Dácia-mikrolemez
Dácia-mikrolemez
A Dacidák, mint a lemeztektonikai fejezetben olvashattuk, a triászban kinyílt Erdélyi-óceán és az Európai kontinens közötti egységeket foglalják magukba. Az alpi mozgások során Európa (itt Moesia) részben elvékonyodó kérgű peremét a Danubiai-öv képviselte.
A Dacidák polimetamorf képződményeire különösen érvényes, hogy mivel csak néhány szórványos radiometrikus koradat áll rendelkezésünkre, korbesorolásuk nagyon bizonytalan. Tény, hogy a Keleti- és Déli-Kárpátokból kiterjedt prealpi takarórendszereket ismerünk, hiszen egy részük fedőképződményekkel igazolhatóan variszkuszi vagy ókaledóniai korú. A rekonstrukciót azonban igen megnehezíti, hogy az alpi takarók utólag szétszabdalták az éppen ellentétes (nyugati) irányban gyűrt, áttolt variszkuszi takarórendszert. Bár a variszkuszi-prevariszkuszi kristályos aljzat képződményeit a két hegységtagban többé-kevésbé párhuzamosítani tudjuk, földrajzi okokból Keleti- és Déli-Kárpátokra tagolva mutatjuk be őket.
A Réz-hegység (Muntele Şes) keleti végének kristályos kőzetekből álló, erősen tönkösödött felszíne
(Nagy-Magura, 918 m) a Király-hágóról nézve
1. A Keleti-Kárpátok felső-prekambriumi(?)–ópaleozoikumi képződményei az óalpi Bukovinai-, Szubbukovinai- és Infrabukovinai-takarók kristályos aljzatát alkotják. Nyugaton az Erdélyi-medence aljzatában a Transzilvániai-varratvonal mentén a Tisza-mikrolemez, illetve a Batizai-szirtöv mentén az Alcapa-tömb keleti elvégződése alá húzódnak, míg északkeleten a Máramarosi-szirtövre, keleten normál takaróhatár mentén a Külső-Dacidák flistakaróira tolódtak. A Rahó környékén még két szirtöv által határolt keskeny vonulat dél felé gyorsan kiszélesedik, és Csíkszeredáig a Keleti-Kárpátok legmagasabb vonulatát alkotja (Radnai-havasok, Szuhárd, Besztercei-, Gyergyói-, Csíki-havasok). A Persányi-hegység aljzatában elszigetelt felbukkanása segíti korrelációját a Déli-Kárpátokkal, ahol is a Szupragéta-Géta-takarórendszerben folytatódik.
)
Földtani szelvény a Bihar-hegységen keresztül (Marcian Bleahu, 1976)
I. Bihari parautochton: SA – Aradai-sorozat; ws + wc – an + ld: triász; J1,2,3 – jura; br – kréta II. Aranyosfői (Arieşeni)- takaró: P – perm; T1 – triász III. Biharmezői (Poiana)- takaró: SP – Pajzsi (Păiuşeni)- sorozat. IV. Biharia-takaró: SB – Biharia sorozat; SP – Pajzsi (Păiuşeni)- sorozat. V. Muncseli (Muncel)- takaró: SM – Muncseli-sorozat; – tompa (fakó) barna (ld. III. SP-t) JE – granitoid. Déli-Erdélyi-középhegység: β – ofiolit br + st – cp + ma kréta. Poszttektonikus magmás képződmények: γδ + α + γδπ
A Bukovinai-takarórendszer kristályos aljzatát három egymástól jól elkülöníthető, eltérő fejlődéstörténetű variszkuszi szerkezeti egységre oszthatjuk. A legmélyebb helyzetű Radnai-(Rodna) takaró hatalmas vastagságú Rebra-sorozata egy alsó paragneisz-csillámpala-, egy középső amfibolit- és csillámpala-betelepüléses márvány-, és egy felső, viszonylag egyhangú kvarccsillámpala-összletre tagolható. A metamorf fejlődés közös vonása, hogy az első lépcső közepes nyomású, amfibolit fáciesű, Barrow-típusú átalakulás almandin, staurolit, disztén indexásványokkal. Ezt variszkuszi, alacsony nyomású, zöldpala-fáciesű metamorfózis követte, végül a variszkuszi és alpi nyírási, áttolódási zónák mentén erőteljes diaftorézis zajlott. A vonulat központi részén a metamorf történet bonyolultabb: az első fázis után nagyhőmérsékletű kordierit-andalúzitos, illetve szillimanitos ásványtársulás is jelentkezik.
A Besztercei-Pietrosz- (Pietrosu Bistriţei) takarót egy alsó törmelékes-üledékből keletkezett biotitos paragneisz és egy felső, dácitos vulkáni „porfiroid gneisz” formáció alkotja (Negrişoara-sorozat). Metamorf története a Rebráéhoz hasonlítható, egyedül a magasnyomású-kishőmérsékletű eseményt nem mutatták ki. A viszonylag vékony takaró a sokkal vastagabb Radnai- és Putnai-takarókat választja szét.
A Nagy-Bihar 1849 m magas vonulata a Rézbányai-Körös (Crişu Băiţa) völgye fölött. A fölső, havas hegyvonulat a Nagybihari- (Biharia) takarórendszer kristályos kőzeteiből áll, melyek a nagy vastagságú, perm törmelékes képződményekből felépülő Aranyosfői (Arieşeni)- takaróra tolódtak. A völgy mélyén az uránérc-bányák hányói láthatók
A Putnai-takarót felépítő mintegy 5 km vastag, mészalkáli vulkáni ívet képviselő Tölgyesi- (Tulgheş) sorozat kora palinomorfák, illetve radiometrikus adatok alapján kambriumi. Az alsó, durvábbtörmelékes kvarcit fokozatosan grafitos, finomtörmelékes, mélytengeri eredetű palába megy át, amelyet mangános, lidites szintek tagolnak. A mangánt Délnyugat-Bukovinában több mint száz éve bányásszák. A középső, riolitos-vulkáni törmelékes összletben jelentős pirit-színesérctelepek is ismertek (Balánbánya [Bălan], Dél-Bukovina). A vulkáni összlet lepusztulásából származó durvábbtörmelékes üledékek fölött ismét grafitos fillit következik, amelyet mészkő és bázisos vulkáni eredetű kloritpala tagol. Az első, ókaledóniai, Barrow-típusú, zöldpala-fáciesű metamorfózist alacsony nyomású, kis hőmérsékletű variszkuszi felülbélyegzés követte. A variszkuszi/alpi nyírási zónák mentén itt is diaftorézis zajlott. A Tölgyesi-sorozat Rebra-sorozattal közös diszkordáns fedője csaknem 1000 m vastag, alsó-karbon sekélytengeri dolomit-mészkőösszlet, amelyet grafitos kvarcit-fillit-szintek tagolnak.
A Keleti-Kárpátok variszkuszi lemezdarabjainak szerkezeti modellje (Hans Georg Kräutner, 1994) Jelkulcs mint a Déli-Kárpátok szerkezeti modelljén Pz – paleozoikum
A Bukovinai- és Szubbukovinai-takarókat alkotó prealpi takarók sorát a Rárói- (Rarău) és a vele egyező felépítésű, alatta húzódó vékony Chiril-takaró zárja. Képződményeik kétségkívül az Infrabukovinai-takarókat is (részben) felépítő, legmélyebb Bretila-sorozattal azonosíthatók.
A Bretila-sorozat uralkodóan paragneiszből áll, de jobban jellemzi a sávos Leptit-Amfibolit formáció és az érett üledékekből átalakult metakonglomerátum, kvarcit és csillámpala. Amfibolit-fáciesű, Barrow-típusú metamorfózisa (disztén, gránátok) helyenként a migmatitosodásig előrehaladt; ezt a variszkuszi, alacsony nyomású, zöldpala-fáciesű regresszív metamorfózis követte. Az Infrabukovinai-takarókban teljes felső-ordovíciumi–alsó-karbon rétegsor található, amelyet a szudétai-fázisban alacsony hőmérsékletű zöldpala-fáciesű metamorfózis ért. Típusterülete a Radnai-havasok és szűkebb környéke. A felső-ordovícium–alsó-devon (?) Rusaia-sorozatot durvábbtörmelékes kezdet után monoton finomtörmelékes-kevert tufitos üledékképződés jellemzi, majd grafitos finomtörmelékes-karbonátos képződmény zárja. A heteropikus, felső-ordovíciumi(?)–szilur Repedea-sorozatot jelentős bázisos vulkanizmus jellemzi, zöldpalákkal, melyet szintén mészkő-dolomitlencsés grafitos fillit zár. Erre üledékhézaggal települ a Cimpoiasa-sorozat (devon–alsó-karbon), melyet a nagy vastagságú konglomerátum, grauvakke, illetve finomtörmelékes, szerves anyagban gazdag üledékképződés mellett számos bázisos tengeralatti láva- és piroklasztit-szint tagol (korai variszkuszi hasadékvulkánosság). Felső részében savanyú vulkáni és mészkőrétegek is gyakoriak.
2. A Déli-Kárpátok hatalmas kristályos tömegének szerkezeti határa északon a meredek dőlésű Dél-Erdélyi-törés, nyugaton a Maros-Vardar ofiolit-öv; délen lapos sík mentén a Moesiai-platformra tolódott fel, Bulgáriában pedig a Balkán- és a Rodope-hegységben folytatódik. Alpi takarós szerkezetének fő elemeit, a Danubiai (akkor még) „autochtont” és a Géta-takarót Maurice Lugeon és Viktor Uhlig nyugati-kárpáti munkásságával egyidőben, de tőlük függetlenül Georghe Murgoci már 1905-ben felismerte. A legmagasabb szerkezeti helyzetű a Szupragéta-takarórendszer, amely a Bukovinai- és Szubbukovinai-takarókkal analóg. Metamorf aljzata a Fogarasi-havasokat, a Szebeni-havasok keleti peremét, a Ruszka-havasokat (Poiana Ruscă) és Krassó-Szörényi-érchegység nyugati vonulatát alkotja. A Géta-takarók (az Infrabukovinai-takarók folytatása) törzsterületei a Jezer-, a Lotru-hegység, a Szebeni- és a Szászsebesi-havasok, valamint a Szemenik, amelyet kívülről a Godján, a Bahna és a Vaskapu takaróroncsai öveznek.
A teljes Gétikum prealpi takarórendszere négy egymásra tolt egységre bontható: alulról fölfelé haladva a Ruszka-havasi-, a Fogarasi- (s.l.), a Sebeshelyi- (Sibişel) és a Szászsebes-Lotru-egységre.
A Rusaia tektonikus ablak földtani metszete (Rotunda, Aranyos-Beszterce völgye, Keleti-Kárpátok; Hans Georg Kräutner szerint, 1981).
Jelkulcs: 1 – Paleogén konglomerátum; 2 – szericit-kloritpala, szericit-grafitpala, mészpala és kvarcit váltakozása; 3 – szericit-kloritpala; 4 – szericit-grafitpala, mészpala és metakonglomerátum váltakozása; 5 – dolomit; 6 – mészkő; 7 – kvarcit; 8 – alapkonglomerátum; 9 – variszkuszi regionális retromorfózis; 10 – alpi dinamo-retromorfózis
A Ruszka-havasi-egység vastag, bázisos piroklasztitokkal tagolt homokos-finomtörmelékes eredetű, szilur–alsó-devon kvarcit-, grafit-, szericit- és kloritfillit-sorozattal kezdődik (Bătrina-, Găvojdia-sorozat). A középső-devon hasadékvölgy-képződés során kialakuló tengeralatti vulkáni hátság metagabbró, bazalt, spilit eredetű zöldpaláit (Gyalár [Ghelari]) a karbonátplatformot jelző Ruszkicai (Ruschiţa) márvány fedi, melyet a Kárpátok egyik leghíresebb díszítőköveként bányásznak. A medencékben párhuzamosan folytatódott a finomtörmelékes üledékek lerakódása, s közéjük szórt vulkáni anyag is keveredett. Ezek fölött nagy vastagságú karbonátplatform épült ki; mind a mai napig hasznosítják a Vajdahunyadi (Hunedoara) dolomit metaszomatikus vasérceit. A rétegsort alsó-karbon flis zárja. A Ruszkahavasi-egység képződményeit az érchegységi fázisban (320 millió éve) zöldpala-fáciesű metamorfózis érte (klorit-, alárendelten biotit-zóna). Ettől elkülönül biotit, almandin, sőt kék-zöldamfibol ásványokkal jellemezhető déli, keskeny övezete.
A Bukovinai-takarón belüli prealpi takaróhatár a Zugreni-szorosban, az Aranyos-Beszterce völgyében. Az amfibolit és az áttolt gneisztakaró határát szétnyírt, szürke dolomitlencsék jelzik
A vesztfáliai kor előtt a Ruszkahavasi-egységre tolódott polimetamorf Fogarasi- (s.l) egység a Keleti-Kárpátok Rebra-egységével párhuzamosítható. A legerőteljesebben átalakult Cumpăna-sorozat bázisát intenzív migmatitosodás révén keletkezett szemesgneisz (ún. Kozia-gneisz) uralja, melyet bázisos magmás, prevariszkuszi óceánikéreg-eredetű leptit-amfibolit formáció követ. Mindkettőben gyakoriak a lencsesorokba nyírt eklogit-, granulit-, amfibolit- és szerpentinittestek. A Fogarasi-havasok déli lejtőit felépítő sorozatot almandin-staurolit- diszténes csillámpala zárja. A főgerincet felépítő Fogarasi-sorozat az előzőnél karbonátosabb, kevésbé átalakult kifejlődését kristályos mészkő-dolomit, amfibolit, valamint csillámpala, kvarcit és grafitos pala váltakozása jellemzi. A korai magasnyomású metamorf eseményt az érchegységi fázisban (317–319 millió éve) Barrow-típusú, amfibolit-fáciesű átalakulás követte. Nagymértékű a késő-variszkuszi–alpi retrográd metamorfózis a tektonikus zónákban. Feltűnő a gránitok teljes hiánya.
Az Aranyos-Beszterce fölött emelkedő Giumalău (1857 m), a Keleti-Kárpátok egyik jellegzetes csúcsa (Bukovinai-takaró, Tölgyesi-sorozat), dél felől
A variszkuszi magasabb szerkezeti helyzetű Sebeshelyi-egység erősen retromorf gneiszből, amfibolitból és karbonátos-grafitos kőzetekből, és a kisfokú variszkuszi metamorfózist szenvedett ordovíciumi–alsó-karbon Karasi (Caraş)- vagy Lokva (Locva)- Néramogyorósi (Lescoviţa)- sorozatból áll. Az egyhangú albitpalákra vulkáni-üledékes összlet következik metagabbró, metadolerit és tufit eredetű zöldpalákkal. Feljebb arkózás metahomokkő települ, amely finomodó törmelékanyagú szericites-grafitos fillitbe vált. A rétegsor e záró, alsó-karbon szakaszába – ún. bimodális magmatizmus termékeiként – bázisos és savanyú piroklasztitok települnek. Az üledékgyűjtő bezárulását (a Ruszkahavasi-egységhez hasonlóan) diszkordánsan települő, a fő variszkuszi takaróképződést megelőző alsó-karbon végi molassz jelzi.
Kaotikusan gyűrt grafitos fillonit-kristályos mészkő a Szupragéta takarórendszer Suru takarójából a Bilea (Bâlea)-katlan tófalán, a transzfogarasi országút mentén, a Fogarasi-havasok főgerincétől északra
A legfelső, polimetamorf Szászsebes-Lotru variszkuszi egység a Keleti-Kárpátok Rárói egységével párhuzamosítható, és az óalpi Géta-takaró kristályos képződményeit alkotja. A formációcsoport a Déli-Kárpátok legelterjedtebb képződménye. Rendszerint egy alsó, szélsőségesen vastag, erőteljesen migmatitosodott szillimanit-diszténes paragneisz- (illetve leptit-amfibolit-) összletre, és egy felső, nem migmatitos disztén-staurolitos csillámpala-összletre tagolódik. A jellegzetes pegmatitok gazdasági szempontból is fontosak (muszkovitot, kvarcot, földpátot, alárendelten disztént és berillt termelnek ki belőlük). A prealpi takarók aljzatában, nyírási zónákhoz kötve – a Fogarasi (s.l.) egységhez hasonlóan – magas fokú metamorf, eklogit-granulit fáciesű kőzetlencsék sorakoznak, amelyek valószínűleg egy korábbi tektonikai ciklusban kontinentális kéreg alá szorult óceáni kéreg szélsőséges viszonyok között (620–860 °C-on, 20–22 kbar-on) átkristályosodott roncsai. A metamorfózis fő szakasza Barrow-típusú, alacsony hőmérsékleti gradiensű esemény volt, amely széleskörű migmatitosodásig fejlődött. Ezt egy deformáció után közepes hőmérsékletű-alacsony nyomású átalakulás követte, végül a hegység nyugati részén (a Bánságban) granitoid intrúziók nyomultak be, amelyek közül a Ponyászkai (Poneasca) már a takaróképződést követő késői típus.
A Déli-Kárpátok variszkuszi lemezdarabjainak szerkezeti modellje (Hans Georg Kräutner szerint, 1994)
A – Géta mikrolemez; B – Danubiai mikrolemez
Az A–B ábrák jelkulcsa:
1 – Ordovícium – alsó-karbon: a – rift medence, b – platform;
2 – Kambrium:
a – magmás ív,
b – szigetív, c – óceáni kéreg, d – ívmögötti medence;
3 – Prekambriumi kontinentális kéreg, variszkuszi felülbélyegzéssel;
4 – Granitoidok:
a – variszkuszi,
b – ókaledóniai,
c – kadomi.
Pz – paleozoikum
A Középső-Dacidák Géta- és a Külső-Dacidák Szörényi-takarója alatt (amely utóbbit csak jura-kréta képződmények alkotnak) a Danubiai- vagy Dunai-egység („Peremi-Dacidák”) bukkan elő a parautochton Danubiai-félablakban, a Páreng, Vulkán, Retyezát, Szárkő és Almás-hegység alkotójaként. Három nagyobb prealpi szerkezeti egysége a felső-prekambriumi, kontinentális kérgű Neamţu-Lainici-Păiuş, a fölé préselődött ókaledóniai, óceáni kérgű Tiszócai (Tisoviţa), és a mindkettőn a variszkuszi hegységképződés során áttolódott felső-prekambriumi Ielova-Drăgsan szerkezeti egység, amely utóbbinak kontinentális kérge a variszkusziban részben újrametamorfizálódott.
A Zsíl-szurdok földtani metszete (Déli-Kárpátok; Tudor Berza, Andrei Drăgănescu szerint, 1989). Jelkulcs: 1 – harmadidőszaki üledékek; 2 – Szászsebesi-Lotru-formációcsoport; 3 – felső-kréta flis; 4 – Schela formáció; 5 – Lainici-Păius formációcsoport; 6 – Drăgsan amfibolit; 7 – Şuşiţa granitoid pluton; 8 – diszkordancia; 9 – elnyírt rétegtani határ; 10 – alpi áttolódás; 11 – prealpi áttolódás
A Neamţu-Lainici-Păiuş-egység nagy vastagságú, uralkodóan törmelékes eredetű, nagyon erősen migmatitosodott képződményekből áll. Karbonátos-grafitos összlettel kezdődik, amelyet grafitpalába települő amfibolit- és márvány-mészszilikát-szintek tagolnak. A Páreng-hegységben jelentős grafittelepeket művelnek. A rétegsort monoton, vastag, durvatörmelékes kvarcit és biotitgneisz zárja, amelyeket alacsony nyomású, magas hőmérsékletű, kordierit-amfibolit-fáciesű átalakulás jellemez. A széles körű migmatitosodás több, egymást felülbélyegző szakaszban történt. Itt található a Danubiai-egységre oly jellemző hatalmas granitoid intrúziók zöme (Şuşiţa, Tismana, Ogradena, Buta stb.), melyek kora felső-prekambriumi (kb. 600 millió év). Ebből következően természetesen nemcsak a gránitok benyomulása, hanem az őket övező idősebb kőzetek metamorfózisa is a kadomi szerkezeti fázishoz köthető. Itt említjük meg, hogy a Petreanu-hegycsoportban a granitoid-migmatit alól – legmélyebb egységként – jelentős milonitos zónával a fentiektől eltérő képződmények bukkannak elő (Rof formáció).
Amfibolit- és kristályosmészkő-tereplépcsők puhább csillámpalában
a Szupragéta takarórendszer Suru takarójában (Fogarasi-havasok). Az Argyas- (Argeş) völgy felső folytatása, a Capra-völgy és a fölötte emelkedő Muşeteica-csúcs (2448 m) a transzfogarasi autóútról, északnyugat felől
A Lainici-Păiuş erősen metamorf aljzatára néhány apró foltban nagyon kis metamorf fokú metahomokkő-agyagpala települ. A Mehádiai-hegységből gazdag felső-ordovícium–alsó-szilur korú korall-, mohaállat-, pörgekarú-, tengeri liliom- és háromkaréjú ősrák-fauna került elő, a devon összletet pedig riolit lávaszintek tagolják. Mivel ezen ópaleozoikumi és a rákövetkező újpaleo-mezozoikumi képződmények átalakulási fokában nincs szembetűnő különbség, néhányan kétségbe vonják a variszkuszi metamorfózis itteni hatását.
)
A Déli-Kárpátok földtani szelvénye a Maros völgyétől a Ruszka-havason, a Szárkőn és a Godjánon át (Mihai Ştefănescu szerint, 1989).
Színkulcs: rózsaszín – prekambriumi kristályos aljzat; sötétvörös – prekambriumi granitoid; szürkészöld – szilur; szürkésbarna – devon; szürke – karbon; sötétbarna – perm; lila – triász; kék – jura; zöld – kréta; vörösesbarna – narancs – sárga – harmadidőszak; vörös sáv – poszttektonikus (legfelső kréta – neogén) magmás kőzetek; lila – a Maros-öv ofiolitjai
A Tiszócai-egység korai ópaleozoikumi Jucpataki (Iuţi) bázisos-ultrabázisos összlete – kelet-szerbiai folytatásával, a Deli Jován masszívummal együtt – a Kárpátok legjobban megőrzött óceáni kéregmaradványa. A Tiszócai szerpentinit elsősorban dunites összletből keletkezett, melyhez piroxenit, pisztrángkő (troktolit), plagioklászit és gabbró társult. A szerpentinitek lemezes vagy sejtes szövetűek, metaszomatózis során kloritosodtak, talkosodtak, karbonátosodtak. A rétegzett szerkezetű, aszimmetrikus lakkolitot savanyú és bázitos telérek járják át (ún. sheeted dyke, lemezestelér-összlet). A Jucpataki gabbró viszonylag üde diallág és olivingabbró. A keskeny sávban húzódó, átalakult Naszádasi metagabbró mentén az egész összlet kelet felé a valószínűleg szigetívet képviselő, vulkáni-törmelékes eredetű Corbu milonitos zónán át a Neamţu (Lainici-Păiuş) kristályosára tolódott. A takaróképződés idejének végét – egyesek szerint – az határolja be, hogy a takaróhatárt ókaledóniai (?) gránitintrúzió töri át, valamint, hogy lepusztult anyaga szilur (?) konglomerátumban már megtalálható. E gondolatmenetnek azonban ellentmond, hogy a gránitra 370–390 millió éves, korai variszkuszi kort mértek.
Végül a legfelső Ielova-Drăgşan-egység Drăgşan-összletét egy alsó szemesgneisz-, egy középső leptit-amfibolit- (nyírt szerpentinit-testekkel), és egy felső csillámgneisz-formációra tagolhatjuk. Az amfibolitok koszorús gránátjai egykori eklogitokra utalhatnak. A meghatározó metamorf ásványegyüttes a közepes nyomás- és hőmérsékleti viszonyokat jelző, almandin-amfibolit-fáciesű átalakulásra utal, amit helyenként zöldpala-fáciesű visszaalakulás követhetett. Kisebb, eres migmatitosodás csak a nagy posztkinematikus, szinorogén gránitbatolitok (Cserna, Páreng, Retyezát) környékén jelentkezik. Koruk csaknem 400 millió év, de újabban egy 600 millió év körüli maximumot is kimutattak. Az egység ópaleozoikuma a Lainici-egységhez képest teljesebb (ordovícium–alsó-karbon) és elterjedtebb. A képződményeket itt is csak kis fokú metamorfózis érte. Az ordovícium-szilurt bázisos vulkáni-törmelékes összlet képviseli (Fehérvízi- [Rîul Alb] formáció). Az újabb üledékciklus során, a devonban kezdetben durvatörmelékes, majd lemezen belüli bázisos lávaömlésekkel-piroklasztitokkal tagolt homokos-finomtörmelékes üledékképződés folyt (Drenkovai-[Drencova] formáció). Az alsó-karbon a Hidegvízi (Ideg) mészkővel kezdődik, melynek első kompakt rétegéből híres tournéi-i makrofaunát írtak le (pörgekarúak, korallok, háromkaréjú ősrák). Az ópaleozoikumi rétegsort viséi, váltakozó grafitos agyagpala-finomszemcsés homokkő zárja, amelybe vastag bázisos lávaszintek települnek.
