opracowanie zagadnień na regionalną 2014 1

GEOLOGIA REGIONALNA SWIATA

2014

Made by

Asia, Marta, Marta, Monia, Nika, Sylvia

Aro ( Książę Skaningu), Jarek, Kamil,

Mnichu, Rudy & Rafał.

Zagadnienia ogólne

1. Typy granic płyt litosfery wraz z przykładami.

Wrzucam mapkę dla ogólnego spojrzenia gdyby ktoś potrzebował więcej przykładów lub dla ogólnego
poglądu na sprawę :)

Płyty litosfery: A - arabska, B - Bismarck, C - Cocos, E - egejska, F - filipińska, Fi - Fidżi, G - Gorda
(Juan de Fuca), I - irańska, K - karaibska, S - Salomona, T - turecka

Trzy rodzaje granic płyt:



Rozbieżne - strefy spredingu (ang. spreading). Litosfera w takim miejscu jest tak cienka, że magma
wydostaje się na powierzchnię i, schładzając się w kontakcie z zimną wodą oceanu, zastyga w postaci
bazaltowych skał dna oceanicznego. W tym miejscu powstaje nowa litosfera,
np.: płyta Południowo Amerykańska odsuwa się od płyty Afrykańskiej



Zbieżne - strefy subdukcji (ang. subduction) miejsce, w którym jedna płyta podsuwa się pod drugą,
np.: płyta Australijska oraz płyta Pacyficzna



Przesuwcze – miejsce gdzie dwie płyty przesuwają się względem siebie, ani się nie oddalając, ani nie
przybliżając,
np.: Płyta Pacyficzna względem płyty Północno Amerykańskiej tworząc uskok przesuwczy San
Andreas.

2. Metody rekonstrukcji ruchów płyt.



Dopasowanie brzegów kontynentów.



Wsteczne odtworzenie procesów rozszerzania się oceanów.



Porównanie kierunków paleomagnetycznych (równoległość APwP=Apparent polar wander paths)



Porównanie rozwoju prowincji geologicznych na różnych kontynentach.



Porównanie wieku i rozwoju magmatyzmu i metamorfizmu.

3. Czym (i kiedy) była Rodinia ?

Nie sposób ustalić, jak wyglądały kontynenty w odległej przeszłości geologicznej, kiedy życie organiczne na
Ziemi było jeszcze w stadium początkowym. Lecz pierwsze, stosunkowo pewne informacje pochodzą sprzed
1,2-1 mld lat. Po orogenezie grenvillskiej na powierzchni Ziemi uformował się superkontynent, zwany
Rodinia, obejmujący większą część dzisiejszych bloków kontynentalnych. Rodinia otoczona była
wszechoceanem Mirowia.

Kraton północnoamerykański stanowił centrum tego kontynentu. W kriogenie, okresie w którym Rodinia uległa
rozpadowi, miały miejsce zlodowacenia o zasięgu globalnym; było to związane z faktem, że duża część
rozpadającego się superkontynentu znalazała się wówczas w pobliżu bieguna południowego

Między 0,8 a 0,7 mld lat temu Rodinia rozpadła się na dwie części. (Znalazłem jeszcze wersję że na trzy lecz
to było z wikipedii więc lepiej zaufać literaturze). Proces ryftogenezy nastąpił między częściami tego
megakontynentu, wchodzącymi dzisiaj w skład kontynentów półkuli południowej i północnej. Oddalanie się od
siebie tych bloków doprowadziło do powstania Protopacyflku. Proces rozpadu Rodinii nie doprowadził jednak
do trwałego rozczłonkowania bloków kontynentalnych. Już około 550 mln lat temu doszło prawdopdobnie do
ponownego utworzenia wielkiego kontynentu, który można nazwać Protopangeą. Istnienie tego
megakontynentu było krótkotrwałe.

Superkontynent Rodinia ok. 1 mld lat

temu (wg S. Stanleya 2002 - zmodyfikowana)

4. Zdefiniuj płyty: Laurentia, Baltica, Syberia i Gondwana. Jaki ocean je rozdzielał ?

Laurencja, Laurentia – kraton północnoamerykański, który dryfując, był w niektórych okresach geologicznych
częścią różnych kontynentów i superkontynentów, a innym razem sam tworzył osobny kontynent. Kraton
laurencji powstał między 1,5 a 1 miliarda lat temu.

Baltica - kraton, który do końca ordowiku tworzył samodzielny kontynent. Bałtyka została utworzona nie
wcześniej niż 1,8 miliarda lat temu (późny proterozoik, wczesny paleozoik). Współcześnie odpowiada jej
prekambryjska platforma wschodnioeuropejska. Pod koniec ordowiku kolidowała z Awalonią, kiedy to
zapoczątkowane zostały wczesnokaledońskie ruchy górotwórcze (faza takońska). Pod koniec syluru wskutek
kolizji z Laurencją weszła w skład Laurasji.

Syberia - Około 2,5 miliarda lat temu Syberia była częścią kontynentu Arctica, wraz z tarczą kanadyjską. Około
1,1 miliarda lat temu Syberia stała się częścią głównego superkontynentu z Rodinia, trwało to aż do około 750
milionów lat temu, gdy kontynent się rozpadł i Syberia stała się częścią superkontynentu Protolaurasia. W
Okresie ediakarskim około 600 milionów lat temu, Protolaurasia stała się częścią głównego superkontynentu na
południu globu Pannocji. Około 550 milionów lat temu, zarówno Pannocja i Protolaurasia zostały podzielone
tworząc Laurentie, Baltica i Syberię.

Gondwana – południowy superkontynent, istniejący w paleozoiku i na początku mezozoiku oraz ponownie pod
koniec mezozoiku i na początku kenozoiku. Gondwana powstała po raz pierwszy w okresie kambryjskim, 550–
500 milionów lat temu, wraz z rozpadem superkontynentu Pannocji. Przez większą część ery paleozoicznej
biegun południowy znajdował się na obszarze tego superkontynentu, w związku z czym w chłodniejszych
okresach tworzyły się na nim czapy lodowe. Około 300 milionów lat temu zamknął się stosunkowo niewielki
ocean Reik i mniejszy superkontynent Euroameryki połączył się z Gondwaną, tworząc Pangeę.
Na masę lądową Gondwany składały się dzisiejsze: Ameryka Południowa, Afryka, Indie, Australia, Antarktyda,
Nowa Zelandia i południowo-wschodnia część Azji oraz mniejsze mikrokontynenty, jak Wyniesienie
Kergueleńskie. Pangea rozpadła się w okresie jurajskim, około 180 mln lat temu, odtwarzając superkontynent
Gondwany, choć nie dokładnie taki sam. Niewielkie bloki lądowe, m.in. Floryda, pozostały połączone z
Ameryką Północną. Już w kredzie Afryka i Indie odłączyły się od pozostałych części Gondwany, otwierając
południowy Atlantyk i Ocean Indyjski. Ostateczny rozpad superkontynentu nastąpił w erze kenozoicznej, gdy
najpierw Ameryka Południowa, a potem Australia oddzieliły się od Antarktydy.

Jaki ocean je rozdzielał? :



Sylur - Iapetus i Reik,



Dewon - Reik,

SILURIAN PERIOD

443.4–419.2 million years ago

DEVONIAN PERIOD

419.2–358.9 million years ago

I do tego jeszcze taka mapa z Mizerskiego (wczesny trias):



Baltika odzielona od Syberii oceanem Uralskim,



Baltica od Laurencji oceanem Iapetus,



Laurencja, Baltica oraz Syberia odzielone od Gondwany Prototetydą,

Rozmieszczenie kontynentów we wczesnym triasie; obszary białe - płytkie morza, obszary ciemne -lądy

5. Czym była Avalonia ? Gdzie znajdują się jej pozostałości ?

Awalonia −Mikrokontynent istniejący od wczesnego ordowiku do wczesnego dewonu (od 485 mln lat temu do
około 410 mln lat). Obecnie stanowi on fragment podłoża Europy Zachodniej oraz południowo-wschodniej
części Ameryki Północnej.
Awalonia powstała na obrzeżeniu wielkiego kontynentu Gondwana, w rejonie dzisiejszej Ameryki Południowej
(okolice ujścia Amazonki) oraz Afryki Zachodniej. Początkowo stanowiła łuk wysp wulkanicznych, podobnych
do współczesnych wysp japońskich. Z powstaniem i rozwojem tego łuku związana była intensywna działalność
tektoniczna i magmowa, określana mianem orogenezy kadomskiej.

Historia Awalonii jako samodzielnego mikrokontynentu:

a) Z początkiem ordowiku Awalonia stała się samodzielnym lądem, który odłączył się od Gondwany i
zaczął przesuwać się w kierunku Laurencji (dzisiejsza Ameryka Północna) i Baltiki (kontynent
obejmujący obszar współczesnej platformy wschodnioeuropejskiej).
b) Przyłączenie wschodniej części Awalonii do Baltiki miało miejsce w późnym ordowiku; po
dobudowaniu do platformy wschodnioeuropejskiej mikrokontynent utworzył podłoże dzisiejszej Anglii,
Belgii, Holandii, północnych Niemiec, a być może także północno-zachodniej części Polski i fragmentu
Rumunii i Bułgarii.

c) Przyłączenie zachodniej części Awalonii do Laurencji zakończyło się we wczesnym dewonie (faza

akadyjska). Mikrokontynent utworzył podłoże dzisiejszych Appalachów.

Przyłączanie Awalonii do Baltiki i Laurencji miało miejsce w trakcie orogenezy kaledońskiej.

6. Omów relację Super-kontynentu Pangea i Oceanu Tetyda.

Tetyda – prehistoryczny ocean istniejący od późnego karbonu do wczesnego neogenu. Tetyda powstała jako
wielka zatoka na wschodzie Pangei, a po otwarciu swej zachodniej części zaczęła oddzielać kolejno powstające
kontynenty: Laurazję od Gondwany, a następnie Afrykę od Eurazji. Tetyda uległa zamknięciu wskutek kolizji
Afryki, Arabii i Indii z Eurazją. Jej miejsce zajmuje obecnie Ocean Indyjski, a jej reliktami są Morze
Śródziemne, Morze Czarne, Morze Kaspijskie, Zatoka Perska i morza Archipelagu Sundajskiego.
Z osadów zdeponowanych w oceanie Tetydy po jego zamknięciu powstały pasma górskie orogenezy alpejskiej.
Pangea – superkontynent istniejący na Ziemi w okresie pomiędzy 300 a 180 milionów lat temu. Pangea
uformowała się w karbonie, na skutek zamknięcia się paleozoicznego oceanu Reik i kolizji kontynentu Laurosji
z południowym superkontynentem Gondwany. Towarzyszyło temu intensywne wypiętrzanie się gór zwane
orogenezą hercyńską, które utworzyło masywne pasmo hercynidów w centrum powstałego lądu. Pangeę otaczał
pokrywający całą półkulę Ziemi "wszechocean" Panthalassa, a od wschodu rozcinał ją mniejszy zbiornik
oceaniczny – Ocean Tetydy.

Wczesny Trias

Późna Jura

Późna Kreda

7. Zdefiniuj pojęcia: subdukcja, pryzma akrecyjna, ofiolit, obdukcja.



Subdukcja – proces polegający na wciąganiu lub wpychaniu jednej płyty litosferycznej (płyty
oceanicznej) pod drugą (oceaniczną lub kontynentalną). Strefy subdukcji są jednym z rodzajów granic
zbieżnych (konwergentnych, kolizyjnych) płyt litosfery.
Wyróżnia się trzy typy stref subdukcji:



Typ andyjski – kra oceaniczna wciągana jest pod krę kontynentalną. Strefę kolizji wyznacza
głębokomorski rów oceaniczny. W pewnej odległości od strefy powstaje orogen kolizyjny, w
którym dochodzi do silnego sfałdowania osadów zdzieranych płyty oceanicznej, występuje
intensywny wulkanizm oraz liczne trzęsienia ziemi.
np.: Ocean Spokojny, u wybrzeży Ameryki Południowej: Rów Atakamski, Andy.



Typ japoński – kra oceaniczna jest również wciągana pod krę kontynentalną, ale subdukcja
związana jest z wytworzeniem się łuków wyspowych i basenu marginalnego (załukowego). Strefę
kolizji podobnie jak w typie andyjskim wyznacza rów oceaniczny. Tak samo obszar ten
charakteryzuje się dużą aktywnością wulkaniczną i sejsmiczną.
np.: zachodnie obramowanie Oceanu Spokojnego, wzdłuż wybrzeża Azji



Typ mariański – w tym przypadku kra oceaniczna wciągana jest pod inną krę oceaniczną,
jednocześnie następuje kolizja dwóch łuków wyspowych, względnie łuku wyspowego i
podmorskiego grzbietu.
np.: zachodnim obramowaniu Oceanu Spokojnego: Rów Kermadec, Rów Tonga, Rów
Mariański, Rów Izu-Ogasawara



Pryzma akrecyjna - (ang. accretionary prism lub accretionary wedge) to według teorii tektoniki płyt,
pryzma złożona osadów zdartych z podsuwanej dolnej skorupy oceanicznej (wapienie i iły pelaficzne,
iły krzemionkowe i radiolaryty) przez krawędź górnej płyty (dolna część osadów ulega subdukcji) w
strefie subdukcji.
Osady w obrębie pryzmy są zdeformowane tektonicznie. W ich obrębie mogą być także włączone
sekwencje ofiolitowe, czyli zespoły skał płaszcza Ziemi (perydotyty i harzburgity), skorupy oceanicznej
(perydotyty, gabra, doleryty, dioryty, bazalty poduszkowe z dajkami dolerytowymi) wraz z osadami

pelagicznymi. Pomiędzy nią a łukiem wulkanicznym często tworzą się baseny przedłukowe, natomiast
w obrębie pryzmy mniejsze baseny akrecyjne. W niektórych rowach oceanicznych (np. mariańskim)
stwierdzono zupełny brak pryzmy akrecyjnej (Dadlez i Jaroszewski 1994).



Ofiolit - zespół powstałych pod powierzchnią oceanów skał magmowych (obojętnych lub
zasadowych), często w różnym stopniu przeobrażonych.
Najniżej występują głębinowe, ultrazasadowe perydotyt i dunit (najczęściej zserpentynizowane),
następnie gabro i bazalty (najpierw w formie dajek, następnie bazaltów poduszkowych), przykryte
oceanicznymi osadami. Pełna sekwencja ofiolitowa występuje na Cyprze w masywie Troodos, w Polsce
największym kompleksem ofiolitowym jest Masyw Ślęży.

Uproszczony schemat serii
ofiolitowej:
1. komora magmowa
2. warstwa sedymentów
3. bazalty poduszkowe
4. dajki bazaltowe
5. warstwowane gabro
6. kumulaty dunitowe/
perydototowe



Obdukcja - proces zachodzący na granicy płyt tektonicznych litosfery. Polega na nasuwaniu się płyty
oceanicznej na płytę kontynentalną. Zgodnie z teorią tektoniki płyt w litosferze obdukcja jest jednym z
rodzajów kolizji płyt, obok subdukcji oraz kolizji kontynent o kontynent

Geologia Europy

8. Scharakteryzuj elementy składowe Tarczy Fennoskandzkiej

Masyw kolski Krystalinik masywu kolskiego zanurza się ku południowi pod struktury bajkalskie obszaru
timańsko-peczorskiego; od południowego zachodu przylega zaś do lapońsko-białomorskiej strefy orogenicznej.
Jest on podzielony na szereg bloków przez uskoki o kierunkach WNW-ESE o budowie antyklinorialnej lub
synklinorialnej. Najstarsze skały masywu kolskiego to czarnokity, dioryty, gnejsy oraz
metabazyty,interpretowane jako strefy zieleńcowe, będące szczątkami archaicznych stref subdukcji. Mają one
wiek około 3,5-3 mld lat. W rejonie Monczegorska występują zmetamorfizowane bazyty i ultrabazyty wieku
około 3,8 mld lat. Prekambryjskie skały młodsze znane są pod nazwą formacji kolskiej. Są to różnego typu
gnejsy, amfibolity i granulity wieku 3-2,9 mld lat. Skały te ulegały kilkukrotnej regeneracji aż do końca cyklu
sfekofeńsko-karelskiego (około 1,7 mld lat temu). W wielu miejscach występują też sfałdowane i
zmetamorfizowane, w facji amfibolitowej w cyklu sfekofeńsko-karelskim, osadowo-wulkaniczne formacje
subplatformowe starszego proterozoiku. W czasie postorogenicznego etapu rozwoju masywu kolskiego powstały
piaskowce i zlepieńce neoproteorozoiku oraz intruzje skał magmowych (granity rapakiwi) oraz działał
wulkanizm. Wylewy bazaltów oraz intruzje gabr i syenitów następowały jeszcze w paleozoiku w trakcie
aktywizacji kaledońskiej i hercyńskiej.

Masyw karelski ze wszystkich stron jest otoczony orogenicznymi pasmami fałdowymi karelidów. Skały
krystaliczne masywu to różnorodne gnejsy i migmatyty, a także zmetamorfizowane, magmowe skały zasadowe i
ultrazasadowe wieku ponad 2,8 mld lat. Skały te są korelowane z formacją kolską.

Masyw sfekonorweski Zachodnią część tarczy bałtyckiej zajmuje masyw sfekonorweski, zbudowany głównie z
gnejsów, których pozycja stratygraficzna nie jest pewna. Są to prawdopodobnie skały archaiku, zregenerowane
w cyklu gotyjskim i dalslandzkim. Na nich spoczywają sfałdowane w czasie orogenezy gotyjskiej i dalslandzkiej

kwarcyty, marmury, łupki krystaliczne i gnejsy hornblendowe, pocięte intruzjami granitoidów, pegmatytów i
czarnokitów. Środkową część masywu zajmuje rów (aulakogen) Oslo, w którym występują dużej miąższości
skały osadowe paleozoiku oraz permskie wulkanity i skały plutoniczne.

Lapońsko-białomorskie pasmo fałdowe Między masywem kolskim a karelskim znajduje się lapońsko-
białomorskie pasmo fałdowe. Zbudowane jest z silnie sfałdowanych gnejsów biotytowych, granitognejsów i
amfibolitów, wśród których występują przewarstwienia marmurów. Skały te, powstałe w cyklu białomorskim,
zostały poddane regeneracji podczas cyklu sfekofeńsko-karelskiego. Wtedy też, około 1,9-1,8 mld lat temu
powstały intruzje granitoidowe. Podobne skały ciągną się wąskim pasmem wzdłuż południowo-zachodniego
skraju masywu karelskiego.

Pasmo fałdowe gotydów Wzdłuż wschodniego skraju masywu sfekonorweskiego ciągnie się pasmo fałdowe
gotydów. Skały cyklu gotyjskiego, powstałe między 1,75 a 1,2 mld lat temu, to przede wszystkim
zmetamorfizowane skały okruchowe (m. in. piaskowce żelaziste) z pokrywami zasadowych i kwaśnych
wulkanitów, intrudowane postorogenicznymi granitami (główna faza intruzji przypada na około 1,5 mld lat
temu). Późnogotyjska aktywizacja tych skał doprowadziła do powstania gnejsów, łupków krystalicznych i
mikowych kwarcytów.

Pasmo dalslandydów Najbardziej zachodnią część tarczy bałtyckiej zajmuje fałdowe pasmo dalslandydów.
Najstarszymi skałami są tu gnejsy o niejasnej pozycji stratygraficznej. Na nich spoczywają kwarcyty, marmury,
łupki krystaliczne i gnejsy hornblendowe pocięte intruzjami granitoidów czarnokitów i pegmatytów wieku 1-0,9
mld lat. Powszechne są też pokrywy ryolitowe.

Grupa sparagmitowa Na zachodnim i północnym skraju tarczy bałtyckiej występują skały osadowe
neoproterozoiku, nazywane grupą sparagmitową. W sposób typowy są one wykształcone w rejonie Oslo. Są to
kwarcyty, łupki ilaste, zlepieńce, sparagmity i wapienie (w tym wapienie stromatolitowe). Skały te mają
miąższość dochodzącą do 6 km. Wiek występujących w tych skałach tillitów, świadczących o zlodowaceniach
górskich lub kontynentalnych, szacuje się na około 635 mln lat.

9. Omów i scharakteryzuj elementy składowe Tarczy Bałtyckiej,

Co to ma być??!! Przecież Tarcza Bałtycka to Tarcza Fennoskandzka -_-.

10. Omów i scharakteryzuj elementy składowe Tarczy Ukraińskiej



Volyn



Dniester-Boug



Ros-Tykych



Kirovograd



Middle-Diprean



Azowian

Oddzielone są od siebie dyslokacjami.
A w ich obrębie są następujące kompleksy
litotektoniczne:



czarnokitowo-granulitowy



plagiogranitoidowo-amfibolitowy



tonalitowo-zieleńcowy



granitowo-metaosadowy
(metaterrygeniczny)



wulkaniczno-plutoniczny



wulkaniczno-osadowy

6 mega/geo bloków

11. Wymień i krótko (schematycznie) scharakteryzuj jednostki geologiczne Wysp Brytyjskich

Struktury tektoniczne wieku kaledońskiego przebiegają z NE na SW, a ich kierunku pokrywają się z osią
geosynkliny kaledońskiej.
Kaledonidy brytyjskie można podzielić na strefy:



blok Hebrydów



strefę grampiańską



ryft Midland Valley



strefę Wyżyny Południowoszkockiej



strefę Walii

Blok Hebrydów zbudowany jest ze skał kompleksu lewizyjskiego, który składa się z bardzo starych gnejsów
wielokrotnie odmładzanych oraz z przykrywających je pstrych osadów molasowych serii torridońskiej. Do serii
torridońskiej wieku neoproterozoicznego należą czerwone i pstre, skośnie warstwowane gruboziarniste
piaskowce arkozowe, zlepieńce, mułowce, łupki ilaste, lokalnie wapienie. Miąższość tej serii dochodzi do 6000
m. Kompleks lewizyjski powstał w czasie 3 cykli sedymentacyjno – diastroficznych:



scourian – o wieku 3 – 2,6 md lat, granulity, szare gnejsy



invers – o wieku 2,6 – 1,9 mld lat, gnejsy, łupki zmetamorfizowany facji amfibolitowej z dajkami
dolerytowi



laksford – o wieku 1,5 – 1,3 mld lat, skały słabo zmetamorfizowane, szarogłazy, piaskowce, łupki
ilaste, lokalnie gnejsy

Na osadach torridońskich leżą z nieznaczną niezgodnością kątową skały węglanowe oraz szelfowe osady
kambru – ordowiku zawierające faunę morską. Na skały te wzdłuż nasunięcia Moine nasunięte są ku
północnemu zachodowi płaszczowiny kaledońskie.
Metamorficzna strefa grampiańska jest najbardziej północną strefą Kaledonidów brytyjskich w skład której
wchodzą Góry Kaledońskie, Grampian, północna Irlandia i Szetlandy. Strefa ta zbudowana jest z kilkakrotnie
sfałdowanych i zmetamorfizowanych, silnie zmigmatyzowanych i intrudowanych granitoidami osadów górnego
prekambru i dolnego paleozoiku. Granicą strefy od północy jest nasunięcie Moine, a południową Highland
Boundary Falut (czasem określany jako uskok południowy).
W utworach tworzących strefę grampiańską wyróżniamy 2 serie:



Moine – zbudowana jest z piaskowców z przeławiceniami łupków ilastych (flisz) , zmetamorfizowane
w facji amfiblitoej i zieleńcowej, miąższość serii to 7- 10 km, ich wiek 1,25 – 1 mld lat. Skały te są
pocięte intruzjami pegmatytów i granitoidów wiązanych z tzw. orogenezą rorarską. Występują na NW
od uskoku Great Glen.



Dalrad – zbudowana z kwarcytów, mułowców, szarogłazów wapiennych, łupków ilastych, fyllitów,
zieleńców, łupków mikowych, gnejsów datowanych na późny neoproterozoik – środkowy ordowik,
miąższość serii to 10 – 12km

Deformacje tektoniczne i procesy metamorficzne nastąpiły głównie w ordowiku, ale ruchy tektoniczne trwały do
dolnego dewonu, tzn. do momentu zamknięcia Oceanu Iapetus. Płaszczowinowa struktura strefy powstała w
wyniku 4 faz ruchów tektonicznych. Na płaszczowinach spoczywa dolnodewońska molasa. Strefę grampiańską
przecina uskok lewoprzesuwczy Great Glean. Główna faza jego rozwoju przypada na końcowy etap rozwoju
brytyjskich Kaledonidów (świadczy o tym przesunięcie molsay dolnego dewonu i plutonów granitoidowych).
Ciągła aktywność sejsmiczna jest dowodem na obecną aktywność tego uskoku, którego przemieszczenie
szacowane jest na od 88 do 350 km .
Ryft Midland Valley ograniczony jest od NW uskokiem Highland Boundary Falut,
a od SW uskokiem Wyżyny Południowoszkockiej. Ryft zapełniony jest grubymi osadami fliszowymi ordowiku
i syluru (do 10 000 m) sfałdowanymi na przełomie syluru i dewony. Na nich leżą osady dewonu facji old redu
oraz wulkanity kwaśne i obojętne oraz skały okruchowej wyższego dewonu i karbonu.
Strefa Wyżyny Południowoszkockiej zwana także centralną strefą brytyjskich Kaledonidów to antyklinorium
zbudowane z niezmetamorfizowanych i silnie sfałdowanych i pociętych uskokami osadów fliszowych i
wulkanitów ordowiku i syluru. Wulkanity kontynuują się dalej na zachód w masywie Longford Down w Irlandii.
Na skałach tych lokalnie można zaobserwować skały okruchowe dewonu i karbonu, które powstały w
geosynklinie kaledońskiej.
Strefa Walii to niezmetamorfizowana strefa Kaledonidów. Występuje tutaj niemal kompletny profil osadów
starszego paleozoiku. Na skałach krystalicznych prekambru spoczywają okruchowe skały osadowe najwyższego
prekambru przechodzące w osady piaszczysto łupkowe kambru. Ordowik reprezentowany jest przez wulkanity i
ignimbrytowe wulkanoklastyki, sylur wykształcony został w bardzo zróżnicowanych facjach, jako osady
piaszczysto – łupkowe i węglanowe. Miąższość skał osadowych w tej strefie osiąga ok. 10 000 m. Ruchy
tektoniczne, które wywołały fałdowanie osadów nastąpiły na przełomie syluru i dewonu.
Struktury kaledońskie w południowej Szkocji, północnej Anglii i wschodniej Irlandii zostały speneplenizowane.
Są one przykryte przez osady karbonu z osadami węglonośnymi po osady kenozoiczne.

12. Charakterystyka, występowanie i geneza najstarszych skał Wysp Brytyjskich.

Kompleks lewizyjski:

-są to najstarsze skały na wyspach brytyjskich
-występują w północnej części– Blok Hebrydów
-dzieli się na 3 kompleksy powstałe podczas cykli:

a) scourian - o wieku 3 – 2,6 md lat, granulity, szare gnejsy
b) inwers – o wieku 2,6 – 1,9 mld lat, gnejsy, łupki zmetamorfizowane facji amfibolitowej z
dajkami dolerytowi
c) laksford – o wieku 1,5 – 1,3 mld lat, skały słabo zmetamorfizowane, szarogłazy,piaskowce,
łupki ilaste, lokalnie gnejsy

Skały kompleksu lewizyjskiego uważa się za pozostałość po trzonie Laurentii

13. Składniki kompleksu Lewizyjskiego Platformy Hebrydów.

Patrz pytanie 12

14. Scharakteryzuj szczegółowo obszar pomiędzy Uskokiem Wielkiej Doliny a Uskokiem Brzeżnym Wyżyn

Szkockich w Wielkiej Brytanii.

Strefa Grampiańska - jest najbardziej północną strefą Kaledonidów brytyjskich w skład której wchodzą Góry
Kaledońskie, Grampian, północna Irlandia i Szetlandy. Strefa ta zbudowana jest z kilkakrotnie sfałdowanych i
zmetamorfizowanych, silnie zmigmatyzowanych i intrudowanych granitoidami osadów górnego prekambru i
dolnego paleozoiku. Granicą strefy od północy jest nasunięcie Moine, a południową Highland Boundary Falut
(czasem określany jako uskok południowy). W utworach tworzących strefę grampiańską wyróżniamy 2 serie:



Moine – zbudowana jest z piaskowców z przeławiceniami łupków ilastych (flisz), zmetamorfizowane w
facji amfiblitoej i zieleńcowej, miąższość serii to 7- 10 km, ich wiek 1,25 – 1 mld lat. Skały te są
pocięte intruzjami pegmatytów i granitoidów wiązanych z tzw. orogenezą rorarską. Występują na NW
od uskoku Great Glen.



15. Scharakteryzuj cykl kaledoński na Wyspach Brytyjskich.

Cykl kaledoński na Wyspach Brytyjskich jest skutkiem likwidacji oceanu Japetus, która to rozpoczęła się w
Ordowiku a zakończyła się na początku Dewonu. Około 490-480 Ma (wczesny Ordowik) od Gondwany
oddziela się Avalonia i rusza w stronę Baltici (subdukcja SE Japetusa – Morza Tornquista). Początek Kolizji
Avalonii z Baltica około 450 Ma. Po Morzu Tornquista pozostaje szew – linia Tornquista. Główną fazą jednakże
była faza Grampiańska (425 to 395 Ma) spowodowana kolizją Laurentii z Baltica. Japetus zamknął się najpierw
na północy potem całkowicie na południu (kolizja Laurentii z Avalonią nastąpiła ciut później). Cykl kaledoński
zakończył się magmatyzmem granitoidowym. W rejonie między Uskokiem Wielkiej Doliny a Highland
Boundary Fault doszło do bardzo silnych przeobrażeń skał oraz przetapianiu - na gł. 30-25 km tworzyła się
intrudująca magma granitowa. Przykładami są granity Galway i Leinster w Irlandii.

16. Scharakteryzuj cykl kaledoński w Norwegii.

Cykl kaledoński = zderzenie kontynentów Laurencji i Baltiki. Skały najwyższy prekambr-sylur, często
zmetamorfizowane. Czytelna struktura płaszczowinowa. Płaszczowiny nasunięte z NW ku SE. Orogeneza
obejmuje sylur po wczesny dewon.

łaszczowiny o najniższym położeniu tektonicznym, odsłaniające się na powierzchni głownie w

zewnętrznej części pasma leżą bezpośrednio na fundamencie krystalicznym tarczy bałtyckiej lub zalegającej na
nim pokrywie osadowych skał kambro-syluru. Płaszczowiny najniższe zbudowane są z niemal wcale nie
zmetamorfizowanych pakietów skalnych wieku prekambr-sylur (sparagnity, arkozy, kwarcyty, piaskowce,, łupki
ilaste, niekiedy wapienie). Występują też pośród nich porwaki fundamentu (granitoidy, porfiry, kwarcyty).

Płaszczowiny wyższe, wewnętrzne zbudowane ze zmetamorfizowanych skał drobnookruchowych i

wulkanicznych, w tym grubych kompleksów ofiolitowych (fyllity, zielone łupki) pociętych
zserpentynizowanymi intruzjami ultrabazytów, gabr i granitoidów. Powszechne są okna tektoniczne w których
odsłaniają się skały autochtonicznego podłoża.

W rejonie Trondheim fundament przerywa strukturę płasczowniową. Na powierzchni odsłania się pełny

profil płaszczowin, których skały powstały w obrębie Iapetusa. Na płaszczowinowa strukturę nałożone są późno
orogeniczne zapadliska i rowy śródgórskie wypełnione pstrą, kontynentalna molasą wieku wczesno i środkowo
dewońskiego.

Najstarszymi skałami poza fundamentem są skały neoproterozoiku (formacja sparagmitowa) wśród

których dominują piaskowce i kwarcyty arkozowe, łupki ilaste i sporadycznie wapienie i dolomity. Spotykane są
również poziomy tyllitów związane ze zlodowaceniem Baltiki.

Kambr, ordowik; grube serie wulkanitów formacji spilitowo-keratofirowej, zlepieńce i osady fliszowe,

osady węglanowe tylko w brzeżnej części zbiornika. W późnym ordowiku powszechne andezyty i ryolity
związane ze strefą subdukcji. Główne deformacje nastąpiły w fazie skandynawskiej przełom sylur/dewon.

2 strefy kaledonidów Norwegii

1. Wschodnia; skały miogeoseynklinalne, słabe zaburzenia tektoniczne
2. Zachodnia; skaz eugeosynlinalne, procesy tektoniczne związane z silnym metamorfizmem i

magmatyzmem.

Strefę zachodnią można podzielić na 3 rejony:

1. Trondheim; kambr/sylur= osady głębokowodne, detrytyczne z przewarstwieniami wulkanitów

(głównie ordowiku)

2. Nordland; osady węglanowe
3. Strefa pomiędzy Bergen i Alesund w Norwegii; skały silnie zmetamorfizowane.

17. Charakterystyka ryftu Oslo.

Ryft Oslo to duża struktura rozłamowa występująca w południowej Norwegii, powstała na przełomie karbonu i
permu, ok. 305 mln l temu. Biegnie z północnego wschodu na południowy zachód, od miejscowości
Brumunddal, poprzez Oslo aż do cieśniny Skagerrak i Morza Północnego, gdzie graniczy ze strefą Teisseyre’a-
Tornquista. Charakterystyczna dla tego typu jest duża ilość skał wulkanicznych wypełniających dolinę ryftową.
Poruszając się z północy na południe wyróżniamy:



Rendalen Graben



Akershus Graben



Vestfold Graben



Skagerrak Graben

Litostratygrafia Ryftu Oslo
Osady ryftu Oslo wykazują duże podobieństwo do osadów dolnego Czerwonego Spągowca w
północnoeuropejskim basenie permskim i cieśninie Kattegat. Na speneplenizowanym kompleksie sfałdowanych
skał kambryjsko-sylurskich leżą górnokarbońskie osady grupy Asker, na którą składają się:



Formacja Kolsas - czerwone mułowce, piaskowce ze zlepieńcami i anhydrytami



Formacja Tanum - szare kwarcowe zlepieńce, wkładki piaskowców i otoczaków



Formacja Skaugum – utwory piroklastyczne

Koniec karbonu oraz cały okres permu aż do wczesnego triasu zdominowany został przede wszystkim przez
skały wulkaniczne, głównie bazalty i porfiry rombowe oraz intruzje magmowe tworzące często potężne batolity,
np. batolity larvikitowe, sjenitowe nordmarkitowe), na koniec aktywności również intruzje granitowe. Wśród
skał magmowych spotykane są skały osadowe: zlepieniec rombowo-porfirowy, osady eoliczne

18. Orogeneza waryscyjska w Europie – krótka charakterystyka.

Struktury wieku waryscyjskiego stanowią podłoże platformy paleozoicznej środkowej i zachodniej Europy i
zbudowane są ze sfałdowanych, niekiedy kilkakrotnie, w prekambrze, orogenezie kaledońskiej i hercyńskiej
różnorodnych skał osadowych, wulkanicznych i metamorficznych, pociętych różnowiekowymi intruzjami
głównie kwaśnych skał plutonicznych. Na przeważającym obszarze struktury waryscyjskie występują pod
młodszą pokrywą osadową mezozoiku i kenozoiku, często na znacznych głębokościach. Przykrywające je osady
tworzą tzw. baseny. Są jednak obszary, gdzie skały orogenezy waryscyjskiej odsłaniają się na powierzchni lub
występują pod niewielkim nakładem. Jednostki te nazywane są masywami. Są to odpowiedniki tarcz w obrębie
platform prekambryjskich. Do najważniejszych masywów paleozoicznych Europy Zachodniej należą

1) Masyw Iberyjski i Góry Kantabryjskie
2) Masyw Kornwalijski
3) Masyw Armorykański
4) Masyw Centralny
5) Wogezy i Schwarzwald
6) Ardeny
7) Reńskie Góry Łupkowe
8) Góry Harz
9) Masyw Czeski
10) Blok Dolnośląski
11) Góry Kruszcowe

Ponadto skały wieku waryscyjskiego występują w bloku górnośląskim a także tworzą trzon Gór
Świętokrzyskich. W obrębie pasma możemy wyróżnić 4 główne strefy rozciągające się równolegle do osi
pasma:
a) Strefa franko-czeska(moldanubska)

Południowa część Europy Zachodniej

Obejmuje południową część Masywu Armorykańskiego(Wandeę), Masyw Centralny, Wogezy i
Schwarzwald, Masyw Czeski, Sudety

Silnie zmetamorfizowane utwory przeddewońskie, intensywne procesy magmatyzmu waryscyjskiego

Małe rozprzestrzenienie górnopaleozoicznej serii osadowej, zwłaszcza dewonu, która leży zgodnie na
skałach syluru lub na starszym podłożu

o Karbon dolny - kulm
o

Główne ruchy tektoniczne w fazie bretońskiej lub wcześniej

Słabo zbadana tektonika(poza Masywem Czeskim)

b) Strefa armorykańsko-saska(saksońsko-turyńska)

Obejmuje Masyw Armorykański, Góry Kruszcowe, część północnych Wogezów oraz południową część
Reńskich Gór Łupkowych

Bardziej zróżnicowany zespół skał niż strefa moldanubska

Główne fałdowania w fazie sudeckiej

Najstarsze skały: 2 metamorficzne kompleksy

kompleks dolny, starszy – archaik?
kompleks górny, młodszy – górny proterozoik – najmłodszy ordowik
o

Na nich leżą niezgodnie osady płytkowodne dolnego ordowiku, łupki graptolitowe i piaskowce
środkowego i górnego ordowiku, piaskowce dolnego dewonu

o Liczne granitoidy ( starsze – orogeneza assyntyjska , młodsze – orogeneza waryscyjska)

c) Strefa reńsko-hercyńska

Obejmuje Masyw Kornwalijski, Ardeny, Reńskie Góry Łupkowe, Góry Harc, na wschodzie Góry
Świętokrzyskie

Miąższe osady dewonu(piaskowce z przewarstwieniami łupków, wapienie, dolomity) i dolnego
karbonu (głównie kulm, miejscami facja węglanowa)

80% stanowią skały młodopaleozoiczne

Prekambr i starszy paleozoik występuje miejscami i są to fyllity i kwarcyty (sfałdowane i częściowo
przeobrażone podczas orogenezy kaledońskiej)

Duża rola utworów wulkanicznych

Główne fałdowania w fazie sudeckiej, w części N ponowne ruchy w fazie asturyjskiej

W karbonie górnym wielkie intruzje granitowe – rejon Kornwalii i Harcu

d) Południowa część pasma waryscyjskiego Europy

Obejmuje Masyw Iberyjski i Góry Kantabryjskie

W części centralnej i wschodniej przykryta przez struktury alpejskie

Oddzielona od pozostałych waryscydów pasmem Pirenejów

Masyw Iberyjski podzielony na 6 stref różniących się budową geologiczną:

 Strefa galicyjsko-kastylijska
 Strefa zachodnioasturyjska
 Strefa kantabryjska
 Strefa zachodnioluzytańska
 Strefa Ossa Morena
 Strefa południowoportugalska

Na północ od strefy reńsko hercyńskiej, na przedpolu orogenu waryscyjskiego występuje strefa westfalska,
obejmująca wielkie niecki wypełnione osadami dewonu i karbonu, leżące na kaledońskim podłożu.

19. Charakterystyka Waryscydów na Wyspach Brytyjskich.

Waryscydy Wysp Brytyjskich reprezentowane są przez Masyw Kornwalijski, który należy do strefy reńsko-
hercyńskiej waryscydów Europy. Najstarsze skały masywu kornwalijskiego występują na przylądku Lizard
Point. Są to zmetamorfizowane tufy i lawy bazaltowe, perydotyty i gabra wieku przedordowickiego. Na
zewnątrz masywu występują ordowickie i sylurskie skały okruchowe i węglanowe sfałdowane z końcem syluru.
Leżące na nich piaskowce, łupki ilaste i wapienie dewonu i dolnego karbonu są często obocznie zastępowane
przez lawy i tufy; skały te zostały sfałdowane w czasie fazy sudeckiej, a ruchom tektonicznym towarzyszył
kwaśny magmatyzm,z którym jest związana mineralizacja cyną. W późnym karbonie w warunkach paralicznych
powstały osady węglonośne. Ostateczne fałdowania nastąpiły w Stefanie.

20. Charakterystyka Waryscydów Europy Centralnej.

Patrz pytanie 18

21. Omów rozwój Oceanu Reickiego i skutki jego zamknięcia w Europie.

Ocean Rhei- paleozoiczny ocean, który otworzył się 480 Ma we wczesnym ordowiku, po długotrwałym
kambryjskim ryftingu, który reprezentował kontinuum neoproterozoicznych procesów orogenicznych wraz z
separacją kilku łuków terranów z kontynentalnego obrzeża na północny Gondwany. Jednym z tych terranów
była Avalonia, która po połączeniu z mniejszym terranem Carolina, oderwały się od Gondwany i dały początek
Oceanu Rhei, a same zaczęły dryfować na północ. Po zamknięciu Oceanu Iapetus, Ocean Rhei oddzielał dwa
główne paleokontynenty: Laurusję (Laurentia, Baltica, Avalonia-Carolina) od Gondwany (kontynenty
południowe). W zachodniej i centralnej Europie nie było dużej przerwy pomiędzy orogenezą kadomską na
przełomie późnego neoproterozoiku i wczesnego kambru, a kambryjsko-ordowickim ryftingiem, który
doprowadził do otwarcia Oceanu Rhei. Stąd aktywne procesy marginalne charakteryzujące orogenezę kadomską
były ważnym prekursorem do tego otwarcia. Formowanie się Oceanu Rhei w Europie jest ściśle powiązane z
końcem orogenezy kadomskiej. Z kolei jego zamknięcie było ułatwione przez północną subdukcję pod
południową krawędź Baltiki i południową subdukcję pod północną krawędź Gondwany. To zamknięcie
spowodowało powstanie szwu o długości ponad 10 000 km, ciągnącego się od Ameryki Środkowej do Europy
Wschodniej. W Europie szew ten przebiegał na zachodzie- od Środkowo-niemieckiej Strefy Krystalicznej przez
ofiolity kompleksu Lizard w południowej Brytanii, aż do jednostki Pulo de Lobo w południowej Iberii. Na
wschodzie w Masywie Czeskim szew ten udokumentowany jest w ofiolitach Ślęży w Sudetach, strefie Śląsko-
Morawskiej i ciągnie się, aż do Europy Wschodniej (Rumunia, Bułgaria, Turcja). W centralnej i zachodniej
Europie szew ten oddzielał Cadomię i jej pasywne krawędzie paleozoiczne od południowych krawędzi Laurusji,
reprezentowanych przez wschodnią część Avalonii. Zamykanie Oceanu Rhei rozpoczęło się w dewonie i
większym stopniu było już kompletne w mississipie kiedy to Gondwana i Laurusja połączyły się i utworzyły
superkontynent Pangeę. Zderzenie kontynentów spowodowało orogenezę waryscyjską (hercyńską), która
wypiętrzyła osady z dna oceanu, tworząc masywne pasmo górskie w centrum nowopowstałego
Superkontynentu. Góry te nazywa się waryscytami/hercynidami. Na kontakcie Afryki N z Europą S powstał
orogen waryscyjski przełomu dewon/karbon, a na kontakcie Afryki W, Ameryki S i Ameryki N uformowały się
orogeny Alleghanian-Ouachita.

22. Wymień główne pasma Alpidów Europy

Główne Alpidy Europy



Alpy



Karpaty



Pireneje



Apeniny



Góry Betyckie



Góry Dynarskie



Góry Bałkan



Hellenidy ?



Góry Krymskie

23. Charakterystyka i budowa geologiczna strefy Vardaru.

Strefa Vardaru znajduje się w centralnej i zachodniej Serbii
Jest to pas leżący na wschód od Góry Dynarskich, kontynuujący
się do centrum Republiki Macedonii . Składa się z trzech
regionów:

a) Eastern Vardar Ophiolitic Zone (EVZ), wschodnia
ofiolitowa strefa Vardaru. Pozostałość po oceanie Tetydy.
b) the Kopaonik unit (KU), ; strefa kopaonik ( klin
kontynentalny)
c) Western Vardar Ophiolitic Zone (WVZ), zachodnia
strefa ofiolitowa Vardaru ( osady margianlne zbiornika
oceanicznego)

Strefa ta ma ułożenie południkowe, a nie równoleżnikowe jak
większość jednostek, które powstały w wyniku dokowana Afryki
od południa. Powodem równoleżnikowego ułożenia jest to, że płyta
ta w wyniku wyciśnięcia Pakistany jest przesuwana ze wschodu na
zachód.

24. Podział geograficzny i geologiczny Karpat.



Geograficzny:

1. Zewnętrzne Karpaty Zachodnie
2. Centralne Karpaty Zachodnie
3. Wewnętrzne Karpaty Zachodnie
4. Zewnętrzne Karpaty Wschodnie
5. Wewnętrzne Karpaty Wschodnie
6. Karpaty Południowe
7. Góry Zachodniorumuńskie i Wyżyna
Transylwańska
I. Podkarpacie
II. Równiny Południoworumuńskie
III. Kotlina Panońska



Geologiczny:

1. pasmo skałkowe
2. Karpaty zewnętrzne, fliszowe
3. Sfałdowane osady neogeńskie zapadliska przedkarpackiego
4. Skały krystaliczne Karpat wewnętrznych i międzygórza węgierskiego
5. skały osadowe Karpat wewnętrznych i międzygórza węgierskiego
6. skały krystaliczne Marmaroszy
7. skały krystaliczne i osadowe południowych Karpat
8. osady neogeńskie zapadlisk wewnątrzkarpackich
9. platforma paleozoiczna i prekambryjska przedgórza Karpat
10. trzeciorzędowe wulkanity Karpat wewnętrznych
11. kierunek nasunięć płaszczowin karpackich

25. Budowa geologiczna Karpat

Karpaty powstały w wyniku ruchów górotwórczych, które miały miejsce w początkowej fazie neogenu, podczas
orogenezy alpejskiej, a w szczególności faz styryjskiej i sławskiej. Fałdowanie osadów w basenie karpackim-
czyli marginalnej części oceanu Tetydy, nastąpiło poprzez subdukcje płyty europejskiej pod znajdujący się na
południu grzbiet czorsztyński. Serie osadowe zostały odcięte od starszego podłoża i przesunięte na północ,
wielkość nasunięcia szacowana jest na kilkaset kilometrów. W wyniku tych procesów powstały jednostki zwane
płaszczowinami. Płaszczowiny Karpat fliszowych przesuwając się na północ zostały nasunięte na platformę
europejską i osady miocenu, które wypełniają zapadlisko przedkarpackie.

I. Podkarpacie
II. Równiny Południoworumuńskie
III. Kotlina Panońska

1. Karpaty Zachodnie- zewnętrzny pas fliszowy, centralny - zbudowany przeważnie ze skał węglanowych i
krystalicznych, oraz wewnętrzny - zbudowany ze skał wulkanicznych
Pas fliszowy Karpat Zachodnich ma budowę bardziej zwartą, przy czym jego charakterystycznym elementem
jest rozległe nasunięcie, noszące nazwę płaszczowiny magurskiej i zajmujące wewnętrzną część pasa
fliszowego. Na granicy Zewnętrznych i Centralnych Karpat Zachodnich rozpościera się wąską strefą Pieniński
Pas Skałkowy (PPS), który ciągnie się łukiem od Bramy Myjawskiej na zachodzie po wulkaniczne pasmo
Wyhorlatu, zaliczane już do Karpat Wschodnich.
Centralne Karpaty Zachodnie składają się z szeregu izolowanych grup górskich, rozdzielonymi tektonicznymi
obniżeniami. Najwyższą z tych grup są Tatry (Gerlach 2655 m n.p.m.) o typowo wykształconej rzeźbie
lodowcowej, z licznymi jeziorami cyrkowymi (karowymi) i wodospadami (doliny zawieszone). Główny trzon
Tatr zbudowany jest ze skał krystalicznych (granitów) i metamorficznych, ale po jego północnej stronie
występują nasunięte z południa serie skał wapiennych i dolomitowych, w których rozwinęły się zjawiska i formy
krasowe.
Wewnętrzne Karpaty Zachodnie zbudowane są ze starszych struktur paleozoicznych i neogeńskich skał
pochodzenia wulkanicznego, wśród których występują izolowane mezozoiczne serie wapienne, jak np. Kras
Słowacko-Węgierski, czy Góry Bukowe. Rozległe obniżenia wypełnione są młodoneogeńskimi osadami
morskimi.

2. Karpaty Południowo-Wschodnie mają odmienny plan budowy. Tworzą one blok, zbliżony kształtem do
trójkąta, z obniżonym basenem transylwańskim pośrodku, otoczonym trzema różnymi pod względem struktury i
rzeźby górotworami
Karpatami Wschodnimi, których głównym elementem jest pas fliszowy, stanowiący przedłużenie
Zewnętrznych Karpat Zachodnich, znacznie mniej rozległy pas wewnętrzny, zbudowany ze skał węglanowych i
krystalicznych, ale odmienny od zachodniokarpackiego, wreszcie pas wulkaniczny. Zewnętrzne Karpaty
Wschodnie, stanowiące przedłużenie Zewnętrznych Karpat Zachodnich, są od nich wyższe i mają bardziej
zwartą budowę pasmową. Do Wewnętrznych Karpat Wschodnich zalicza się także pas wygasłych wulkanów,
ciągnący się na długości 400 km, po wewnętrznej stronie gór.
Karpatami Południowymi, w których zanikają pasy fliszowy i wulkaniczny, a góry zbudowane są głównie ze
skał metamorficznych i w mniejszym stopniu z osadowych serii węglanowych.
Górami Zachodniorumuńskimi, przeważnie zbudowanymi ze skał metamorficznych, ale z partiami skał
wapiennych i wulkanicznych. Góry Zachodniorumuńskie zajmują wewnątrz łuku karpackiego dosyć izolowaną
pozycję pomiędzy kotlinową Wyżyną Transylwańską a Wielką Niziną Węgierską. Wnętrze masywu cechują
rozległe, płaskie powierzchnie szczytowe, ale części peryferyjne mają urozmaiconą, częściowo krasową rzeźbę z
głęboko wciętymi dolinami.
Wyżyna Transylwańska zajmuje w obrębie Karpat Południowo-Wschodnich centralne położenie, a otoczenie
pasmami górskimi nadaje jej charakter kotliny. Jest ona zbudowana z mało odpornych ilasto-marglistych
neogeńskich osadów morskich, które zalegają do wysokości 500-700 metrów, tworząc wskutek rozcięcia
erozyjnego krajobraz łagodnych wzgórz.

Karpaty zewnętrze mają budowę znacznie bardziej jednorodną w porównaniu z ich wewnętrzną
częścią, osiągając szerokość dochodzącą do 100 km. Zbudowane są one
przede wszystkim ze skał fliszowych o miąższości kilku tysięcy metrów. Osady fliszowe Karpat zewnętrznych
powstawały od późnej jury po najniższy miocen. Z nich zbudowane są płaszczowiny nasunięte na przedpole, na
osady rowu przedgórskiego - zapadliska przedkarpackiego. Główne ruchy płaszczowinowe w zachodniej części
karpackich eksternidów działały na przełomie oligocenu i miocenuoraz w późnym miocenie, a we wschodniej
części - w pliocenie. Paszczowiny Karpat zewnętrznych są nasunięte na neogeńskie osady zapadliska
przedkarpackiego. Są to głównie piaski i iły z przewarstwieniami soli i gipsów, silnie sfałdowane przy czole
nasunięć płaszczowinowych.
W skład Karpat wewnętrznych wchodzi szereg paleozoicznych masywów zbudowanychze skał
metamorficznych i intruzywnych, na których leży pokrywa osadów autochtonicznych oraz jednostki
płaszczowinowe. Osady wchodzące w skład pokrywy autochtonicznej i alochtonicznych jednostek Karpat
wewnętrznych zaczęły powstawać w permie, lecz właściwy rozwój basenu karpackiego nastąpił w triasie.
Wewnętrzne Karpaty zachodnie (internidy zachodnie) składają się z szeregu masywów górskich, do których
należy również masyw Wysokich Tatr. W obrębie zachodnich Karpat wewnętrznych wyróżnia się, poczynając
od południa, cztery strefy: Gamerską (gemerydy), weporską (weporydy), tatrzańską (tatrydy) i pienińską.
Strefa gemerska, znajdująca się najbardziej na południu jest zbudowana ze sfałdowanych w paleozoiku skał
metamorficznych powstałych w wyniku przeobrażenia szarogłazów, łupków i kwarcytów starszego paleozoiku,

dewonu i dolnego karbonu, intrudowanych przez waryscyjskie gabra i dioryty. Niezgodnie na nich leżą lądowe
skały okruchowe górnego karbonu oraz permskie zlepieńce verrucano.
Wąska strefa weporska jest zbudowana głównie z węglanowych i okruchowych skał mezozoicznych
tworzących kilka płaszczowin, spod których, w oknach tektonicznych, wychodzą
na powierzchnię metamorficzne i intruzywne skały paleozoiczne. Cechą charakterystycznąstrefy jest obecność
subautochtonicznych, metamorficznych skał mezozoikuw obrębie tzw. jednostki Struźenika.
Najszersza jest strefa tatrzańska, zajmująca około 60% powierzchni zachodnich internidów karpackich. Jest
ona zbudowana z osadowych skał permsko-mezozoicznych, nasuniętych w postaci wielkich płaszczowin ku
północy, spod których na powierzchni ukazują się sfałdowane skały metamorficzne paleozoiku intrudowane
waryscyjskimi granitoidami. Na skałach krystalicznych leżą płatami zlepieńce permu typu verrucano z
przewarstwieniami tufów porfirowych. Na nich, lub wprost na skałach krystalicznych, spoczywają najpierw
okruchowe, w później wapienno-dolomityczne osady triasu, zawierające miejscami w dolnej części profilu
przewarstwienia melafirów. Jurę i kredę reprezentują głównie skały węglanowe, niekiedy też okruchowe.
Strefa pienińska, oddzielona od strefy tatrzańskiej wielką dyslokacją, powstała w miejscu głównej linii
subdukcji w północnej części Tetydy. Jej kontakt z leżącymi na północy Karpatami zewnętrznymi jest również
tektoniczny. Skały wchodzące w ich skład powstały w zbiorniku utworzonym w późnym triasie wskutek
ryftogenezy platformy węglanowej Europy i powstania rowu o dnie oceanicznym. Na nim i na stokach
ograniczających je bloków litosfery kontynentalnej powstały osady o dużym zróżnicowaniu facjalnym:
węglanowe, okruchowe i radiolaryty wieku mezozoicznego oraz fliszowe
osady paleogenu. W wyniku subdukcji nastąpiła likwidacja litosfery oceanicznej basenu pienińskiego, czemu
towarzyszyło powstawanie płaszczowin oraz zjawiska wulkaniczne.

Geologia Ameryki Północnej

26. Wymień archaiczne elementy skorupy, budujące Amerykę Północną.

TARCZA KANADYJSKO-GRENLANDZKA
Składa się ze skał krystalicznych, sfałdowanych, tworzyła się w orogenezach (od najstarszej) :

1. kenorańskiej – 2,5 mld lat temu, odpowiednik europejskiej samijskiej lub białomorskiej
2. hudsońskiej – 1,7 mld lat temu, odpowiednik svekofenokarelskiej
3. elsońskiej - 1,2 mld lat temu, odpowiednik gotyjskiej
4. grenwilskiej – 950 mln lat temu, odpowiednik dalslandzkiej

PROWINCJA KENORAŃSKA
Obejmuje centralny obszar tarczy kanadyjskiej. Ma budowę dwudzielną :



granitognejsy – ok. 3 mld lat , występują w płn. Części tarczy kanadyjskiej i w obszarze gór skalistych
(umieszczone tam przez młodsze procesy)



skały systemu Keewatin – serie wulkaniczne, lawy bazaltowe, riolitowe, trachitowe, popioły
wulkaniczne przeławicone kwarcytami żelazistymi (pasemka o barwie czerwonej i niebieskiej –
jaspility)

Zespół ten został sfałdowany w orogenezie kenorańskiej (laurentjskiej), towarzyszyła temu działalność
intruzyjna w postaci granitów laurentyjskich. Następnie doszło do zrównania tego obszaru, a potem
osadzony został system timiskaming – zlepieńce, granity, piaskowce, kwarcyty. Potem nastąpiło
fałdowaniealgomańskie, miała miejsce działalność intruzyjna (granity algomańskie). Na granicy
archaik/proterozoik doszło do ponownego zrównania (peneplenizacji).

PROWINCJA HUDSOŃSKA
Serie skalne proterozoiczne, duże miąższości ok. 20 km (teraz zerodowane). Wyróżniamy dwie serie :

 hurońska - płytkomorska
 Animiki - głębokomorska

W dolnej części serii hurońskiej występują :
- kwarcyty, arkozy, fyllity, wapienie, dolomity
- wyższa część to tyllity, iły warwowe ze szczątkami glonów
W tym czasie obszar ten był połączony z tarczą syberyjską (Laurazja). Potem obszar pocięty został uskokami.
Po peneplenizacji systemy hurońskiego osadzony został młodszy Keweenawan złożony z :
- zlepieńce, kwarcyty, arkozy
- powyżej wapienie
- pokrywy bazaltowe, diabazowe o miąższości 7,5 tyś m.
w diabazach intruzje gabr i diorytów
w bazaltach złoża miedzi i tytanomagnetytów
- w końcy działalności intruzyjnej granitoidy Killeray
PROWINCJA GRENWILSKA
W obszarach perykratonicznych, na skłonach tarczy kanadyjskiej, serie skalne wchodzą w obręb przyległych
Kordylierów i Apallachów .

W dolnej części są to zmetamorfizowane serie krystaliczne, a nad nimi szarogłazy i skały wylewne (ok. 800 mln
lat).
GŁÓWNE JEDNOSTKI GEOLOGICZNE



tarcza kanadyjska - sięga po krawędź morfologiczną, którą tworzą paleozoiczne serie skalne (glint,
fareza)



tarcza grenlandzka - przykryta jest lądolodem, serie skalne odpowiadają seriom tarczy kanadyjskiej:

- ketilidziki – najstarszy kompleks , 2,7 – 2,1 mld lat , odpowiada prowincji kenorańskiej
- nadsugtogidzk – 1,6 – 1,5 mld lat , odp. Prowincji hudsońskiej
- serie skalne metamorficzne – występują na płd. , odp. serii elsońskiej
- Thule – najmłodsza seria przykrywająca serie metamorficzne, występuje w pł. części
wyspy

27. Występowanie i charakterystyka kimberlitów diamentonośnych w Ameryce Północnej.

Na podstwie zestawienia datowań ponad 100 kimberlitów, można wydzielić cztery szerokie „prowincje”
kimberlitów występujących w ameryce północnej:

1) północno-wschodnia (Eocambrian/Cambrian ) prowincja morza labradorskiego (Labrador, Québec)
2) wchodnia prowincja jurajska (Ontario, Québec, New York, Pennsylvania)
3) korytaż centralny kredy (Nunavut, Saskatchewan, central USA)
4) zachodnia prowincja mieszana (kambr – eocen) trzeciego typu prowincji (Alberta, Nunavut,
Northwest Territories, Colorado/Wyoming)

10 nowych datowań U-Pb w perowskicie/płaszczu i Rb-Sr wykonane dla kimberlitów z kratonów Slave and
Wyoming Ameryki Północnej.
Dla 3 typu wyróżniono 4 pozycje stratygraficzne (na kratonie Slave):



południowo-wschodnia domena ordowicko-sylurska



południowo-wschodnia domena kambryjska



centralna domena kredowo-trzeciorzędowa



północna domena mieszana łącząca pola jurajskiej i permskie

Kompilacja solidnych przykładów wiekowych kimberlitów z Ameryki Północnej, Afryki Południowej i Rosji
wskazuje że duża część znanych kimberlitów jest wieku mezozoiczno-kenozoicznego. Wywnioskowano że
większa część tych kimberlitów powstała podczas wzmożonej aktywności pióropusza płaszcza połączonej z
ryftingiem i możliwym/końcowym rozpadu Gondwany. Wśród tego płodnego okresu aktywności kimberlitowej,
występuje dobra korelacja pomiędzy Ameryką Południową i Jakucją w 3 różnych, krótkotrwałych(~10 Ma)
okresach magmatyzmu kimberlitowego: 48–60, 95–105 and 150–160 Ma. Dla porównania obfity kenozoiczno-
mezozoiczny magmatyzm kimberlitowy w Południowej Afryce miał miejsce głównie 70–95 i 105–120 Ma, a w
mniej płodnych okresach: Eocen (50–53 Ma), Jura (150–190) and Trias (∼235 Ma).
Kilka odrębnych epizodów przedmezozoicznego magmatyzmu kimberlitowego zmiennie występowało w
Ameryce Północnej, Afryce Południowej i Jakucji w okresach 590–615, 520–540, 435–450, 400–410 and 345–
360 Ma.

Jednym z zaskoczeń w występowaniu czasowym magmatyzmu kimberlitowego na całym świecie jest

wspólny brak aktywności pomiędzy 250 i 360 Ma (ten okres był nawet dłuższy w Ameryce Południowej). Ten
ponad 110 mln okres braku aktywności magmatyzmu kimberlitowego jest prawdopodobnie związany ze
względną stabilnością skorupy i płaszcza w czasie istnienia Gondwany.

Interesujące ekonomicznie kimberlity „diamentonośne” występowały w fanerozoiku od kambru

(Venetia, South Africa; Snap Lake and Kennady Lake, Canada) do trzeciorzędu (Mwadui, Tanzania; Ekati and
Diavik in Lac de Gras, Canada). Bez wątpienia istnieją okresy powstawania kimberlitów zawierających złoża
diamentów na całym świecie. Dla porównania jednak wydarzenie w dewonie dzięki któremu istnieje znaczące
źródło diamentów w Jakucji, jednocześnie okresem braku powstawania skał kimberlitowych w Ameryce
Północnej i Afryce Południowej.

28. Geneza i budowa pasma Appalachów.

Ciągną się pasmem długości 3 tyś km, szerokość w części N 650 km a w części S 400 km. Tworzą szereg dolin i
grzbietów równoległych do całego pasma. Znajdują się między płytą centralną, a atlantycką.
Apallachy dzielą się na :

 Strefę Piedmontu
 Strefę Pasma Błękitnego
 Wielką Dolinę Apallaską
 Nizinę Apallaską

Pasmo Piedmontu od Pasma Błękitnego oddziela dyslokacja Brewarda

Sedymentacja serii skalnych rozpoczyna się z końcem prekambru. Utwory o składzie fyllitów i skał
wulkanicznych, które zostały sfałdowane i poprzecinane intruzjami diorytowymi. Na utworach
młodoproterozoicznych występują utwory kambru :

 kambr

dolny – zlepieńce, kwarcyty, gruboziarniste piaskowce, fyllity, łupki serycytowe, wapienie

środkowy – wapienie i dolomity

dolny – wapienie i dolomity

 ordowik

w części wschodniej => zlepieńce, osady ilaste, łupki z fauną graptolitową
w części zachodniej => dolomity
utwory ordowiku przyjmują rozwój fliszowy => faza takońska

 sylur

W części dolnej - zlepieńce, piaskowce, skały wulkaniczne ; skały maja charakter molasowy ;
występują też szarogłazy z wkładkami wulkanicznymi.
W części górnej utwory maja charakter węglanowy – wapienie i dolomity

 dewon

dolny – kontynuacja sedymentacji węglanowej

środkowy - piaskowce

górny – w części wschodniej utwory piaszczyste ; w części zachodniej utwory ilaste

 karbon

missisip – utwory piaskowcowo-ilaste, lądowe z wkładkami zlepieńców

pensylwan – leżą niezgodnie ; piaskowce z wkładkami węgli i przeławiceniami wapieni

 perm

czerwone piaskowce i zlepieńce, łupki, utwory wapienno-dolomityczne, lagunowe (zbliżone do
cechsztynu europejskiego)

Apallachy powstawały częściowo w orogenezie waryscyjskiej a częściowo we wczesnych etapach orogenezy
kaledońskiej .
Tektonika
Najsilniej zdeformowana jest strefa Piedmontu oddzielona od pasma Błękitnego dyslokacją Brewarda.W dolinie
Apallaskiej fałdy nasuwają się do wnętrza kontynentu. Po orogenezie waryscyjskiej obszar pocięty został
dyslokacjami , przekształcony w obniżenia i zręby. Mieszany wpływ orogenezy kaledońskiej i waryscyjskiej. W
części południowej – orogeneza kaledońska , a w północnej główna deformacja w orogenezie waryscyjskiej.
Morfologia Apallachów

 Strefa Piedmontu – urozmaicona morfologia przez system rzeczny, rzeki wpadają do Atlantyku
 Pasmo Błękitne – wąskie, długie, przebiega przez całe Apallachy
 Prowincja dolin i grzbietów – utwory młodopaleozoiczne, liczne doliny i grzbiety o różnej szerokości,

wergencja w stronę centrum kontynentu

 Strefa Wyżyny Apallaskiej – serie skalne leża płasko i przechodzą stopniowo w kierunku niecek

Rozwój rzeźby
W mezozoiku obszar zalewany morzami epikontynentalnymi. Po mezozoiku powierzchnia Apallachów została
zrównana. Z końcem kredy założona sieć rzeczna. W tzrciorzędzie erozja i różnicowanie rzeźby. Apallachy mają
budowę podobną do Sudetów. Gdy kontynenty były razem Apallachy były przedłużeniem waryscydów
europejskich (na płw Iberyjskim).
Appalachy są odsłoniętym na powierzchni orogenem, w wyniku kolizji Baltiki, Laurencji oraz Gondwany.
Najważniejsze fazy tektoniczne na obszarze Appalachów, działały od najwyższego proterozoiku po późny trias.
Wiek struktur tektonicznych związany jest przede wszystkim, z kierunkiem zamykania się Oceanu Japetus.
Wśród najważniejszych faz na obszarze Appalachów wyróżniamy:

Faza

Charakterystyczne cechy

Palisadyjska (późny trias)
200-190 mln takt temu

Działalność wulkaniczna

Allegeńska (późny karbon-perm)
260-230 mln takt temu

Silne fałdowania, slaby metamorfizm,
intruzje granitoidów

Ouachicka (wizen-westfal)

Fałdowania

Akadyjska (środkowy dewon)
400-360 mln takt temu

Metamorfizm, intruzje granitoidów

Salińska (ludlow)

Ruchy blokowe

Takońska (środkowy i późny ordowik)
500-540 mln takt temu

Silne fałdowania, ruchy
płaszczowinowe, obdukcja ofiolitów,,
intruzje granitoidów

Penobskocka ( późny prekambr-
wczesny ordowik)

Fałdowanie, złupkowanie

Awalońska (najwyższy proterozoik)

Deformacje fałdowe, spływy
grawitacyjne

Obecną postać Appalachy zawdzięczają neogeńskim ruchom wypiętrzającym. Posiadają one budowę strefową,
ciągnącą się wzdłuż osi pasma. Od zachodu są to:

29. Geneza i budowa orogenu Quachita.

PASMO OUACHITA – MARATHON
Stanowią południowo-zachodnie przedłużenie Apallachów. Długość ok. 1600 km. Jest paleozoicznym pasmem
fałdowym, okalającym od południa prekambryjską platformę. Przykryte jest ona w większości osadami pokrywy
platformy paleozoicznej, a na powierzchni odsłania się zaledwie w kilku miejscach np. w Teksasie w górach
Ouachita. Na sfałdowanych, lecz niezmetamorfizowanych skałach paleozoicznych, zalegają niezgodnie skały
karbońskie. Utworzone z utworów od kambru po dewon , są to głównie łupki krzemionkowe – przyjmują one
charakter łupków kwarcytowych => nowakolity. Te łupki przykryte są karbonem, utwory missisipu maja
wykształcenie fliszowe, utwory pensylwanu także ale zawierają wkładki utworów lądowych. Takie utwory
utrzymują się do permu. Ruchy fałdowe między dewonem a missisipem, a drugie z końcem pensylwanu. Pasmo
nasunięte w kierunku pł-zach (centrum kontynentu) na skraj platformy prekambryjskiej. Styl budowy
geologicznej podobny do pasma apallaskiego

30. Podział, geneza i rozwój Kordylierów Północnych.

Pasmo górskie biegnące wzdłuż Pacyfiku, długości ok. 8 tyś km , szerokości 650-1600 km. Ciągną się od Alaski
po Amerykę Środkową, maja kształt sigmoidy, łączą się przez wąski przesmyk Cieśniny Beringa z górami
północno-wschodniej Azji, a na południu z Andami.
W części zachodniej graniczy z płytą pacyficzną (wzdłuż rowu aleuckiego) , na południu z basenem
Meksykańskim.
Kordyliery ostatecznie uformowały się w mezozoiku. Serie skalne tworzyły się w głębokim basenie morskim o
cechach geosynklinalnych.
W części zachodniej basenu (głębszej) tworzyły się utwory głębokomorskie z dominacją szarogłazów, z dużą
ilością skał wulkanicznych. Obejmują okres od kambru lub ordowiku po kredę.

Rozwojowi tych serii

skalnych towarzyszył wulkanizm, najintensywniejszy w permie.
W części wschodniej (geosynklina Gór Skalistych) basen płytkowodny o charakterze miogeosynklinalnym,
znaczne redukcje miąższości , bez wulkanizmu!!!!!

Litostratygrafia :

 kambr

dolny – kwarcyty z wkładkami łupków i w górnej części z wapieniami

środkowy – dolomity i wapienie, utwory tworzące się w płytkim, ciepłym morzu z udziałem
glonów, z wkładkami skał detrytycznych. (Wapta-stanowisko utworów kambru srodkowego
gdzie znaleziono ok.100 gatunków zwierząt z odciskami części miękkich)

górny – kontynuacja sedymentacji kambru śr.; wapienie i dolomity

 ordowik – facje wapienno-dolomityczne
 sylur – pogłębienie morza ; łupki ilaste, mułowce z graptolitami
 dewon

dolny – facje piaszczyste, piaszczysto-mułowcowe

środkowy – sedymentacja węglanowa, drobne przeławicenie detrytyczne

górny – sedymentacja węglanowa

 karbon

missisip – grube ławice wapieni z liczną fauną ; spłycenie morza pod koniec, tworzyły się
liczne wyniesienia w sąsiedztwie których nagromadził się pensylwan

pensylwan – utwory piaszczyste z wkładkami węgli

W kierunku pł. Redukcja miąższości karbonu ; intruzje skał magmowych

 perm – odsłonięty w Górach Skalistych i na pdł. Kordylierów. Pstre piaskowce i łupki z grubymi

ławicami tufów ; wyżej są też wkładki węglanowe i lokalnie wkładki ewaporatów.

 trias – utwory pstre, piaskowce, łupki ; miąższość ok. 4 tyś m. ; osadzone w dużej syneklizie (niecce),

wypiętrzone na wyżynie Kolorado ; zróżnicowanie facjalne dowodzi że sedymentacja zachodziła na
odrębnych elementach podłoża, te elementy migrowały w kierunku krawędzi kontynentu, do której były
przyklejane na skutek subdukcji (skierowanej w kierunku zach)

 jura – wykształcenie epiplatformowe ; utwory węglanowe, głównie jury górnej ; w

wyniku subdukcji również elementy jurajskie przyrastały ; z klina akrecyjnego były zsuwane
utwory tworzące teraz strefę melanżu San Francisko . Sedymentacja węglanowa trwała do
kredy.

 kreda

dolna - węglany

górna – sedymentacja piaskowcowa ; utwory występujące we wschodniej części (Górach
Skalistych) są przefaldowane z utworami podłoża ; w części zachodniej utwory kredy leżą w
rowach niezgodnie na starszym podłożu.

Na kredzie kończy się sedymentacja w większości obszaru.
Utwory kenozoiczne występują w części pdł. Kordylierów.

Wykształcenie strukturalne Kordylierów :

Kordyliery północne – Alaska i zachodnia Kanada

Kordyliery środkowe – obszar USA

Kordyliery południowe – obszar Meksyku

Kordyliery północne
Graniczą od pł. z pasmem Eskimoskim, które zanóża się pod Kordyliery ; od zach. graniczą z płytą pacyficzną ;
w kierunku wschodnim przechodzą w płytę centralną, są na nią nasunięte.

W tym obszarze wyróżniamy :

- część zachodnią - obszar Alaski i Góry Nadbrzeżne. Utworzona z materiału detrytycznego i pochodzenia
wulkanicznego. Utworzył się batolit Gór Nadbrzeżnych – 1800 km i szer. 80-200 km. Batolit formował się od
250 do 70 mln lat. Główne fałdowanie tego obszaru w fazie newadyjskiej (J/K), a ostatnie ruchy w
trzeciorzędzie. Na skutek ruchów trzeciorzędowych tworzyły się zapadliska śródgórskie wypełnione utworami
detrytycznymi.
- część wschodnia – Góry Skaliste, Brooksa, Mackenzy. Występuję tu masyw Jukonu utworzony ze skał
kystalicznych. Rozdziela on Góry Brooksa od Mackenzy. Skały prekambryjsko – staropaleozoiczne. Na terenie
Alaski i Gór Brooksa utwory sfałdowane i zintrudowane granitami. Reszta obszaru – utwory od jury do
czwartorzędu , węglanowe.

Kordyliery Środkowe
Obszar złożony z Gór Kaskadowych, Sierra Nevada, Wyżyny Kolumbii, Oregonu, Idaho.
Jest to zregenerowana część płyty centralnej. Pokrywa osadowa odsłlonięta na terenie Wielkiego Kanionu.
Profil Wielkiego Kanionu (reprezentatywny dla całego obszaru) :

 archaik – warstwy wisznu => zespół łupków krystalicznych, sfałdowany, odpowiednik prowincji

grenwilskiej. Serie te są poprzebijane pegmatytami i granitoidami.

Między archaikiem a proterozoikiem - luka

 proterozoik – system Wielkiego Kanionu => (od dołu) wapienie , piaskowce , wapienie , łupki

margliste i mułowcowe , utwory piaszczyste. System ma przebieg diachroniczny – większość należy do
proterozoiku, a górne partie do kambru

Od góry powierzchnia niezgodności => prekambr / paleozoik

 kambr – lokalnie piaskowce lub mułowce ; w górnej części mułowce przechodzą w utwory

węglanowe. W stropie kambru powierzchnia niezgodności (erozji)

 powyżej powierzchni niezgodności piaskowce, a wyżej węglany po karbon dolny

Niezgodność erozyjna

 perm – (od dołu) pstre mułowce ze skałami węglanowymi, kończą się utworami piaszczystymi ;

powierzcnia erozyjna ; wyżej sedymentacja łupkowa, sedymentacja piaskowcowa, wapienie =>
transgresja morska

 trias – pstre utwory łupkowo-piaszczyste leżą zgodnie na permie

Struktury Kordylierów Środkowych
Utwory części zachodniej sfałdowane i nasunięte wzdłuż nasunięcia Roberta. Fałdowania następowały
wielokrotnie od missisipu do triasu, ale max nastąpiło w fazie newadyjskiej, proces fałdowania zakończony w
fazie laramijskiej. W części płd. Są coraz bardziej ściśnięte co wywołane jest obecnością w podłożu płyty
Kolorado (założonej na części wału transkontynentalnego). W kenozoiku tworzyły się skały wylewne

intensywna działalność wulkaniczna, intensywnie działała tektonika blokowa.

31. Podział, geneza i rozwój Kordylierów Południowych.

Kordyliery południowe
Od środkowych oddziela je Lineament Teksański – jest to strefa fleksurowo-przesuwcza zaakcentowana
pasmem wulkanicznym

Kordyliery płd. W części wschodniej kontaktują z basenem meksykańskim.

Utwory paleozoiczne, detrytyczne zaliczane do pensylwanu i permu sfałdowane przed mezozoikiem. Pozostała
część wypełniona utworami mezo i kenozoicznymi. W zachodniej części obszaru ruchy tektoniczne miały
miejsce przed kredą górn, a we wschodniej po oligocenie. Utworzyły się fałdy, które przechodzą w łuski i
nasunięcia. Intensywna działalność wulkaniczna, kenozoiczna. Cały górotwór Kordylierów nasunięty jest w
kierunku wschodnim. Górotwór mezozoiczny.

32. Co to jest Great Unconformity (Wielka Niezgodność) i jakie sekwencje dzieli ?

Jest to niezgodność kątowa pomiędzy skałami osadowymi, a skałami trzonu krystalicznego( lub pomiędzy
skałami osadowymi, ale musi występować duża różnica wieków.) Jest ona spowodowana wypiętrzaniem się gór,
a następnie z ich erozją i przykryciem ich osadem. Taka ” wielką niezgodność możemy spotkać w wielu
miejscach na świecie. Wielki Kanion rzeki Colorado i Siccar Point w Scotland

Geologia Australii i Antarktydy

33. Wymień i scharakteryzuj Archaiczne kratony Australii.

Kraton zachodnioaustralijski: dwa kratony archaiczne- Pilbara i Yilgarn
Prowincja pilbarsko-yilgarnska (prowincja zachodnia) zajmuje zachodnią część platformy prekambryjskiej.
Wychodnie podłoża platformowego zajmują wielki obszar tarcz Pilbara i Yilgarn. Tarcze te od wschodu
ograniczone są syneklizą Canning, syneklizą Officer i syneklizą Eucla, od zachodu zaś - syneklizą Carnarvon i
syneklizą Perth . Fundament platformy jest zbudowany tu głównie ze skał archaicznych, na których w części
północnej leżą proterozoiczne skały osadowe i wulkaniczne, w różnym stopniu sfałdowane, zmetamorfizowane i
intrudowane granitoidami. W skład prowincji wchodzi również blok Kimberley, oddzielony od tarcz Yilgarn i
Pilbara syneklizą Canning. Tarcza Yilgarn jest zbudowana ze skał powstałych w czasie cyklu
protoaustralijskiego i cyklu yilgarnskiego. Są to granulity, gnejsy, czarnokity, granitoidy i pasy zieleńcowe, a
także wylewne i żyłowe ultrabazyty. Skały metamorficzne powstały wskutek przeobrażenia skał okruchowych i
wulkanicznych. Podobną budowę ma znajdująca się na północy tarcza Pilbara, gdzie ze skałami magmowymi
związane są złoża złota. Między obiema tarczami znajdują się skały należące do prowincji aruncko-gawlerskiej.

Blok Kimberley jest najprawdopodobniej głęboko pogrzebanym blokiem skał archaicznych, przykrytych
osadami platformowymi i pokrywami wulkanitów łącznej miąższości około 5,5 km.
Kraton północnoaustralijski: kraton Gawler
Prowincja aruncko-gawlerska obejmuje obszar fundamentu, który zbudowany jest z metamorficznych skał
proterozoiku, odpowiadających cyklowi nallagińskiemu i cyklowi Karpentaria. Większa jej część jest przykryta
osadami powstałymi w czasie cyklu Adelaide, w wielu miejscach sfałdowanymi i zmetamorfizowanymi.
Szczególnym elementem w obrębie prowincji jest aulakogen Amadeus, który rozdziela prowincję na części
północną i południową. W części południowej występują skały cyklu nallagińskiego i Karpentaria, w części
północnej zaś spod nich w wielu miejscach wychodzą na powierzchnię skały archaiczne. Struktury fałdowe
wchodzące w skład fundamentu są zróżnicowanego wieku. Zauważyć można, że na północy ich wiek staje się
coraz młodszy ku wschodowi. Struktury bloku Halls Creek mają wiek 2-1,8 mld lat, natomiast bloki: Pine Creek,
Tennant Creek i tanamski - 1,8-1,7 mld lat, a blok Mount Isa - 1,72-1,4 mld lat.

Do każdego tego bloku jest opis jakby komuś się chciało czytać to w Mizerskim na stronie 104 (pdf96), ale
najważniejszy jest Blok Gawler>> jest zbudowany ze sfałdowanych skał metamorficznych powstałych w czasie
cyklu Karpentaria, spod których niekiedy na powierzchni ukazują się skały starsze. Są to w dolnej części gnejsy,
migmatyty, kwarcyty, rzadziej amfibolity, w górnej zaś - kwarcyty żelaziste. Miąższość tych skał sięga 10 000
m. Niezgodnie na nich spoczywają zlepieńce, piaskowce, mułowce, intrudowane porfirami i przykryte
pokrywami ryolitów.

34. Co to jest linia Tasmana ? Co oddziela ?

We wschodniej Australii przyrost miał miejsce etapowo, z wyraźnym następstwem ku młodszym utworom na
wschód. Nastąpił w dużej mierze na skutek dobudowywania sekwencji turbidytów, rogowców, bazaltów,
andezytów i granitów. Granica między tymi młodymi, głównie paleozoicznymi, skałami jest znana jako linia
Tasmańska.

35. Krótka charakterystyka orogenu tasmańskiego w Australii.

Orogeny Delameryjski, Lachlan, Thomson (przedłużenie Lachlan) i Nowej Anglii, tworzą złożoną
paleozoiczno - mezozoiczną formę orogenu Tasmańskiego. Różnią się litofacjami, budową tektoniczną,
czasem orogenezy i finalną konsolidacją z kratonem Australijskim. W paleozoiku orogen Tasmański był
częścią wielkiego oceanicznego systemu Gondwańskiego. Cykle rozszerzania, sedymentacji i orogenezy
uformowały wschodnią Australię. Było to poprzedzone w późnym neoproterozoiku początkowym riftingiem
pomiędzy kratonem Australii i inną wielką płytą kontynentalną, prawdopodobnie Laurencją. Tektoniczna
ewolucja Orogenu Tasmańskiego została podzielona na kilka istotnych etapów: Rozpad Rodinii (Rifting
Wschodniej Australii w późnym Neoproterozoiku) - we wczesnym kambrze spreading załukowy na
południowym - wschodzie utworzył głębokomorski basen Kanmantoo - Inwersja osadów niecki składanych w
ryfcie, wzdłuż krawędzi Gondwany (Orogeneza Ross-Delamerian) – powstaje orogen Delameryjski.
Formowanie się basenu załukowego łuk magmowy narastał po wschodniej stronie orogenu Delameryjskiego,
począwszy od około 510-500 Ma. Orogen Lachlan utworzył się przez połączenie serii turbidytowych o dużej
miąższości. Jest rezultatem zamknięcia małego łukowego oceaniczno-nieckowatego systemu położonego wzdłuż
Pacyficznej krawędzi Gondwany. Podczas wczesnego dewonu, około 400 Ma ostatnia niezdeformowana część
basenu marginalnego na zachodzie zderzyła się z łukowym metamorficznym kompleksem centralnej części
orogenu Lachlan. Następująca w efekcie kolizja drobnych bloków i subdukcja wzdłuż orogenu doprowadziła do
rozwoju Andyjskiego typu brzeżnego. Odwrócenie i post-orogeniczna ekstensja na krawędzi Gondwany
Andyjskiego brzegu i kolizja łuku z kontynentem doprowadziła do ewolucji orogenu Nowej Anglii. Orogen
tasmański można zaobserwować głównie w Australii, częściowo na Antarktydzie i w Ameryce Południowej
(dzisiejsza Argentyna) + skrawki Nowej Gwinei.

36. Wymień główne jednostki geologiczne Antarktydy.

Platforma: prekambryjska i paleozoiczna. Orogen: Rossa i Elesworta. Góry Antarktandy: kordyliera centralna,
zachodnia i wschodnia.
Strefa staro antarktyczna, wulkaniczna strefa młodo antarktyczna oraz perykratoniczna strefa zapadlisk.
Antarktyczna platforma prekambryjska: składa się głównie z silnie sfałdowanych gnejsów, granitognejsów,
łupków krystalicznych, fyllitów, migmatytów i marmurów. Skały te odsłaniają się wzdłuż wschodnich wybrzeży
kontynentu. Z tego obszaru (Ziemia Enderby) są znane najstarsze skały Ziemi, zwane enderbitami (alkaliczne
czarnokity), wieku 3,9 mld lat. Na fundamencie krystalicznym leżą neoproterozoiczne i paleozoiczne skały
osadowe i wulkaniczne tworzące pokrywę platformową.
Antarktyczna platforma paleozoiczna, leży na zachód od prekambryjskiej. Składa się z metamorficznych skał
proterozoiku (łupki krystaliczne, gnejsy, migmatyty) oraz z lekko zmetamorfizowanych, kambryjskich i
ordowickich skał okruchowych i wulkanicznych miąższości do 10 km. Występują one na powierzchni wzdłuż

wybrzeży Morza Rossa, w górach: Horlick, Ellswortha i Transantarktycznych. Skały te są poprzecinane licznymi
intruzjami wieku staropaleozoicznego.

37. Co mają wspólnego Wielkie Góry Wododziałowe i Góry Rossa ?

Wielkie Góry Wododziałowe leżące na wschodzie Australii oraz Góry Rossa należące do Antarktydy powstały
w wyniku orogenezy tasmańskiej. Tworzyły tzw. Paleozoiczno - mezozoiczny orogen tasmański (od kambru do
triasu), który rozciągał się wzdłuż wschodniej krawędzi Gondwany obejmując wschodnią Australię, Antarktydę
– Orogen Ross’a , Afrykę oraz Amerykę Południową.

Dla dociekliwych:
Wielkie Góry Wododziałowe budują Orogeny Delameryjski, Lachlan-Thomson i Nowej Anglii, tworzą złożoną
paleozoiczno – mezozoiczną formę orogenu Tasmańskiego. Różnią się litofacjami, budową tektoniczną, czasem
orogenezy i finalną konsolidacją z kratonem Australijskim. Orogen Delameryjski zawiera odwrócony ryft
intrakratoniczny (czyli w wyniku fałdowania i skrócenia tektonicznego doszło do inwersji skał pierwotnie
składanych w ryfcie). W powstaniu Orogenu Lachlan udział miało zamknięcie basenu marginalnego,
zawierającego osady turbidytowe i stożki napływowe. Natomiast orogen Nowej Anglii składa się ze
zdeformowanego pasa łuku nadsubdukcyjnego .
Góry Transantarktyczne i procesy prowadzące do ich utworzenia nastąpiły w późnym ordowiku, a łańcuch
górski został nazwany orogenem Rossa. Wśród skał, z których jest zbudowany wyróżnia się trzy formacje:
Nimrod, Wilson i Rennick, a także granitoidy Campbella. Były one fałdowane trzykrotnie: 1600-1500 mln lat
temu, 600 mln lat temu i ostatecznie około 450 mln lat temu w czasie orogenezy Rossa. Na podłożu powstałym
w czasie orogenezy działającej 1,6-1,5 mld lat temu powstały grube osady okruchowe i wapienie przecięte
żyłami kwaśnych wulkanitów i pokrywy wulkaniczne o wieku około 630 mln lat. Podobnego wieku są też
intruzje granitoidowe. W czasie ruchów tektonicznych pod koniec neoproterozoiku (orogeneza Morza
Niedźwiedziego) powstał system izoklinalnych fałdów. W neoproterozoiku i kambrze powstawały skały
okruchowe, wapienie archeocjatowe,
a także wulkanity. Ich powstawanie zakończyła orogeneza Rossa w późnym ordowiku. Nastąpiły silne
fałdowania, częściowy metamorfizm, którym towarzyszyły intruzje granitoidów. Granitoidowy magmatyzm
trwał z różnym natężeniem do karbonu.

38. Jak długo trwała wspólna ewolucja Antarktydy i Australii ? Co łączy te dwa kontynenty

Historia geologiczna Antarktydy ściśle związana jest z przeszłością geologiczną takich kontynentów, jak Afryka,
Australia, Ameryka Południowa oraz subkontynent Indii. Kontynenty te przed górną jurą tworzyły jeden
superkontynent - Gondwanę. Z tego powodu wielkie struktury geologiczne Australii, Afryki czy Ameryka
południowej znajduje swoje odpowiedniki na kontynencie antarktycznym. Pierwsze pęknięcia skorupy
kontynentalnej Gondwany pojawiły się już w jurze, ok. 160 - 140 mln lat temu, na linii rozłamu antarktyczno -
australijskiego. Wylały się tam wtedy lawy bazaltowe występujące dzisiaj na rozległych obszarach Antarktydy i
Tasmanii. Dopiero w trzeciorzędzie, ok. 53 - 55 mln lat temu, nastąpiło ostateczne oddzielenie się obu
kontynentów.

Antarktydę Wschodnia tworzy tarcza wschodnioantarktyczna, znajdująca swoje odpowiedniki w tarczach
krystalicznych i ich pokrywach osadowych Afryki Południowej, Ameryki Południowej, Indii i Australii. Zach.
jej granicę stanowi pasmo Gór Transantarktycznych.

Geologia Azji

39. Podaj definicję astroblemu z przykładami.

Astroblemy są to ślady impakcji na powierzchni kontynetów. Przykłady:



Halleford Crater, Kanada



Wolf Creek- Australia



Meteor Crater- Arizona



Aorounge Impact Crater, Czad, Afryka



Bosmtwi, Ghora, Afryka



Kora-Kul, Tajikistan



Gosses Bluff, Australia



Monticouagen, Kanada

40. Wymień podstawowe jednostki strukturalne Platformy Wschodnioeuropejskiej

Tarcza Bałtycka, tarcza ukraińska, antekliza woroneska, antekliza wołżańsko-uralska, antekliza białorusko-
mazurska, synekliza moskiewska, synekliza perybałtycka, aulakogen prypeci, aulakogen dnieprowsko-doniecki,
aulakogen paczelmski, zapadlisko nadkaspijskie, tymanidy, zapadlisko Peczory-morza Barentsa.

41. Wymień podstawowe jednostki strukturalne Platformy Syberyjskiej

Wymień podstawowe jednostki strukturalne Platformy Syberyjskiej (pisze wymień, więc wstawiłem mapkę
aby to lepiej zobrazować, dałem też opis do każdej struktury, ale według pytania to nie jest wymagane, zależy o
co Olcia zapyta…)



Tarcza anabarska znajduje się w jądrze wielkiej anabarskiej anteklizy, gdzie na powierzchnię
wychodzą skały krystaliczne otoczone osadami neoproterozoiku i starszego paleozoiku. Najstarsze
skały należą do formacji dałdyńskiej i anabarskiej. Ich wiek~216 wynosi ponad 3,2 mld lat. Są to
głównie hiperstenowe gnejsy i granulity. Do formacji górno archaicznych
i staroproterozoicznych należą metabazyty, gnejsy granatowe i biotytowe, kwarcyty
i marmury, a także karbonatyty. Skały te są sfałdowane i pocięte przez intruzje gabr i anortozytów, a
także granitoidów. Tarcza anabarska nie jest jednolitym blokiem. Składa się bowiem co najmniej z
trzech terranów połączonych ze sobą w różnym czasie. Skały krystaliczne tarczy anabarskiej są
otoczone skałami osadowymi tworzącymi skrzydła anteklizy anabarskiej wieku neoproterozoik-kambr.
Neoproterozoik to w dolnej części osady klastyczne, a w górnej - dolomity i wapienie. W obrębie
wapieni następuje ciągłe przejście do utworów kambryjskich. Skały kambru to piaskowce, mułowce,
wapienie. W dolnej części zawierają faunę typu pacyficznego, w górnej zaś - atlantyckiego. Na
południowym zachodzie anteklizy anabarskiej, w obrębie sfałdowanych skał systemu ryfejsko-
bajkalskiego ciągnie się kontynentalny ryft jeziora Bajkał, wypełniony młodymi, kenozoicznymi
osadami okruchowymi, charakteryzujący się silną sejsmicznością.



Tarcza ałdańska stanowi jądro asymetrycznej anteklizy ałdańskiej. Najstarsze skały -kompleks
ałdański - mają ponad 3,5 mld lat. Są to amfibolity, gnejsy sylimanitowe
i granatowe z przewarstwieniami marmurów i metasomatycznych rud żelaza, gnejsy hiperstenowe,
diopsydowe, czarnokity, granulity. Skały młodsze, wieku 3,5-2,6 mld lat to przede wszystkim
amfibolity i amfibolitowe gnejsy. Skały te tworzą fałdy o wielkiej amplitudzie, o osiach NW-SE,
analogiczne do tych, które występują na tarczy anabarskiej. Do skał podłoża platformowego zalicza się
także silnie sfałdowane w czasie orogenezy bajkalskiej, przylegające do tarczy neoproterozoiczne
struktury Gór Stanowych. Są to gnejsy, łupki biotytowe i hornblendowe, fyllity, zieleńce i kwarcyty z
przewarstwieniami zasadowych i kwaśnych skał wylewnych, a także osady detrytyczno-dolomityczne i
szarogłazy
z przewarstwieniami skał wulkanicznych, których wiek oszacowano na ok. 940 min lat. Niezgodnie na
nich spoczywają okruchowe i węglanowe skały najwyższego paleoproterozoiku i dolnego kambru,
budujące północne skrzydło anteklizy ałdańskiej.



Synekliza tunguska jest największą syneklizą w obrębie platformy syberyjskiej. Graniczy na północy z
anteklizą anabarską, na południowym zachodzie ze strukturami bajkalskimi Sajanu Wschodniego, a na
południowym wschodzie z zapadliskiem górnoleńskim. Najstarszym kompleksem strukturalnym
pokrywy platformowej jest neoproterozoik-starszy paleozoik, którego spąg w centrum syneklizy
znajduje się na głębokości 3-4km. Jest to seria skał okruchowych i węglanowych, podobnie jak na

anteklizie anabarskiej. Analogicznie jest wykształcony ordowik i sylur. Na dewon przypada luka
stratygraficzna lub też w niektórych miejscach są to cienkie osady lądowe. Dolny karbon jest morski, a
górny karbon i perm - lądowy. W osadach tych występują pokłady węgla niewielkiej miąższości. Perm
zawiera przewarstwienia skał tufogenicznych i trapy bazaltowe i ryolitowe. Z trapami są związane złoża
rud żelaza i innych metali. Procesy wulkaniczne kontynuowały się w triasie. W wyniku dyferencjacji
magmy powstała gabro-dole~217 rytowa intruzja norylska ze złożami chromu i niklu. We wschodniej
części syneklizy występują triasowe, diamentonośne kominy kimberlitowe.



Synekliza Rybińska Niewielka synekliza jest położona między Sajanem Wschodnim a syneklizą
tunguską. Wypełniona jest kontynentalnymi osadami jury.



Rów wił ujski Asymetryczny rów jest położony między anteklizą anabarską a anteklizą ałdańską i
uważany jest za kontynentalny ryft. Powstał w środkowym dewonie - wczesnym karbonie. Podłoże
krystaliczne znajduje się na głębokości ok. 5000 m w części wschodniej i ku zachodowi podnosi się. Na
nim spoczywają sfałdowane w czasie ruchów kaledońskich skały starszego paleozoiku. Z ryftingiem
dewońsko-karbońskim jest związany wulkanizm alkaliczny. Powstałe wówczas pokrywy mają
miąższość do 3 km. Leżące wyżej osady mezozoiczne osiągają na wschodzie 3000 m miąższości. Skały
te pocięte są przez diamentonośne kominy kimberlitowe (znanych jest ich ok. 40) wieku triasowo-
dolnojurajskiego.



Rów przedbajkalski, zwany też angarsko-leńskim, przylega do skraju pogórza bajkalskiego. Rów
zaczął powstawać już w górnym proterozoiku, a głównie po zakończeniu ruchów bajkalskich w
najniższym kambrze, który leży niezgodnie na strukturach bajkalskich. Rów wypełniony jest osadami
ordowiku-jury.



Zapadlisko Chatangi zwane też rowem rzeki Olenek, znajduje się między anteklizą anabarską a
Tajmyrem, należącym do fałdowej strefy uralsko-ochockiej. W jej podłożu występują skały
krystaliczne platformy syberyjskiej (na południu) i struktury fałdowe Tajmyru (na północy). Jest ono
wypełnione osadami jury, triasu i kenozoiku. Jura rozpoczyna się osadami węglonośnymi, a powyżej
leżą osady morskie wyższych części jury. Kreda to zarówno morskie, jak i lądowe, osady okruchowe z
pokładami węgla. Najwyższym ogniwem są osady kenozoiku.



Zapadlisko górnoleńskie leży na południowym przedłużeniu rowu wiłujskiego. W północnej części
podłoża rowu występują skały krystaliczne platformy, w południowej zaś - struktury bajkalskie.
Zapadlisko wypełniają słabo sfałdowane, neoproterozoiczne skały detrytyczne, węglanowe i salinarne
osady kambru. Na nich leżą przeważnie lądowe osady młodopaleozoiczne i mezozoiczne o niewielkim
rozprzestrzenieniu.

42. Podział geograficzny i geologiczny Uralu.

Ural dzieli się na:



Ural Polarny - od Zatoki Bajdarackiej do źródeł Chułgi



Ural Subpolarny



Ural Północny – do gór Oslanka



Ural Środkowy (Ural Rudny) – do rzeki Ufy



Ural Południowy – do rzeki Ural

Ze względu na różnice w facjalnym wykształceniu osadów oraz w tektonice, góry Ural podzielono na kilka stref
ułożonych południkowo, równolegle względem osi pasma uralskiego (Ryc.2). Najważniejsze ze stref, bo
budujące główne masywy górskie Uralu, to: strefa zachodnia, środkowa i wschodnia. Oprócz nich wyróżnia się
dodatkowo: przeduralski rów przedgórski, strefę tagilsko-magnitogorską oraz strefę zauralską. Strefy: zachodnia
i środkowa oraz przeduralski rów przedgórski ciągną się wzdłuż całego Uralu, jednakże ich szerokość w różnych
obszarach jest zróżnicowana. Strefa wschodnia natomiast odsłania się tylko w Południowym i częściowo
Środkowym Uralu, na północy zaś przykryta jest mezo- i kenozoicznymi osadami płyty zachodniosyberyjskiej.
Poszczególne strefy grupuje się czasem ze względu na położenie w czasie kolizji płyt kontynentalnych i
formowania się orogenu. Na tej podstawie dzieli się Ural na dwie części: zewnętrzną oraz wewnętrzną. Do tej
pierwszej zalicza się przeduralski rów przedgórski, strefę zachodniouralską oraz środkowouralską jako tę część
orogenu uralskiego, której osady powstawały na płycie wschodnioeuropejskiej lub w jej bezpośrednim
obrzeżeniu. W części wewnętrznej natomiast wyróżnia się strefę tagilsko-magnitogorską, strefę
wschodniouralską oraz zauralską. Część wewnętrzną stanowią bądź to pozostałości płyty syberyjskiej i utworów
na niej rozwiniętych, bądź są to głębokomorskie osady Oceanu Uralskiego, bądź też części skorupy oceanicznej
występujące obecnie w postaci kompleksu ofiolitowego. Granicą między częścią zewnętrzną i wewnętrzną jest
tzw. Główny Rozłam Uralski.

43. Geneza i budowa Gór Ural.

Góry Ural to złożona struktura geologiczna, której
części składowe (obserwowane obecnie jako strefy
tektoniczne) stanowiły w proterozoiku i paleozoiku
podłoże geologiczne tzw. Morza (Oceanu)
Uralskiego. Morze to zostało zamknięte w permie
(ok. 300-250 mln lat temu) w wyniku zderzenia się
płyty wschodnioeuropejskiej i syberyjskiej w czasie
orogenezy hercyńskiej. Zanim doszło do zderzenia,
wyżej wymienione płyty, stanowiące współcześnie
część Eurazji, były osobnymi kontynentami. Sytuacja
taka miała miejsce co najmniej od późnego
proterozoiku. Aż do późnego paleozoiku oba kratony
oddzielone były morzem z dobrze rozwiniętą skorupą
oceaniczną, w którego dnie istniała strefa ryftowa
podobna do dzisiejszego ryftu biegnącego w
środkowej części Oceanu Atlantyckiego. W ryfcie
następowały wylewy skał bazaltowych, dzięki czemu
dno Oceanu Uralskiego rozrastało się, a kraton
wschodnioeuropejski i syberyjski oddalały się od
siebie. Pozostałości ryftu oraz dna oceanicznego
można współcześnie obserwować w postaci skał
maficznych ( różnych typów bazaltów) oraz
ultramaficznych (m.in. dunitów czy piroksenitów)
stanowiących część kompleksu ofiolitowego
włączonego w orogen uralski, a odsłaniającego się w
niektórych regionach Uralu.

W sylurze, na zachodnim krańcu kratonu syberyjskiego rozwinęła się strefa subdukcji. Od tego momentu płyta
wschodnioeuropejska zaczęła poruszać się w stronę kratonu syberyjskiego, w wyniku czego Ocean Uralski
zaczął się zamykać. Rezultatem subdukcji było również wzmożenie aktywności wulkanicznej i powstanie w
zachodniej części kratonu syberyjskiego wielkich intruzji skał magmowych. Do kolizji płyty
wschodnioeuropejskiej i syberyjskiej oraz, tym samym, do rozpoczęcia orogenezy hercyńskiej w regionie
uralskim doszło we wczesnym karbonie. Ruchy wypiętrzające rozpoczęły się najpierw w części wschodniej
Uralu, stopniowo przesuwając się ku zachodowi. W późnym karbonie oraz w permie w zachodniej części strefy
uralskiej istniał rów przedgórski, który był wypełniany osadami molasowymi pochodzącymi z niszczenia
wypiętrzających się gór. Ruchy tektoniczne oraz zapełnianie przeduralskiego rowu przedgórskiego zakończyło
się w końcu permu i na początku triasu. Ostatnie ruchy tektoniczne w basenie uralskim miały miejsce w późnym
triasie, kiedy to w czasie starokimeryjskich ruchów fałdowych powstało pasmo Paj-Choj oraz Nowa Ziemia. Era
mezozoiczna oraz kenozoiczna to na obszarze Uralu okres względnego spokoju tektonicznego oraz powolnego
zrównywania pasma uralskiego. Z tego czasu znane są na Uralu typowo platformowe osady kontynentalne,
właściwie niezaburzone tektonicznie, często o znacznej miąższości i zazwyczaj niewielkim rozprzestrzenieniu.
Są to utwory detrytyczne, z którymi związane są m.in. pokłady węgla brunatnego i złoża boksytów. Na wschód
od Uralu, na płycie zachodniosyberyjskiej znane są morskie osady jury, kredy i paleogenu.

W neogenie, w czasie orogenezy alpejskiej góry Ural uległy odmłodzeniu. Ruchy tektoniczne na obszarze
Europy i Azji doprowadziły do ponownego wyniesienia w znacznej mierze zpeneplenizowanej uralskiej
struktury hercyńskiej, jednakże wyniesienie to nie było równomierne na całej długości pasma uralskiego, co
współcześnie widoczne jest w zróżnicowanych wysokościach poszczególnych regionów Uralu. Górny neogen
(czwartorzęd) to okres ochłodzenia klimatu i powstania w obszarach polarnych ogromnych lądolodów.
Przyjmuje się, że Ural został objęty zlodowaceniami już w pretegelenie na początku czwartorzędu, a następnie w
okresie zlodowacenia okskiego (Sanu), dnieprzańskiego (Odry) i wałdajskiego (Wisły). Granica lądolodu w
okresie zlodowacenia okskiego przebiegała od Kirowa po dorzecze górnej Wołgi. Natomiast granica
zlodowacenia dnieprzańskiego biegła od Bereźników nad górną Kamą, poprzez wododział, do górnej Łoźwy.
Lodowce górskie Uralu tworzyły wówczas jedną pokrywę połączoną z lądolodem. W czasie zlodowacenia
wałdajskiego w północnej części Uralu na masywach górskich spoczywały lodowce pokrywowe. Południowa
granica zasięgu tych lodowców nie jest dokładnie znana. Po zaniku lodu wytworzyły się równiny moreny dennej
i ablacyjnej.

Budowa:
Przeduralski rów przedgórski został założony na początku permu, początkowo z sedymentacją głębokowodną
i rozwojem raf w skrzydle zachodnim, a później z sedymentacją miąższej molasy wyższej części dolnego i
górnego permu oraz dolnego triasu, a w kungurze – również soli. Główne ruchy fałdowe nastąpiły na przełomie
wczesnego i środkowego triasu, a na północy –triasu i jury. Podzielony na szereg mniejszych jednostek,
odznacza się poprzeczną asymetria. Wschodnie skrzydło odznacza się większymi deformacjami.

Przekrój geologiczny przez rów przeduralski

Antyklinorium Baszkirskie ciągnie się tylko w północnej części południowego Uralu. Zbudowane z kompleksu
górno proterozoicznych osadów oraz z utworów paleozoicznych tworzących rozległe fałdy rozdzielone
regionalnymi rozłamami oraz nasunięciami, wzdłuż których fałdy są nasunięte ku zachodowi.
Antyklinorium środkowouralskie zbudowane jest ze skał zmetamorfizowanych w facji zieleńcowej, a
miejscami amfibolitowej skał okruchowych górnego proterozoiku. Występują liczne wulkanity dolnego kambru.
Na nich niezgodnie zalegają skały ordowiku i dewonu. W północnej części występują intruzje
neoproterozoicznych granitoidów.
Synlinorium tagilsko – magnitogorskie to strefa występowania ofiolitów będących pozostałością dna Oceanu
Uralskiego. Wiek asocjacji ofiolitowej oceania się na przeddewoński. Kompleks ofiolitowy jest przykryty
wulkanitami. Główna faza ruchów tektonicznych nastąpiła po dolnym karbonie. Odcinek synklinorium
magnitogorskiego jest spłaczszowinowany i sfałdowany znacznie silniej od odcinka tagilskiego. Skały pocięte są
intruzjami granitoidów.
Antyklinorium wschodniouralskie to rozciągnięty wzdłuż pasma górskiego terran o skorupie kontynentalnej.
W części północnej tworzy on szereg granitowo – gnejsowych kopuł i wałów. W jądrze występują gnejsy i
migmatyty poprzecinane granitoidami. W skrzydłach występują słabiej zmetamorfizowane osady ordowiku –
dolnego karbonu. W części południowej występują gnejsy, migmatyty, amfibolity i kwarcyty.
Synklinorium wschodniouralskie zbudowane ze skał osadowo – wulkanicznych środkowego dewonu –
dolnego karbonu. Cechą charakterystyczną tej strefy jest szeroki rozwój terygenicznego węglonośnego dolnego
karbonu leżącego niezgodnie na górnym dewonie lub dolnym turnieju. Skały tworzą fałdy o zmiennej geometrii
i rozmiarach pocięte intruzjami gabr i granitoidów. Wergencja struktur w kierunku zachodnim.
Synklinorium tiumeńsko – kustanajskie jest położoną najbardziej na wschodzie strefą Uralu, graniczącą z
obszarem prekambryjsko – kaledońskim Kazachstanu wzdłuż rozłamu tiumeńsko – turgajskiego. Zbudowane
głównie z dolnokarbońskich wulkanicznych, węglanowych i okruchowych skał dolnego karbonu niezbyt silnie
sfałdowanych. Miejscami na powierzchni ukazują się skały dewonu i syluru.

44. Podaj minimum trzy duże struktury geologiczne okalające Platformę Sygeryjską.

- pasmo Wierchojańskie (

Góry Czerskiego, Góry Wierchojańskie),

uralsko-ochocka strefa fałdowa (Tien-Szan, Sajany, Ałtaj, Kunlun),

-? Mogłaby być platforma Zachodniosyberyjska ale ona podchodzi też pod to drugie, albo po prostu wymienić te
pasma górskie z podpunktu 2 i po sprawie ;)

45. Gdzie się znajdują i z jakimi strukturami geologicznymi (oraz skałami) związane są złoża diamentów w

Eurazji ?

Diamenty w Eurazji to głównie:
1. Półwysep Kolski – Tarcza Bałtycka: granity, gnejsy, amfibolity, łupki krystaliczne, kemetyty (skały

wylewne ultrazasadowe)

2. Mirnyj – Jakucja – Wschodnia część Platformy Syberyjskiej : gnejsy, granulity, kwarcyty, marmury,

karbonatyty.

3. Ural - skały magmowe (głównie batolity gabrowe, pirokseniktowe i aunitowe, a także skały granitowe),

z którymi związane są liczne złoża metali. Prawdopodobnie najstarszymi skałami są, występujące na
południowym Uralu, archaiczne skały zmetamorfizowane należące do kompleksu tarataszańskiego
(gnejsy, łupki metamorficzne).

Źródła diamentów: kimberlity, lamproidy.

46. Do jakiego pasa orogenicznego należą Góry Czerskiego i gdzie się znajdują ?

Góry Czerskiego – góry fałdowe, położone w azjatyckiej części Rosji na wschód od Leny w górnym
biegu Indygirki i Kołymy w Syberii Wschodniej. Należą do kołyńskiego pasma orogenicznego.

47. Gdzie się znajduje Olchońska strefa kolizyjna

Mniej więcej znajduje się w tym miejscu jak ta czerwona przerywana linia- zachodni brzeg jeziora Bajkał ;)

48. Podział tektoniczny Kaukazu

Kaukaz rozciąga się na długości około 1300 km w kierunku NW-SE, osiągając do 300km szerokości. W jego
obrębie, z północy na południe, wyróżnia się kilka jednostek: Wielki Kaukaz, przylegające do niego od północy
zapadlisko przedkaukaskie, zapadlisko riońsko-kurskie na południe od niego i Mały Kaukaz. Łańcuch górski
powstał w wyniku kolizji płyty anatolijskiej z płytą europejską, a o ciągle trwających procesach tektonicznych
świadczą liczne i silne trzęsienia ziemi.



Wielki Kaukaz jest wąskim antyklinorium, którego środkowa część jest zbudowana z silnie
sfałdowanych prekambryjskich gnejsów, łupków krystalicznych, amfibolitów, kwarcytów i marmurów,
a także sylurskich ofiolitów w dewonie pociętych dajkami diorytów, porfirów i syenitów. Na północy
do skał prekambryjskich przylega pas wychodni sfałdowanych w orogenezie waryscyjskiej i
zmetamorfizowanych skał okruchowych i węglanowych z przewarstwieniami wulkanitów wieku
kambryjsko-dolnokarbońkiego. Na skałach tych leży górnokarbońska molasa z pokładami węgla oraz
pstre piaskowce i iłowce dolnego permu. Skały mezozoiku, zarówno okruchowe, jak i węglanowe o

bardzo dużym zróżnicowaniu facjalnym, mają miąższość wielu kilometrów, a wśród osadowych skał
jury i kredy występują ofiolity. W południowej części antyklinorium na skałach mezozoicznych
spoczywają paleogeńskie osady okruchowe z przewarstwieniami wulkanitów. Wulkanizm jest czynny
do dzisiaj. Znajdują się tu wielkie wulkany Elbrus i Kazbek. Główna faza orogeniczna, faza rodańska,
przypada na neogen, jednak ruchy tektoniczne trwały już od przełomu triasu i jury. W czasie tych
ruchów nastąpiły silne fałdowania, szczególnie w południowym skrzydle antyklinorium, gdzie powstały
liczne uskoki odwrócone i nasunięcia płaszczowinowe skierowane ku południowi.



Mały Kaukaz Antyklinorium Małego Kaukazu, oddzielone jest od Wielkiego Kaukazu zapadliskiem
kursko-riońskim, a na południu chowa się pod neogeńskie i czwartorzędowe pokrywy skał
wulkanicznych. Na prekambryjskim, a częściowo paleozoicznym podłożu zbudowanym ze skał
metamorficznych leżą grube formacje jurajskie, kredowe i paleogeńskie z bardzo dużą ilością ofiolitów.
Główne deformacje zachodziły tu we wczesnej kredzie i trwały do oligocenu. Ruchom towarzyszył
wulkanizm wapniowy.



Zapadlisko kursko-riońskie jest zapadliskiem śródgórskim wypełnionym osadami kenozoiku. Są to
głównie wapienie i skały okruchowe z przewarstwieniami wulkanitów o miąższości dochodzącej do
4000 m, sfałdowane po eocenie, na których leży molasa oligoceńsko-neogeńska z pokładami węgla.



Zapadlisko przedkaukaskiejest zapadliskiem przedgórskim, wypełnionym płytkowodnymi,
kenozoicznymi osadami piaskowcowo-łupkowymi, przewarstwionymi lokalnie żwirami, gipsami i
dolomitami miąższości sięgającej 2000 m. W osadach tych występują złoża węglowodorów. Na osady
te nasunięte są płaszczowiny Wielkiego Kaukazu.

49. Jakie złoża znajdują się na platformie Zachodniosyberyjskiej ?

Ropa naftowa (dużżżo), gaz ziemny (dużżżo), węgiel kamienny, rudy żelaza, platyna, rudy miedzi, szmaragdy,
siarka, sole potasowe, rudy niklu, boksyty.

50. O czym świadczy obecność kompleksów ofiolitowych ? Proszę podać przykłady z różnych kontynentów.

Obecność kompleksów ofiolitowych może świadczyć o występowaniu w tym miejscu w przeszłości strefy
ryftowej, bądź basenu zaułkowego.
Wybrane kompleksy ofiolitowe na świecie:



Europa:

Løkken, Góry Skandynawskie, Norwegia

Karmoy, Góry Skandynawskie, Norwegia

o Lizard complex, Kornwalia, UK
o

Matterhorn, Alpy, Szwajcaria, Włochy

o Ofoilit Trodos, Cypr, Europa
o

Ofiolit Pindos, Płn. Grecja



Ameryka Płn:

o Nowa Funlandia (Park Narodowy Gros Morne), USA
o

Ofiolit Józefiny, Południowy Oregon, USA

Kubański pas ofiolitowych, Kuba

o ofiolit Puerto Rico, Puerto Rico



Ameryka Płd.:

ofiolit Rocas Verdes, Andy Patagońskie, Chile



Azja:

o ofiolit Makran, Iran i Pakistan
o

ofiolit Zagros, Góry Zagros, Iran



Afryka:

pasmo nigeryjsko-saharyjskie

51. Z ogólnej mapy Eurazji odczytaj podstawowe informacje geologiczne i wskaż pasy orogeniczne

hercyńskie i alpejskie.

TU WSZYSTKO ZALEŻY OD TEGO JAKĄ OLA MA MAPĘ !!!



OROGENEZA HERCYŃSKA: Europa: Wogezy, Rudawy, Schwarzwald, Harz, Sudety, Masyw Centralny,
Góry Kantabryjskie, Góry Iberyjskie, Rodopy, Ural, Azja: Ałtaj, Tienszan, Góry Czerskiego.



OROGENEZA ALPEJSKA: Europa: Pireneje, Góry Betyckie, Apeniny, Alpy, Karpaty, Bałkan, Góry
Dynarskie, Hellenidy (m.in. Pindos), Góry Krymskie, Azja: Kaukaz, Góry Pontyjskie, Elburs, Kopet-dag,
Taurus, Zagros, Mekran, Kunlun, Hindukusz, Karakorum, Pamir, Himalaje, Góry Arakańskie.

52. Geneza i budowa pasma Himalajów.

Łańcuch górski powstał w wyniku kolizji kontynentu dekańskiego z Azją w młodszym kenozoiku
(wsuwanie 40-60 Ma, całkowite utworzenie gór ok. 10-20 Ma). Zbudowany jest z płaszczowin, które składają
się z prekambryjskich skał krystalicznych zajmujących bardzo duże obszary oraz ze zróżnicowanych skał
paleozoicznych i mezozoicznych. Osady górnego paleozoiku i triasu wykazują duże podobieństwa do formacji
gondwańskiej, co pozwala przypuszczać, że powstawały w tym samym basenie sedymentacyjnym co skały tego
samego wieku na obszarze platformy dekańskiej
Himalaje są podzielone osiowo na pięć jednostek, z których każda wyróżnia się charakterem litotektonicznym
oraz historią ewolucji:

• Subhimalaje

• Himalaje Niskie

• Wysokie (Wielkie) Himalaje

• Trans-(Tybetańskie) Himalaje

• Strefa Indusu

Subhimalaje - 10 do 50 km szeroki pas wieku późno trzeciorzędowego, są osady molasy wchodzące w skład
grupy Siwalik. Subhimalaje są właściwie strefą przedgórską orogenu, zbudowaną z osadów molasowych
neogenu i plejstocenu miąższości ok. 5000 m, powstających w trakcie wypiętrzania Himalajów Niskich w
zapadlisku przedgórskim rozciągającym się między Himalajami a platformą dekańską, które na początku
plejstocenu uległo wypiętrzeniu. Pas także zawiera starsze formacje Murree i ich odpowiedniki Dharamshalas.
Himalaje Niskie - 60 do 80 km szeroki pas składający się głównie z proterozoicznych skał słabo
zmetamorfizowanych przykrytych przez nasunięte warstwy granitów i skał metamorficznych. Himalaje Niskie
mają najpełniejszy profil stratygraficzny - od prekambru po kredę, a miąższość serii osadowej, powstałej
głównie w warunkach płytkomorskich, a w niektórych rejonach - lądowych (w skałach karbońskich występują
tillity i pokłady węgla) przekracza 10 000 m. Między Subhimalajami a Himalajami Niskimi znajduje się wielkie
nasunięcie brzeżne, które uważane jest za granicę między Himalajami właściwymi a platformą dekańską, wzdłuż
którego płaszczowiny Himalajów Niskich nasunęły się na osady Subhimalajów, fałdując je przed swym czołem.
Wysokie (Wielkie) Himalaje - 10 do 15 km grubości pas dominujących prekambryjskich skal metamorficznych
oraz młodych kenozoicznych granitów. Jest to także strefa najwyższego wypiętrzenia. Himalaje Wysokie są
zbudowane ze skał od kambru po kredę, a miejscami po eocen. Są to skały bardzo silnie zróżnicowane
litologicznie z licznymi lukami stratygraficznymi. Aż do jury powstawały w środowisku niezbyt głębokiego
zbiornika morskiego. Dopiero w kredzie występują osady fliszowe i intensywna jest działalność wulkaniczna.
Sedymentacja fliszowa trwała miejscami do eocenu.
Trans-(Tybetańskie) Himalaje - pas złożony głównie z szelfowych (zasobnych w skamieniałości) osadów
późno proterozoicznych do kredowych, ograniczonych przez strefę Indusu (Indus-Tsangpo Suture Zone (ITSZ)),
stosunkowo wąski pas zbudowany z ofiolitów i związanych z nimi osadów. Himalaje Tybetańskie
charakteryzują się znacznie mniejszymi miąższościami osadów w porównaniu z Himalajami Niskimi. Ich profil
wykazuje duże analogie z profilem Himalajów Wysokich.
Strefa Indusu - Szew ITSZ nie jest nasuniętym kontaktem, ale jest ważnym tektonicznym kontaktem złączenia
kontynentalnego bloku indyjskiego z blokiem tybetańskim. Bezpośrednio na północ od ITSZ jest pas 40 Ma do
100 Ma starych granitoidów, znanych jako transhimalajski batolit granitowy. Struktura szwu Indusu zmienia się
wzdłuż Himalajów. Miejscami jest szeroka na kilkadziesiąt kilometrów, w innych miejscach wystarczy zrobić
kilka kroków, by przejść z jednego paleokontynentu na drugi. Strefa ta zawiera głównie pozostałości Oceanu
Tetydy, który przed kolizją oddzielał Dekan od Azji. Stąd obecność tak zwanych ofiolitów, czyli
przeobrażonych fragmentów typowej skorupy oceanicznej wraz z pokrywającymi ją osadami. Spotyka się tam
również łupki niebieskie (glaukofan). Jest to bazalt starej skorupy oceanicznej przeobrażony w strefie subdukcji.
Na północ od Szwu Indusu znajduje się sekwencja skał o grubości około 40 km, zawierająca kompletny przekrój
geologiczny przez łuk wyspowy Kohistanu. Na samym spodzie tej sekwencji widnieje strefa Moho – granica
oddzielająca skorupę ziemską od płaszcza. Kohistan oferuje unikatową w skali świata możliwość obserwacji tej
granicy na powierzchni Ziemi.
Tektoniczna architektura Himalajów jest oparta na trzech wyraźnych wewnątrz skorupowych nasunięciach. Z
północy na południe są to nasunięcia:.

• I. Główne centralne nasunięcie The Main Central Thrust (MCT), które oddziela skały krystaliczne

Wyższych Himalajów od skał słabo zmetamorfizowanych Niższych Himalajów.

• II. Główne graniczne nasuniecie The Main Boundary Thrust (MBT), które regionalnie oddziela od

siebie Niższe Himalaje i Subhimalaje.

• III. Himalajskie (Główne) czołowe nasunięcie The Himalayan (Main) Frontal Thrust (HFT or

MFT), który wyznacza granice tektoniczna i fizjograficzna pomiędzy pasem górskim Siwalik a Niziną
Hindustańska (indusko-gangejska nizina aluwialna).

Geologia Afryki

53. Główne jednostki morfologiczne Afryki

Na obszarze platformy afrykańskiej można wydzielić trzy główne regiony:

1) platformę saharyjską- obejmującą rejon północno zachodni kontynentu
2) platformę nubijsko arabską- obejmującą rejon północno wschodni oraz Półwysep Arabski
3) platrormę południowoafrykańską- obejmujący Afrykę południową i Środkową bez niecki Karoo i
Gór Przylądkowych

PLATFORMA SAHARYJSKA
Tarcza Ahaggaru, Tarcza Tibesti, Tarcza Regibacka, Wyniesienie Gwinejskie- złożonae z kilku tarcz :
liberyjskiej, dahomejskiej, nigeryjskiej
Pomiędzy powyższymi wzniesianiami znajdują się na zachodzie i południu niecki:
Taudeni, Nigeryjska, Czadu,Tinduf, algiersko-libijska
PLATFORMA NUBIJSKO-ARABSKA
Tarcza egipsko-sudańska i arabska, Płyta nubijska, Monoklina egipska , Monoklina arabska, Płyta somalijska
PLATFORMA POŁUDNIOWOAFRYKAŃSKA
Niecka Kongo, Niecka Kalahari, Wyniesienie mozambicko-rodezyjskie, Wyniesienie kongijsko – namibijskie,
Wyniesienie Transwalu
GÓRY PRZYLĄDKOWE- struktura waryscyjska. Utworzone są z syluru, dewonu i karbonu dln. ; Dominują
łupki, piaskowce, kwarcyty ; w kierunku pł. struktury chowają się pod formację Karu.
Typ sedymentacji oraz brak zjawisk magmatyzmu i metamorfizmu wskazują, że powstały one na miejscu
dawnych miogeosynklin. Występują tutaj trzy serie osadowe: Table Mountains, Brokkeveld, Witteberg.
NIECKA KARUU rozciąga się między wzniesieniem Transwalu na północy i Górami przylądkowymi na
południu. Nieckę wypełniają osady lądowe zwane formacją Karru- odpowiednik formacji gondwańskiej. Na
południu stanowi kontynuację osadów paleozoicznych Gór Przylądkowych, a na północy leży niezgodnie na
utworach Transwalu. Formacja Karru powstała od górnego karbonu po górny trias. Występują tu 4 serie:
górnokarbońska Dwyke (czarne margliste łupki z piaskowcami i tyllitami), dolnopermska Ekka (łupkowo
piaskowe z węglem), górnopermska i dolnotriasowa Beaufort (piaskowce), górnotriasowa Stormberg
(piaskowce, łupki, w dolnej części pokłady węgla, w stropie pokrywy bazaltowe). Koniec triasu początek jury-
ruchy tektoniczne i zj. wulkaniczne.
PASMO FAŁDOWE ATLAS Najmłodsza struktura Afryki, składa się z kilku łańcuchów górskich, Wyżyny
Szottów i Niziny Marokańskiej. Powstało w orogenezie alpejskiej, w południowej części leży Antyatlas
sfałdowany w waryscyjskiej orogenezie i wypiętrzony w związku z ruchami alpejskimi. Na obszarze Atlasu
wyróżniamy 3 strefy o różnej budowie geologicznej ciągnące się mniej więcej równolegle do osi pasma.

1. SW- obejmuje Antyatlas (ruchy tekt. paleocen eocen, oligocen/miocen)
2. środkowa i E- największa obejmuje Atlas Wysoki, Środkowy, Saharyjski i Tunezyjski oraz mesety
marokańską i orańską (fałdowania: miocen)
3. N- obejmuje Góry Rifu i Atlas Telski (fałdowania:
miocen)
Wypiętrzenie Atlasu- górny miocen i pliocen, towarzyszy
wulkanizm.

54. Jednostki morfologiczne Afryki jako odbicie jej budowy

geologicznej.

Jednostki morfologiczne Afryki są zgodne z sytuacją geologiczną
kontynentu.

55. Główne cykle orogeniczne Aryki.

Podłoże formowało się w różnych orogenezach:
Archaik:

- sauzyjska 3,5 mld

- rodezyjska 3,5 mld

Najstarsze udokumentowane ruchy orogeniczne są związane z
orogenezą suazyjską i orogenezą rodezyjską, które działały w
środkowym archaiku, ok. 3,5 mld lat temu.Z nimi związane jest
powstanie najstarszych stref zieleńcowych kontynentu.

Paleoproterozoik:

- cykl eburnejski - 2,15 mld ; orogeneza + metamorfizm;
jego częścią jest orogeneza majambijska podczas których
powstały struktury majumbijskie. W Gabonie i w Angoli

orogeneza ta nosi nazwę orogenezy mayombijskiej, a w Tanganice oogenezy ubeńskiej. Po
zakończeniu orogenezy w wielu miejscach platformy powstały intruzje syenitowe (wieku 1,97-1,56 mld
lat).

Mezo-Neoproterozoik:

- cykl kibaryjski - 1,2-0,9 mld ; w mezo- i neoproterozoiku ; towarzyszyły intruzje granitoidowe,
metamorfizm do facji amfibolitowej włącznie i granityzacja.
- orogeneza katangijska (zwanej też orogenezą panafrykańską), która działała 730-600 mln lat temu.
Klasycznym obszarem działania tej orogenezy jest strefa nigeryjsko-saharyjska, a także katangidy w
południowej części platformy.

56. Charakter oraz wiek skał budujących Afrykę.

Skały fundamentu krystalicznego platformy afrykańskiej odsłaniają się na znacznych obszarach kontynentu.
Jest to skutkiem długotrwałych procesów denudacyjnych, trwających z krótkimi przerwami od kambru do
czasów obecnych. W skład fundamentu wchodzą skały wieku od archaicznego po neoproterozoiczny; najstarsze
z nich mają ponad 3 mld lat. Fundament platformy odsłania się na obszarach tarcz: Ahaggaru i Tibesti,
regibackiej, nubijskiej, arabskiej, Kasai, a także na wyniesieniach: gwinejskim, tanganicko-rodezyjskim,
kongijsko-namibijskim i Transwalu. Występują tam głównie skały metamorficzne (gnejsy, granitognejsy, łupki
krystaliczne, kwarcyty, marmury), a także skały wulkaniczne (głównie bazalty, andezyty, dacyty, ryolity,
kimberlity), silnie sfałdowane w czasie kilku prekambryjskich orogenez i poprzecinane licznymi
prekambryjskimi intruzjami skał magmowych (głównie granitoidów).

Pokrywa osadowa Najstarsze, proterozoiczne skały pokrywy platformowej leżą niezgodnie na sfałdowanym i
zdenudowanym podłożu. Prekambryjską część pokrywy platformowej stanowią zlepieńce i piaskowce (ze
złożami okruchowymi złota w dolinie dolnej Wolty), szarogłazy, łupki ilaste, miejscami skały węglanowe, a
także skały wulkaniczne. Wśród osadowych skał górnego proterozoiku występują również poziomy tillitów,
pozostawione przez ówczesne lodowce.
Paleozoiczne utwory pokrywy platformowej leżą bądź na osadach neoproterozoiku, bądź wprost na fundamencie
krystalicznym. We wczesnym paleozoiku powstawały zlepieńce i piaskowce pochodzenia lądowego, a w
płytkich, okresowych morzach epikontynentalnych - piaskowce, łupki graptolitowe, a niekiedy wapienie. Na
wyniesieniu
gwinejskim skały kambru rozpoczynają się tillitami, które wyżej przechodzą w łupki ilaste, wapienie i jaspisy z
sillami dolerytów. W późnym paleozoiku w warunkach lądowych lub w płytkich morzach powstawały przede
wszystkim osady okruchowe - łupki ilaste, mułowce i piaskowce. W północno-wschodniej części platformy
powstawały w karbonie kontynentalne piaskowce, zwane piaskowcami nubijskimi, oraz morskie osady
węglanowe. W części południowej platformy natomiast tworzyły się w tym czasie osady glacjalne, związane z
późnopaleozoicznym zlodowaceniem Gondwany.

W północnej części platformy pokrywa osadowa została lekko sfałdowana w czasie ruchów hercyńskich, którym
towarzyszyły intruzje dolerytów i gabr zawierających rudy żelaza (wyniesienie gwinejskie). Osady permu
(głównie wapienie i gipsy) występują w środkowej części Półwyspu Arabskiego, w syneklizie Zairu i na
wyniesieniu kongijsko-
namibijskim (głównie piaskowce i łupki ilaste).Na osadach paleozoicznych, lub wprost na fundamencie
platformy, spoczywają skały mezozoiczne. Osady triasu występują tylko miejscami. W syneklizie algiersko--
libijskiej są to piaskowce z pokładami anhydrytów i soli (w niektórych miejscach doszło do halokinetycznego
uruchomienia soli i utworzenia struktur diapirowych), a na północnym wschodzie platformy - lądowe piaskowce
z fauną płazów oraz płytkomorskie wapienie, margle i piaskowce. Z początkiem jury nastąpił rozpad kontynentu
Gondwany, a między oddalającymi się od siebie stopniowo blokami kontynentalnymi zaczęły formować się
oceany: Atlantycki i Indyjski. Dlatego też morskie osady jury i kredy są na platformie afrykańskiej bardziej
rozpowszechnione niż osady starsze. W warunkach na przemian kontynentalnych i płytkomorskich tworzyły się
wówczas piaskowce, iły rzeczne i jeziorne, iły gipsowe, wapienie,
dolomity (syneklizy: algiersko-libijska, nigeryjska, Czadu), margle, wapienie, wapienie z krzemieniami,
dolomity, piaskowce (syneklizy Zairu i Kalahari). W środkowej i południowej części obszaru platformy działały
wówczas procesy wulkaniczne - ich
produktem są m. in. kimberlity i związane z nimi złoża diamentów, które często występują na wtórnym złożu w
osadach rzecznych. W paleogenie i neogenie powstawały osady lądowe i płytkomorskie: zlepieńce, piaskowce,
łupki ilaste. Osady plejstocenu i holocenu, głównie pochodzenia rzecznego i jeziornego (tylko w strefie
przybrzeżnej - morskiego), wypełniają doliny rzeczne i centralne części synekliz. Szeroko rozwinięte są
pokrywy zwietrzelinowe. Zmiana cyrkulacji atmosferycznej, która nastąpiła po ustąpieniu lądolodów na półkuli

północnej, spowodowała stepowienie i pustynnienie północnej części obszaru, aż do powstania wielkich połaci
pustynnych.

57. Afryka jako element Gondwany

Gondwana powstała po raz pierwszy w okresie kambryjskim wraz z rozpadem superkontynentu Pannocji.
Około 300 milionów lat temu zamknął się ocean Reik i mniejszy superkontynent Eurameryki połączył się z
Gondwaną, tworząc Pangeę.

Na masę lądową Gondwany składały się dzisiejsze: Ameryka Południowa, Afryka, Indie, Australia, Antarktyda,
Nowa Zelandia i południowo-wschodnia część Azji oraz mniejsze mikrokontynenty. Pangea rozpadła się w
okresie jurajskim, około 180 mln lat temu, odtwarzając superkontynent Gondwany, choć nie dokładnie taki sam.
Niewielkie bloki lądowe, m.in. Floryda, pozostały połączone z Ameryką Północną. Już w kredzie Afryka i Indie
odłączyły się od pozostałych części Gondwany, otwierając południowy Atlantyk i Ocean Indyjski.

Gondwana powstała w kambrze w wyniku rozpadu Protopangei W ordowiku oraz sylurze od Gondwany
odrywają się mikrokontynenty np. Awalonia. W końcu we wczesnym dewonie jej afrykańska część zderza się z
Laurosją czego efektem są ruchy tektoniczne fazy akadyjskiej
i powstanie południowych Appalachów. Zwężanie Prototetydy postępuje nadal, skutkiem czego jest
zdecydowana kolizja Gondwany z Euroameryką, co z kolei jest powodem w karbonie działania głównych faz
orogenezy waryscyjskiej. W permie powstaje znowu – Pangea

Trias- spokój. Jura – zaczyna rozpadać się Pangea (znowu). Procesy ryftogenezy zostały zapoczątkowane w
środkowej części Pangei. Jej północnoamerykański segment oddzielił się od części afrykańsko-
południowoamerykańskiej, a między nimi zaczęła formować się litosfera oceaniczna. Od afrykańsko-
południowoamerykańskiej części Gondwany zaczyna odrywać się blok antarktyczno-australijsko-dekański,
a rozszerzający się ryft dał początek nowemu oceanowi Ziemi - Oceanowi Indyjskiemu.

W końcu powstaje ryft między Afryką a Ameryką Południową i między Europą a Ameryką Północną, dając
początek Atlantykowi.
We wczesnej kredzie od Afryki odrywa się Madagaskar. Pod koniec kredy Atlantyk był już całkowicie otwarty.
Likwidacja Tetydy – kolizja Afryki i kilku mniejszych bloków przyczyniły się do powstania alpidów w
południowej części Europy. Neogen – formuje się współczesny układ płyt.

58. Platformy oraz kratony Afryki

Afryka jest położona w centralnej części afrykańskiej płyty litosfery. Niemal cały kontynent, prócz północno-
zachodniego (Atlas) i południowego (Góry Przylądkowe) skraju zajmuje stara, największa na świecie platforma
prekambryjska, zwana platformą afrykańską (aż do paleogenu w jej skład wchodził również dzisiejszy Półwysep
Arabski, geograficznie należący do Azji, stąd też platforma nazywana jest też platformą afrykańsko- arabską).
Od początku paleozoiku do wczesnej jury stanowiła ona centralną część kontynentu Gondwany. W skład tej
platformy wchodziły uprzednio również Madagaskar (oderwany od Afryki w późnym mezozoiku) i Półwysep
Arabski (oddzielony od Afryki w wyniku procesów ryftogenezy w neogenie). Platforma afrykańska, będąca aż
do triasu centralną częścią Gondwany, powstała w wyniku prekambryjskich kolizji kilku bloków kratonicznych.
Wynikiem tych kolizji było powstanie łańcuchów fałdowych między nimi .Najstarsze cykle tektoniczne, zwane
protoafrykańskimi, zakończone zostały orogenezą yohibirską ponad 2,5 mld lat temu. W wielu miejscach
podłoża platformy afrykańskiej znane są skały archaiku. Granitoidy połuniowo-zachodniej Ugandy mają wiek
2,9 mld lat, granitoidy południowo- zachodniego Zairu - 3,5 mld lat, Kenii - 3,15 mld lat, południowej Afryki -
3,5 mld lat. Stare są również skały stref zieleńcowych, np. w Rodezji zieleńce o wieku 2,7 mld lat leżą na
skałach o wieku 3,7 mld lat.

Kraton zachodnioafrykański został ostatecznie skonsolidowany pod koniec cyklu eburnejskiego, a skały
młodsze od 1,8 mld lat należą już do pokrywy platformowej. Fundament kratonu odsłania się na powierzchni
głównie na wyniesieniu gwinejskim i na tarczy regibackiej, pomiędzy którymi znajduje się rozległa synekliza
Taudeni. Między tarczą regibacką a Antyatlasem jest położona synekliza Tinduf. Na południowo-wschodnim
skraju kratonu znajduje się rów Górnej Wolty. W obrębie kratonu wyróżniamy następujące jednostki:



Wyniesienie gwinejskie - W obrębie wyniesienia znajduje się kilka tarcz, wśród których największe są
tarcze: liberyjska, dahomejska i nigeryjska. Dwie ostatnie są położone już w obrębie strefy nigeryjsko-
saharyjskiej. Tarcza liberyjska składa się z bloku liberyjskiego i synklinorium birrimskiego. Blok
liberyjski jest zbudowany z archaicznych i paleoproterozoicznych granitoidów, migmatytów i
hiperstenowych granulitów, a także ze zmetamorfizowanych wulkanicznych skał zasadowych i
ultrazasadowych oraz kwarcytów żelazistych. Wiek dwuetapowego metamorfizmu szacowany jest na
2,96-2,7 oraz 1,8-1,5 mld lat. Między blokiem liberyjskim a rowem Górnej Wolty ciągnie się
synklinorium birrimskie Ukształtowane zostało w paleoproterozoiku, kiedy na wschód od tarczy
liberyjskiej tworzyły się głębokie rowy wypełniane osadami fliszowymi, zasadowymi wulkanitami, a
także ryolitami, dacytami, tufami, a także rozległe obniżenia z osadami kontynentalnymi i kwaśnym
wulkanizmem. I jedne i drugie zostały w czasie orogenezy eburnejskiej silnie sfałdowane (fałdy mają
osie o kierunkach NE-SW) i zmetamorfizowane do facji amfibolitowej. Częste są intruzje granitoidów
(2,2-2,1 mld lat) oraz granodiorytów i diorytów (2 mld lat). Niezgodnie na orogenie eburnejskim
spoczywa molasa z mineralizacją uranową.



Rów górnej wolty - Rów ograniczony od wschodu dużym uskokiem, ma kierunek NE-SW.
Wypełniające go platformowe osady leżące na skałach antyklinorium birrimskiego, stopniowo się
wyklinowują ku zachodowi. Najstarsze skały osadowe - wapienie stromatolitowe i piaskowce, mają

ponad 1 mld lat. Na nich leżą drobnookruchowe skały należące do najwyższego neoproterozoiku i
kambru. Najmłodsze skały to kambryjska lądowa molasa powstała w wyniku erozji pasma nigeryjsko-
saharyjskiego.



SyneklizaTaudeni - Synekliza Taudeni położona między wyniesieniem gwinejskim a tarczą regibacką,
jest jedną z największych synekliz platformy afrykańskiej. Najstarsze skały wypełniające syneklizę -
dolomity ze stromatolitami i piaskowce powstały jeszcze przed orogenezą katangijską. Na nich, z luką
stratygraficzną, leżą utwory lądowe i morskie paleozoiku (kambr-dewon). Są one pocięte licznymi
dajkami dolerytów i słabo sfałdowane; ruchy fałdowe były oddźwiękiem silnych, waryscyjskich
ruchów tektonicznych na obszarze Antyatlasu. Niezgodnie na skałach starszych spoczywają
kontynentalne osady kredy dolnej, a także lądowe osady neogenu z kopalnymi wydmami oraz
czwartorzędu. Tylko w części wschodniej znane są morskie osady górnej kredy.



Tarcza regibacka - Tarcza regibacka, położona między syneklizą Taudeni na południu i syneklizą
Tinduf na północy, ma oś o przebiegu ENE-WSW. Zachodnia i centralna część tarczy jest zbudowana z
najstarszych, archaicznych skał zaliczanych do formacji Amsaga. Są to granulity, czarnokity,
anortozyty, piroksenity, amfibolity, gnejsy kordierytowo-sylimanitowe, gnejsy biotytowe i
hiperstenowe, łupki mikowe, a także marmury i kwarcyty żelaziste. Skały te są sfałdowane i pocięte
różnowiekowymi intruzjami granitoidów, granodiorytów i ultrabazytów. We wschodniej części tarczy
skały archaiku występują w kilku elewacjach, ale dominują stosunkowo słabo zmetamorfizowane skały
wulkaniczne i wulkaniczno- detrytyczne paleo- i mezoproterozoiku. Wyżej leżące skały
neoproterozoiku (kwarcyty, zlepieńce, pokrywy ryolitów i andezytów) należą już do pokrywy
platformowej. Na nich leżą łupki ilaste z jaspisami i piaskowce oraz wapienie stromatolitowe zaliczane
do najwyższego neoproterozoiku.



Synekliza Tinduf - Synekliza Tinduf ma oś o kierunku W-E. Jej skrzydło północne, przylegające do
Atlasu, jest silnie zaburzone tektonicznie, skrzydło południowe zaś jest łagodnie nachylone ku północy.
Osady paleozoiczne wypełniające syneklizę w skrzydle północnym są podobne do równowiekowych
skał Atlasu, w skrzydle południowym zaś do równowiekowych skał syneklizy Taudeni. Na skałach
podłoża platformowego spoczywają kwarcyty należące do kambru i ordowiku. Na nich leżą, głównie
morskie, okruchowe i węglanowe osady syluru, dewonu i karbonu dolnego (tylko w młodszym dewonie
nastąpiło chwilowe wypiętrzenie obszaru związane z fazą bretońską). Karbon górny jest
reprezentowany przez najpierw paraliczne, a później limniczne osady okruchowe z pokładami węgla o
znaczeniu gospodarczym (zagłębia Colomb, Biszar, Kenadza, Guir i in.). Najwyższymi ogniwami są
morskie osady kredy i kenozoiku.

Kraton centralny (kongijsko-saharyjski) jest podzielony na wiele elementów przez rozcinające go uskoki
oraz proterozoiczne pasma fałdowe. Jest też nierównomiernie pokryty osadami platformowymi różnej
miąższości. W obrębie fundamentu kratonu centralnego można wyróżnić szereg archaicznych masywów i
rozdzielające je proterozoiczne pasma fałdowe. W wewnętrznych częściach kratonu znajdują się syneklizy
wypełnione osadami proterozoikui fanerozoiku:
Masywy archaiczne:



masyw sudański - Metamorficzne i granitoidowe skały masywu są pocięte intruzjami granitów
egirynowych i syenitów z mineralizacją cynową o wieku ok. 540 mln lat, a także czerwone porfiry,
które w czasach ptolemejskich były często używanym kamieniem budowlanym



masyw północno-zairski - jest zbudowany ze skał metamorficznych mających ponad 3,5 mld lat, które
podlegały kilkakrotnej regeneracji, aż do 700-500 mln lat temu. Powszechne są piroksenowe gnejsy,
czarnokity, ultrabazyty, łupki krystaliczne, a także granulity, kwarcyty i zieleńce. Złotonośne żyły
kwarcowe przecinające te skały mają 3,48 mld lat.



masyw gabońsko-kameruński - W obrębie masywu gabońsko-kameruńskiego najstarsze skały, wieku
ok. 3 mld lat, należą do kompleksu premayombijskiego. Są to różnorodne skały metamorficzne
powstałe w wyniku regionalnego metamorfizmu skał fliszowych: gnejsy, łupki krystaliczne (głównie
serycytowo-chlorytowe i grafitowe), amfibolity, migmatyty, granitoidy. Skały te były poddawane
wielokrotnej regeneracji - po raz ostatni - ok. 700-500 mln lat temu.



Masyw Kasai - ciągnie się wzdłuż rzeki o tej samej nazwie. Ma budowę strefową. Na północy
dominują granitoidy, w części środkowej - czarnokity, a na południu - migmatyty. Kompleks
czarnokitowy, zawierający oprócz czarnokitów także enderbity, leptynity, granulity, gabra i
gabronoryty pochodzi sprzed 3 mld lat. Wiek granitoidów powstałych w wyniku granityzacji szacuje
się na ok. 2,7 mld lat.



Masyw angolski (namibijski) - ciągnie się wąskim pasem wzdłuż wybrzeża Atlantyku, sąsiadując od
północy z masywem gabońsko-kameruńskim. Brzeźna część masywu jest zbudowana ze skał
kompleksu premayombijskiego o wieku ponad 2,5 mld lat. Wiek niektórych pegmatytów w nich
występujących określono na ok. 3 mld lat. Są to głównie gnejsy, zieleńce, kwarcyty, a także silnie

zmetamorfizowane wulkanoklastyki. Ostatni epizod magmowo-tektoniczny nastąpił 570 mln lat temu
(cykl panafrykański).



masyw tanganicki - składa się z archaicznego jądra otoczonego prekambryjskimi pasmami fałdowymi
różnego wieku. Najstarszymi skałami masywu są syenity Tanzanii (3,2 mld lat), żyły kwarcowe w
Kenii (2,9 mld lat) oraz kwarcowe żyły złotonośne na granicy Tanzanii i Ugandy (2,9 mld lat). -masyw
ugandyjski - Cały masyw ugandyjski wykazuje wiele podobieństw do masywu tanganickiego.
Najstarszymi skałami masywu, występującymi przy granicy Ugandy i Sudanu, są granulity i czarnokity.



masyw rodezyjski - W obrębie masywu rodezyjskiego skałami fundamentu są silnie sfałdowane i
zmetamorfizowane regionalnie zasadowe wulkanity, osady okruchowe, piaskowce żelaziste i rogowce z
mineralizacją złotonośną oraz wapienie stromatolitowe (o wieku 2,9 mld lat). Występują też bazyty i
ultrabazyty (seria komatytowa) włączone w strefy zieleńcowe wieku 3,6-3,4 i 2,7-2,6 mld lat. Skały te
pocięte są kilkoma generacjami granitoidów. Strukturalnym fenomenem jest wielka dajka rodezyjska
wieku ok. 2,6 mld lat. Ciągnie się ona na długości niemal 500 km i utworzona jest z bazaltów
oliwinowych.



Masyw Suazi - ciągnie się na południu do syneklizy Kalahari. Najstarsze skały, tworzące jądro
masywu mają wiek ponad 3 mld lat. Jest to silnie sfałdowany i zmetamorfizowany kompleks skał
wulkaniczno-osadowych (lawy zasadowe i kwaśne, wapienie, rogowce, kwarcyty, flisz). Stopień
metamorfizmu jest zmienny. Najsilniej zmetamorfizowana jest formacja Onyerwacht, natomiast skały
formacji Fig Tree są praktycznie niezmienione. Skały te są intrudowane kilkoma generacjami
granitoidów, z których najstarszymi są granitoidy syntektoniczne (3,4-3,2 mld lat). Najmłodsze intruzje
pochodzą z przełomu neoarchaiku i paleoproterozoiku.

Proterozoiczne pasma fałdowe:



Pasma eburnejskie (birrimskie) - Zerodowane pasma eburnejskie ciągną się na wschodnim skraju
syneklizy Zairu, w Zambii i zachodniej Tanzanii i Ugandzie. W budowie pasm eburnejskich biorą
udział zróżnicowane skały metamorficzne (o bardzo zróżnicowanym stopniu metamorfizmu) i
grubokrystaliczne pegmatyty, a także kwarcyty i piaskowce żelaziste. W wielu miejscach są one pocięte
syntektonicznymi intruzjami granitoidów, a także posttektonicznymi intruzjami dolerytów i
karbonatytów (wieku 1,23-0,75 mld lat).



Pasma mayombijskie - Pasma tego wieku występują na obszarze Zairu, Gabonu, Angoli (gałąź
mayombijska) i w Zambii (gałąź tumbska). W obrębie gałęzi mayombijskiej duże znaczenie mają
zmetamorfizowane wapienie, metabazyty i metawulkanity. W gałęzi tumbskiej dominują epizonalnie
zmetamorfizowane różnorodne osady z wapieniami i pokrywami kwaśnych law.



Pasma kibaryjskie - Pasma kibaryjskie przecinają diagonalnie pasma starsze lub też są one do nich
równoległe. Głównymi pasmami kibaryjskimi są gałęzie: kibaryjska, irumskai natalska. Gałąź
kibaryjska zaczyna się na południowym zachodzie w rejonie rzeki Zambezi i ciągnie się na długości
ponad 1500 km ku północnemu wschodowi przez obszary Zairu do Jeziora Wiktorii, Ruandy i Ugandy.
Gatąź irumska ciągnie się między rzeką Zambezi a jeziorem Rungawa. Zbudowana jest ona z
epizonalnie zmetamorfizowanych osadów klastycznych pociętych intruzjami granitoidów wieku 1,45-
1,05 mld lat oraz słabo zmetamorfizowanych regionalnie osadów piaszczysto-łupkowych. Lokalnie
występują migmatyty, gnejsy i metasomatyczne granitoidy. We wschodniej części w skład pasma
wchodzi również formacja molasowa w gruboławicowymi piaskowcami krzemionkowymi. W obrębie
orogenu kibaryjskiego znajduje się również zrębowy masyw Ruwenzori, leżący we
wschodnioafrykańskim systemie ryftowym. Gałąź natalska zajmuje szeroką strefę przy ujściu Oranje i
w podłożu syneklizy Karroo. W jej obrębie znajdują się gnejsy wieku ok. 1 mld lat, a także masywy
gabrowo-perydotytowe i wulkanity.



Pasma katangijskie - Do pasm katangijskich należą gałęzie: katangijska, inaczej miedzionośna,
biegnąca przez terytorium Zairu i Zambii, zachodniokongijska w Gabonie, Zairze, Gabonie i Kongu
oraz malmesburska w południowej Afryce. W obrębie gałęzi katangijskiej na starszym podłożu leżą
sfałdowane skały systemu katangijskiego miąższości około 5000 m. Jej najstarszym członem są osady
klastyczne (wśród których występują kopalne osady lodowcowe - tillity) oraz łupki miedzionośne,
wapienie, dolomity, wapienie piaszczyste i lawy dolerytowe. Gałąź zachodniokongijska znajduje się na
wschodnim skraju masywu angolskiego. Na podłożu mayombijskim spoczywa 6-kilometrowy
kompleks okruchowych i węglanowych skał osadowych pochodzenia morskiego i lądowego, w tym
tillitów. Podczas ruchów fałdowych powstały intruzje magmowe z mineralizacją galenitową.
Późniejszym ruchom fałdowym, ok. 620 mln lat temu, towarzyszyły intruzje granitoidów i pegmatytów.
Ostatnie intruzje magmowe wieku 525-455 mln lat są już posttektoniczne. Gałąź malmesburska jest
zbudowana z miąższych osadów sfałdowanych przed 600 mln lat. Orogen jest intrudowany granitami
wieku ok. 553 mln lat. Niezgodnie na nich spoczywają niesfałdowane osady najwyższego proterozoiku.



Pasmo damarskie – Struktury pasma damarskiego występują na powierzchni w rejonie Windhoek i
Swakopmund w ołudniowej Afryce. Pasmo jest zbudowane z silnie sfałdowanych i

spłaszczowinowanych kompleksów osadowych zmetamorfizowanych w różnym stopniu i pociętych
żyłami pegmatytowymi. Wśród nich występują tillity wieku 650 mln lat.

Pokrywa platformowa:



Płyta sudańska - Płyta sudańska zajmuje rozległą powierzchnię w rejonie dolnego biegu Białego Nilu.
W jej podłożu leżą krystaliczne skały masywu sudańskiego. Najstarszymi skałami pokrywy
platformowej są dolne piaskowce nubijskie wieku paleozoicznego. W północnej części płyty są one
przykryte górnymi piaskowcami nubijskimi wieku kredowego. Powszechne są także osady
krzemionkowe i piaski żelaziste wieku oligoceńskiego, mioceńskie, plioceńskie i plejstoceńskie
pokrywy bazaltowe. Okruchowe osady czwartorzędowe miejscami osiągają miąższość 250 m.



Synekliza Zairu - (pytanie 76)



Synekliza Kalahari – (pytanie 78)

59. Główne pasma orogeniczne Afryki

Pasma górskie powstałe w wyniku orogenezy Pan-Afrykańskiej.



Pas Mozambiku jest jednym z wielu pasów orogenezy Panafrykańskiej, które powstały w okresie od 1
miliard do 500 milionów lat temu. Rozciąga się wzdłuż wschodniej granicy Afryki z Etiopii do Kenii i
Tanzanii. W północnej części sięga Morza Czarnego. Obejmuje również Madagaskar. W przewadze
składa się ze gnejsów i granitów. Pas Mozambiku jest efektem kolizji zachodniej i wschodniej
Gondwany. Nie ma ogólnego modelu ewolucji MB, chociaż większość naukowców przyznaje, że jest to
efekt kolizji pomiędzy wschodnią i zachodnią Gondwaną. Znaczące różnice w typie skał, strukturze,
wieku i metamorfizmu skał wskazują, że ten pas jest w całości kontynuacją Pan-afrykańskiego kolażu
terranów przyłączonych do wschodniej granicy, łączącej kraton Konga i Tanzanii i znaczna większość
starej skorupy tego kratonu została zrekonstruowana podczas tego wydarzenia.



Pas Zambezi Rozchodzi się na zachód z pasu Mozambiku z wysuniętym najdalej na północ Zimbabwe
i rozciąga się aż do Zambii. Został opisany jako potrójne skrzyżowanie. Pas ten składa się z
zniekształconych skał amfibolitowych do granulitowych wczesnego neoproterozioku oraz orto i para
gnejsów intrudowanych. Mogą zawierać warstewki gnejsów i anortozytów. Większość skał jest
datowana na 870-850 Ma choć zdarzają się też warstewki granitoidów datowane na 1,1 mld lat.



Pas Damara Znajduje się w centralnej i północnej Namibii, odgałęzia się na północny zachód i
południowy wschód blisko atlantyckiego wybrzeża i kontynuuje na południe do Gariep i pasów
Saldania i na północ do Pasa Kaoko. Litostratygrafia Pasma Damara odnosi się do magmatyzmu
datowanego na 760 Ma zawierającego wkładki węgla na północy i turbidytów na południu. Sekwencja
turbidytów zawiera warstewki amfibolitów i metagabra, które zostały zinterpretowane jako pozostałość
po kompleksie ofiolitowym. Pas Damara został nasunięty w stosunku do przyległych obszarów
zarówno na północ jak i na południe, co wiązało się z wklinowanie pasa w przygraniczne obszary,
podczas gdy centralna część została głeboko zerodowana, w związku z czym odsłonięte zostały skały
metamorficzne wysokiego stopnia, wykazujące zaawansowaną migmatyzację i topienie cząstkowe
(anateksis). Procesy te objęły przede wszystkim starsze podłoże o wieku 1-2 mld lat. Lewoskretna
transpresja spowodowana była ruchami orogenicznymi, które osiągnęły pik w przedziale wiekowym
520-550 mln lat. Towarzyszyły mu liczne, rozległe intruzje granitoidowe, o charakterze pre-, syn- i
post- tektonicznym, które intrudowały w basen centralny w interwale 650 – 488 mln lat oraz silnie
zdefencjonowane plutony granitoidowe, z którymi wiąże się największe znane złoże uranu na świecie,
datowane na 460Ma.



Pas Gariep i Saldania Te dwa pasma są obrzeżami podłoża wzdłuż południowo-zachodniej i
południowej krawędzi Kratonu Kalahari. Są interpretowane jako skutek zamykania się oceanu
Adamastor. Głębokomorskie osady deltowe oraz pryzmy akrecyjne, oceaniczne góry podmorskie oraz
zespoły ofiolitowe były nasunięte na neoproterozoiczne sekwencje szelfowe neoproterozoiku przy
brzegu kratonu. W tym rejonie (obszar współczesnej rzeki Orange w Namibii), skały zawierają jedne z
największych w świecie koncentracji Zn. Główna deformacja i przeobrażenia metamorficzne tego pasa
nastąpiły ok 570-540 Ma, intruzje granitoidowe powstawały ok. 536-506 Ma temu. Sławny granit w
Sea Point w Kapsztadzie, który został opisany przez Karola Darwina, należy do epizodu
panafrykańskiej aktywności magmowej.



Pas Kaoko Pas ten jest odgałęzieniem od północno-zachodniej części pasa Damara, rozciąga się
obecnie do południowej Angoli. W tym rejonie widoczna jest dobrze odsłonięta neoproterozoiczna
krawędź Kratonu Kongo. Na krawędzi odsłaniają się osady glacjalne, które zostały nasunięte w
kierunku wschodnim na panafrykańskie podłoże oraz skały neoproterozoiczne w wyniku
transpresyjnego zamykania oceanu Adamasor. Metamorfizm wysokiego stopnia oraz procesy
migmatytyzacji zostały wydatowane na 650 -550Ma i oddziaływały zarówno na podłoże jak i skały
pokrywy. Granity intrudowały między 735 a 550Ma. Niektóre fragmenty silnie zniekształconego
podłoża mają wiek 2-1,45 mld lat i mogą reprezentować przerobiony materiał Kratonu Kongo, podczas

gdy niewielkie obszarowo granitognejsy archaiczne mogą reprezentować terran egzotyczny. W
zachodniej części pasa stwierdzono dużych rozmiarów ciała granitowe, datowane na ok. 550 Ma, a
powstałe w wyniku przetopienia skorupy. Są one słabo odsłonięte na terenie pustyni Namib.



Zachodni Pas Kongo Pas ten jest skutkiem rozszczepienia się zachodnich krawędzi Kratonu Kongo,
które miało miejsce między 999 a 912 Ma. Podążało za tym zagłębianie się i formowanie przedgórza
węglowego, w której kongijska grupa zachodnia była deponowana między 900 a 570 Ma. Struktura ta
jest zdominowana przez deformację, która nachodzi na Kratonie Kongo i związana jest ze ścinaniem
zarówno prawo jak i lewoskrętnym. Metamorfizm nie jest za dobrze rozwinięty. Na zachodzie allochton
powstał od paleo do mezoproterozoiku na skałach podłoża i przekroczył zachodnie pasmo przedgórza
kongijskiego. Zachodni pas Konga może utworzyć tylko wschodnią część formacji orogenicznej
zawierającą ofiolity, które widoczne są również w pasie Aracua w Brazylii.



Pas Transsaharyjski To pas orogeniczny o długości ponad 3000 km. Składa się z pre i
neoproterozoicznego podłoża silnie zdeformowanego podczas orogenezy panafrykańskiej. Obecność
ofiolitu, pryzmy akrecyjnej, kompleksów magmowych typu łuków wyspowych oraz dobrze
wykształconego metamorfizmu czyni z niego jeden z najlepiej udokumentowanych pasów orogenezy
panafrykańskiej. Mówi nam on o otwieraniu oceanu, subdukcji oraz kolizji między 900 a 520 Ma.
Między 740 a 720 Ma kompleks ofiolitowy został wypchnięty na południe, 660 Ma powyżej
neoproterozoicznej krawędzi wschodnioafrykańskiego kratonu wystąpiła na północy strefa subdukcji
poprzedzająca kolizję. Dalej na południe na tarczy tuareskiej kilka terranów zostało rozpoznanych w
wyniku czego ocean uległ zamknięciu i powstał pas z panafrykańskimi skałami zawierający terrany
przewarstwione skałami podłoża. Następnie został przesunięty przez zachodnioafrykański kraton na
wschód i nazwany LATEA. Superterran kompletnie zdeformowanych skał skorupy ziemskiej składał
się ze skał od archaiku do neoproterozoiku. Południowa część pasa transsaharyjskiego odkrywa się w
Beninie, Togo i Ghanie i znana jest jako pas Dahomeyan.



Pas Panafrykański w Afryce Środkowej Składa się z neoproterozoicznych zespołów skał i mocno
zniekształconych granitoidów z tektonicznie sklinowanymi paleoproterozoicznymi skałami podłoża
paleoproterozoicznego. W południowej części odsłaniają się skały neoproterozoiczne zawierające
granulity sprzed 620 Ma, które uformowały się podczas kolizji i zostały wypchnięte poza Kraton Kongo
podczas gdy centralne i północne części zostały zestawione z podobnymi strukturami jakie znajdują się
w Brazylii.



Pas Rokelide Ten pas występuje wzdłuż południowo zachodniej krawędzi Archaicznego Kratonu

Zachodniej Afryki i w jego skład wchodzą gnejsy, granulity oraz skały wulkaniczne należące do
szeregu wapniowo-alkalicznego. Deformacja panafrykańska była bardzo intensywna i skupiała się na
ekstensji, rozpychaniu, uderzaniu i ślizganiu. Szczyt metamorfizmu osiągnął 7 kb i 800 C ok. 560
milionów lat temu. Późno panafrykańskie intruzje granitów i powstanie gnejsów zaprzecza
wcześniejszej hipotezie zakładającej regionalne zmiany metamorficzne skał Archaicznych. Pas
Rokelide może być pasem akrecji ale nie ma na to dowodów, są to tylko spekulacje.

Pasma powstale w czasie orogenezy Hercyńskiej:

 Góry przylądowe (Mizerski) Znajdują się w południowym krańcu Afryki, powstałych w

czasie ruchów waryscyjskich. Składają się z masywów górskich ciągnących się na dł około
800km. Zbudowane są z osadów syluru, dewonu i dolnego karbonu. Wyróżnia się na tym
obszarze trzy formacje skalne

 Table Mountains – najstarsza o miąższości około 1500m. budują ją głównie

piaskowce z wkładkami zlepieńców, łupków ilastych i illitów, powstałe w różnych
warunkach: rzecznych, deltowych, glacjalnych. Wiek serii osadowej datowany jest na
przeddewoński

 Bokkeveld – młodsza o miąższości 750m, tworzona jest przez łupki ilaste, kompleksy

piaskowców i piaskowców z warstewkami węgla. Skały te powstały w płytkowodnym
zbiorniku, wiek dolnodewoński.

 Wittenberg – najmłodsza o miąższości 1200m, reprezentowana głównie przez

piaskowce, łupki ilaste. Wiek: środkowy i górny dewon i dolny karbon.

 Góry Smocze (tutaj jest mi wstyd, ale z Wikipedii) Najstarszymi utworami są

prekambryjskie skały wulkaniczne - pokrywy lawowe oraz skały efuzywne, które pokrywają
znaczną część Afryki Południowej. W erze paleozoicznej osadziły się łupki, mułowce i
piaskowce formacji Karoo (ang. Karoo Supergroup). Kiedy, przed 200 milionami lat, zaczął
się rozpadać superkontynent Gondwana, nastąpiły gwałtowne wylewy szczelinowe, których
efektem są lawy Gór Smoczych. W rejonie Gór Smoczych starsze skały osadowe przykryte są
warstwą bazaltów o miąższości powyżej 1400 m. Erozja i denudacja zmniejszyły zasięg ich
występowania do niewielkiego płaskowyżu. Obecnie erozja odsłoniła zalegające poniżej osady

Pasmo wieku alpejskiego.

 Góry Atlas (Mizerski) Pasmo fałdowe Atlasu jest najmłodszą jednostką tektoniczną Afryki,

powstałą w czasie orogenezy alpejskiej, łączącą się z alpidami Europy poprzez Cieśninę
Gibraltarską. Powstało w wyniku kolizji kontynentu afrykańskiego z kontynentem
europejskim. Ciągnie się od zatoki Mała Syrta do Atlantyku. Od platformy prekambryjskiej
jest oddzielone uskokiem południowego Atlasu. W obrębie pasma wyróżnia się trzy strefy
różniące się budową geologiczną.

 strefę południową - Antyatlas - będącą sfałdowanym w czasie orogenezy kaledońskiej

i waryscyjskiej brzeżnym fragmentem platformy prekambryjskiej, wypiętrzonym w
czasie orogenezy alpejskiej;

 strefę środkową - Atlas Wysoki, Atlas Środkowy, Atlas Saharyjski i Atlas Tunezyjski

wraz z mesetą marokańską i mesetą orańską, w obrębie której duży udział mają
struktury prekambryjskie i paleozoiczne podłoża;

 strefę północną - Rif i Atlas Telski o typowo alpejskiej budowie.

60. Waryscydy Afryki

Do struktur waryscyjskich Afryki zaliczają się Góry przylądkowe na południu Afryki, oraz sąsiadująca z nimi od
północy Niecka Karoo, która właściwie jest zapadliskiem przedgórskim, ponieważ powstałą w trakcie
fałdowania i wypiętrzania Gór Przylądkowych.
Góry Przylądkowe
Struktury waryscyjskie Gór Przylądkowych są fragmentem większego pasma waryscyjskiego, w którego skład
wchodziły uprzednio waryscyjskie struktury Ameryki Południowej i Antarktydy. Położona na północy niecka
Karroo to zapadlisko przedgórskie, leżące na prekambryjskiej platformie afrykańskiej. Góry Przylądkowe są
zbudowane ze skał syluru, dewonu i dolnego karbonu, sfałdowanych w czasie orogenezy waryscyjskiej.
Struktury fałdowe mają przebieg równoleżnikowy, na zachodzie skręcają ku N i NW. Skały budujące Góry
Przylądkowe są stosunkowo słabo sfałdowane Formacje skalne budujące Góry Przylądkowe, miąższości
dochodzącej do 3000 m, leżą niezgodnie na skałach fundamentu platformy
lub na skałach osadowych najwyższego prekambru należących już do pokrywy platformowej.
Dzielą się one na trzy serie:



Table Mountains



Bokkeyeld



Witteberg

Niecka Karroo
Ma przebieg równoleżnikowy, długość 1300 i szerokość 600
km. Jest ona wyraźnie asymetryczna - skrzydło południowe
jest strome, południowe zaś - łagodnie nachylone. Różnice w
tektonice skrzydeł niecki znajdują też odzwierciedlenie w
profilach stratygraficznych, które różnią się między sobą.
Jest wypełniona skałami osadowymi lądowymi, wśród
których charakterystyczne są osady zawierające florę
glossopterisową, i pokrywami bazaltowymi znajdującymi się
w ich w stropie. Skały te zostały wyodrębnione jako formacja
Karroo. Formacja Karoo ma miąższość sięgającą 7000 m. Na
południu formacja jest kontynuacją profilu osadów
paleozoicznych Gór Przylądkowych, natomiast na północy leży niezgodnie na
skałach starszych. Wiek formacji Karroo to górny karbon-górny trias. Formacja Karroo dzieli się na cztery serie:



Seria Dwyke (kambr górny)



Serię Ekka perm dolny)



Seria Beaufort( perm górny/ trais dolny)



Seria Stormberg (trias górny)

61. Alpidy Afryki

Atlas

Pasmo fałdowe Atlasu jest najmłodszą jednostką tektoniczną Afryki, powstałą w czasie orogenezy alpejskiej,
łączącą się z alpidami Europy poprzez Cieśninę Gibraltarską. Powstało w wyniku kolizji kontynentu
afrykańskiego z kontynentem europejskim. Ciągnie się od zatoki Mała Syrta do Atlantyku. Od platformy
prekambryjskiej jest oddzielone uskokiem południowego Atlasu. W obrębie pasma wyróżnia się trzy strefy
różniące się budową geologiczną:



strefę południową - Antyatlas - będącą sfałdowanym w czasie orogenezy kaledońskiej i waryscyjskiej
brzeżnym fragmentem platformy prekambryjskiej, wypiętrzonym w czasie orogenezy alpejskiej



strefę środkową - Atlas Wysoki, Atlas Środkowy, Atlas Saharyjski i Atlas Tunezyjski wraz z mesetą
marokańską i mesetą orańską, w obrębie której duży udział mają struktury prekambryjskie i
paleozoiczne podłoża;



strefę północną - Rif i Atlas Telski o typowo alpejskiej budowie.

62. Wiek oraz cechy zjawisk wulkanicznych Afryk

Nie jestem pewna, ale chyba chodzi o to:

Czynne wulkany to Meru, Kamerun,
Nyiragongo, Nyamuragira. ( jedyne czynne,
tak nam Żaba na wykładzie powiedzał, ale
według tej mapki jest ich trochę więcej).
Wschodnioafrykański system ryftowy jest do
dziś aktywny, zarówno wulkanicznie, jak i
sejsmiczne, znajdują się tu czynne wulkany,
częste są trzęsienia ziemi, których ogniska leżą
zwykle na głębokości 20-30 km. Wiek
neogeński

63. Pozycja strukturalna oraz cechy wystąpień kimberlitów w Afryce

Kimberlity leżą głównie na obszarze kratonu Kalachari (RPA – te najbardziej zasobne w diamenty). Kimberlity
w Afryce są wieku:



od starszej jury do wczesnej kredy 190-134Ma



późna kreda eocen 93-53Ma

64. Wulkanity Formacji Karoo

Niecka Karroo leży na północ od Gór Przylądkowych niecka Karroo, jest wypełniona skałami
osadowymi lądowymi, wśród których charakterystyczne sąosady zawierające florę glossopterisową, i
pokrywami bazaltowymi znajdującymi sięw ich w stropie. Skały te zostały wyodrębnione jako
formacja Karroo, w której skały osadowe przykryte są bazaltami, których pokrywy
osiągają do 2 km miąższości. Skały wulkaniczne powstały w wyniku ryftogenezy i rozpadu
Gondwany.

65. Rozwój i cechy ryftingu kontynentalnego w Afryce

Wschodnioafrykański system ryftowy opisany dalej w pytaniu nr 70.
RYFTY RZEK BENUE I NIGRU
Rowy (ryfty) rzek powyższych związane są z rozpadem Gondwany i można uważać je za opuszczony węzeł
potrójny. Benue zaczął rozwijać się już w jurze. Benue wypełniają morskie i lądowe osady kredy od albu po
dolny santon, natomiast ryft Nigru wypełniają osady górnego santonu po eocen. Osady te leżą bezpośrednio na
podłożu krystalicznym lub na osadach dolnej kredy. Cylkiczne ruchy tektoniczne spowodowały transgresje i
regresje.

66. Przejawy przesuwczej tektoniki inwersyjnej w Afryce

W proterozoiku – potężny uskok oddzielający kraton Konga, od Kalachari) był wtedy ukokiem prawoskrętnym.

W kredzie, zapoczątkowanie ryftingu w Afryce, nastąpiła zmiana kierunku ruchu tego uskoku – stał się
lewoskrętny, zaczęło się poszerzanie, otwieranie szczelin i wypełnianie ich osadami.
Kamerun, Góry Adamawa, Czynny wulkan – Ryft Górny – taki dopisek mam w notatkach z wykładów, z tego
wynikało by, że ma to związek z ryftem rzeki Benue i Nigru.

67. Rozmieszczenie, oraz cechy plam gorąca na kontynencie afrykańskim.

Strumień gorąca ( pióropusz) pozostaje cały czas w tym samym miejscu, tylko kontynenty się przemieszczają.
Możliwe jest odtworzenie tempa i szybkości przesuwania się kontynentów na podstawie obserwacji pozostałości
po tych punktach ( w Afryce to tempo wynosi 5 cm/rok, kurna sporo, ale tak Żaba powiedział). Liniowo
ułożone ciągi stożków wulkanicznych wyznaczają kierunek ruchu płyty ponad plamami gorąca.
Dodatkowo zamieszczam wam obrazek Plamy gorąca aktywne w czasie ostatnich 10 milionów lat, bo i tak nie
będziemy się uczyć na pamięć gdzie dokładnie leżą te plamy, więc chociaż sobie popatrzcie.

68. Aktywność sejsmiczna Afryki

Aktywność sejsmiczna Afryki jest związana z systemem ryftów kontynentalnych oraz plamami gorąca.
Głównym obszarem sejsmicznym kontynentu jest strefa ryftów wschodnioafrykańskich. Siły trzęsień ziemi
dochodzą do 8 w skali Mercallego w wschodniej części strefy ryftów. W strefie zachodniej siły wstrząsów są
znacznie słabsze. Innym ważnym obszarem wstrząsów jest Linia Kamerunu ( ten drugi ryft). Obszarem
sejsmicznym w Afryce jest również północna granica kontynentu. Przyczyną wstrząsów w tym regionie jest
kolizja płyty Afrykańskiej z Europą Alpidy). Wstrząsy ziemi występują także wzdłuż wybrzeży Morza
Czerwonego i Zatoki Adeńskiej, z powodu pobliskich stref ryftu. Obszarami sejsmicznymi są także wyspy
wulkaniczne rozlokowane wzdłuż brzegów kontynentu ponad plamami gorąca.

69. Punkt potrójny Afaru jako przejaw współczesnego ryftingu

Punkt potrójny Afaru. Pojawił się w kredzie pod Gondwaną, obszar został wypiętrzony do góry i pękł- powstały
trzy pęknięcia, pomiędzy którymi jest kąt 120st, i wszystkie zaczęły się rozszerzać (strefa ryftingu). Trzeci człon
się zaczął coraz wolniej rozszerzać- zamiera, zostaje zasypywany przez osady ten twór nosi nazwę aulakogenu

(wielki ryft w Afryce też zamiera, nie rozpadnie się, pozostałe dwa ramiona się rozszerzają).

Zawsze jedno z trzech ramion punktu potrójnego jest też ramieniem, które należało do wcześniejszego punktu
potrójnego (ramię najstarsze). Aktywne to te ramiona, które należą bądź będą należały do następnego/
poprzedniego punktu, a boczne zostanie aulakogenem.
Na zakończeniach punktów potrójnych tworzą się trójzłącza drugiego rzędu, mniejsze. [ to z notatek z Tektoniki,
bo teraz powiedział tylko, że jego ramiona stanowią Morze Czerwone/ Zatoka Adeńska/ Rów Abisyński ( = Ryft
Afar), który tutaj jest tym zamierającym ramieniem, które przejdzie aulakogen. Możecie sobie to pooglądać na
mapce z pytania 70.

70. Wschodnioafrykański system ryftowy

Wschodnioafrykański system ryftowy ciągnie się od doliny Zambezi w południowej Afryce do ryftu Afar nad
Morzem Czerwonym. Łączy się z ryftem Morza Czerwonego i ryftem zatoki Akaba - Morza Martwego. Poprzez
ryft Zatoki Adeńskiej łączy się z planetarnym systemem ryftów oceanicznych. Wschodnioafrykański system
ryftowy dzieli się na dwa ramiona: ryft wschodni i ryft
zachodni, między którymi znajduje się Jezioro Wiktorii.



Ryft zachodni ciągnie się od górnego biegu Nilu Alberta i Nilu Górskiego na północy, biegnąc na
południe przez jeziora Alberta, Edwarda i Kiwu, a potem przez jeziora Tanganika i Rukua. W ryfcie
zachodnim występują osady neogenu i czwartorzędu pochodzenia głównie jeziornego i rzecznego, a
udział skał wulkanicznych jest niewielki. Części zapadnięte zajęte są przez jeziora i bagna, a części
wypiętrzone tworzą zręby. Ryft zachodni cechuje się dużą aktywnością sejsmiczną.



Ryft wschodni rozpoczyna się na północy, łączy się z typowo oceanicznym ryftem Morza
Czerwonego. Ta część nosi nazwę ryftu Afar. Skorupa ziemska jest tu znacznie ścieniona, a wulkanizm
(wulkany są tu bardzo liczne) ma cechy oceaniczne. Później ryft ciągnie się przez jezioro Turkana,
rzekę Pangani i na południu osiąga wybrzeża Oceanu Indyjskiego. W ryfcie wschodnim duży udział
mają skały wulkaniczne.

Wschodnioafrykański system ryftowy jest strefą wielkich rozłamów skorupy ziemskiej, powstałych w wyniku
działania sił rozciągających (ryftogenezy). Proces ryftogenezy rozpoczął się w miocenie. W wielu miejscach
jednak młode rozłamy naśladują rozłamy starsze, nawet wieku jurajskiego, związane z rozpadem kontynentu
Gondwany.
Kontynuacją ryftów wschodnioafrykańskich na północy jest ryft Morza Czerwonego, oddzielający Półwysep
Arabski od Afryki, i ryft Zatoki Adeńskiej.

71. Pozycja strukturalna oraz budowa ryftu Gregory`ego

Stanowi wschodni segment wschodnioafrykańskiego systemu ryftowego, rozszerzenie skorupy ziemskiej, Kenia,
Tanzania, wypełniony wulkanitami, obecnie 1 czynny wulkan Kilimandżaro, NGORONGORO- kaldera

72. wulkany związane z aktywnością ryftu Gregory`ego

 Kenia
 Kilimandżaro
 Meru
 Ol Doinyo Lengai (ten jest karbonatytowy)

73. Budowa oraz rozwój ryftu Benue

Niecka Czadu leży na przedłużeniu rowu (ryftu) rzeki Benue.

Rowy (ryfty) rzeki Benue są związane z rozpadem kontynentu Gondwany. Powstały one w kredzie i rozwijały
się w kenozoiku. Rów Benue jest wypełniony morskimi i lądowymi osadami kredy od
albu po dolny santon. Osady te leżą wprost na skałach krystalicznych podłoża platformowego lub też na osadach
lądowych dolnej kredy.

74. Pozycja strukturalna oraz budowa niecki Czadu

Niecka Czadu leży na wschód od niecki nigeryjskiej i tworzy wielkie owalne obniżenie z płytkim jeziorem Czad
w środkowej części. Jezioro położone jest na wysokości 243m n.p.m., natomiast najniższa część niecki znajduje
się w odległości ok. 700km na północny wschód od jeziora Czad na wysokości ok. 140m n.p.m. Głębokość

zalegania podłoża krystalicznego nie jest znana, skały prekambryjskie zbadano tylko w obrzeżeniu niecki.
Jedyne odsłaniające się w środkowej części niecki riolity znane z okolic Fort Lamy uważane są za skały
prekambryjskie podłoża platformy. Północno-wschodnie obrzeżenie niecki to skały paleozoiczne występujące na
zboczach tarczy Tibesti. Centralna część wypełniona jest osadami morskimi górnej kredy (transgresja w
cenomanie). Pod tymi osadami zalegają utwory kontynentalne, wczesno mezozoiczne prawdopodobnie
odpowiadające serii kontynentalnej niecki nigeryjskiej. Utwory trzeciorzędowe wykształcone są w facji lądowej,
są to głównie skały detrytyczne. Miejscami występują piaskowce z oolitami żelazistymi. Cała seria
trzeciorzędowa kończy się osadami jeziornymi lub eolicznymi.

75. Związek niecki Czadu z ryftem Benue

Patrz pytanie 73

76. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna niecki Kongo (Zairu)

Synekliza Zairu jest jedną z największych synekliz platformy afrykańskiej – zajmuje powierzchnię około 1 mln
km2. Osady ją wypełniające mają miąższość około 3500 m. Najstarszymi osadami są osady neoproterozoiku. W
części południowej syneklizy leżą na nich osady formacji Karroo. Formacja ta w klasycznej formie występuje w
zapadlisku o tej samej nazwie, powstałym na północnym przedpolu Gór Przylądkowych i zostanie omówiona w
dalszej części. Powyżej formacji Karroo spoczywają osady jury i kredy, powstałe częściowo w warunkach
lądowych, a częściowo morskich. Najpełniejszy profil tych osadów znajduje się w północnej części syneklizy.
Osady górnej jury i najniższej kredy powstały w wyniku transgresji morskiej, która nastąpiła od strony Oceanu
Indyjskiego i miała związek z rozpadem Gondwany. W wyższej części wczesnej kredy zbiornik morski ustąpił i
powstawały okruchowe osady lądowe. Występują w nich okruchowe złoża diamentów, które pochodzą z
rozmywania kimberlitów. W cenomanie nastąpiła ponowna transgresja. Leżące wyżej osady kenozoiku,
występujące głównie w południowej i zachodniej części syneklizy, należą do formacji Kalahari. Są to zlepieńce,
piaskowce i łupki ilaste i żelaziste neogenu. W wyższej części zawierają kości mastodontów i nosorożców. Na
nich spoczywają okruchowe osady czwartorzędu, wypełniające środkową część syneklizy. W osadach
plejstoceńskich wyróżnić można cztery serie odpowiadające okresom pluwialnym.

77. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna niecki Karoo

Leżąca na północ od Gór Przylądkowych niecka Karroo ma przebieg równoleżnikowy, długość 1300 i szerokość
600 km. Jest ona wyraźnie asymetryczna - skrzydło południowe jest strome, południowe zaś – łagodnie
nachylone. Różnice w tektonice skrzydeł niecki znajdują też odzwierciedlenie w profilach stratygraficznych,
które różnią się między sobą. Jest wypełniona skałami osadowymi lądowymi, wśród których charakterystyczne
są osady zawierające florę glossopterisową, i pokrywami bazaltowymi znajdującymi się w ich w stropie. Skały te
zostały wyodrębnione jako formacja Karroo. Formacja ma miąższość sięgającą 7000 m. Na południu formacja
Karroo jest kontynuacją profilu osadów paleozoicznych Gór Przylądkowych, natomiast na północy leży
niezgodnie na skałach starszych. Wiek formacji Karroo to górny karbon-górny trias.

Formacja Karroo dzieli się na cztery serie:



Dwyke (karbon górny); czarne łupki margliste z przewarstwieniami piaskowców i licznymi
wkładkami tillitów, będące świadectwem górnopaleozoicznego zlodowacenia Gondwany. Na południu i
zachodzie osady tej serii są morskie. W tej serii liczne szczątki roślinne oraz kości gadów



Ekka (perm dolny); są to osady łupkowo-piaskowcowe z licznymi pokładami węgla o znaczeniu
gospodarczym. W pokładach znajdują się szczątki roślinne należące do form typowo gondwańskich.



Beaufort (perm górnytrias dolny); to głównie piaskowce z przeławiceniami łupków ilastych; w serii
tej licznie występują skamieniałości kręgowców lądowych



Stormberg (trias górny). składa się z piaskowców i łupków z nielicznymi pokładami węgla w dolnej
części profilu oraz z czerwonych piaskowców i łupków oraz białych, często arkozowych piaskowców w
stropie. W osadach są spotykane szczątki kręgowców. Skały osadowe przykryte są bazaltami, których
pokrywy osiągają do 2 km miąższości. Skały wulkaniczne powstały w wyniku ryftogenezy i rozpadu
Gondwany.

78. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna niecki Kalahari

Synekliza Kalahari jest oddzielona od syneklizy Zairu wyniesieniem (w jego podłożu występuje orogen
katangijski), gdzie spod osadów kenozoicznych wyłaniają się osady jury i kredy. Synekliza jest wypełniona
osadami neoproterozoiku i dolnego kambru, na których spoczywa formacja Karroo i osady formacji Kalahari,
które stanowią główną część profilu syneklizy. Osady starsze od formacji Kalahari występują tylko lokalnie, w
niewielkich zapadliskach. Dolna część formacji Kalahari to osady morskie, złożone głównie z piaskowców z
liczną fauną mięczaków, należące do paleogenu. Wyżej leżą żelaziste piaskowce miocenu oraz plioceńsko-
czwartorzędowe piaski i żwiry

79. Pozycja strukturalna oraz rozmieszczenie niecek tektonicznych na obszarze Afryki

80. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna tarczy Tuareskiej (Hoggaru)

Tarcza tuareska = tarcza ahaggar. Leży w zachodniej części
wyniesienia środkowosaharyjskiego. Należy ona do pasma
nigeryjsko – saharyjskiego. Skały krystaliczne tarczy są
przykryte na obrzeżach osadami paleozoiku, mezozoiku i
kenozoiku. Podłoże platformowe pocięte jest głębokimi
rozłamami, dzieląc tarczę na kilka jednostek tektonicznych.
Zachodnia część tarczy zbudowana jest z kwaśnych skał
krystalicznych oraz bazytów, serpentynitów i mylonitów
(pocięte intruzjami granitoidów kilku generacji od 880 do 530
mln lat). Część centralna jest zbudowana z silnie
zmetamorfizowanych i pofałdowanych skał archaicznych i
staroproterozoicznych (łupki krystaliczne i gnejsy o
zróżnicowanym składzie mineralogicznym), pocięte
granitoidowymi intruzjami wieku 650-600 mln lat). Rowy
tektoniczne są wypełnione grubymi kwaśnymi wulkanitami. W
części wschodniej, na granitoidach wieku 730 mln lat
spoczywa seria molasowa (2000m miąższości). Pod koniec
neogenu i w czwartorzędzie tarcza była terenem silnej
aktywności wulkanicznej (lawy bazaltowe i fonolitowe).
Genezę wulkaniczną ma najwyższy szczyt Ahaggaru- Tahat
(2918 m n.p.m.).

81. Budowa geologiczna Afryki Zachodniej

Afrykę Zachodnią buduje kraton zachodnioafrykański, który został ostatecznie skonsolidowany pod koniec
eburnejskiego, a skały młodsze od 1,8 mld lat należą już do pokrywy platformowej. Fundament kratonu odsłania
się na powierzchni głównie na wyniesieniu gwinejskim i na tarczy regibackiej, pomiędzy którymi znajduje się
rozległa synekliza Taudeni. Między tarczą regibacką a Antyatlasem jest położona synekliza Tinduf. Na
południowo-wschodnim skraju kratonu znajduje się rów Górnej Wolty.



Wyniesienie Gwinejskie - złożone z kilku tarcz

- liberyjskiej
- dahomejskiej
- nigeryjskiej



Blok liberyjski utworzony z archaicznych i proterozoicznych granitów, migmatytów,granulitów i
zmetamorfizowanych skał zasadowych i ultrazasadowych



Tarcza Regibacka - zachodnia część utworzona ze skał archaicznych formacji Amsaga => granity,
czarnokity, anortozyty, piroksenity, łupki w części wschodniej – wulkanity paleo i mezoproterozoiczne
=> kwarcyty, zlepieńce pokrywy platformowej – łupki ilaste z jaspilitami i wapienie stromatolitowe



Tarcza Ahagaru (Hogaru) – część zachodnia to skały krystaliczne, bazalty, serpentynity, mylonity,
pocięte granitoidami

część centralna – skały silnie zmetamorfizowane pocięte granitoidami i rowami z kwaśnymi
wulkanitami

część wschodnia – na granitoidach leży seria molasowa pocięta granitoidami



Niecka Tinduf - forma synklinalna ; wypełniona utworami kambro-ordowiku w postaci kwarcytów ;
sylur i dln. dewon lądowy ; westfal – lądowy (zagłębie węglowe) ; powyżej gipsonośne pstre piaskowce



Niecka Algiersko – Libijska – podłoże na głębokości 5-9 tyś metrów ; serie paleozoiczna i
mezozoiczna ; rozwój wulkanizmu od oligocenu po holocen



Niecka Taudeni - prekambr – węglanowy

- paleozoik zakończony morskim karbonem
- kreda dln. – kontynentalne
- Trzeciorzęd i czwartorzęd



Niecka Nigeryjska – kwarcyty, łupki graptolitowe ; dewon – pstre piaskowce i łupki ; karbon – morski
; od namuru po krede -ląd



Niecka Czadu - z jeziorem Czad ; utwory kredy górnej i lądowe Trz



Rów Wolty - utwory paleozoiku głównie kambr-sylur i dewon węglowy

Przekrój geologiczny przez rów Górnej Wolty; Ar - archaik, Pr1A3 - paleoproterozoik, mezoproterozoik,

neoproterozoik

Szkic strukturalny syneklizy Taudeni Szkic tektoniczny wyniesienia gwinejskiego

82. Budowa geologiczna Afryki Środkowej

Tworzy ją Kraton kongijsko – saharyjski
Kraton centralny jest podzielony na wiele elementów przez rozcinające go uskoki oraz proterozoiczne pasma
fałdowe. Jest też nierównomiernie pokryty osadami platformowymi różnej miąższości. W obrębie fundamentu
kratonu centralnego można wyróżnić szereg archaicznych masywów i rozdzielające je proterozoiczne pasma
fałdowe. W wewnętrznych częściach kratonu znajdują się syneklizy wypełnione osadami proterozoiku i
fanerozoiku.

Masywy archaiczne :



masyw sudański – metamorficzne i granitoidowe skały masywu są pocięte intruzjami granitów
egirynowych i syenitów z mineralizacją cynową o wieku ok. 540 mln lat, a także czerwone porfiry.



masyw północnozairski, leżący na północ od syneklizy Zairu, jest zbudowany ze skał
metamorficznych mających ponad 3,5 mld lat, które podlegały kilkakrotnej regeneracji, aż do 700-500
mln lat temu. Powszechne są piroksenowe gnejsy, czarnokity, ultrabazyty, łupki krystaliczne, a także
granulity, kwarcyty i zieleńce. Złotonośne żyły kwarcowe przecinające te skały mają 3,48 mld lat.



masywu gabońsko-kameruńskiego najstarsze skały, wieku ok. 3 mld lat, należą do kompleksu
premayombijskiego. Są to różnorodne skały metamorficzne powstałe w wyniku regionalnego
metamorfizmu skał fliszowych: gnejsy, łupki krystaliczne (głównie serycytowo-chlorytowe i
grafitowe), amfibolity, migmatyty, granitoidy. Skały te były poddawane wielokrotnej regeneracji - po
raz ostatni - ok. 700-500 mln lat temu.



masyw kasai – kompleks czarnokitów i granitoidów. Ciągnie się wzdłuż rzeki o tej samej nazwie. Ma
budowę strefową. Na północy dominują granitoidy, w części środkowej - czarnokity, a na południu -
migmatyty. Kompleks czarnokitowy, zawierający oprócz czarnokitów także enderbity, leptynity,
granulity, gabra i gabronoryty pochodzi sprzed 3 mld lat. Wiek granitoidów powstałych w wyniku
granityzacji szacuje się na ok. 2,7 mld lat.



masyw angolski (namibijski) - serie premayombijskie. Ciągnie się wąskim pasem wzdłuż wybrzeża
Atlantyku, sąsiadując od północy z masywem gabońsko-kameruńskim. Brzeźna część masywu jest
zbudowana ze skał kompleksu premayombijskiego o wieku ponad 2,5 mld lat. Wiek niektórych
pegmatytów w nich występujących określono na ok. 3 mld lat. Są to głównie gnejsy, zieleńce,
kwarcyty, a także silnie zmetamorfizowane wulkanoklastyki. Ostatni epizod magmowo-tektoniczny
nastąpił 570 mln lat temu (cykl panafrykański).



masyw tanganicki – archaiczne jadro otoczone pasmami fałdowymi różnego wieku. Najstarszymi
skałami masywu są syenity Tanzanii (3,2 mld lat), żyły kwarcowe w Kenii (2,9 mld lat) oraz kwarcowe
żyły złotonośne na granicy Tanzanii i Ugandy (2,9 mld lat).



masyw rodezyjski - pierwotnie jako masyw kalaharyjski rozdzielony obecnie rzeka Limpopo ;
występuje tu dolina rodezyjska z bazaltów oliwi nowych



masyw Suazi – formacja transwału – utwory szelfowe i litoralne.

Te masywy opływaja proterozoiczne strefy fałdowe:

- eburnejskie

- mayombijskie

- kibaryjskie

- katangijskie

Jednostki młodsze :



Niecka Kongo - serie skalne formacji Karu – łupki z pokładami węgla, wyżej jura i kreda morska,
lagunowa i jeziorna ;
- Trzeciorzęd – system Kalahari – zlepieńce, piaskowce, łupki krzemionkowe



Niecka Kalahari – system Kalahari : seria morska (piaskowce trzeciorzędowe) ; seria miocenu –
piaski żelaziste, piaski i żwiry



Madagaskar - budowa dwudzielna :

- wschodnia – krystaliczna tarcza Malgaska. Posiada jądro archaiczne-gnejsy, leptyty, czarnokity i
piroksenity, nieco młodsze łupki grafitowe archaiku/proterozoiku.
- Zachodnia – monoklina Malgaska – formacja Karu z serią węglonośną i mezozoik + Trzeciorzęd. i
czwartorzęd wzdłuż wybrzeża

Mapa geologiczna Madagaskaru.

Madagaskar oderwał się od kontynentu afrykańskiego pod koniec kredy w wyniku powstania strefy ryftowej.
Pozostałościami tego procesu są wulkanity Madagaskaru i wysp Oceanu Indyjskiego.

83. Budowa geologiczna Afryki Południowej

Góry Przylądkowe
Są zbudowane ze skał syluru, dewonu i dolnego karbonu, sfałdowanych w czasie orogenezy waryscyjskiej.
Struktury fałdowe mają przebieg równoleżnikowy, na zachodzie skręcają ku N i NW. Formacje skalne budujące
Góry Przylądkowe, miąższości dochodzącej do 3000 m, leżą niezgodnie na skałach fundamentu platformy lub na
skałach osadowych najwyższego prekambru należących już do pokrywy platformowej.
Dzielą się one na trzy serie:

- Table Mountains miąższości około 1500 m, zbudowana głównie z piaskowców z wkładkami
zlepieńców, łupków ilastych i tillitów, powstałych w zróżnicowanych warunkach: deltowych, rzecznych
i glacjalnych; wiek serii określany jest jako przeddewoński;
- Bokkeyeld miąższości około 750 m, utworzona głównie z łupków ilastych przeławiconych
kompleksami piaskowców, z warstewkami węgla w górnej części profilu. Skały te, powstałe w
płytkomorskim zbiorniku mają wiek dolnodewoński;
- Witteberg miąższości około 1200 m to głównie drobnoziarniste piaskowce i łupki ilaste środkowego i
górnego dewonu i dolnego karbonu.

Skały budujące Góry Przylądkowe są stosunkowo słabo sfałdowane. Przeważają szerokopromienne fałdy,
wygasające stopniowo ku północy. Charakterystyczne są przejawy tektoniki dysharmonijnej, przejawiające się
intensywnym sfałdowaniem kompleksów łupkowych. We wschodniej części skały te są poprzecinane
niewielkimi intruzjami mezozoicznych dolerytów.

Niecka Karroo
Jest wypełniona skałami osadowymi lądowymi, wśród których charakterystyczne są osady zawierające florę
glossopterisową, i pokrywami bazaltowymi znajdującymi się w ich w stropie. Skały te zostały wyodrębnione
jako formacja Karroo. Formacja ma miąższość sięgającą 7000 m. Na południu formacja Karroo jest kontynuacją
profilu osadów paleozoicznych Gór Przylądkowych, natomiast na północy leży niezgodnie na skałach starszych.
Wiek formacji Karroo to górny karbon-górny trias. Formacja Karroo dzieli się na cztery serie:

- Dwyke (karbon górny);
- Ekka (perm dolny);
- Beaufort (perm górny trias dolny);
- Stormberg (trias górny).

Mapa geologiczna Gór Przylądkowych I niecki

Karroo.

84. Budowa geologiczna Afryki Północno-Wschodniej

Platforma Arabsko – Nubijska obejmuje rejon północno-wschodni Afryki oraz Półwysep Arabski
Składa się z :

+ tarczy egipsko-sudańskiej i arabskiej

+ płyty nubijskiej

+ monokliny egipskiej

+ płyty somalii

+ monokliny arabskiej

=> Płyta nubijska – piaskowce nubijskie ; dolna część to karbon-lias ; część górna to utwory dolnokredowe
=> Monoklina egipska

- karbon dln. – utw. morskie

g. – piaskowce

- trias - piaskowce i margle

- jura - margle, wapienie, piaskowce

- kreda dln. – morskie piaskowce

g. – utw. Morskie w fazie laramijskiej zdeformowane w łagodne fałdy

- Trz - eocen – wapienie numulitowe ; oligocen – piaski, żwiry z pokrywami bazaltowymi

- miocen - transgresja morska

- pliocen - wynoszenie

Od południa warstwy najstarsze
=> Monoklina arabska – utwory paleo, mezo, kenozoiku nachylone w kierunku pł.-wsch.

- kambr, ordowik – piaskowce

- sylur - łupki graptolity

- dewon - węglany

- perm - wapienie i gipsy

- trias - węglany

- lias - piaski i piaskowce

- toark - wapienie i dolomity

- jura - wycofanie morza

- kreda – lądowe, okruchowe

- mastrycht - transgresja

- Trz - węglany

- Q - okruchowe, detrytyczne

=> Płyta somalijska - na prekambrze leży pokrywa skał mezozoicznych korelowane z formacja Karu w dolnej
części.
Wyżej jura – piaskowce, łupki, węglany ; kreda – piaskowce ; Trz - węglany

85. Pozycja strukturalna tarczy regibackiej i tarczy eburneńskiej

Tarcza regibacka, położona między syneklizą Taudeni na południu i syneklizą Tinduf na północy, ma oś o
przebiegu ENE-WSW. Zachodnia i centralna część tarczy jest zbudowana z najstarszych, archaicznych skał
zaliczanych do formacji Amsaga. Są to granulity, czarnokity, anortozyty, piroksenity, amfibolity, gnejsy
kordierytowo-sylimanitowe, gnejsy biotytowe i hiperstenowe, łupki mikowe, a także marmury i kwarcyty
żelaziste. Skały te są sfałdowane i pocięte różnowiekowymi intruzjami granitoidów, granodiorytów i
ultrabazytów. We wschodniej części tarczy skały archaiku występują w kilku elewacjach, ale dominują
stosunkowo słabo zmetamorfizowane skały wulkaniczne i wulkaniczno-detrytyczne paleo- i mezoproterozoiku.
Wyżej leżące skały neoproterozoiku (kwarcyty, zlepieńce, pokrywy ryolitów i andezytów) należą już do
pokrywy platformowej. Na nich leżą łupki ilaste z jaspisami i piaskowce oraz wapienie stromatolitowe zaliczane
do najwyższego neoproterozoiku.

86. Położenie oraz pozycja strukturalna tarcz: dahomejskiej, nigeryjskiej i kameruńskiej

Skały krystaliczne tarcz nigeryjskiej i dahomejskiej, rozdzielone rowem Nigru, mają
analogiczną budowę i historię. Wchodzą one w skład wyniesienia gwinejskiego i są nasunięte
na tarczę liberyjską, wchodzącą w skład zachodniej części tego wyniesienia. Największa część tarcz zbudowana
jest ze skał formacji dahomejskiej. Najstarszym jej elementem są archaiczne czarnokity i leptynity wieku ok.
2,7 mld lat. Nieco młodsze amfibolity i ortognejsy mają 2,25 mld lat. Utwory te są poprzecinane kilkoma
generacjami intruzji granitoidowych, głównie wieku 680-580 mln lat. Ponadto występują wulkaniczne skały
zasadowe i ultrazasadowe zmetamorfizowane w facji granulitowej
o nieustalonym wieku. W południowo-zachodniej części występują okruchowe
skały osadowe wieku 1,2 mld lat, odpowiadające kibaryjskiemu cyklowi geotektonicznemu.
W centralnej części występują ponadto intruzje granitoidów mające 700-500 mln lat.
Położenie:

1. Platforma afrykańska

a. Kraton Zachodnioafrykański

- Wyniesienie gwinejskie, strefa saharyjsko-nigeryjska

87. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna Rowu Górnej Wolty

Rów Wolty, położony w środkowej części wyniesienia gwinejskiego, ma kierunek NE-SW. Najstarsze skały
osadowe to wapienie stromatolitowe oraz piaskowce (1 mld lat). Na nich leżą drobnookruchowe skały należące
do najwyższego neoproterozoiku i kambru. Najmłodsze skały to kambryjska lądowa molasa powstała w wyniku
erozji pasma nigeryjsko-saharyjskiego. Osady paleozoiku w rowie Wolty są lekko sfałdowane

88. Położenie oraz budowa geologiczna Masywu Rodezyjskiego

Masyw rodezyjskii sąsiadujący z nim masyw Suazi były pierwotnie jednym blokiem, zwanym kratonem
kalaharyjskim. W obrębie masywu rodezyjskiego skałami fundamentu są silnie sfałdowane i zmetamorfizowane
regionalnie zasadowe wulkanity, osady okruchowe, piaskowce żelaziste i rogowce z mineralizacją złotonośną
oraz wapienie stromatolitowe (o wieku 2,9 mld lat).
Występują też bazalty i ultrabazyty (seria komatytowa) włączone w strefy zieleńcowe wieku 3,6-3,4 i 2,7-2,6
mld lat. Skały te pocięte są granitoidami. Występuje wielka dajka rodezyjska wieku ok. 2,6 mld lat. Ciągnie się
ona na długości niemal 500 km i utworzona jest z bazaltów oliwinowych.

89. Położenie oraz budowa Kratonu Kalahari

90. Położenie oraz budowa Gór Przylądkowych

Znajdują się w południowym krańcu Afryki, powstałych w czasie ruchów waryscyjskich. Składają się z
masywów górskich ciągnących się na dł około 800km, szer do 100km. Zbudowane są z osadów syluru, dewonu i
dolnego karbonu sfałdowanych w orogenezie waryscyjskiej. osie fałdówna całej długości pasma mają kierunki
równoleżnikowe i tylko na zachodzie skręcają ku północnemu zachodowi. Skały Gór Przylądkowych składają
się z piaskowców, łupków i kwarcytów.Ich ogólna miąższość sięga do 3000 m.Leżą one niezgodnie na skałach
krystalicznych,a na zachodzie na osadowych prekambryjskich utworach platformy południowoafrykańskiej. Na
północy skały Gór Przylqdkowych chowają się pod osady formacji Karru.
Wyróżnia się na tym obszarze trzy formacje skalne



Table Mountains – najstarsza o miąższości około 1500m. budują ją głównie piaskowce z wkładkami
zlepieńców, łupków ilastych i illitów, powstałe w różnych warunkach: rzecznych, deltowych,
glacjalnych. Wiek serii osadowej datowany jest na przeddewoński



Bokkeveld – młodsza o miąższości 750m, tworzona jest przez łupki ilaste, kompleksy piaskowców i
piaskowców z warstewkami węgla. Skały te powstały w płytkowodnym zbiorniku, wiek
dolnodewoński.



Wittenberg – najmłodsza o miąższości 1200m, reprezentowana głównie przez piaskowce, łupki ilaste.
Wiek: środkowy i górny dewon i dolny karbon.

91. Pozycja strukturalna Gór Atlas

 strefę południową - Antyatlas - będącą sfałdowanym w czasie orogenezy kaledońskiej i waryscyjskiej

brzeżnym fragmentem platformy prekambryjskiej, wypiętrzonym w czasie orogenezy alpejskiej;

 strefę środkową - Atlas Wysoki, Atlas Środkowy, Atlas Saharyjski i Atlas Tunezyjski wraz z mesetą

marokańską i mesetą orańską, w obrębie której duży udział mają struktury prekambryjskie i
paleozoiczne podłoża;

 strefę północną - Rif i Atlas Telski o typowo alpejskiej budowie.

Antyatlas jest zbudowany z metamorficznych skał prekambryjskich oraz osadowych skał paleozoiku,
deformowanych kilkakrotnie w proterozoiku i paleozoiku. Jest to wielkie antyklinorium, w którego jądrze
występują skały prekambru i kambru. Najstarszymi skałami prekambryjskimi są gnejsy. Młodszy jest kompleks
kwarcytowo-fyllitowy, intrudowany przez granitoidy, monzonity i dioryty. Najmłodszego wieku są okruchowe
osady molasowe z przewarstwieniami ryolitów i andezytów. Na skałach tych leżą niezgodnie morskie osady
(początkowo piaskowce, a później wapienie mułowce i łupki ilaste) neoproterozoiku i kambru. W późnym
kambrze nastąpiły ruchy tektoniczne, którym towarzyszył wulkanizm i plutonizm. Niezgodnie na skałach
starszych spoczywają głównie morskie, okruchowe i węglanowe skały ordowiku-karbonu,
w których występują jednak liczne luki stratygraficzne. Skały te zostały sfałdowane w późnym karbonie, w
czasie fazy asturyjskiej orogenezy waryscyjskiej. Na zerodowanych strukturach waryscyjskich leżą
kontynentalne, pstre osady kruchowe permu i triasu. W permie powstawały też skały wulkaniczne związane z
fazą saalską orogenezy waryscyjskiej. W kenozoiku nastąpiło wydźwignięcie Antyatlasu wzdłuż odmłodzonych
uskoków, co spowodowało jego geograficzne łączenie do alpejskiego pasma gór Atlas.
Strefa środkowa Atlasu - jest bardzo urozmaicona pod względem budowy geologicznej. W jej budowie biorą
udział bloki zbudowane ze skał prekambryjskich i paleozoicznych, będące podłożem mesety marokańskiej i
orańskiej. Są to fragmenty północnej części platformy afrykańskiej, wbudowane w strukturę alpejską Atlasu.
Skały paleozoiczne były deformowane w czasie ruchów kaledońskich i waryscyjskich i są podobne to
równowiekowych skał Antyatlasu. Profil osadów cyklu alpejskiego, które w większości można uważać za
epikontynentalne, rozpoczyna, leżąca niezgodnie na paleozoicznym podłożu, lagunowo-kontynentalna seria
osadów ilastych i piaszczystych z wkładkami wapieni i ewaporatów należących
do permo-triasu. W wielu miejscach osady solne tworzą poduszki i diapiry, szczególnie w Atlasie Saharyjskim i
Atlasie Wysokim. Wyżej leżące osady jury i kredy o dużej miąższości to głównie wapienie, dolomity i margle
(szczególnie miąższe na obszarach meset) z poziomami piaskowcowymi, charakteryzujące się dużą zmiennością
facjalną. Miąższość całego ompleksu sięga 10 000 m. Tektonika strefy nie jest zbyt intensywna. Dominują
niezbyt strome fałdy i strefy nasunięć o wergencji na ogół południowej, powstałe głównie w wyniku ruchów
blokowych podłoża, a także procesów halokinetycznych.
Rif i Atlas Telski - Telski ciągną się wzdłuż Morza Śródziemnego na obszarze Maroka i Algierii. Można je
podzielić na strefę zewnętrzną - południową i wewnętrzną - północną. Różnią się one litologią i stratygrafią skał
je budujących i wiekiem ruchów tektonicznych. Najstarsze utwory - metamorficzne skały krystaliczne oraz
węglanowe i okruchowe osady
paleozoiku (w wielu miejscach również zmetamorfizowane), sfałdowane w czasie ruchów waryscyjskich w
karbonie, występują w północnej części strefy. Powszechne są one w Małej i Wielkiej Kabylii oraz w północnej
części Rifu.
Profil utworów cyklu alpejskiego rozpoczynają, leżące niezgodnie na starszym podłożu, pstre osady permo-
triasu, a wyżej spoczywają na nich węglanowe osady triasui jury. Wśród osadów triasowych występują
kompleksy ofiolitowe. W kredzie następuje zmiana facji i powszechnie tworzą się osady węglanowo-łupkowe,
bądź fliszowe miąższości wielu tysięcy metrów. Taka sedymentacja przetrwała w części wewnętrznej do
oligocenu, a w części zewnętrznej - do wczesnego miocenu. W eocenie, w części wewnętrznej (internidy)
następują pierwsze ruchy płaszczowinowe - powstają płaszczowiny nasunięte ku południowi. W części
zewnętrznej (eksternidy) ruchy płaszczowinowe działały do miocenu, powodując m. in. nasunięcie płaszczowin
na okruchowe osady rowu przedgórskiego i strefę środkową Atlasu. Ruchom towarzyszyła działalność
wulkaniczna. Procesy tektoniczne na obszarze Atlasu trwają do dziś, o czym świadczą częste i silne trzęsienia
ziemi.

92. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna tarczy egipsko-arabskiej

Prowincja egipsko-arabska leży na wschód od Nilu i obejmuje również Półwysep Arabski. W jej obrębie
wyróżnić można tarczę egipsko-arabską rozdzieloną ryftem Morza Czerwonego oraz monoklinę arabską. Część

tarczy egipsko-arabskiej leżącej po zachodniej stronie Morza Czerwonego jest zbudowana z
górnoproterozoicznych fyllitów, marmurów, zmetamorfizowanych wulkanitów, pociętych intruzjami
granitoidów wieku 600-480 mln lat. Na wschodzie natomiast dominują skały wieku 1000-550 mln lat. Są to
głównie granitoidy i różne skały metamorficzne. Ostateczna konsolidacja podłoża nastąpiła w czasie cyklu
panafrykańskiego. Pokrywa platformowa, najpełniejsza na monoklinie arabskiej, rozpoczyna się piaskowcami,
na południu lądowymi, a na północy morskimi wieku kambryjsko-ordowickiego. Wyżej leżą łupki graptolitowe
syluru i węglanowe osady dewonu, na których z luką stratygraficzną leżą permskie wapienie z
przewarstwieniami gipsów, lądowe osady okruchowe oraz środkowotriasowe wapienie i dolomity. Dolna jura to
piaski i piaskowce z pokładami węgli brunatnych, a jura środkowa i górna - wapienie i dolomity. W kredzie
powstawały głównie lądowe osady okruchowe. Profil kończą morskie i lądowe osady eocenu i miocenu.

93. Budowa geologiczna Madagaskaru

Do prowincji madagaskarskiej należy wyspa Madagaskar oraz archipelag Komorów. Madagaskar oderwał się
od kontynentu afrykańskiego pod koniec kredy w wyniku powstania strefy ryftowej, zajętej dzisiaj przez Kanał
Mozambicki. Pozostałością tego procesu są wulkanity Madagaskaru i wysp Oceanu Indyjskiego. Niektóre
wulkany (np. Kartala na wyspie Wielki Komor) są czynne do dziś. W strukturze wyspy wyróżnia się tarczę
malgaską na wschodzie i monoklinę malgaską na zachodzie. Tarcza malgaska ma jądro archaiczne. Tworzą je
gnejsy, leptyty, czarnokity i piroksenity. Nieco młodsze sa łupki grafitowe z przełomu archaiku i proterozoiku.
Skały te zostały sfałdowane w czasie orogenezy vohibirskiej. Młodsze formacje są złożone z kwarcytów,
marmurów i łupków krystalicznych proterozoiku. Skały te pocięte są kilkoma generacjami intruzji magmowych.
Z najmłodszymi z nich, powstałymi w czasie orogenezy damarskiej, jest związana mineralizacja polimetaliczna.
Monoklina malgaska jest zbudowana z osadów od karbonu po kenozoik nachylonych łagodnie ku zachodowi.
Najstarsze ogniwa pokrywy platformowej wieku od górnego karbonu po jurę, należą do formacji Karroo, wśród
których, na północy wyspy, duży udział mają osady morskie i zaczynają się osadami glacjalnymi
paralelizowanymi z serią Dwyke w niecce Karroo. W południowej części wyspy przeważają osady lądowe z
florą glossopterisową, w północnej - osady morskie. Środkowa i górna jura to osady węglanowe,a tylko na
południu w obrębie płytkomorskich osadów pojawiają się przewarstwienia osadów lądowych. Głównie
węglanowe są również osady kredy i paleogenu. Leżące na nich osady mioceńskie powstawały w facjach
zarówno morskich jak i lądowych. Skały pokrywy platformowej Madagaskaru były słabo deformowane w
późnej kredzie. Ruchom tektonicznym, głównie blokowym, towarzyszyły wylewy bazaltów, które kontynuowały
się aż do pliocenu. Wulkanicznego pochodzenia jest masyw górski Ankaratra w centralnej części wyspy

Geologia Ameryki Południowej

94. Rzeźba Ameryki Południowej
95. Pozycja Ameryki Południowej na tle płyt litosfery

Zamiast to opisywać, wklejam obrazek 

96. Główne jednostki tektoniczne Ameryki Południowej

Platforma południowoamerykańska dzieli się na mniejsze jednostki, są to:



tarcza gujańska



obniżenie Amazonki



wyniesienie środkowobrazylijskie



niecka Parnaiba



niecka San Francisko



tarcza wschodniobrazylijska



niecka Parany

Platforma południoamerykańska:
Tarcza gujańska, Tarcza środkowobrazylijskie, Tarcza wschodniobrazylijska, Obniżenie (niecka) Amazonki,
Niecka Parnaiba i Sao Francisco, Niecka Parany, Zapadlisko La Plata – Orinoko
Struktury pampaskie - obejmują tereny północnej Argentyny i tworzą one, w części północnej, szereg łańcuchów
górskich, których szczyty sięgają powyżej 5000 m n.p.m. i przypominają Andy. W części południowej
przechodzą w niski teren pokryty osadami kredy, trzeciorzędu i czwartorzędu.
Pod względem budowy geologicznej struktury pampaskie podobne są do płyty patagońskiej. Do Andów
przyłączyły je ruchy mioceńskie i plioceńskie. Powstały wówczas wysoko podniesione zręby zbudowane z
prekambryjskich skał krystalicznych, przykryte niewielka pokrywą wieku paleozoicznego i triasowego oraz
rozdzielające je rowy tektoniczne – wypełnione osadami lądowymi miocenu i pliocenu o zmiennych
miąższościach i przewadze materiały grubodetrytycznego.
Płyta patagońska - znajduje się na samym południu Ameryki Pd. Graniczy na zachodzie z pasmem Andów i na
północy ze strukturami pampaskimi. Na obszarze płyty wyróżnia się pięć głównych jednostek geologicznych:
Nieckę Rio Negro,Masyw północnopatagoński,Nieckę Chubut
Masyw południowopatagoński,Nieckę Santa Cruz.

97. Formy morfologiczne Ameryki Południowej w relacji do jej budowy geologicznej

Budowa geologiczna Ameryki Południowej wiernie odzwierciedla się w jej formach morfologicznych. Tereny
wyżynne w relacji do budowy geologicznej występują tam gdzie tarcze lub antyklinoria. I tak:



tarcza gujańska odpowiada wyżynie gujańskiej



tarcza wschodniobrazylijska odpowiada wyżynie brazylijskiej



tarcza środkowobrazylijska odpowiada masywowi Mato Groso

Z tego układu wyłamuje się jedynie tarcza urugwajska, której nie odpowiadają w morfologi tereny wyżynne lecz
nizinne. Syneklizą i niecka odpowiadają z kolei niżiny i kotliny



Synekliza Amazonki odpowiada Nizina Amazonki



Syneklizie Paranaibo odpowiada Nizina Panaraibo



Syneklizie San Francisko odpowiada Kotlina San Francisko



Syneklizie Parany odpowiada nizina La Platy
Andyjskie zapadliska przedgórskie w morfologii terenu uwidaczniają się jako min. Nizina Orinoko.

98. Położenie oraz budowa geologiczna Kratonu Południowo-Amerykańskiego

Platforma południowoamerykańska wykazuje wiele podobieństw do platformy
afrykańskiej, z którą połączona była aż do jury, tzn. do chwili rozpadu kontynentu Gondwany.
Fundament krystaliczny platformy odsłaniający się na tarczach jest zbudowany
ze skał archaiku i proterozoiku, a jego ewolucję zakończył panamerykański cykl geotektoniczny
pod koniec neoproterozoiku. Jednak w wielu rejonach pokrywa osadowa platformy
zaczęła powstawać już w neoproterozoiku. Zróżnicowane ruchy wypiętrzające
spowodowały powstanie elementów wypiętrzonych - antekliz i obniżonych - synekliz.
W zachodniej, brzeżnej części platformy sąsiadującej z łańcuchem Andów, powstało
wielkie zapadlisko, wypełnione osadami okruchowymi dużej miąższości, powstałymi
w wyniku dostarczania materiału z erodowanych pasm andyjskich.
Podział platformy południowoamerykańskiej na główne jednostki tektoniczne zawdzięczamy
głównie zróżnicowanym, pionowym ruchom tektonicznym w kenozoiku i następującej
później erozji, która odsłoniła skały fundamentu. Na ogół jednak tektoniczne
założenia tych jednostek były znacznie wcześniejsze, sięgające pierwszych etapów formowania
się pokrywy platformowej. W obrębie platformy wyróżnia się cztery tarcze:
gujańską, wschodniobrazylijską, środkowobrazylijską i urugwajską, pomiędzy którymi
występują szerokie syneklizy: Amazonki, Paranaiba, Sao Francisco i Parany oraz perykratoniczne
zapadlisko La Plata-Orinoko.
Podział:
1)Tarcza gujańska
2)Tarcza środkowo brazylijska
3)Tarcza wschodniobrazylijska
4)Tarcza urugwajska
5)Synekliza Amazonki

6)Synekliza Paranaiba
7)Synekliza Säo Francisco
8)Synekliza Parany
9)Zapadlisko La Plata-Orinoko

99. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna struktur pampaskich oraz Płyty Patagońskiej.

Płyta patagońska i struktury pampaskie leżą w pd. Częśc Ameryki pd. Od zach. Ograniczone pasmem Andów od
platformy pd-amerykańskiej oddziela je zapadlisko La Plata.
PŁYTA PATAGOŃSKA graniczy od północy z platformą prekambryjską, od zachodu - z Andami, a na
wschodzie ciągnie się aż do granicy szelfu i obejmuje również Falklandy. Jej fundament jest zbudowany z
silnie zdeformowanych tektonicznie w czasie orogenez kaledońskiej i hercyńskiej skał prekambryjskich i
paleozoicznych, występujących na powierzchni w masywach północnopatagońskim i południowopatagońskim.
Pokrywę osadową platformy patagońskiej stanowią skały karbonu, permu, mezozoiku i kenozoiku występujące
w nieckach: Negro, Chubut i Santa Cruz. Skały te, są głównie pochodzenia morskiego; wśród nich występują
pokrywy górnotriasowych i kenozoicznych andezytów i bazaltów. Północno-zachodnia część platformy
patagońskiej, zwana STRUKTURAMI PAMPASKIMI, została silnie wypiętrzona w neogenie; jest ona
zaliczana do Andów. Struktury pampaskie obejmuja obszar płn Argentyny, tworzą szereg łańcuchów górskich
których szczyty sięgaja powyżej 5000 m.n.p.m. Mają postać wielkich zrębów zbudowanych z prekambryjskich
skał krystalicznych, przykrytych płasko leżącymi osadami górnego paleozoiku i triasu; położone między zrębami
rowy tektoniczne są wypełnione głównie lądowymi osadami neogenu i czwartorzędu pochodzącymi z niszczenia
zrębów

100. Pozycja strukturalna oraz główne jednostki tektoniczne Andów
101. Położenie oraz budowa geologiczna tarczy brazylijskiej

Tarcza, zajmująca centralną (z naciskiem na wschodnią) część kontynentu, jest otoczona ze wszystkich stron
syneklizami.
Jest zbudowana głównie z krystalicznych skał proterozoiku. Są to silnie sfałdowane fyllity, kwarcyty, amfibolity,
czarnokity, a także zmetamorfizowane ultrabazyty i intruzje
granitoidowe (z niektórymi z nich związana jest mineralizacja kasyterytowa).Młodsze są zlepieńce i arkozy,
pocięte intruzjami granitoidowymi i ryolitowymi związane
z cyklem brazylijskim. Na skałach fundamentu platformowego w części północnej i południowej tarczy
leżą płatami osady paleozoiku. Są to głównie morskie, przeważnie okruchowe osady
starszego paleozoiku i dewonu, przykryte przez lądowe skały formacji gondwańskiej
wieku karbon-kreda dolna (ryc. 49). W osadach karbonu górnego występują w niej osady
lodowcowe, będące świadectwem zlodowacenia Gondwany oraz górnotriasowe i jurajskie pokrywy bazaltowe.
Większe rozprzestrzenienie mają osady wieku kredowego miąższości nie przekraczającej150 m. Są to głównie
czerwone, różowe i szare piaskowce, rzadziej arkozy, iły i zlepieńce, niekiedy o spoiwie węglanowym; lokalnie
występują cienkie przewarstwienia wapieni. Osady te tworzyły się w zróżnicowanych środowiskach na lądzie i
zawierają liczne szczątki flory i kręgowców. Lokalnie są one poprzecinane żyłami skał wulkanicznych.

102. Pozycja strukturalna zapadliska Orinoko

Zapadlisko La Plata-Orinoko ciągnie się szerokim pasem między platformą południowoamerykańską
na wschodzie i Andami na wschodzie, od ujścia Orinoko na północy aż do ujścia La Plata na południu.
Wypełnione jest młodymi, okruchowymi osadami kenozoicznymi o znacznej miąższości pochodzącymi głównie
z erozji wypiętrzanego łańcucha Andów, leżącymi niezgodnie na sfałdowanych skałach starszych różnego
wieku. Ruchy tektoniczne na obszarze Andów spowodowały sfałdowanie osadów trzeciorzędowych w
zachodniej części zapadliska

103. Pozycja strukturalna oraz budowa geologiczna niecki Amazonki

Synekliza Amazonki jest położona między tarczą gujańską a tarczą środkowobrazylijską. Główne rysy
strukturalne zostały ukształtowane w młodszym mezozoiku i trzeciorzędzie. Jednak ruchy obniżające na tym
obszarze zaczęły się już w sylurze i trwały do karbonu. Najstarsze skały syneklizy to słabo zmetamorfizowane,
lądowe piaskowce arkozowe o pstrych barwach, miąższości około 100 m. Na nich, niezgodnie, spoczywają
osady górnego syluru i dewonu. Są to piaskowce, zlepieńce i kompleks łupkowo- piaskowcowy z liczną fauną
morską. W wielu miejscach osady te leżą wprost na skałach fundamentu krystalicznego. Osady karbonu to
wapienie, piaskowce, łupki ilaste oraz sole i anhydryty. Skały paleozoiku są lekko sfałdowane i pocięte
uskokami oraz licznymi dajkami skał zasadowych, związanych z początkiem rozpadu kontynentu Gondwany na
przełomie triasu i jury. Sedymentacja, trwająca przez późną kredę i trzeciorzęd, spowodowała powstanie osadów
okruchowych miąższości dochodzącej do 4000 m u ujścia Amazonki. W lądowych osadach kenozoicznych
znajdują się pokłady węgla brunatnego.

104. Pozycja strukturalna zapadliska La Platy

105. Położenie oraz budowa geologiczna niecki Parnaiba

Synekliza Paranaiba ma przebieg południkowy. Leży na północy między tarczą środkowobrazylijską i
wschodniobrazylijską. Krystaliczny fundament syneklizy jest zbudowany ze struktur powstałych w orogenezie
transamazońskiej i brazylijskiej. Na nim spoczywa pokrywa osadowa rozpoczynająca się zlepieńcami,
piaskowcami i wapieniami grupy Bambui neoproterozoiku, a następnie, z luką stratygraficzną i niezgodnością
kątową -okruchowe osady syluru niewielkiej miąższości. Większe rozprzestrzenienie mają morskie, łupkowo-
piaskowcowe osady dewońskie miąższości do 1200 m oraz morskie i lądowe iłowcowo-piaskowcowe osady
karbońskie. Profil osadów paleozoicznych kończą okruchowe, morskie, lagunowe i limniczne skały permu
dolnego leżące niezgodnie na ogniwach starszych.
Wyżej leżą eoliczne osady górnej kredy oraz pokrywy law bazaltowych. W okolicy Karoliny pokrywy
wulkanitów zajmują powierzchnię 60 000 km2. W północnej części syneklizy osady tego wieku to piaskowce i
wapienie z anhydrytami

106. Położenie oraz budowa geologiczna niecki Sao Francisco

Synekliza Säo Francisco ma stosunkowo niewielkie rozmiary. Aż do jury ewolucja obszaru przebiegała pod
wpływem działalności uskoków, wzdłuż których następowały zróżnicowane ruchy pionowe, głównie obniżające.
Najstarszymi utworami pokrywy platformowej są fyllity, wapienie oraz pstre piaskowce i arkozy o miąższości
osiągającej kilkaset metrów. Należą one do starszego paleozoiku. Na nich leży niezgodnie kompleks najpierw
lądowych, a później morskich osadów łupkowo-piaskowcowych miąższości 700-1200 m należących do dewonu
i karbonu. Profil osadów paleozoicznych kończy formacja Petra de Fogo permu dolnego, leżąca niezgodnie na
skałach karbońskich. Są to morskie osady okruchowe z przewarstwieniami osadów krzemionkowych i wapieni.
Osady mezozoiczne rozpoczynają się pstrymi łupkami i piaskowcami z przewarstwieniami wapieni i gipsów w
dolnej części należącymi do triasu. Na przełomie triasu i jury powstawały piaskowce, w które intrudowały sille
diabazów. Magmatyzm jest związany z rozpadem Gondwany.
Właściwa struktura syneklizy ukształtowała się w kredzie. Na obniżającym się obszarze powstawały częściowo
morskie, częściowo lądowe piaskowce z przewarstwieniami iłowców. Na powierzchni występują okruchowe
osady kenozoiku.

107. Położenie oraz budowa geologiczna niecki Parany

Synekliza Parany jest drugą co do wielkości syneklizą w obrębie platformy południowoamerykańskiej. Jej oś ma
przebieg południkowy. Od wschodu graniczy z tarczą wschodniobrazylijską, od zachodu zaś z zapadliskiem La
Plata-Orinoko. Fundament krystaliczny syneklizy jest słabo poznany. Występują tu struktury cyklu
brazylijskiego i Uruaęu-Minas. Dolna część profilu skał leżących na fundamencie krystalicznym wykazuje wiele
związków z platformą patagońską. Dolny paleozoik, a być może i dewon, reprezentują tu sfałdowane i
częściowo zmetamorfizowane skały węglanowe, a także skały okruchowe z sillami andezytów. Na nich leżą
niezgodnie osady należące do formacji Parany. Są to zlepieńce, piaskowce, mułowce i iłowce z
przewarstwieniami tillitów przykryte przez łupki bitumiczne wieku dewońskiego.

Przekrój geologiczny przez syneklizę Parany (wg Z. Misara 1986 - zmodyfikowana)

Osady karbońskie rozpoczynają się utworami glacjalnymi grupy Itarare. Są to piaskowce, zlepieńce, iłowce
oraz tillity miąższości dochodzącej do 1000 m w północnejczęści syneklizy. Na nich leżą początkowo morskie, a
później lądowe, okruchowe osady zawierające pokłady węgla z florą glossopterisową górnego karbonu.
Przykryte są one lądowymi, pstrymi osadami okruchowymi permu dolnego ze skamieniałościami kręgowców.
Perm górny, trias i jura są reprezentowane przez osady okruchowe powstałe w klimacie pustynnym. Wśród nich
występują pokrywy, a także dajki i sille skał wulkanicznych o znacznych miąższościach. Pokrywy wulkaniczne
osiągają miąższość 800 m, a grubość silli i dajek - 300 m. Skały wulkaniczne mają wiek późny trias-wczesna
kreda. Najwyższą część profilu tworzą górnokredowe, lądowe, pstre osady okruchowe o genezie jeziornej i
rzecznej oraz okruchowe osady kenozoiku.

108. Główne cykle orogeniczne Ameryki Południowej

Kratoniczne jądra platformy południowoamerykańskiej, zbudowane ze skał wczesnego prekambru (archaik i
paleoproterozoik), znajdują się w obrębie tarcz. Zostały one ukształtowane w dwóch wczesnoprekambryjskich
orogenicznych epizodach (cyklach).



cykl Gurian - najstarsze skały podłoża platformy występują na tarczy gujańskiej, tworząc pasmo
fałdowe ciągnące się w kierunku E-W. Są to dużej miąższości gnejsy, granulity i czarnokity znane jako
kompleks Itamaca, którego wiek szacowany jest na 3,4-3 mld lat. Tektonotermiczny epizod nazwany
cyklem Gurian nastąpił 2,7 mld lat temu. W południowej części tarczy gujańskiej odpowiadające mu
gnejsy, granulity i czarnokity mają wiek około 2,6 mld lat. Poza tarczą gujańską skały cyklu Gurian
znane są z kilku miejsc na tarczach wschodniobrazyliskiej i środkowobrazylijskiej;



cykl transamazoński - obejmuje skały powstałe między 2,2 a 1,7 mld lat temu, a maksimum
aktywności tektonicznej magmowej przypada na czas około 2 mld lat temu. Skały tego cyklu znane są z
tarczy gujańskiej, wschodniobrazylijskiej i środkowobrazylijskiej. Są to łupki krystaliczne, marmury,
perydotyty, gnejsy, mylonity i wulkanity, a także żelaziste kwarcyty, intrudowane granitoidami oraz
granodiorytami, których wiek metodą Rb/Sr jest określany na 2-1,7 mld lat. Cykl ten korelowany jest z
cyklem eburnejskim na obszarze Afryki. (te dwa cykle powinny wystarczyć skoro maja być główne)

W późnym prekambrze wyróżnia się kilka cykli geotektonicznych oraz epizodów magmowych i
metamorficznych:



cykl Espinhaę reprezentuje metamorficzne skały grupy Espinhaę prowincji Minas Gerais i Bahia. Ich
wiek datowany jest na 1,8-1,3 mld lat. Są to prawdopodobnie skały starsze poddane regeneracji;



epizod sedymentacji formacji Roraima i intruzji zasadowych. Duże obszary tarczy gujańskiej
pokrywa gruba, poziomo leżąca formacja Roraima. Są to laminowane czerwone piaskowce z
przewarstwieniami arkoz, łupków ilastych, zlepieńców i pokryw ignimbrytowych. Formacja jest
intrudowana dolerytami, których wiek określono na 1,55-1,65 mld lat. Okres sedymentacji formacji
Roraima określa się na 1,65-1,6 mld lat temu. Skały formacji Roraima są najstarszym elementem
pokrywy platformowej;



epizod metamorficzny Nickerie. W południowej części tarczy gujańskiej występują strefy mylonitowe
i strefy ścinania o wieku 1,2 mld lat, których powstanie wiąże się z tzw. metamorficznym epizodem
Nickerie. Mają one przebieg ENE-WSW;



cykl Uruaęu-Minas obejmuje skały grup Araxa i Minas, powstałe między 1,4 a 0,85 mld lat temu. Są
to, występujące głównie na tarczy wschodniobrazylijskiej, zmetamorfizowane zlepieńce, kwarcyty,
łupki ilaste oraz piaskowce żelaziste (itabiryty), będące wysokoprocentową rudą żelaza. Skały tego
cyklu mają miąższość przekraczającą 5000 m. Są one pocięte intruzjami niklonośnych perydotytów
oraz granitoidów. Skały te są sfałdowane, a osie fałdów są generalnie zgodne z przebiegiem linii
brzegowej kontynentu;



cykl brazylijski obejmuje skały złożone ze skośnie warstwowanych kwarcytów z przeławiceniami
zlepieńców oraz tillitów wieku 0,9-0,7 mld lat. Skały te są lokalnie zmetamorfizowane i pocięte
intruzjami mikrodiorytów, granitoidów i granodiorytów;



epizod sedymentacyjny Bambui obejmuje neoproterozoik, w którym powstawały osady grupy
Bambui: piaskowce, arkozy, wapienie i dolomity, praktycznie nie sfałdowane i nie zmetamorfizowane,
znane głównie z tarczy wschodniobrazylijskiej i urugwajskiej;



cykl panamerykański. Jądra kratoniczne w obrębie fundamentu platformy prekambryjskiej są
otoczone orogenicznymi strefami fałdowymi, zbudowanymi ze skał metamorficznych i intruzywnych,
uformowanymi na granicy prekambru i paleozoiku. Wiek tych stref oceniany jest na 0,7-0,5 mld lat.

109. Waryscydy Ameryki Południowej

Łańcuch Andów jest zbudowany głównie z silnie sfałdowanych i w wielu rejonach zmetamorfizowanych skał
mezozoiku (J i Cr) i kenozoiku. W podłożu tych utworów występują jednak skały starsze - prekambryjskie i
paleozoiczne wychodzące w wielu miejscach na powierzchnię, deformowane zarówno w czasie orogenezy
kaledońskiej, jak i waryscyjskiej...

110. Alpidy Ameryki Południowej

Alpidy Ameryki południowej to Andy – łańcuch górski który ciągnie się wzdłuż zach. wybrzeża kontynentu,
łącząc się na płn. z kordylierami a na pd. z alpejskim górotworem Półwyspu antarktycznego. Są jednym z
najdłuższych łańcuchów górskich Ziemi, ich dł. = 8500 km. Znajdują na terenie Wenezueli, Kolumbii,
Ekwadoru, Peru, Boliwii, Chile oraz Argentyny . Najwyższy szczyt to Aconcagua (6962 m n.p.m.),
Właściwy rozwój Andów rozpoczął się w jurze i trwał do wczesnego czwartorzędu.
Andy składają się z wielu pasm górskich, tworzących cztery równoległe łańcuchy: Kordylierę Wschodnią,
Centralną, Zachodnią i Nadbrzeżną. Łańcuchy te niekiedy zanikają bądź też zbiegają się ze sobą, tworząc węzły
górskie.
Rozwoj Andów rozpoczal się w jurze i trwał do wczesnego czwartorzędu. Długotrwałe, okresowo
przyspieszone, podsuwanie się płyt Pacyfiku ( głównie plyty Nazca) pod płytę południowoamerykanska
przyczynilo się do wielu faz tektonicznych( deformacje tektonicze, metamorfizm, plutonizm i wulkanizm)
Fazy:



subhercyńska i austiyjska ( pocztaek wczesnej kredy)



peruwianska ( pocztaek wczesnej kredy)



inkaska( eocen-oligocen)



newadyjska ( koniec poznej jury)



oregonska(przełom wczesnej i poznej kredy)

Alpejski rozwój pasma andyjskiego-etapy:



orogeniczny (jura – eocen) głowne ruchy fałdowe, metamorfizm, magmatyzm



molasowy ( miocen – plejstocen) tektonika nieciagla, intensywny wulkanizm. Osady molasowe leza w
zapadlidkach ( La Plata-Orinoko) i rowach śródgórskich.

Procesy subdukcji na granicy plyt trwaja do dziś, wyst silne trzęsienia ziemi z ogniskami do 500km
Perm-pangea, trias, jura – gondwana ( ameryka pld zlaczona z afryka), kreda – kontynenty oddzielają się, plyta
nazca wsuwa się pod pldamerykanska co powoduje wypiętrzenie andow

111. Ewolucja tektoniczna orogenu andyjskieg

Jeżeli dochodzi do subdukcji pierwszego typu, tzn. płyta oceaniczna podsuwa się

pod płytę kontynentalną i powoli pogrąża sie w astenosferze (ułatwia to podobne gęstość materii budującej
skorupę oceaniczną i astenosferę). Część skał osadowych położonych na skorupie oceanicznej jest fałdowana
(powstaje pryzma akrecyjna, czyli zdarte i sfałdowane przez płytę górną (w tym wypadku płytę kontynentalną)
osady układające się na czole płyty górnej), a część zagłębia się wraz z płytą oceaniczną. Jednocześnie skorupa
oceaniczna ugina się tworząc rów oceaniczny (rowy te mogą być czasami całkowicie wypełnione osadami np.:
pryzmy akrecyjnej). Pogrążająca się w płaszczu płyta stopniowo sie ogrzewa, aż w końcu częściowo się topi
(sprzyja temu duża ilość wody, która trafia do astenosfery z osadami oceanicznymi). Powstała w ten sposób
magma ma stosunkowo małą gęstość i przemieszcza się ku powierzchni płyty kontynentalnej korzystając przy
tym z licznych uskoków powstających podczas trzęsień ziemi (jest to obszar bardzo aktywny sejsmicznie -
wzdłuż linii ścierających się płyt występuje strefa coraz głębszych trzęsień ziemi tzn. strefa Benioffa). Prowadzi
to do utworzenia się łańcuchów wulkanicznych na wybrzeżu płyty kontynentalnej (przykładem są Andy na
zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej). Wulkanizm tam występujący ma charakter dość gwałtowny.
Podczas erupcji powstają duże ilości gazów i popiołów.
Z Mizerskiego:
Rozwoj Andów rozpoczal się w jurze i trwal do wczesnego czwartorzędu. Dlugotrwale, okresowo
przyspieszone, podsuwanie się płyt Pacyfiku ( glownie plyty Nazca) pod plyte południowoamerykanska
przyczynilo się do wielu faz tektonicznych( deformacje tektonicze, metamorfizm, plutonizm i wulkanizm)
Fazy:



subhercyńska i austiyjska ( pocztaek wczesnej kredy)



peruwianska ( pocztaek wczesnej kredy)



inkaska( eocen-oligocen)



newadyjska ( koniec poznej jury)



oregonska(przełom wczesnej i poznej kredy)

Alpejski rozwój pasma andyjskiego-etapy:



orogeniczny (jura – eocen) głowne ruchy fałdowe, metamorfizm, magmatyzm



molasowy ( miocen – plejstocen) tektonika nieciagla, intensywny wulkanizm. Osady molasowe leza w
zapadlidkach ( La Plata-Orinoko) i rowach śródgórskich.

112. Masywy prekambryjskie Ameryki Południowej



Tarcza Gujańska – Położona w północnej części platformy. Budują ją skały archaiczne i
proterozoiczne. Najstarsze skały zaliczane do archaicznego kompleksu Itamaca występują w cześci
brzeżnej (magnetytowe kwarcyty). Młodsze gnejsy formacji Ille de Cayenne. Są to skały starszego
proterozoiku: granitoidy, migmatyty, paragnejsy, amfibolity, marmury, a także kwarcyty i ultrabazyty.
Sfałdowane w orogenezie trans amazońskiej. Młodsze są intruzje granitoidowe i ultrazasadowe. Na
skałach krystalicznych po tej orogenezie gromadzą się lądowe zlepieńce, piaskowce z jaspisami i łupki
ilaste formacji Roraima (pocięte dajkami dolerytowymi), strefy cięć oraz mylonity związane z
epizodem metamorficznym Nickerie, występują też intruzje granitoidowe cyklu brazylijskiego. W
kenozoiku utworzyły się lateryty i boksyty (związane z wietrzeniem skał podłoża). Z tarczą gujańska
związane są złoża ZŁOTA DIAMENTÓW i Rud Fe.



Tarcza urugwajska – Zbudowana z sfałdowanych amfibolitów, gnejsów i migmatytów, łupków
krystalicznych, marmurów, kwarcytów żelazistych, pociętych żyłami pegmatytowymi i aplitowymi,
intruzje granitoidowe, granodiorytowe. Na nich leżą lokalnie arkozy, piaskowce, łupki i osady formacji
gondwańskiej oraz okruchowe osady K



Tarcza środkowo brazylijska – zajmuje centralną cześć kontynentu. Budują ją krystaliczne skały
proterozoiku (sfałdowane fyllity, kwarcyty, amfibolity, czarnokity, ultrabazyty i intruzje granitoidowe).
Młodsze to zlepieńce i arkozy pocięte intruzjami związane z cyklem brazylijskim. W N i S części leżą
płaty osadów paleozoicznych



Tarcza wschodniobrazylijska – Oddzielona od środkowo brazylijskiej syneklizami Sao Francisco i
Parany. Najstarsze skały występują na granicy Sao Paulo, Bello Horizonte i Rio de Janeiro. Są to silnie
sfałdowane migmatyty, metabazalty i kwarcyty (metamorfiki), które należą do serii Mantiquera.
Archaicznego wieku są gnejsy i granitoidy budujące masyw Goias (miedzy syneklizami Parany i
Paranaiba). Młodsze staro paleozoiczne skały sfałdowane zostały w czasie orogenezy trans
amazońskiej. Młodsze struktury (N i S cześć tarczy) zbudowane z migmatytów, kwarcytów, marmurów
(protolit to piaskowce, iłowce, arkozy, wapienie), na nich zalegają skały osadowe pCm

. Największą

powierzchnie zajmują skały grupy Bambui (centralna cześć tarczy), na północy K

(piaskowce, iłowce,

mułowce).

113. Budowa geologiczna Andów i ich aktywność wulkaniczna

W kierunku północnym ciągną się do Koldyrierów, a w kierunku południowym przez łuk Scotia do Alpidów
Antarktycznych. Całe pasmo leży na dwóch płytach: Nasca i południowoamerykańskiej, gdzie subdukcja jest
widoczna do dzisiaj. Składa się z podłoża prekambryjskiego, na którym zalegają skały młodsze paleozoiczne. W
czasie orogenezy kaledońskiej skały starszego paleozoiku na terenie Kolumbii zostały sfałdowane,
zmetamorfizowane i pocięte intruzjami. Następnie cały paleozoik dalej został poddany deformacją w orogenezie
waryscyjskiej. Główne fazy deformacji to : Bretońskie,Asturyjskie,Saalskie,Palatynckie
Jako pasmo górskie Andy tworzyły się od jury, aż po wczesny czwartorzęd.
Podział Andów:



Andy północne –kolumbijskie - Koldyriera Wschodnia, Środkowa, Zachodnia, Nadbrzeżna
Ogólnie zbudowane są z utworów głębokomorskich z ofiolitami. W koldyrierze środkowej występuje
formacja Cajamajka (skały metamorficzne). Granicą miedzy kordylierą zachodnią i środkowa jest rów
Całca.



Andy środkowe – boliwijskie - Pasmo subandyjskie (paleoandy), Koldyrira wschodnia i zachodnia,
środkowa. Paleoandy są wieku orogenezy waryscyjskiej i tworzą je utwory paleozoiczne. Koldyriere
zachodnią wypełniają jako jedyną osady mezozoiczne powszechne dla Andów północnych. Cecha
charakterystyczną jest migracja magmatyzmu granitoidowego ku wschodowi.



Andy południowe – patagońskie - Koldyriera Patagońska (odpowiednik Koldyriery Zachodniej),
Koldyriera nadbrzeżna. Głównie są to osady głębokomorskie jury i kredy, lokalnie występują osady
paleozoiczne pocięte intruzjami granitoidów.

Wpływ położenia strefy subdukcji na aktywność sejsmiczną i wulkaniczną oraz budowę geologiczną
Andów: Subdukcja typu chilijskiego występuje na krawędzi płyty kontynentalnej, nachylenie dolnej płyty
wynosi ok. 30º, łuki kompresyjne charakteryzują się małym kątem nachylenia płyty dolnej i ograniczonym
wulkanizmem odsuniętym dalej od rowu (lawy andezytowe). Występuje pryzma akrecyjna zawierająca
zdeformowane osady dna i rowu, zgarnięte z płyty dolnej i spiętrzone przed czołem płyty górnej.
Strefa Benioffa leży wzdłuż górnej granicy zanurzającej się płyty litosfery (skały najbardziej wychłodzone,
zdolne do pękania), ogniska trzęsień ziemi układają się w cienkiej warstwie nachylonej pod kątem 30-70º
względem powierzchni Ziemi. Aktywność sejsmiczna związana jest z naprężeniami w płycie litosfery.

114. Wpływ położenia strefy subdukcji na aktywność sejsmiczną i wulkaniczną oraz budowę geologiczną

Andów.

Subdukcja typu chilijskiego występuje na krawędzi płyty kontynentalnej, nachylenie dolnej płyty wynosi ok.
30º, łuki kompresyjne charakteryzują się małym kątem nachylenia płyty dolnej i ograniczonym wulkanizmem
odsuniętym dalej od rowu (lawy andezytowe). Występuje pryzma akrecyjna zawierająca zdeformowane osady
dna i rowu, zgarnięte z płyty dolnej i spiętrzone przed czołem płyty górnej.

Strefa Benioffa leży wzdłuż górnej granicy zanurzającej się płyty litosfery (skały najbardziej wychłodzone,
zdolne do pękania), ogniska trzęsień ziemi układają się w cienkiej warstwie nachylonej pod kątem 30-70º
względem powierzchni Ziemi. Aktywność sejsmiczna związana jest z naprężeniami w płycie litosfery.

115. Pozycja strukturalna oraz budowa Altiplano

Idealnie płaski teren znajduje się w w Andach Środkowych, w Boliwii i Peru. Znajduje się na wysokości 3300
3800 m n.p.m. Występują kotliny bezodpływowe. Znajdują się jeziora (m.in. Titicaca, Poopó), a także solniska
(Salar de Uyuni). Występuje roślinność półpustynna (puna) oraz największe na świecie złoża rudy cyny. Między
Kordylierą Środkową a Kordylierą Zachodnią znajduje się strefa śródgórskich płaskowyży pustynnych,
położonych na wysokości 3400-4200 m, zwana Altiplano i Puna. Są to wielkie, mezozoiczne i kenozoiczne
zapadliska tektoniczne wypełnione skałami okruchowymi, pochodzącymi z erozji wypiętrzanej Kordyliery
Wschodniej i Kordyliery Zachodniej. Mają one miąższość do 7000 m. W górnej części profilu zapadlisk
występują skały wulkaniczne. Kordyliera Zachodnia jest zbudowana głównie ze skał mezozoicznych i
kenozoicznych. W jej części wschodniej dominują sfałdowane w fazie peruwiańskiej w późnej kredzie,
płytkomorskie osady węglanowe tytonu i kredy, na których niezgodnie leżą również sfałdowane osady
paleogenu i neogenu. Część zachodnia tej kordyliery charakteryzuje się występowaniem głębokomorskich
osadów dolnomezozoicznych z przewarstwieniami wulkanitów (głównie andezytów) sfałdowanych w późnej
jurze i przecięte jurajskimi intruzjam granitoidowymi, z których największy jest wielki batolit chilijski.

116. Położenie oraz pozycja strukturalna jeziora Titicaca

rugie pod względem wielkości jezioro w Ameryce Południowej, położone w północnej części zagłębienia

Altiplano, pomiędzy wschodnimi i zachodnimi pasmami Andów (obszar Andów Środkowych) na terenie Peru i
Boliwii. Jest to najwyżej położone jezioro żeglowne dla dużych statków i zarazem największe jezioro
wysokogórskie na Ziemi.Jezioro Titicaca znajduje się na wysokości 3812 m n.p.m., a jego przeciętna głębokość
wynosi od 140 do 180 m (maksymalna 281). Ma 190 km długości i 80 km w najszerszym miejscu. Powierzchnia
jeziora wynosi 8372 km². Jezioro składa się z dwóch części (Lago Huinaymarca i Lago Chucuito) połączonych
cieśniną Tiquina.Poziom wody jeziora zmienia się okresowo nawet o pięć metrów. Jezioro to było w przeszłości
większe na co wskazują ślady dawnej linii brzegowej. Titicaca jest pozostałością dawnego, śródlądowego morza
nazwanego Lago Ballivian, które pokrywało niegdyś całe Altiplano. Niekorzystne procesy geologiczne i
intensywne parowanie doprowadziły jednak do opadnięcia poziomu wód. Jezioro powstało najprawdopodobniej
już w miocenie, jest to jezioro tektoniczne.Do jeziora wpływa co najmniej 25 rzek (Suches, Ilave, Coata, Ramis,
powierzchnia zlewiska wynosi 22 400 km²), a wypływa z niego jedna (Desaguadero, łączy ona Titicaca z
bezodpływowym jeziorem Poopó). Niewielki przepływ wód w tych rzekach sprawia, iż jezioro jest w zasadzie
bezodpływowe.Na jeziorze Titicaca znajduje się kilka naturalnych wysp (Amantani, Taquile, Suriqui, Wyspa
Słońca (Isla del Sol) oraz ponad 40 niewielkich sztucznych wysepek pływających (zwanych Uros), z których
część jest zamieszkana przez Indian Uro i chętnie odwiedzana przez turystów.

117. Wielkie strefy uskokowe Andów

Andy są młodym górotworem alpejskim, powstałym na granicy między kontynentalną płytą
południowoamerykańską a oceanicznymi płytami litosfery wschodniego Pacyfiku. Składają się z szeregu
równoległych do siebie antyklinoriów tworzące pasma górskie, oraz synklinoriów, tworzących wąskie doliny
śródandyjskie. Struktury geologiczne Andów są zbudowane z różnorodnych skał wieku od górnego prekambru
po kenozoik. Skały prekambryjskie i paleozoiczne zostały wcześniej silnie sfałdowane, zmetamorfizowane i
poprzecinane intruzjami granitoidów w czasie orogenez kaledońskiej i hercyńskiej; są one najlepiej odsłonięte w

Andach środkowych, na obszarze Kordyliery Wschodniej. Skały jurajskie i kredowe (głównie okruchowe)
zostały sfałdowane na przełomie kredy i kenozoiku w czasie ruchów laramijskich, które w Ameryce
Południowej i Ameryce Północnej są podnoszone do rangi orogenezy. Fałdowaniom towarzyszył met amorfizm i
magmatyzm; powstały wówczas wielkie intruzje granodiorytów, ciągnące się wzdłuż całego pasma Andów.
Osady kenozoiczne powstały w wyniku niszczenia wypiętrzanych gór po głównej fazie fałdowań. Obecny
wygląd zawdzięczają Andy ruchom wypiętrzającym w neogenie i czwartorzędzie. Ciągle aktywna strefa
subdukcji na granicy płyty południowoamerykańskiej i płyt pacyficznych (głównie płyty Nazca) jest powodem
częstych i silnych trzęsień ziemi w całych Andach, a także zjawisk wulkanicznych. Ogniska trzęsień ziemi leżą
na głębokości od kilkunastu kilometrów na wybrzeżu pacyficznym, do ponad 500 kilometrów na wschodzie
Andów. W Andach znajduje się 45 czynnych wulkanów.

118. Położenie oraz główne cechy geologiczne i morfologiczne Kanionu Colca.

Kanion Colca – kanion rzeki Colca w regionie Arequipa, w Peru. Znajduje się około 100 km na północny
zachód od miasta Arequipa. Kanion, którego ściany wznoszą się z lewej strony na ponad 3200 m nad poziom
rzeki, zaś z prawej - na 4200 m, według niektórych źródeł uważany za najgłębszy kanion na Ziemi; (jest dwa
razy głębszy od Wielkiego Kanionu Kolorado w USA). Kanion ma długość 120 kilometrów. Różnica poziomów
między jego wlotem (3050 m n.p.m) a wylotem (950 m n.p.m.) wynosi 2100 m. Dno kanionu przypomina
krajobraz księżycowy, pokryty głazami i pozbawiony jakiejkolwiek roślinności.

119. Budowa tektoniczna Andów Patagońskich

Andy Patagońskie znajdują się na granicy konwergentnej dwóch płyt litosfery- południowo amerykańskiej i
antarktycznej. występują przez to wulkany.
Kompleks ofiolitowy został wyniesiony.
jest tam punkt potrójny tzn moze nie w samej Patagonii, ale tuż obok jest styk płyty nazca antarktycznej i
południowoamerykańskiej -nazywa sie to Punkt Potrójny Chile.

więc generalnie wygląda to tak:

-od północy Andy środkowe
-od zachodu rów oceaniczny powstały w wyniku wsuwania sie plyty antarktycznej w południowo
amerykańska
-od połdnia uskok AVZ i płyta scotia
-od zachodu platforma patagońska

Same te andy dzielą się od północy:



SVZ południowa strefa wulkaniczna



ofiolit Taitao



luka wulkaniczna



AVZ Strefa wulkaniczna Austral



"adakity" mioceńska stopiona płyta, to jest oddzielone na południu uskokiem AVZ i tam snajduje się
płyta Scotia, która wsuwa się pod płytę południową

120. Budowa geologiczna Patagonii, Ziemi Ognistej i Wysp Falklandzkich.

Patagonia:
Obszar platformy patagońskiej pokrywa się w zasadzie z obszarem Patagonii i wyniesienia Falklandów. Od
zachodu i południa graniczy z Andami wzdłuż rozłamu Rio Salado, od północy zaś - z platformą
południowoafrykańską. Jej rozwój jest jednak całkowicie odmienny od rozwoju platformy
południowoamerykańskiej. Fundament platformy jest wieku prekambryjskiego i paleozoicznego. Odsłania się
on na powierzchni w strukturach zrębowych w obrębie masywów: północnopatagońskiego i
południowopatagońskiego, a także na Falklandach. Przeważająca większość struktur podłoża należy do
południowoamerykańskich waryscydów, czyli gondwanidów. Pokrywę platformową tworzą osady kredy i
kenozoiku. Północno-zachodnia część platformy patagońskiej została w neogenie włączona w skład łańcucha
Andów w wyniku silnego wypiętrzenia wzdłuż uskoków. Tam, w zrębach tektonicznych występują

prekambryjskie skały krystaliczne przykryte cienkimi, niesfałdowanymi osadami górnego paleozoiku i triasu.
Ta, regenerowana w czasie ruchów alpejskich, część platformy patagońskiej, a dzisiaj Andów nazywana jest
strukturami pampaskimi.
Masyw południowopatagoński Na słabo poznanych, metamorficznych skałach prekambru spoczywa gruby (ok.
5000 m) kompleks skał fliszowych wieku sylursko-dewońskiego. Na nim leżą niezgodnie morskie i lądowe,
częściowo glacjalne osady permu. Cały paleozoik jest intensywnie sfałdowany i nie jest wykluczone, że ostatnie
deformacje zachodziły już we wczesnym triasie. Pokrywę platformową masywu stanowią relikty
górnomioceńskich zlepieńców.
Masyw północnopatagoński Na krystalicznych skałach prekambryjskich spoczywają sfałdowane osady kambru
i ordowiku, a wyżej - sylursko-dewońskiego fliszu. Na wschodnim skraju masywu są zachowane karbońskie i
permskie osady podobne do występujących w obrębie formacji gondwańskiej w Afryce. Na północym zboczu
masywu występują osady triasowe i jurajskie typowe dla niecki Rio Negro. Duży obszar zajmują lądowe osady
górnej kredy i paleogenu.
*Falklandów Na Falklandach występują zarówno skały podłoża platformy patagońskiej, zaliczane do strefy
boliwianidów, jak i pokrywy osadowej. Skały prekambryjskie znane są z obszaru Cap Meredith. Są to gnejsy,
łupki krystaliczne i pegmatyty. Na skałach tych niezgodnie zalega gruby (ok. 3000 m) kompleks sfałdowanych
skał fliszowych wieku dewońskiego. Na nich spoczywają lądowe osady permu, odpowiadające serii Dwyke w
Afryce, miąższości kilkuset metrów, zawierające tillity.
*Ziemia ognista cechuje się podobną budową geologiczną co cała Patagonia.