Геология Центрального массива

— Центральный массив один из двух крупнейших фундамента массивов во Франции , второй — Армориканский массив . Геологическая эволюция Центрального массива началась в позднем неопротерозое и продолжается по сей день. Он сформировался в основном под воздействием каледонской складчатости и варисканской складчатости . Альпийская складчатость также оставила свой отпечаток, вероятно, вызвав важный кайнозойский вулканизм . Центральный массив имеет очень долгую геологическую историю, подчеркнутую возрастом циркона, начиная с архейского периода 3   миллиарда лет назад. Структурно он состоит преимущественно из сложенных метаморфических фундамента покровов .

Введение

Географическое положение Центрального массива во Франции.

Обнажения фундамента Центрального массива имеют примерно очертания стоящего на вершине треугольника. Из-за своих размеров – 500 километров в длину и 340 километров в ширину – Центральный массив участвует в нескольких тектоно-метаморфических зонах, образовавшихся во время варисканской складчатости. Основная часть массива принадлежит Лигеро-Арвернской зоне , иногда называемой также микроконтинентом Лигерия . Своей северо-восточной оконечностью, Морваном , он впадает в Морвано-Вогийскую зону , которая дальше на восток становится Молданубской зоной . Все эти зоны составляют внутреннее ядро ​​Варисканского орогена в Европе , которое характеризуется следующими чертами:

• Он содержит остатки океанической коры , которая была субдуцирована в силурийском и девонском периоде .
• Приближение Гондваны с юга к кадомскому микроконтиненту Арморика (и дальше на восток к Саксотурингскому Среднегерманскому кристаллическому поднятию ) вызвало континентальное столкновение, рассекшее фундамент на несколько крупномасштабных покровов и отбросившее их в южных направлениях.
• После надвига ороген был эксгумирован диахронно. Эксгумация началась в западной и северной части Центрального массива уже в верхнем девоне ( фране ) 380 миллионов лет назад, тогда как южная часть была поднята значительно позже (в турне , 350 млн лет назад). Вогезы в восточнее были подняты еще позже – в конце Визеана 330 г. н.э.

На крайнем юге Центральный массив является частью зоны Монтань-Нуар . Эта зона вместе с Пиренеями образует микроконтинент Аквитанию ; он больше не состоит из покровов фундамента, а содержит низкосортные палеозойские осадочные покровы, гравитационно соскользнувшие на юг от поднимающегося неопротерозойского фундамента.

География

Центральный массив пересечен крупными зонами разломов, разделяющими его на несколько пространственных областей.

Самой важной линией разлома, вероятно, является линия Силлон-Уйлер, простирающаяся на северо-восток-юго-юго-восток , 250-километровый сброс с сильным левосторонним разломом. Силлон-Уйе отделяет невулканическую западную часть от вулканической центральной и восточной части. Дальше на юг он становится Тулузским разломом .

Олигоценовый проникает почти на Лиманский грабен 150 километров в Центральный массив с севера и почти успевает прорваться в сторону Гранд-Косса .

Узкая центральная часть к западу от этой системы грабенов несет стратовулканы , такие как Канталь – самый высокий щитовой вулкан в Европе – и Мон-Дор (включая самую высокую точку массива, Пюи-де-Санси ), а также маар и кратеры взрыва Шэн -де-Пюи. дальше на север.

Восточная часть простирается от Морвана на северо-востоке до Севенн на юге. На востоке он ограничен Бресским грабеном и его продолжением в Нижний Дофине . Изменение высоты в сторону грабенов весьма резкое. Грабеновые структуры вдоль юго-восточного края уже составляют часть океанического Лигуро-Провансальского бассейна . Восточная часть далее подразделяется грабеном Роанн и его южным продолжением Plaine du Forez . Он также прорезан пермским сдвиговым бассейном Бланзи – Ле Крезо, простирающимся в северо -восточном направлении, который отделяет Морван от основного массива.

Важный участок восточно-юго-западно-северо-западного простирания расположен вблизи Фижака и Деказвиля, почти полностью отделяя Руэрг и Гору Нуар на юге от основных обнажений фундамента.

В целом Центральный массив представляет собой асимметричную плиту фундамента, поднятую на его южной окраине Пиренейской складчатостью, а вдоль восточной окраины - Альпийской складчатостью. По этим окраинам он очень круто спускается к окружающим грабенам. На этих окраинах также видны самые высокие возвышения: плита слегка наклонена на северо-запад, где породы фундамента исчезают под мезозойским чехлом Аквитанского бассейна и Парижского бассейна . Эта несколько упрощенная модель местами нарушена линиями разломов и грабеновыми структурами – например, как уже упоминалось, самая высокая точка массива расположена в центральной части (Пюи-де-Санси, достигающая кульминации на высоте 1886 метров).

Тектоно-метаморфические домены

Породы кристаллического фундамента Центрального массива (в основном гнейсы и метаморфические сланцы ) М. Ченевой (1974) разделил на три тектоно-метаморфические области:

• Арверн Домен ( Овернь )
• домен Рутено-Лимузен ( Руэрг – Лимузен )
• Севеноль Домен ( Севенны )

Домен Арверн

Положение Центрального массива в Варисканском орогене в Европе

Неопротерозойские парагнеи области Арверн близ Нонтрона , Дордонь. Светлый слой граувакки будинирован и круто падает на ССВ.

Домен Арверн структурно является самым нижним доменом параавтохтонного характера. Он окружает высокие подвалы, такие как купол Сен-Матье , купол Сюссака или огромное Плато де Мильваш . Все эти тектонические окна в нижний фундамент расположены в невулканической западной части. Более непрерывные обнажения области Арверн можно найти в Оверни (отсюда и название), западном Марке , северном Морване , Лионе и Ливрадуа ( Верхний Алье ).

Метаморфические породы с высокой степенью метаморфизма - по существу, амфиболитовая фация с условиями среднего давления и высоких температур - первоначально отлагались в виде толщ флиша вдоль Гондваны северного континентального склона . Эта флишевая толща состояла из монотонных, ритмично переслаивающихся глинистых ( пелитов ) и песчаных ( граувакков ) отложений, достигающих местами ошеломляющей мощности — 15 километров. Его средняя часть содержит бимодальные вулканические отложения мощностью несколько тысяч метров. Преобладает материал риолитового состава, но толеитовые базальты , редкие перидотиты и карбонатные встречаются линзы. Первоначально возраст этой неопротерозойской последовательности оценивался в 650 миллионов лет, однако недавно ее возраст был уменьшен до 600–550 миллионов лет назад ( Эдиакарский период ).

Отложения домена Арверн были метаморфизованы в основном во время акадской фазы каледонского складчатого образования около 400–350 миллионов лет назад. Давление достигало 0,6–0,8 ГПа при глубине захоронения около 20–25 километров при градиенте температуры 20–25 °С на километр. Первоначальная осадочная последовательность трансформировалась в мигматиты в ее основании, за которыми следовали гнейсы , слюдяные сланцы и, наконец, серицитовые сланцы и хлоритовые сланцы наверху, причем сланцы наверху метаморфизировались только в условиях зеленосланцевой фации . Вулканогенный лептиниты материал метаморфизован . и амфиболиты в

В эту метаморфическую последовательность включены также оженгнейсы , возникшие из расслоенных ортогнейсов , которые, в свою очередь, представляют собой порфировые гранитоиды, датируемые примерно 500 млн лет назад ( фуронгский век ).

Русино-Лимузенский домен

Метаморфические породы области Рутено-Лимузен встречаются только в Лимузене, Руэрге, восточном Марке, Шатеньере , южном Маржериде и в западных частях Севенн. Некогда осадочная последовательность начинается, как и в домене Арверн, но включает также палеозойскую толщу в ее верхней части. Палеозой начинается в нижнем кембрии мощной вулканогенной серией риолитового состава. Далее следуют датированные верхним кембрием, ордовиком и силуром .

В Лимузене Рутено-Лимузенский домен, как и Арвернский домен, подвергся исключительно акадскому фазовому метаморфизму. Однако в Руэрге на это наложился герцинский метаморфизм, развившийся в условиях LP/HT.

Севеноловый домен

Домен Севеноль включает Севенны, Монтань-Нуар, Монт-д'Альби и Лион. За базальными кристаллическими сланцами домена Арверн следует хорошо датированный палеозой (кембрий и ордовик). В Черной горе на самом юге эта палеозойская серия совершенно избежала каких-либо метаморфических преобразований и доходит вплоть до Миссисипи, но севернее в Альбижуа и в Севеннах она постепенно принимает герцинский метаморфизм.

Подводя итог: все три домена разделяют базальную неопротерозойскую последовательность (или, по крайней мере, ее части). Они различаются по палеозойской части: например, домен Арверн полностью лишен палеозойских пород. Арвернский домен структурно достигает наибольшей глубины, его неопротерозой спускается вплоть до базальных мигматитов. Чевенольский домен, напротив, гораздо более поверхностен, его неопротерозой включает лишь структурно более высокие сланцы, а в Черной горе даже совершенно неметаморфический палеозой. Домен Рутено-Лимузен занимает промежуточное положение.

Отложения низкого метаморфизма

Породы низкосортной зеленосланцевой фации мало представлены в Центральном массиве и распространены в основном по периферии. Примерами являются подразделение Жени , Тивье-Пейзак подразделение в Нижнем Лимузене , сланцы Мазероль в Верхней Шаранте , подразделение Бревенн в Лионе на северо-востоке и сланцы Альбижуа на юге.

Например, подразделение Гени демонстрирует следующую последовательность (от молодых к старым):

• Генис Гринслан
• верхнего силура конодонты , содержащих известняков Линзы
• Генис-серицитовый сланец, содержащий ордовикские акритархи
• окремненные аркосы Мулен-дю-Гимале, показывающие возможное родство с ордовикским арморикаином из Бретани.
• Génis Porphyroids , метаигнимбриты с границы кембрия и ордовика.
• Эксидейский серицитовый сланец , вероятно, кембрийский период.

Подразделение Тивье-Пейзак состоит в основном из риодацитовых туфов , граувакков и алевролитов. Степень их метаморфизма может достигать амфиболитовой фации.

Сланцы Мазероль представляют собой глиноземистые слюдяные сланцы с прослоями кварцита . Они происходят из пелитов и алевролитов и, вероятно, имеют кембрийский возраст.

Подразделение Бревенн представляет собой офиолитовый покров верхнего девона. Он сложен подушечными базальтами , долеритами , габбро , ультраосновными породами , кремнями и массивными сульфидами .

Осадочная эволюция

Неметаморфические осадочные толщи очень важны для палеогеографических реконструкций, поскольку они представляют палеосреду в неизмененном или лишь незначительно измененном виде. В центральных массивах подходящие сукцессии крайне недопредставлены, а их основные обнажения расположены по периферии. Этот факт объясняет трудность последовательной реконструкции эволюции массива.

Предкаменноугольные отложения

Докарбоновые неметаморфические толщи можно найти в двух основных областях:

• в Горе Нуар на южной окраине массива
• в Морване на северо-востоке

Южный край Горы Нуар имеет почти полную осадочную последовательность от кембрия до Миссисипи .

Кембрий начинается с базальных риолитов, за которыми следуют Гре-де-Маркори , формация песчаника, а также известняки, содержащие археоциатиды , сланцы и другие песчаники. Ордовик и силур сложены преимущественно сланцами, тогда как девон сложен исключительно карбонатами средиземноморской фации.

Вдоль северного склона Черной горы серия более неполная, весь верхний ордовик отсутствует. В качестве компенсации здесь можно изучить постепенную смену неметаморфической кембро-силурийской системы метаморфическими эквивалентами Альбигеи.

В морванских отложениях девона живетский , франский и фаменский обнажены ярусы. Живетский и франский период развиты как рифовые известняки. Фамен сложен климениидсодержащими сланцами с прослоями спилитов .

Миссисипи

Отложения Миссисипи обнажаются в полосе, простирающейся от Роанне через Божоле к юго-западу от Монлюсона .

Эта серия начинается в нижнем визее с глинистыми и песчаными отложениями, за которыми следуют граувакки, конгломераты и карбонаты в среднем визе ( турнейский ярус обычно отсутствует в Центральном массиве, за исключением некоторых разрозненных месторождений в Морване). Очень важными являются трансгрессирующие Tufs anthracifères в Верхнем Визее (датированные между 335 и 330 г. н.э.). Они состоят из пирокластических туфов риолитового или дацитового состава, занимают большую площадь и достигают больших мощностей. Название происходит от случайных переслаивающихся слоев антрацита , которые указывают на параличную среду вблизи мелкого моря.

Угольный Пенсильванский

После сильных тектонических движений в период 325–305 млн лет назад ( серпуховская , башкирская , московско - судетская и астурийская фазы ), сопровождавшихся обширной гранитизацией, молодой ороген подвергся позднему орогенному растяжению в касимове . В результате образовались узкие, ограниченные разломами грабеноподобные впадины, заполненные озерными отложениями (конгломератами, песчаниками, сланцами с прослоями, богатыми органическим материалом, трансформировавшимися в дальнейшем в угольные пласты). Иногда встречаются риолитовые прослои.

Примерами могут служить сравнительно небольшие угленосные бассейны вблизи Ахуна , Аржанта , Бланзи , Деказевилля , Грассессака , Ле-Крёзо , Мессе в пределах Силлон-Уйе, Сент-Этьена , Сент-Фуа и Синси-ле-Рувре .

Позже, во время саальской фазы, осадочное заполнение этих бассейнов было сильно складчатым из-за выкручивающих движений соседних блоков фундамента.

Пермские бассейны

Орогеническое растяжение продолжалось и в пермское время , и образовались новые бассейны, главным образом по периферии массива. Обломочное осадочное заполнение состояло в основном из континентальных красных пустынных песчаников, алевролитов и сланцев.

Примерами могут служить бассейны возле Отена , Бланзи , Брива , Эпалиона , Мулена и Сен-Африка .

Мезозой

В течение мезозоя Центральный массив оставался выше уровня моря, однако сильные эрозионные процессы, поразившие его с конца каменноугольного периода, продолжались неослабно и постепенно превратили бывший горный массив в пенеплен. По своим краям и особенно на юго-востоке Юрское море отложило мощные толщи известняка, которые позже стали Кауссом .

Кайнозой

В начале кайнозоя Центральный массив начал ощущать на себе влияние пиренейской и альпийской складчатости , особенно вдоль его южных и восточных окраин, которые были весьма резко подняты. Последствия этих сильных напряжений в земной коре уже в палеоцене привели к взрывному вулканизму . С тех пор вулканическая деятельность продолжается практически до сих пор.

В позднем эоцене был отложен так называемый сидеролитик . Это богатый железом осадок, напоминающий латериты и свидетельствующий о обширной эрозии массива (после его возобновления поднятия) в субтропических климатических условиях.

В среднем эоцене ( лютете ) начался новый период растяжения, достигший апогея в олигоцене . Растяжение коры привело к образованию грабенов растяжения. Примерами являются асимметричные грабеновые структуры простирания примерно с севера на северо-северо-восток-юго-юго-восток в грабенах Бресс , Шер , Лимань , Плен-дю-Форез и грабен Роан . Эти впадины вновь были заполнены озерными отложениями с редкими вулканическими прослоями, так называемыми пеперитами . Отложения могут достигать значительной толщины, например, 2500 метров в Лимане.

К концу миоцена начали предшественники великих стратовулканов Канталь и Монс Доре формироваться . В восточном Велае выдвинулись мощные щелочные базальты и фонолитовые выдвинулись пробки.

В плиоцене начался новый период сильного поднятия, который привел к усилению эрозии и спровоцировал очень сильный вулканизм. Фактически, в это время Центральный массив пережил пик вулканической активности - например, стратовулкан Канталь начал подниматься до высоты более 3000 метров.

В последний ледниковый период долинные ледники и небольшие ледяные шапки утвердились на Кантале и на горе Доре, о чем свидетельствуют морены и цирки .

Последние фреатомагматические взрывы произошли в Шэн-де-Пюи всего 3000–4000 лет назад.

Удар метеорита

Конус разрушения от ударной структуры Рошшуара

Северо-западная окраина Центрального массива возле Рошшуара была поражена во время позднего триасового периода ( ретийского яруса) (около 202 миллионов лет назад) крупным метеоритом , вероятно, каменно-железного типа. В результате удара в скалах пенеплена фундамента образовался кратер диаметром 20 километров. Сегодня структура кратера почти полностью разрушена эрозией, однако некоторые сювиты , несколько ударных брекчий , элементы плоской деформации (PDF), конусы разрушения и множество локальных надвигов в фундаменте все еще документируют это событие.

Тектоника

Структурная организация

Структурно Центральный массив состоит из сложенных метаморфических покровов фундамента, которые были надвинуты на его южный выступ (Аквитания). Можно выделить следующие структурные единицы (от структурно более высоких к структурно более низким):

• От низкосортных до неметаморфических единиц. Обычно они перекрывают верхнегнейсовую толщу надвиговым контактом. Исключением являются несогласно перекрывающие туфы anthracifères .
• Верхнегнейсовая толща (УГУ). несет остатки эклогита и гранулита В основании , за которыми следует лептино-амфиболитовый комплекс и мощная толща парагнейса, содержащая анатексит. Этот отряд испытал сильнейший метаморфизм. Верхнегнейсовая толща отделена от нижележащей нижногнейсовой толщи милонитами .
• Нижнегнейсовая толща (ЛГУ). Состоит в основном из последовательности метаморфизованных граувакк, пелитов и риолитов с переслаивающимися ортогнейсами (огенгнейсами), образовавшимися из щелочных гранитоидов. Гранитоиды прорвали вмещающие породы в интервале 540–430 млн лет назад. Нижняя гнейсовая толща надвигается на параавтохтонную микаслантовую толщу.
• Параавтохтонная микаштовая пачка (ПМУ). В основном микашты, но также в незначительном количестве кварциты , иногда амфиболиты и линзы карбонатов. Степень метаморфизма – от зеленосланцевой фации до эпидотовой амфиболитовой фации . ПМУ надвигает складчато-надвиговый пояс на юг.
• Палеозойский складчато-надвиговый пояс. Этот отряд очень хорошо развит в Черной горе. километрового масштаба На нем видна изоклинальная лежачая складчатость с надвигом на юг. Он включает в себя осадочную толщу от низкого до неметаморфического происхождения от нижнего кембрия до Миссисипи.
• Форлендский бассейн. Этот бассейн простирается от юго-восточных гор Нуар до Пиренеев и заполнен визейскими и серпуховскими турбидитами . Его проксимальная фация в Черной горе несет олистолиты складчатого и надвигового пояса.

Геодинамическая эволюция

Парагнейс из владений Арверн. Этот образец демонстрирует структурную сложность Центрального массива. Слева показан порфиробласт в положении C/S с ощущением движения сверху на юго-запад (D ₁ -фаза). Правая часть также показывает порфиробласт в положении C/S, но с ощущением движения сверху на северо-запад (D ₂ -фаза). Слои над ним скользят вправо, образуя мелкомасштабную складчатость юго-восточной направленности (D ₄ -фаза).

По мнению Фора и др., с геодинамической точки зрения Центральный массив можно разделить на шесть основных деформационных фаз. (2008):

• Фаза Д ₀ . Синхронный с концесилурийским HP ( высоким давлением ) метаморфизм UHP отмечен только в эклогитах и ​​гранулитовых ортогнейсах пачки Верхнегнейсов около 415 млн лет назад. Эту фазу можно соотнести с эоварисканской (или каледонской) арденской фазой . Давление достигало 1,8–2,0 ГПа, что соответствует глубине захоронения примерно 55–60 километров, температура колебалась от 650 до 750 °C.
• Фаза Д ₁ . Это соответствует уже упомянутой медиоварисканской (или каледонской) акадской фазе нижнего девона, наложившей глубокий отпечаток на Центральный массив. На этом этапе образовались крупные лежачие изоклинальные складки с выраженной пологой слоистостью. Отводы складок оторвались на петлях и превратились в упорные листы. Фундамент был глубоко расчленен, и начали развиваться две основные надвиговые толщи: верхнегнейсовая и нижногнейсовая .
  Направление движения этих покровов подвала было направлено сверху на юго-запад. В результате коллизионных движений между 385 и 380 млн лет назад образовались анатектические расплавы, а вмещающие породы частично мигматизировались . В мигматитах иногда встречаются остатки эклогитов, ретроморфизованных в амфиболиты под давлением 0,7 ГПа и температурой 700 °С.
  На севере верхнегнейсовая толща несогласно перекрыта недеформированными отложениями верхнего девона. Это свидетельствует о том, что в этой части Центрального массива тектоно-метаморфическая эволюция завершилась к 380 млн лет назад.
• Фаза Д ₂ . Бретонская фаза от 360 до 350 млн лет назад (конец верхнего девона — турне ). Эта фаза вызвала пластический сдвиг с вершиной в северо-западном направлении. Условия метаморфизма были MP/MT.
• Фаза Д ₃ . Судетский этап . Эта фаза была активна во время Визе , 345–325 млн лет назад. Оно положило начало надвигам на юге Центрального массива, затронувшим параавтохтонную микасланцевую толщу и складчато-надвиговый пояс. Ощущение движения было лучшим на юго-западе. Тем не менее, на Севере это проявилось в виде синорогенного растяжения, примером которого является взрывной вулканизм, в результате которого отложились Tufs anthracifères .
• Фаза Д ₄ . Неоварисканское растяжение земной коры в серпуховском , башкирском и московском веке в 325–305 млн лет назад. Растяжение коры в направлении СЗ-ЮВ вызвало обширное внедрение синкинематических лейкогранитов и монцогранитов .
• Фаза Д ₅ . Астурийская фаза . Посторогеновый обвал в конце каменноугольного периода ( касимовский век ). Напряжения, вызывающие растяжение, теперь действовали в направлении ССВ-ЮЮЗ. Они ответственны за многочисленные угленосные грабеновые структуры.

Палеогеография

Палеогеографическая реконструкция среднего девона. В этой модели Центральный массив ( Lg ) является частью Европейского Гуннского террейна.

Сейчас кажется точно установленным, что в конце неопротерозоя Центральный массив (т.е. микроконтинент Лигерия ) и Арморика были частью . северной окраины Гондваны В это время в прилегающем к северу океане залегала чрезвычайно мощная толща флиша с переслаивающимися бимодальными вулканитами. В нижнем ордовике части северного края Гондваны начали откалываться, и полоса, несущая Арморику и ее восточное продолжение, также называемое Гуннским супертеррейном , медленно начала дрейфовать на север. Это открыло Палеотетиса след . В результате океан Рейк и Реногерцинский океан на севере становились все более и более суженными и в конечном итоге погрузились под Арморику или Гуннский супертеррейн. Это событие субдукции соответствует в Центральном массиве деформационной фазе D ₂ . Последнее столкновение континентов во время Миссисипи между Гондваной и Лаврусией закрепило Лигерию на ее фактическом положении во внутренней части Варисканского орогена. Событие столкновения представлено в Центральном массиве фазой D. ₃ .

Это лишь весьма схематичная палеогеографическая реконструкция. Было представлено множество моделей, которые обычно различаются по смыслу субдукции и расположению микроконтинентов. Обычный несколько упрощенный подход к ортогональному открытию/закрытию может быть только первым приближением, потому что проблема становится намного сложнее при попытке учесть очень важные движения правостороннего сдвига, влияющие на Варисканский ороген.

В качестве введения в эту тему см. статью Stampfli et al. (2002).

Заключительные замечания

Центральный массив, являющийся центральной частью Варисканского орогена, претерпел довольно сложную геологическую эволюцию. С момента его (диахронной) эксгумации он претерпел очень сильную эрозионную пенеплантацию, обнажающую полиметаморфический кристаллический фундамент. Супракрустальные толщи осадочного происхождения сильно недопредставлены и распространены в основном по периферии. Очевидно, этот факт серьезно затрудняет реконструкцию геодинамической эволюции массива.

За HP/UHP-метаморфизмом, вызванным субдукцией на границе силура и девона, в девоне/Миссисипи последовал полифазный динамометаморфизм из-за укорочения земной коры. Последний в полученных структурах развил перекрестный узор – хорошо известный Variscan x . Интенсивное складывание покрова во время континентальной коллизии переместило богатые террейны в южном направлении на менее деформированные образования, создав впечатление обратного метаморфизма – особенность, столь повсеместная в Центральном массиве. Последние две деформационные фазы пенсильванского горизонта сформировались под действием напряжений растяжения и снова привели к появлению перекрестной структуры в образовавшихся структурах. Сильное орогенное растяжение и окончательное обрушение вызвали декомпрессионное плавление, которое привело к выраженной гранитизации и связанной с ней минерализации преимущественно Au - Sb - W -типа.

Структурный перекрестный рисунок можно обнаружить и пространственно. В западной и центральной частях Центрального массива преобладают структуры простирания СЗ-ЮВ, тогда как в восточной части преобладает очень сильная организация СЗ-ЮЗ.

Большое значение имеет диахронная эволюция Центрального массива. События проталкивания и эксгумации мигрировали во времени и пространстве. Например, надвиг начался на севере уже на 385 млн лет назад и достиг юга (Монтань Нуар) только на 325–315 лет назад.

Источники

• Издания БРГМ. (1996). Геологическая карта Франции с точностью до миллиона. Национальная геологическая служба.
• Фор, Мишель, Лардо, Жан-Марк и Ледрю, Патрик (2008). Обзор допермской геологии Варисканского Центрального Французского массива. Основные черты допермской эволюции Центрального Французского массива. Comptes Rendus Géoscience, том 341, номера 2–3, страницы 202–213 (февраль 2009 г.).
• Петерлонго, JM (1978). Массив Центральный. Региональные геологические справочники. Массон. ISBN   2-225-49753-2