. با توجه به مشاهدات پتروگرافی و نتایج آنالیز شیمی این سنگ ها دارای ترکیب گابرویی می باشند ولی به واسطه ساخت و بافت آنها نام دیاباز برای آنها مناسب تر است. با توجه به بررسی های صحرایی جدید و قطع شدن توالی تخریبی متشکل از شیل، ماسه سنگ و کنگلومراها به سن ژوراسیک زیرین (معادل سازند شمشک) و از طرفی پوشیده شدن توالی مذکور توسط سنگ های آهکی و آهکی ماسه ای ژوراسیک زیرین و در برخی نقاط کرتاسه سن جایگزینی دایک ها در حد فاصل مرز زمانی اواخر ژوراسیک زیرین و قیل از ژوراسیک میانی می باشد. بر روی تعدادی از دایک ها در 14 ایستگاه نمونه هایی جهت تعیین چگونگی توزیع مذاب و تعیین موقعیت جغرافیایی دیرینه آنها به روش مغزه گیری نمونه برداری صورت گرفته است و در این راستا جمعا 650 مغزه تهیه شد که در آزمایشگاه ژئومغناطیس دانشگاه صنعتی شاهرود و آزمایشگاه محیط دیرینه مغناطیس سازمان زمین شناسی کشور آزمایش های لازم بر روی آنها صورت پذیرفت.

توده ی گرانیتوئیدی الوند در قسمت جنوب و جنوب باختری همدان قرار گرفته است. از نظر ساختاری-چینه شناسی ایران، در قسمت شمالی پهنه ی سنندج-سیرجان واقع شده است. از نظر سنگ شناسی بیشترین حجم این توده در منطقه ی مورد مطالعه گرانیت پورفیروئید است و این در حالی است که گابرو ها حجم کوچکی را در قسمت جنوبی توده ی نفوذی الوند به خود اختصاص داده اند. باید متذکر شد که سنگ های دگرگونی مخصوصاً هورنفلس ها گرداگرد توده ی نفوذی را پوشانده اند. سن این توده ی گرانیتوئیدی بین 165-162 میلیون سال تعیین شده است. گرانیتوئیدهای پورفیروئید در مطالعات پتروگرافی شامل گرانیت ها (مونزوگرانیت ها، سینوگرانیت ها، آلکالی فلدسپات گرانیت ها) و گرانودیوریت ها می باشند. مونزوگرانیت ها بخش اصلی توده را تشکیل می دهند و گرانودیوریت ها بخش کوچکی در قسمت جنوبی منطقه را به خود اختصاص داده اند. بافت گرانیتوئیدها اغلب ساب هدرال گرانولار و بافت پرتیتی و میرمکیتی می باشد. کانی های اصلی گرانیت ها شامل کوارتز، آلکالی فلدسپات (اورتوز و میکروکلین)، پلاژیوکلاز و بیوتیت و گاهی مسکویت و کانی های فرعی شامل زیرکن، کانی های اپک ( ایلمنیت، هماتیت، اکسیدهای آهن)± آپاتیت± تورمالین± گارنت± اسفن می باشند. گرانودیوریت ها نیز شامل کانی-های اصلی کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپات (ارتوکلاز و گاهی میکروکلین)، بیوتیت± هورنبلند و کانی های فرعی زیرکن، کانی اپک، گارنت، تورمالین، اسفن و آپاتیت می باشند البته در این سنگ ها در بعضی از مقاطع میکروآنکلاوهای سورمیکاسه نیز مشاهده می شوند. برای مطالعه ی مدل جایگیری توده ی الوند از روش ams استفاده شد. جهت این مطالعه از 107 ایستگاه تعداد 403 مغزه ی جهت دار تهیه شد که پس از برش این مغزه ها در آزمایشگاه و اندازه گیری در دستگاه کاپابریج نتایج زیر حاصل شد. ? گرانودیوریت ها میانگین پذیرفتاری مغناطیسی (km)، بیشتری را نسبت به گرانیت ها از خود نشان دادند که تفاوت در مقدار km در گرانودیوریت ها ناشی از فراوانی بیشتر کانیهای پارامغناطیس بیوتیت، ، ایلمنیت و کانی های فرومغناطیس مگنتیت و هماتیت می باشد ولی علاوه بر این ها حضور میکروآنکلاوهای سورمیکاسه و کانی هورنبلند و اسفن در بعضی از گرانودیوریت ها نیز باعث افزایش مقدار پذیرفتاری مغناطیسی شده اند. ? پارامتر شکل (t) نیز در گرانودیوریتها اغلب شکل کلوچه ای دارد که احتمالاً نشاندهنده گسترش و پراکندگی ماگما در این بخش است ولی گرانیتها، در حاشیه توده حالت کلوچه ای دارند و درمرکز توده و قسمت بالای توده شکل دوکی نشان می دهند که شاید بیانگر تزریق ماگما از بخش میانی توده و گسترش آن به حاشیه توده باشد. ? درجه پارامتر ناهمسانگردی مغناطیسی (p) در گرانودیوریتها بین01/1 تا06/ 1و در گرانیت ها بین 008/1 تا 07/ 1 متغیر است که گرانودیوریت ها ناهمسانگردی کمتری را نسبت به گرانیت ها نشان می دهند. ? براساس مطالعات پارامترهای مغناطیسی مثل مقدار میانگین پذیرفتاری مغناطیسی (km) که عمدتاً بین 0 تا 500 µsi می باشد و مطالعات سنگ شناسی، این گرانیت ها از نوع s می باشند. ? با در نظر گرفتن فاکتور میانگین روند خطوارگی های مغناطیسی (nw-se) که موازی با جهت کشش بوده و مقدار آن 320 محاسبه شد، مقدار زاویه ی بین حداکثر کشش لحظه ای و مرز ورقه (?)، زاویه ی بین بردار جابجایی ورقه و حاشیه ی ورقه (?) که به ترتیب 32 و 25 هستند. روند بردار لغزش بین ورقه ی عربی و میکرو ورقه ی سنندج-سیرجان، 17 درجه محاسبه شد. ولی در این رابطه، احتمالات دیگری نیز بر حسب مقدار ? و ? معادل با 35 و 25 ارائه شد که در نهایت بازه ی تغییر جهت بردار لغزش بین 20-17 درجه محاسبه شد. ? براساس تمام شواهد مغناطیسی از جمله برگوارگی و خطوارگی های مغناطیسی، پارامتر شکل (t)، درجه ی ناهمسانگردی مغناطیسی(p) ، خطوط مسیر به شکل نیم دایره از برگوارگی های مغناطیسی شواهد ریزساختاری و رژیم تکتونیکی ترافشارشی حاکم بر این منطقه می توان تزریق ماگما از مرکز و گسترش جانبی جریان ماگمایی را در یک فضا با راستای کشش nw-se در قسمت مرکزی توده تصور کرد. با مشاهده ی برگوارگی های مغناطیسی با شیب زیاد در قلمرو c و a می توان احتمال حضور محل های تغذیه فرعی در این دو منطقه را بیان کرد. ? حضور مگنتیت در این سنگ ها بوسیله روش کانی شناسی مغناطیسی و آزمایش کانی سنگین اثبات گردید که درصد آن در این سنگها حدود01/ 0تا 025/0 درصد تخمین زده شده است، همین باعث افزایش پذیرفتاری مغناطیسی در نمونه های مورد مطالعه شده است.

توده گرانیتوئیدی حسن رباط در 38 کیلومتری غرب میمه (از توابع شهرستان شاهین شهر استان اصفهان) رخنمون دارد. این توده در درون سنگ های دگرگونی زون سنندج- سیرجان (شامل مرمرهای آهکی و دولومیتی کربنیفر - پرمین) نفوذ کرده است. این توده دارای ترکیب سنگ شناسی گرانیت و آلکالی فلدسپار گرانیت می باشد. ارتوز و کوارتز فراوان ترین کانیهای روشن موجود در این سنگ ها هستند. بیوتیت و هورنبلند سبز کانی های سیلیکاته مافیک بارز این توده گرانیتوئیدی می باشند. بیوتیت در سراسر این توده گرانیتوئیدی حضور دارد، ولی هورنبلند از فراوانی و حضور کمتری برخوردار است. آلانیت، اسفن و مگنتیت بارزترین کانیهای فرعی این سنگ ها هستند. آلانیت از همراهی خاصی با بیوتیت برخوردار است. این توده نفوذی بر اساس اندازه دانه ها، به دو بخش دانه درشت و دانه ریز تقسیم شده است. توده گرانیتوئیدی حسن رباط توسط تعدادی قابل توجهی دایک دیابازی قطع شده است. در سمت شرق توده، این دایک ها از فراوانی بیشتری برخوردار هستند. در جنوب توده نفوذی مورد نظر، این دایک ها، مرمر های آهکی و دولومیتی میزبان را نیز قطع کرده اند. به منظور مطالعه فابریک های مغناطیسی از توده گرانیتوئیدی حسن رباط در 64 ایستگاه، نمونه های جهت دار به صورت مغزه (257 مغزه) گرفته شد. بر اساس اندازه گیری های انجام شده متوسط پذیرفتاری مغناطیسی این توده siµ 3542 می باشد. با توجه به مقادیر km به دست آمده، تغییرات مقادیر پذیرفتاری مغناطیسی، بهترین انطباق را با پراکنش مگنتیت نشان می دهد. این توده گرانیتوئیدی در زمره گرانیت های فرومغناطیس قرار می گیرد. مقادیر ناهمگنی مغناطیسی (پارامتر p) برحسب درصد از 005/1 تا 2/17 تغییر می کند. مقادیر پارامتر شکل از 776/0- تا 868/0 تغییر می کند. بیضوی های مغناطیس از هر دو نوع کلوچه ای شکل و دوکی شکل می باشند، ولی سهم بیضوی های دوکی شکل بیشتر است. خطواره های مغناطیسی غالباً به سمت غرب آرایش نشان می دهند و بهترین خطواره مغناطیسی یا خطواره مغناطیسی میانگین، دارای راستای 250 و 20 درجه میل در همین راستا می باشد. برگوراه های مغناطیسی غالباً به سمت شرق شیب دارند و در ضمن از شیب کمی برخوردار هستند. با توجه به وضیعت سنگ شناسی (دانه ریز و دانه درشت بودن) و همچنین قطع شدگی گرانیتهای دانه درشت توسط گرانیتهای دانه ریز، این توده به دو قلمروa و b تقسیم شده است ولی رفتار خطواره ها و برگواره های مغناطیسی در هر دو قلمرو تقریباً یکسان است. با توجه به اینکه گرانیت های دانه ریز گرانیت های دانه درشت را قطع کرده اند، به نظر می رسد آنها در خلال دو مرحله، ولی تحت شرایط ساختاری تقریباً یکسان جایگزین شده اند. با توجه به روند آرایش یافتگی خطواره های مغناطیسی، مقادیر میل آنها و درنظر گرفتن ملاحظات سنگ-شناسی، می توان گفت ماگمای سازنده توده گرانیتوئیدی حسن رباط، از بخش جنوب شرقی به سمت بالا صعود کرده و در راستای غرب – جنوب غرب گسترش یافته است.

مجموعه دگرگونی- آذرین دلبر با روند شمال شرقی- جنوب غربی در حاشیه شمالی زون ساختاری ایران مرکزی و در 130 کیلومتری جنوب شرق شاهرود در بخش جنوب شرقی منطقه بیارجمند واقع شده است. سنگهای آذرین و دگرگونی در دو بخش شمال شرقی (کوه کلاته علاءالدین) و جنوب غربی منطقه (غرب کوه ملحدو) رخنمون دارند. مجموعه دلبر با مرز ناپیوسته توسط واحدهای رسوبی ژوراسیک و کرتاسه در ارتفاعات مرکزی منطقه معروف به کوه ملحدو پوشیده شده است. سنگهای دگرگونی مجموعه دلبر طیف ترکیبی متنوعی از ماسه سنگهای دگرگون شده (متاپسامیت و متاگری وک)، متاپلیت ها (فیلیت ، میکاشیست و پاراگنیس )، متاکربناتها (مرمرآهکی و مرمردولومیتی) و متابازیت ها (آمفیبول شیست، آمفیبولیت و گارنت آمفیبولیت) را شامل می شوند. حضور متاکربناتها در بخشهای بالایی مجموعه دگرگونی به طور متناوب با متاپلیتها نشاندهنده تناوب رسوبگذاری در حوضه رسوبی اولیه به دلیل تغییر در عمق حوضه و شرایط رسوبگذاری می باشد. متابازیت ها به اشکال دایک و به ندرت سیل یا روانه های گدازه های بازیک دگرگون شده در لابلای سنگهای میکاشیستی- گنیسی رخنمون دارند و بر اساس مطالعات صحرایی و پتروگرافی، دارای ترکیبات آمفیبول شیست، آمفیبولیت و گارنت آمفیبولیت هستند. ویژگیهای سنگ شناسی و محدوده سنی توالی رسوبی پروتولیت مجموعه دگرگونی دلبر با ویژگیهای سازندهای قدیمی ایران مرکزی از جمله کهر و تاشک تشابه دارد. گرانیتها و لوکوگرانیتهای آناتکسی به صورت بسته ها و رگه های پگماتیتی، دایک ها، آپوفیزها و توده های کوچک مقیاس در مجموعه دگرگونی نفوذ کرده اند. مجموعه دگرگونی – آذرین دلبر و واحدهای سنگی ژوراسیک زیرین توسط دایک های دیابازی ژوراسیک میانی قطع شده اند. این دایک ها در آهک های ماسه ای و فسیل دار ژوراسیک بالایی (معادل سازند دلیچای) و آهک های کرتاسه زیرین (نئوکومین) نفوذ نکرده و دارای سن ژوراسیک میانی هستند. سنگ های متاپلیتی از مجموعه کانیهای کوارتز + فلدسپار ± موسکوویت + بیوتیت ± گارنت + پلاژیوکلاز ± کیانیت ± استارولیت تشکیل شده اند. ظهور زونهای کلریت، بیوتیت، گارنت، استارولیت، کیانیت و سیلیمانیت در سنگهای متاپلیتی بیانگر دگرگونی ناحیه ای نوع بارووین در شرایط رخساره های شیست سبز تا آمفیبولیت بالایی است. کاهش فراوانی بیوتیت و افزایش مقدار ارتوز در سنگهای متاپلیتی و متاپسامیتی، نشان می دهد تخریب و آبزدایی بیوتیت، پتاسیم لازم برای شکل گیری بخش های غنی از ارتوز و ایجاد مناظر میگماتیتی را فراهم نموده است. این تحوّلات حاکی از شروع ذوب بخشی و ایجاد مذابهای فلسیک متشکّل از کوارتز و ارتوز است که به شکل بسته، لامینه های ریز مقیاس و یا رگه های پگماتیتی حاوی تورمالین و موسکوویت در لابلای سنگهای دگرگونی میزبان نفوذ کرده اند. نتایج بدست آمده از مطالعات دما- فشارسنجی محدوده دماهای 468 تا 498 درجه سانتیگراد و فشارهای 4/6 تا 2/7 کیلوبار برای سنگهای میکاشیستی و محدوده دماهای 645 تا 706 درجه سانتیگراد و فشارهای 8 تا 13 کیلوبار برای سنگهای گنیسی گارنت دار نشان می دهد که به ترتیب مبیّن طیفی از رخساره های شیست سبز تا آمفیبولیت بالایی در سنگهای متاپلیتی است. نتایج ترموبارومتری های انجام شده با استفاده از جفت گارنت- هورنبلند در گارنت آمفیبولیت های مورد مطالعه، محدوده های دمایی 592 تا 693 درجه سانتیگراد و فشارهای 31/12 تا 4/13 کیلوبار را نشان می دهد که با شرایط رخساره آمفیبولیت فوقانی و شرایط فشاری معادل با فشار پایداری کیانیت مطابقت دارد. نتایج سن سنجی u-pb زیرکن های گنیس ها و گرانیت های مجموعه دلبر بر اساس داده های بدست آمده از آنالیزهای ایزوتوپی به روش های sims و la-icpms، میانگین سنی 541 تا 547 میلیون سال معادل با اواخر نئوپروتروزوئیک- اوایل کامبرین (اواخر ادیاکارن - اوایل کامبرین) را نشان می دهد. الگوهای ree سنگهای متاپلیتی و گرانیتی منطقه در مقایسه با مقادیر مرجع پوسته ای با الگوی عناصر ree پوسته قاره ای فوقانی مطابقت دارند و ارتباط ژنتیکی این سنگ ها با یکدیگر و منشأ پوسته ای آنها را تأیید می کند. این سنگ ها بر اساس نمودارهای تعیین جایگاه زمین ساختی، در محیط های حاشیه فعال قاره ای و یا جزایر کمانی قاره ای تشکیل شده اند. گرانیتها و لوکوگرانیتهای آناتکسی مورد مطالعه، ترکیب گرانیتی با ماهیت کالک آلکالن تا کالک آلکالن پتاسیم بالا و پرآلومین نشان می دهند. ویژگیهای ژئوشیمیایی این سنگها دلالت بر منشأ پوسته ای و پروتولیتی رسوبی با ترکیبات متاگری وکی- متاپسامیتی تا متاپلیتی دارد. ارتوآمفیبولیت های (متابازیت ها) مورد مطالعه دارای ترکیبی معادل با آندزی بازالتهای ساب آلکالن هستند و ویژگیهای ژئوشیمیایی آنها از جمله تهی شدگی از nb, ti و zr و غنی شدگی از pb و عناصر lile شاخص ماگماهای وابسته به زونهای فرورانش می باشد. ماگماتیسم مافیک پروتولیت ارتوآمفیبولیت ها همزمان با کشش و نازک شدگی پوسته ای در حوضه پشت کمان ماگمایی کادومین، شکل گرفته اند. با مقایسه مجموعه دلبر با برخی مناطق حاشیه ای گندوانا در جهان از جمله در هیمالیا، حاشیه پلاتفرم عربی، ایران و ترکیه، استنباط می شود، این مجموعه دارای ویژگیهای گندوانایی و ماهیت کالک آلکالن حاشیه فعال قاره ای هستند و در خلال کوهزایی کادومین در بازه زمانی نئوپروتروزوئیک پایانی – کامبرین آغازین شکل گرفته اند. دایکهای دیابازی قطع کننده مجموعه دلبر دارای ترکیبی معادل با گابرو و مونزوگابرو و ماهیت آلکالن تا ساب آلکالن هستند. این سنگها از ذوب بخشی درجه پایین یک منبع گوشته ای غنی شده اسپینل لرزولیتی و فاقد گارنت منشأ گرفته و در محیطهای کششی حوضه های پشت کمان ماگمایی ایجاد شده از فرورانش لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیس به زیر لیتوسفر قاره ای ایران مرکزی در ژوراسیک میانی شکل گرفته اند. نتایج تعیین سن دایک های مافیک قطع کننده مجموعه دلبر u-pb بر روی آپاتیت-های جدا شده از این سنگها، محدوده زمانی 152 ± 35 ma را نشان می دهد که معادل با ژوراسیک میانی می باشد و با روابط چینه شناسی آنها با سنگهای میزبانشان کاملاً مطابقت دارد.