Центральный массив является одним из двух крупных фундаментных массивов во Франции , другой - Армориканский массив . Геологическая эволюция Центрального массива началась в конце неопротерозоя и продолжается по сей день. Он был сформирован в основном каледонской орогенезом и варисцианской орогенезом . Альпийская орогенез также оставила свои отпечатки, вероятно, вызвав важный кайнозойский вулканизм . Центральный массив имеет очень длинную геологическую историю, подчеркнутую возрастом циркона, датируемым археем 3 миллиарда лет назад. Структурно он состоит в основном из сложенных метаморфических фундаментных покровов . [1]
Выходы фундамента Центрального массива имеют примерно очертания треугольника, стоящего на вершине. Из-за своих размеров — 500 километров в длину и 340 километров в ширину — Центральный массив участвует в нескольких тектоно-метаморфических зонах, образовавшихся во время варисцианского орогенеза. Основная часть массива принадлежит к Лигеро-Арвернской зоне, иногда также называемой микроконтинентом Лигерия. Своей северо-восточной оконечностью, Морваном , он достигает Морвано-Восгийской зоны, которая далее на востоке становится Молданубской зоной . Все эти зоны составляют внутреннее ядро Варисцианского орогена в Европе, которое характеризуется следующими чертами:
На крайнем юге Центральный массив образует часть зоны Монтань-Нуар. Эта зона вместе с Пиренеями образует микроконтинент Аквитания; она больше не состоит из покровов фундамента, но содержит низкосортные палеозойские осадочные покровы, гравитационно сползшие на юг с поднимающегося неопротерозойского фундамента.
Центральный массив пересекают крупные зоны разломов, разделяющие его на несколько пространственных зон.
Наиболее важной линией разлома, вероятно, является простирающийся с северо-северо-востока на юго-юго-запад Сильон-Уйе, нормальный разлом длиной 250 км с сильным левосторонним компонентом выворачивания. Сильон-Уйе разделяет невулканическую западную часть от вулканической центральной и восточной части. Дальше на юг он переходит в Тулузский разлом.
Олигоценовый грабен Лимань проникает с севера в Центральный массив почти на 150 километров и почти прорывается в сторону Гранд-Кос .
Узкая центральная часть к западу от этой системы грабенов несет стратовулканы , такие как Канталь — самый высокий щитовой вулкан Европы — и горы Доре (включая самую высокую точку массива — Пюи-де-Санси ), а также маары и взрывные кратеры Шен -де-Пюи дальше на севере.
Восточная часть простирается от Морвана на северо-востоке до Севенн на юге. На востоке она ограничена грабеном Бресс и его продолжением в Ба-Дофине. Изменение высоты по направлению к грабенам довольно резкое. Структуры грабенов вдоль юго-восточного края уже образуют часть океанического Лигуро-Провансальского бассейна. Восточная часть далее подразделяется грабеном Роанн и его южным продолжением Плен-дю-Форе. Она также прорезана северо-восточным пермским сдвиговым бассейном Бланзи — Ле-Крезо , который отделяет Морван от основного массива.
Важная зона, простирающаяся с востоко-юго-востока на западо-северо-запад, расположена вблизи Фижака и Деказвиля, почти полностью отделяя Руэрг и Черную гору на юге от основных выходов фундамента.
В целом Центральный массив представляет собой асимметричную фундаментную плиту, поднятую на южном краю пиренейским орогенезом, а вдоль восточного края альпийским орогенезом. Вдоль этих краев она очень круто опускается к окружающим грабенам. Эти края также показывают самые высокие отметки, плита плавно наклонена к северо-западу, где породы фундамента исчезают под мезозойским чехлом Аквитанского бассейна и Парижского бассейна . Эта несколько упрощенная модель локально нарушена линиями разломов и структурами грабенов — например, самая высокая отметка массива расположена в центральной части (Пюи-де-Санси, достигающая кульминации на высоте 1886 метров), как уже упоминалось.
Кристаллические породы фундамента Центрального массива (в основном гнейсы и метаморфические сланцы ) были разделены М. Ченовым (1974) на три тектоно-метаморфических домена:
Домен Арверн является структурно самым нижним доменом с параавтохтонным характером. Он окружает возвышенности фундамента, такие как купол Сен-Матье , купол Сюссак или огромное плато Мильваш . Все эти тектонические окна в нижний фундамент расположены в невулканической западной части. Более непрерывные выходы пород домена Арверн можно найти в Оверни (отсюда и название), западном Марке , северном Морване , Лионе и Ливрадуа (О-Алье).
Ныне высокосортные метаморфические породы – по сути, амфиболитовая фация с условиями среднего давления и высокой температуры – изначально отлагались в виде флишевых последовательностей вдоль северного континентального склона Гондваны . Эта флишевая последовательность состояла из монотонных, ритмично переслаивающихся глинистых ( пелитов ) и песчаных ( граувакков ) отложений, достигающих поразительной толщины в 15 километров местами. Ее средняя часть содержит бимодальные вулканические отложения толщиной в несколько тысяч метров. Преобладает материал риолитового состава, но также встречаются толеитовые базальты , редкие перидотиты и карбонатные линзы. Первоначально эта неопротерозойская последовательность оценивалась в 650 миллионов лет, однако ее возраст недавно был снижен до 600–550 миллионов лет до н. э. ( эдиакарский ).
Осадки домена Арверн были метаморфизованы в основном во время акадийской фазы каледонской орогении около 400–350 миллионов лет назад. Давление достигало 0,6–0,8 ГПа в соответствии с глубиной залегания около 20–25 километров, температурный градиент составлял 20–25 °C на километр. Первоначальная осадочная последовательность трансформировалась в мигматиты в ее основании, за которыми следовали гнейсы , слюдяные сланцы и, наконец, серицитовые сланцы и хлоритовые сланцы в верхней части, сланцы в верхней части были метаморфизованы только в условиях фации зеленых сланцев . Вулканогенный материал был метаморфизован в лептиниты и амфиболиты .
В эту метаморфическую последовательность также включены оугеннейсы, которые произошли от сдвинутых ортогнейсов , которые, в свою очередь, представляют собой порфировые гранитоиды, датируемые примерно 500 млн лет назад ( фуронгиан ).
Метаморфические породы домена Рутено-Лимузен встречаются только в Лимузене, Руэрге, восточной части Марке, Шатеньере , южной части Маржерида и в западной части Севенн. Осадочная последовательность начинается так же, как в домене Арверн, но включает в себя также палеозойскую последовательность в ее верхней части. Палеозой начинается в нижнем кембрии с мощной вулканогенной серии риолитового состава. Затем следуют датированные верхний кембрий, ордовик и силур .
В Лимузене домен Рутено-Лимузен, как и домен Арверн, подвергся исключительно метаморфизму акадийской фазы. Однако в Руэрге на него наложился герцинский метаморфизм, который развивался в условиях LP/HT.
Домен Севеноль включает Севенны, Монтань-Нуар, Мон-д'Альби и Лионне. Базальные кристаллические сланцы домена Арверн сменяются хорошо датированным палеозоем (кембрий и ордовик). В Монтань-Нуар на самом юге эта палеозойская серия полностью избежала каких-либо метаморфических преобразований и доходит до миссисипского яруса, но дальше на севере в Альбигее и Севеннах она постепенно принимает герцинский метаморфизм.
Подводя итог: все три домена разделяют базальную неопротерозойскую последовательность (или, по крайней мере, ее части). Они различаются в палеозойской части: домен Арверн, например, полностью лишен палеозойских пород. Домен Арверн достигает самой глубокой структурной глубины, его неопротерозой спускается вплоть до базальных мигматитов. Домен Севеноль, напротив, гораздо более поверхностный, его неопротерозой включает только структурно более высокие сланцы, а в Монтань-Нуар даже полностью неметаморфический палеозой. Домен Рутено-Лимузен занимает промежуточное положение.
Низкосортные зеленосланцевые фации недостаточно представлены в Центральном массиве и в основном встречаются по периферии. Примерами являются Génis Unit , Thiviers-Payzac unit в Bas Limousin, Mazerolles Schists в Haute Charente, Brévenne Unit в Lyonnais на северо-востоке и сланцы Albigeois на юге.
Например, в блоке Génis показана следующая последовательность (от молодых к старым):
Единица Тивье-Пейзак состоит в основном из риодацитовых туфов , граувакк и алевролитов. Степень их метаморфизма может достигать амфиболитовой фации.
Сланцы Мазероля представляют собой глиноземистые слюдяные сланцы с прослоями кварцитов . Они происходят из пелитов и алевритов и, вероятно, имеют кембрийский возраст.
Единица Бревенн представляет собой офиолитовый покров верхнедевонского возраста. [2] Она состоит из подушечных базальтов , долеритов , габбро , ультраосновных пород , кремней и массивных сульфидов .
Неметаморфические осадочные последовательности очень важны для палеогеографических реконструкций, поскольку они представляют палеоэкологические обстановки в неизмененном или лишь слегка измененном виде. В центральной части массива подходящие последовательности представлены крайне недостаточно, а их основные выходы на поверхность происходят по периферии. Этот факт объясняет сложность реконструкции эволюции массива последовательным образом.
Докаменноугольные неметаморфические последовательности можно обнаружить в двух основных областях:
Южный край Монтань-Нуар обладает почти полной осадочной последовательностью от кембрия до миссисипского периода .
Кембрий начинается с базальных риолитов, за которыми следует Гре-де-Маркори, песчаная формация, археоциатидсодержащие известняки, сланцы и еще больше песчаников. Ордовик и силур в основном состоят из сланцев, тогда как девон состоит исключительно из карбонатов в средиземноморских фациях.
Вдоль северной стороны Монтань-Нуар серия более неполная, весь верхний ордовик отсутствует. В качестве компенсации здесь можно изучить постепенный переход неметаморфической кембро-силурийской системы в метаморфические эквиваленты альбигея.
В Морване обнажаются девонские отложения живетского , франского и фаменского ярусов. Живетский и франский ярусы развиты как рифовые известняки. Фаменский ярус сложен сланцами, содержащими климениды , с прослоями спилитов .
Миссисипские отложения обнажаются в полосе, протянувшейся от Роанниса через Божоле к юго-западу от Монлюсона .
Серия начинается в нижнем визейском ярусе с сланцевых и песчаных осадков, за которыми следуют граувакки, конгломераты и карбонаты в среднем визейском ярусе ( турнейский ярус, как правило, отсутствует в Центральном массиве, за исключением некоторых разрозненных проявлений в Морване). Очень важны трансгрессивные туфы антракисфер в верхнем визейском ярусе (датируются между 335 и 330 млн лет назад). [3] Они состоят из пирокластических туфов риолитового или дацитового состава, покрывают большую площадь и достигают большой толщины. Название происходит от редких переслаивающихся слоев антрацита , которые указывают на паралическую среду вблизи мелководного моря.
После мощных тектонических движений в период 325–305 млн лет назад ( серпуховская , башкирская и московско -судетская фазы и астурийская фаза), сопровождавшихся обширной гранитизацией, молодой ороген претерпел позднее орогеническое растяжение в касимовском веке . В результате образовались узкие грабенообразные впадины, ограниченные сбросами, которые были заполнены озерными отложениями (конгломератами, песчаниками, сланцами, переслаивающимися со слоями, богатыми органическим материалом, которые позже трансформировались в угольные пласты). Иногда встречаются риолитовые прослои.
Примерами могут служить сравнительно небольшие угленосные бассейны вблизи Ахуна , Аржанта , Бланзи , Деказевилля , Грейссака , Ле-Крёзо , Мессе в пределах Сийон-Уйе, Сент-Этьена , Сент-Фуа и Сенси-ле-Рувре .
Позднее, в течение саалийской фазы, осадочное заполнение этих бассейнов было сильно смято в складки из-за сдвиговых движений в соседних блоках фундамента.
Орогеническое растяжение продолжалось также в пермский период , и образовалось больше бассейнов, в основном вдоль периферии массива. Детритное осадочное заполнение состояло в основном из континентальных красных пустынных песчаников, алевритов и сланцев.
Примерами являются бассейны возле Отена , Бланзи , Брива , Эпалиона , Мулена и Сен-Африка .
В мезозое Центральный массив оставался выше уровня моря, однако интенсивные эрозионные процессы, атакующие его с конца карбона, продолжались неуклонно и постепенно выровняли бывший горный хребет в пенеплен. Вдоль его краев и особенно на юго-востоке юрское море отложило мощные известняковые последовательности, которые позже стали каусами .
В начале кайнозоя Центральный массив начал испытывать влияние пиренейской и альпийской орогенеза , особенно вдоль его южного и восточного краев, которые были подняты довольно резко. Последствия этих сильных напряжений в коре инициировали эксплозивный вулканизм уже в палеоцене . Вулканическая активность продолжается с тех пор практически до наших дней.
В позднем эоцене отложился так называемый Sidérolithique — богатый железом осадок, напоминающий латериты и свидетельствующий об обширной эрозии массива (после его нового поднятия) в условиях субтропического климата.
В среднем эоцене ( лютет ) начался новый период растяжения, который достиг своего апогея в олигоцене . Растяжение земной коры привело к образованию грабенов растяжения. Примерами являются асимметричные структуры грабенов Бресса , Шера , Лиманя , Плен-дю-Форе и грабена Роанна, простирающиеся примерно с севера на север и северо-запад на юго-юго-восток. Эти впадины снова были заполнены озерными отложениями с редкими вулканическими вкраплениями, так называемыми пеперитами . Осадки могут достигать значительной толщины, например, 2500 метров в Лимане.
К концу миоцена начали формироваться предшественники крупных стратовулканов Канталь и Мон-Доре . В восточной части Велаи выдавливались толстые щелочные базальты и выталкивались фонолитовые пробки.
В плиоцене начался новый период сильного подъема, который привел к усилению эрозии и вызвал очень сильный вулканизм. Фактически, Центральный массив пережил пик вулканической активности в это время - стратовулкан Канталь, например, начал расти до высот более 3000 метров. [4]
В последний ледниковый период на Кантале и горах Доре образовались долинные ледники и небольшие ледниковые шапки, о чем свидетельствуют морены и цирки .
Последние фреатомагматические взрывы произошли в долине Пюи всего 3000–4000 лет назад.
Северо-западный край Центрального массива около Рошешуара был поражен во время позднего триасового периода ( рэтийский ярус) (около 202 миллионов лет назад) крупным метеоритом , вероятно, каменно-железного типа. Удар вырыл кратер диаметром 20 километров в пенепленизированных породах фундамента. Сегодня структура кратера почти полностью разрушена, однако некоторые свевиты , несколько ударных брекчий , плоские деформационные особенности (PDF), конусы дробления и множество локальных надвигов в фундаменте все еще документируют это событие.
Структурно Центральный массив состоит из сложенных метаморфических покровов фундамента, которые были надвинуты на их южный выступ (Аквитания). Можно выделить следующие структурные единицы (от структурно более высоких к структурно более низким):
По данным Фора и др. (2008), с геодинамической точки зрения Центральный массив можно разделить на шесть основных фаз деформации:
Кажется, теперь уже точно установлено, что в конце неопротерозоя Центральный массив (т. е. микроконтинент Лигерия ) и Арморика были частью северного края Гондваны . В то время в прилегающем океане на севере образовалась чрезвычайно толстая флишевая последовательность с переслаивающимися бимодальными вулканитами. В течение нижнего ордовика северный край Гондваны начал откалываться, и полоска, несущая Арморику и ее восточное продолжение, также называемая супертеррейном Гун, начала медленно дрейфовать на север. Это открыло Палеотетис в кильватере. В результате океан Рейк и реногерцинский океан на севере все больше сжимались и в конечном итоге погрузились под Арморику или супертеррейн Гун. Это событие субдукции соответствует в Центральном массиве фазе деформации D 2 . Последняя континентальная коллизия во время миссисипского периода между Гондваной и Лавруссией закрепила Лигерию в ее нынешнем положении во внутренней части Варисского орогена. Коллизионное событие представлено в Центральном массиве фазой D 3 .
Это всего лишь очень схематичная палеогеографическая реконструкция. Было представлено много моделей, которые обычно различаются по смыслу субдукции(й) и по расположению микроконтинентов. Обычный несколько упрощенный подход ортогонального открытия/закрытия может быть только первым приближением, поскольку проблема становится намного сложнее при попытке включить очень важные правосторонние сдвиговые движения, влияющие на варисский ороген.
В качестве введения в эту тему см. статью Стампфли и др. (2002). [8]
Центральный массив, являясь центральной частью орогена Варискан, претерпел довольно сложную геологическую эволюцию. С момента его (диахронной) эксгумации он испытал очень сильную эрозионную пенепленизацию, обнажив полиметаморфический кристаллический фундамент. Супракрустальные последовательности осадочного происхождения представлены крайне слабо и в основном встречаются по периферии. Очевидно, что этот факт серьезно затрудняет реконструкцию геодинамической эволюции массива.
Метаморфизм HP/UHP, вызванный субдукцией на границе силура и девона, в девоне и миссисипии сопровождался полифазным динамометаморфизмом из-за сокращения земной коры. Последний развил перекрестный рисунок в полученных структурах – хорошо известный Variscan x . Интенсивное напластование покровов во время континентальной коллизии переместило высокосортные террейны в южном направлении по менее деформированным единицам, создав впечатление инвертированного метаморфизма – особенность, столь распространенная в Центральном массиве. Последние две фазы деформации в пенсильванском периоде образовались под действием напряжений растяжения и снова создали перекрестный рисунок в полученных структурах. Сильное орогеническое растяжение и окончательное обрушение вызвали декомпрессионное плавление, которое привело к выраженной гранитизации и связанной с ней минерализации, в основном типа Au – Sb - W.
Структурный крест также можно обнаружить пространственно. В западной и центральной части Центрального массива в основном доминируют структуры простирания NW-SE, тогда как в восточной части преобладает очень сильная организация NE-SW.
Большое значение имеет диахронная эволюция в Центральном массиве. События надвига и эксгумации мигрировали во времени и пространстве. Например, надвиг начался на севере уже 385 млн лет назад и достиг юга (Черная гора) только между 325 и 315 млн лет назад.