background image

www.geologicacarpathica.sk

Introduction

Geotectonic setting

The Ossa-Morena Zone (OMZ) is a major geotectonic unit lo-
cated in the southern sector of the Iberian Massif (Lötze 1945;
Julivert & Martínez 1983; see Figs. 1 and 2), forming, togeth-
er with the Central-Iberian Zone, the Iberian Autochthon (IA)
of the so-called Iberian Massif (e.g. Ribeiro et al. 1990). The
Iberian Massif, located in the western half of Iberian Peninsu-
la,  represents  the  largest  and  one  of  the  most  complete  and
continuous  exposures  of  Variscan  Belt  in  Western  Europe.
The  OMZ  involves  a  complex  tectonic  scenario  with  the  de-
velopment  and  closure  of  an  ophiolitic  complex  –  the  so-
called Beja-Acebuches Ophiolitic Complex (BAOC; Fonseca
&  Ribeiro  1993;  Fonseca  et  al.  1999;  Mateus  et  al.  1999;
Figueiras  et  al.  2002).  Moreover,  the  OMZ  southern  border
comprises  highly  deformed  exotic  terranes  of  an  oceanic  na-
ture  (including  the  “Pulo  do  Lobo”  Accretionary  Terrane
(PLAT)  and  the  BAOC),  as  complex  tectonic  melanges
(Almeida  et  al.  2001;  Araújo  et  al.  2005;  Booth-Rea  et  al.
2006).  These formations are rimming an early main Variscan
suture in the southwest of the Iberian Massif and they accreted
to  the  Iberian  Autochthon  before  the  Middle/Late  Devonian
times  (Fonseca  &  Ribeiro  1993;  Fonseca  et  al.  1999).  The
BAOC  separates  the  OMZ  and  the  South-Portuguese  Zone
(SPZ), which is regarded as another exotic terrain, originating
from  a  so-called  “Southern  Paleo-continent”  and  accreted  to
the IA during Carboniferous times (Dallmeyer et al. 1993).

The Odivelas Limestone: evidence for a Middle Devonian

reef system in western Ossa-Morena Zone (Portugal)

GIL MACHADO

1*

, JINDŘICH HLADIL

2

, LEONA KOPTÍKOVÁ

2,4

, PAULO E. FONSECA

3

,

FERNANDO T. ROCHA

1

 and ARNOŠT GALLE

2

1

GeoBioTec, Geoscience Department, University of  Aveiro, 3810-193 Aveiro, Portugal;  

*

machadogil@gmail.com;  frocha@geo.ua.pt

2

Institute of Geology, Academy of Sciences of the Czech Republic, v.v.i., Rozvojová 269, 165 00 Praha 6 - Lysolaje, Czech Republic;

hladil@gli.cas.cz;   koptikova@gli.cas.cz;  galle@gli.cas.cz

3

Geology Department and CeGul, Faculty of Sciences of the University of Lisbon, Edifício C6, Campo Grande,

1749-016 Lisbon, Portugal;  pefonseca@fc.ul.pt

4

Institute of Geology, Faculty of Science, Charles University in Prague, Albertov 6, 128 43 Praha 2, Czech Republic

(Manuscript received March 12, 2008; accepted in revised form October 23, 2008)

Abstract: The Odivelas Limestone constitutes one of the few records of Middle Devonian sedimentation in the western
Ossa-Morena  Zone.  Although  deformed  and  metamorphosed  the  limestones  have  an  abundant  fossil  content  which
allows their positioning as late Eifelian/early Givetian in age and to relate the reef fauna with the typical Rhenish facies
for the same time period. Magnetic susceptibility analysis was attempted and is in agreement with the biostratigraphy,
but the limited extent of sections and the metamorphism precludes firm correlations. The field evidence, petrographic
and geochemical analysis point to a close paleogeographical relation and dependence of the reef system on volcanic
structures which are included in the Beja Igneous Complex. The age of part of the volcanic and sub-volcanic suite of this
complex is thus constrained.

Key words: Eifelian/Givetian, Paleozoic orogens, Ossa Morena Zone, Beja Igneous Complex, biostratigraphy, reef
fauna, carbonate petrology, magnetic susceptibility.

It has been proposed (Crespo-Blanc & Orozco 1988; Fonse-

ca 1995, 1997; Fonseca et al. 1999; Crespo-Blanc 2007) that a
major ocean (Rheic Ocean) was closed by subduction/obduc-
tion  leaving  some  remainder  ophiolitic  slices:  the  Lizard  su-
ture  in  SW  England  and  the  Beja-Acebuches  suture  zone,
represent, respectively, the northern and southern branches of
the same ocean (Fonseca et al. 1999; Ribeiro et al. 2007).

Data  acquired  during  different  research  projects  clearly

shows new dismembered ophiolitic slices in the OMZ (Inter-
nal  Ossa-Morena  Zone  Ophiolitic  Sequences  –  IOMZOS,
Fonseca  et  al.  1999),  which  corresponds  to  allochthonous
klippen  resting  on  top  of  the  lower  Paleozoic  sequences
(Ribeiro et al. 2007).

Upper Paleozoic sedimentation in Ossa-Morena Zone

During the Early Devonian, as well as for most of the early

Paleozoic (except for the Cambrian), the sedimentation in the
OMZ  was  generally  occurring  in  a  passive  margin  setting
(Quesada  1990;  Robardet  &  Gutiérrez-Marco  1990,  2004).
These  rocks  occur  in  wide  areas  from  Portalegre  to  Cordoba
(Robardet  &  Gutiérrez-Marco  1990,  2004)  and  more  to  the
south in the Barrancos-Estremoz area (Robardet & Gutiérrez-
Marco 1990, 2004; Oliveira et al. 1991; Piçarra 2000), Terena
syncline (Piçarra 2000) and Valle synclines, Venta de Ciervo
and Cerron del Hornillo in Spain (Robardet & Gutiérrez-Mar-
co 1990, 2004). Fine siliciclastics dominate the sequences but
some  calcareous  levels  occur  (Robardet  &  Gutiérrez-Marco
1990, 2004) characterizing proximal deposits to deep fan tur-

GEOLOGICA CARPATHICA, APRIL 2009, 60, 2, 121—137                                                  doi: 10.2478/v10096-009-0008-1

background image

122

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Fig. 1. Geological setting of the Cortes locality, Odivelas Reservoir. A – Geotectonic units of European Variscides (adapted from Ribeiro
et al. 1996). B – SW Iberia geotectonic units and the several domains of the OMZ (adapted from San-José et al. 2004; Borrego et al. 2005
and Oliveira et al. 1991); Geotransect line refers to text figure 2. C – Detailed geological map of the Cortes locality.

Fig. 2. SW—NE geotransect through the Ossa Morena Zone in Southern Portugal with the geological location of the Odivelas Limestone
(adapted from Ribeiro et al. 2007).

background image

123

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

bidites  (Oliveira  et  al.  1991;  Piçarra  2000;  Borrego  et  al.
2005). Reefal sedimentation is known from the Lower Devo-
nian of the OMZ as reported by May (1999) and Rodríguez et
al.  (2007).  The  Middle  Devonian  is  generally  absent  in  the
OMZ. This has been interpreted as a consequence of the first
pulses of the Hercynian orogeny and generalized uplift of this
area during the Middle Devonian (Robardet & Gutiérrez-Mar-
co  1990,  2004;  Oliveira  et  al.  1991).  In  the  Évora-Beja  Do-
main, the Pedreira de Engenharia calciturbidite outcrops (near
Montemor-o-Novo)  provided  Eifelian  conodonts  (van  den
Boogaard 1973), but the relation of these with the surrounding
siliciclastic  sediments  remains  unclear  (van  den  Boogaard
1973; Pereira & Oliveira 2006). The overlying limestone lens-
es  interbedded  with  shales  of  the  Cabrela  Complex  dated  as
Frasnian  (van  den  Boogaard  1983)  have  been  shown  to  be
olistoliths in Visean shales (Pereira & Oliveira 2003, 2006). In
the same sector and within the Beja Igneous Complex (BIC),
the only known Middle Devonian sediments are the Odivelas
Limestone (Conde & Andrade 1974) which are the subject of
the present work. Other rare occurrences of limestones in the
same  domain  are reported in the  contact area with  the South
Portuguese Zone near the Caerinha mine, Pena, Atalaia, Mon-
te das Cortes and Alfund  o (Pereira & Oliveira 2006; Oliveira
et al. 2006), but the age of these lenses is unknown and the re-
lation with the surrounding Carboniferous Toca da Moura vol-
cano-sedimentary complex remains obscure.

The  Upper  Devonian  and  Carboniferous  sedimentation  is

controlled by the pulses and geometry of the oblique collision
occurring  between  the  South-Portuguese  Zone  and  the  OMZ
in a clear synorogenic phase (Quesada et al. 1990). According
to the same authors these sediments can be divided into fore-
land basin flyschs and molasses (mostly Upper Devonian and
Mississippian),  synorogenic  intermontane  terrestrial  deposits
(Pennsylvanian) and late orogenic intermontane deposits (up-
permost  Carboniferous  and  Permian),  all  of  which  have  a
greater development in the eastern areas of the OMZ. Close to
the  studied  area  (western  OMZ)  the  Cabrela  and  Toca-da-
Moura complexes are the representatives of the Mississippian
foreland basin deposits (Pereira & Oliveira 2006) and the San-
ta Susana Coal Basin of the intermontane Pennsylvanian de-
posits  (Sousa  &  Wagner  1983;  Wagner  1983;  Wagner  &
Sousa 1983).

Other Devonian and Carboniferous sediments (mostly black

shales) are present in the northern parts of the OMZ along the
Porto-Tomar shear zone but their deposition seems to be con-
trolled by a quite different geodynamic setting (e.g. Fernandes
et  al.  2001;  Chaminé  et  al.  2003;  Fernández  et  al.  2003;
Vázquez et al. 2007) and will not be dealt with any further in
this work.

Local geological setting

The  Odivelas  Limestone  site  near  Cortes  is  composed  of

several natural and artificial outcrops and a wide area of abun-
dant  loose  boulders.  The  limestone  was  quarried  and  pro-
cessed locally as can be seen by the ruins of an old lime mill.
Nearly all the outcrops and most of the loose boulder area are
flooded  during  the  winter  season.  Although  outcrops  are
scarce a limestone zonation is observable with bioherm lime-

stones  mainly  in  the  centre  and  calciturbidite  with  crinoid
fragments  on  the  edges  of  the  body  (Fig. 1).  Together  with
geometric information from bedding planes and foliation it is
possible  to  infer  that  the  limestone  body  corresponds  to  a
small, badly defined, anticline structure.

The  main  limestone  body  is  surrounded  by  massive  lava

flows and rare pyroclastic deposits comprised in the Rebolado
Basalts  (Andrade  et  al.  1976).  The  same  authors  considered
these to be the volcanic equivalents of the Casa Branca Doler-
ites that crop out to the W and SW due to the similar chemis-
try. These dolerites were studied in more detail by Jesus et al.
(2003, 2007) and Mateus et al. (2001) who give the relatively
young  ages  in  the  355—320 Ma  interval  ( ~ Famennian/Tour-
naisian to Visean).

The  chronological  relation  between  the  basalts  and  lime-

stones  is  unclear. Field evidence of the contacts is scarce, but
the  structural  interpretation  (and  also  facies)  suggests  that  the
limestones overlay the basalts. The presence of a small dyke in-
truding the limestones is indicative that at least the final part of
the magmatic activity that generated the volcanic and sub-vol-
canic suite of the Beja Igneous Complex is posterior (clearly in-
truding)  to  the  limestone  deposition.  Chemical  analyses  show
that the limestones deposited contemporaneously with extrusive
volcanic activity (see geochemical and petrographic analysis).

A  second,  smaller,  sector  with  limestone  occurrences  is

present to the SE of the main one (Fig. 1). No outcrops are vis-
ible, just abundant loose limestone boulders, mainly calcitur-
bidites. It is possible that this location is an old quarry or lime
mill filled in with tailings and local detritus.

The Tertiary deposits cover most of the northern area of the

Odivelas  reservoir  and  significant  parts  of  the  southern  area.
They  unconformably  overlie  the  volcanic  suite  and  seem  to
have  a  topographic  control  leading  to  a  local  restriction  of
Beja Massif outcrops to valleys and other low land areas.

Previous work

Several short communications, papers and regional field trip

guides (e.g. Andrade et al. 1991), mention the Odivelas Lime-
stone and also the carbonates that occur near the reservoir wall
but all of them refer to the original work by Conde & Andrade
(1974).  This  was,  therefore,  the  only  work  so  far  that  de-
scribed the paleontology and location of the site and proposed
a tentative limestone zonation. The fossil content described in
Conde  &  Andrade  (1974)  includes  stromatoporoids,  corals,
crinoids,  brachiopods,  bryozoans,  conodonts  and  trilobites.
The  presence  of  fossils  compared  with  Athyris  concentrica
and Thamnopora boloniensis (brachiopod and tabulate coral)
was then regarded as evidence of a Middle or Late Devonian
age.  The  only  described  conodont  taxa  was  Polygnathus  sp.
and no stratigraphical implication for this finding was made.

Lithotypes and stratigraphy

Petrographic and geochemical analyses

Several  outcrop  samples  were  cut  to  produce  thin  sections

and  polished  hand  samples  to  be  observed  optically  and  to

ã

 

background image

124

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Fig. 3. Outcrop and hand sample images and photomicrographs of thin sections. Legend: bd – bedding (emphasized by first order stylolites);
cr – probable crinoid element fragment; LV – late carbonate vein; pr – black prismatic particle; pu – pumpellyite crystals; sg – sigmoid
structure shadows; st1 – first generation stylolite; st2 – second generation stylolite. A – Natural outcrop and surrounding landscape.
B – Partially undissolved calciturbidite limestone block after acetic acid treatment. Note the black prismatic particles. C – Isolated pris-
matic particles (from acetic acid residue) showing overall shape and texture. Note the inner area and outer envelope in some of the particles.
D – Finner fraction of the acetic acid residue showing the dismembered outer envelope fragments of larger prisms and very small prisms.
E – Thin section image showing the general appearance of the calciturbidite limestone. Note the scattered prismatic particles acting as centers
for delta and sigmoid structures. Late carbonate veins cut all the previous structures. F – Photomicrograph of a sigmoid structure around a
prismatic graphitic particle. Note the latter vein cutting all the previous structures. Calciturbidite limestone. Crossed polars. – Photomicro-
graph of a large scale stylolite (second generation). Subsidiary stylolites are visible (same stage) and previous ones (marking the bedding
fabric). Crinoid(?) skeletal pieces are visible in the upper part of the image. Bioherm limestone. Crossed polars. H – Photomicrograph of a
pumpellyite rosette surrounded by calcite crystals and a recrystallization area. Crossed polars.

background image

125

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

perform  EDX  and  microprobe  analyses.  The  bioherm  lime-
stone  is  dominated  by  biogenic  particles  in  a  micritic  matrix
(see  the  paleontological  record  section).  The  calciturbidite
limestone has a homogeneous crypto- to microcristalline tex-
ture  (Fig. 3E).  In  both  lithotypes  six  main  petrographic  fea-
tures were observed: 1) lamination (marked by ghosts of often
well recognizable bioclasts and a first generation of stylolites);
2) feldspar sub-euhedral crystals; 3) second generation stylo-
lites (Fig. 3G); 4) white and grey coarsely recrystallized areas
and  small  veins;  5)  pumpellyite/prehnite  and  quartz  rosettes
(Fig. 3H);  6)  late  generations  of  veins  with  carbonate  and
feldspar, and finally but only in calciturbidites; 7) prismatic
black particles (Fig. 3B to D and F) in size range from tenths
of  millimetre  to  centimetres.  Original  sedimentary  features
seem  to  be  the  abundant,  mostly  non-authigenic  feldspar
crystals  and  the  lamination,  later  marked  by  a  sub-parallel
generation  of  stylolites.  The  WDS  microprobe  and  EDX
analyses  indicate  that  up  to  30 %  of  the  finer  and  darker
limestones are composed of volcanic derived minerals such
as chlorite, albite, oligoclase, microcline, titanite, rare micas
and  altered  pyrite,  although  only  the  feldspars  and  pyrite
were observed optically.

The  black  acicular  prismatic  crystal  pseudomorphs  which

occur only in the calciturbidites can (in some levels only) con-
stitute  up  to  20 %  of  the  limestone;  their  length  ranges  from
0.1 mm  to  5 cm  long  (Fig. 3C  and  D),  but  the  width  of  the
largest  specimens  never  exceeds  2.5—3 mm.  Simple  prisms
prevail,  but  occasionally  complex  shapes  are  also  present
(Fig. 3D). The transverse section is square, rhombic or irregu-
larly  hexagonal.  The  microprobe  analyses  show  a  core  com-
posed  of  hexagonal  platelets  of  white-mica  and  phlogopite
retaining,  most  likely,  the  original  compositions  of  unknown
mineral precursor as well as a very faint cleavage plane (001)
which is sub-perpendicular to the prism axis. The high content
of Al (up to 25 %) is explained due to nanometric inclusions
or mixed phases between the mica layers, although this could
not be confirmed. This core is interpreted as forming in an ear-
ly heating stage due to the contact metamorphism of the sur-
rounding  subvolcanic  suite.  The  core  is  surrounded  by  an
irregular, partially hollow cylinder composed of Mg-rich mi-

cas. The outer envelope defining the hexagonal prism is com-
posed of chlorite and tosudite. These two outer layers are in-
terpreted  as  diachronically  forming  or  pseudomorphosing
during late diagenesis and metamorphism. Some of the prisms
have a porous structure which is filled by calcite, hematite and
other minerals. Semi-graphitic organic matter is often concen-
trated at the surface of these pseudomorphs. Occasionally pla-
nar  cracks  and  fissures  (sub-perpendicular  to  the  axis  of  the
needle)  are  filled  by  calcite.  This  fracturing  corresponds  to
otherwise  plastic  shear  deformation  which  is  parallel  to  the
original  lamination  and  can  be  compared  to  that  which  was
observed  on  rare  thin-sectioned  conodonts.  This  deformation
can  start  as  early  as  with  compaction  of  the  rocks  and  early
burial diagenesis.

The major recrystallization areas and second generation of

stylolites cut or affect the previous features. These represent a
second phase of pressure solution and recrystallization of car-
bonate, contemporaneous with the main deformation phase as
can be seen by the delta and sigmoid structures formed around
the prismatic particles (Fig. 3E and F, Fig. 4). Finally, a sec-
ond generation of veins (carbonates, perthitic alkali feldspars
and  rare  quartz)  cut  the  entire  structure.  They  are  usually
thicker  and  with  a  more  regular  orientation  which  suggests
fracture  filling  formed  during  a  late  deformational  event
(Fig. 3E and F, Fig. 4) or by adiabatic decompression.

Magnetic susceptibility

In one of the artificial outcrops a small mostly undeformed

sequence  (ca.  2.4 m)  of  thin-bedded  crinoidal  calciturbidites
was preserved. This section was sampled for magnetosuscep-
tibility stratigraphy at ca. 10 cm intervals and for palynology
in  widely  spaced  intervals.  The  results  are  summarized  in
Fig. 5. According to the structural interpretation the measured
section  (light  grey  shade)  would  be  overlaying  the  bioherm
beds  (dark  grey  shade,  Fig. 5),  but  the  positioning  is  merely
tentative.

The  data  obtained  from  a  short  section  with  condensed

stratigraphy  can  be  tentatively  assigned  to  the  end-Eifelian
segment  37—43 m  of  the  MS  Reference  Section  Moravian

Fig. 4. Graphical chronology of the observed petrographic features. Solid lines refer to chronologically well defined processes and dashed
lines to doubtful chronologies.

background image

126

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Karst (Hladil et al. 2006; Fig. 5 herein). This position seems to
be determined by extremely low MS magnitudes together with
medium  amplitude  “coarse  brush  patterns”.  The  compared
point in the reference section was originally held close to the
base of Polygnathus ensensis stratigraphic correlatives (Hladil
et al. 2006), but the most recent Belgian data (F. Boulvain et
al.,  pers.  commun.  2008)  are  highly  indicative  of  slightly
younger ages for this point, namely with Polygnathus hemian-
satus
 age correlatives.

Although  the  latter  is  quite  concordant  with  the  paleonto-

logical record, several concurrent problems exist. A crude vi-
sual estimation of the proportion of the small black prisms in
the  magnetic  susceptibility  samples  show  a  good  correlation
with the obtained MS curve. The measured MS values in iso-
lated  prims  vary  from  7.9  for  complete  specimens  to  84.6
(

×10

—9

 [m

3

· kg

—1

]) for the minute flakes composing their outer

envelopes  (Fig. 3D).  Additionally,  the  not  negligible  propor-
tion of fine-grained, mostly altered volcanic admixture (?vol-
canic  ash  and  recycled  microdetrital  material)  is  expected  to
modify the MS record. In this context, however, the mean MS
values which are smaller than 1

×10

—9

 are very surprising and

we explain this by early diagenetic trapping of iron by pyrite
and  its  late  weathering  alteration  to  iron  oxyhydroxidic  sub-
crystalline  mixtures.  Metamorphism,  although  low  grade
probably  adds  other  noise  or  overprints  the  sedimentary  MS

variations. The obtained curve can, therefore, reflect the com-
bination  of  several  processes  which  may  have  modified  the
comparability of the original, wide regional to global (climati-
cally induced) magnetosusceptibility stratigraphic record.

Paleontological record

Macrofauna

Crinoids

Very  common  columnals  of  the  crinoid  genus  Cupresso-

crinites are visible on the weathered rock surfaces or in slabs
of the limestone sampled from relatively well preserved layers
and  boudins.  These  remarkable  fossils  are  present  across  all
discernible original sedimentary facies of the Odivelas Lime-
stone  in  its  type  occurrence  outcrops  (i.e.  from  bioherms  to
calciturbidites).  The  largest  about  5—7 mm  wide  columnals
were  regularly  found  with  the  coral-crinoid-brachiopod  bio-
herm  and  biostrome  relict  structures.  The  large  and  medium
sized  columnals  can  be  compared,  according  to  their  rough
morphology,  with  Cupressocrinites  cf.  crassus?  (Goldfuss,
1831)  or  at  least  very  similar  forms  –  Fig. 6A—C.  Some  of
small  columnals  with  well  separated  peripheral  canals  may

Fig. 5. Sampled section for magnetic susceptibility and palynology with reference to the sampled horizons and possible correlation with the
already published magnetic susceptibility curves for the same time interval (Hladil et al. 2006) and estimated conodont zone time equiva-
lents (still under improvement by interregional correlation). The biostratigraphic correlatives for the indicated point (base of Polygnathus
ensensis
 Zone) can be updated by means of the most recent Belgian results (slightly younger, in Pol. hemiansatus Zone; Bultynck et al.,
pers. commun. 2008).

background image

127

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

also  be  compared  with  Cupressocrinites  sp.  M ?  Le  Menn,
1999 (in Ureš et al. 1999). The columnals having similarity to
the latter taxon are found mainly in tempestites—calciturbidites
which  are  interpreted  as  an  original  cover  of  the  underlying
biohermal-biostromal  facies.  These  Cupressocrinites  species
occur together, for example, in the lowermost Givetian part of
the Čelechovice Limestone in Moravia, Czech Republic (e.g.
Bouček 1931; Remeš 1939; Ureš et al. 1999; V. Petr, internet
comments on the C. crassus 2007). They are especially abun-
dant  in  the  Middle  Devonian  and  particularly  Eifelian—
Givetian  strata  worldwide  (i.e.  among  North  Gondwana,
South Baltica, Urals and Siberia basins and terranes) but they
typically mark the Rhenish facies together with parallel, close-
ly adjacent Variscan facies-tectonic belts on the inner side of
the  former  and  having  a  partial  resemblance  to  pre-closure
Rheic  passages.  Such  a  high  abundance  of  Cupressocrinites
remnants coupled with the presence of dark grey coloured cor-
al and stromatoporoid limestones is, therefore, a not negligible
indication  that  these  sediments  deposited  in  the  middle  of
Variscan belts, and according to stratigraphic position close to
the  Eifelian/Givetian  stratigraphic  boundary.  In  spite  of  the
predominance of these crinoid columnals, the presence of oth-
er crinoid genera is quite possible. Most of these genera, how-
ever,  cannot  be  seriously  determined  on  the  basis  of  the
random sections, due to imperfectly preserved features of fac-
et, areola, latus, etc. The only exception is for Gasterocoma?
sp.  because  its  “rounded,  double-axial-canal”  in  columnals
and cirral ossicles which is clearly visible in the sections.

We  use  the  term  “Cupressocrinites”  because  we  have  no

solid data on possible exoplacoid layer covering the plates of
cup and arms (cf. also Robustocrinites and Abbreviatocrinites
Bohatý,  2005,  newly  defined  but  considerably  sympatrical
forms).  In  spite  of  general  uncertainty  about  the  crinoid  co-
lumnal determination, the illustrated morphology is consider-
ably different in comparison with any older (Emsian-Eifelian)
or younger (Givetian-Frasnian) crinoid columnals which pos-
sess four accessory canals, e.g. “Tetraptocrinus”, “Tetraxoni-
crinus
”  or  similar  forms.  In  addition,  it  is  particularly
important that rich and diversified columnals assemblages of
both the older and younger ages are completely absent in reef-
collar biostromal/biohermal and upper slope facies at this vol-
canic  elevation.  The  cupressocrinitid  columnals  strongly
predominate.

Tabulate corals

Owing to the local thickening of originally calcite corallite

walls  the  branches  of  Thamnopora  tabulate  corals  belong  to
the most spectacular fossils which can be found in the less de-
formed layers and boudins of biohermal limestone facies. The
whitish colour and positive weathering surfaces of these corals
are eyecatching during collecting of the fossils, and this may
lead to a slight overestimation of their relative abundances in
comparison  with  other  coral-stromatoporoid  fauna  of  softer,
Mg-calcite  or  aragonitic  and  thus  less  preservable  skeletons.
The  present  analysis  of  newly  collected  Thamnopora  speci-
mens does not confirm the previous determinations (Conde &
Andrade  1974)  but  suggests  that  majority  of  these  branched
coralla and their fragments most likely belong to Thamnopora

cf.  irregularis  Lecompte,  1939  (Fig. 6D—L).  The  main  evi-
dence for the revision of the previous determination as T. bol-
oniensis
 (Gosselet, 1877) lies in the capability of this coral for
frequent rejuvenations and irregular arrangement of the coral-
lites as well as irregular budding and often imperfectly devel-
oped  (or  missing)  separation  of  the  thick-walled  peripheral
zone.  The  other  supportive  arguments  for  this  determination
are based on full agreement of the coralla and corallite shapes
and mural pore dimensions with the type populations of Tir-
regularis
  which  were  described  from  the  “Gia”  levels
(Lecompte 1939) [in the present stratigraphic terms: Hanonet
Formation/Trois Fontaines Member in the Dinant Synclinori-
um, Belgium  ~ Polygnathus hemiansatus Zone]. Besides this
dominant  species,  some  small  and  rare  forms  and  one  medi-
um-sized form are also present, but their determination is very
difficult.  These  forms  resemble  in  some  of  their  poorly  pre-
served features T. cf. compacta minima? Sharkova, 1981, T. cf.
incerta  perpussila  Hladil,  1984,  T.  cf.  vermicularis?  (McCoy,
1850) and T. cf. bilamellosa? Ermakova, 1960. Although the
presence of these species remains highly problematic, it is in-
teresting  that  all  these  possible  links  are  also  focused  in  the
Eifelian—Givetian ages, and are also indicative of the same pa-
leogeographical  space  as  the  above  mentioned  high  abun-
dance of the Cupressocrinites crinoid remains.

Other  prominent  component  among  tabulatomorphic  (but

not  tabulate)  corals  are  colonies  of  Heliolites.  Domical  and
short cylindrical colonies prevail. Also the colonies with sev-
eral  centimeters  thick  overgrowths  by  undetermined  massive
coenostea  of  stromatoporoids  are  commonly  seen  in  the  bio-
herm-biostrome  facies  in  the  central  part  of  the  Odivelas
Limestone type occurrence outcrops, but their subtle skeletons
were often and considerably damaged by recrystallization. A
few uncoated colonies with at least partial preservation of visi-
ble internal structures (Fig. 2A—F) were classified as Heliolites
cf. porosus bilsteinensis? Iven, 1980, but we must also consid-
er a certain similarity to Heliolites “Typus C” Hubmann, 1991
and  partly  also  to  the  youngest  forms  of  the  problematically
defined H. cf. vulgaris Tchernyshev, 1951 (e.g. Hladil & Lang
1985).  The  morphologies  like  H.  porosus  bilsteinensis,  and
considering also these three morphologically related forms are
quite  indicative  of  the  Eifelian—Givetian  and  particularly  the
earliest Givetian ages. On the other hand, there is no evidence
for the presence of the typical septate heliolites as H. porosus
porosus 
(Goldfuss, 1826) or H. intermedius” Le Maître, 1947
which are also typical for these stratigraphic levels but occur
rather  in  thicker  limestones  around  platforms  than  in  thin
limestone  layers  on  volcanic  substrates.  In  spite  of  a  certain
tendency toward the reduction of coenenchymatic tubulae, the
possible comparison with H. barrandei Penecke, 1887 is hin-
dered  by  the  absence  of  rudimentary  but  thickened  bases  of
septa as well as local thickenings of the parts of the skeleton as
a whole (compare, e.g. Fernández-Martínez 1999).

The  small  favositid-like,  nodularly  or  domically  shaped

centimeter-sized coralla often have characteristics of caliapor-
ids (rotation of parallel corallites, presence of battens, indica-
tions  of  squamulae).  However,  the  presence  of  Calipora
battersbyi
 (Milne-Edwards & Haime, 1851), Mariusilites cha-
etetoides 
(Lecompte, 1939) or their Eifelian precursor species
lack unambiguous evidence in this recrystallized coral materi-

background image

128

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Fig. 6. A—C – Cupressocrinites sp. remains, echinoderms. A – A wide but low columnal has an extremely opened lumen that originated
due to interconnection of the axial and four peripheral canals. The specimen shape is indicative of a distal internodal. The obliteration of the
articular facet was caused by recrystallization of the calcite-filled skeleton tissue, as well as by recent corrosion/erosion of the rock surface.
The porous, 1—5 mm thick, dark grey coloured fossils with positive relief are silicified fragments of amphiporid stems. B – A middle sized
but high crinoid columnal corresponds to a nodal from a middle part of the stem. Cirrus with dichotomically branched cirral canals was in-
serted on the latus. This nodal was embedded in packstone where detritus of shelly fauna, crinoids and corals prevail. C – Assemblage of
numerous, small cupressocrinitid and/or gasterocomids columnals, accompanied by less abundant Gasterocoma, together with detritus of
other, mainly brachial crinoid parts.

background image

129

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

al.  In  contrast  to  this,  several  colony  remains  (perhaps  ran-
domly preserved?) provided sufficient indications that one of
these  caliaporids  can  be  labelled  as  Caliapora?  cf.  pla-
giosquamata  
Hladil,  1981  (Fig. 7G—I).  This  coral  has  all  the
evident  though  moderately  reduced  Caliapora  type  features.
Its  occurrence  is  typical  of  the  Givetian  stage,  ranging  in
Moravia from the Eifelian—Givetian to Middle Givetian strata.

Many  observed  and  analysed  colonies  must  likely  be  en-

compassed  within  the  alveolitids,  specifically  between  the
genera  Squameoalveolites  and  Spongioalveolites.  The  best
evidence was found for several coating to low domical colo-
nies  of  relatively  compact  skeleton  which  were  determined
as  Squameoalveolites  cf.  fornicatus  (Schlüter,  1889)  –
Fig. 7J—M.  Corallites  have  a  clear  alveolitid  shape  where
densely spaced and well opened mural pores are on the later-
al  sides  and  are  regularly  alternated  by  couples  of  thick,
tongue-shaped  skeletal  protrusions  which  resemble  forma-
tions  of  “squamulae  or  spines”.  Again,  the  species  is  very
typical  for  the  Eifelian—Givetian  and  lowermost  Givetian
strata worldwide and especially in the Rhenish and adjacent
marine basins.

Other fossils apparent among well preserved, thick skeleton

branched  tabulate  corals  are  scolioporids  with  subdominant
Scoliopora denticulata denticulata (Milne-Edwards & Haime,
1851)  cf.  alpha  morfotype  Hladil,  1984  –  Fig. 8A—D.  The
corallites  elongated  in  the  transverse  section  have  flattened,
rounded-rectangular  to  bean  shapes,  and  despite  and  in  spite
of the corallite rotation after the budding they tend again to be
sub-parallel near the colony surface. Septal ridges are always
clearly  visible,  as  well  as  the  typical  galleries  of  tube-like
pores.  The  morphology  of  these  corals  is  in  agreement  with
that of the old Givetian populations from the Lažánky-Zrcadla
locality in Moravia. The presence of this species is quite inter-
esting  from  two  points  of  view.  First,  this  coral  in  Moravia
usually occurs on platforms and their slopes and, second, it is
rather  indicative  of  earliest  Givetian  ages  than  the  late  Eife-
lian. As this coral most likely belongs to the very slowly and
consistently growing microsuspension feeders which can also
considerably exceed the territorial ranges of typical reef com-
munities  (e.g.  settling  on  slopes,  and  vice  versa,  in  the  shel-
tered environments only with amphiporids) it is not surprising
that  these  Scoliopora  branches  were  also  here  preferentially
embedded  in  originally  ?micritic—micropeloidal  sediments
that have relatively low admixture of skeletal debris.

Rugose corals

There  was  a  rich,  moderately  diversified  assemblage  of

these  corals  in  the  materials  collected  from  the  fragmentary

bioherm—biostrome structures in the centre of the type Odive-
las  Limestone  locality.  Corals  which  were  determined  as
Pseudamplexus? sp. (Fig. 8F—I) are slightly dominant. Most
of  these  corals  occur  in  clusters  and  accumulated  in  lenses,
where complete specimens are more abundant than millime-
ter  to  centimeter  detritus  of  their  calices.  Typical  original
sediments  were  most  likely  ?ostracod  packstones/wacke-
stones,  although  more  diversified  skeletal  packstone  variet-
ies  occur  as  well.  It  seems  that  some  populations  differ  in
shape,  as  we  can  find  longer  conical  shapes  with  less  ce-
mented  skeleton  and  also  forms  with  deeper  and  more
opened calices where the skeletons were filled and coated by
early cements, but the more detailed taxonomic conclusions
are  restricted  by  poor  preservation  of  most  of  the  internal
structures.

Among well represented groups mainly the Digonophylli-

nae  must  be  mentioned.  Large  conical  to  keg-shaped  corals
filled by large dissepiments are labelled as  Cystiphylloides?
sp.  (Fig. 8K).  Large  rugose  corals  with  relatively  well  indi-
cated  length  and  arrangement  of  septa  were  determined  as
Mesophyllum? sp. (Fig. 8L).

The  presence  of  other  genera,  such  as  the  phillipsastreids

Disphyllum?  sp.,  locally  also  Thamnophyllum?  sp.  and  Pe-
neckiella
?  sp.  is  quite  possible  due  to  observed  general
growth  forms  but  the  evidence  based  on  preserved  internal
skeletal  structures  is  lacking.  The  same  is  true  for  possible
but  not  definitely  confirmed  occurrences  of  Acanthophyl-
lum
? sp.

On  the  other  hand,  the  sub  random  preservation  and  sec-

tioning  of  limestones  provided  tentative  evidence  for  the
presence  of  various  other  rugose  corals:  for  example,  Cal-
ceola
  cf.  sandalina  (Linné,  1771)  –  Fig. 8M,  Pseudo-
digonophyllum
?  sp.  –  Fig. 8N,  Holmophyllum?  sp.
(Holmophyllum?  cf.  uralicum  Zhavoronkova,  1972)  –
Fig. 9A, or Cyathopaedium? sp. – Fig. 9B.

Occurrences of Pseudamplexus, Cystiphylloides and  Mes-

ophyllum correspond well to the Eifelian—Givetian ages, and
the  occurrences  of  other  very  briefly  mentioned  genera  are
not  in  conflict  with  this  age  determination.  In  addition,  the
single  finds  and  determinations  of  other  rugose  corals  sup-
port  these  ideas  about  the  age  of  this  fauna.  Calceola  san-
dalina
, although relatively rare, is an important cosmopolitan
marker  for  these  ages  and  a  very  characteristic  species  of
Rhenish  and  adjacent  seas.  Pseudodigonophyllum?  sp.  and
Holmophyllum?  cf.  uralicum  also  confirm  these  ages,  and
Cyathopaedium?  sp.  shows  a  parallel  to  the  occurrences  of
Cyathopaedium  paucitabulatum  (Schlüter,  1879)  in  the  up-
per part of the Newberria Formation, lower Givetian of west-
ern Sauerland, Germany (May 2003).

Fig. 6. Continued from previous page.  D—L – Thamnopora cf. irregularis Lecompte, 1939. Tabulate coral. The variability of the colony
and corallite growth shapes is illustrated using eleven, relatively undeformed coral fragments in rock slabs. D – The thamnoporid displays
its former capability of easy overgrowing of damaged/attacked parts in the apical part of the branch as well as on its sides. E – A consider-
able irregularity in budding and arrangement of corallites is regularly present, and according to these relatively well preserved specimens
this cannot be alternatively ascribed only to possible environmental extremes or effects of tectonic deformation. F—G – The irregularity of
budding is directly reflected by irregular shapes of the corallites that also differ in the number of neighbouring corallites (number of wall
parts) and also in corallite diameters. H—I – Also the pseudo-arching of parts of corallite walls in transverse or oblique sections is indica-
tive of incongruent growth domains and layers in the skeleton of the colony. J—L – The terminal parts of the densely branched coralla have
regularly the shapes and lengths which can be best described as the shape of a “human thumb”.

background image

130

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Fig. 7. A—F – Heliolites cf. porosus bilsteinensis? Iven, 1980 (? = Heliolites Typus C Hubmann, 1991). Small bulbous and domical colony
shapes prevail, both usually a little protracted, as it is seen in their longitudinal, oblique and transverse sections (A, B and C), A and C are
slabs, B is a broken and weathered colony. D – Close views on two other weathered sections (transverse and longitudinal, left and right in this
picture. E—F – Rare silicified areas found in the thin sectioned colonies give more contrast to the skeleton details, but there is also evident that
the deformation locally caused some breakage and secondary reduction of the coenenchyme width. G—I – Caliapora? cf. plagiosquamata
Hladil, 1981. Tabulate coral. G – The transverse section shows regular arrangement of corallites with only slight rotation of corallites, so that
an overall appearance is somewhere among usual favositid, caliaporid and alveolitid appearances. H – The slabs are indicative of the presence
of pores in short distances and only rudimental squamulae (longitudinal sections) and some transverse sections have rotated, four to six walled
corallites, even though they grew parallel to the growth of their neighbours, without any strong lateral increase of the colony.

background image

131

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

Fig. 7. Continued from previous page. I – Some slightly bent parts of the wall seem to be thicker than the other parts, resembling the “bat-
ten” structures of caliaporids. J—M – Squameoalveolites cf. fornicatus (Schlüter, 1889). Tabulate coral. Coating and low domical colonies.
J—K – The bent upper walls are undoubtedly dominant, being regularly, unidirectionally arranged in the colony. L – The longitudinal sec-
tion cutting the lateral walls with pores suggests the regular presence of the couples of squamula-like swellings of wall, alternating with
these mural pores. M – An oblique section of a colony gives other evidence about presence of thick spines and squamula-like swellings on
the corallite walls.

Stromatoporoids (and amphiporids)

The stromatoporoids are certainly an important faunal com-

ponent of the bioherm—biostrome structures in the central part
of  the  Odivelas  Limestone  type  locality,  but  their  originally
aragonitic to Mg-calcitic skeletons were recrystallized during
both  the  diagenesis  and  slight  metamorphosis  to  a  degree
which even precludes their generic identification. Only some
of  the  observed  relict  structures  allow  us  to  speculate  about
possible  occurrence  of  Actinostroma?  (or  Plectostroma?)
[thick,  well  separated  pillars],  Salairella?  [preponderance  of
regular  coenosteles],  Atelodictyon?  [strongly  expressed  lami-
nated  features  of  coenosteum]  and  Clathrocoilona?  [very
densely structured coatings on corals]. However, this must be
considered only in a category of tentative and disputable opin-
ions,  not  of  facts  which  could  be  supported  by  unequivocal
evidence.

It  is  significant  that  the  abundance  of  stromatoporoids  and

their overall shape diversity rapidly increased at the transition
between  the  bioherm—biostrome  structures  and  overlying
tempestites and calciturbidites. Judging only on the basis of
coenosteal  outer  morphologies  in  the  rock  slabs,  we  can
speculate about the possible presence of ?Stachyodes together
with massive and coating coenostea of the genera with easily
recrystallizable skeletons (e.g. ?Stromatopora, ?Taleastroma,
?Stromatoporella, ?Anostylostroma, etc.).

The poor preservation of this fauna therefore means nothing

more  than  that  stromatoporoids  are  certainly  present,  but  we
can hardly use them for any detailed estimates in terms of sys-
tematics, stratigraphy and paleogeography.

In comparison with the major part of these undeterminable

stromatoporoid  skeletons,  the  preservation  of  some  rare  am-
phiporids is better. They occur only in relicts of some biostro-
mal structures, in the centre of the limestone body and close to
the basalts, and they were locally preserved in a very specific
way. The coating by algal-bacteria? “stockings” together with
burial in the lime-mud led to a post-mortem concentration of
the organic matter in the porous but closed skeleton resulting
in  a  reduced  carbonate  cementation  and  increased  silicifica-
tion. The analysis of weathered silicified fragments in combi-
nation with unsilicified accumulations of these fossils in rock
slabs  and  thin  sections  suggests  the  presence  of  Amphipora?
cf. spissa Yavorsky, 1957 (Fig. 9C—K). Concerning the stock-
ing-like coatings we must consider both the cyanobacteria and
algal  coatings,  i.e.  Wetheredella?  sp.  (sensu  Kazmierczak  &
Kempe 1992) and Gymnocodium? sp., respectively. Relicts of
both structures were preserved. Particularly the silicified frag-
ments and some of the appropriately weathered surfaces pro-
vided  an  undoubted  image  of  the  amphiporid  skeleton
structures.  The  quite  regular  internal  structures,  large  size  of
these  branches  and  irregular  occurrences  of  axial  canals  in

them  actually  point  to  Amphipora?  spissa  or  closely  related
forms.  These  forms  are  particularly  common  in  the  Eifelian-
Givetian limestones, where they are either accompanied or al-
ternated  by  the  cosmopolitan  species  A.  ramosa  (Phillips,
1841).  Several  small  silicified  fragments  of  thin  cylindrical
specimens with roughly structured skeleton tissues (indicating
the “sabre”-shaped pillars), regular axial canal and well separat-
ed outer gallery of chambers were also found, but it is difficult
to decide whether they really represent A. ramosa or only some
morphological extremes within the population of A. spissa (or
other amphiporid). It is possible, that a few stachyodid or coral
branches were also admixed in the more recrystallized accumu-
lations of these ca. 0.5 cm wide cylindrical fossils.

Amphiporids  dominated  the  sheltered  areas  of  platforms,

but in small amounts they were also found on isolated, drown-
ing elevations with basalts (e.g. at Horní Benešov in Moravia;
Galle et al. 1995).

Brachiopods

The accumulations of brachiopod shells are relatively com-

mon at the base of biohermal structures, and were observed in
several places in the centre of the type locality. Rare fragments
of  these  coquinas  (together  with  coral  and  coral-stromato-
poroid facies) were also found in rock fragments around the
eastern Odivelas Limestone body, although this body is char-
acterized  by  preponderance  of  crinoidal  calciturbidites.  In
spite of their relatively common occurrences we cannot con-
firm according to our newly collected material the presence of
Athyris  concentrica  (von  Buch,  1834)  reported  by  Conde  &
Andrade (1974).

Especially  the  largest  and  thickest  brachiopod  shells  (7  to

12 cm long specimens) have internal structures which cannot
be compared with this species, and in addition they do not cor-
respond  to  the  basic  structures  of  many  of  the  commonly
known brachiopod genera (consulted with by U. Jansen 2007).
We  report  these  brachiopod  shells  under  the  working  name
Brachiopoda gen. et sp. indet. (Type Y) – compare Fig. 9L—O.
These  very  thick  shells  are  preferentially  preserved,  and  this
corresponds to the assumption that they were thicker and larg-
er than the opposite valves, so that one can speculatively infer
that they were most likely pedicle valves on the ventral side of
the brachiopod. The most spectacular feature of these valves is
the  presence  of  extremely  thick  ventral  medium  septa.  The
cross-sections of their posterior parts, where these shells have
typically a width of 3—5 cm, show commonly a thick septum
which  is  closely  connected  with  other  connate  skeletal  ele-
ments,  forming  the  typical  bulky  shapes  of  “capital  Y”.  It  is
interesting  that  these  brachiopod  shells  were  not  yet  docu-
mented  by  systematic  paleontology.  These  shapes  were  ob-
served on two localities of the Czech and Polish Sudetes, and

background image

132

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Fig. 8. A—D – Scoliopora denticulata denticulata (Milne-Edwards & Haime, 1851) cf. “alpha morphotype” Hladil, 1985). Tabulate coral.
Small, thick-walled corallites are elongated to 0.5 ratio in the transverse section and tend to be sub-parallel near the colony surface. Wall
thickening from axial to peripheral zone of the branch is gradual. Arrangement of pores in galleries is visible, as well as swelling of walls
between them. Rugose corals. E—I – Pseudamplexus? sp. E—F – Sparite-filled calicional parts of this coral in brachiopod skeletal pack-
stone. Slab and weathered rock surface (E), weathered surface (F). G—I – The higher and not so steeply conical specimens from ostracod
packstones/wackestones are congeneric but do not necessarily belong to the same species. K—L – Examples of two possible digonophyl-
lids (Digonophyllinae Wedekind, 1923). K – Cystiphylloides? sp.; a conical (and then keg-shaped) coral specimen on weathered rock sur-
face typically shows large and dish arranged, bubble shaped dissepiments. L – Mesophyllum? sp. Transverse section, weathered surface.
M—N – Other fragmentary rugose corals. M – Calceola cf. sandalina (Linné, 1771). N – An oblique section across a calicional margin
of a coral. Possibly Pseudodigonophyllum? sp.

background image

133

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

Fig. 9. A—B – Other fragmentary rugose corals (continuation). A – Holmophyllum? sp. (Holmophyllum? cf. uralicum Zhavoronkova, 1972).
Well  separated,  flabellacanthine-like  trabeculae  are  indicated  on  the  images.  B  –  An  undeterminable  rugose  coral,  tentatively  a  young
specimen of Cyathopaedium? sp. attached on a broken part of an amphiporid stem. Amphiporids. C—K – Amphipora? cf. spissa Yavorsky,
1957. C – Some broken parts of amphiporid stems were silicified. D—E – The stems (branches) of typical 5 mm width are locally coated by
thickened vesicular and/or multiple-tube structures which may be compared with cyanobacteria and algal products Wetheredella? sp. (sensu Ka-
zmierczak & Kempe 1992) and Gymnocodium? sp., respectively. Separation of these coatings is seen on figure E. F—I – Four slabs illustrate that
growth of such a bacteria-algal stocking can also continue on necrotic amphiporid tissues. J—K – Some terminations of these stockings show fea-
tures of division. This morphology must rather be ascribed to unknown temporary inhabitants of these hollows than to the self-organizing capabil-
ity of the bacteria-algal structures. Brachiopods. L—O – Brachiopoda gen. et sp. indet. (Type Y). P—Q – Small, undetermined brachiopod valves
as they were leached by natural weathering on the rock surfaces. R – An accumulation of thick brachiopod shells. Different types of shell mor-
phologies prevail. Presence of fragmentary Kaplex and Stringocephalus shells is possible, but any strong evidence for this assumption is absent.

background image

134

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

both  of  these  localities  have  very  similar  successions  of
Givetian  limestones  deposited  on  submerging  basalt  seafloor
highs (Padouchov in the Ještěd Mountain Ridge – Chlupáč &
Hladil 1992; and Mały Bożków in Klodzko area – Hladil et
al. 1999). Similarity of these brachiopods within this Variscan
belt structure resembles the conclusions which can be reached
on the basis of the Odivelas coral faunas.

The small brachiopod shells found as positive relief on the

weathered rock surfaces (Fig. 9P—Q) were left without deter-
mination, because there is no more than one shell. Very specu-
latively,  there  is  a  possibility  to  compare  these  shells  with
Cranaena? sp. or similar brachiopods. With similarly low va-
lidity of assumptions we can speculate about the presence of
Kaplex or Stringocephalus shells in the deformed brachiopod
coquinas (e.g. Fig. 9R), but also without any direct evidence.
It is caused mainly by the tectonic deformation of these shell
accumulations  which  make  it  difficult  to  successfully  recon-
struct the shapes of the valves on the basis of such haphazard-
ly oriented and deformed sections.

Micropaleontology

The site was sampled for conodont and palynology studies.

For  the  palynology  analysis  several  samples  were  collected
from the site, mostly from the calciturbidite limestone (Fig. 3).
HCl attack destroyed nearly all the mineral fraction. Concen-
trated HF attack was performed but it had little effect on the
residue.  The  organic  residue  was  quite  abundant.  Black
opaque  heavily  thermally  altered  (sensu  Batten  1983)  amor-
phous organic matter was the most abundant component of the
residue.  Rare  complete  leiosphere-type  palynomorphs  were
observed. Skeletal remains of acritarchs and grey organic tis-
sues  were  more  commonly  seen.  None  of  these  could  be  as-
signed to a specific genus or group. It is difficult to exercise
on  the  original  palynological  assemblage,  but  the  relative
abundance of prasinophyte and acritarch fragments suggests a
rather diversified assemblage that was partially destroyed due
to  the  long  exposure  to  high  pH  geological  environments
(Traverse 2007) and the metamorphism and deformation that
affected the limestones.

Three  samples  from  different  outcrops  (two  from  the  bio-

herm type and one from the calciturbidite type) were collected
for conodont studies and dissolved with 10% acetic acid. The
30 and 120 µm fractions were thoroughly examined after ace-
tic  acid  dissolution  but  none  produced  conodont  elements.
Rare ghosts of conodont elements found by means of thin-sec-
tioning were partly dephosphatized and fragmented. The resi-
due  was  composed  of  a  carbonaceous  material,  probably
organic matter. Small amounts of quartz crystals were present
as  well  as  pyrite  (heavily  corroded).  From  the  calciturbidite
sample,  the  coarser  fraction  (> 120 µm)  was  dominated  by
black prismatic particles, usually less than 2 cm in length (see
petrographic analyses).

Discussion and conclusions

From the described fauna it is possible to constrain the age

of  the  Odivelas  Limestone  to  an  interval  between  the  upper-

most Eifelian and lowermost Givetian. The most frequently
indicated  ages  of  the  sediments  dominate  the  main  body  of
the  classical  Odivelas  Limestone  and  seem  to  be  centred
roughly  about  stratigraphic  equivalents  of  the  Polygnathus
hemiansatus
  Zone.  However,  it  cannot  be  completely  ex-
cluded  that  closely  adjacent  limestone  occurrences  would
also contain some subordinated, stratigraphically condensed
partial sequences (or lenses) of older (?Eifelian) and younger
(?Givetian)  ages.  The  magnetic  susceptibility  results  do  not
clarify  the  stratigraphical  positioning  and  their  correlation
with the Kačák Event lowest MS magnitudes and possible pat-
terns is only tentative, having only slight supportive weight in
comparison with the biostratigraphical indications. It is main-
ly  due  to  volcanic  admixture  in  limestones  and  their  slight
metamorphosis.

The  field,  petrographic  and  geochemical  data  indicate  that

volcanic  and  subvolcanic  activity  took  place  before,  during
and after the limestone deposition and that at least part of sub-
volcanic activity was syn or post-deformational.

The deposition of limestone was most likely dependant on a

volcanic structure, with the shallower areas supporting a bio-
herm-biostromal  system  with  calciturbidite-type  sedimenta-
tion  on  the  flanks  and  in  the  surrounding  deeper  areas.  The
described faunal assemblages dominated by crinoids, heliolit-
ids, solitary rugose corals and brachiopods  are suggestive of
sedimentation on basalt seafloor highs developed along the in-
ner side of the central Variscan facies-tectonic belts as record-
ed elsewhere in Europe and particularly in the Rhenish facies
areas. The relevant paleogeographical constraints are inferred,
for  example  from  the  occurrences  of  Cupressocrinites,  Cal-
ceola
 and spectrum of possible tabulate coral taxa.

The  Odivelas  material  also  revealed  something  about  cli-

matic  conditions.  The  numerous  and  highly  diversified  stro-
matoporoids,  increased  production  of  micrite  and  burial  of
organic  matter  may  be  indicative  of  relatively  high  surface
water temperatures, and it may correspond to re-establishment
of  reefal  communities  after  the  Kačák  Event.  The  seasonal
growth  rhythms  observable  on  walls  of  rugose  corals  are
quasi-regular  or  regular,  with  rapid  strangulations  of  “short
duration”. No double-monsoon yearly patterns have been ob-
served.

The  Pedreira  de  Engenharia  Formation  (Évora-Beja  Do-

main, Ossa-Morena Zone), comprising calciturbidites and pro-
viding  Eifelian  conodonts  can  tentatively  be  compared  with
the  Odivelas  Limestone  setting,  but  the  paleogeography  and
paleoenvironmental conditions of the latter are unknown and
contemporaneous  volcanic  activity  in  the  area  has  not  been
recognized. Further work in the Pedreira de Engenharia area is
needed to assess the relation between the two areas.

The  new  data  presented  here  contributes  to  the  better  un-

derstanding of the paleogeography of the southern border of
the Ossa-Morena Zone and the Variscan deformation in SW
Europe.

Acknowledgments:  We  acknowledge  George  Sevastopulo
(Trinity College Dublin) for support in the initial stages of the
work.  Funding  was  provided  by  the  AS  CR  Projects
AV0Z30130516  “Earth  System”  and  IAA300130702
“Growth  Rhythms  and  Climates”  (J.  Hladil)  and  by  the

background image

135

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

Fundaç

a

o  para  a  Ci

ę

ncia  e  a  Tecnologia,  Portugal  PhD.

Grant  SFRH/BD/23787/2005  (G.  Machado).  P.  Fonseca  was
supported  in  the  field  work  by  LATTEX-Geodyn-Present  to
Past POCTI-ISFL-5-32.

References

Almeida E., Pous J., Santos F.M., Fonseca P.E., Marcuello A., Quer-

alt  P.,  Nolasco  R.  &  Mendes-Victor  L.  2001:  Electromagnetic
imaging  of  a  transpressional  tectonics  in  SW  Iberia.  Geophys.
Res. Lett., AGU
 28, 3, 439—442.

Andrade A.A.S., Pinto A.F.F. & Conde L.E.N. 1976: Sur la géologie

du Massif de Beja: Observations sur la Transversale d’Odivelas.
Comun. Serv. Geol. Portugal 60, 171—202.

Andrade  A.A.,  Santos  J.F.,  Oliveira  J.T.,  Cunha  T.,  Munhá  J.  &

Gonçalves F. 1991: Excursion to the Beja-S. Cristóv

ă

o Igneous

Complex. Orogenic magmatism in the Odivelas-Santa Susana
transect. XI Reunion on the Geology of Western Iberia. Huelva,
Excursion guide, 47—54 (in Portuguese and Spanish).

Araújo  A.,  Fonseca  P.,  Munhá  J.,  Moita  P.,  Pedro  P.  &  Ribeiro  A.

2005: The Moura Phyllonitic complex: An accretionary complex
related  with  obduction  in  the  Southern  Iberia  Variscan  Suture.
Geodinamica Acta 18, 5, 375—388.

Batten  D.J.  1983:  Identification  of  amorphous  sedimentary  organic

matter  by  transmitted  light  microscopy.  Geol.  Soc.  London,
Spec. Publ. 12, 1, 275—287.

van  den  Boogaard  M.  1973:  Conodont  faunas  from  Portugal  and

Southwestern Spain. Part 1: A Middle Devonian fauna from near
Montemor-o-Novo. Scripta Geologica 13, 1—11.

van  den  Boogaard  M.  1983:  Conodont  faunas  from  Portugal  and

Southwestern Spain. Part 7: A Frasnian conodont fauna near the
Estaç

ă

o de Cabrela (Portugal). Scripta Geologica 69, 1—17.

Bohatý J. 2005: Doppellagige Kronenplatten: ein neues anatomisches

Merkmal paläozoischer Crinoiden und Revision der Familie Cu-
pressocrinitidae (Devon). Paläont. Z. 79, 201—225.

Borrego J., Araújo A. & Fonseca P.E. 2005: A geotraverse through

the south and central sectors of the Ossa-Morena Zone in Portu-
gal  (Iberian  Massif).  In:  Carosi  R.,  Dias  R.,  Iacopini  D.  &
Rosenbaum G. (Eds.): The southern Variscan belt. J. Virtual Ex-
plorer 
19, Electronic Edition, Pap. 10.

Booth-Rea G., Simancas J.F., Azor A., Aza

ń

ón J.M., González-Lo-

deiro F. & Fonseca P. 2006: HP—LT Variscan metamorphism in
the Cubito-Moura schists (Ossa-Morena Zone, southern Iberia).
Compt. Rend. Geosci. 338, 16, 1260—1267.

Bouček B. 1931: Report about interesting new finding of the genus

Cupressocrinus  Goldf.  in  the  Devonian  of  Čelechovice  (in
Czech). Čas. Vlas. Spol. Mus. Olomouc 44, 3—4, 1—2.

von Buch L. 1834: Über Terebrateln, mit einem Versuch, sie zu clas-

sificiren und zu beschrieben. Phys. Abh. Königl. Akad. Wissensch.
Jahre
 1833, 1—124.

Chaminé  H.I.,  Gama  Pereira  L.C.,  Fonseca  P.E.,  Moço  L.P.,

Fernandes J.P., Rocha F.T., Flores D., Pinto de Jesus A., Go-
mes C., Soares de Andrade A.A. & Araújo A. 2003: Tectonos-
tratigraphy of Middle and upper Palaeozoic black shales from
the  Porto—Tomar—Ferreira  do  Alentejo  shear  zone  (W  Portu-
gal):  new  perspectives  on  the  Iberian  Massif.  Geobios  36,  6,
649—663.

Chlupáč I. & Hladil J. 1992: New Devonian occurrences in the Ještěd

Mts., North Bohemia. J. Czech Geol. Soc. 37, 185—191.

Conde L.L. & Andrade A.A. 1974: Sur la faune méso et/ou néodevo-

nienne des calcaires du Monte das Cortes, Odivelas (Massif de
Beja).  Memórias  e  Notícias,  Publ.  Depart.  Cięnc.  Terra  Mus.
Mineral. Geol. Univ. Coimbra
 78, 141—145.

Crespo-Blanc  A.  &  Orozco  M.  1988:  The  Southern  Iberian  shear

zone; a major boundary in the Hercynian folded belt. Tectono-
physics
 148, 221—227.

Crespo-Blanc  A.  2007:  The  Aracena  metamorphic  belt.  In:  Vera

J.A. (Ed.): Geology of Spain. Sociedad Geológica de Espa

ń

a-

Instituto Geológico y Minero de Espa

ń

a, Madrid, 179—182 (in

Spanish).

Dallmeyer R.D., Fonseca P.E., Quesada C. & Ribeiro A. 1993: 

40

Ar/

39

Ar mineral age constraints for the tectonothermal evolution of

a Variscan Suture in SW Iberia. Tectonophysics 222, 177—194.

Ermakova  K.A.  1960:  Some  Devonian  Coelenterata  in  the  central

and eastern area of the Russian Platform. Tr. Vsesoyuz. Nauch.-
Issled.  Geol.  Inst.  (VSEGEI)
  16,  Paleontol.  Sbor.  3,  69—91  (in
Russian).

Fernandes J.P., Flores D., Rocha F.T., Gomes C., Gama Pereira L.C.,

Fonseca P.E. & Chaminé H.I. 2001: Devonian and Carboniferous
palynomorph assemblages of black shales from the Ovar-Alber-
garia-a-Velha-Coimbra-Tomar (W Portugal): tectonostratigraphic
implications for the Iberian Terrane. Geoci

ę

ncias, Rev. Univ. de

Aveiro 15, 1—23.

Fernández F.J., Chaminé H.I., Fonseca P.E., Munhá J., Ribeiro A.,

Aller J., Fuertes-Fuente M. & Sodré Borges F. 2003: HT-fab-
rics in garnet-bearing quartzite from Western Portugal: geody-
namic implications for the Iberian Variscan Belt. Terra Nova
15, 96—103.

Fernández-Martínez E. 1999: Heliolitidae (Cnidaria, Tabulata) of the

Devonian of the Cantabrian Mountains (NW Spain). Trabajos
Geol.
 21, 97—110 (in Spanish).

Figueiras  J.,  Mateus  A.,  Gonçalves  M.,  Waerenborg  J.  &  Fonseca

P.E. 2002: Geodynamic evolution of the South Variscan Iberian
Suture  as  recorded  by  mineral  transformations.  Geodinamica
Acta
 15, 1, 45—61.

Fonseca  P.  &  Ribeiro  A.  1993:  Tectonics  of  the  Beja-Acebuches

Ophiolite: a major suture in the Iberian Variscan Foldbelt. Geol.
Rdsch.
 82, 440—447.

Fonseca P. 1995: Study of the Variscan  suture in SW Iberia in the

regions  of  Serpa-Beja-Torr

ă

o  and  Alvito-Viana  do  Alentejo.

PhD Thesis, GeoFCUL, Univ. Lisboa, 1—325 (in Portuguese).

Fonseca  P.E.  1997:  Southernmost  Domains  of  the  Ossa-Morena

Zone and its limits with the South Portuguese Zone: High pres-
sure  metamorphism  related  with  the  Iberian  Variscan  suture.
In: Araújo A. & Pereira M. (Eds.): GEOCEV 96 – Estudo so-
bre a Geologia da Zona de Ossa-Morena (Maciço Ibérico). Évo-
ra,
 133—168 (in Portuguese).

Fonseca P., Munhá J., Pedro J., Rosas F., Moita P., Araújo A. & Leal

N.  1999:  Variscan  ophiolites  and  high-pressure  metamorphism
in Southern Iberia. Ofioliti 24, 2, 259—268.

Galle A., Hladil J. & Isaacson P.E. 1995: Middle Devonian biogeog-

raphy of closing South Laurussia—North Gondwana Variscides:
examples  from  the  Bohemian  Massif  (Czech  Republic),  with
emphasis on Horní Benešov. Palaios 10, 221—239.

Goldfuss G.A. 1826: Petrefacta Germaniae, tarn ea, quae in museo uni-

versitatis regiae Borussicae Fridericiae Wilhelmiae Rhenanae ser-
vatur  quam  alia  quaecumque  in  Museis  Hoeninghusiano,
Muensteriano  aliisque  etant,  iconibus  et  descriptionis  illustrata
Petrefacta Germaniae (Abbildung und Beschreibungen der Petre-
facten  Deutschlands  und  der  Angränzenden  Länder,  unter  Mit-
wirkung des Herrn Grafen Georg zu Münster, herausgegeben von
August Goldfuss). Divisio prima, secunda et tertia (1826—1833),
I—XV+ 1—692. Arnz & Co. Düsseldorf, (1826), 1—76.

Goldfuss G.A. 1831: Petrefacta Germaniae, et cetera. Divisio prima,

secunda, tertia (1826—1833). pp. I—XV+ 1—692, pls. 119, Arnz &
Co. Düsseldorf
, (1831), 165—240.

Gosselet  J.  1877:  Le  calcaire  dévonien  supérieur  dans  le  Nord-Est

l’arrondissement d’Avesnes. Ann. Soc. Géol. Nord 4, 238—320.

Hladil J. 1981: The genus Caliapora Schlüter (tabulate corals), from

the Devonian of Moravia. Věst. Ústř. Úst. Geol. 56, 157—167.

ã

 

ê

 

ã

 

ã

 

ñ

 

ñ

 

ñ

 

ê

 

ã

 

background image

136

MACHADO, HLADIL, KOPTÍKOVÁ, FONSECA, ROCHA and GALLE

Hladil J. 1984: Tabulate corals of the genus Thamnopora Steininger

from the Devonian of Moravia. Věst. Ústř. Úst. Geol. 59, 29—39.

Hladil J. 1985: Tabulate corals from the NP 824 Ostravice borehole

(in Czech). Acta Univ. Carol., Geol. 3, 251—259.

Hladil  J.  &  Lang  L.  1985:  Devonian  limestones  of  the  Újezd  V-1

borehole  in  the  eastern  margin  of  the  Boskovice  Furrow.  Věst.
Ústř. Úst. Geol.
 60, 361—364.

Hladil J., Mazur S., Galle A. & Ebert J.R. 1999: Revised age of the

Mały Bożków limestone in the Kłodzko metamorphic unit, early
Givetian, late Middle Devonian; implications for the geology of
the  Sudetes,  SW  Poland.  Neu.  Jb.  Geol.  Paläont.,  Abh.  211,
329—353.

Hladil  J.,  Geršl  M.,  Strnad  L.,  Frána  J.,  Langrová  A.  &  Spišiak  J.

2006: Stratigraphic variation of complex impurities in platform
limestones  and  possible  significance  of  atmospheric  dust:  a
study with emphasis on gamma-ray spectrometry and magnetic
susceptibility  outcrop  logging  (Eifelian-Frasnian,  Moravia,
Czech Republic). Int. J. Earth Sci. 95, 4, 703—723.

Iven  C.  1980:  Alveolitiden  and  Heliolitiden  aus  dem  Mittle-  und

Oberdevon des Bergischen Landes (Rheinisches Schiefergebir-
ge). Palaeontographica 167, 1—179.

Jesus A., Mateus A., Waerenborgh J., Figueiras J., Alves L.C. & Olivei-

ra V. 2003: Hypogene titanian, vanadian maghemite in reworked
oxide  cumulates  in  the  beja  layered  gabbro  complex,  Odivelas,
southeastern Portugal. Canad. Mineral. 41, 5, 1105—1124.

Jesus A., Munhá J., Mateus A., Tassinari C. & Nutman A. 2007: The

Beja  layered  gabbroic  sequence  (Ossa-Morena  Zone,  Southern
Portugal): geochronology and geodynamic implications. Geodi-
namica Acta
 20, 3, 139—157.

Julivert M. & Martínez F. 1983: Structure and global vision of  the

Hercynian Mountain range. Libro Jubilar J. M. RiosGeología
de Espa

ń

a 1, 607—6301 (in Spanish).

Kazmierczak  J.  &  Kempe  S.  1992:  Recent  cyanobacterial  counter-

parts of Paleozoic Wetheredella and related problematic fossils.
Palaios 7, 294—304.

Le  Maître  D.  1947:  Le  récif  corallig

č

ne  de  Ouihalane.  Protect.  Re-

publ. Franç. Maroc, Serv. Géol. Maroc, Not. Mém. 67, 1—112.

Lecompte M. 1939: Les Tabulés du Dévonien moyen et supérieur du

bord sud du bassin de Dinant. Mém. Mus. Roy. Hist. Natur. 90,
1—230.

Linné C. 1771: Mantissa plantarum altera. Generum editionis VI. &

Specierum editionis II (1767—1771). Laurentius Salvius, Holmiae
(Stockholm)
 1771, 143—588.

Lötze  F.  1945:  Zur  Gliederung  der  Varisziden  in  der  Iberischen

Meseta. Geotekt. Forsch. 6, 78—92.

Mateus A., Figueiras J., Gonçalves M. & Fonseca P.E. 1999: Evolv-

ing  fluid  circulation  within  the  Beja-Acebuches  Variscan
Ophiolite Complex (SE, Portugal). Ofioliti, (Spec. Issue) 24, 2,
269—282.

Mateus A., Jesus A.P., Oliveira V., Gonçalves M.A. & Rosa C. 2001:

Vanadiferous iron-titanium ores in Gabbroic Series of the Beja Ig-
neous  Complex  (Odivelas,  Portugal);  remarks  on  their  possible
economic interest. Estud. Not. Trabal. Inst. Geol. Min. 43, 3—16.

May A. 1999: Stromatoporen aus dem Ober-Emsium (Unter-Devon)

der  Sierra  Morena  (Süd-Spanien).  Münstersche  Forsch.  Geol.
Paläont.
 86, 97—105.

May A. 2003: Die Fossilführung des Mitteldevons im Raum Atten-

dorn-Olpe  (West-Sauerland;  Rechtsrheinisches  Schiefergebir-
ge). Geol. Paläont. Westfalen 60, 47—79.

McCoy F. 1850: On some new genera and species of Silurian Radiata

in the collection of the University of Cambridge. Ann. Mag. Nat.
Hist., 2

nd 

Ser. 6, 270—290.

Milne-Edwards H. & Haime J. 1851: Monographie des polypiers fos-

siles  des  terrains  palaeozoiques,  palaeozoîques,  précédé  d’un
tableau général de la classification des polypes. Arch. Mus. Hist.
Natur. 
5, 1—502.

Neumann P. 2007: Crinoidea—Lilijice. Web page http://www.sweb.cz/

new.petr/Galerie/Cupressocrinites.html.

Oliveira  J.T.,  Oliveira  V.  &  Piçarra  J.M.  1991:  General  tectono-

stratigraphical evolution of the Ossa-Morena Zone in Portugal.
Cuad. Lab. Xeol. Laxe 16, 221—250  (in Portuguese).

Oliveira J.T., Relvas J.M.R.S., Pereira Z., Munhá J.M., Matos J.X.,

Barriga F.J.A.S. & Rosa C.J. 2006: The Toca da Moura-Cabrela
volcanic-sedimentary complex (Ossa-Morena Zone): Tectono-
stratigraphic evolution and associated mineralizations. In: Dias
R., Araújo A., Terrinha P. & Kullberg J.C. (Eds.): Evoluç

ă

o tec-

tono-estratigráfica  e  mineralizaçőes  associadas.  Geol.  Portugal
1—13  (in Portuguese).

Penecke  K.A.  1887:  Über  die  Fauna  und  das  Alter  einiger  paläo-

zoischer Korallenriffe der Ostalpen. Z. Deutsch. Geol. Ges. 39,
267—276.

Pereira  Z.  &  Oliveira  J.T.  2003:  Palynostratigraphical  study  of  the

Cabrela train station syncline. Tectonostratigraphical implica-
tions.  Congr.  Nac.  Geol.,  Lisboa,  Ci

ę

nc.  Terra  (UNL)  VI,

A118—A119  (in Portuguese).

Pereira  Z.  &  Oliveira  J.T.  2006:  Palynostratigraphy  of  the  Toca  da

Moura  and  Cabrela  Complexes,  Ossa  Morena  Zone,  Portugal.
Geodynamic  implications.  Rev.  Paleobot.  Palynol.  139,  1—4,
227—240.

Phillips J. 1841: Figures and descriptions of the Palaeozoic fossils of

Cornwall, Devon, and West Somerset; observed in the course of
the  Ordnance  Geological  Survey  of  that  district.  Longman,
Brown, Green & Longmans
, London, 1—231.

Piçarra J.M. 2000: Stratigraphical study of the Estremoz-Barrancos

sector, Ossa-Morena Zone, Portugal. Middle Cambrian?-Low-
er Devonian Lithostratigraphy and Biostratigraphy.  PhD The-
sis, Univ. Évora
, 1—268 (in Portuguese).

Quesada C. 1990: Introduction of the Ossa-Morena Zone (part V). In:

Dallmeyer R.D. & Martínez García E. (Eds.): Pre-Mesozoic ge-
ology of Iberia. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 249—251.

Quesada C., Robardet M. & Gabaldón V. 1990: Synorogenic phase

(Upper Devonian-Carboniferous-Lower Permian). In: Dallmey-
er R.D. & Martínez García E. (Eds.): Pre-Mesozoic geology of
Iberia. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 249—251.

Remeš M. 1939: Some rare findings in the Čelechovice Devonian (in

Czech). Čas. Vlasten. Spol. Mus., Olomouc 52, 195—196, 1—5.

Ribeiro A., Quesada C. & Dallmeyer R.D. 1990: Geodynamic evolu-

tion of the Iberian Massif. In: Dallmeyer R.D. & Martínez Gar-
cia E. (Eds.): Pre-Mesozoic geology of Iberia. Springer-Verlag,
398—409.

Ribeiro A., Sanderson D. & SW-Iberia Colleagues 1996: SW Iberia:

transpressional  orogey  in  the  Variscides.  In:  Gee  D.  &  Zeyen
H.J. (Eds.): Europrobe ’96 – Lithosphere dynamics: origin and
evolution of continents. European Sci. Found., Uppsala Univ.,
91—98.

Ribeiro A., Munhá J., Dias R., Mateus A., Pereira E., Ribeiro M.L.,

Fonseca P.E., Araujo A., Oliveira J.T., Rom

ă

o J., Chaminé H.,

Coke C. & Pedro J.C. 2007: Geodynamic evolution of SW Eu-
rope  Variscides.  Tectonics  26,  6.  TC6009,  doi:10.1029/
2006TC002058

Robardet  M.  &  Gutiérrez-Marco  J.C.  1990:  Passive  margin  phase

(Ordovician-Silurian-Devonian).  In:  Dallmeyer  R.D.  &  Mar-
tínez  García  E.  (Eds.):  Pre-Mesozoic  geology  of  Iberia.
Springer-Verlag, 249—251.

Robardet M. & Gutiérrez-Marco J.C. 2004: The Ordovician, Silurian

and Devonian sedimentary rocks of the Ossa-Morena Zone (SW
Iberian Peninsula, Spain). J. Iber. Geol. 30, 73—92.

Rodríguez S., Fernández-Martínez E., Cózar P., Valenzuela-Ríos J.I.,

Liao J-Ch., Pardo M.V. & May A. 2007: Emsian reefal develop-
ment  in  Ossa-Morena  Zone  (SW  Spain):  Stratigraphic  succes-
sion,  microfacies,  fauna  and  depositional  environment.
Abstracts  of  the  X  Internacional  Congress  on  Fossil  Cnidaria

ã

 

ê

 

ã

 

ñ

 

è

 

background image

137

MIDDLE DEVONIAN REEF SYSTEM IN OSSA-MORENA ZONE (PORTUGAL)

and Porifera, Saint Petersburg, 76—77.

San-José  M.A.,  Herranz  P.  &  Pieren  A.P.  2004:  A  review  of  the

Ossa-Morena Zone and its limits. Implications for the definition
of the Lusitan-Marianic Zone. J. Iber. Geol. 30, 7—22.

Sharkova T.T. 1981: Silurian and Devonian tabulate corals of Mon-

golia.  Tr.  Sovmest.  Sovet.-Mongol.  Eksp.  14,  Nauka,  Moscow,
1—103 (in Russian).

Schlüter C. 1879: Devonische Korallen und Dünschliffe von Spon-

gophyllum  Kunthi  und    Calophyllum  paucitabulatum.  Sitz.
Naturhist. Vereins Rheinl. Westph., Bd.
 1879, 402.

Schlüter  C.  1889:  Anthozoen  des  rheinischen  Mittel-Devon.  Abh.

Geol. Specialkarte Preussen Thüring. Staaten 8, 4, 1—207.

Sousa J.L. & Wagner R.H. 1983: General description of the Terrestri-

al  Carboniferous  Basins  in  Portugal  and  History  of  investiga-
tions. In: Sousa J.L. & Oliveira J.T. (Eds.): The Carboniferous
of Portugal. Mem. Serv. Geol. Portugal 29, 117—126.

Tchernyshev  B.B.  1951:  Silurian  and  Devonian  Tabulata  and  Heli-

olitida  from  margins  of  Kuznetsk  Coal  Basin  (in  Russian).  Tr.
Vsesoyuz.  Nauch.-Issled.  Geol.  Inst.  (VSEGEI)  Ministr.  Geol.,
Gosgeolizdat, 
Moskva, 1—160.

Traverse A. 2007: Paleopalynology. 2

nd 

Ed.: Topics in geobiology se-

ries, 28. Springer Netherlands, 1—813.

Ureš M., Le Menn J. & Hladil J. 1999: Middle Devonian crinoid co-

lumnals  from  Čelechovice  in  Moravia,  Czech  Republic.  Bull.
Czech Geol. Surv. 
74, 323—333.

Vázquez M., Abad I., Jiménez Millán J., Rocha F.T., Fonseca P.E. &

Chaminé H.I. 2007: Prograde epizonal clay mineral assemblages
and retrograde alteration in tectonic basins controlled by major
strike-slip  zones  (W  Iberian  Variscan  Chain).  Clay  Miner.  42,
109—128.

Wagner R.H. 1983: The palaeogeographical and age relationships of

the Portuguese Carboniferous floras with those of other parts of
the  Western  Iberian  Peninsula.  In:  Sousa  J.L.  &  Oliveira  J.T.
(Eds.): The Carboniferous of Portugal. Mem. Serv. Geol. Portu-
gal 
29, 153—177.

Wagner  R.H.  &  Sousa  J.L.  1983:  The  Carboniferous  megafloras  of

Portugal – a revision of identifications and discussion of strati-
graphic ages. In: Sousa J.L. & Oliveira J.T. (Eds.): The Carbon-
iferous of Portugal. Mem. Serv. Geol. Portugal 29, 127—151.

Yavorsky  1957:  Stromatoporoidea  Soviet  Union.  2nd  part.  Tr.  Vse-

soyuz. Nauch.-Issled. Geol. Inst. (VSEGEI) 18, 1—168 (in Rus-
sian).

Zhavoronkova  R.A.  1972:  Description  of  corals,  subclass  Tabulata.

In: Tyazheva A.P. & Zhavoronkova R.A. (Eds.): Corals and bra-
chiopods from the boundary beds of the Silurian and Devonian
of the Southern Ural. Nauka, Moskva, 17—33 (in Russian).