Wydział Nauk o Ziemi

Po „eksplozji kambryjskiej”, 545 milionów lat temu, zlodowacenie późnego ordowiku (około 440 milionów lat temu) było pierwszym z trzech okresów lodowcowych, które dotknęły Ziemię, gdy została zaludniona przez życie zwierzęce. Od początku do roztopów ten cykl glacjalny trwał mniej niż milion lat, ale pozostawił po sobie drugie co do wielkości wymieranie na Ziemi.
Jakieś 100 milionów lat po ordowiku Ziemia doświadczyła najdłuższego i najbardziej rozległego zlodowacenia, zwanego późnopaleozoiczną gondwańską epoką lodowcową. Pomiędzy 330 mln a 270 mln lat temu, serendipity procesów globalnego budowania gór i związanego z nimi tworzenia basenów, zachodzących w czasie, gdy superkontynent się składał, umożliwiło wykwintne i powszechne zachowanie złóż skalnych na całym świecie, które były przedmiotem dziesięcioleci badań. Co istotne, późnopaleozoiczna gondwańska epoka lodowcowa jest jedynym przykładem zmiany klimatu w cieplarni lodowej na wegetującej Ziemi, co czyni ją najbliższym analogiem do obecnego stanu Ziemi – i jedynym przykładem przejścia z cieplarni lodowej do cieplarni, w którym odnotowano wpływ na ekosystemy roślinne i zwierzęce zarówno w sferze morskiej, jak i lądowej.

W dalszej części rozdziału przedstawiamy przegląd osadów glacjalnych północnej Afryki.

Late Ordovician Glaciation in Northern Gondwana

After Rubino et al., 2003

Cykle lodowcowe

Jak wszystkie epizody glacjalne, ostatni ordowik rejestruje wiele cykli postępu i cofania się pokrywy lodowej. Do tej pory zarejestrowano cztery do pięciu cykli. Niekoniecznie wszystkie cykle są rejestrowane wszędzie, ponieważ wcięcia lodowcowe nie zawsze nakładają się na siebie, lecz mogą być ze sobą zestawiane. Wszystkie te fazy określają ogólne cofanie się pokrywy lodowej, jednak każda z nich rejestruje postęp lodu, po którym następuje zalewanie i progradacja systemów depozycyjnych współbieżna z cofaniem się lodu. Cykl typu rozpoczyna się od erozji lodowcowej, której zarysem jest zwykle chodnik lodowcowy powstały u podstawy doliny. Następnie następuje gwałtowny zalew prowadzący do osadzania się zagęszczonego odcinka lub bezpośrednio po nim glacjomorskich łupków mułowcowych. W zależności od położenia regionalnego, doliny wypełniają piaszczyste jednostki progradacyjne. Niektóre inne doliny są całkowicie wypełnione piaskowcami fluwialnymi, wreszcie występują wypełnienia mieszane, z fluwialnymi u podstawy, a następnie deltowymi.

Ta interpretacja wyraźnie wskazuje, że większość tzw. sukcesji lodowcowej jest w rzeczywistości powszechnie deponowana w środowisku morskim. Potwierdza to pionierskie prace Legranda, który twierdził, że transgresja występuje przed sylurem.

Architektura na dużą skalę

Numeryczne doliny lodowcowe zostały zidentyfikowane, w wychodniach, w Mauretanii i Libii. Doliny te tworzą sieć i są albo zestawione ze sobą, albo nałożone na siebie w obrębie torów wodnych. Każda dolina jest wypełniona przez pojedynczy cykl stratygraficzny, jednak mogą być one naznaczone licznymi chodnikami lodowcowymi. Ich szerokość waha się od 1 do 10 km. Bardzo często wzdłuż brzegów dolin obserwuje się niestabilności grawitacyjne osadów preglacjalnych. Ich wcinanie się wydaje się być związane raczej z procesami lodowcowymi niż fluwialnymi. W związku z tym zaobserwowano bardzo niewiele przekonujących przykładów dolin tunelowych, z wyjątkiem Mauretanii.

Wypełnienie doliny może się drastycznie zmieniać, niektóre doliny są wypełnione aż do poziomu interluve, inne są niedostatecznie wypełnione, co prowadzi do zachowania przedlodowcowych wzniesień pod łupkami sylurskimi. Ostateczna geometria późnej sukcesji ashgillińskiej wykazuje wiele podobieństw do czwartorzędowej sukcesji na Morzu Północnym lub Celtyckim, gdzie wystąpił lądolód.

Transgresja sylurska

Transgresja sylurska jest zwykle interpretowana jako transgresja polodowcowa, widzieliśmy już, że pierwsza transgresja występuje w ostatnim ordowiku. W tym ujęciu oznacza to, że cofanie się lodowców jest punktowe, a transgresja sylurska prawdopodobnie rejestruje końcowe topnienie. Transgresja ma charakter diachroniczny, zależny od istniejącej wcześniej topografii. Skała macierzysta wydaje się występować głównie w regionalnych obniżeniach terenu, powstałych w wyniku erozji lodowcowej lub w wyniku wcięcia fluwialnego, prawdopodobnie związanego z odbiciem izostatycznym. Niziny te w połączeniu z późną deformacją będą kontrolować szlaki migracji. Piaszczyste osady lodowcowe lub najniższe sylurskie piaskowce transgresyjne osadzone bezpośrednio pod skałą macierzystą są pierwszym zbiornikiem, który zostanie wypełniony lub przynajmniej wykorzystany do migracji, na co wskazuje obfitość odsłonięć. Gdy późna sukcesja aszgilska (ok. 450 m n.p.m.) jest bardziej łupkowa lub mułowcowa, może ona tworzyć strefę odpadów lub przynajmniej silnie ograniczać potencjalną kolumnę.

.