ماگماتیسم و دگرگونی پالئوزوییک

عنوان: مقدمه

بررسی‎های دیرینه جغرافیایی نشان می‎دهد که پس از کوهزایی پرکامبرین پسین (کاتانگایی) و سخت شدن پوستة قاره‎ای، از زمان پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، پوستة ایران به عنوان سکویی با ثبات، با دریایی کم ژرفا پوشیده می‎شد که گاه در اثر حرکت رو به بالای زمین و یا دوره‎های یخبندان، دریا وسعت کمتری داشته و یا به طور کامل پس ‎نشسته. به همین دلیل، توالی پالئوزوییک ایران کامل نیست ولی با وجود ایست‎های رسوبی مکرر و گاه بسیار طولانی، ردیف‎های پالئوزوییک به طور قابل ملاحظه‎ای هم‎شیب هستند. این هم‎شیبی نسبی می‎تواند گویای شرایط رسوبی به نسبت آرام و ضعف فرآیندهای وابسته به رخدادهای زمین‎ساختی کالدونین و هرسی‎نین باشد. به همین دلیل، در مقایسه با زمان پرکامبرین و زمان‎های بعد (مزوزوییک و سنوزوییک)، سنگ‎های آتشفشانی به ویژه توده‎های نفوذی و پدیدة دگرگونی در پالئوزوییک ایران در کمترین مقدار است و این باور وجود دارد که در زمان پالئوزوییک، آرامشی نسبی بر سرزمین ایران حاکم بوده است. در هر حال، انواع سنگ‎های ماگمایی با ترکیب سنگ‎شناسی اسیدی (گرانیتی – ریولیتی)، میانه (تراکی آندزیت – آندزیت) و بازی (بازالت، گابرو، دیاباز) و حتی اولترامافیک از مناطق ضعیف پوسته و شکستگی‎های ژرف به سطح زمین راه یافته و یا درون پوسته جایگیر شده‎اند که در میان آنها، تکاپو‎های آتشفشانی بازالتی ناشی از ذوب بخشی گوشتة بالایی، سهم بیشتری دارند. با توجه به شواهد موجود، از نظر محیط تشکیل و شرایط ترمودینامیک، سنگ‎های ماگمایی پالئوزوییک ایران را می‎توان به دو گروه تقسیم کرد.

گروه نخست سنگ‎های ماگمایی آلکالن هستند که در محیط‎های نیمه قاره‎ای – دریایی (سکو) شکل گرفته‎اند. گروه دوم نشانگر ماگمازایی محیط‎های رسوبی ژرف تا نیمه ژرف ‎است که از آن جمله می‎توان به سنگ‎های ماگمایی پالئوزوییک در زون سنندج – سیرجان و مناطق شمال خاوری ایران (مشهد – فریمان) اشاره کرد که جریان‎های گرمایی و تکاپو‎های دینامیکی، موجب دگرگونی ناحیه‎ای دیناموترمال در سنگ‎های ماگمایی شده است (امامی، 1379).

سنگ‎های آتشفشانی پالئوزوییک

در توالی پالئوزوییک ایران سنگ‎های آتشفشانی به سن اردویسین – سیلورین، دونین – کربنیفر و پرمین وجود دارد که دست کم نشانگر سه فاز کششی و شکسته شدن سکوی اپی‎کاتانگایی ایران ‎است. بر خلاف نتایج حاصل از سن سنجی‎های پرتوسنجی که نتایج رضایت‎بخش نداشته، جایگاه چینه‎شناسی سنگ‎های آتشفشانی مذکور کمک شایانی به برآورد سن آنها داشته است. جدا از سنگ‎های آتشفشانی با جایگاه چینه‎شناسی مشخص، در نواحی جنگلی دامنة شمالی البرز، به ویژه در کوه‎های طالش، سنگ‎های پالئوزوییک مقدار درخور توجهی سنگ آتشفشانی و یا آذرآواری دارند. مطالعة سنگ‎شناسی این آتشفشانی‎ها نشان می‎دهد که گدازه‎های کهن‎تر، از نوع روانه‎های اسپیلیتی و روانه‎های جوان‎تر از نوع آندزیتی ‎است. حضور سنگ‎های آتشفشانی مورد سخن، به همراه ستبرای زیاد رسوبات پالئوزوییک وجود یک کافت پر تحرک را در دامنة شمالی البرز قوت می‎بخشد (کلارک و همکاران، 1975).

سنگ‎های آتشفشانی سیلورین : به نظر می‎رسد، یکی از مهم‎ترین فعالیت‎های ماگمایی پالئوزوییک، در سیلورین رخ داده باشد، زیرا در نقاطی از ایران، به ویژه در البرز خاوری و خاور ایران مرکزی، که ردیف‎های رسوبی سیلورین برونزد دارند، واحد سنگ‎چینه‎ای این زمان (سازند نیور) دارای همراهانی از گدازه‎های بازالتی است. گفتنی است که:

* از جنوب گرگان، (دشت سلطان میدان درجنوب باختری گرگان، مینودشت) تا شمال شاهرود (گردنة خوش‎ییلاق، تیل‎آباد)، گدازه‎های سیلورین حدود 250 تا 700 متر ضخامت دارندو ژنی (1977) برای این گدازه‎ها نام « بازالت‎های سلطان میدان » را انتخاب کرده است. سن پرتوسنجی این گدازه‎ها به زمان‎های گوناگون (کامبرین، کربنیفر، اوایل ژوراسیک، آغاز تریاس) اشاره دارد که با جایگاه چینه‎شناسی آن هماهنگی ندارد.

* بخش بزرگی از سنگ‎های سیلورین زون سنندج – سیرجان، به ویژه در ناحیة سیرجان از نوع گدازه‎های اسپیلیتی است و چنین به نظر می‎رسد که فاز کششی سیلورین، در زون سنندج – سیرجان، بیشترین اثر را داشته است.

* آثار دگرگونی ضعیف در همة سنگ‎های آتشفشانی سیلورین وجود دارد که به احتمال نتیجة عملکرد فاز کالدونین است، هرچند حرکت‎های جوان‎تر نیز مؤثر بوده‎اند.

* گدازه‎های بازالتی سیلورین به طور عموم تیره رنگ بوده و ساخت بالشی دارند که نشانگر تکاپو‎های آتشفشانی زیردریایی است.

* ترکیب شیمیایی این گدازه‎ها قلیایی است، به همین رو روانه‎های مورد نظر حاصل نخستین شکستگی سکوی پالئوزوییک ایران دانسته شده‎اند. ژنی (1977) به دلیل بالا بودن مقدار تیتانیم و قلیایی بالا، این بازالت‎ها را از نوع قاره‎ای می‎داند.

* در پاره‎ای نقاط ایران به ویژه جنوب گرگان – شمال شاهرود، جنوب باختری اسفراین، سنگ‎های آتشفشانی سیلورین، در مقایسه با سنگ‎های رسوبی گسترش و ستبرای بیشتر دارند.

* گدازه‎های سیلورین تنها از نوع بازالت نیست بلکه انواع سنگ‎های آندزیتی و تراکی آندزیتی نیز وجود دارد.

* چنین به نظر می‎رسد که سنگ‎های بازالتی تیره‎رنگ موجود در واحد‎های کهن‎تر از سیلورین (کامبرین و به احتمال اردویسین نواحی شیرگشت، ماکو، قلی، تَتَورود و ...) نتیجة همین فاز آتشفشانی باشند.

* جدا از البرز خاوری (گرگان، شاهرود، اسفراین، رباط قره‎بیل و ...)، در نواحی شیرگشت، ترود، جام، سُه (کاشان) و خور (انارک) نیز سنگ‎های سیلورین (سازند نیور) دارای روانه‎های بازالتی هستند.

* جایگاه چینه‎شناسی گدازه‎های سیلورین و پوشیده شدن آنها با ردیف‎های پیشروندة دریایی دونین سبب شد تا اشتامفلی (1978) و شهرابی (1356) به رویداد زمین‎ساختی تاکونین در ایران اعتقاد داشته باشند.

سنگ‎های آتشفشانی دونین: در پاره‎ای نقاط ایران، نهشته‎های رسوبی دونین، همراهانی از سنگ‎های آتشفشانی بازیک دارند. سازند جیرود شناخته شده‎ترین واحد سنگ‎چینه‎ای دونین بالای ایران است که همراهان بازالتی آن، گاه تا حدود 150 متر ستبرا دارند. جدا از درة جاجرود (بُرش الگوی جیرود)، سنگ‎های دونین نواحی آمل، شمال قزوین، علم‎کوه، کوه‎های طالش و نواحی لکرکوه، انارک (برش شاه گنبد) همراهان بازالتی دارند.

در ناحیة حاجی‎آباد، واقع در پهنة سنندج – سیرجان، سنگ‎های دونین (کمپلکس سرگز) دارای تناوب‎های مکرر از گدازه‎های بازالتی به ضخامت‎های متفاوت با برتری سری سنگ‎های بازیک آلکالن با روند سُدیک ‎است. تکرار روانه‎های بازالتی می‎تواند نشانة تکرار فازهای کششی باشد. اوج ماگماتیسم در دونین بالایی است که حجم قابل ملاحظه‎ای از سنگ‎های ماگمایی را به صورت گدازه، برش آتشفشانی و توف در میان رسوبات جا داده است. در این آتشفشانی‎ها، پدیدة دگرگونی پیشرفته است. به طوری که بیشتر آنها چنان متحول شده‎اند که جز با مطالعات سنگ‎شناسی و ژئو‎شیمیایی دقیق، نمی‎توان به اصل آنها پی برد. با این حال، سنگ‎های مذکور ضمن حفظ بافت اولیه، سرشت ماگمایی خود را به خوبی حفظ کرده‎اند، هرچند که در حال حاضر خصلت آمفیبولیت و شیست سبز دارند.

سنگ‎های آتشفشانی پرمین:

 در زون سنندج – سیرجان، به ویژه در نواحی گلپایگان، الیگودرز و حاجی‎آباد، بخش بزرگی از سنگ‎های پرمین از نوع بازالت و یا دیابازهای قلیایی با ستبرا و گستردگی زیاد است و گاه با رسوبات نوع فلیش همراه‎ هستند. بر اساس فراوانی سنگ‎های آتشفشانی قلیایی پرمین در زون سنندج – سیرجان این باور به وجود آمد که فازهای دیررس هرسی‎نین موجب تجدید فعالیت کافت‎های درون قاره‎ای در سنندج – سیرجان شده که خود مقدمه‎ای برای نازک شدگی پوسته و جدایش صفحة ایران از عربستان بوده است.

جدا از پهنة سنندج – سیرجان، در کوه‎های البرز، به ویژه در درة چالوس و درة جاجرود، در مرز بالای سازند روته و یا به صورت میان‎لایه در سازند نسن، گدازه‎های بازی وجود دارد که اغلب در اثر دگرسانی به افق‎های آهن‎دار و یا عدسی‎های بوکسیت ولاتریت تبدیل شده‎اند.

در آذربایجان و در ایران مرکزی سنگ‎های آتشفشانی پرمین گزارش نشده‎اند ولی وجود افق‎های بوکسیت ولاتریت در نقاط مختلف نواحی مذکور، ممکن است حاصل هوازدگی سنگ‎های آتشفشانی پرمین باشد. هرچند هوازدگی سنگ‎های کربناتی نیز نقش داشته‎اند.

در استان چهارمحال و بختیاری، در نزدیکی دوپُلان، بین سنگ‎های پرمین و تریاس زاگرس، ردیف به نسبت ضخیمی از بازالت و ریولیت با موقعیت چینه‎شناسی بسیار روشن دیده می‎شود (امامی، 1379).

از جنوب باختری مشهد تا شمال خاوری فریمان، تکاپوهای آتشفشانی پرمین از نوع گدازه‎های بازالتی و یا دیابازی است که به رنگ تیره و ساخت بالشی شاخص ‎است. گدازه‎های بازی یاد شده بخشی از منشورهای برافزایشی هستند که تشکیل آنها در زمیندرز تتیس کهن حتمی است.

مؤمن‎زاده (1360)، به یک فاز فلززایی به سن پرمین باور دارد که مواد معدنی قابل توجه آن در البرز از نوع سرب، روی، باریت و نقره است. کانسار سرب و نقرة دونا – الیکا در البرز مرکزی و انجیرة یزد و به احتمال، سیاه کوه عقدا در ایران مرکزی، نمونه‎‎هایی از کانسارهای همزاد آتشفشانی پرمین هستند.

توده‎های نفوذی پالئوزوییک

در شرایط زمین‎ساختی به نسبت آرام پالئوزوییک ایران، جایگیری توده‎های نفوذی چندان درخور انتظار نیست. با این حال، بر اساس موقعیت چینه‎شناسی، سن پرتوسنجی و یا از راه مقایسه با نفوذی‎های کشورهای همسایه، بعضی از توده‎های نفوذی ایران به سن پالئوزوییک دانسته شده‎اند. هرچند که در بسیاری از حالات، بازنگری سنی این توده‎ها را می‎توان پیشنهاد داد. عمده‎ترین نفوذی‎های منسوب به پالئوزوییک ایران عبارتند از:

« گرانیتوییدهای مشهد » : در جنوب – جنوب باختری مشهد تا شمال دشت تربت‎جام، برونزدهای ناپیوسته‎ای از توده‎های گرانیتوییدی وجود دارد که در یک راستای تقریبی شمال باختری – جنوب خاوری آرایش شده‎اند.

مجیدی (1978)، گرانیتوییدهای مشهد را با نفوذی‎های مشابه در افغانستان، توران و قفقاز مقایسه و با بهره‎گیری از سن پرتوسنجی، توده‎های مذکور را به سن کربنیفر و جایگیری آنها را مدیون رخداد هرسی‎نین دانسته است (گرانیتوییدهای مشهد به سن تریاس پسین – ژوراسیک میانی‎اند) . ترکیب سنگ، بافت و سن نسبی گرانیتوییدهای مشهد با یکدیگر متفاوت است و می‎توان آنها را از سه نوع متفاوت دانست.

« انواع قدیمی یا گرانیت‎های پورفیری » : این گرانیت‎ها، با بیشترین رخنمون، از نوع پورفیری بیوتیت‎دار (تودة سنگ بست)، گرانودیوریت (تودة خواجه‎مراد) تا تونالیت (توده‎های طرقبه و وکیل‎آباد) است و بیشتر آنها جهت‎دار بوده و سیمای گنیسی دارند و به نظر می‎رسد که نخستین فاز گرانیت‎زایی مشهد را تشکیل می‎دهند. شواهد موجود، بیانگر عملکرد همزمان دگرشکلی‎های زمین‎ساختی با تبلور کانی‎ها است. وجود میکای سیاه و یا هضم سنگ‎های پلیتی تیره‎رنگ مجاور، سبب شده است تا این گرانیت‎ها به رنگ خاکستری تیره باشند و این تیره‎رنگی، وسیلة مناسبی برای شناسایی آنها است. سن پرتوسنجی بیوتیت‎های این نفوذی‎ها به روش پتاسیم – آرگون، در حدود 16 ± 256 و 9 ± 215 میلیون سال است.

« انواع جدید یا لُکوگرانیت » : در ناحیة مشهد گرانیت‎های سفیدرنگی وجود دارد که در گرانیت‎های میکادار و تیره رنگ قدیمی تزریق شده‎اند و به همین‎رو، می‎توان این گرانیت‎های روشن‎رنگ را دومین فاز گرانیت‎زایی مشهد دانست. نداشتن پورفیروبلاست، نبود جهت‎گیری کانی‎ها و کمبود میکای سیاه، بهترین شاخص برای شناخت این گرانیت است. سن پرتوسنجی گرانیت‎های جدید 10 ± 245 میلیون سال است (مجیدی، 1978).

 « انواع رگه‎ای» : در ناحیة خواجه مراد، رگه‎های آپلیتی متعددی توده‎های نفوذی دو فاز گرانیت‎زایی مشهد را بریده‎اند. سن نسبی و ترکیب شیمیایی آپلیت‎ها حاکی از دو مرحله آپلیت‎زایی است. آپلیت‎های مرحلة نخست به داشتن فلدسپار فراوان و آپلیت‎های فاز بعدی به داشتن تورمالین فراوان شاخص هستند. به باور امامی (1379)، گرانیتویید‎های مشهد از نظر میزان قلیایی‎ها در برابر اکسید سدیم، جزو سری سنگ‎های کلسیمی - قلیایی به شمار می‎روند. در نورم غالب این سنگ‎ها، کرندوم ظاهر شده و در مواردی به حدود 8 درصد می‎رسد. شاید بتوان ذوب پوستة سیالیک را در تشکیل این تودة‌ ماگمایی مسئول دانست و در نتیجه این سنگ‎ها به انواع گرانیتوییدی نوع « S » نزدیک می‎شوند.

مجیدی (1978) با توجه به سن پرتوسنجی و مقایسه با افغانستان و توران، گرانیتوییدهای مشهد به ویژه انواع قدیمی را به سن کربنیفر و رخداد هرسی نین مشهد را نوعی کوهزایی همراه با گرانیت‎زایی دانسته است. بر پایة یافته‎های مجیدی، زمین‎شناسانی مانند درویش‎زاده (1370) و شهرابی (1382) نیز سن کربنیفر توده‎ها و عملکرد کوهزایی هرسی‎نین را پذیرفته‎اند. ولی، آلبرتی و همکاران (1974) سن بیوتیت‎های گرانیت مشهد را با روش پتاسیم– آرگون، 3 ± 146 تا 3 ±120 میلیون سال برآورد کرده‎اند. سن یاد شده بیانگر مرز تقریبی ژوراسیک – کرتاسه است ولی وجود قلوه‎های فرسوده شدة گرانیت مشهد در درون رسوب‎های شیلی – ماسه‎سنگی زغالدار لیاس و یا در پایة دریای پیشروندة ژوراسیک میانی، سن سنجی انجام شده توسط آلبرتی را پرسش آمیز کرده و نشانگر سن پیش از لیاس برای گرانیت‎هاست.

* گرانیتوییدهای مشهد در رسوب‎های پلاژیک دگرگون شده و همراهان اولترابازی جنوب باختری مشهد جای گرفته‎اند. در ناحیة سفیدسنگ، سنگ‎آهک‎های موجود در مجموعة پلاژیک و اولترامافیکی سنگواره‎های پرمین د‎ارند و لذا گرانیتوییدهای مورد نظر باید سنی پس از پرمین و پیش از لیاس داشته باشند.

* با توجه به نارسایی‎ها و تضادهای موجود در سن پرتوسنجی به ویژه با تکیه بر شواهد روی زمین (پس از پرمین) سن تریاس پسین، با فاز کوهزایی سیمرین پیشین و در نتیجه زمان برخورد نهایی صفحة ایران و توران همزمان و هماهنگ است و لذا گرانیتوییدهای مشهد را می‎توان نوعی نفوذی برخوردی و حاصل برخورد دو صفحة یاد شده دانست.

* با توجه به چند مرحله‎ای بودن گرانیت‎زایی، این احتمال نیز وجود دارد که گرانیت‎های پورفیروی قدیمی به سن تریاس پسین و لکوگرانیت‎های جوان، وابسته به رویداد سیمرین میانی (ژوراسیک میانی) باشند. در هر حال به مطالعات بیشتری نیاز است.

« اولترابازیک‎های مشهد » : اولترابازیک‎های مشهد شامل دونیت، ورلیت، بازالت و گابرو است که به ظاهر با دگرگونی‎های مشهد تناوب دارند. مجیدی (1978)، ضمن مقایسه اولترابازیک‎های جنوب مشهد با سنگ‎های کربنیفر شمال افغانستان و توران، سنگ‎های مذکور را به سن دونین – کربنیفر می‎داند که در اثر رخداد هرسی نین، گاهی تا رخسارة آمفیبولیت دگرگون شده‎اند. گفتنی است که:

* اولترامافیک مذکور ترکیب شیمیایی تولئیتی دارند و تناوب ظاهری آنها با سنگ‎های رسوبی پیرامون سبب شده تا سنگ‎های یاد شده نوعی جریان‎های گدازه‎ای همزمان با رسوبگذاری دانسته شوند، ولی علوی (1991) تکرار سنگ ‎های اولترامافیک و ردیف‎های رسوبی دگرگون شده را حاصل عملکرد راندگی‎ها در یک منشور برافزاینده می‎داند.

* اگرچه اولترابازیک‎های مشهد حاصل یک پدیدة اقیانوس‎زایی دانسته شده که در پالئوزوییک پسین در اثر جدایش دو صفحة ایران و توران جایگیر شده‎اند، ولی سبزه‎ئی (1373)، محیط ژئودینامیکی این مجموعه را نوعی اولاکوژن می‎داند که به کافت‎های اقیانوسی شباهتی ندارد.

* از جنوب باختری مشهد به سمت تربت جام، به ویژه با دور شدن از توده‎های نفوذی، درجة دگرگونی کاهش می‎یابد. در ناحیة سفیدسنگ، بین لایه‎های آهکی پلاژیک همراه با سنگ‎های مافیک و اولترامافیک، حاوی سنگواره‎های مشخص پرمین میانی – پسین‎ است و لذا، سن دونین – کربنیفر و دگرگونی هرسی‎نین پذیرفتنی نیست.

* امروزه این باور وجود دارد که سنگ‎های یاد شده که سیمای آلوکتون‎های توربیدایتی دارند، بازمانده‎های اقیانوس تتیس کهن هستند که در تریاس پسین به صورت یک مجموعة برافزایشی (Accretionary Complex) در زون فرورانش ورق توران تشکیل و پس از دگرگون شدن به روی زون غیر فعال ورق ایران فرارانش ( (Obduction کرده‎اند.

« نفوذی‎های تالش » : در ناحیة ماسوله و تالش، بعضی توده‎های نفوذی از نوع دیوریت، گابرو، پریدوتیت مانند توده‎های گرانیتی خاور گشترودخان و حوالی ماسوله به دونین میانی و یا قدیمی‎تر نسبت داده شده‎اند (دیویس و همکاران، 1975) ولی در بسیاری از حالات سن آنها قطعی نیست.

« سینیت‎های مرند – جلفا » : در ناحیة مرند و جلفا چند تودة سینیتی ریز دانه وجود دارد که به لحاظ داشتن اُرتوکلازهای گُلی سیمای سُرخ‎گون دارند. این نفوذی‎ها در سنگ‎های دونین تزریق شده و به ظاهر با دگرشیبی آذرین پی، با ردیف‎های پرمین پوشیده شده‎اند و لذا جایگیری آنها در ارتباط با رخداد کوهزایی هرسی نین دانسته شده است (قرشی، 1368).

« اولترامافیک‎های باختر تبریز » : افزون بر سینیت‎های یاد شده در کوه مورو، مجموعه‎ای از دونیت تا گرانودیوریت وجود دارد که مجتهدی (1369) آن را یک تودة اولترابازی می‎داند. علوی (1991)، گسل شمال تبریز را زمیندرز بین کمان ماگمایی ارومیه – دختر و کمان ماگمایی البرز می‎داند که در فصل مشترک آنها، اولترا بازی‎های میشو و مورو برونزد دارند.

« نفوذی‎های جنوب باختری سیرجان » : در جنوب باختری سیرجان، نفوذی‎هایی با ترکیب لرزولیت تا گرانیت همراه با سنگ‎های دگرگونی به سن پیش از پرمین وجود دارد. این مجموعه شباهت به جزایر کمانی و یا حاشیة فعال قاره‎ها دارد ولی سن آنها به درستی دانسته نیست. نبوی (1976) و هوشمندزاده (1977) این توده‎ها را با کوهزایی کالدونین مرتبط دانسته‎اند. اما، بربریان بر این باور است که این ناحیه از کمربند کوهزایی کالدونی فاصله دارد.

دگرگونی پالئوزوییک

در برخی نقاط ایران سنگ‎های پالئوزوییک دگرگون شده و به طور دگرشیب با سنگ‎های نادگرگونی همان دوران پوشیده شده‎اند. به همین‎رو، به رغم آرامش نسبی، در پاره‎ای از نقاط، عملکرد نیروهای زمین‎ساختی به ظاهر با دگرگونی همراه بوده است. دگرگونی‎های منسوب به پالئوزوییک را می‎توان در نواحی زیر دید.

« ناحیة ماکو » : در ناحیة ماکو مجموعه‎ای از سنگ‎های آتشفشانی اسید دگرگونی (در زیر)، شیست، فیلیت، اسلیت (در وسط) و سنگ‎آهک و دولومیت بلورین شده (در بالا) وجود دارد که با همبری دگرشیب در زیر سنگ‎های نادگرگونی دونین (سازند مولی) قرار دارند. اگرچه دگرگونی‎های موردنظر در گذشته به سن پرکامبرین دانسته شده‎اند ولی، بازوپایان، کنودونت و کرینوییدهای پیدا شده، گویای سن اردویسین برای آنها است. به همین دلیل، حمدی و بربریان (1977)، قرار داشتن دگرگونی‎های اردویسین در زیر رسوبات دونین نادگرگونی را نتیجة عملکرد فاز کوهزایی کالدونین دانسته‎اند.

« ناحیة مشهد » : در جنوب باختری مشهد مجموعه‎ای از رسوبات پلیتی و سنگ‎های اولترابازی دگرگون شده وجود دارد که با رسوبات دگرگون نشدة لیاس پوشیده شده‎اند. در مورد سن سنگ و زمان دگرگونی اتفاق نظر وجود ندارد. اشتوکلین (1968) سنگ و دگرگونی را به پرکامبرین نسبت داده است. مجیدی (1978) بر این باور است که سنگ‎های دگرگون شده سن دونین – کربنیفر داشته و عامل دگرگونی رخداد هرسی‎نین است. بازنگری دوبارة دگرگونی‎ها توسط مجیدی (1375) با پیدا شدن سنگواره‎های پرمین در ناحیة سفیدسنگ همراه بود و لذا، طرح دگرگونی هرسی‎نین قابل قبول دانسته نشد و مسلم شد که عامل دگرگونی را باید در فاصلة زمانی پس از پرمین و پیش از لیاس محدود کرد. امروزه این باور وجود دارد که پدیدة دگرگونی در ناحیة مشهد حاصل یک رویداد برخوردی است که با برخورد دو صفحة ایران و توران شکل گرفته و لذا، کلیة فازهای دگرگونی منسوب به پالئوزوییک مشهد، مربوط به سیمرین پیشین و فازهای جوان‎تر (سیمرین میانی) است.

« ناحیة لاهیجان » : آنلز و همکاران (1975)، شیست‎ها و فیلیت‎های دگرگونی جنوب لاهیجان را پیامد رخداد کوهزایی هرسی‎نین دانسته‎اند. قرارگیری اتفاقی این دگرگونی‎ها در محل تقریبی زمیندرز تتیس کهن و نفوذ گرانیت‎های تریاس (گرانیت لاهیجان) در این مجموعه، تصور زمین‎ساخت برخوردی تریاس پسین و عملکرد فاز سیمرین پیشین را قوت می‎بخشد.

« ناحیــــة طالش » : در جنوب باختـــری فـــومن و خـاور مــاسولـه یک مجموعــة دگرگونــی به نــام « کمپلکس گشت ( (Gasht Complex» وجود دارد (کلارک و همکاران 1975). این مجموعه دارای دو بخش جداگانه است.بخش پایینی از نوع میکا شیست و گنایس‎های دانه درشت بیوتیت‎دار است. بخش بالایی که با یک دگرشیبی فرسایشی بر روی واحد پایینی قرار دارد، شامل فیلیت‎های شیستی، شیست‎های مسکویت‎دار است که بیشترین سهم را شیست‎های پلیتی دارند. در مجموعة بالایی بلورهای کیانیت تخریبی وجود دارد که از سنگ‎های دگرگونی قدیمی‎تر منشأ گرفته‎اند و لذا پذیرفته شده که مجموعة گشت دست کم در دو زمان متفاوت دگرگون شده است.

بخش پایینی مجموعة گشت سن پرتوسنجی 12 ± 375 میلیون سال یعنی دونین میانی دارد. بخش بالایی در زیر سنگ‎آهک‎های میکروفسیل‎دار پرمو – تریاس نادگرگونی قرار دارند ولی به باور کلارک (1975)، مجموعة پایینی سنگ‎های پرکامبرین هستند که در اثر رویداد کالدونین دگرگون شده‎اند و پیامد دگرگونی در مجموعة بالایی مدیون رخداد هرسی‎نین است.

علوی (1991) بین مجموعة گشت و سنگ‎های پالئوزوییک شناخته شدة البرز شباهتی ندیده و قرارگیری اتفاقی آنها در محل زمیندرز تتیس کهن سبب شده تا نامبرده بر این باور باشد که دگرگونی‎های مورد سخن پی‎سنگ دگرگونی هرسی‎نین توران هستند که در نتیجة عملکرد گسل‎های راندگی بر روی صفحة غیرفعال البرز رانده شده‎اند.

« ناحیة سنندج – سیرجان » : یکی از ویژگی‎های آشکار پهنة سنندج – سیرجان به عنوان یک کافت درون قاره‎ای، همراهی سنگ‎های پالئوزوییک با سنگ‎های آتشفشانی است. مجموعه‎های رسوبی و همراهان آتشفشانی پالئوزوییک این پهنه، به ویژه در حوالی سیرجان، اسفندقه و حاجی‎آباد دگرگون شده‎اند و در مواردی پیشرفت دگرگونی به حدی است که گدازه‎های بازالتی به آمفیبولیت و سنگ‎های کربناتی به مرمر تبدیل شده‎اند.

در مورد عامل و زمان دگرگونی سنگ‎های پالئوزوییک سنندج – سیرجان اتفاق نظر وجود ندارد. گروهی فرآیند دگرگونی را در دو زمان متفاوت می‎دانند. در دگرگونی نخست سنگ‎های پالئوزوییک پایین در رخسارة شیست سبز دگرگون شده‎اند. در دگرگونی دوم، سنگ‎های پرمین – تریاس، در مرز بالای شیست سبز تا دگرگونی ملایم دگرگون شده‎اند. هر دو دگرگونی، با رسوبات دگرگون نشدة ژوراسیک پوشیده شده‎اند و لذا، دگرگونی نخست مربوط به رویداد هرسی‎نین و دگرگونی دوم حاصل رخداد سیمرین جوان است.

یافته‎های زمین‎شناسی جدید این باور را به وجود آورد که دگرگونی هرسی‎نین پرسش‎آمیز است و دو فاز دگرگونی یاد شده به سن تریاس پسین و وابسته به رخداد سیمرین پیشین است که به صورت دگرگونی دیناموترمال عمل کرده است.