Abridged version
1 Introduction
The Sanandaj–Sirjan zone (SSZ) which runs over 1500 km length and 150–200 km width with a NW–SE trend between the central Iran block and the Zagros range (Fig. 1A) is a part of Zagros orogen [1,2], considered as an aulacogeosynclinal or aborted rift [8]. It consists of mafic-ultramafic rocks, metamorphic complexes and Mesozoic sequences. The mafic-ultramafic rocks have been attributed to the Upper Precambrian–Lower Cambrian [8]. The metamorphic complexes that are studied in the present note have been attributed in the past either to the Precambrian [12], the Palaeozoic [8], for lower parts of the Sanandaj–Sirjan zone, and even the Mesozoic [5,8]. Within this zone, the Muteh area [7] (Fig. 1B) is interesting because of its gold occurrences, known since the Persian antiquity. Our aim is to discuss the regional lithostratigraphy including the numerous magmatic components and structural environment based on new field data and geochemical results and mineral isotopic ages (Tables 1 and 2).
A. Carte schématique d'Iran montrant la localisation de la zone étudiée. B. Carte géologique de la zone étudiée. Les sites de l'échantillonnage réalisé dans des buts chronologiques (datation 40K40Ar) sont indiqués ainsi que les échantillons analysés chimiquement.
A. Schematic map of Iran with location of the study area. B. Geological map of the study area with sites of sampling for isotopic dating purposes and samples collected for geochemical analyses.
Analyses chimiques (majeurs et traces) par ICP–AES de roches représentatives de la suite magmatique (J. Cotten, analyste, UBO). RM 104: métagabbro; RM 365: amphibolite; RM 413: gneiss; RM 168: métarhyolite; RM 364: granite.
ICP-AES geochemical analyses (major and trace elements) of representative rocks from the magmatic series (J. Cotten, analyst, UBO). ICP–AES geochemical analyses (major and trace elements) of representative rocks from the magmatic series (J. Cotten, analyst, UBO). RM 104: metagabbro; RM 365: amphibolite; RM 413: gneiss; RM 168: metarhyolite; RM 364: granite.
| Échantillon (%) | RM 104 | RM 365 | RM 413 | RM 168 | RM 364 |
| SiO2 | 47,05 | 47,50 | 76,50 | 76,80 | 78,70 |
| TiO2 | 0,79 | 1,26 | 0,23 | 0,18 | 0,09 |
| Al2O3 | 16,25 | 16,20 | 13,25 | 12,40 | 11,60 |
| Fe2O3 | 10,80 | 14,70 | 1,22 | 2,14 | 1,30 |
| MnO | 0,16 | 0,39 | 0,01 | 0,01 | 0,00 |
| MgO | 7,50 | 8,22 | 0,36 | 0,54 | 0,06 |
| CaO | 9,25 | 4,95 | 2,80 | 0,25 | 0,20 |
| Na2O | 2,70 | 3,35 | 4,32 | 3,45 | 4,00 |
| K2O | 0,60 | 0,14 | 0,61 | 2,16 | 3,44 |
| P2O5 | 0,11 | 0,21 | 0,08 | 0,01 | 0,00 |
| Perte au feu | 4,32 | 2,52 | 0,36 | 1,39 | 0,29 |
| Total | 99,53 | 99,44 | 99,74 | 99,33 | 99,68 |
| (ppm) | |||||
| Rb | 15,5 | 2,3 | 26 | 53,5 | 86 |
| Sr | 340 | 125 | 189 | 35 | 34 |
| Ba | 157 | 123 | 135 | 855 | 985 |
| Sc | 24 | 34 | 3,7 | 9 | 2,9 |
| V | 170 | 238 | 22 | 7 | 5 |
| Co | 32 | 17 | 3,5 | 0,5 | 1 |
| Ni | 120 | 62 | 11 | 2 | 7 |
| Zr | 18 | 17 | 10 | 98 | 40 |
| Nb | 8,4 | 7 | 8 | 12,2 | 23 |
| La | 6,9 | 11,5 | 16 | 8,5 | 51 |
| Ce | 15 | 24 | 31 | 16 | 108 |
| Nd | 7,5 | 16,5 | 15 | 10,2 | 56 |
| Sm | 2,1 | 4,1 | 4,2 | 1,85 | 12 |
| Eu | 0,79 | 1,23 | 0,82 | 0,15 | 1,08 |
| Gd | 2,3 | 4,5 | 5,2 | 1,2 | 12,7 |
| Dy | 2,5 | 4,85 | 6,3 | 1,3 | 9,8 |
| Er | 1,4 | 2,65 | 3,8 | 0,9 | 4,6 |
| Yb | 1,05 | 2,65 | 3,67 | 1,20 | 4,60 |
| Th | 0,8 | 1,4 | 14,7 | 11,6 | 15 |
| Y | 13 | 26,5 | 42 | 8 | 48 |
Datations 40K40Ar de minéraux et de roches. Les âges isotopiques ont été calculés selon les constantes dans [10] et les incertitudes selon la proposition de Mahood et Drake [4]. Abréviations de la colonne « fraction datée »: RT, roche totale; A, amphibole; B, biotite; Pl: plagioclase.
40K40Ar dating of separated minerals and whole rocks. Isotopic ages are calculated along recommended constants in [10] and errors are quoted following Mahood and Drake [4]. Abbreviations for column entitled ‘Fraction datée’: RT, whole rock; A, amphibole; B, biotite; Pl, plagioclase.
| Échantillon | Nature | Fraction | Age ± inc. | K2O | Poids | 40ArR | 40ArR | Réf. |
| datée | (Ma) | (%) | (g) | (%) | (10−7 cm3 g−1) | analyse | ||
| RM 300 B | Métabasalte, complexe volcano-sédimentaire | B+A | 76,1 ± 1,2 | 6,26 | 0,3021 | 94,9 | 156,9 | 5249 |
| RM 428 B | Centre exhalatif, Chah | B | 84,4 ± 1,3 | 8,90 | 0,1549 | 85,0 | 247,8 | 5217 |
| Khatoun, biotite | 85,0 ± 1,3 | 0,1518 | 92,5 | 249,7 | 5219 | |||
| RM 323 | Granite de Chah | RT | 124,4 ± 4,4 | 0,39 | 0,2015 | 58,0 | 16,15 | 5253 |
| Khatoun | 128,3 ± 4,7 | 0,2010 | 46,2 | 17,00 | 5248 | |||
| RM 461 | Granite de Chah | B | 67,5 ± 1,0 | 5,86 | 0,1003 | 86,9 | 130,0 | 5726 |
| Khatoun | 68,9 ± 1,0 | 0,103 | 90,5 | 132,7 | 5727 | |||
| RM 365 F | Amphibolite | Pl | 109,0 ± 9,2 | 0,155 | 0,3550 | 37,0 | 5,62 | 5230 |
| RM 365 A | A | 150,9 ± 11,6 | 0,160 | 0,4072 | 55,5 | 8,28 | 5290 | |
| 156,1 ± 13,5 | 0,2508 | 49,3 | 8,37 | 5240 | ||||
| RM 359 F | Gabbro | Pl | 98,0 ± 5,9 | 0,27 | 0,3500 | 29,2 | 8,76 | 5227 |
| 99,4 ± 4,7 | 0,3507 | 35,7 | 8,89 | 5238 | ||||
| RM 359 A | A | 162,7 ± 8,6 | 0,23 | 0,2525 | 52,7 | 12,62 | 5229 | |
| 164,6 ± 8,7 | 0,2525 | 52,1 | 12,78 | 5239 | ||||
| RM 477 | Gneiss d'Aderba | B | 60,0 ± 0,9 | 0,1019 | 86,5 | 165,9 | 5672 | |
| RM 478b | Amphibolite | A | 174,5 ± 2,9 | 0,33 | 0,2568 | 72,9 | 19,50 | 5674 |
| RM 473 | Dyke, diorite de Sfarjed | RT | 64,2 ± 1,2 | 2,18 | 0,4044 | 89,6 | 45,96 | 5666 |
| RM 469 | Granite de Ghaidou | |||||||
| RM 469a | Aplite | RT | 57,1 ± 0,9 | 6,11 | 0,1506 | 83,6 | 114,3 | 5662 |
| 57,2 ± 0,9 | 0,5004 | 94,9 | 114,5 | 5657 | ||||
| RM 469b | Granite à tourmaline | B | 58,4 ± 0,9 | 8,05 | 0,0997 | 85,3 | 154,0 | 5673 |
| RM 469c | Filon de microgranite | RT | 56,1 ± 0,9 | 5,65 | 0,2031 | 82,2 | 103,7 | 5661 |
2 The lithostratigraphic column
The lithostratigraphic column (Fig. 2) deduced from field observations in the Muteh area comprises, from bottom to top: (I) gneisses with minor amphibolites and mica-schists, which gradually vary to an alternately sequence of mica-garnet schists, quartzites, phyllites and marbles; (II) alternations of mica-greenschists and orthometamorphic rocks, which are either dark green amphibolites or light-coloured metarhyolites and metafelsic tuffs, commonly associated to the Au concentrations – the upper part of this sequence includes a folded, thin bedded, sandy-cherty carbonate unit –; (III) slates and sandy slates, in which carbonate beds are more and more abundant upward; (IV) brown cherty dolomites with minor limestones, often in tectonic contact with the underlying rocks.
Colonne lithostratigraphique synthétique présentant les différents groupes.
Synthetic stratigraphical column showing the different groups.
3 The metamorphic protoliths
Comparisons with unmetamorphosed comparable sequences occurring in central Iran suggest that the whole column is Palaeozoic in age and that it was metamorphosed and deformed during Mesozoic times. This interpretation is confirmed by palaeontological evidences that attribute the upper carbonates to the Permian [6] and the underlying slates to the Carboniferous.
4 The magmatic rocks
The geochemical characteristics of selected metamagmatic rocks (Table 1) indicate the presence of basic and acid magmas, with tholeiitic and alkaline affinities. At least magmatic rocks belong to two different series. At the scale of the outcrop, the sulphide mineralisations are always located around or in the felsic rocks, suggesting they represent either former active hot springs or exhalations (Fig. 1B) nearby submarine volcanism.
5 The regional structure and isotopic ages
It is dominated by a composite (S0–1–2) foliation, initially flat-lying and NW–SE trending, subparallel to the shear planes. Low plunging mineral lineations are indicative of a strong component of the motion along the shear planes. The age of the metamorphic deformations is not completely determined. All Palaeozoic rocks, including the Permian carbonates, are affected, but the local absence of younger strata does not allow us to bracket accurately the deformational episode. 40K40Ar ages of extracted minerals (micas, amphiboles and feldspars) as well as whole rock listed in Table 2 suggest that the metamorphic deformation occurred by the end of Middle Jurassic.
Three different clusters of isotopic ages are evidenced: between 174 and 153 Ma, for amphiboles located within the metamorphic foliation of the amphibolites; between 85 and 68 Ma for separated biotite and whole-rock sample from the Chah Khatoun granitic complex and between 64 and 56 Ma for biotites and whole-rock sample from the Ghaidou granite (Fig. 1B). Isotopic ages for amphiboles are interpreted as closure temperature ages at 475 °C [3] or even at higher temperatures [12], not far from melting temperatures. Similar interpretations, but for much lower temperature closure, are given for biotite ages.
1 Introduction
La zone de Sanandaj–Sirjan ou ZSS [1,2] est située entre le bloc composite d'Iran central au nord et la chaı̂ne du Zagros au sud (Fig. 1A). Orientée NW–SE, elle s'étend sur plus de 2000 km, et se compose de terrains sédimentaires mésozoı̈ques, de roches basiques et ultrabasiques de type ophiolitique et de complexes métamorphiques.
Les roches métamorphiques, étudiées dans la région de Muteh [7], au nord-ouest d'Ispahan, font l'objet de cet article. Ces roches, souvent de haut degré métamorphique, restent jusqu'à présent mal datées, puisqu'on les avait considérées comme précambriennes [11], paléozoı̈ques [8] et même mésozoı̈ques [5,8]. On se propose ici d'en établir la colonne lithostratigraphique, d'en définir l'âge et de discuter les implications de ces datations dans le cadre de l'évolution géodynamique de cette partie du domaine néo-téthysien.
2 La colonne lithostratigraphique
La colonne synthétique (Fig. 2) est établie en faisant abstraction des structures alpines. Celles-ci sont aisément identifiables sur le terrain : elles affectent les séquences sédimentaires mésozoı̈ques jusqu'au Crétacé et, au sein des complexes métamorphiques, elles se réduisent le plus souvent à des chevauchements de faible ampleur, développés en dehors de toute évolution métamorphique notable.
Les structures symmétamorphiques, antérieures à ces structures alpines et sur lesquelles on reviendra plus loin, correspondent à une foliation elle-même affectée par des plis antiformes, au cœur desquels apparaissent les niveaux les plus profonds. Sur ces bases, on peut définir, de bas en haut de la colonne, plusieurs « groupes ».
- – Le groupe 1 est constitué de gneiss gris, ortho- et paradérivés, qui admettent des intercalations mineures d'amphibolites à grenat, de marbres et de micaschistes à grenats et de granites d'anatexie clairs. Au sommet, un horizon décamétrique de métaquartzites est souvent rencontré.
- – Le groupe 2 montre des alternances d'épaisseur décimétrique à métrique de micaschistes, de calcschistes et de roches orthodérivées, dont certaines sont des amphibolites provenant d'anciennes coulées ou de sills basiques, d'autres, plus claires, dérivant de rhyolites ou, plus souvent, de tufs acides. Ces dernières sont associées, vers le sommet, à des concentrations métalliques, dont l'or, exploité depuis peu, en relation avec des émanations sulfurées de centres exhalatifs (Fig. 1B).
- – Le groupe 3 est fait de niveaux carbonatés marmorisés, d'épaisseur métrique à plurimétrique, alternant avec des niveaux d'épaisseur réduite de micaschistes et de schistes. Certains marbres contiennent des lits de cherts, parfois affectés par une tectonique synsédimentaire encore préservée.
- – Le groupe 4 consiste en des schistes gris, des siltites sombres, avec des intercalations carbonatées devenant de plus en plus fréquentes vers le sommet.
- – Le groupe 5 est constitué de grosses barres de calcaire bleu, parfois en contact anormal sur les niveaux sous-jacents. Au-dessus repose, en discordance angulaire, une couverture sédimentaire méso- et cénozoı̈que dont les premiers termes sont les terrains pélitiques du Trias supérieur et les terrains détritiques plus grossiers du Jurassique.
3 Les protolites métamorphiques
Peu de datations paléontologiques sont réalisables dans ces séries métamorphiques. Des traces algaires découvertes dans des carbonates du groupe 3 et étudiées récemment par Partow Azar du Service géologique d'Iran (communication orale, 2000) indiquent que le Dévonien supérieur (Famennien) est représenté ici. Des niveaux sommitaux du groupe 4, à faciès de biosparite dolomitisée, ont livré Eotuberitina sp. et Archeosphera sp., du Carbonifère inférieur (dét. M. Monibi, Service géologique d'Iran). Les traces de Baltisphaeridium de l'Ordovicien signalées ici [9] sont probablement remaniées. Plus haut encore dans la séquence, les calcaires bleus du groupe 5 contiennent des Foraminifères, en cours d'étude, pas plus âgés que le Carbonifère et probablement permiens. Latéralement, d'ailleurs, des séries carbonatées semblables à celles du groupe 5 sont fossilifères et datent en effet le Permien [6].
En plus des déterminations paléontologiques, la comparaison avec les séries non métamorphiques de l'Iran central apporte des éléments de datation : (i) les gneiss de base du groupe 1 sont aisément corrélés avec les grès de Lalun du Cambrien inférieur et moyen, épais d'environ 500 m et couronnés, comme eux, par une barre de quartzites de 50 à 150 m d'épaisseur ; (ii) au-dessus, le groupe 2 est rapporté aux siltites et carbonates des formations de Mila et de Kuh Bana, du Cambrien supérieur ; (iii) les marbres du groupe 3 évoquent les puissants calcaires dévoniens de la formation de Bahram.
Les quelques datations paléontologiques dont nous disposons concordent bien avec les comparaisons effectuées avec les séries non métamorphiques d'Iran central. Toutes ces données montrent que l'ensemble de la colonne étudiée représente le Paléozoı̈que, plus précisément le Paléozoı̈que inférieur (et peut-être le Protérozoı̈que supérieur) pour les groupes 1 et 2, le Paléozoı̈que moyen pour le groupe 3, le Carbonifère pour le groupe 4 et enfin, le Permien pour le groupe 5.
4 Les manifestations magmatiques
Elles sont présentes (Figs. 1B et 2) dans les groupes 1 et 2, dans les séries du Trias supérieur et du Jurassique, enfin dans des ensembles grenus post-cinématiques tout au long de la zone de Sanandaj–Sirjan, ici à l'ouest de la région étudiée, ceux, dioritique, de Sfarjed, et granitique, de Ghaı̈dou.
Une sélection de compositions géochimiques de roches magmatiques prélevées dans les groupes 1 et 2, localisées sur la Fig. 1B, est donnée dans le Tableau 1. Des volcanites acides, rhyolites et tufs, d'affinité tholéiitique, sont les protolites des roches du complexe volcano-sédimentaire ; des laves de composition basique sont également présentes et ont pu constituer avec les laves acides une série magmatique bimodale. Les amphibolites forment des corps de puissance plurimétrique contenus à l'intérieur de ces groupes et dans la série volcano-sédimentaire, surtout acide, de Mouteh. Ce sont d'anciennes coulées ou d'anciens sills basiques, mis en place au Paléozoı̈que, tout comme les roches métavolcaniques acides.
Les roches anatectiques sont, d'une part, des granites migmatitiques, présents en petits massifs dans les gneiss de la région étudiée (groupe 1) et, d'autre part, des filonnets clairs de composition quartzo-feldspathique, produits de la fusion partielle ayant affecté des amphibolites (groupes 1 et 2) qui s'insinuent au sein de ces roches, en recoupant leur foliation. Des coulées volcaniques mésozoı̈ques sont intercalées dans les séries sédimentaires.
5 Développement de la structure régionale et datations 40K40Ar
Le caractère fondamental de la structure de la portion de la zone de Sanandaj–Sirjan étudiée ici est une foliation régionale symmétamorphique fondamentale, composite (S0–1–2), subparallèle à des plans de cisaillement symmétamorphiques, sur lesquels une linéation minérale faiblement plongeante traduit une importante composante latérale.
L'âge de la déformation régionale synmétamorphique n'est pas aisément déterminé, car l'ensemble des roches paléozoı̈ques, y compris celles du Permien, sont affectées par la déformation. Au-dessus, la discordance des roches du Trias supérieur sur les complexes métamorphiques définit la phase éo-cimmérienne des auteurs.
Les datations 40K40Ar réalisées dans le cadre de cette étude sur roches totales et sur minéraux finement séparés, sont présentées dans le Tableau 2. Les sites de prélèvement ainsi que les résultats obtenus sur les fractions séparées des échantillons sont précisés (Fig. 1B). On peut constater d'emblée que les âges isotopiques mesurés sont (i) tous plus récents que 174 Ma (Jurassique moyen) et ne reflètent pas l'histoire initiale du complexe et (ii) qu'ils se répartissent en trois groupes spatio-temporels distincts : entre 174 et 153 Ma (âges des amphiboles dans la foliation des amphibolites), entre 85 et 68 Ma (biotite et roche totale du complexe granitique de Chah Khatoun) et, enfin, entre 64 et 56 Ma (biotite et roches totales du granite de Ghaidou).
Les âges 40K40Ar des amphiboles syncinématiques, extraites soigneusement d'amphibolites, sont interprétés comme ceux de la fermeture de ces chronomètres, soit à la température moyenne de 475 °C adoptée selon [3], en notant toutefois que des propositions récentes [12] font état de valeurs avoisinant 600 °C. Cette température est franchie lors de la décroissance du climat thermique élevé qui a régné dans cette zone au cours du Jurassique moyen (s. l.) et plus précocement par le complexe des gneiss et plus récemment par le complexe volcano-sédimentaire. Notons de toute façon que l'âge de la foliation déterminée par les amphiboles est mésozoı̈que. Nous rapportons à la même histoire thermique les âges plus récents mesurés sur des biotites, dont le seuil de fermeture se situe aux environs de 300 °C, ainsi que les résultats sur des roches totales du complexe volcano-sédimentaire (groupe 2). Enfin, le groupe de données relatif au granite de Ghaidou apporte une chronologie isotopique qui reflète les relations précisément observées sur le terrain, ce qui nous conduit à interpréter ces résultats en tant qu'âges de mise en place d'un complexe magmatique au Paléocène.
6 Discussion et conclusions
Comparée à celle de l'Iran central, la colonne lithostratigraphique paléozoı̈que décrite ici se caractérise par :
- (i) son épaisseur plus importante, difficile à évaluer en raison de sa déformation, mais certainement plurikilométrique ;
- (ii) les faciès initiaux plus détritiques (anciennes grauwackes) et les indices, encore perceptibles, d'une tectonique synsédimentaire ;
- (iii) la présence de nombreuses roches d'origine magmatique, basiques (amphibolites) et acides (rhyolites et tufs de Mouteh), dont l'ensemble a pu constituer une suite bimodale.
Pour ces trois raisons, et considérant la grande extension du bassin paléozoı̈que dans lequel se sont déposées ces séries sédimentaires et se sont mis en place les magmas contemporains, nous interprétons cette zone en termes de rifting : ainsi, cette zone a été soumise, au Protérozoı̈que terminal ( ?) et au Paléozoı̈que inférieur, à une extension crustale, au cours de laquelle des magmas basiques et acides se sont mis en place dans les niveaux supérieurs de la croûte, à l'intérieur de bassins intracontinentaux.
Ce rift, certainement actif au début du Paléozoı̈que, a avorté au Dévonien, comme semblent le prouver les séquences dévono-carbonifères et surtout permiennes, qui excluent des dépôts profonds et un milieu particulièrement subsident.
La concordance des couches permiennes du groupe 5 sur les niveaux dévono-carbonifères sous-jacents implique ici l'absence d'une déformation hercynienne. La discordance généralisée du Trias supérieur et du Jurassique sur l'ensemble des terrains sous-jacents et le remaniement de ceux-ci dans les terrains mésozoı̈ques résultent de l'existence de mouvements tectoniques dont l'âge est compris entre le Trias moyen et le Trias supérieur. Ces mouvements sont connus depuis longtemps en Iran sous le nom de « phase éo-cimmérienne ». Les âges 40K40Ar différents obtenus sur les amphibolites de Muteh amènent à s'interroger sur la signification de cette « phase » et sur le mécanisme en jeu dans la diminution progressive de la température des séries métamorphiques. L'isotherme 300 °C, qui correspond à la température de blocage du chronomètre « biotite KAr » semble atteint à la fin du Crétacé. Ainsi, les séries étudiées auraient été soumises aux conditions métamorphiques évoquées pendant une longue période, jusqu'à leur exhumation finale, à la fin du Mésozoı̈que.
Enfin, le volcanisme basique et les granitoı̈des datés du Paléocène sont postérieurs non seulement à la déformation synmétamorphique au cours de laquelle s'est constituée la foliation, mais aussi aux chevauchements et écaillages « alpins ».
Remerciements
Nous remercions les deux lecteurs de cette note pour leurs remarques et suggestions très constructives. Ces travaux ont été réalisés dans la région grâce à l'appui et aux contributions du service géologique d'Iran, de l'université Tarbiat-Modarres (Téhéran), et du programme de Coopération franco-iranien du ministère des Affaires étrangères dans le domaine de la géologie. Jean-Claude Philippet et Joseph Cotten à Brest, sont chaleureusement remerciés pour leurs contributions majeures respectives dans la datation isotopique et l'analyse géochimique des échantillons.