La déformation ductile, parfois intense, et la fracturation rendent toujours délicate l'interprétation de la nature des contacts entre les unités structurales de la région. Cependant, l'étude de zones-clés et la découverte de quelques rares fossiles ont permis de dresser une colonne lithostratigraphique synthétique (Fig. 1C).

Les roches les plus anciennes, d'âge pré-Jurassique, sont des roches à métamorphisme intense (micaschistes à grenats, staurotide, andalousite et sillimanite) qui ont été rapportées à des périodes très variables selon les auteurs : Furon [6] a proposé un âge Précambrien. La carte de Hamadan au 1:100000 indique un âge paléozoïque et/ou triasique mais, sur la base de découvertes paléontologiques [5], on les a attribuées (en partie ?) au Jurassique [3,4,14,15] ou au Crétacé supérieur [1,2], sans exclure toutefois la possibilité de l'existence de roches d'âge Paléozoïque à la base de la colonne.

Vers le haut de la colonne, les roches, des phyllades et schistes ardoisiers, sont moins métamorphiques. Les ardoises ont livré Arietites bisulcatus [18], Posodina alpina [5], Himmatoceras sp. et Pseudomatoceras sp. ? (carte au 1:100000 de Hamadan). Tous ces fossiles indiquent le Jurassique, les trois derniers datant plus précisément le début du Jurassique moyen. Des grès et des calcaires du Jurassique supérieur recouvrent les roches métamorphiques, là encore en apparente conformité structurale, sans d'autres caractéristiques notables que la présence de niveaux intraformationnels de conglomérats à l'intérieur des grès. La colonne se poursuit par des niveaux datés : grès rouges et calcaires sableux du Néocomien, puis grès et calcaires à Orbitolines du Crétacé inférieur. Une lacune importante succède à ces dépôts et les premiers niveaux cénozoïques sont des conglomérats, calcaires et marnes du Miocène inférieur et moyen discordants sur l'ensemble des terrains sous-jacents.

Trois éléments structuraux planaires successifs, S1, S2 et S3 ont été individualisés à l'échelle du terrain et à celle de la lame mince (Fig. 2A). Dans les roches les plus métamorphiques, les deux premiers correspondent à une foliation synmétamorphique et le troisième à une schistosité de crénulation. Dans les schistes, cependant, une seule schistosité synmétamorphique et une crénulation tardive sont visibles. Globalement, si l'on exclut, bien sûr, les paragenèses développées ultérieurement lors du métamorphisme de contact, le métamorphisme est contemporain de la déformation. De plus, l'absence d'une paragenèse spécifique pour chaque déformation montre que l'évolution métamorphique et structurale s'est probablement développée de façon continue au cours du temps, sans qu'il soit possible de discerner des « phases » thermiques ou des déformations nettement séparées dans le temps.

Du point de vue régional, on note que les formations de schistes et de phyllades, affectées par une évolution dynamo-métamorphique peu intense, sont disposées à l'extérieur d'une structure cartographique elliptique (Fig. 1B), d'une cinquantaine de kilomètres de grand axe, orientée NW–SE. Les enveloppes internes sont, quant à elles, constituées de roches affectées par un métamorphisme plus intense à grenat, staurotide et sillimanite. Le cœur de la structure est occupé par un complexe magmatique, le granite d'Alvand, dont les paragenèses de contact se superposent aux minéraux syncinématiques. Des observations de terrain préliminaires montrent que la foliation est engagée dans une forme en dôme, centrée sur le cœur de la structure métamorphique.

La datation de ces évènements a été abordée à partir de la mesure d'âges par la méthode ⁴⁰K–⁴⁰Ar de minéraux séparés à partir de 14 échantillons prélevés dans les divers membres de ce complexe, qui perce les formations sédimentaires datées du Jurassique, c'est-à-dire dans les gabbros situés sur la bordure septentrionale de la masse des granitoïdes, dans les filons de diorite quartzique recoupant ces granitoïdes et dans ces granitoïdes, dans les granites à grenat et les migmatites spatialement associés, dans les schistes à staurotide situés sur la bordure orientale du complexe, enfin dans la masse de pegmatite développée dans les schistes à sillimanite.

Les résultats sont présentés dans le Tableau 1 et sur la Fig. 3 et appellent les commentaires qui suivent. Les résultats obtenus sur amphiboles, muscovites et biotites séparées, qui sont les chronomètres KAr les plus fiables, sont interprétés en tant qu'âges de fermeture isotopique [22] de ces minéraux. Ils se répartissent entre 114 Ma, pour les plus anciennes amphiboles d'amphibolites (B597, Tableau 1) dans les schistes à staurotide et 60 Ma pour les biotites des granites à grenat (B514, Tableau 1). Ces résultats, isolés du groupe, mériteront d'être réexaminés ultérieurement.

Les biotites des gabbros, diorites et granites donnent des âges compris entre 91 et 82 Ma, qui peuvent indiquer une phase de granitisation majeure, précédée par des corps basiques.

Les muscovites des veines granitiques présentes dans les migmatites et des masses de pegmatite donnent des âges plus récents, compris entre 78 et 68 Ma, indiquant une probable activité filonienne.

Les relations chronologiques entre magmatisme et métamorphisme ne sont pas encore précisément établies, mais on pressent la quasi-contemporanéité de la phase de granitisation et du métamorphisme de haute température.

Les résultats obtenus sur les fractions feldspathiques, calco-sodiques ou sodi-potassiques, sont en discordance avec ceux fournis par les amphiboles ou micas provenant des mêmes échantillons : des âges plus récents (40 à 50 Ma) sont obtenus sur les feldspaths des amphibolites dans les schistes ; des âges un peu plus anciens (86 à 89 Ma) sont obtenus sur les feldspaths des granites associés aux migmatites. Les résultats divers et plus anciens de 135 à 148 Ma, de 200 Ma et 400 Ma de feldspaths de granites et pegmatites (Fig. 3) restent d'interprétation délicate sans données complémentaires, en particulier celles que pourraient fournir des spectres ⁴⁰Ar–³⁹Ar tracés par paliers de température. Ces résultats, qui sont liés à la présence vraisemblable d'excès d'argon apparus au cours des phénomènes de fusion qui ont localement affecté les unités, ne peuvent être géologiquement qualifiés.

La colonne stratigraphique montre une apparente continuité dans un ensemble mésozoïque (et paléozoïque dans ses parties les plus profondes ?), recouvert en discordance par des niveaux miocènes.

Le métamorphisme syncinématique décroît (Fig. 1C) à l'intérieur de la colonne et, à l'échelle d'investigation, on peut tout au plus admettre deux discontinuités thermiques, ou penser à des variations localement très rapides du gradient métamorphique. On passe ainsi des micaschistes à grenat, staurotide et sillimanite de la base de la colonne aux schistes et phyllades jurassiques du centre et aux roches non ou très peu métamorphiques du Crétacé inférieur, au sommet. Parallèlement, les structures syncinématiques deviennent de moins en moins pénétratives depuis le centre métamorphique de la structure vers ses bordures sédimentaires.

La localisation des roches les plus métamorphiques et des roches plutoniques au centre de cette structure et la forme en dôme dessinée par la foliation et la schistosité synmétamorphiques suggèrent qu'il s'agisse d'un dôme gneissique. La séquence d'événements majeurs se situe au cours du Crétacé supérieur. Les arguments structuraux actuellement disponibles sont cependant insuffisants pour affirmer le caractère extensif de la déformation. L'hypothèse d'un dôme gneissique dans cette région est a priori confortée par la démonstration faite de leur développement ailleurs dans la ZSS [17], à la suite de la déformation éo-cimmérienne.

À la différence des autres secteurs récemment étudiés dans la zone de Sanandaj–Sirjan, on ne retrouve ici, ni la trace d'un épisode de rifting paléozoïque ni, surtout, les premières paragenèses de moyenne à haute pression, peut-être totalement effacées par le flux thermique lié à la mise en place du complexe granitique d'Alvand. Ici, l'événement majeur tectonique, métamorphique de haute température et magmatique, est daté aux alentours de 82 Ma.

Like in other metamorphic complexes, two questions are to be solved concerning their age: first, what was the stratigraphic age of the para-metamorphic sequences and, second, at what time the metamorphic evolution did occur.

Very different ages were proposed for protholiths in the Hamadan area: Furon [6] attributed a Precambrian age, but this was later refuted on the basis of some rare fossils [5] that allowed the rocks to be dated as Jurassic. Since, a Triassic–Jurassic age is generally favoured, although the 1:100 000 geological map of the Hamadan by the Geological Survey of Iran still suggests a Palaeozoic and/or Triassic age. From the presence of palaeontologically dated Jurassic sequences in the deformed rocks, it is concluded here that a Mesozoic age, most probably Jurassic, for the protholith is the best choice.

Similarly, different ages were proposed for the first metamorphism: either Precambrian [6], or Jurassic [3–5,14,15], or Upper Cretaceous [1,2]. From a microtectonic study in the metamorphic rocks, Berberian and Alavitehrani [2] concluded that S1 developed during the Upper Cretaceous, contemporaneously with a thermal peak, and post-Eocene S2 developed during the Tertiary. Considering the presence of Jurassic fossils in the slates and a supposed angular unconformity between Upper Jurassic and Lower Cretaceous rocks in Koh e Khangormaz, Braud [3] concluded that metamorphism and deformation took place during the Jurassic. However, both Jurassic and Cretaceous rocks were affected by tectonic phases owing to same orientations and trends. Additionally, the metamorphism extended from the slates to Cretaceous sediments, which show clear evidences of recrystallization. As it is shown in Fig. 1C, Cretaceous sedimentation stopped in the area by the end of Lower Cretaceous, probably because deformation and metamorphism started at that time.

The Alvand plutonic complex exhibits several petrographic facies, including basic, intermediate, and acidic rocks. Gabbros are exposed in the northern and southern parts of the massif, east of Toyserkan. Dioritic injections are within the granitoids that are the most exposed rocks across the area, varying from tonalite to granite. Major minerals are plagioclase, potassium feldspar, and quartz. Biotite is a common mafic mineral, with rare zircon, apatite and tourmaline. Almost all the granitoids, we have analysed essentially for major elements, show a calc-alkaline parentage, while gabbros are rather tholeiitic [16].

Metamorphic, plutonic and veins rocks were crushed in order to separate amphiboles and feldspars from amphibolites, muscovite and/or biotite and feldspars from granitoid and pegmatitic samples. Separation, initiated with a electromagnetic separator (Isodynamic Frantz), was achieved by individual hand picking under microscope. Argon extractions and analyses were performed using the under high-vacuum total fusion of the mineral grains and the subsequent cleaning and purification of the extracted gases, using hot titanium sponge furnaces. The isotopic analysis of argon was performed by mass-spectrometry techniques and included its previous isotopic dilution with ³⁸Ar spike, buried as ions in an Al target. Potassium was measured using Atomic Absorption Spectrometry, and measured concentrations were averaged after two separated chemical attacks and analyses.

Fourteen samples have been collected for ⁴⁰K–⁴⁰Ar dating purpose, mainly for separated minerals from the most representative facies in the whole complex:

• – the gabbros located at the northern edge of the main granite body, the quartz diorite lodes in the granitoid mass and this mass itself;
• – the garnet granites and the space associated migmatites, and the staurolite schists and the pegmatite veins within the sillimanite schists.

Results that could be interpreted as isotopic closure ages [22] are listed in Table 1 and are calculated using the constants recommended in [19], with errors estimated at one sigma level, following the proposal in [11]. They are also presented in the diagram of Fig. 3. The major part of the ages from separated amphiboles, muscovites, and biotites are comprised between 114 Ma (age for amphiboles from amphibolites within the staurolite schists) and 60 Ma (ages of biotites separated from garnet granites).

Since biotites (B636 and B635, Table 1) from enclaves have secondarily crystallized within diorites and gabbros, respectively, in relation with granitoid injections [21], the emplacement of mafic terms of the Alvand complex predated the granitoids. These minerals, together with those separated from granites (B629 and B566, Table 1), give ages ranging from 91 to 82 Ma, and corresponding to a major granitic event, occurring shortly after the emplacement of basic bodies.

Muscovites from granite veins within migmatites and pegmatites yield younger results between 78 and 68 Ma, indicative of a huge filonian activity. Most of these results are in agreement with the reported KAr ages of minerals from Hamadan and Broujerd areas [12,21].

The results given by feldspars separated from these same rocks are in discordance with these ages: 50 to 40 Ma for those separated from amphibolites within schists, 89 to 86 Ma for those separated from granites associated with migmatites; lastly, results ranging from 148 to 135 Ma and even very high ages between 400 and 200 Ma are reported in Fig. 3.

These results correspond to probable redistributions of excess argon, originating during the local fusion of materials. No available interpretation could be given for these ages without resorting to ⁴⁰Ar–³⁹Ar experiments on these minerals. Field relations clearly show that the granitic complex intrudes Jurassic sedimentary units.