Młodszy_p...pdf

Młodszy paleozoik .

Podział stratygraficzny młodszej czħĻci ery paleozoicznej ukształtował siħ w najgrubszych zarysach w XIX wieku.

System dewoıski zdefiniowali w roku 1839 Sedgwick i jego nieco nowoczeĻniejszy współczesny, Murchison.

Obszarem typowym dla tego wyróŇnienia było hrabstwo Devonshire na południowym kraıcu wysp brytyjskich. Wybór taki

był bardzo niefortunny, bowiem w zapisie skalnym dominuje facja oldredu oraz zazħbienia facji lĢdowej i morskiej,

skamieniałoĻci sĢ nieliczne i ubogie, ponadto całoĻę objħta jest deformacjami waryscyjskimi. Tradycyjne piħtra

wyróŇniono w Ardenach oraz w masywie reıskim, gdzie jedynie dolny dewon wykształcony jest w facjach płytkowodnych i

czħĻciowo lĢdowych. Dlatego teŇ wkrótce za wzorcowe uznano wydzielenia z niecki Barrandienu: lochkow i prag

zastĢpiły Ňedyn i zigen (mimo Ňe nie sĢ to ĻciĻle odpowiadajĢce sobie ramy czasowe), podobnie jak czeski przidoli

zastĢpił brytyjski downton. Obecne piħtra dewonu pochodzĢ z roku 1985. Stratotyp granicy sylur-dewon zdefiniowano w

roku 1972: była to pierwsza na Ļwiecie granica ĻciĻle okreĻlona paleontologicznie i stratotypowo. Jej hipostratotyp, czyli

stratotyp pomocniczy, wykształcony jest w wyjĢtkowo dogodnych facjach, w profilu, gdzie łupki przewarstwiajĢ siħ z

wapieniami. W łupkach wystħpujĢ bogate skamieniałoĻci graptolitów, zaĻ w wapieniach – liczne konodonty. Granica

ustanowiona została w miejscu pierwszego pojawienia siħ Monograptus uniformis . Granicħ dewon-karbon zdefiniowano

w Mt. Noire, zaĻ w Nanbiancun w Chinach znajduje siħ jej stratotyp, wskazany w oparciu o konodonty.

System karboıski wyróŇnili w roku 1822 Conybeare i Phillips, aczkolwiek wypowiadali siħ na ten temat takŇe

Sedgwick i Murchison. Jako system jest on swojego rodzaju połĢczeniem kilku wyróŇnianych od dawna formacji

wħglonoĻnych, wynikajĢcym niejako z zestawienia dolnego wapienia wħglowego (wyjĢtkowo niefortunne tłumaczenie

angielskiego carboniferous limestone , oznaczajĢcego wapieı karboıski) z górnym karbonem produktywnym. Z czasem

system podzielono na dwa oddziały – karbon wykazuje bowiem na wielkich obszarach wyraŅnĢ dwudzielnoĻę litologicznĢ

i facjalnĢ. CzħĻę dolna jest w znacznym stopniu wħglanowa, pełnomorska, zaĻ górna – klastyczna i w wiħkszoĻci lĢdowa.

W tradycji amerykaıskiej istniejĢ dwa oddzielne systemy: missisip i pensylwan. Od lat trzydziestych XX wieku w Europie

dolny podsystem karbonu nosił nazwħ dinant (od synkliny Dinant), górny zaĻ – od lat szeĻędziesiĢtych – silez. W

ostatnich zmianach wprowadzonych przez MiħdzynarodowĢ Komisjħ Stratygrafii połĢczono tradycjħ europejskĢ z

amerykaıskĢ, poprzez wprowadzenie systemu karboıskiego podzielonego na wspomniane podsystemy amerykaıskie.

Tradycyjne piħtra: turnej, wizen, namur pochodzĢ z Ardenów, zaĻ westfal i stefan z obszaru Niemiec. Nowsze:

serpuchow, baszkir, moskow, kasim, gŇel, wprowadzone niedawno zamiast namuru i wyŇszych – pochodzĢ z platformy

wschodnioeuropejskiej.

W 1841 roku Murchison w wyniku obserwacji poczynionych w czasie podróŇy na Ural zdefiniował nowy system -

perm. W Europie zdawano sobie podówczas sprawħ, Ňe powyŇej grubego przedziału skał niemal całkowicie

pozbawionego skamieniałoĻci leŇy juŇ mezozoik, zaĻ poniŇej – formacja produktywna systemu karboıskiego. W obrħb

problematycznego systemu włĢczano czerwone pustynne formacje kontynentalne oraz cechsztyn z ewaporatami i

cienkimi wapieniami z ubogimi skamieniałoĻciami (z obszaru wysp brytyjskich). Obfite skamieniałoĻci znaleziono dopiero

na Uralu, toteŇ piħtra systemu permskiego aŇ do kunguru włĢcznie pochodzĢ z rowu przeduralskiego. Tradycyjny podział

pozostał europejski: czerwony spĢgowiec i cechsztyn (okreĻlenia górnicze z niecki Mansfeldu) bĢdŅ autun i sakson

trudno wprawdzie uznaę za piħtra, sĢ to najwyŇej grupy litostratygraficzne.

NajwaŇniejszym rysem paleogeografii młodszego paleozoiku jest stopniowa komasacja obszarów

kontynentalnych planety aŇ do ponownego utworzenia superkontynentu, Pangei Wegenera. JuŇ we wczesnym sylurze

Baltika wraz z AwaloniĢ zbliŇały siħ do Laurencji, podobnie jak Syberia. Na południu, pomiħdzy GondwanĢ a LaurencjĢ i

Wzgl ħ dne poło Ň enie bloków kontynentalnych w Pangei w Permie; kolorem pomara ı czowym zaznaczono ła ı cuchy kaledo ı skie, Ň ółtym – waryscyjskie .

BaltikĢ znajdował siħ Ocean Reicki. W młodszym sylurze doszło do kolizji trzech bloków kontynentalnych: Laurencji z

BaltikĢ oraz terranami awaloıskimi. Według najnowszych danych paleomagnetycznych równieŇ w tym samym przedziale

czasowym doszło do zderzenia Syberii z północnĢ czħĻciĢ Laurencji. Po tych wydarzeniach zaistniały dwa ogromne bloki

kontynentalne: Eurameryka (Laurusja) oraz Gondwana. Na znacznej czħĻci pierwszego z nich w dewonie powstawały

czerwone formacje kontynentalne (stĢd teŇ nazwa lĢd oldredowy). JuŇ niedługo potem, we wczesnym karbonie, Laurusja

dołĢcza do Gondwany, wskutek czego powoli dochodzi do formacji superkontynentu, skupiajĢcego takŇe migrujĢce dotĢd

oddzielnie kratony i terrany, takie jak Kazachstania bĢdŅ bloki chiıskie i inne terrany budujĢce obecnie Azjħ. NoŇycowo

zamykany jest ocean Uralski, zaczyna siħ proces tworzenia Paleotetydy, juŇ wówczas wrzynajĢcej siħ klinem od

wschodniej strony superkontynentu. W permie zatem istnieje juŇ niemal w pełni uformowana Pangea oraz Panthalassa,

otaczajĢce jĢ wszechmorze. Fakt, Ňe kontynent ów siħga od bieguna południowego (w permie znajdujĢcego siħ na

Antarktydzie) aŇ po biegun północny, sprawia, Ňe juŇ wkrótce objawiajĢ siħ powaŇne konsekwencje klimatyczne: w

karbonie i permie trwa najdłuŇsze z fanerozoicznych zlodowaceı kontynentalnych.

Podział tektoniczny Europy z uwzgl ħ dnieniem kossmatowskiej zonacji podło Ň a waryscyjskiego.

W dewonie utrzymuje siħ bardzo wysoki stan oceanu Ļwiatowego; jest to okres cieplarniany w dziejach Ziemi.

Brak zlodowaceı kontynentalnych, nieznane sĢ nawet osady lodowców górskich. Po orogenezie kaledoıskiej, wskutek

niszczenia orogenu, nastħpuje transgresja. Z niszczenia orogenu kaledoıskiego sypane były wielkie pryzmy osadów,

stoŇkowato rozchodzĢce siħ w kierunku wnħtrza Laurencji (delta Catskill), w rejon dzisiejszego Morza Białego, takŇe na

stronħ Baltiki. Bardzo duŇo osadów oldredu znajduje siħ na Spitsbergenie. Globalna transgresja powoduje bogactwo linii

brzegowej z licznymi bagnami. W zwiĢzku z tym duŇa czħĻę dewoıskich mórz epikratonicznych to miejsce sprzyjajĢce

dla fauny przejĻciowej pomiħdzy morzem a lĢdem. Z franu znane sĢ skamieniałoĻci Ichtyostegi oraz pierwsze roĻliny

drzewiaste. RozwijajĢ siħ Ļrodowiska marginalno-morskie.

PoczĢwszy od Kornwalii aŇ po Alpy rozciĢga siħ dawny póŅnopaleozoiczny orogen waryscyjski. Obecnie jest to

obszar jednego kontynentu, jednak jeszcze w młodszym paleozoiku były to liczne terrany rozdzielone skorupĢ

oceanicznĢ. Wskutek ich amalgamacji powstał łaıcuch górski o ogromnym znaczeniu dla przyszłego rozwoju

sedymentacji w Europie. Na obszarze Wielkiej Brytanii w dewonie panowała głównie sedymentacja oldredowa (stare

okreĻlenie kontynentalnej formacji pustynnej zwiĢzanej z dawnym orogenem kaledoıskim). Wyspy brytyjskie w czasie

sedymentacji oldredu podlegały czynnej tektonice blokowej, skĢd bierze siħ róŇnica miĢŇszoĻci facji. Na obrzeŇeniu

dzisiejszych wysp deponowane były facje lagunowe, dalej miało miejsce przejĻcie do sedymentacji pelagicznej.

Znajdowane sĢ tam ubogie skamieniałoĻci bezszczħkowców, ryb i innych zwierzĢt. ZnajdujĢcy siħ na wschodzie rozległy

obszar kratoniczny Baltiki został po raz pierwszy od prekambru zalany morzem właĻnie w dewonie. Morze wkraczało z

kierunków wschodniego i południowego; poziom wód oscylował: sedymentacja jest nieciĢgła, z licznymi lukami. W

obramowaniu antekliz wyniesionych wówczas nad poziom morza (tarcza ukraiıska, wyniesienie mazursko-białoruskie)

tworzyły siħ wieıce skał klastycznych, gdzie indziej znów panowała sedymentacja ilasto-wħglanowa, ale równieŇ

siarczanowa i solna – mimo, Ňe tak rozległy obszar nie jest modelowym układem panwi solnej. Morze dewoıskie było

wybitnie płytkim morzem epejrycznym, w wypadku Baltiki znajdowało siħ ono w klimacie tropikalnym, przy ograniczonym

dostħpie wód z głħbszych basenów. Podobnie jak w prekambryjskim etapie rozwoju kratonu, takŇe w dewonie tworzĢ siħ

tu ryfty, które w dalszej historii geologicznej stały siħ aulakogenami, m.in. zapadlisko dnieprzaısko-donieckie, rozcinajĢce

tarczħ ukraiıskĢ na dwa masywy. Rów ten ciĢgnie siħ aŇ do ówczesnego oceanu, gdzie zdeponowane zostało

kilkanaĻcie tysiħcy metrów miĢŇszoĻci osadów samego młodszego paleozoiku. Niezwykła jest asocjacja skalna właĻciwa

temu zapadlisku: osady głħbokowodne z bardzo grubymi pokładami fameıskich soli, oraz z bazaltami. Okres aktywnoĻci

tektonicznej zapadliska to Ňywet – wczesny karbon. Transgresja karboıska wkraczała na platformħ wschodnioeuropejskĢ

od wschodu. Osadzały siħ cienkie warstwy wħglanów turneju, siħgajĢce 120 m miĢŇszoĻci. W wizenie niewielki puls

regresywny, paradoksalnie połĢczony z powstaniem paralicznego zagłħbia burowħglowego w okolicach Moskwy. BliŇej

Uralu wciĢŇ trwa sedymentacja wħglanowa.

Do waryscydów naleŇy przewaŇna czħĻę Europy Zachodniej od Półwyspu Iberyjskiego (bez Gór Betyckich i

Pirenejów) wraz z południowym kraıcem wysp brytyjskich oraz południowo-zachodnim naroŇem Polski. Orogen ten

powstał wskutek zamkniħcia bardzo krótkotrwałego oceanu, utworzonego w dewonie. Terrany wystħpujĢce na obszarze

tego oceanu wyróŇniono na podstawie odrħbnego wykształcenia dewonu i karbonu jeszcze w latach dwudziestych XX

wieku. SĢ to nastħpujĢce strefy paleotektoniczne: strefa reno-hercyıska, przypierajĢca do frontu deformacji

waryscyjskich, dalej na południe: Ļrodkowoniemiecki grzbiet krystaliczny, dalej strefa sasko-turyıska oraz strefa

moldanubska. W dewonie i karbonie strefa reno-hercyıska była obszarem obniŇonym w stosunku do strefy

Ļrodkowoniemieckiego grzbietu krystalicznego (obecnie interpretowanego jako łuk magmowy zwiĢzany ze strefĢ

subdukcji). Oraniczona jest czołowym nasuniħciem waryscyjskim na północy, od południa zaĻ – szwem po oceanie

reickim. Jest to silnie zdeformowany szelf Awalonii. Osady podłoŇa znane sĢ na przykładzie paleozoiku wyniesionego po

orogenezie kaledoıskiej w masywie brabanckim, a takŇe w licznych łuskach składajĢcych siħ na nasuniħte z południa

płaszczowiny. Transgresje wkraczajĢ z południa, w tym teŇ kierunku charakterystyczny jest wzrost miĢŇszoĻci i

głħbokoĻci facji. Linia, wzdłuŇ której płaszczyzna odkłucia osadów szelfu wychodzi na powierzchniħ to tzw. czołowe

nasuniħcie waryscyjskie. Z kolei szew pomiħdzy AwaloniĢ a ArmorykĢ najlepiej rozpoznano w południowych Reıskich

Górach Łupkowych oraz na południu Harzu, gdzie odkryto wĢskĢ strefħ fyllitowĢ, tuŇ za niĢ zaĻ ofiolit. Spomiħdzy nich

wyszła nasuniħta na północ płaszczowina Giessen. W przekroju w dolnej jej czħĻci znajduje siħ melanŇ tektoniczny o

charakterze mylonitu, z fragmentami łuku wulkanicznego, powyŇej soczewki ofiolitu, głównie z poziomu pillow lava,

przykryte przez osady pelagiczne wieku

dewoıskiego; powyŇej – dewoıskie

skały fliszowe.

Rekonstrukcja paleogeograficzna poszczególnych

stadiów kolizji Gondwany z Laurusj Ģ .

Strefa sasko-turyıska to strefa

basenowa podzielona na szereg niecek,

które podlegały silnej subsydencji.

Interpretuje siħ jĢ jako bezpoĻrednie

miejsce cumowania grupy terranów

armorykaıskich. Armoryka w podłoŇu

kadomskim posiada relikty konsolidacji

eburiaıskiej, przez niemal cały starszy

paleozoik pozostaje satelitĢ Gondwany,

odryftowana, przez cały czas ulokowana

jest blisko wielkiego kontynentu. W

dewonie najpierw zachodzi kolizja

Gondwany z ArmorykĢ, z tej teŇ strefy

pochodzi duŇa czħĻę skał

metamorficznych kolizji waryscyjskiej.

Wydaje siħ, Ňe płaszczowinĢ powstałĢ

wskutek tej kolizji jest m.in. kra

sowiogórska. NajwczeĻniejsze znamiona

tej kolizji znane sĢ ze strefy Ossa-

Morena na Półwyspie Iberyjskim.

CzħĻciĢ tej samej strefy kolizyjnej sĢ

takŇe Sudety. WĢskie pasma skorupy

oceanicznej w saksoturyngii utoŇsamia

siħ z pozostałoĻciami po oceanie

południowoarmorykaıskim, nazywanym

takŇe Ļrodkowoeuropejskim. Jednym z

odcinków oceanu Ļrodkowoeuropejskiego jest ocean Tepla, za nim którym leŇał armorykaıski terran Tepla-Barrandien,

Ļrodkowa czħĻę masywu czeskiego w pobliŇu Pragi, paleogeograficznie okreĻlany mianem Peruniki. Migrowała ona na

północ innymi torami niŇ pozostałe terrany armorykaıskie. Przed famenem zachodzi główna faza deformacji, z

olbrzymimi nasuniħciami płaszczowin.

Wreszcie strefa moldanubska to paleoantyklina z bardzo obfitym magmatyzmem i metamorfizmem waryscyjskim.

Górnodewoıski metamorfizm był tu posuniħty na tyle daleko, Ňe minerały obecne w skałach uległy resettingowi.

Pierwotnie klarowny układ tzw. stref kossmatowskich uległ silnemu zaburzeniu ze wzglħdu na przekształcenia, jakim

podlegał w dalszym swym rozwoju uformowany juŇ łaıcuch waryscyjski. ZnacznĢ rotacjħ przeszedł blok Peruniki. W

mezozoiku otwarciu uległa północna czħĻę Oceanu Atlantyckiego; jednĢ z odnóg trójzłĢcza, od którego rozpoczĢł siħ

proces ryftingu była przyszła Zatoka Biskajska – poprzez rotacjħ Półwyspu Iberyjskiego doszło do zagiħcia łaıcucha

waryscydów, pierwotnie biegnĢcego wprost ku południowym Appalachom. JednoczeĻnie z południa wbijał siħ we

wschodniĢ czħĻę Półwyspu Iberyjskiego klin tektoniczny, prowadzĢcy do powstania systemu uskoków i Ļcinaı prawo- i

lewoskrħtnych.

Współczesne odsłoni ħ cia podło Ň a

waryscyjskiego naniesione na kontur

kontynentu sprzed rotacji Półwyspu

Iberyjskiego.

Tradycyjne strefy kossmatowskie

były wynikiem analizy odsłoniħę

podłoŇa waryscyjskiego głównie w

Niemczech, ich analizy facjalnej oraz

ewolucji strukturalnej, a nastħpnie

wyprowadzenia pewnego

uproszczonego wzoru. Kossmat nie

zdawał sobie sprawy z tego, co

działo siħ pomiħdzy poszczególnymi

odsłoniħciami. Cały obszar

waryscyjski dzieli siħ na szereg

masywów i basenów; układ ten

ukształtował siħ z koıcem triasu, od

kiedy postħpował rozkład Pangei,

powstawanie Atlantyku, a takŇe

rozwój pierwszych ryftów w obrħbie

Tetydy. Wskutek tych procesów

orogen wpada w reŇim ekstensyjny – monolit zaczyna siħ rozpadaę na wspomniane, obserwowane na powierzchni,

masywy (wĻród nich np. masyw czeski, m. centralny, m. armorykaıski, m. iberyjski, m. szwarcwaldu i wogezów, Reıskie

Góry Łupkowe i Harz), i rozdzielajĢce je baseny. Kossmat, wciĢŇ jeszcze na gruncie koncepcji geosynklinalnej, zakładał

pierwotne istnienie symetrii orogenu, z analogami strefy reno-hercyıskiej i sasko-turyıskiej na południe od strefy

moldanubskiej. W miarħ rozwoju badaı nad podłoŇem waryscyjskim Półwyspu Iberyjskiego, w znacznym stopniu

odsłoniħtym na powierzchni, załoŇenie Kossmata okazuje siħ słuszne.

Stratygrafia dewonu i najni Ň szego karbonu w Re ı skich

Górach Łupkowych.

Skały systemów dewoıskiego i

karboıskiego w Reıskich Górach Łupkowych

były deponowane w basenie krótkotrwałego

oceanu jako osady, które wkrótce utworzyły

orogen waryscyjski. We wczesnym dewonie

najwiħksze obszary zajmowały klastyki, z

czasem cofajĢce siħ ku północy, ku lĢdowi

oldredowemu. ZnikajĢ w poczĢtkach franu.

Nastħpuje wówczas transgresja – w

zapadliskach Ļródgórskich sedymentacja

oldredu zanika w turneju. Psammity pojawiajĢ

siħ jeszcze w Ļrodkowym famenie (transport

materiału ponownie nastħpuje z północy), oraz

od franu do dolnego karbonu, z transportem z

południa. Od eiflu do franu w Ļrodkowej czħĻci

obszaru dominujĢ wħglany, wyznaczajĢc tzw. reıski szelf wħglanowy; póŅniej przewaŇa sedymentacja ilasta w obszarze

basenowym. Profil peryferycznych partii kontynentu oldredowego ma charakter transgresywny, co łĢczy siħ z bardzo

długim procesem wzrostu eustatycznego przy silnej subsydencji (miĢŇszoĻci siħgajĢ wielu tysiħcy metrów). W rowie

reıskim dominujĢ facje basenowe. Na krawħdzi szelfu reıskiego do franu rozwijajĢ siħ rafy barierowe (stromatoporowo-

koralowcowe, z udziałem denkowców i rugosów). Wówczas rafy takie istniejĢ równieŇ na podmorskich wyniesieniach

bazaltowych przypominajĢcych gujoty. Znane sĢ takŇe rafy dewoıskie o charakterze atoli. ZanikajĢ przed koıcem franu.

Na zapleczu raf marginalnych tego rodzaju wymiana wód pomiħdzy poszczególnymi strefami szelfu jest mocno

ograniczona. W strefach wewnħtrznych dochodzi do anomalnego zasolenia i natlenienia. Brak wprawdzie w utworach

szelfu północnego ewaporatów (odwrotnie do sytuacji sylurskiej). PojawiajĢ siħ facje łupkowe flinz i matagne (ta ostatnia

pokrywa rafy i wyznacza najwiħkszĢ głħbokoĻę szelfu). W rowie reıskim łupki facji Hunsrück majĢ 6 km miĢŇszoĻci,

podczas gdy dewon górny nie przekracza kilkuset metrów miĢŇszoĻci. OĻ subsydencji basenu rowu reıskiego nie miała

stałego miejsca usytuowania, generalnie migrowała ku północy i północnemu zachodowi. WĻród charakterystycznych

facji znajdujĢ siħ łupki ostrakodowe oraz wapienie głowonogowe deponowane na progach podmorskich. Na zatopionych

wapieniach rafowych wystħpujĢ osady skondensowane stratygraficznie. Kondensacja utrzymuje siħ czasem aŇ do

osadów dolnokarboıskich. Facje z przewagĢ klastyków zwiĢzane z północno-zachodnim wybrzeŇem rowu reıskiego (np.

psammity Condroz, trafiajĢ siħ siarczany, ewaporaty – sedymentacja bardzo płytkowodna) to klin odpowiadajĢcy oscylacji

regresywnej zwiĢzanej z cyklem eustatycznym w famenie. W tym samym czasie na południu wystħpuje seria

sedymentacji fliszowej przesuwajĢcej siħ ku północnemu zachodowi. ńródło materiału detrytycznego znajduje siħ dalej na

południe, od strony Ļrodkowoniemieckiego grzbietu krystalicznego. JuŇ od franu zaczyna formowaę siħ południowa czħĻę

orogenu waryscyjskiego. Fałdowanie i wypiħtrzanie postħpuje z południa na północ. Flisz ów w pobliŇu obszaru

alimentacyjnego ma charakter brekcji chaotycznej – jest to flisz dziki, proksymalny. Dalej ku północy flisz dystalny nie ma

juŇ takiego charakteru i stopniowo zasypuje rów reıski. Na psammity z Condroz w najwyŇszym famenie wkraczajĢ

wapienie struıskie w facji wapienia wħglowego. Na granicy fran-famen wymiera ogromna czħĻę organizmów

rafotwórczych.

W dolnym karbonie na północy wystħpuje facja wapienia wħglowego, na południu – flisz, zaĻ w czħĻci Ļrodkowej

umiejscowiona jest oĻ basenu. Na obszar ten we wczesnym karbonie przypada spokojna sedymentacja. W osi osadzajĢ

siħ kryptogeniczne skały krzemionkowe: lidyty, przypuszczalnie powstałe z rozpuszczania radiolarytów, stowarzyszone z

łupkami krzemionkowymi bĢdŅ ałunowymi. Do tego czħsto dochodzĢ tufity bĢdŅ ziarniste wkładki wħglanowe sypiĢce siħ

z obszarów podniesionych. MiĢŇszoĻci sĢ na ogół małe: skały te przypuszczalnie powstawały poniŇej ccd, przy braku

dostawy klastyków, a wiħc przy braku skał tworzĢcych siħ szybko w skali czasu geologicznego. OĻ subsydencji nadal

przesuwa siħ ku północnemu zachodowi i po pewnym czasie wykracza poza rów reıski, ze zmiana charakteru

sedymentacji na molasowĢ, a wiħc lĢdowĢ. Basen znajduje siħ w kontynuacji poprzedniego i wypełniany jest molasĢ

karboıskĢ; nosi on nazwħ subhercyıskiego rowu przedgórskiego reıskiej gałħzi waryscydów. Orogeneza dociera zatem

na północ, rów reıski zostaje sfałdowany.

W dolnym karbonie wyspy brytyjskie naleŇały do obszaru sedymentacji wapienia wħglowego, ze zróŇnicowaniem

na subfacje, m.in. Yoredale i Waulsortian. PowyŇej nich – lĢdowa sedymentacja wħglonoĻna, w pewnych okresach takŇe

z wpływami morskimi. Orogeneza trwa jeszcze na pograniczu Ļrodkowego i póŅnego karbonu, co jest przejawem

polaryzacji orogenu. Na obszarze wszystkich czterech stref kossmatowskich wydŅwigniħty został orogen waryscyjski, z

wkroczeniem magmatyzmu. Na poczĢtki permu przypada gruntowna przebudowa planu tektonicznego Europy

pozaplatformowej: linijne struktury zmieniajĢ siħ w ogromny, wewnħtrznie rozczłonkowany basen, czasem z pełnĢ

inwersjĢ (basen czerwonego spĢgowca istniejĢcy w miejscu dawnego grzbietu). Po fazie asturyjskiej na obszarze

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: