:  باتولیت گرانیتوئیدی عظیم و بیضی شکل زاهدان، در جنوب این شهر و با روند شمال غربی- جنوب شرقی در فلیش­های کمی دگرگون­شده ائوسن (زون فلیش شرق ایران) رخنمون دارد. حجم اصلی این باتولیت را یک مجموعه گسترده حدواسط- اسید با خاستگاه آذرین (I) متشکل از طیف ترکیبی دیوریت- گرانودیوریت و یک مجموعه کم وسعت اسیدی با خاستگاه پوسته­ای و اختلاطی (H) با ترکیب غالب بیوتیت­گرانیتی تشکیل داده است. مجموعه حدواسط- اسید نوع I دارای ماهیت آهکی- قلیایی و متاآلومین، غنی شده از LREE و LILE، فقیرشده از HREE و HFSE است. بی­هنجاری منفی از HFSE و بی­هنجاری مثبت از LREE، LILE و به ویژه Pb بیانگر، خاستگاه آذرین گوشته‌ای و به ویژه نقش پوسته اقیانوسی فرورفته سیستان و گوه گوشته­ای روی آن در تشکیل ماگمای سازنده این توده و نقش پوسته قاره­ای (ته نشست­های فلیشی و گریوکی دگرگون شده) در آلایش ماگمای آن است. به علاوه، همین شواهد حاکی از ماهیت آهکی- قلیایی، پرآلومین و خاستگاه پوسته­ای (ذوب فلیش­ها و گریوک­ها) و اختلاطی (اختلاط بخش جدا شده ماگمای نوع I با اسید آناتکتیک پوسته­ای مذاب) برای بخش اسیدی بیوتیت گرانیتی است. مقادیر فعلی نسبت­هایسه نمونه از سنگ­های سازنده این توده از ۷۰۴۹_/۰ تا ۷۰۶۵_/۰ و نسبت­هایآغازین آن­ها از ۷۰۴۵_/۰ تا ۷۰۴۷_/۰ با میانگین ۷۰۴۶_/۰متغیّر است. این داده‌ها مؤیّد خاستگاه ماگمایی نوع I (گوشته­ای یا ذوب سنگ­های آذرین پوسته تحتانی) برای دیوریت­ها-گرانودیوریت­هاست. نمودار­های مختلف تفریقی محیط­های زمین­ساختی نیز جایگاه گرانیتوئیدهای قوس­های [کمان­های] آتشفشانی (VAG)  را برای تشکیل این توده تأیید می­کنند. دایک­هایی با ترکیب آندزیت تا داسیت و دقیقاً معادل ترکیب طیف حدواسط- اسید نوع  Iدر این توده و دگرگونه­های میزبان آن دیده می­شوند. این دایک­ها دارای خاستگاه ماگمایی مشترک با بخش I توده بوده و همزمان با رخداد تشکیل و جایگیری آن، به شکل­های همزمان تا کمی پس از نفوذ جایگزین ­شده­اند.

گنبدهای آداکیتی پرسیلیس نئوژن جنوب قوچان در درون بخش شمالی کمان آتشفشانی سنوزوئیک قوچان-اسفراین (واقع در شمال نوار افیولیتی و دگرگونی سبزوار) رخنمون یافته اند. در این نوار آتشفشانی، فعالیت­های ماگمایی از ائوسن (حدود ۴۰ میلیون سال قبل) شروع شده و تا پلیو- پلیستوسن (حدود ۲ میلیون سال قبل) ادامه داشته است. سن سنگ­های آتشفشانی این نوار از جنوب (در مجاورت نوار افیولیتی سبزوار) به سوی شمال (در جنوب قوچان) از ائوسن تا پلیو- پلیستوسن تغییر می­کند. بخش شمالی این کمان آداکیتی پرسیلیس اساساً از واحدهای آذرآواری و گنبدهای تراکی آندزیتی، آندزیتی، تراکیتی، تراکی داسیتی، داسیتی و ریوداسیتی به سن پلیو- پلیستوسن (۲ تا ۱۱ میلیون سال قبل) تشکیل شده است که غالباً روی یک پی سنگ الیوین بازالتی- بازالتی به سن ائوسن تا میوسن زیرین (۱۹ تا ۲۰ میلیون سال قبل) قرار گرفته است. وجود برونبوم­هایی از سنگ­های آتشفشانی ائوسن، برونبوم­های گنایسی، مارنی، سیلتستونی و پلیتی، ظهور و حذف برخی از فازهای کانی­ها، خوردگی، عدم تعادل شیمیایی فنوکریست­ها و بافت غربالی از نشانه­های رخداد آلایش ماگمایی در این سنگ­ها هستند. نسبت­های ایزوتوپی ^۸۷Sr/^۸۶Sr این سنگ­ها نیز از ۷۰۴۱_/۰ تا ۷۰۵۷_/۰ متغیرند و این آلایش را تأیید می­کنند. سنگ­های سازنده­­ی گنبدهای نئوژن از عناصر نادرخاکی سبک و عناصر لیتوفیل بزرگ یون، غنی شدگی و از عناصر خاکی نادر سنگین تهی شدگی نشان می­دهند. بی هنجاری منفی عناصر با شدت میدان بالا (HFSE) نظیر Nb, P و Ti که از ویژگی­های شاخص محیط­های کمانی است، در نمونه­های این گنبدها دیده می­شوند. شواهد ژئوشیمیایی موجود در سنگ­های این گنبدها حاکی از ماهیت کالکوآلکالن، جایگاه فرورانش کمان قاره­ای، سنگ منبع اکلوژیتی یا گارنت آمفیبولیتی (حاصل از دگرگونی ورقه­ی اقیانوسی فرورانده شده سبزوار به عنوان محل خاستگاه ماگما)، سرشت آداکیتی پرسیلیس (HSA) ماگما و نقش تبلور جدایشی، فرایندهای هضم و آلایش ماگمایی طی شکل­گیری ماگمای سازنده ی این گنبدهاست. این ماگماهای آداکیتی، آخرین مذاب­های حاصل از ذوب بخشی ورقه­ی اقیانوسی فرورانده شده جوان و داغ نئوتتیس سبزوار و گوه گوشته­ای روی آن است که به­صورت گنبدهای آداکیتی نیمه عمیق جایگزین شده و تجلی یافته­اند.

مجموعه­ی دگرگون دلبر در جنوب شرقی شاهرود متشکل از انواع شیست­ها، آمفیبولیت­ها و گنایس­های با مناظر میگماتیتی به سن اواخر نئوپروتروزوئیک (پرکامبرین) با استفاده از حداقل سه نسل دایک مافیک با سن­های مختلف (پرکامبرین، ژوراسیک، ترشیری) قطع شده است. دایک­های وابسته به ژوراسیک، مجموعه دگرگون پرکامبرین و سنگ­های رسوبی تخریبی دگرگون شده تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین (معادل با سازند شمشک) را قطع کرده­اند ولی در آهک­های ماسه­ای ژوراسیک میانی و آهک­های کرتاسه زیرین (نئوکومین) ادامه ندارند. آمفیبول­های موجود در این دایک­ها در گروه کلسیمی قرار داشته و از نوع ادنیت هستند. فشارسنجی براساس میزان آلومینیم موجود در آمفیبول، بیانگر فشارهای ۴ تا ۵ کیلوبار برای تعادل نهایی این کانی است که با اعماق ۱۴ تا ۱۵ کیلومتری جایگزینی این دایک­ها در پوسته همخوانی دارد. سال­سنجی به روش U-Pb روی آپاتیت­های موجود در این دایک­ها، بازه­ی زمانی ۱۵۲±۳۵Ma را نشان می­دهد که با روابط صحرایی و چینه­شناختی کاملاً سازگار است. بر اساس ویژگی­های زمین­شیمیایی، این دایک­ها دارای ماهیت قلیایی آهکی - قلیایی بوده، ماگمای سازنده آن­ها از ذوب بخشی حدود ۱۵ درصدی یک خاستگاه گوشته­ای اسپینل لرزولیتی ریشه گرفته است. این سنگ­ها در یک محیط زمین­ساختی کششی پشت کمان و در ارتباط با کشش­های پوسته­ی­ قاره­ای ایران مرکزی در اثر فرورانش ورقه­ی_­ اقیانوسی نئوتتیس به زیر آن تشکیل شده­اند. این رویداد از پیامدهای ماگمایی فاز کوهزایی سیمیرین پسین است.

مجموعه­ی آذرین- دگرگونی دلبر در ۱۳۰ کیلومتری جنوب شرقی بیارجمند، در حاشیه­ی شمالی منطقه­ی ایران مرکزی قرار گرفته است. در این مجموعه سنگ­های دگرگون مختلف (متاپسامیت، متاگری­وک، متاپلیت، مرمر و آمفیبولیت) و توده­های کوچک و بزرگ گرانیتی- لوکوگرانیتی میلونیتی شده رخنمون دارند. شواهد صحرایی و سنگ­نگاشتی نشان دهنده­ی تغییر و شکل­گیری­های ناشی از افزایش دما و فشار دگرگونی از فیلیت­ها و میکاشیست­ها به­سمت گنیس­های گارنت­دار در توالی و نیز متاپلیتی و از آمفیبول شیست تا ارتو- آمفیبولیت و گارنت آمفیبولیت در متابازیت هاست. بررسی­های دما- فشارسنجی انجام شده بر اساس شیمی کانی­های گارنت، آمفیبول و پلاژیوکلاز در سنگ­های گارنت آمفیبولیتی، گستره­های دمایی ˚C۶۹۳ -۵۲۹ و گستره­ی فشار ۹_/۱۲-۶_/۹ کیلوبار را نشان می­دهند که بیانگر شرایط رخساره آمفیبولیت تا آمفیبولیت بالایی و رسیدن به آستانه­ی ذوب بخشی در گروه متابازیتی است. شواهد صحرایی و ژئوشیمیایی نشان می­دهند که سنگ­ مادر آمفیبولیت­ها، دایک­های دیابازی و گدازه­های بازی- حدواسط بوده­اند. ماگمای سازنده­ی این سنگ­ها از Nb, Ti و Zr تهی­شدگی و از Pb و عناصر LILE غنی­شدگی داشته و دارای ماهیت آهکی-قلیایی بوده است. این ماگما از گوشته­ی لیتوسفری زیر قاره­ای ریشه گرفته و در حوضه­ی کششی پشت کمانی اواخر نئوپروتروزوئیک – اوایل کامبرین ایران مرکزی جایگزین شده است.

توده­ی گرانیتوئیدی بند هزارچاه بیشتر شامل ­گرانیت قلیایی و گرانیت است و در سنگ­های دگرگون نئوپروتروزوئیک پسین نفوذ کرده­است. کانی­های اصلی تشکیل­دهنده­ی گرانیت­ها شامل ارتوز، میکروکلین، پلاژیوکلاز، کوارتز و گاهی بیوتیت هستند. پلاژیوکلاز با a.p.f.u. ۷_/۲-۵۷_/۲= Si، ۲۴_/۰-۱_/۰=Ca  و ۶_/۱۲- ۴_/۰= An شامل آلبیت و الیگوکلاز است. بیوتیت­ با
a.p.f.u ۲۲_/۶-۳۰_/۴= Si، ۱۸۸_/۰-۰۲۵_/۰ = X_Mg، غنی از آهن بوده و از نوع سیدروفیلیت­ است. کلریت با a.p.f.u  ۵۳_/۵-۴ = Si دارای ۹۱/۰-۸۴_/۰ = X_Fe بوده و از نوع دافنیت و پسودوتورینجیت ­است. بر اساس شواهد صحرایی و ژئوشیمیایی این گرانیت­ها از نوع S هستند ­و به نظر می­رسد که از ذوب سنگ­های دگرگون متاگری­وکی- متاپلیتی در یک محیط زمین­ساختی حاشیه­ی فعال قاره­ای ریشه ­گرفته­اند. این سنگ­ها احتمالاً در یک جایگاه قوس­قاره­ای و در نتیجه­ی فرورانش مورب لیتوسفر اقیانوسی پروتتیس به زیر حاشیه­ی شمالی ابرقاره­ی گندوانا در ادیکاران-کامبرین زیرین تشکیل شده­اند.     

توده­های گرانیتوئیدی الیگودرز (گل زرد و دره باغ) با سن ژوراسیک میانی، بین سنگ‌های دگرگونی ناحیه‌ای درجه پایین (اسلیت و فیلیت) جای گرفته و هاله‌ای از سنگ‌های دگرگون مجاورتی با درجه­ی پایین تا متوسط (رخساره آلبیت – اپیدوت هورنفلس) را در پیرامون خود ایجاد کرده است. بر اساس بررسی­های دقیق صحرایی، سنگ نگاری و ژئوشیمی، این گرانیت­ها از نوع S بوده و ترکیب آن­ها از گرانودیوریت تا گرانیت و لوکوگرانیت تغییر می‌کند. هسته‌های کلسیک بلورهای پلاژیوکلاز (An_۸۴-۹۱) با منطقه‌بندی پیچیده، زینوکریست­های آندالوزیت، گارنت خرد شده با ترکیب نسبتاً یکنواخت Alm_۷۰Py_۲۲Gro_۴Sps_۴ در مرکز، مجموعه­ی کانیایی بیوتیت­های کوچک ± سیلیمانیت و کانی­های فرعی زیرکن، مونازیت و آپاتیت در بخش­های گرانودیوریتی شواهدی از کانی­های باقی‌مانده از ذوب سنگ خاستگاه بوده و در واقع جزء کانی­های رستیتی به حساب می‌آیند. این ادعا در این پژوهش، براساس بررسی­های دقیق سنگ­نگاری و شواهد ژئوشیمیایی به خوبی اثبات شده و به نظر می‌رسد بیشتر تغییرات ترکیبی در گرانودیوریت­ها به دلیل جدایش کانی­های رستیتی از ماگما و در لوکوگرانیت­ها به دلیل تبلور تفریقی در مراحل بعدی است. وجود دایک­های مافیک در داخل توده­های نفوذی یاد شده، نشانه­ای از قرار گرفتن ماگماهای مافیک ناشی از زون فرورانش و عاملی برای تامین گرمای لازم برای ذوب سنگ­های پوسته‌ای بوده است.