Légende

Lithologie et géologie
	Limite méridionale approximative des dépôts loessiques liés aux inlandsis pléistocènes nord-européens (France septentrionale) et contours approximatifs des aires loessiques liées aux glaciers pléistocènes centraliens, alpins et pyrénéens (France méridionale).
	Sables et cordons dunaires des Landes d'Aquitaine : du Plio-Quaternaire à l'Actuel.
	Dépôts détritiques (alluvions, colluvions, moraines) : du Plio-Quaternaire à l'Actuel.
	Molasses alpines : Néogène.
	Molasses pyrénéennes du Bassin d'Aquitaine : Miocène.
	Molasses pyrénéennes du Bassin d'Aquitaine : Oligocène.
	Alternances couches dures / couches tendres cénozoïques : du Paléocène au Miocène inférieur (Aquitanien) dans le Bassin de Paris et au Miocène indifférencié ailleurs.
	Craie du Bassin de Paris : Crétacé supérieur s. s. (du Cénomanien supérieur au Sénonien).
	Calcaires crétacés nord-aquitains : Crétacé supérieur s. s. (Turonien et Sénonien).
	Alternances couches dures/couches tendres mésozoïques : du Crétacé moyen au Trias moyen (Muschelkalk) dans le Bassin de Paris et au Trias indifférencié ailleurs.
	Impactites (astroblème de Rochechouart) : brèches (de retombée, de dislocation et hydrothermales) résultant d'un métamorphisme d'impact dû à la chute d'une météorite. Celle-ci s'était totalement vaporisée lors du choc, voici environ 200 Ma (limite Trias-Lias).
	Faciès carbonatés/dolomitiques jurassiques des Causses méridionaux (du sud-est au nord-ouest : Grands Causses, Causses du Quercy et Causse Cubjac) : Dogger et Malm.
	Roches sédimentaires mésozoïques et cénozoïques plissées des zones alpine, subalpine et jurassienne : du Trias indifférencié à l'Oligo-Miocène.
	Ophiolites alpines : Dogger-Malm.
	Roches sédimentaires mésozoïques et cénozoïques plissées de la zone pyrénéo-provençale : du Trias indifférencié à l'Oligocène.
	Roches sédimentaires mésozoïques et cénozoïques plissées des zones nord-pyrénéenne et sous-pyrénéenne : du Trias indifférencié à l'Eocène.
	Grès et conglomérats ("grès bigarrés") des Vosges gréseuses : Buntsandstein (Scythien).
	Grès et conglomérats des bassins permiens : Autunien et Saxono-Thuringien.
	Roches cristallines et cristallophylliennes : du Précambrien au Carbonifère.
	Roches volcaniques cénozoïques et quaternaires : de l'Oligocène au Pléistocène.
Unités structurales, surfaces et formes structurales, tectonique
Massifs anciens (varisques) non repris dans les orogènes pyrénéen et alpin mais plus (Massif Central) ou moins (Massif armoricain, Ardennes) rajeunis par ceux-ci :
A Ardennes            V Vosges          M C Massif Central            M A Massif armoricain
Bassins sédimentaires stables (couvertures méso-cénozoïques des massifs varisques) :
B P Bassin de Paris                 B A Bassin d'Aquitaine
Surfaces structurales pliocènes du centre du Bassin de Paris
	Surface du calcaire de Beauce (Aquitanien).
	Surface du calcaire de Brie (Stampien inférieur ou "Sannoisien").
	Surface du calcaire de Saint-Ouen (Marinésien).
	Surface du calcaire grossier (Lutétien inférieur et moyen).
Principaux fronts de cuesta du Bassin de Paris
	Front de cuesta (les barbillons sont tournés du côté de la dépression orthoclinale).
A	Cuesta d'Île-de-France : Lutétien à Aquitanien sur Paléocène à Yprésien.
B	Cuesta de Champagne : Crétacé supérieur sur Crétacé moyen.
B'	Cuesta d'Argonne : Cénomanien inférieur sur Albien.
C	Cuesta des Bars : Portlandien inférieur sur Kimméridgien.
D	Cuesta de Meuse : Argovien-Rauracien (Oxfordien) sur Callovien.
E	Cuesta de Moselle : Dogger inférieur (Bajocien) sur Lias supérieur (Toarcien).
F	Cuesta du Lias : Hettangien-Sinémurien sur Keuper (Trias supérieur).
G	Cuesta du Muschelkalk : Muschelkalk inférieur et moyen sur Buntsandstein supérieur.
Structure et tectonique des chaînes récentes
CPF	Chevauchement pennique frontal séparant les zones alpines interne (à l'est) et externe.
KC	Klippes du Chablais        KA     Klippe des Annes         KS    Klippe de Sulens
	Sillon subalpin. Les barbillons jalonnent le rebord subalpin séparant le sillon de 3 massifs subalpins septentrionaux : les Bauges, la Chartreuse et le Vercors (du nord au sud). À l'est du sillon : les massifs cristallins externes (Belledonne au nord et Pelvoux au sud).
CJE	Chevauchement du Jura externe. Cette ligne de chevauchement est pour l'essentiel celle des faisceaux plissés-faillés du Jura externe sur le fossé de Bresse, où elle est souvent fossilisée par les dépôts plio-quaternaires. À l'extrémité sud, le chevauchement sépare le faisceau d'Ambérieu de l'Île Crémieu, ultime éperon jurassique de la zone préjurassienne. Tout au nord, la faille-pli principale, côtoyée par le Doubs, partage longitudinalement le faisceau bisontin à cause de l'érosion fréquente des couches chevauchantes, entre Boussières, à l'est, et Baume-les-Dames, à l'est.
CC	Chevauchement corse : limite occidentale de la Corse alpine, prolongement méridional des zones internes des Alpes occidentales. À l'ouest : la Corse varisque, massif cristallin "externe" de la zone pyrénéo-provençale.
FNP	Faille nord-pyrénéenne : accident frontal discontinu séparant la zone primaire axiale (ou "zone pyrénéenne centrale") de la zone nord-pyrénéenne.
CFNP	Chevauchement frontal nord-pyrénéen : limite entre les zones nord-pyrénéenne et sous-pyrénéenne. Cette ligne discontinue de chevauchements ou de charriages (Corbières), généralement déversés vers le nord ou l'ouest, constitue la branche occidentale de la frontière nord de la zone pyrénéo-provençale s. l. qui s'étend du golfe de Biscaye à la mer Ligurienne.
Accidents cassants majeurs
	Faille (ou système de failles) normale et son escarpement (de ligne de faille ou composite) limitant un fossé tectonique récent (oligo-miocène) consécutif à une distension crustale généralement liée à l'orogène alpin (les barbillons sont tournés du côté du graben).
	Même type de faille que ci-dessus, masquée ou très probable.
1	Fossé Rhénan            2      Fossé Bressan          3a      Bassin de Roanne
3b	Bassin du Forez (ou de Monbrison)            4    Fossé des Limagnes (ou "de la Limagne")
	Autres failles             Décrochement dextre               Décrochement senestre
CSA	Cisaillement sud-armoricain (âge hercynien (> 300 Ma); au moins 40 Km de profondeur; vertical puis s'infléchissant vers le nord-est au-delà de 20 Km de profondeur). Il s'accompagne d'une zone broyée large de plusieurs kilomètres, riche en mylonites. Ce très vieil accident décrochant reste actif : séismes de Hennebont () le 30.09.2002 (5,5 degrés sur l'échelle de Richter (secousse initiale), la rupture ayant dû se produire vers 15 Km de profondeur), de Quimper le 02.01.1959 et de Vannes le 09.01.1930, pour les plus récents.
CNA	Cisaillement nord-armoricain (âge hercynien ou antérieur (> 350 Ma); au moins 30 Km de profondeur, vertical au moins jusque-là). Cet accident au tracé complexe sépare le domaine nord-armoricain, essentiellement cadomien (Précambrien tardif : 550 à 560 Ma),  du domaine centre-armoricain où les formations sédimentaires paléozoïques reposent en discordance sur des formations briovériennes plus ou moins métamorphisées et d'âge probablement cambrien à précambrien terminal (570-580 Ma). L'ensemble repose sur un socle peut-être cadomien, mais qui reste à identifier avec certitude.
SH	Sillon Houiller (âge tardihercynien (phase saalienne, vers - 260 Ma); actif durant le Mésozoïque et le Cénozoïque; profond de plusieurs dizaines de kilomètres). Cet accident complexe (tantôt synclinal resserré ou faillé, tantôt fossé écrasé, tantôt faille unique) qui se présente plutôt, à grande échelle, comme un décrochement senestre, partage le Massif Central en deux provinces crustales : croûte épaisse à l'ouest (Marche, Millevaches, Limousin), croûte plus mince à l'est (région des volcans et fossés : rift du Massif Central).
Pédologie
	Podzols ou sols podzoliques avec, localement, sols de dunes et de tourbières.
	Podzols ou sols podzoliques.
	Rendzines et sols bruns calcaires prédominants.
	Sols méditerranéens (sols bruns et sols rouges méditerranéens).
	Sols bruns lessivés, rendzines rouges et lithosols.
Presque partout ailleurs : sols lessivés ou sols bruns, ces derniers étant généralement acides sur les roches cristallines/cristallophylliennes et calciques sur les marnes ou les calcaires marneux. Sols alluviaux dans les fonds de vallées; rankers et lithosols en montagne (au-dessus de 2000 m en moyenne). Un sol étant une interface organique se développant entre roches et troposphère, il est évident que la typologie des sols à l'échelle locale est très variée, notamment en fonction du climat et de la végétation, mais aussi du drainage, de la pente et de l'exposition, ainsi, le cas échéant, que de la présence de paléosols ou d'influences anthropiques.

L'expression "France varisque" est devenue quasi pléonastique depuis qu'il a été clairement établi que ce pays est compris dans l'extrémité occidentale (depuis l'ouverture de l'Océan Atlantique) de la grande chaîne varisque (ou "hercynienne"). Il est néanmoins possible de distinguer une France varisque cratonique, stable, de celle reprise dans l'orogène pyrénéo-alpin et concernée par des accidents majeurs de la croûte continentale, France tectoniquement beaucoup plus vive et instable. La ligne les séparant débute à l'extrême sud de la côte aquitaine et rejoint, à la hauteur du Tarn, la pointe méridionale du Sillon Houiller qu'elle suit jusqu'en Bourbonnais. Elle côtoie ensuite la cuesta de Moselle (E) jusqu'à la Vôge avant de suivre assez fidèlement la cuesta du Muschelkalk (G) jusqu'à la frontière allemande.
Au nord-ouest de cette ligne, la chaîne varisque arasée, pénéplanée depuis plus de 220 Ma, présente des portions tantôt subaériennes, tantôt fossilisés, sous la forme de 2 massifs anciens et 2 bassins sédimentaires disposés en sautoir. Dans ces derniers, le socle n'est jamais fossilisé par plus de 3500 m de sédiments, hormis le secteur d'Arcachon (Bassin d'Aquitaine) où ils dépassent 5 Km, en raison d'une subsidence liée à une néogenèse de la croûte océanique au large du golfe de Biscaye (ou "golfe de Gascogne"). Les strates présentent des pendages faibles augmentant vers la périphérie des bassins, ce qui permet, lorque les variations de faciès s'y prêtent, le développement de belles formes structurales (cuestas), comme dans l'est du Bassin Parisien où leur commandement peut atteindre une centaine de mètres. À l'est de notre ligne, au contact des Vosges cristallines, le fort relèvement des pendages, le morcellement dû à la tectonique cassante tout autant que les variations latérales de puissance des faciès du Buntsandstein moyen interdisent de parler de "cuesta du Buntsandstein". Le contact entre Vosges gréseuses et cristallines, d'une part, et entre Vosges gréseuses et fossé rhénan, d'autre part, relève d'une morphologie structurale propre, respectivement, aux massifs anciens fortement "rajeunis" (voir ci-après) en contact avec leur périphérie et aux reliefs de faille. Vers l'ouest, le contact Bassin de Paris-Massif armoricain s'opère par des strates jurassiques souvent directement discordantes sur le socle selon des pendages modérés, ce qui permet d'y retrouver, à l'extrême nord, la cuesta du Bajocien puis, en arrière, du Perche à la côte normande, la cuesta de la craie ("cuesta de Champagne"). Un tel système de cuestas ne se rencontre pas dans le Bassin d'Aquitaine, sa disposition structurale d'ensemble et les affleurements sédimentaires s'y prêtant beaucoup moins. Cependant, des cuestas y existent aussi, comme au contact du Lannemezan avec la zone nord-pyrénéenne ou au contact des régions périgordines et caussenardes avec des bassins ou des dépressions périphériques développés, sur le pourtour du Massif central, dans des roches tendres  (bassin permien de Brive, Limargue ...).
Le Bassin de Paris, bassin sédimentaire typique, ne constitue que la partie sud-orientale d'une unité structurale se prolongeant sous la Manche et dans le sud-est de l'Angleterre. Cet ensemble est parcouru, notamment dans les régions proches de la Manche et du Pas-de-Calais, par des ondulations et des failles de direction armoricaine (NW-SE à WNW-ESE) issues de l'activité tectonique du socle varisque sous-jacent, la zone de chevauchement frontale septentrionale de l'ancienne chaîne varisque passant précisément par ce secteur. Ces accidents ont non seulement guidé une bonne partie du réseau hydrographique secondaire mais abouti au creusement par l'érosion différentielle de la boutonnière du pays de Bray et des 2 demi-boutonnières de Boulogne et du Weald anglais, qui n'en font qu'une. De même, le bassin cénozoïque de Southampton constitue à certains  égards l'homologue (quoique réduit et nettement orienté dans la direction armoricaine) de celui d'Île-de-France. Au nord du Weald et du seuil de l'Artois, le bassin de Londres et celui de Bruxelles appartiennent aux marges sédimentaires de la mer du Nord que les phénomènes de rifting placent en-dehors de notre zone cratonique.
Les directions tectoniques armoricaines sont également prédominantes dans le secteur nord-aquitain, l'Ouest du Massif central et le Massif armoricain méridional. Au nord du CNA, le "bloc cadomien", vestige d'une chaîne vieille d'au moins 560 Ma et dont le noyau fut repris dans l'orogène varisque, présente des accidents de direction le plus  souvent NE-SW.
Bien que stable, le craton varisque français n'est pas inerte (cf. plus haut et ce que nous disons du CSA dans la légende).
Au sud-est de cette ligne se trouve une France à la fois volcanique et riftienne,   pyrénéo-alpine et alpine.
S'il n'existe plus en France de volcanisme actif depuis environ 10.000 ans, les phénomènes profonds, lithosphériques et asthénosphériques, à l'origine de ce volcanisme depuis quelque 30 Ma (Oligocène) perdurent. C'est en effet dès l'Oligocène que débutent les phénomènes de distension crustale affectant encore l'extrémité occidentale de la plaque eurasiatique et dont l'ensemble des manifestations volcaniques, tectoniques, structurales et topographiques constitue le rift ouest-européen. Celui-ci est constitué de 3 segments majeurs disposés globalement autour de l'arc alpin, soit, d'est en ouest : le fossé de l'Eger, orienté ENE-WSW et traversant le massif Bohémien (RFA), le fossé Rhénan, orienté NNE-SSO (se prolongeant en RFA par le fossé de la Hesse), et les fossés Centraliens et de Bresse, orientés N-S. La sédimentation y est pour l'essentiel d'âge oligocène, ce qui montre le synchronisme de cette période d'extension tertiaire. La comparaison des cartes structurales montre néanmoins une différence marquée entre le fossé Rhénan et les fossés Centraliens et Bressan : dans le premier, la sédimentation oligocène se localise le long d'un fossé étroit et linéaire (35 km de large sur 300 km de long) tandis qu'en Bresse et  dans le Massif central, elle est diffuse, soulignée par 3 grands fossés parallèles et plusieurs bassins de moindre importance (bassins d'Olby, d'Ambert, etc) non représentés sur la carte : au total, la sédimentation liée au rifting s'étend du Sillon Houiller, à l'ouest, jusqu'à la faille bordant la Bresse à l'est, soit plus de 200 Km de large. D'autre part, la présence, de part et d'autre du fossé Rhénan, de massifs anciens fortement "rajeunis" (Vosges et Schwarzwald), qui constituent les lèvres du rift continental, plaide en faveur d'un rifting actif pour la genèse de ce fossé tandis que les parts du rifting actif et du rifting passif restent, ailleurs, à déterminer (elles se sont d'ailleurs probablement succédées dans le Massif central). Il est possible que ces 2 segments français du rift ouest-européen, l'ensemble centralien-bressan ("rift du Massif central") et le fossé Rhénan, soient liés par une "zone transformante" Rhin-Saône, mais cela reste à confirmer.
Si l'évolution du volcanisme centralien est intimement liée à celle du rift, celle-ci est elle-même étroitement connectée à la formation des Alpes qui débuta dès la fin du Crétacé avec la collision entre sous-plaque apulienne et plaque européenne : la formation de la chaîne alpine est contemporaine de la formation des grabens et de la sédimentation dans le Massif central. Les plus récentes théories relient l'augmentation d'épaisseur crustale due à la création des racines lithosphériques alpines, concomitante de la tectogenèse alpine dans sa phase majeure (Éocène supérieur au Miocène inférieur), à l'extension de la lithosphère européenne, à la fois distendue et subductée. Cette extension conduisit à un net amincissement crustal de la plaque européenne et à la formation de grabens. Par suite, la remontée de l'asthénosphère induisit le volcanisme alcalin, surtout fissural, du Massif central.