سنگ شناسی رسوبی از دو کلمه Sedimentary به معنی رسوبی و Petrology به معنی سنگ شناسی گرفته شده است.
دید کلی سنگهای رسوبی به دلیل داشتن منابع مهم نظیر نفت ، گاز ، ذغال ، آهن ، اوارنیم و نیز مواد مورد نیاز در مصالح ساختمانی مانند آهک ، گچ و غیره از اهمیت خاصی برخوردارند لذا سنگ شناسی رسوبی یکی از مهمترین شاخه‌های علوم زمین محسوب می‌گردد. در حدود 70٪ از سنگهای سطح زمین ، دارای منشا رسوبی هستند، و این سنگها عمدتا از ماسه سنگها ، سنگهای آهکی ، شیل ها و به مقدار کمتری اما با همان معروفیت از رسوبات نمک ، سنگهای آهندار ، ذغال و چوب تشکیل شده است.
تاریخچه و سیر تحولی
مطالعه سنگهای رسوبی از نظر مشخصات ساختی ، بافتی و ترکیب شیمیایی آنها ، اولین بار در سال 1879 توسط سوربی انگلیسی انجام گرفت. وی مطالعه سنگهای رسوبی در مقاطع نازک را برای اولین بار ابداع نمود. بعدها در 1899 ، کایوی فرانسوی پاره‌ای از مشخصات میکروسکوپی و مشخصات ماکروسکوپی بعضی از سنگهای رسوبی در کشور فرانسه را ، به صورت مصور تشریح و تفسیر کرد.از آن تاریخ به بعد ، به پیروی از کایو ، بررسیهای سنگهای رسوبی و کوشش اکثر سنگ شناسان ، عمدتا بر کانی شناسی و تشخیص کانی‌های تشکیل دهنده این سنگها متمرکز گردید. که در این میان ماسه سنگها و رسوبات ماسه‌ای و از میان کانی‌ها هم ، کانیهای سنگین (دارای وزن مخصوص بیش از 2.85) ، بیشتر مورد توجه قرار گرفتند.
در سال 1919 ، ونت ورث آمریکایی برای سنجش اندازه ذرات و دانه های تشکیل دهنده رسوبات تخریبی مقیاسی ارائه داد و به کمک مقیاس ونت ورث مطالعه دانه سنجی و تجزیه‌های کمی و مکانیکی رسوبات بر مبنای اندازه دانه ها و فراوانی آنها ، میسر گردید.
سرانجام در 1933 ، آدن و کرمباین ، مقیاس‌های جدیدتری برای اندازه گیری دانه‌های رسوبی ارائه دادند و در مکانیسم تجزیه‌های مکانیکی رسوبات تخریبی ، تسهیلات زیادتری ایجاد کردند. امروز هم ، مقیاسهای اندازه گیری متداول برای مطالعات رسوب شناسی و سنگهای رسوبی ، به نام همین افراد معروف بوده و مورد استفاده سنگ شناسان و رسوب شناسان قرار دارد.
گروههای اصلی سنگهای رسوبی رسوبات سیلیسی آواری :رسوبات سیلیسی آواری (همچنین تحت عنوان رسوبات تریجنوس یا اپی کلاستیک خوانده می‌شوند) آنهایی هستند که از خرده سنگهای قبلی که توسط فرآیند فیزیکی حمل و رسوب کرده‌اند، تشکیل شده‌اند. این گروه شامل سنگها زیر می‌باشد:
کنگلومراها :در این سنگها ، مواد دانه درشت گرد شده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند.
برش‌ها :مواد دانه درشت گرد نشده در زمینه‌ای از مواد دانه ریز قرار دارند.
ماسه سنگها :اندازه دانه‌ها در ماسه سنگها ، کمتر از 2 میلیمتر است.
گلسنگها :اندازه دانه‌ها کمتر از 2 میکرون می‌باشد.رسوبات بیوژنیک ، بیوشیمیای و آلی :رسوباتی هستند که بیشتر منشا بیو ژنیکی ، بیو شیمیایی و آلی دارند و شامل:
سنگهای آهکی :سنگهای آهکی می‌توانند هم از طریق ته نشست مستقیم CaCo3 از آب دریا و هم از طریق رسوب کردن اسکلت‌های کربناتی موجودات به وجود آید.
چرت‌ها :چرت ، یک واژه خیلی کلی برای رسوبات سیلیسی دانه ریز ، با منشا شیمیایی ، بیو شیمیایی یا بیوژنیکی است.
فسفاتها :یکی از مهمترین کانی‌های رسوبی فسفاتها ، آپاتیت می‌باشد.
ذغال و شیل نفتی :ذغال و شیلهای نفتی که از بقایای موجودات زنده قدیمی می‌باشند، انعکاسی از فرآیندهای دیانژ و دگرگونی دارند.رسوبات شیمیایی :این رسوبات منشا شیمیایی دارند و شامل موارد زیر می‌باشند:
تبخیر‌ی‌ها: تبخیری‌ها عمدتا رسوبات شیمیایی هستند که پس از تغلیط نمک‌های محلول در آب (بر اثر تبخیر) رسوب کرده‌اند.
سنگهای آهن‌دار :آهن ، عملا بر اندازه چند در صد در تمام سنگهای رسوبی وجود دارد، ولیکن بطور غیر معمول ، در جایی که مقدار آهن بیش از 15٪ باشد، سنگهای آهن‌دار را تشکیل می‌دهد.رسوبات آذر آواری :رسوبات آذر آواری رسوباتی هستند که عمدتا از دانه‌های با منشا ولکانیکی ، که از فعالیت‌های آتشفشانی همزمان سرچشمه گرفته‌اند، تشکیل شده‌اند. و شامل موارد زیر می‌باشند:
رسوبات اتوکلاستیک :سنگهای ولکانوژیکی هستند که توسط برشی شدن در جای لاوا تشکیل شده‌اند.
رسوبات پیروکلاستیک – ریزشی :این رسوبات به راحتی از طریق خرده‌های آتشفشانی خارج شده از یک مجرا یا یک شکاف ، بر اثر انفجار ماگماتیکی ، تشکیل می‌شوند.
رسوبات ولکانی کلاستیک – جریانی :این رسوبات توسط انفجارات فورانی در محیط‌های خشکی ایجاد می‌شوند.
هیدروکلاستیک‌ها :هنگامی که لاوای خارج شده ، با آب تماس پیدا کند، سرد شدن و خاموشی سریع ، باعث قطعه قطعه شدن لاوا می‌شود. این قطعات پس از حرکت در آب و دانه دانه شدن رسوبات هیدروکلاستیک را تشکیل می‌دهند.
رسوبات اپی کلاستیک :رسوباتی هستند که از حرکت و ته نشست مجدد رسوبات ولکانی کلاستیک ایجاد شده‌اند.
اهمیت مطالعه سنگهای رسوبی
سنگهای رسوبی در ادوار گذشته زمین شناسی در محیطهای طبیعی متفاوتی که امروزه وجود دارد، رسوب کرده‌اند. مطالعه این محیطهای عهد حاظر و رسوبات و فرآیندهای آنها به درک بیشتر معادل قدیمی آنها کمک می‌کند.
دلایل زیادی برای مطالعه سنگهای رسوبی وجود دارد زیرا ارزش اقتصادی کانی‌ها و مواد موجود در آنها کم نمی‌باشد. سوخت‌های نفت و گاز از پختگی مواد آلی در رسوبات مشتق شده و سپس این مواد به یک سنگ مخزن مناسب ، که عمدتا یک سنگ رسوبی متخلخل است، مهاجرت می‌کند. ذغال ، سوخت فسیلی دیگری است که البته در توالی‌های رسوبی نیز وجود دارد. روشهای رسوب شناسی و سنگ شناسی به طور گسترده در پی جویی ذخایر جدید این منابع سوختی و سایر منابع طبیعی مورد استفاده قرار می‌گیرد. سنگهای رسوبی بیشتر آهن ، پتاس ، نمک و مصالح ساختمانی و بسیاری دیگر از مواد خام ضروری را تامین می‌کنند.
محیطها و فرآیندهای رسوبی و جغرافیای قدیمی و آب و هوای قدیمی ، همگی را می‌توان از مطالعه سنگهای رسوبی استنباط کرد. اینگونه مطالعات به شناسایی و درک تاریخ زمین شناسی زمین کمک فراوانی می‌کند. سنگهای رسوبی حاوی زندگی گذشته زمین ، به فرم فسیل‌ها هستند که اینها مفاهیم اصلی انطباق چینه شناسی در فازوزوئیک می‌باشند

فلدسپات
از ویکی‌پدیا، دانشنامهٔ آزاد.
Jump to: navigation, search
فِلدِسپاتها مهم‌ترین کانیهای سنگی آذرین بشمار می‌آیند. فلدسپاتها به سه گروه کلسیک، پتاسیک و سدیک تقسیم‌بندی می‌شوند. آنورتیت به فرمول شیمیایی (CaAl2Si2O8) فلدسپات نوع کلسیک است و آلبیت به فرمول شیمیایی (NaAlSi3O8) فلدسپات نوع سدیک و پتاسیم فلدسپات به فرمول شیمیایی (KAlSi3O8) فلدسپات نوع پتاسیک آن است.
چندریختیهای پتاسیم فلدسپات عبارت‌اند از: سانیدین، ارتوکلاز، سیکروکلین و آدولاریا. آنوتیت و آلبیت به این امتیاز که می‌توانند جانشین شوند و در ساختمان کانی پلاژیوکلاز شرکت می‌کنند، میان فلدسپات سدیم (آلبیت) و فلدسپات پتاسیم، جانشینی محدرودی وجود دارد و فلدسپاتهای این سری به انواع آلکانی فلدسپاتها شهرت دارند.
فهرست مندرجات[مخفی شود]
۱ ساختار فلدسپاتها
۲ ترکیب فلدسپاتها
۳ موارد مصرف فلدسپاتها
۴ جستارهای وابسته
۵ منابع
//

[ویرایش] ساختار فلدسپاتها
ساختار فلدسپات همانند ساختار چند ریختیهای گوناگون SiO4 و همچنین AlO4 تشکیل شده است. ساختار فلدسپاتها را می‌توان حالت پرشده ساختارهای SiO2 از راه ورود AL به شبکه چهاروجهی و هم‌زمان با آن جایگزینی Na+ (یا K+ یا Ca2+) در حفره‌های موجود فرض کرد. هنگامی که فقط یک Si4+ به‌وسیله Al3+ جانشین می‌شود، ساختار می‌تواند با ورود یک K+ یا یک Na+ خنثی شود.
به همین ترتیب وقتی Si4+ توسط Al3+ جانشین می‌شود، بار الکترواستاتیکی شبکه می‌تواند توسط یک کاتیون دوظرفیتی مانند Ca2+ موازنه شود. اینکه یک فلدسپات دمای بالای اولیه خاصی، ساختار دمای بالای (بی‌نظم) خود را حفظ کرده یا (در اثر سرد شدن) به ساختار دمای پایینتر (منظم‌تر) تبدیل می‌شود، تا حد زیادی تحت تأثیر آهنگ سرد شدن فرآیند است. میکروکلین در واقع مشخصه سنگهای عمیق و پگماتیتها، ارتوکلاز مشخصه سنگهای نفوذی شکل‌یافته در دماهای حد واسط و سانیدین مشخصه گدازه‌ای خروجی دما بالاست. ساختار عمومی اعضا سری پلاژیوکلاز بسیار شبیه میکروکلین است.

[ویرایش] ترکیب فلدسپاتها
سری فلدسپاتهای قلیایی (NaAlSi3O8 تا KAlSi3O8) محلول جامد کاملی را فقط در دماهای بالا نشان می‌دهند. برای مثال اعضای سری سانیدین- آلبیت دمابالا، در دماهای زیاد پایدار است، اما در دماهای پایین دو فاز مجزای آلبیت دماپایین و میکروکلین پایدار می‌شوند. تنها محلول بسیار محدودی بین KAlSi3O2 (میکروکلین) و CaAl2Si2O8 (آنورتیت) وجود دارد. با این حالب یک محلول جامد اساسا کامل در دمای بالا در سری پلاژیوکلاز (NaAlSi3O8 تا CaAl2Si2O8)وجود دارد.
فلدسپاتهای پتاسیم میکروکلین دارای فرمول شیمیایی KAlSi3O8 است. میکروکلین یکی از سازنده‌های مهم در سنگهای آذرینی مانند گرانیتها و سینیتها که به کندی و در عمق زیاد سرد شده‌اند، است. در سنگهای رسوبی در آرکوز و کنگلومرا و در سنگهای دگرگونی در گناسیها یافت می‌شود.
ارتوکلاز دارای فرمول شیمیایی KAlSi3O8 است. یکی از سازنده‌های اصلی در گرانیتها، گرانودیوریتها و سینیتهایی است که در عمق متوسط و نسبتاً سریع سرد شده‌اند. در گرانیتها و سینیتهایی که کندتر سرد شده‌اند، میکروکلین فلدسپات پتاسیم شاخص است.
سانیدین دارای فرمول شیمیایی K,Na)AlSi3O8) است. محلول جامد کاملی در دمای بالا بین سانیدینو آلبیت دمابالا وجود دارد. به صورت متوکرسیت در سنگهای آذرین بیرونی مانند ریولیتها و تراکیتها یافت می‌شود. سانیدین مشخصه سنگهایی است که در هنگام فوران، دمای بالایی داشته و به سرعت سرد شده‌اند. بسیاری از سانیدین‌ها نهان پرتیتی هستند.
فلدسپاتهای پلاژیوکلاز فلدسپاتهای پلاژیوکلاز در دماهای بالا، سری محلول جامد اساس کاملی از آلبیت (Ab)خالص، Na AlSi3O8، تا آنورتیت (An) خالص، CaAl2Si2O8، تشکیل می‌دهند. فلدسپاتهای پلاژیوکلاز به عنوان کانیهای سنگ ساز، نسبت به فلدسپاتهای پتاسیم توزیع گسترده‌ای داشته و فراوانتر هستند و در سنگهای آذرین، دگرگونی و کمتر از آنها در سنگهای رسوبی یافت می‌شوند.

[ویرایش] موارد مصرف فلدسپاتها
آلکانی فلدسپاتها مصارف صنعتی فراوانی دارند، ولی کاربرد صنعتی پلاژیوکلازها اندک است. آلکانی فلدسپاتها همراه با گرانیتها، آپلیتها، آراسکیتها و رگه‌های کوارتز فلدسپات پیدا می‌شوند. آلکانی فلدسپاتها از پگماتیتها به روش نمک جوری جدا می‌شوند. در حالی که تهیه آنها از گرانیتها، آپلیتها و الاسکیتها به روش فلوتاسیون انجام می‌گیرد. میکاوتورمالین از جمله کانیهای مزاحم آنها به حساب می‌آیند.
از فلدسپات سدیک به سبب این که دمای ذوب پایین (cْ 115) چسبندگی مکم و سایر موارد در تهیه انواع لباسها و شیشه استفاده می‌کنند، حال آنکه فلدسپات پتاسیک در اکثر موارد به عنوان کمک ذوب و ماده اصلی سازنده ساخته‌های سرامیکی کاربرد دارد. از آن جا که میزان مصرف فلدسپات پتاسیک در سطح بالاتری قرار دارد، ارزش اقتصادی آن نیز از فلدسپات سدیک بیشتر است.
در حدود 65 درصد از آلکالی فلدسپاتها در صنایع شیشه سازی، 30 درصد در صنایع سرامیک و 5 درصد دیگر به عنوان پرکننده و دیگر موارد به مصرف می‌رسد. در صنایع شیشه سازی از فلدسپات برای تأمین آلومینیوم و سدیم مورد نیاز شیشه استفاده می‌شود. در ساخت انواع محصولات سرامیکی از آلکانی فلدسپات بهره می‌برند.

[ویرایش] جستارهای وابسته
فهرست کانی‌ها

[ویرایش] منابع
دانشنامه رشد

ریشه لغوی
Sedimentologg یا رسوب شناسی نام خود را از واژه لاتین Sedimentum گرفته است که به معنای رسوب کرده است.
دید کلی
سنگهای رسوبی ، از انباشت ذرات ناشی از خرد شدن انواع سنگهای دیگر بوجود آمده‌اند. این ذرات ، معمولا به کمک نیروی گراویته ، آب ، باد و یا یخ به محل جدید خود منتقل شده و در آنجا به ترتیبی جدید نهشته می‌شوند. برای مثال ، امواجی که به ساحل صخره‌ها برخورد می‌کنند، ممکن است که از این طریق ، ذرات ریگ و شن دیگری را در همان نزدیکی فراهم آورند. این نهشته‌های ساحلی اگر سخت می‌شدند، سنگی رسوبی تشکیل می‌یافت. یکی از مهمترین خاصه‌های سنگهای رسوبی ، لایه بندی رسوبات تشکیل دهنده آنهاست.
تاریخچه و سیر تحولی
تا قبل از سال 1815 میلادی بیشتر مطالعات بر اساس چینه شناسی بود و از شکل هندسی ، تعیین ضخامت و ارتباط جانبی رسوبات با یکدیگر استفاده می‌گردید. در سال 1815 ، ویلیام اسمیت نقشه زمین شناسی انگلستان را تهیه کرد و گسترش و قرار گرفتن توالی سنگهای رسوبی منطقه را با شکل نشان داد.
ویلیام اسمیت
هنری سربی از سال 1859 از میکروسکوپ پلاریزان جهت مطالعه سنگهای رسوبی استفاده کرد و مقاله‌ای در سال 1879 در انجمن زمین شناسان لندن ارائه نمود که در آن اهمیت میکروسکوپ پلاریزان را در مطالعه سنگهای رسوبی بیان داشت، که این خود یکی از مهمترین پیشرفت‌های رسوب شناسی محسوب می‌شود. بر همین اساس هنری سربی به نام "پدر پتروگرافی" لقب گرفت
هنری سربی
در سال 1891 برای اولین مرتبه رسوبات عهد حاضر کف دریاها بوسیله کشتی چالنجز به سطح آب آورده شد و مورد مطالعه قرار گرفت. در سال 1919 ونتورت نیز مقاله‌ای در رابطه با اندازه و گردشدگی ذرات درسنگهای آواری ارائه کرد که قدم بسیار بزرگی در تقسیم بندی اندازه ذرات بوده است.
گرابو درسال 1904 مقاله ای درباره طبقه‌بندی سنگها و بعدها در سال 1913 کتابی تحت عنوان "اصول چینه شناسی" نوشت که تمام مسائل رسوبگذاری تا زمان خود را در آن نیز عنوان نمود که این خود یکی از پیشرفتهای مهم در رسوب شناسی می‌باشد.
هنز کلوز در سال 1938 ساختمانهای رسوبی را مورد بررسی قرار داد و از مطالعه آنها میزان انرژی محیط و همچنین جهت حرکت رسوبات از منشا به حوضه رسوبگذاری را تفسیر نمود. در سال 1942 ، کینگ رخساره‌های مختلف رسوبی را تعبیر و تفسیر نمود بالاخره در سال 1952 گارلز به مطالعه ژئوشیمیایی رسوبات(اختصاصات فیزیک و شیمیایی مانند PH و Eh ) پرداخت. از آن زمان به بعد نیز تحقیقات زیادی در زمینه‌های مختلف رسوب شناسی توسط محققان این رشته در سراسر جهان انجام گردیده و یا در حال انجام است.
تقسیم بندی کلی ذرات رسوبات
• ذرات آواریذرات تشکیل دهنده این گروه از تخریب سنگهای موجود در سطح زمین حاصل شده‌اند. این ذرات باید دارای مقاومت مکانیکی و ثبات شیمیایی زیادی در مقابل عمل هوازدگی باشند تا در رسوبات باقی بمانند ، زیرا اگر مقاومت آنها کم باشد در منشا یا بعد از رسوبگذاری تجزیه و کانیهای جدید به ویژه "رسی" را به وجود می‌آورند. ذرات آواری خود به دو دسته زیر تقسیم می‌شوند:
▪ ذرات آواری غیر آلی ، مانند: کوارتز و فلدسپات
▪ ذرات آواری آلی یا کربن‌دار ، مانند: کروژن
نمونه ای از رسوبات آواری
• ذرات جامد شیمیایی و بیوشیمیایی:این ذرات از تخریب سنگهای قدیمی حاصل شده‌اند و درون حوضه رسوبی بر اثر فعل و انفعالات شیمیایی و بیوشیمیایی تشکیل گردیده‌اند. این گروه خود به دستهای زیر تقسیم می‌شود:
▪ خرده‌های اسکلتی
▪ دانه‌های غیر اسکلتی کربنات کلسیم
▪ کانیهای تبخیری که به طور فیزیکی حمل شده‌اند
▪ گلاکونیت
کاربرد رسوب شناسی
• مهمترین کاربرد رسوب شناسی در ارتباط با اکتشاف منابع طبیعی از قبیل نفت و گاز می‌باشد، در گذشته بیشتر کمپانیهای نفتی برای کشف مخازن در جستجوی طاقدیسها بودند، اما با پیشرفت زمان به این نتیجه رسیدند که علاوه بر نفتگیرهای ساختمانی ، نفتگیرهای چینه شناسی نیز از اهمیت خاصی برخوردار است.
زیرا در این گونه نفتگیرها سنگهای با تخلخل و نفوذپذیری زیاد به طور جانبی و عمودی به سنگهای با نفوذپذیری کم تبدیل می‌شوند و از حرکت نفت و گاز به طرف بالا جلوگیری می‌کنند.
• یکی دیگر از کاربردهای مهم رسوب شناسی در رابطه با روش لرزه نگاری ، مطالعه طبقات رسوبی در زیر سطح زمین است. بدین وسیله می‌توان محیط رسوبی ، ارتباط جانبی طبقات و همچنین توالی عمودی رسوبات را تعبیر و تفسیر نمود.
• از مطالعات رسوب شناسی می‌توان در رابطه با کارهای اکتشافی زغال سنگ استفاده کرد و گسترش وضعیت لایه‌های زغالی را تعبیر و تفسیر نمود.
• بعضی از کانیهای فلزی مانند سرب و روی بطور محدود در سنگهای رسوبی میزبان ، نظیر ریفها یا رسوبات جلبکی فسیل شده ، وجود دارند. بنابراین درک رسوب شناسی به اکتشاف سرب و روی در این گونه سنگها کمک فروانی می‌کند.
• اورانیوم و پلاسرهای مختلف در داخل رسوبات رودخانه‌ای قدیمه تجمع یافته‌اند، بنابراین با استفاده از مطالعات رسوب شناسی می‌توان محیط رسوبگذاری سنگهای رسوبی حاوی اورانیوم و پلاسرها را تعبیر و به اکتشاف این گونه مواد کمک فراوانی نمود.
• در رابطه با هیدروژئولوژی ، مطالعات رسوب شناسی به شناخت و چگونگی تشکیل سنگهای آبدار در محیطهای رسوبی مختلف کمک زیادی می‌نماید. لذا ، بدین وسیله می‌توان به گسترش سنگ آبدار پی برد و از حفاریهای مکرر برای یافتن آب که متحمل مخارج زیادی است، جلوگیری کرد.

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)

زمین شناسی

بيشتر سرزمين بلوچستان در دوران هاي گذشته زيرآب بوده و با گذشت زماني طولاني از زير آب بيرون آمده است. خاك زمين هاي جنوب نيكشهر و برخي از برجستگي هاي اين منطقه كه از شن و ماسه پديد آمده است و آكنده از سنگواره هاست، اين نظريه تأييد مي كند. سرتوماس هولديچ در كتاب نقاط مرزي هندوستان، مي نويسد: «پشته ها و توده هاي خاك رس مطبّق و مضرّسي كه در سواحل بلوچستان زياد است و بعضي نقاط آن كه همچون ستون فقرات نهنگ شكل گرفته است و همچون نمك هاي لزجي كه در جاي جاي اين منطقه ديده مي شود، نشان دهنده آن است كه در دوران هاي گذشته، اين سرزمين را آب پوشانده بوده است. مطالعات زمين شناسي كه در منطقه بلوچستان به عمل آمده است، بيانگر آثار رسوبات مختلف از دوره هاي اول تا چهارم زمين شناسي در اين منطقه است. در بلوچستان پرمو- كربنيفر به وسيله آهك هاي محتوي (fusulinides ) مشخص مي شود اين آهك ها به شكل يك برآمدگي نوك تيز از وسط شيت هاي ترياس ماشك در دره مرتفع ذهوب نزديك مرزپيشين بيرون آمده است. در شمال شرقي بلوچستان، نزديك مرز افغانستان، ترياس فوقاني به وسيله هزار متر شيت هاي محتوي Monotis مشخص شده است .«لياس» بلوچستان، شامل هزارمتر آهك ها و شيت هايي مي باشد كه در برخي نقاط داراي سنگواره است. در بخش مرزي ايران و افغانستان آهك هاي داراي هيپوريت كه تا درياچه هامون سيستان گسترش يافته است، وجود دارد دراين ناحيه Hippurites verdenbur gikuhn را تشخيص داده اند اين طبقات به سوي مشرق تا افغانستان ادامه مي يابد.
از سفيدابه تا حرمك و سپس در سراسر توده هاي كوهستاني كوه ملك سياه شيت هاي رنگارنگ، سنگهاي آتشفشاني ماسه سنگ ها و بندرت عدسي هاي آهكي خردشده ديده مي شود. اين سنگ ها در سطح بياباني كوهستاني و مرتفع به شكل بريده بريده ظاهر گرديده اند.
ميان سفيدابه و حرمك، آهك هاي محتوي نوموليت هاي كوچك در غرب ارتفاعات پيرامون جاده وجود دارد، گرچه تعيين گونه اين نوموليت ها ممكن نيست ولي بسيار پرارزش هستند و عمر قسمت بالايي فليش ( سنگ هاي رسي ) آتشفشاني را كه روي آهكهاي Rudist دار قرار دارد، مشخص مي‌سازند. اين فليش آتشفشاني، متعلق به كرتاسه بالايي و ائوسن است.
توده‌هاي سرپانتنيني كه در مجاورت آن قرار دارد، نيز متعلق به كرتاسه است وداراي اهميت اقتصادي مي باشد، زيرا از لحاظ نهشته هاي كروميت، بسيار غني است. اين بستره كه مسلماً نوموليتي است در فاصله 125 كيلومتري نهشته‌هاي لوتتي كه محتوي Nummu lites perforatus است و در كوههاي بلوچستان، در شمال شرقي شهر زاهدان واقع است قرار دارد. وجود دوره نوموليتي و بويژه دوره لوتتي در شرق ايران از شمال تا جنوب تأييد شده است. در دوره نوموليتي بلوچستان، فعاليت هاي متعدد آتشفشاني چه در ائوسن و چه در اوليگوسن تشخيص داده شده است. اين فعاليت آتشفشاني مربوط به قسمتي بوده است، كه فليش آتشفشاني از كرتاسه بالايي تا پايان دوره نوموليتي در شمال و شمال غربي بلوچستان وجود دارد.
در قسمت جنوبي تر ميان حرمك و زاهدان جاده آسفالته از كوه ملك سياه كه از فليش تشكيل شده است، مي گذرد اين فليش از 1500 متر روانه ها، توف‌هاي آتشفشاني، شيت هاي رنگارنگ، ماسه سنگ ها و به ندرت عدسي‌هاي آهكي تشكيل شده است كه همه آنها چين خورده و فرسايش يافته‌اند و رگه هايي از كوارتز، آنها را قطع كرده است. دردامنه شمال شرقي اين قسمت نوموليت هاو آلوئولين هاي غير مشخص و يكي از توتياهاي دريايي موسوم به Arachnio pleurus semireticulatus در ائوسن زيرين كشف شده است. در كوه شتران ( شتري ) طبقات آتشفشاني، بازالت، آندزيت، داسيت، ايگنمبريت و توف هاي بمب دار يافت شده است. و به خوبي معلوم مي شود كه از كرتاسه بالايي، دريايي جوانتر بوده و بيش از ميتوپليوس تشكيل شده است. در بعضي نقاط، طبقات آتشفشاني، آهكهاي محتوي آلوئولينها و نوموليت هاي ائوسن زيرين و شايد مياني را پوشانيده است. بنابراين، به نظر مي رسد كه اين طبقات آتشفشاني كه در بخش بزرگي از سرزمين ايران شناخته شده است، متعلق به دوره ائوسن و حتي اوليگوسن باشد، از اين رو مي توان گفت كه دوره نوموليتي دريايي و ائوسن مياني بويژه در همه مشرق بلوچستان با دورخساره متفاوت وجود دارد، يكي رخساره كاملاً آهكي در شمال و ديگر رخساره فليش در جنوب، نزديك زاهدان، با توليت بزرگي وجود دارد كه گرانيت آن در فليش نفوذ كرده است. درمكران نيز سنگ هاي ائوسن دريايي ديده مي شود كه از ماسه سنگ ها و شيل ومارن تشكيل شده اند و ميتوان رخساره فليش را به آنها نسبت داد، ولي سنگهاي آتشفشاي در آنها ديده نشده است. در ناحيه غربي بلوچستان دردرون شبه فليش هاي ائوسن - اوليگوسن، مقدار زيادي از بلوك سنگ هاي بيگانه مشاهده مي شود كه مورفولوژي آنها بسيار مشخص است، زيرا در برابر فرسايش، مقاومت بيشتري نشان داده اند. اين بلوك ها از جنس سنگهاي آذرين (اولترابازيك ) و رسوبي است. درارتفاعات بشاگرد، بلوك سنگ بيگانه اي از جنس آهك ديده شده است كه سن آن پرمين است، اين واحد كه گسترش زيادي دارد با دگر شيبي روي آميزه رنگين قرار گرفته است.

منبع : بلوچستان و تمدن ديرينه آن
تاليف : دكتر ايرج افشار سيستاني