید ائوسن پایانی را زمان برخورد بلوک لوت با مجموعه زیر راندگی و نزدیکی آن به بلوک افغان در نظر داشت در فصل هشتم خواهیم دید که اختلاط دگرگونی در حد بین زون فلیش و بلوک لوت نیز قبل از ترسیر ، ولی بالاآمدگی کامل منطقه در ائوسن میانی – پایانی صورت گرفته است . در زون نهبندان – خاش بیرون زدگی هایی از سنگ های آتشفشانی آهک های گلویوترونکادار شیل های سیلیسی رادیولاریت ، دیاباز و اولترابازیک به صورت عدسی وجود دارد که مجاورت آنها با فلیش های مزبور کاملا تکتونیکی و خرد شده است (اشتوکلین و دیگران سال 1352) .

در داخل رسوبات تخریبی پالئوژن گرانیت هایی نفوذ کرده است که مهم ترین آنها گرانیت زاهدان – خاش و میرآباد است که سن احتمالی آنها الیگوسن آغازی است در اطراف این گرانیت ها سنگ های دگرگونی کرتاسه پایانی در بسیاری از نقاط قابل مشاهده است به نظر می رسد که رسوبات زون فلیش طی نئوژن نیز دچار چین خوردگی شده اند . آتشفشان پیلو – کوارترنر تفتان واقع در جنوب زاهدان از داخل این فلیش ها سربرآورده است .

بلوک لوت

در این جا بلوک یا قطعه لوت همان مفهومی را در بر دارد که اشتوکلین و همکاران (1972) آ را نام گذاری کرده اند و شامل آن قسمت از شرق ایران می شود که در مغرب زون فلیش و بین آن و بلوک طبس (ایران مرکزی) واقع است . بلوک لوت از نظز نام بردگان توده ای است کشیده و مستحکم که طول آن در جهت شمال به جنوب در حدود 900 کیلومتر است . استحکام و پایداری آنرا به تراکم و سخت شدگی سنگ های دگرگونی شده زیر ساخت آن نسبت می دهند که در تریاس میانی بر اثر کوهزایی سیمرین پیشین پدید آمده است . اثرات کوهزایی مذکور گرچه در تمام ایران به جز زاگرس دیده می شود ولی در ایران مرکزی و بلوک لوت به ویژه در کوههای شتری ، (اشتوکلین و همکاران 1965) و شمال ایران شدیدتر بوده است به عقیده (ریر و محافظ 1972)حرکات تکتونیکی تریاس میانی علاوه بر چین خوردگی شدید شبب دگرگونی زیاد در این قسمت از ایران شده ایت به نحوی که ان را کوهزایی پالئوبلوچ نام نهاده اند . از مشخصات چینه شناسی این بلوک رسوبات ضخیم مزوزوئیک است که ضخامت آن به بیش از 5000 متر می رسد و به ویژه در بخش غربی چین های بسیار ملایم داشته و یا تقریبا افقی اند . هر قدر به سمت مغرب توجه کنیم سنگ های آتشفشانی ائوسن زیادتر می شود به نحوی که ضخامت این سنگ ها که شامل ریولیت ، داسیت ، آندزیت و توف های وابسته است در حدود 300 متر هم رسیده است . شیست ها و رسوبات دگرگون شده (متاسدیمان) و آمفیبولینت هایی ، در جنوب غربی بزمان دیده می شوند که سن پیش از کامبرین (احتمالا پرکامبرین) داشته و به وسیله رسوبات آهکی پرمین و واحدهای سنگی پالئوزویک پوشیده شده اند . مرز این بلوک با زون فلیش گسلی و به شدت خرد شده و در هم ریخته بوده و با دگرگونی نیز همراه است . بلوک لوت شکل نامنظمی داشته و روند ساختمانی آن شمال – جنوبی است و همان طور که گفته شد قطعه مستحکمی است که توسط کوه های شرقی و مرکزی ایران احاطه شده است در قسمت شمالی ، گسل نای بند و ارتفاعات شتری این بلوک را به دو قسمت تقسیم می کند : بلوک لوت در شرق و بلوک طبس در غرب قرار دارد . به نظر اشتوکلین (1968) احتمالا گسل مزبور قبلا در اواخر تریاس پدید آمده و ممکن است به منطقه گسلدار قدیمی (پرکامبرین) مربوط باشد .

بنا به نوشته اشتوکلین (1968) بلوک طبس تنها منطقه ای در ایران است که در آن رسوبات زیاد دوران مزوزوئیک تقریبا به طور موازی و چین نخورده روی هم باقی مانده است . همین محقق خاطر نشان می کند که بلوک لوت یک توده وسطی حقیقی است ولی اندازه های ان کوچکتر از ابعادی است که زمین شناسان قبلا برای یک توده وسطی در ایران می پنداشتند .

گسل نهبندان یا گسلهای محدود کننده مشرق بلوک لوت

با نگاهی به نقشه زمین شناسی شرکت ملی نفت ایران (مقیاس 1000000: 1) در حد شرقی بلوک لوت ، چندین گسل با روند شمالی – جنوبی به دنبال هم و گاه به موازات هم دیده می شوند که نبوی (1355) آنها را گسل نهبندان نام نهاده و طول آن را 750 کیلومتر ذکر کرده است . به عقیده وی ، گسل مزبور در جنوب دارای انحنا به سمت مشرق و به سوی مرز ایران – پاکستان می رود و در شمال به طرف مغرب گرایش دارد .

در واقع گسلهای شمالی – جنوبی مزبور که حد جدا کننده بلوک لوت از فلیش های شرق ایران است در شمال نه دو شاخه دارد ، که شاخه غربی آن درامتداد افیولیت ها ملانژهای حاشیه شمال شرقی لوت به سمت مغرب انحنا داشته ، ولی شاخه شرقی آن تا عرض 34 درجه شمالی ادامه پیدا می کند .

در ناحیه نه بربریان (b 1976) آنرا به نه شرقی و نه غربی تقسیم و نامگذاری کرده است گسل نه شرقی روند شمالی – جنوبی داشته و در مشرق نهبندان واقع است . طول آن 200 کیلومتر و در ناحیه نهبندان رسوبات آبرفتی عهد حاضر را قطع می کند . ممکن است کانون زلزله مارس 1928 که چند خانه را ویران کرد ، بر روی این گسل قرار داشته باشد (بربریان ،b 1976) آخرین حرکت این قسمت از گسل مزبور در تاریخ 2/11/1370 موجب انهدام 300 خانه در شهرستان نهبندان و روستاهای شورک و سهل آباد و ... شده است .

در 50 کیلومتری شمال نصرت آباد گسل شمالی – جنوبی فوق دو شاخه شده و در سمت جنوب به تدریج از هم دور می شوند . شاخه جنوب شرقی را می توان گسل نصرت آباد – ایرانشهر نامید که در واقع حد جدا کننده افیولیت و فلیش های شرق ایران از بلوک لوت است شاخه جنوب غربی گسل کهورک است که تا شمال آتشفشان های بزمان ادامه داشته و گودال لوت در بخش غربی آن وجود دارد .

گسل نای بند

نام این گسل از دهکده ای که در نزدیکی مرکز گسل قرار دارد گرفته شده است . بنا به نوشته نبوی (1355) این گسل تقریبا 600 کیلومتر طول داشته و از بشرویه تا بم و در امتداد شمالی – جنوبی کشیده شده است بربریان (a1976) طول گسل نای بند را 400 کیلومتر و گسل مغرب بم را به طور جداگانه در نظر می گیرد . گودال کویر لوت در سمت مشرق این گسل واقع شده و به عقیده نبوی (1355) فرورفتگی کویر بجستان و بشرویه ممکن است با این گسل در ارتباط باشد . از روی شواهد موجود این گسل را از نوع راست گرد می دانند (ولان 1966 ، مهاجر اشجعی و دیگران 1975(نبوی 1355) و بنا به نوشته بربریان (b 1976) به نقل از اشتوکلین و دیگران (1965) در چشمه آب گرم واقع در حدود 35 کیلومتری حد جنوبی نقشه شتری گسل نای بند رسوبات پلایایی کواترنر را قطع می کند و آن را حدود 20 متربه طور قائم جا به جا کرده است . در نای بند گسل مزبور پادگانه های آبرفتی کوارتز را قطع می کند و در سمت جنوب همین ناحیه دو مخروط آتشفشانی کوارتر بر روی همین خط گسل واقع است به علاوه بنا به نوشته مولتون (1975) گدازه های فلدسپاتوئیددار بازاتیت – تقریت به سن 5000 تا 50000 سال در انتهای جنوبی همین گسل قرار دارند با توجه به فوران های بازاتیت آلکالن همراه با نودول پریدوتیت در نیمه جنوبی این گسل (واره 1970) این گسل را باید از نوع گسل های بسیار عمیق ایران محسوب داشت (درویش زاده 1976) تمام شواهد مزبور حاکی از فعالیت این گسل در حال حاضر است .

به نظر نبوی (1355) گسل نای بند در بوجود آمدن حوضه رسوبی کوه های شتری نقش اساسی داشه است و چون در کوه های شتری کهنسال ترین سنگی که دخنمون دارد دونین است لذا سن این گسل بیش از دونین بوده و حتی ممکن است به علت حرکات کوهزایی کاتانگان و یا قدیم تر از آن بوجود آمده باشد . در حالی که به نظر بربریان (a1976) و بر اساس نقشه چهارگوش بشرویه منشا سیستم گسلی مهم ، لااقل مزوزوئیک است و طبق نقشه تکتونیک ایران (اشتوکلین و نبوی 1973) شاخه اصلی گسل در رشته کوه های شتری ، سنگ های آتشفشانی اسید سنوزونیک را قطع می کنند . در خاتمه باید خاطر نشان کنیم که طبق نوشته بربریان (b 1976) به جز یک کانون زلزله در قطعه شمالی (جنوب شرق طبس) و یک کانون در قطعه جنوبی (جنوب غربی شهدا) طی سالهای (1900 تا 1976) زلزله مهمی در طول گسل نای بند اتفاق نیفتاده است .

زون های مشرق و جنوب شرقی ایران

منظور از زون های ساختمانی و رسوبی مشرق و جنوب شرق ایران جنبه جغرافیایی قضیه است ، ولی از نظر زمین شناسی تقسیماتی درآن منظور شده است که عبارتند از :

1- زون فلیش یا زون نهبندان – خاش

2- بلوک لوت

3- زون مکران

حد شمال شرق ایران را گسل میامی یا گسل شاهرود ، حد شرقی آن را مرز ایران با پاکستان و افغانستان و حد جنوبی آن را فرورفتگی جازموریان و افیولیت های جنوب آن در نظر گرفته شده است زون مکران بخش جنوبی آن را شامل می شود . بخش وسیعی از شرق ایران به وسیله شن ، ماسه و سنگ های آتشفشانی نوزوئیک پوشیده شده است و در جنوب آن نیز کویر وسیع لوت قرار دارد که عبور از آن به علت وجود کلوت و ماسه های بیابانی مشکل است . اختلاف درجه حرارت سالانه در مشرق ایران بسیار زیاد و زمستان سخت و سرد و تابستان گرم و طولانی دارد و باران متوسط سالانه نیز از 10 سانتی متر تجاوز نمی کند. آنچه که در مشرق ایران اهمیت دارد فراوانی کانسارهای فلزی (مس ، سرب ، روی ، قلع ، کرم ، تنگستن ) و غیر فلزی (پنبه سوز – منیزیت) است که به ماکماتیسم منوزوئیک و افیولیت های ملانژهای کرتاسه پسین پالئوسن ارتباط دارند . چنانکه قبلا گفته شد ایران و افغانستان که به صورت قطعه واحدی از گندوانا جدا شد و به سوی او رازی به حرکت در آمد و سرانجام به آن پیوست این وضعیت تا اوایل کرتاسه ادامه داشته است (فصل دوم) با گسترش اقیانوس نئوتتیس که شاخه هایی از آن به صورت گسل های ترانسفورم به داخل ایران مرکزی کشیده شد ، خرده قاره های مجزا از هم پدیدار گشت و از آن جمله بلوک لوت از بلوک افغان جدا و بین آنها اقیانوس بلوچ پدیدار شد . به این ترتیب پوسته اقیانوسی در این ناحیه به وجود آمد ولی چنانکه خواهیم این وضعیت دوام چندانی نیافت و در اواخر کرتاسه – پالئوسن دولبه قاره ای (بلوک لوت و بلوک افغان) بهم دوخته شد و در نتیجه کوه های شرق ایران روندی شمالی – جنوبی به خود گرفت . در مکران نیز فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس ، افیولیت های ملانژهای حاشیه شمالی مکران به وجود آمد که از فرسایش شدید آن در ترسیر ، رسوبات ضخیم فلیش در حوضه مکران بجا ماند در اینجا اختصاصات زمین شناسی و ساختمانی مهم هر یک از تقسیمات سه گانه فوق را به اختصار توضیح می دهیم .

سازند کلمرز یا کلمرد

سازند کلمرد قدیم ترین واحد چینی سازی منطقه کلمرد (غرب طبس) است که از شیل و ماسه سنگ تشکیل یافته و متعلق به پرکامبرین بالاست که در دو زون زمین ساختی مختلف به دو صورت متفاوت بیرون زدگی دارد (آقانباتی 1977) .

الف : زون مرکزی در حد بین گسل کلمرد و گسل نائینی قرار دارد و از سنگ هایی غیر دگرگونی تشکیل یافته است و آن را سازند کلمرد یا کلمرز نامیده اند (اشتوکلین 1968 و آقانباتی 1977) که نام آنرا کاروانسرای کلمرز کلمرد .اقع در کنار جاده یزد – طبس گرفته شده است (اشتوکلین 1968) این سازند شمال اسلیت سبز و ماسه سنگ آرکوزی چین خورده ای است که با دگرشیبی مشخصی در زیر آهک های دونین (؟) – پرمین قرار دارد و هسته بالا زده غرب طبس را تشکیل می دهد که اول بار به وسیله گانسر (1955) مشاهده شد و نام برده آنرا به کامبرین – سیلورین نسبت داد بعدها اشتوکلین (1961) بر اساس شباهت لیتولوژیکی زیادی که بین سازند کلمرد و سری مراد وجود داشت سن آنرا پرکامبرین تعیین کرد به نوشته اشتوکلین (1972) اگرچه به استثنای سری مراد سازند کهر و سازند تکنار هم از نظر موقعیت چینه سازی و لیتولوژی با سازند کلمرز قابل مقایسه اند ، ولی برخی عوامل مانع از انطباق کامل سازندهای مزبور است در داخل این سازند کلمرد واحدهای نفوذی با ترکیب گرانودیوریتی نفوذ کرده است که با توجه به مطالعات صحرایی ، سن آن را باید در حد بین پرکامبرین و اینفراکامبرین دانست .

سازند سرخ شیل

نام این سازند از گدار سرخ واقع در رشته کوه های شتری گرفته شده است مقطع نمونه در گدار سرخ در دامنه جنوبی کوه جمال در جنوب رشته کوه شتری انتخاب شده و به وسیله اشتوکلین و دیگران (1965) توصیف شده است . این محققان لایه شیلی قرمز رنگی را که اولین بار به وسیله گانسر (1955) در قله کوه شتری دیده می شد و در حد بین سازند جمال (پرمین فوقانی)وسازند شتری تریاس قرار دارد به نام سازند سرخ شیل نامیده اند (شکل 7-4 و7-5)

ضخامت مقطع نمونه 122 متر است از نظر لیتولوژی سازند مزبور شامل شیل های آهکی و رسی به رنگ سرخ سفالی ویژه ای است که در سراسر منطقه از مسافت های دور قابل تشخیص است . در محل مقطع نمونه سازند مزبور بیشتر ازنوع شیلی است و در آن لایه هایی از آهک صورتی تا زرد رنگ به صورت بین لایه ای وجود دارد . در سطوح چینه بندی این سازند ریپل مارک های فراوان و گلوله هایی از رس همراه با آثاری از کرم ها دیده می شود و از این نظر سازند مزبور با آهک ورمیکوله تریاس قابل قیاس است . در کنتاکت زیرین سازند سرخ شیل سازند آهکی جمال به طور هم شیب قرار دارد که سازند اخیر به طرف قله به تدریج به رنگ سرخ درمی آید و به این ترتیب رسوب گذاری حالت پیوسته داشته است . به وی سازند سرخ شیل سازند شتری قرار می گیرد که حالت پیوسته رسوب گذاری در بین آنها برقرار است و در کنتاکت آنها تناوبی از شیل آهکی زرد تا سبز و دولومیت دیده می شود .

سن و گسترش : سن سازند سرخ شیل با توجه به دو کفه ای ها و شکم پایان کوچک و آثاری شبیه کرم های سرپولای موجود در آن و موقیت چینه سازی و تطابق منطقه ای اوایل تریاس تعیین شده است . ساند سرخ شیل ، سازندی شاخص و بسیار همه و کلیدی در زمین شناسی شرق ایران شناخته می شود . سازند مزبور در منطقه شیرگشت بر اثر فرسایش قبل از ژوراسیک به کلی ناپدید شده است (روتنر و دیگران 1968) ولی دوباره در سمت مشرق در کوههای گناباد ظاهر می شود . در سمت جنوب سازند مزبور در جنوب کوه های شتری کوه نای بند ، کوه دربند ، ولکرکوخ مشرق راور قابل رؤیت است در کوه دربند . در حد بین سازند سرخ شیل و شتری لایه ضخیمی از گچ به نام لایه حد واسط وجود دارد . در جنوب لکرکوه ، لایه حد واسط مزور از نوع گچ – ماسه ای است (اشتوکلین 1961) در کوه های مغرب حوضه طبس از کوه های پیرحاجت در شمال تا کوه های بهاباد در جنوب سازند سرخ شیل وجود داردکه در منطقه اخیر رخساره حد واسط گچ – ماسه ای هم دوباره توسعه می یابد این مسئله نشانه آن است که د مناطق جنوب شرق ایران و در مشرق کرمان در اواخر تریاس زیرین محیط های رسوبی از نوع تبخیری وجود داشته که خود ممکن است معرف آغاز حرکات سیمیرین پیشین در مناطق فوق باشد .

سازند شتری

نام این سازند از کوه های شتری در مشرق طبس انتخاب شده (اشتوکلین و دیگران1965) و شامل واحد دولومیتی ضخیم لایه (820 متر) است که در برخی مناطق در بخش فوقانی آن آهک (آهک اسپهک) وجود دارد . سازند شتری به حالت تدریجی سازند سرخ شیل را می پوشاند و در چند نقطه از کوه های شتری هم قله ارتفاعات را تشکیل می دهد (شکل 7-4 و 7-5) به عبارت دیگر قسمت اعظم آنها بر اثر کوه زایی سیمیرین پیشین از آب بیرون مانده و فرسایش یافته است مقطع نمونه د دو محل جداگانه انتخاب شده و شامل دو بخش دولومیتی و آهک است . بخش دولومیتی در محلی به نام کمرزرک در جنوب کوه های شتری و بخش آهکی بر روی یک تاقدیس به نام کمر مشکوه واقع در 14 کیلومتری جنوب شرقی شهرک اسپهک واقع است وبه همین دلیل به آن آهک اسپهک گفته اند . بخش دولومیتی 820 متر ضخامت داشته و به آن دولومیت اصلی گفته شده و شامل دولومیت های زرد رنگ لایه لایه و متراکم است بخش آهکی (آهک اسپهک) 152 متر ضخامت داشته و رنگ آن سفید کرم رنگ تا آبی خاکستری است ولی در کل ضخیم لایه ، متراکم و ریز متبلور است . کنتاکت فوقانی آن با سازند نای بند مطابق شکل 7-2 دگرشیب یا از نوع دگرشیبی فرسایشی است که در آن لاتریت و بوکسیت (خاک فرسایش یافته قدیمی) دیده می شود . سن و گسترش

اگرچه در بخش دولومیتی تعدادی آلگ ، براکیوپود و شکم پایان غیر قابل تشخیص مشاهده شد و در بخش آهکی آن تعدادی فسیل بدست آمده است ، ولی از نظر موقعیت چینه شناسی سن سازند شتری را باید قبل از نورین دانست و ان را به تریاس میانی نسبت داد . همانطور که در بالا ذکر شده آهک اسپهک فقط در جنوب رشته کوه های شتری دیده می شود ، از کوه های شتریبه طرف جنوب تا کوه نای بند و کوه دربند ، دولومیت های اصلی شتری به تدریج به دولومیت ماسیو همراه با افقی از ژیپس (در کنتاکت خود با سرخ شیل) تبدیل می شود (اشتوکلین 1961) از کوه نای بند به طرف جنوب یعنی تا لکرکوه در مشرق کرمان دولومیت های شتری به طور کامل به آهک هایی تبدیل می شود که قسمتی از آن به شدت اُاُلیتی است . اما به طرف شمال کوه های شتری تا کوه های شیرگشت ، رخساره دولومیتی تا اندازه ا به آهک های مارنی متراکم تبدیل می شود . به عقیده گانسر (1955) سنگ ها ی تریاس کوه های شتری ، با سنگ های تریاس البرز شباهت زیادی دارند و به نظر می رسد که سازند شتری با بخش دولومیتی فوقانی سازند الیکا در البرز مشابه باشد و سازند سرخ شیل هم با آهک ورمیکوه یا بخش زیرین تریاس قابل قیاس است . در سازند شتری تعدادی رگه های باریت ، سرب و روی و آلمینیوم (به صورت لاتریت) و سرانجام فلئوریت دیده شده است .

سازند نای بند

این نام به وسیله کمیته چینه شناسی در مورد سکانس از سنگ های تریاس فوقانی فسیل دار وضع شد که قبا به وسیله داگلاس توصیف شده بود (1929) توضیح آنکه طبق نوشته اشتوکلین (1972) سازند نای بند مورد بحث ما با گروه نای بند یا سری نای بند داگلاس که فقط بخشی از تریاس فوقان را شامل می شود فرق داشته و شامل یک سری از رسوبات تخریبی شیلی – ماسه سنگ آهکی و واجد فسیل های بسیار زیاد از مرجان ها ، بازوپایان و نرمتنان است سن این واحد ، تریاس فوقانی معرفی شده و در قسمت بالایی آن یک بخش آهکی به نام حوض خان تشخیص داده شده است (نبوی 1355) مقطع نمونه سازند نای بند در دامنه های جنوبی و جنوب غربی کوه نای بند در جنوب شهرک نای بندان (شمال شرق کرمان) انتخاب شده است کنتاکت زیرین به طور دگرشیب بر روی سازند شتری همراه با یک سطح فرسایشی کارستی و ضخامتی از خاک قدیمی خاک فسیل به ضخامت 2 تا 5 متر) آغشته به اکسیدآهن دیده می شود و به طور محلی مقادیری از باریت و گالن و برخی از کانی های خاص ناحیه کارستی در آن دیده می شود . بنا به نوشته شمیرانی (1365) از لحاظ لیتولوژی و فسیل شناسی در سازند نای بند ، 3 واحد قابل تشخیص وجود دارد که داگلاس به هر کدام نام یک گروه داده است :

1- گروه حوض شیخ ، این گروه شامل شیل خاکستری رنگ سرشار از فسیل ، به سن تریاس میاین (؟) تا آغاز تریاس بالایی است . به نظر داگلاس رخساره مزبور یک رخساره آلپی به شمار می آید .

2- گروه نای بند این گروه شامل ماسه سنگ آهکی و کوارتزیت های پرفسیل به سن نورین است . و به نظر داگلاس ، از لحاظ محتویات جانوری ، گروه نای بند با تریاس جنوب شرقی آسیا و عمان قابل مقایسه است .

3- گروه حوض خان ف شامل آهک های تیره رنگ و شیل ، با فسیل های فراوان از کیسه تنان . بازوپایان است وسن آن رسین می باشد .

به طور کلی تا کنون مقطع نمونه ای از سازند نای بند توصیف نشده است ، ولی ضخامت کل سازند در ناحیه نای بند را در حدود 2800 متر می دانند وسن آنرا تریاس پسین (نورین – رسین) در نظر می گیرند . سکانس های مشابه این سازند در یزد ، انارک ، آباده ، کوه های قهرود ، تفرش و شمال دریاچه توزلو با همان فسیل ها ولی با ضخامت بسیار کمتر یافت شده است (اشتوکلین ، 1972)