1 Introduction

The northwest–southeast-trending Sanandaj–Sirjan zone of Iran (Fig. 1) is considered to represent the old continental margin of the Central Iran Block, accreted to the Arabic plate at the end of the Tethys ocean closure (Fig. 2). The present paper gives preliminary results obtained from the Neyriz area (ESE of Shiraz). It deals specifically with the metamorphic complexes that are thrusted onto the Tethyan ophiolites (Figs. 2 and 3).

2 The metamorphic rocks

3 The synmetamorphic structures and the regime of the deformation

The fundamental foliation is determined by the planar disposition of many metamorphic minerals especially the phyllosilicates. The paragenesis is indicative of the amphibolite facies at the base and greenschists at the top of the column. Acicular minerals such as the amphiboles determine a mineral lineation that is often – not always – NW–SE trending (Fig. 4). At the microscopic scale, the foliation appears to be composite: a first S₁ foliation is refolded by F₂ folds in the limbs of which it is parallel to the S₂ foliation. Contemporaneous shear planes develop, along which the S₁₋₂ foliation is itself parallelized during the development of the antiformsand synforms in the retrograde phase of the same metamorphism.

4 Geochemistry and isotopic chronology

The trace element compositions of the analysed amphibolites are presented in Fig. 6; at least two types of normalized against primitive mantle [21] multielemental patterns can be recognized among these representations: one, with a positive Nb anomaly and TiO₂ contents in the range 1.7–3.5 wt% is typical of alkaline magmas, possibly related with rifting process; the other, with a negative Nb anomaly is typical of arc-related basic magmatism.

⁴⁰K–⁴⁰Ar mineral ages (Table 1) (mainly amphiboles and micas) are located along a NE–SW cross-section (Fig. 5) ending in the Chah Dozdan plutonic massif dated at 165 Ma on separated biotites. Old amphibole ages (777 and 458 Ma) are linked to probable excess argon, as already published [5] for the Kor e Sefid gneisses. All other results are distributed in several clusters between 300 and 60 Ma: amphiboles and micas between 300 and 200 Ma, amphiboles in the range 175–135 Ma, micas in the range 105–93 Ma and at 70 Ma. These ages date probably the successive stages of exhumation. The oldest stratigraphical levels of Lower Palaeozoic age, and perhaps of Upper Precambrian, were deeply buried and consequently have suffered the most intense and the longest thermal flux; synkinematic metamorphic minerals were developed after Permian times, but before Jurassic ones, at a period corresponding with the so-called Eo-Cimmerian orogeny.

Tableau 1

Tableau des âges ⁴⁰K–⁴⁰Ar mesurés sur des fractions minérales séparées à partir d'amphibolites, micaschistes et gneiss des antiformes et synformes métamorphiques et du massif granodioritique de Chah Dozdan et des cornéennes du massif de gabbro de Chah Ghand. Les âges sont calculés selon les constantes préconisées dans [18] et les incertitudes à $\pm 1\sigma$ suivant les équations dans [9]

⁴⁰K–⁴⁰Ar ages of separated minerals from amphibolites, micaschists and gneiss in the metamorphic antiforms and synforms and from the Chah Dozdan granodioritic massif and the hornfels from the Chah Ghand gabbro massif. Ages are calculated using constants in [18] and errors at one sigma level are quoted following the equations in [9]

Échantillon	Site	Localisation	Groupe	Type pétrographique	Fraction datée	Âge ± inc.	K2O	40ArR	40ArR	Numéro
		coupe Fig. 5				(Ma)	(%)	(10−7cm3 g−1)	(%)	d'analyse
00SH303	2	Chahanjiran	2	gneiss amphibolitique	mica blanc et biotite	61,4 ± 1,5	1,96	39,45	60,0	5815
00SH180	2		2	amphibolite	amphibole	82,2 ± 4,3	0,45	12,19	60,7	5540
99SH34	1		2	gneiss		94,4 ± 1,5	7,96	248,80	83	5246
99SH89	2		2	amphibolite	plagioclase	50,2 ± 1,9	0,64	10,49	28,8	5543
					amphibole	117,2 ± 1,9	0,70	27,33	71,9	5544
00SH309	1	Seghalaton	2	amphibolite	amphibole	124,0 ± 6,9	0,09	3,73	50,2	5880
99SH87	1		2	migmatite	amphibole	142,2 ± 7,4	0,41	19,55	70,6	5518
00SH302	2		2	migmatite	amphibole	145,1 ± 4,2	0,28	13,64	84,4	5897
00SH296	1		2	gneiss amphibolitique	amphibole	154,7 ± 3,6	0,83	43,21	88,6	5868
00SH294	1		2	amphibolite à grenat	amphibole	175,8 ± 5,1	0,50	29,76	90,3	5896
00SH314	2	Kuh e Sorkh	3	métagabbro	amphibole	310,3 ± 9,1	0,25	27,28	73,3	5875
00SH278	3	Ouest de Ghori	2	mica sur la foliation	mica blanc	105,8 ± 6,0	0,23	8,08	40,0	5825
				des marbres		106,1 ± 5,9		8,10	45,2	5827
00SH293	4	Kuh Loghun	3	enclave de micaschiste	biotite	69,5 ± 1,6	9,44	215,50	75,9	5842
				dans les gneiss		69,4 ± 1,6	9,44	215,40	81,5	5843
00SH292	4		1	granito-gneiss	mica blanc et biotite	93,5 ± 2,2	10,47	324,00	89,0	5813
00SH130	5		3	amphibolite	amphibole	135,0 ± 7,6	0,23	10,39	38,7	5534
00SH141	5		3	micaschiste	mica blanc	142,1 ± 2,2	7,94	378,40	88,6	5508
00SH163	4	Sud de Chah Harigan	3	micaschiste à grenat	biotite	156,1 ± 2,4	4,18	219,80	86,2	5509
00SH135	5		1	dyke d'amphibolite dans les gneiss	plagioclase	178,0 ± 9,3	0,32	19,30	60,5	5535
					amphibole	204,7 ± 3,1	1,00	69,89	91,9	5536
00SH285	6		1		mica blanc	103,3 ± 2,4	7,67	259,40	87,1	5844
						103,4 ± 2,4		259,70	89,1	5845
00SH287	7		1	gneiss amphibolitique	amphibole	204,8 ± 4,7	0,88	61,52	94,4	5895
00SH281	6	Kor e Sefid	1	gneiss	biotite	90,8 ± 2,1	5,50	165,00	76,4	5826
00SH144	8		1	gneiss	biotite	95,7 ± 3,1	6,80	215,50	77,2	5490
00SH204	8		1	métagabbro	amphibole	184,0 ± 2,8	0,56	34,97	85,8	5519
00SH331	8		1	micaschiste	biotite	191,1 ± 4,4	7,30	474,40	90,0	5846
						187,5 ± 4,3	7,30	465,10	88,2	5847
00SH155	8		1	amphibolite	amphibole	223,7 ± 11,5	0,36	27,63	81,9	5537
00SH382	7		3	micaschiste	biotite	245,3 ± 5,7	7,89	668,40	81,7	5814
00SH283	8		1	amphibolite massive non foliée	amphibole	255,6 ± 13,9	0,30	26,56	76,4	5889
00SH207	8	« noyau » amphibolitique	1	migmatite	amphibole	239,1 ± 3,7	0,54	44,51	88,5	5520
					plagioclase	539,7 ± 4,11	0,175	35,49	74,9	5548
99SH51			1	granite d'anatexie	roche totale	331,4 ± 5,3	0,78	91,47	76,1	5247
00SH324	8	« noyau » amphibolitique	1	amphibolite foliée	amphibole	458,0 ± 10,5	0,50	84,04	93,7	5869
00SH280			1	dyke d'amphibolite dans les gneiss	amphibole	649,4 ± 18,7	0,54	136,10	95,3	5882
99SH95b			1	dyke d'amphibolite dans les gneiss	amphibole	777,9 ± 11,7	0,60	188,10	96,2	5545
99SH78	9	Chah-Ghand		cornéenne autour du gabbro	biotite	159,0 ± 5,0	5,15	275,90	90,1	5500
00SH242	9	Chah-Dozdan		granodiorite	biotite et muscovite	165,3 ± 5,3	6,69	372,90	90,5	5499
00SH244	9			cornéenne autour de la granodiorite	biotite	167 ± 5	4,85	273,70	91,6	5491

5 Conclusions

Au sud de l'Iran, plusieurs zones structurales majeures (Fig. 1), définies depuis longtemps [4,20, etc.], séparent le bloc composite d'Iran central de la chaı̂ne plissée du Zagros qui constitue elle-même une partie de la plaque arabe. Ce sont, du sud-ouest au nord-est (Fig. 2) :

• – un complexe ophiolitique, comprenant des roches basiques et ultrabasiques et des roches sédimentaires, souvent turbiditiques ; c'est un élément du « croissant ophiolitique péri-arabe » [13] dont on retrouve les témoins, démembrés et dispersés, depuis la frontière turque, au nord-ouest, jusqu'au golfe Persique, au sud-est ; il est charrié sur la chaı̂ne du Zagros ;
• – la zone de Sanandaj–Sirjan [1,16,20,22, etc.], ou zone de Hamadan [17], étendue sur plus de 2000 km, chevauchante sur le complexe ophiolitique ; elle est surtout constituée de roches métamorphiques, qui font l'objet principal de cette note ;
• – la zone d'Ouroumieh–Dokhtar, un ensemble essentiellement magmatique et surtout d'âge Cénozoı̈que.

L'âge du complexe ophiolitique est connu depuis longtemps ; des niveaux sédimentaires du Jurassique au Crétacé supérieur y sont contenus [1 et références incluses] et des âges radiométriques du Crétacé supérieur ont été obtenus (par exemple, [6]). De même, sa signification géodynamique est assurée : il représente la lithosphère océanique néo-téthysienne qui s'est créée au Mésozoı̈que, lors du détachement de la « plaque de transfert » d'Iran central par rapport au Gondwana [14]. L'accrétion de cette plaque à la marge arabe au Crétacé supérieur–Éocène est responsable du plissement de la chaı̂ne du Zagros [1,4,14,20].

En revanche, les roches métamorphiques de la zone de Sanandaj–Sirjan sont moins bien connues. Leur description pétrographique reste souvent à compléter, en dehors de quelques études locales [2,3,10–12,14,15, etc.] et leur âge est encore mal assuré ; il est rapporté à des périodes variables selon les régions et les auteurs : Précambrien p.p. [14,22], Paléozoı̈que [2, etc.], Mésozoı̈que [3]. C'est pourquoi il n'existe pas, à ce jour, de consensus sur l'interprétation que l'on peut faire de leur évolution structurale : s'agit-il d'un socle ancien, précambrien ou peut-être paléozoı̈que, peu remanié, surmonté par des ensembles non métamorphiques permiens et mésozoı̈ques, ou bien toutes ces roches sont-elles des séries anciennes, précambriennes et paléozoı̈ques, qui ont été déformées et métamorphisées au cours du Mésozoı̈que ? À ces questions non résolues, on peut ajouter aussi l'interprétation à donner aux mouvements « éo-cimmériens », responsables d'une discordance majeure à la base des séries du Trias supérieur, souvent attribués à un épisode compressif [2,15, etc.].

C'est pour argumenter ces divers problèmes qu'une étude a été réalisée par l'un de nous (R.S.) [18] sur le terrain dans la région de Quri, partie de la zone de Sanandaj–Sirjan, située à l'est-sud-est de Chiraz (Figs. 2 et 3), complétée parallèlement au laboratoire par des analyses pétrologiques, géochimiques et géochronologiques. Les questions abordées dans le présent article concernent l'âge des protolites et la caractérisation de la structuration de ces roches métamorphiques.

Dans la région étudiée, les failles récentes ne peuvent brouiller la disposition des ensembles métamorphiques, sauf à masquer leurs prolongements sous les sédiments quaternaires. De même, les chevauchements « alpins », à vergence sud-ouest, se distinguent bien des structures synmétamorphiques [14] ; de plus, leur flèche est ici de faible amplitude. En revanche, les structures ductiles nécessitent d'être soigneusement prises en compte : c'est essentiellement une foliation plate, affectée par des synformes et des antiformes au cœur desquels se trouvent les terrains les plus anciens. Par ailleurs, la distribution géographique des ensembles stratigraphiquement datés montre que ceux-ci, d'âge paléozoı̈que terminal (permien), affleurent au nord de la région étudiée. Parallèlement, l'intensité du métamorphisme syncinématique diminue du cœur vers les flancs des antiformes et du sud-ouest au nord-ouest.

Six groupes lithologiques sont décrits ici, des plus anciens, les plus bas structuralement, aux plus récents.

• Groupe 1 : au cœur des antiformes affleurent des gneiss gris, qui comprennent des intercalations mineures d'amphibolites à grenats et de petits corps de granites d'anatexie clairs.
• Groupe 2 : sur le flanc des antiformes alternent des niveaux décimétriques à métriques de micaschistes à grenat, sillimanite et disthène, des calcschistes et des amphibolites affectés par une anatexie débutante.
• Groupe 3 : dans les synformes, des niveaux carbonatés marmorisés, d'épaisseur métrique à plurimétrique alternent avec des niveaux d'épaisseur réduite de micaschistes et de schistes. Une comparaison avec les séries sédimentaires d'Iran central suggère un âge dévonien pour ces niveaux. Cette attribution est corroborée par la présence de traces de coraux dévoniens dans des niveaux correspondants, là aussi métamorphiques, de l'ensemble de Dast e Ali, au nord de Chiraz (voir Hamdi et Houchmand–Zadeh in [2]).
• Groupe 4 : des schistes gris et des siltites sombres, avec des intercalations carbonatées de plus en plus fréquentes vers le sommet. Renferment, entre autres, Calyptosporites sp., Lævigatosporites, Polyedrxium sp., Ancyspora sp., Geminospora sp. et Retusotriletes sp., du Dévonien supérieur–Carbonifère inférieur [16].
• Groupe 5 : de grosses barres de calcaire bleu du Permien, à Sumatrina sp., Deckerella sp., Neoschwagerina ? [16], souvent concordantes sur les niveaux sous-jacents, contiennent des niveaux de brèches et des coulées volcaniques.

Des niveaux détritiques du Trias supérieur et du Jurassique, puis du Crétacé calcaire, reposent en discordance angulaire sur l'ensemble de la série sous-jacente.

Il est important de remarquer la présence d'un gradient continu décroissant de la déformation et du métamorphisme associé, des gneiss de base aux micaschistes, puis aux roches permo-carbonifères affectées par un métamorphisme de faible degré.

Les roches constituant les groupes 1 à 4 décrits ci-dessus avaient été regroupées autrefois par Ricou [14] dans l'ensemble de Ghouri (Quri), notre groupe 5 étant l'équivalent de son groupe de Qatrou (Qatrouyieh). Pour cet auteur, une discordance majeure sépare l'ensemble de Ghouri, alors supposé précambrien, de celui de Quatrou, d'âge permien. Deux types d'observations s'opposent selon nous à cette manière de voir : (i) les datations paléontologiques [16], confirmées par d'autres réalisées ailleurs dans la zone de Sanandaj–Sirjan [2,15], montrent l'âge paléozoı̈que des niveaux sous-jacents aux carbonates permiens ; (ii) les coupes que nous avons levées montrent non seulement l'absence d'une discordance angulaire entre les groupes 1 à 4, d'une part, et les niveaux permiens, d'autre part, mais encore une continuité sédimentologique et structurale entre les schistes dévono-carbonifères de notre groupe 4 et les niveaux permiens.

Dans les groupes 1 à 3, la foliation des amphibolites est constituée par la disposition planaire des cristaux de quartz et de feldspath et des plaquettes de phyllosilicates, ainsi que par les aiguilles d'amphiboles, qui déterminent une linéation minérale orientée souvent, mais non exclusivement, NW–SE (exemple : Fig. 4). Ailleurs, la foliation est définie par de gros cristaux de mica noir, de quartz et de feldspath dans les gneiss, par des cristaux de quartz, de micas blancs et de biotites, plus rarement de chlorite, dans les micaschistes, ou bien par la calcite dans les calcschistes. À ces minéraux s'ajoutent les grenats et le disthène. À l'intensité du métamorphisme près, la foliation est la même dans tous les échantillons métamorphiques étudiés, bien qu'on observe un gradient de déformation décroissant depuis les gneiss, à la base, jusqu'aux schistes carbonifères et permiens. À l'échelle régionale, c'est la structure la plus évidente, à première vue la plus ancienne. Elle est notée ici S₁. Dans les niveaux du groupe 4 et parfois dans le Permien du groupe 5, cette foliation passe progressivement à une schistosité qui s'accompagne de recristallisations moins évidentes.

Souvent, des différences lithologiques à l'échelle de la lame mince s'interprètent comme la trace d'un ancien litage sédimentaire S₀. C'est particulièrement le cas dans les calcschistes où de minces lits carbonatés alternent avec des lits détritiques, quartzo-micacés. Parfois, des horizons quartzeux, anciens lits gréseux des tufs ou des sédiments marneux, sont visibles, plissés et boudinés, dans les amphibolites.

Cette foliation fondamentale est affectée par des plis fermés, toujours sub-isoclinaux ; leurs charnières sont gonflées et séparées de leurs flancs, eux-mêmes boudinés. Ces plis postérieurs à la foliation sont des plis P₂. Sur les flancs, leur foliation de plan axial est parallèle à la foliation S₁ et on parlera donc d'une foliation composite S₁₋₂ (voire S₀₋₁₋₂, puisqu'elle est souvent parallèle au litage sédimentaire). Ce n'est qu'à la charnière des plis P₂ qu'on peut observer une différence entre la foliation S₁ et la foliation S₂. Même s'ils sont souvent dilacérés, avec les charnières dissociées de leurs flancs, les microplis P₂ visibles à l'échelle de la lame mince, et parfois les plis observés à l'échelle de l'affleurement, montrent souvent une dissymétrie indicative d'un couple cisaillant exercé durant leur développement.

Les plans de foliation correspondent à des plans d'aplatissement, de néoformation et/ou de recristallisation. Ils sont obliques sur des plans pour lesquels la présence et la géométrie des porphyroclastes et des blastes montrent qu'ils ont agi comme des plans de mouvement. Ce système C/S délimite des lentilles de cisaillement. Sur les bordures des amandes, la foliation a tourné suffisamment pour se disposer presque parallèlement aux plans de cisaillement.

Au total, donc, la foliation fondamentale est une foliation polyphasée cisaillante, dans laquelle les marqueurs microstructuraux rendent compte de mouvements développés au départ obliquement sur les plans de cisaillement mais qui, au fur et à mesure du développement de la déformation, tendent à se concentrer sur des plans très proches de la foliation, voire à se confondre avec elle. La fin de la déformation s'effectue dans le faciès des schistes verts.

Les observations structurales résumées plus haut montrent que les antiformes sont des dômes à cœur gneissique, développés au cours d'une déformation progressive. Le premier stade de la déformation est l'acquisition d'une foliation fondamentale, affectée ensuite par des plis P₂ et des cisaillements développés en conditions encore synmétamorphiques.

Les principaux critères cinématiques que nous avons étudiés sont la dissymétrie des plis P₂ et les sens de cisaillement déduits des linéations minérales et des systèmes C/S. A chaque fois qu'on a pu les observer, les plis P₂ des micaschistes montrent une asymétrie divergente par rapport à l'axe du dôme. Leurs axes sont souvent dispersés dans leur plan axial parallèle à la foliation et, dans les calcschistes, les plis P₂ sont très souvent des fourreaux étirés dans la ligne de plus grande pente du flanc du dôme. Les systèmes C/S montrent, à chaque fois, quelle que soit l'échelle d'observation, le caractère de zone faillée ductile à jeu normal sur le flanc des dômes. Les linéations minérales sont surtout, mais non exclusivement, celles des amphiboles des groupes 1 et 2. Dans les amphibolites des gneiss, elles sont orientées ordinairement NW–SE, avec un pitch de 10 à 20° dans l'une ou l'autre direction. Dans les micaschistes, en revanche, leur direction est proche de celle de la ligne de plus grande pente de la foliation porteuse.

Tous ces critères sont les indicateurs d'une tectonique extensive développée en conditions synmétamorphiques sur les flancs des dômes. La symétrie des dômes et, en particulier, la similitude des structures sur leurs flancs de part et d'autre de l'axe, la présence de plis divergents de part et d'autre du dôme et, enfin, l'absence d'une grande faille de détachement suggèrent que ces dômes sont des structures diapiriques. Précisons cependant qu'une forte composante transcurrente dextre entre en jeu dans leur développement ; elle se traduit par leur forme allongée et par le développement de la linéation souvent peu plongeante dans les gneiss.

Ainsi, une foliation métamorphique individualisée dans un stade précoce de la déformation, contemporaine de l'anatexie débutante, est progressivement ployée en antiformes et synformes au cours du développement et de l'ascension des dômes diapiriques. C'est au cours de leur ascension que la décompression des séries métamorphiques et la déformation des isogrades/isothermes se réalisent.

Les affinités géochimiques des laves basiques, protolithes des amphibolites, peuvent être identifiées notamment à partir des spectres multiélémentaires (Fig. 6) normalisés au manteau primitif [21]. Ce sont des laves d'arc basiques faiblement potassiques, à anomalie négative en Nb (spectres caractéristiques montrés dans la Fig. 6A), ou des basaltes alcalins (SiO₂ : 48 à 51 %), riches en titane (TiO₂ > 1,7 % et jusqu'à plus de 3,5 %) (Fig. 6B).

Les âges ⁴⁰K–⁴⁰Ar, calculés selon les constantes dans [19] sont présentés dans le Tableau 1, avec les incertitudes calculées selon [9]. Les échantillons datés sont replacés sur la coupe NE–SW qui montre la succession d'anti- et synformes jusqu'au massif granodioritique de Chah-Dozdan (Fig. 5) daté sur biotite à 167 Ma. Les résultats obtenus sur minéraux finement séparés, amphibole et plus rarement feldspath plagioclase pour les amphibolites, mica blanc et/ou biotite pour les micaschistes, les gneiss et les migmatites, appellent les commentaires suivants.

Les âges des amphiboles et plagioclases extraits d'échantillons provenant des sites 7 et 8 de la coupe (Fig. 5) sont étalés entre 777 et 458 Ma et reflètent de très probables excès d'argon. Ces résultats n'ont donc pas de valeur d'âge géologique, tout comme ceux obtenus sur des roches de même type du complexe de Kahnuj, au sud-est de la région étudiée [7] : les excès d'argon supposés pour expliquer ces âges très élevés et dispersés ont été depuis identifiés clairement sur la base de données nouvelles ⁴⁰Ar–³⁹Ar, non publiées à ce jour. On peut faire une interprétation comparable des âges de 362 et 404 Ma (in [5]) des gneiss du Kor e Sefid.

Les autres âges se répartissent en plusieurs groupes entre 300 et 60 Ma : des amphiboles et des biotites datées entre 300 et 200 Ma, des micas blancs et des biotites au voisinage de 100–90 Ma, tous minéraux séparés à partir de roches métamorphiques provenant des sites 6, 7 et 8 de la coupe (Fig. 5). En poursuivant cette coupe vers le sud-ouest, les sites d'échantillonnage, numérotés 3, 4 et 5, exposent des roches dont les biotites, micas blancs et/ou amphiboles sont datés à respectivement 156, 142 et 135 Ma, ou sont encore plus récents (biotites et des micas blancs de 105 à 93 Ma et à 70 Ma). Un spectre d'âges assez comparable caractérise les minéraux provenant de roches des sites 1 et 2 de la coupe : les amphiboles sont datées entre 176 et 145 Ma, avec cependant quelques âges plus récents. C'est d'ailleurs à proximité de ce site que des biotites d'amphibolites à grenat du Kuh e Seghalatun ont été datées à 87 Ma (spectre ⁴⁰Ar–³⁹Ar) in [8].

Ces âges isotopiques sont interprétés comme ceux du passage des différents chronomètres utilisés au-dessous de leur température de fermeture isotopique respective. D'un point de vue structural, ces âges semblent dater les étapes de l'exhumation de la foliation. Enfin, en divers lieux, l'anatexie locale a été présente. D'une façon globale, on peut noter qu'en dehors des âges très élevés et dispersés que nous relions à des excès d'argon, l'intervalle des âges qui caractérise chaque site de prélèvement, d'une part se réduit, d'autre part « rajeunit », lorsqu'on se déplace du nord-ouest au sud-est de la zone.

Lors du développement du métamorphisme synschisteux : (i) les horizons stratigraphiques les plus anciens du Paléozoı̈que inférieur, peut-être du Précambrien supérieur, parce qu'ils étaient les plus profondément enfouis, ont été soumis à un flux thermique plus intense et plus durable que ceux du Paléozoı̈que supérieur, actuellement situés au nord-est de la région ; (ii) l'âge du développement des minéraux de métamorphisme, c'est-à-dire l'âge du métamorphisme syncinématique, est antérieur au plus ancien des âges isotopiques ⁴⁰K–⁴⁰Ar présentés ; il est post-Permien et ante-Jurassique et correspond très vraisemblablement à ce qui est connu sous le nom de mouvements éo-cimmériens. Par la suite, les niveaux les plus métamorphiques ont été exhumés et amenés au niveau des roches moins métamorphiques. Cette exhumation lente et retracée à partir des âges isotopiques des minéraux du métamorphisme s'exerce durant tout le reste du Mésozoı̈que pour s'achever vers la fin du Crétacé.

Les protolites des roches qui constituent les complexes para-métamorphiques de Neyriz sont paléozoı̈ques et la concordance des calcaires permiens sur les niveaux carbonifères sous-jacents implique l'absence, ici, des mouvements hercyniens.

La région a subi une déformation majeure qui, développée avant le début du Trias supérieur, correspond à la phase éo-cimmérienne des auteurs. Cette déformation affecte, avec une intensité variable, l'ensemble de la colonne paléozoı̈que ; elle se traduit, dans les horizons les plus anciens de la colonne, les plus profondément enfouis à l'époque, par une foliation pénétrative contemporaine d'un métamorphisme de faciès amphibolite. Plus haut dans la colonne paléozoı̈que, cette structure passe, en continuité, à une simple schistosité. La déformation et le métamorphisme associé correspondent au développement de dômes gneissiques diapiriques à cœur gneissique.

Les roches qui ont subi cette déformation synmétamorphique sont exhumées progressivement tout au long du Mésozoı̈que, avant l'accrétion du bloc d'Iran central et de sa marge méridionale, la zone de Sanandaj–Sirjan, au domaine arabe du Gondwana.