La orogenia caledonia fue un ciclo de formación de montañas registrado en las partes septentrionales de las Islas Británicas , las Caledonidas escandinavas , Svalbard , el este de Groenlandia y partes del centro-norte de Europa. La orogenia caledonia abarca eventos que ocurrieron desde el Ordovícico hasta el Devónico temprano , hace aproximadamente 490–390 millones de años ( Ma ). Fue causada por el cierre del océano Jápeto cuando los continentes Laurentia y Báltica y el microcontinente Avalonia colisionaron.
La orogenia recibe su nombre de Caledonia , el nombre latino de Escocia . El término fue utilizado por primera vez en 1885 por el geólogo austríaco Eduard Suess para un episodio de formación de montañas en el norte de Europa que precedió al período Devónico . Geólogos como Émile Haug y Hans Stille vieron el evento caledoniano como una de varias fases episódicas de formación de montañas que habían ocurrido durante la historia de la Tierra . [2] La comprensión actual sostiene que la orogenia caledoniana abarca una serie de fases tectónicas que pueden ser lateralmente diacrónicas , lo que significa que diferentes partes de la cordillera se formaron en diferentes momentos. Por lo tanto, el nombre "caledoniano" no se puede utilizar para un período absoluto de tiempo geológico, se aplica solo a una serie de eventos tectónicamente relacionados.
En el Neoproterozoico, la mayoría de las masas continentales de la Tierra estaban unidas en el supercontinente Rodinia . La mayor parte de su volumen consistía en la masa continental de Gondwana . [Nota 1] Cerca del final del Neoproterozoico, durante la ruptura de este supercontinente, Laurentia [Nota 2] y Baltica [Nota 3] se separaron de los márgenes occidental ( cratón amazónico ) y norte (africano) de Gondwana respectivamente.
Laurentia primero se desplazó hacia el oeste alejándose de Gondwana y luego migró hacia el norte. Esto llevó a la apertura del océano Jápeto entre Laurentia, Báltica y Gondwana. Su fase inicial de apertura fue entre las adyacentes Laurentia y Báltica (al oeste y al este respectivamente) y causó que las dos se separaran hace aproximadamente 615 Ma [3] o 590 Ma. [4] Luego, la parte entre Laurentia y Gondwana (al este), se abrió hace aproximadamente 550 Ma. [Nota 4] La expansión adicional del océano Jápeto también hizo que Laurentia y Báltica se alejaran entre sí.
El Báltica también se desplazó hacia el norte, lo que implicó la apertura del océano Tornquist , que lo separó del margen norte de Gondwana, al sur. El inicio del rifting del Báltica y la apertura del océano Tornquist son difíciles de fechar debido a la falta de datos paleomagnéticos , pero deben haber ocurrido en épocas similares a las de Laurentia y el océano Jápeto. [4]
Ya sea a finales del Precámbrico o principios del Ordovícico , [Nota 5] el microcontinente Avalonia [Nota 6] comenzó a desplazarse hacia el noroeste desde el margen norte de Gondwana ( Amazonia y noroeste de África) cerca de la posición original de Baltica que había estado al norte. Su rifting implicó la apertura y expansión del océano Rheic hacia el sur, que lo separó de Gondwana. Este rifting y apertura fueron coetáneos y pueden estar relacionados con el inicio de la subducción en el océano Jápeto. [5] La deriva de Avalonia fue hacia las posiciones en las que habían estado Jápeto y Laurentia en el Ordovícico; estos continentes estaban para entonces más al norte. También implicó el consumo tanto del océano Jápeto como del océano Tornquist a lo largo de su margen norte.
El movimiento de Avalonia se relaciona con el tirón de la placa creado por la subducción del océano Jápeto debajo del margen de Laurentia hacia el noroeste y posiblemente también por el empuje de la dorsal creado por la expansión del océano Réico. Migró a través del océano Jápeto ortogonalmente (en un ángulo recto ). [6] Su deriva incluyó una rotación de hasta 55° en sentido antihorario con respecto a la zona de subducción hacia el norte, principalmente en el marco temporal de 470-450 Ma. [7] Se movió significativamente más rápido que Baltica, pero disminuyó su velocidad a una velocidad comparable a la de este último en el Ordovícico tardío cuando se acercó a él. [8]
Las principales fases de la orogenia caledonia resultaron de la convergencia de Baltica, Laurentia y Avalonia, que condujo al cierre del océano Jápeto.
McKerrow et al. (2000) dan una definición de la orogenia caledonia que incluye "todos los eventos tectónicos cámbricos , ordovícicos , silúricos y devónicos asociados con el desarrollo y cierre de aquellas partes del océano Jápeto que estaban situadas entre Laurentia (al noroeste) y Baltica y Avalonia (al sureste y este) ... y cada evento tectónico a lo largo de estos 200 millones de años puede considerarse como una fase orogénica". Esto incluye eventos tectónicos que fueron más pequeños, localizados y anteriores a las fases principales más conocidas de esta orogenia.
En esta definición, las orogenias tacónica y acadiense en lo que hoy es América del Norte se incluyen en las fases de la orogenia caledonia.
Se reconocen algunas fases tempranas de deformación y metamorfismo en las Caledonides escandinavas . La primera fase que a menudo se incluye en la orogenia caledonia es la orogenia finnmarkiana, que fue un evento de deformación temprana en el Ártico (norte) de Noruega que precedió a la fase escandinava (ver más abajo) en esta área. Su inicio se ha datado en c. 500 Ma ( Cámbrico tardío ). Continuó hasta c. 460 Ma y se reactivó en la fase escandinava en ~425–415 Ma. [9] [10]
Según van Roermund y Brueckner (2004), hubo un evento orogénico distinto, separado y ligeramente más joven que el del Finnmarkiano, que dataron en 455 Ma. Lo llamaron la orogenia Jämtlandiana . Involucró al complejo Seve Nappe de las Caledonides suecas en el centro de Suecia , que se interpreta como el borde exterior estirado del Báltica. Contrariamente a la opinión previa de que se había subducido debajo de un arco de islas oceánicas , proponen que involucró una colisión con un fragmento continental.
La orogenia Shelveiana se produjo particularmente en el área de Shelve en Shropshire , en el este de Gales y en las Midlands inglesas a finales del Ordovícico y estaba relacionada con la orogenia Taconica . Formó el anticlinal de Shelve y el sinclinal de Rytton Castle y fue el evento tectónico más importante en el área entre el Cámbrico y el Devónico . El plegamiento estuvo acompañado por intrusiones ígneas de etapa tardía . El evento causó una discordancia importante en Shropshire con una erosión considerable antes de la deposición de sedimentos en la época Llandovery del Silúrico (444-443 Ma). No hubo ruptura de sedimentos en el área hasta el final del Devónico temprano , que fue causado por la orogenia acadia en las Islas Británicas . [11] Se asoció con un movimiento de deslizamiento dextral (lateral derecho) en el sistema de fallas Pontesford-Linley y plegamiento en estratos pre-Ashgill, levantamiento del anticlinal Towi adyacente y actividad ígnea. [7] [12]
Los principales eventos o fases orogénicas del ciclo orogénico de Caledonia estuvieron relacionados con el cierre final del océano de Jápeto. Fueron, en orden secuencial, la fase Grampiana, el acoplamiento de Avalonia Oriental con Báltica, la fase Escandinava y la fase Acadia. Esta última implicó: A) el acoplamiento de Inglaterra y Gales (que formaban parte de Avalonia Oriental) con Irlanda Oriental y del Sur con Escocia y el resto de Irlanda (que formaban parte de Laurentia). B) la fusión de los terrenos de Avalonia Occidental con el margen oriental de la masa continental principal de Laurentia (véase el artículo sobre orogenia acadia para esta orogenia).
Durante la parte final de su migración hacia el noroeste, Avalonia convergió con Baltica y Laurentia hacia el noreste y noroeste respectivamente. Después de su fusión con Avalonia oriental, Baltica convergió con Laurentia en dirección oeste. La convergencia combinada de este microcontinente y los dos continentes creó colisiones continentales entre ellos, los eventos orogénicos mencionados y el cierre de los océanos Jápeto y Tornquist.
Las colisiones continentales comenzaron a mediados del Silúrico y la formación de montañas y finalizaron a principios del Devónico (420-405 Ma). [13] [14]
La orogenia de Grampianos implicó colisiones entre dos masas continentales de Laurentia y un arco de islas oceánicas en el océano Jápeto fuera del margen principal de la placa tectónica de Laurentia (la futura América del Norte). Las dos masas continentales de Laurentia eran Escocia y el norte y el oeste de Irlanda . Las otras partes de las Islas Británicas ( Inglaterra y Gales y el resto de Irlanda) formaban parte del microcontinente Avalonia.
Se han distinguido dos partes de Avalonia, una occidental y otra oriental. El término Avalonia occidental se refiere a la parte más occidental del microcontinente que fusionó la costa este de la parte principal de la placa tectónica Laurentia (lo que hoy es Norteamérica) al oeste en el área de los Apalaches del norte y las Marítimas . Avalonia oriental se refiere a) la parte que se fusionó con Báltica , b) Inglaterra, Gales e Irlanda oriental y sudoriental que se fusionó con Escocia y el norte y oeste de Irlanda (que eran parte de Laurentia). [15]
La parte más oriental de Avalonia Oriental se fusionó con Baltica a través de un acoplamiento suave oblicuo gobernado por convergencia de desgarre dextral y cizallamiento , en lugar de a través de una colisión continental dura causante de orógeno . Esto se indica por la ausencia de estructuras orogénicas o rocas metamórficas de alta presión , que no están presentes o están enterradas. Este evento ocurrió cerca del final del Ordovícico , 440 Ma. [16] Se acopló con los márgenes de Baltica en el sur de Dinamarca , la esquina suroeste del mar Báltico y Polonia . Llegó a comprender Silesia en Polonia , el norte de Alemania , los Países Bajos , Bélgica y parte del noreste de Francia (las montañas Ardenas ).
El macizo anglo-brabante o macizo londinense-brabante, situado en el centro y sur de Inglaterra y en Bélgica , es un gran macizo de basamento . [Nota 7] Forma parte de un cinturón magmático que, a partir del Distrito de los Lagos , al norte de este macizo, registra la subducción de parte del mar de Tornquist bajo Avalonia y su cierre. El cierre del océano Rheic , que tuvo lugar poco después, se produjo por subducción a lo largo del margen sur de este macizo. [17]
La zona de sutura transeuropea o zona de Tornquist es el área de la sutura del Báltico y Avalonia oriental. Se extiende desde una porción del mar del Norte cerca de Dinamarca , a través del sur de Dinamarca, una porción del mar Báltico entre Dinamarca y Polonia (por la isla alemana de Rügen ), y a través de Polonia. Luego sigue el margen oriental de los montes Cárpatos orientales en el oeste de Ucrania . Finalmente, se extiende hasta el mar Negro . Sin embargo, en los montes Sudetes y los Cárpatos orientales, evolucionó a través de las orogenias varisca y alpina , en lugar de la caledonia. [18]
La fase escandinava implicó una colisión entre el este de Groenlandia en el margen oriental de Laurentia y el margen de la plataforma baltoescandinava de la península fennoscandia de Baltica. Involucró a las Caledonides escandinavas en lo que ahora es Noruega y las áreas suecas en su frontera. Ocurrió desde la época Wenlock del Silúrico hasta el Devónico medio (430-380 Ma). Gee et al. (2013) y Ladenberger et al. (2012) proponen una datación de inicio revisada establecida en 440 Ma, sin embargo, no hay consenso al respecto. [19]
El evento orogénico escandinavo también condujo a la formación de las montañas de la Tierra de la Reina Luisa (o Tierra de la Reina Luisa) en el noreste de Groenlandia . Es una zona de empuje expuesta con rumbo N-S que marca el límite occidental de la intensa deformación caledonia. Se interpreta que las estructuras dominantes fueron el resultado de la transpresión sinistral , que implicó la partición de la deformación regional por deformación entre movimientos de deslizamiento de rumbo sinistral en el este y empujes y plegamientos oblicuos dirigidos al noroeste más al oeste. [20]
Este evento orogénico también afectó a Escocia y las Hébridas Exteriores , causando empujes en las Tierras Altas del Norte que culminaron en el desarrollo del Cinturón de Empuje de Moine , el Empuje de Ben Hope y el Empuje de Naver-Sgurr Beag (435-420 Ma) [21] y condujeron a la intrusión ígnea en Galloway y las Tierras Altas del Sur (c. 400 Ma) en Escocia y la ampliación del batolito del Distrito de los Lagos en el norte de Inglaterra . Todo esto abarcó la zona de la Sutura de Jápeto (ver más abajo). También causó fallas de deslizamiento de rumbo con dirección noreste, como la Gran Falla de Glen que afectó al Supergrupo Moine y las rocas de Dalradian en Escocia y las Islas Shetland a través de la Falla Límite de Walls , que es la extensión hacia el noreste de la Gran Falla de Glen. [22]
Como se mencionó anteriormente, las Islas Británicas estaban separadas y pertenecían a dos placas tectónicas diferentes: Laurentia ( Escocia e Irlanda del norte y oeste ) y Avalonia ( Inglaterra y Gales y el resto de Irlanda). El evento acadiense del Devónico temprano en esta área vio la fusión de estas masas de tierra para formar las Islas Británicas como son ahora. Esto ocurrió a través de la subducción de la corteza oceánica avaloniana bajo los márgenes meridionales de las masas de tierra Laurentianas.
Desde la década de 1980, el término acadiano , que se refería a la orogenia del Silúrico tardío al Devónico temprano en los Apalaches del Norte y las provincias marítimas de Canadá , se ha aplicado a la fase de deformación del Devónico temprano en las Caledonides británicas por analogía con la que ocurrió en lo que ahora es América del Norte . [17] La orogenia del Caledoniano tardío es otro término utilizado en referencia a esta fase.
Esta fase implicó un acoplamiento suave o una colisión blanda en lugar de una colisión continental dura causante de orógenos , como el acoplamiento de Eastern Avalonia con Baltica.
Este evento orogénico se ha interpretado como una fase tardía del Caledoniano y como impulsado por el cierre del océano Jápeto . Sin embargo, también existe el argumento de que sería más apropiado considerarlo como una orogenia protovarisca . Esto se debe a que este evento devónico fue posterior a la colisión de Avalonia con Laurentia por 15-20 millones de años y fue coetáneo de la fase temprana de la orogenia varisca (Eo-Varisca o Ligeriana) y porque no estaba relacionado con el océano Jápeto. [17]
También se ha argumentado que, aunque la orogenia acadia en las Islas Británicas implicó el cierre del océano Jápeto, su fuerza impulsora fue en realidad un empuje desde el sur causado por la subducción hacia el norte del océano Réico que se encontraba al sur de Avalonia y lo separaba de Gondwana . El cierre de este océano implicó la colisión (temprana) eovarisca de terrenos relacionados con Gondwana en la que Avalonia Oriental estuvo involucrada periféricamente. [17] [23]
La subducción del océano de Jápeto se produjo debajo del terreno del valle de Midland en Escocia. Hay una serie de plutones intrusivos que se extienden a ambos lados de la traza de la sutura de Jápeto en el terreno de Southern Uplands en Escocia (al norte de la sutura) y el terreno de Lakesman-Leinster en el norte de Inglaterra y el este de Irlanda (al sur de la sutura), que estaban en los márgenes de Laurentia y Avalonia respectivamente. El emplazamiento de los plutones se produjo después de que terminara la subducción del océano de Jápeto. [24] [25]
Se cree que el terreno Southern Uplands es una cuña de acreción . La sedimentación marina profunda aquí en respuesta a la subducción comenzó hace 455 Ma y marcó el cambio de una subducción inicial de Iapetus buzándose hacia el SE bajo Avalonia a una buzándose hacia el NO bajo Laurentia. Alrededor de 430 Ma, la acreción en Southern Uplands e Irlanda cambió de ser ortogonal (en ángulo recto) a una transpresiva sinistral (lateral izquierda), como lo indica la clivaje que corta los pliegues en sentido antihorario. La deposición de turbidita en la fosa oceánica se superpuso con el terreno Lakesman-Leinster. La convergencia Laurentia-Avalonia y la subducción del océano Iapetus cesaron alrededor de 420 Ma, como lo indica un debilitamiento de la deformación en la cuña de acreción a mediados del Silúrico . [26]
La producción de magma debería ser mayor en regímenes tectónicos convergentes durante la subducción y marcadamente reducida con el cambio a regímenes colisionales posteriores a la subducción . Sin embargo, durante la subducción de Jápeto (455-425 Ma) esta fue baja y las rocas intrusivas estuvieron en gran parte ausentes en todos los terrenos en el área en cuestión en este período. La mayor parte del magmatismo acadiense ocurrió después de la subducción (425-390 Ma) en un entorno tectónico regional con fases de transpresión y transtensión alternadas. Las altas tasas de generación de magma coincidieron con una fase de transtensión sinistral del Devónico temprano de aproximadamente 418-404 Ma . Esta disminuyó durante la transpresión acadiense de 404-394 Ma. [26]
Además, la cuña de acreción de Southern Uplands carece de evidencia de la presencia de un arco volcánico como el que se encuentra habitualmente cerca de las zonas de subducción. [27] Esto ha llevado a las hipótesis de que las rocas del arco se erosionaron y, por lo tanto, no se han conservado, que el arco se desplazó por el movimiento lateral a lo largo de fallas de desgarre o que esto se debe a la subducción de losas planas , que reduce las tasas de magmatismo . [26]
Nelison et al. (2009) proponen un modelo de desprendimiento de la placa del océano de Iapetus para explicar el emplazamiento de las rocas intrusivas en el terreno de Grampian después de la subducción. Sin embargo, Miles et al. (2016) señalan que las rocas intrusivas en la Suite Trans-Suture y en todos los terrenos de la región son similares en edad y geoquímica. Por lo tanto, sostienen que el mecanismo común para toda la región involucró una placa del océano de Iapetus que no solo se desprendió. También se desprendió por debajo de la Sutura de Iapetus durante aproximadamente 100 km al SE por debajo de Avalonia. Por lo tanto, invocan un modelo de desprendimiento de la placa causado por la delaminación del manto litosférico .
El terraneo de Lakesman cubre el norte de Inglaterra hasta Wensleydale en Yorkshire del Norte y cruza el mar de Irlanda pasando por la isla de Anglesey frente a Gales . Su continuación en el este de Irlanda es el terraneo de Leinster. El terraneo combinado se denomina terraneo de Leinster-Lakesman. Se encuentra en el margen sur de la sutura de Iapetus . Incluye el Distrito de los Lagos y la Isla de Man .
La orogenia acadia afectó al terreno de Lakesman y al norte de Gales . La transpresión dio lugar a clivajes transpresivos sinistrales que se cortaban en el sentido de las agujas del reloj y que se superponían a estructuras preexistentes. El plegamiento al noroeste de la sutura de Jápeto es débil y este debilitamiento de la deformación hacia el norte puede indicar que está vinculado con la subducción del océano Réico en lugar del cierre del océano Jápeto. [26]
El Distrito de los Lagos, en el noroeste de Inglaterra, se encontraba en el margen noroeste de la parte inglesa de Avalonia Oriental, que convergía y colisionaba con Escocia y, por lo tanto, estaba involucrado en la fase acadia. En general, la deformación acadia metamorfoseó las lutitas de varias formaciones geológicas del distrito en pizarras mediante la creación de hendiduras pizarrosas . [28]
Las rocas del Paleozoico temprano de la Isla de Man, en el Mar de Irlanda, afloran cerca o probablemente sobre la sutura de Jápeto . La isla se encuentra inmediatamente al SE.
La isla está compuesta principalmente por el Grupo Manx y el Grupo Dalby , que se deformaron en una zona de transpresión sinistral durante el cierre oblicuo sinistral del océano de Jápeto. Los pliegues están atravesados en el sentido de las agujas del reloj por su clivaje , fallas sinistrales principales paralelas al rumbo y zonas de cizallamiento dúctil que se cree que están relacionadas con esta transpresión. [35] Todos los pliegues primarios tienen el mismo estilo y están asociados con el mismo clivaje regional, lo que sugiere que son aproximadamente coetáneos. Hay deformación dúctil en algunas localidades y una amplia zona de cizallamiento en la península de Langness que deforman el clivaje primario y se cree que se formaron durante o poco después de la fase de deformación principal. [36]
El Grupo Dalby se desplazó hacia el Grupo Manx, probablemente a principios del Devónico. Durante la etapa final del cierre del océano de Jápeto, sus turbiditas se depositaron desde el NE en una cuenca marina que unía los márgenes de Avalonia y Laurentia . El contacto tectónico entre los dos grupos se ha correlacionado con las turbiditas del supergrupo Windermere (Distrito de los Lagos) o con el Grupo Riccarton ( terreno de Southern Uplands ). La primera hipótesis implica que el Grupo Dalby se depositó originalmente sobre el Grupo Manx y posteriormente se falló hasta su relación actual. La segunda implica que es el extremo de la cuña de acreción de turbiditas de Southern Uplands que se superpone o se desvía hacia el margen continental de Avalonia. [37]
El estilo de deformación general y la edad del Grupo Manx son muy similares a las características equivalentes del Grupo Skiddaw en el Distrito de los Lagos y el Grupo Ribband en el sureste de Irlanda. Se cree que este grupo es su equivalente regional. Pasó por dos fases de deformación principales que también afectaron al Grupo Dalby: a) una clivaje pizarrado generalizado asociado con pliegues de suave a moderadamente inclinados que también afectaron a muchas de las intrusiones ígneas menores , b) una clivaje crenulado de suave inclinación asociado con pequeños pliegues que se acercan a la dirección de inclinación de la estratificación . [31]
Existen varias zonas de cizallamiento dúctil que discurren en paralelo a las fallas limítrofes orientadas al noreste del Grupo Manx, lo que indica un cizallamiento predominantemente sinistral y posiblemente una transición de compresión ortogonal a transpresión durante las últimas etapas de la deformación acadiense. Esto hace que la isla sea más similar al terreno de las Tierras Altas del Sur de Escocia que al interior del Distrito de los Lagos en este sentido. [31]
En Irlanda, la orogenia acadia afectó a los cuatro terrenos principales de la isla: Grampian, Midland Valley, Longford-Down y Leinster. La deformación tectónica fue leve, ya que la colisión fue fuertemente oblicua con transpresión sinistral y sin engrosamiento sustancial de la corteza . Las rocas del Devónico al Carbonífero descansan de manera discordante sobre rocas plegadas y hendidas del Cámbrico al Silúrico . Hubo intrusiones ígneas con plutones y batolitos .
El terreno tiene tres cinturones de relieve. El cinturón norte y la parte más septentrional del cinturón central sufrieron una deformación por cizallamiento puro con una hendidura axial plana y una lineación de estiramiento perpendicular a las bisagras del pliegue. El cinturón sur y el resto del cinturón central sufrieron una transpresión sinistral . Esto refleja un cambio del Ordovícico tardío al Silúrico de una colisión de placas tectónicas ortogonal a una oblicua . En el cinturón central, la hendidura atraviesa los pliegues en el sentido de las agujas del reloj y está acompañada por una lineación de estiramiento subhorizontal. En el cinturón sur, la falla de Tinure es la expresión superficial de la zona de la sutura de Jápeto. [38]
La sutura de Jápeto es el lineamiento donde la colisión de Caledonia cerró el océano de Jápeto. En Irlanda se extiende desde el estuario del río Shannon en la costa atlántica hasta Clogherhead en el mar de Irlanda . Atraviesa este mar y queda expuesta en la falla de Niarbyl en la parte sur de la costa norte de la isla de Man . En Gran Bretaña corre aproximadamente paralela a la frontera anglo-escocesa . Consiste en una serie de fallas sin rastros de subducción , como restos de ofiolitas o rocas derivadas de fosas oceánicas . [42]
La sutura de Jápeto también se extiende a lo largo del margen de la plataforma baltoscandia de la península fenoescandinava , que chocó con el margen oriental de Groenlandia a lo largo del margen oriental de Laurentia en la orogenia escandinava.
Según algunos autores, las colisiones continentales de Caledonia involucraron a otro microcontinente, Armórica (sur de Portugal , la mayor parte del norte de Francia y partes del sur de Alemania y la República Checa ), incluso más pequeño que Avalonia. [43] Este microcontinente probablemente no formó una unidad consistente, sino que fue en cambio una serie de fragmentos, de los cuales los actuales macizos Armoricano y Bohemia son los más importantes. El océano entre la masa continental combinada de Laurentia, Baltica y Avalonia (llamado Euramérica, Laurussia o Viejo Continente Rojo ) y Armórica se llama océano Rheic .
Sin embargo, la posición paleogeográfica de los fragmentos de corteza de Armórica entre el Ordovícico y el Carbonífero es muy discutida. Hay indicios de que el Macizo de Bohemia comenzó a moverse hacia el norte a partir del Ordovícico, [44] pero muchos autores sitúan la acreción de los terrenos de Armórica con el margen sur de Laurussia en la orogenia varisca del Carbonífero (hace unos 340 millones de años). La cuenca Rhenoherciniana , una cuenca de arco posterior , se formó en el margen sur de Euramérica justo después de la orogenia caledoniana. Según estos autores, un pequeño borde de Euramérica se desprendió cuando se formó esta cuenca. La cuenca se cerró cuando estos terrenos deformados de Caledonia se acrecionaron nuevamente a Laurussia durante la orogenia herciniana. [45]