Геология Центрального массива - Geology of the Massif Central

В Центральный массив один из двух больших подвал массивы в Франция, другой - Армориканский массив. Геологическая эволюция Центрального массива началась в конце Неопротерозойский и продолжается по сей день. Он был сформирован в основном Каледонский орогенез и Варисканская орогения. В Альпийский орогенез также оставил свой отпечаток, вероятно, вызвав важные Кайнозойский вулканизм. Центральный массив имеет очень долгую геологическую историю, подчеркнутую возрастом циркона, относящимся к Архей 3 миллиард лет назад. Конструктивно он состоит в основном из штабелированных метаморфический подвал пеленки.^[1]

Вступление

Географическое положение Центрального массива во Франции.

Выходы фундамента Центрального массива имеют примерно очертания треугольника, стоящего на вершине. Из-за своих размеров - 500 км в длину и 340 км в ширину - Центральный массив входит в несколько тектоно-метаморфических зон, образовавшихся во время варисканского горообразования. Основная часть массива принадлежит Лигеро-Арвернианская зона, иногда также называемый микроконтинентом Лигерия. С северо-восточной оконечностью Морван, он проникает в Морвано-восгианская зона который становится Молдавская зона дальше на восток. Все эти зоны составляют внутреннее ядро орогена Варискан в Европа который характеризуется следующими чертами:

Он содержит остатки океаническая кора которые были покорены во время Силурийский и Девонский.
Подход Гондвана с юга на кадомийский микроконтинент Armorica (и дальше на восток на Саксотурингский Среднегерманский кристаллический подъем ) вызвал столкновение с континентами, разделив фундамент на несколько крупных покровов и толкнув их в южных направлениях.
После укола ороген эксгумировали диахронно. Эксгумация началась на западе и севере Центрального массива уже в верхнем девоне (Франский ) 380 миллионов лет назад, тогда как южная часть была поднята намного позже (в Турнейский, 350 МА БП). В Вогезы дальше на восток были подняты еще позже - в конце Viséan при 330 МА БП.

На крайнем юге Центральный массив является частью Зона Монтань Нуар. Эта зона вместе с Пиренеи микроконтинент Аквитания; он больше не состоит из подвальных покрытий, а содержит низкосортные Палеозой осадочные покровы, которые гравитационно соскользнули на юг от поднимающегося неопротерозойского фундамента.

География

Центральный массив пересекают крупные зоны разломов разделив его на несколько пространственных областей.

Наиболее важной линией разлома, вероятно, является простирание С-СВ-Ю-Ю-З. Силлон Хоуиллер, нормальный разлом длиной 250 км с сильным левосторонним сдвигающим элементом. Силлон Хоуиллер разделяет невулканические западная секция из вулканического центрального и восточного разреза. Дальше на юг становится Тулузская вина.

В Олигоцен Лиманьский грабен проникает почти на 150 километров в Центральный массив с севера и почти успевает прорваться к Grands Causses.

Узкий центральная секция к западу от этой системы грабенов несет стратовулканы словно Канталь - самый высокий щитовой вулкан Европы - и Monts Dore (в том числе самая высокая точка массива - Пюи де Санси ), но также маар и взрывные кратеры Chaîne des Puys дальше на север.

В восточная часть простирается от Морван на северо-востоке до Севенны на юге. На востоке он ограничен Бресс грабен и его продолжение в Bas Dauphiné. Изменение высоты в сторону грабенов довольно резкое. Структуры грабенов вдоль юго-восточного края уже являются частью океанической Лигуро-Провансальский бассейн. Восточная часть далее подразделяется на Роан Грабен и его южное продолжение Plaine du Forez. Он также снижается из-за NE-тренда. Пермский период сдвиговой бассейн Blanzy – Le Creusot который отделяет Морван от основного массива.

Важная ударная дивизия ЮВЕ-ЗСЗ расположена недалеко от Фижак и Деказвиль разделение Руэрг и Монтань Нуар на юге почти полностью от выходов основного фундамента.

В целом Центральный массив представляет собой асимметричную плиту фундамента, приподнятую на ее южной окраине орогенией Пиренеев, а вдоль ее восточной окраины - альпийской орогенией. По этим краям он очень круто спускается к окружающим грабенам. На этих окраинах также наблюдаются самые высокие возвышения, плита полого наклонена на северо-запад, где породы фундамента исчезают под мезозойским чехлом. Бассейн Аквитании и Парижский бассейн. Эта несколько упрощенная модель локально нарушается линиями разломов и структурами грабенов - например, как уже упоминалось, самая высокая точка массива расположена в центральной части (Пюи-де-Санси, достигающая высшей точки на высоте 1886 метров).

Тектоно-метаморфические домены

Кристаллические породы фундамента Центрального массива (в основном гнейсы и метаморфический сланцы ) были разделены М. Ченевым (1974) на три тектоно-метаморфические области:

то Arverne домен (Овернь )
то Рутено-Лимузенский домен (Руэрг – Лимузен )
то Севенольский домен (Севенны )

Домен Арверн

Положение Центрального массива в пределах Варисканского орогена в Европе

Неопротерозойские парагнейи области Арверн около Нонтрон, Дордонь. Светлый граувакковый слой разбужен и круто спускается к северо-северо-востоку.

Домен Арверна структурно является самым нижним доменом с параутохтонным характером. Он окружает высокие подвалы, как Купол Сен-Матье, то Сюзакский купол или огромный Плато Миллеваш. Все эти тектонические окна в нижний фундамент находятся в невулканической западной части. Более сплошные обнажения области Арверн можно найти в Оверни (отсюда и название), на западе. Марке, северный Морван, то Lyonnais и Livradois (Haut-Allier ).

Метаморфические породы с высоким содержанием теперь - по существу амфиболитовая фация при среднем давлении достигался высокотемпературный режим - изначально наносились как флиш последовательности вдоль Гондваны северный континентальный склон. Эта толща флиша состояла из монотонных, ритмично переслаивающихся глинистых (пелиты ) и песчаный (Greywackes ) отложения, достигающие местами поразительной мощности в 15 километров. Его средний участок содержит бимодальные вулканические отложения мощностью несколько тысяч метров. Материал риолитовый состав преобладает, но толеитовый базальты, редкий перидотиты и карбонат линзы тоже бывают. Этот Неопротерозойский Первоначально возраст последовательности оценивался в 650 миллионов лет, но недавно его возраст был уменьшен до 600-550 миллионов лет назад (Эдиакарский ).

Осадки домена Арверн подверглись метаморфизму в основном во время Акадская фаза из Каледонский орогенез около 400 - 350 миллионов лет назад. Давление достигало 0,6–0,8 ГПа при глубине залегания около 20–25 км, градиент температуры составлял 20–25 ° C на км. Первоначальная осадочная последовательность трансформировалась в мигматиты у его основания, а затем гнейсы, слюдяные сланцы и наконец серицитовые сланцы и хлоритовые сланцы вверху, сланцы наверху видоизменяются только под зеленосланцевые фации условия. Вулканогенный материал превратился в лептиниты и амфиболиты.

В эту метаморфическую последовательность также входят Augengneisses что произошло из стриженого ортогнейсы, которые, в свою очередь, представляют собой порфировые гранитоиды датируется около 500 млн лет назад (Фуронгианский ).

Рутено-Лимузенский домен

Метаморфические породы области Рутено-Лимузен встречаются только в Лимузене, Руэрге, Восточном Марке, Châtaigneraie, южный Маржерид и в западных частях Севенн. Некогда осадочная последовательность начинается, как и в области Арверн, но включает также Палеозой последовательность вверху. Палеозой начинается в нижнем Кембрийский с мощной вулканогенной серией риолитового состава. Далее следует датированный верхним кембрием, Ордовик и Силурийский.

В Лимузене область Рутено-Лимузен, как и область Арверна, претерпела только акадский фазовый метаморфизм. Однако в Руэрге на это наложил отпечаток герцинский метаморфизм, развившийся в условиях LP / HT.

Севенольский домен

Домен Севенолы включает Севенны, Нуарские горы, Мон-д'Альби и Лион. За базальными кристаллическими сланцами Арвернского домена следует хорошо датированный палеозой (кембрий и ордовик). В Монтань Нуар на самом юге эта палеозойская серия полностью избежала каких-либо метаморфических преобразований и простирается вплоть до Миссисипи, но дальше на север в Albigeois а в Севеннах он постепенно переходит в герцинский метаморфизм.

Подводя итог: все три домена разделяют базальную неопротерозойскую последовательность (или, по крайней мере, ее части). Они отличаются палеозойской частью: например, область Арверне полностью лишена палеозойских пород. Домен Арверн достигает структурной глубины, его неопротерозой спускается вплоть до базальных мигматитов. С другой стороны, область Севенола гораздо более поверхностна, ее неопротерозой состоит только из структурно более высоких сланцев, а в Монтань Нуар даже полностью неметаморфический палеозой. Домен Рутено-Лимузен занимает промежуточную позицию.

Метаморфические толщи низкого содержания

Низкосланцевые породы фации зеленых сланцев недостаточно представлены в Центральном массиве и в основном распространены по периферии. Примерами являются Génis Unit, то Тивье-Пайзак единица в Bas Limousin, то Сланцы Мазероль в Верхняя Шаранта, то Brévenne Unit в Лионе на северо-востоке и в сланцах Альбигейя на юге.

Например, Génis Unit показывает следующую последовательность (от молодого к старому):

Генис Гриншист
Верхний силур Conodont -несущий известняк линзы
Генис Сериците Сланец содержащий ордовикский акритархи
окремненный аркосес Мулен дю Гимале, показывая возможную близость к ордовику Grès Armoricain из Бретани
Генис Порфироидс, метаигнимбриты от границы кембрия / ордовика
Эксидейл серицитовый сланец, вероятно, кембрийский

Подразделение Thiviers-Payzac состоит в основном из риодацитовый туфы, грейвакки и алевролиты. Степень их метаморфизма может достигать амфиболитовой фации.

Сланцы Мазероль - глиноземистые слюдяные сланцы с прослоями. кварцитовый слои. Они происходят из пелитов и алевролитов и, вероятно, имеют кембрийский возраст.

Бревенская единица - это офиолитический покров верхнедевонского возраста.^[2] Он включает подушка из базальта, долериты, габбро, ультраосновные породы, кремы и массивный сульфиды.

Осадочная эволюция

Неметаморфические осадочные последовательности очень важны для палеогеографических реконструкций, потому что они представляют палеоэкологические обстановки в неизменном или лишь слегка измененном виде. В центральной части массива подходящие толщи крайне недопредставлены с их основными выходами на поверхность по периферии. Это объясняет сложность последовательной реконструкции эволюции массива.

Предуглеродистые отложения

Предуглеродистые неметаморфические толщи можно найти в двух основных областях:

в Монтань Нуар на южной окраине массива
в Морване на северо-востоке

Южный край Монтань Нуар обладает почти полной осадочной последовательностью от кембрия вплоть до Миссисипец.

Кембрий начинается с базальных риолитов, за которыми следуют Гре де Маркори, формация песчаника, археоциатид -содержащие известняки, сланцы и более песчаники. Ордовик и силурий состоят в основном из сланцев, тогда как девон состоит исключительно из карбонатов средиземноморских фаций.

Вдоль северной стороны горы Нуар серия более неполная, весь верхний ордовик отсутствует. В качестве компенсации здесь можно изучить постепенное превращение неметаморфической кембро-силурийской системы в метаморфические эквиваленты Альбигейса.

В морван-девонских отложениях Живетян, Франский и Фаменский этапы выставлены. Живетский и франский языки развиваются как рифал известняки. Фаменский период состоит из климениид -сланцевые сланцы с прослоями спилиты.

Миссисипец

Миссисипские отложения выходят полосой, простирающейся от Roannais через Божоле к юго-западу от Montluçon.

Сериал начинается в Нижний Висейский от сланцев до песчаных отложений, затем грейвакки, конгломераты и карбонаты в Среднем Висее ( Турнейский обычно отсутствует в Центральном массиве, за исключением нескольких отдельных случаев в Морване). Очень важны нарушающие Туфы антрациферы в Верхнем Висе (датируется между 335 и 330 годами до н.э.).^[3] Они состоят из пирокластических туфов с риолитовой или дацитовый композиции, покрывают большую площадь и достигают большой толщины. Название происходит от случайных переслаивающихся антрацит слои, указывающие на паралитическую среду у мелководья.

Углеродный пенсильванский

После сильных тектонических движений в период 325 - 305 млн лет назад (Серпуховский, Башкирский и Московский – Судетская фаза и Астурийская фаза ) в сопровождении обширных гранитизация молодой ороген подвергся позднему орогенному расширению в Касимовский. Как следствие, образовались узкие грабеноподобные впадины, ограниченные разломами, которые были заполнены озерными отложениями (конгломератами, песчаниками, глинами, переслаиваемыми слоями, богатыми органическим материалом, которые позже преобразовались в каменный уголь швы). Иногда случаются риолитовые прослои.

Примерами могут служить относительно небольшие угленосные бассейны вблизи г. Ахун, Аргентат, Blanzy, Деказвиль, Graissessac, Le Creusot, Messeix внутри Sillon Houiller, Сент-Этьен, Sainte-Foy и Sincey-lès-Rouvray.

Позже во время Заальская фаза осадочное заполнение этих бассейнов было сильно складчатым из-за рывков в прилегающих блоках фундамента.

Пермские бассейны

Орогенное растяжение продолжалось и во время Пермский период образовалось больше бассейнов, в основном по периферии массива. Обломочное осадочное заполнение состояло в основном из континентальных песчаников красной пустыни, алевролитов и сланцев.

Примеры - бассейны возле Autun, Blanzy, Брив, Espalion, Мулен и Saint-Affrique.

Мезозойский

Вовремя Мезозойский Центральный массив оставался выше уровня моря, но сильные эрозионные процессы, поразившие его с конца каменноугольного периода, не утихали и постепенно превратили бывший горный хребет в пенеплен. По его краям и особенно на юго-востоке Юрский море отложило мощные толщи известняка, которые позже стали Причины.

Кайнозойский

В начале Кайнозойский Центральный массив начал ощущать влияние пиренейский и альпийский орогенез, особенно по его южным и восточным краям, которые были сильно подняты. Последствия этих сильных напряжений на коре инициировали взрывной вулканизм уже во время Палеоцен. С тех пор вулканическая деятельность продолжается практически по сей день.

Во время позднего эоцен так называемой Сидеролитик был депонирован. Это богатый железом осадок, напоминающий латериты и указывает на обширную эрозию массива (после его возобновления поднятия) в условиях субтропического климата.

В среднем эоцене (Лютециан ) начался новый период растяжения, достигший своего апогея во время Олигоцен. Растяжение коры вызвало образование растяжительных грабенов. Примерами являются асимметричные грабеновые структуры с примерно N-S- и NNW-SSE-выступом. Бресс, Шер, Лимань, Plaine du Forez и Роан Грабен. Эти впадины снова были заполнены озерными отложениями с редкими прослоями вулканов, так называемыми. пепериты. Осадки могут достигать значительной толщины, например 2500 метров в Лимани.

Ближе к концу Миоцен предшественники великих стратовулканов Канталь и Monts Dore начал формироваться. На востоке Velay мощные щелочные базальты выдавлены и фонолитный пробки задвинуты вверх.

Вовремя Плиоцен начался новый период сильного подъема, который привел к усилению эрозии и спровоцировал очень сильный вулканизм. Фактически, Центральный массив в это время пережил пик вулканической активности - например, стратовулкан Канталь начал подниматься на высоту более 3000 метров.^[4]

Последний Ледниковый период видели долинные ледники и небольшие ледяные шапки, закрепившиеся на Кантале и на Горах Доре, как показано морены и цирки.

Последние фреатомагматические взрывы произошли в Chaîne des Puys всего от 3000 до 4000 лет назад.

Удар метеорита

Разрушающий конус ударной конструкции Рошшуара

Северо-западная окраина Центрального массива в районе г. Рошшуар был поражен во время последний триас Период (Ретиан Stage) (около 202 миллионов лет назад) большим метеорит, вероятно, каменно-железного типа. В результате удара в породах фундамента, покрытых пенепленом, образовался кратер диаметром 20 километров. Сегодня структура кратера практически полностью разрушена, но некоторые люксы, несколько ударные брекчии, признаки плоской деформации (PDF-файлы), разбить конусы и многие местные толчки в подвале до сих пор документируют это событие.

Тектоника

Структурная организация

Структурно Центральный массив состоит из штабелированных метаморфических покровов фундамента, которые были надвинуты на их южный выступ (Аквитания). Можно выделить следующие структурные единицы (от структурно более высоких до структурно более низких):

Подразделения от низкого до неметаморфизма. Обычно они залегают над пачкой верхних гнейсов с надвиговым контактом. Исключением являются несогласованно вышележащие туфы антрациферы.
Верхний гнейс (УГУ). Несет эклогит и гранулит остатки в его основании, а затем лептино-амфиболитовый комплекс и мощная толща парагнейсов, содержащих анатексит. Эта единица пережила сильнейший метаморфизм. Верхний гнейс отделен от нижележащего нижнего гнейса слоем милониты.
Нижний гнейс (ЛГУ). Состоит в основном из последовательности метаморфизованных грейвакков, пелитов и риолитов с переслаивающимися ортогнейсами (авгенгнейсами), образовавшимися из щелочных гранитоидов. Гранитоиды прорвали вмещающие породы в интервале 540 - 430 млн лет назад. Пачка нижних гнейсов надвигается на паравтохтонную толщу слюдяных сланцев.
Параутохтонный отряд сикащистов (PMU). В основном слюдяные сланцы, но также мелкие кварциты, редкие амфиболиты и линзы карбонатов. Степень метаморфизма зеленосланцевые фации к эпидотовая амфиболитовая фация. ГУП опрокидывает складчато-надвиговый пояс на юг.
Палеозойский складчато-надвиговый пояс. Это устройство очень хорошо развито в Монтань Нуар. Он показывает километровую шкалу изоклинальное складывание лежа с натиском на юг. Он включает осадочную толщу с низким содержанием и неметаморфизмом, варьирующуюся от нижнего кембрия до миссисипи.
Бассейн Форланд. Этот бассейн простирается от юго-восточной Горы Нуар до Пиренеев и заполнен визейскими и серпуховскими породами. турбидиты. Его проксимальные фации в Монтань Нуар несут олистолиты от складного и тягового ремня.^[5]

Геодинамическая эволюция

Парагнейсы из владений Арверн. Этот образец демонстрирует структурную сложность Центрального массива. Слева показан порфиробласт в положении C / S с ощущением движения вершины на юго-запад (D₁-Фаза). На правой стороне также показан порфиробласт в положении C / S, но с ощущением движения вверх на северо-запад (D₂-фаза). Слои над ним скользят вправо, вызывая мелкомасштабную складчатость в юго-восточном направлении (D₄-фаза)

Геодинамически Центральный массив можно разделить на шесть основных фаз деформации, согласно Faure et al. (2008):

Фаза D₀. Синхронный с концом силурийского HP (высокое давление ) к UHP метаморфизм отмечен только в эклогитах и гранулитовых ортогнейсах верхнего гнейса около 415 млн лет назад.^[6] Эту фазу можно соотнести с эоварисканской (или каледонской) Арденнская фаза. Давление достигало 1,8 - 2,0 ГПа, что эквивалентно глубине залегания от 55 до 60 километров, температура колебалась от 650 до 750 ° C.^[7]
Фаза D₁. Это соответствует уже упомянутому медиоварисканскому (или каледонскому) Акадская фаза в нижнем девоне, что наложило глубокий отпечаток на Центральный массив. В этой фазе образовались большие прилегающие изоклинальные складки с выраженной плоской слоистостью. Конечности сгиба оторвались на петлях и превратились в упорные пластины. Основание было глубоко прорезано, и начали развиваться два основных опорных блока: Верхний гнейс и Нижний гнейс.
Чувство движения этих подвальных покрытий было сверху на юго-запад. В результате столкновительных движений между 385 и 380 млн лет назад образовались анатектические расплавы, а вмещающие породы частично были мигматизированный. Иногда в мигматитах встречаются остатки эклогита, которые были ретроморфизированный до амфиболитов при давлении 0,7 ГПа и температуре 700 ° C.
На севере верхнегнейсовая толща несогласно перекрыта недеформированными верхнедевонскими отложениями. Это свидетельствует о том, что в этой части Центрального массива тектоно-метаморфическая эволюция завершилась к 380 млн лет назад.
Фаза D₂. Бретонская фаза от 360 до 350 млн лет назад (конец верхнего девона - Турнейский ). Эта фаза вызвала пластический сдвиг с вершиной в северо-западном движении. Условия метаморфизма были МП / МП.
Фаза D₃. Судетская фаза. Эта фаза была активна во время Viséan на 345 - 325 МА БП. Он инициировал надвиг на юге Центрального массива, который затронул параутохтонную толщу слюдяных сланцев и складчато-надвиговый пояс. Ощущение движения было на высоте SSW. Однако на севере это проявилось как синорогенное растяжение, примером которого является взрывной вулканизм, отложивший Туфы антрациферы.
Фаза D₄. Неоварисканское расширение земной коры во время Серпуховский, Башкирский и Московский на 325 - 305 МА БП. Растяжение земной коры в северо-западном-юго-восточном направлении привело к обширному внедрению синкинематических лейкограниты и монцограниты.
Фаза D₅. Астурийская фаза. Посторогенный коллапс в конце карбона (Касимовский ). Напряжения, вызывающие растяжение, теперь действовали в направлении С-СВ-Ю-Ю. Они ответственны за многочисленные угленосные структуры грабенов.

Палеогеография

Палеогеографическая реконструкция среднего девона. В этой модели Massif Central (LG) является частью европейского гуннского террейна.

Теперь кажется хорошо установленным, что в конце Неопротерозойский Центральный массив (т.е. микроконтинент Лигерия ) и Armorica были частью Гондваны северный край. В то время в прилегающем к северу океане залегала чрезвычайно мощная толща флиша с переслаиванием бимодальных вулканитов. Во время нижнего ордовика части северного края Гондваны начали отламываться, и полоса, несущая Арморику и ее восточное продолжение, также называемая Хун Супертеррейн - медленно начал дрейфовать на север. Это открыло Палеотетис в результате. Как следствие Rheic Ocean и Реногерцинский океан к северу становились все более и более суженными и, в конце концов, подчинялись Арморике или Супертеррейну гуннов. Этот субдукция Событие соответствует в Центральном массиве деформационной фазе D₂. Финал континентальное столкновение вовремя Миссисипец между Гондваной и Лавруссия впаял Лигерию в ее реальное положение во внутренней части Варисканского орогена. Событие столкновения представлено в Центральном массиве фазой D.₃.

Это лишь очень схематичная палеогеографическая реконструкция. Было представлено много моделей, которые обычно различаются смыслом субдукции (ей) и расположением микроконтинентов. Распространенный несколько упрощенный подход к ортогональному открытию / закрытию может быть только первым приближением, потому что проблема становится намного сложнее, если попытаться включить очень важные правые сдвиговые движения, влияющие на ороген Variscan.

В качестве введения в эту тему см. Статью Stampfli et al. (2002).^[8]

Заключительные замечания

Центральный массив, являющийся центральной частью Варисканского орогена, претерпел довольно сложную геологическую эволюцию. После (диахронной) эксгумации он испытал очень сильную эрозионную пенепланацию, открывшую полиметаморфический кристаллический фундамент. Супракрустальные толщи осадочного происхождения сильно недопредставлены и в основном расположены по периферии. Очевидно, это серьезно затрудняет реконструкцию геодинамической эволюции массива.

За метаморфизмом HP / UHP, вызванным субдукцией на границе силурия и девона, в девоне / миссисипи последовал многофазный динамометаморфизм из-за укорочения земной коры. Последний разработал перекрестный узор в полученных структурах - хорошо известный Variscan Икс. Интенсивное наложение покровов во время столкновения континентов привело к перемещению высококачественных террейнов в южном направлении по менее деформированным единицам, создавая впечатление обратный метаморфизм - особенность, столь широко распространенная в Центральном массиве. Последние две фазы деформации в Пенсильвании сформировались под действием растягивающих напряжений и снова создали перекрестный узор в полученных структурах. Сильное орогенное расширение и окончательный крах вызвало декомпрессионное плавление, которое привело к выраженному гранитизация и связанные минерализация в основном из Au – Sb - W - тип.

Структурный крестообразный узор также можно найти в пространстве. В западной и центральной части массива в основном преобладают структуры северо-западного-юго-восточного простирания, тогда как в восточной части преобладает очень сильная организация северо-западного-юго-западного простирания.

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

Источники

Издания BRGM. (1996). Геологическая карта Франции за миллион. Национальная геологическая служба.
Фор, Мишель, Лардо, Жан-Марк и Ледрю, Патрик (2008). Обзор допермской геологии Центрального Французского массива Варискан. Les grands traits de l’évolution anté-permienne du Massif central français. Comptes Rendus Géoscience, том 341, номер 2-3, страницы 202-213 (Février 2009).
Петерлонго, Дж. М. (1978). Центральный массив. Guides géologiques régionaux. Массон. ISBN 2-225-49753-2