Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej ... · Zarys budowy i ewolucji tektonicznej...

Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów

Stanis³aw Mazur1, Pawe³ Aleksandrowski

1, Jacek Szczepañski

1

Outline structure and tectonic evolution of the Variscan Sudetes. Prz.Geol., 58: 133–145.

A b s t r a c t. The structure and evolution of the Polish part of the Sudetes isreviewed on the basis of published data and interpretations. The Sudetic seg-ment of the Variscides and its adjacent areas were subjected to multi-stageaccretion during successive collisional events that followed closure of differ-ent segments of the Rheic Ocean. Early Variscan deformations culminated inthe Late Devonian due to docking of the Armorican terrane assemblage to thesouthern margin of Laurussia. The Variscan orogenic activity continued intothe Carboniferous and was associated with a new collision and intense fold-ing and thrusting, followed by abundant magmatism, gravitational collapseand resulting exhumation of deeply buried metamorphic complexes as well as

by inversion of the foreland basin. In the Sudetes, Variscan tectonostratigraphic units are tectonically juxtaposed and often bear recordof contrasting exhumation/cooling paths, constrained by palaeontological and geochronological data. This provides evidence for thepresence of allochthonous units, of partly cryptic tectonic sutures and an of overall collage-type tectonics of that area.The main lithostratigraphical components distinguished within the Sudetes are: 1) non-metamorphic to metamorphosedNeoproterozoic igneous suites accompanied by volcano-sedimentary successions, 2) Late Cambrian granitoids gneissified during theVariscan orogeny, 3) variously metamorphosed Ordovician through Devonian volcano-sedimentary successions deposited inpre-orogenic extensional basins, 4) dismembered fragments of a Late Silurian ophiolitic complex, 5) Devonian to Lower Carbonifer-ous sedimentary successions of a passive continental margin, 6) Carboniferous granitoids, and 7) clastic sediments of Devonianand/or Early Carboniferous intramontane basins. All these components are assembled to form part of the internal Variscan orogeniczone largely exposed within the area of the Bohemian Massif. A three-partite subdivision of the Sudetes proposed here reflects differenttiming of deformation and exhumation of the respective segments. The Central, West and East Sudetes were deformed and amalgam-ated during the Middle/Late Devonian, at the turn of the Devonian and Carboniferous and during Early Carboniferous, respectively.Problems in extending the classical tectonostratigraphic zonation of the Variscides into the Sudetes are explained as due to activity ofLate Palaeozoic strike-slip faults and shear zones, disrupting and dispersing the initially more simply distributed tectonostratigraphicunits into the present-day structural mosaic.

Keywords: Bohemian Massif, Palaeozoic, tectonostratigraphic terranes, tectonics, deformation, strike-slip faults

Orogen waryscyjski Europy utworzy³ siê podczas póŸ-nego dewonu i wczesnego karbonu, w trakcie wieloetapo-wej kolizji paleokontynentów Laurussii i Gondwany orazwywodz¹cych siê z nich usamodzielnionych fragmentówkontynentalnych (terranów) (ryc. 1). Zasadnicz¹ rolêw tym procesie odegra³ zespó³ terranów armorykañskichoderwanych od Gondwany na prze³omie kambru i ordowi-ku i przemieszczaj¹cych siê stopniowo na pó³noc poprzezOcean Rei (ang. Rheic Ocean). Kolejne w³¹czanie tych ter-ranów w obrêb waryscyjskiego pasa fa³dowego wyznaczag³ówne etapy jego rozwoju i odpowiada za wystêpowaniew nim du¿ych mas póŸnoprekambryjskiej i wczesnopaleo-zoicznej skorupy kontynentalnej. Waryscyjska tektonikakolizyjna zosta³a poprzedzona zamkniêciem niewielkichdomen oceanicznych w póŸnym sylurze i wczesnym dewo-nie (Pin & Vielzeuf, 1983, 1988). Te pocz¹tkowe fazy kon-wergencji tektonicznej, okreœlane w literaturze jakoeowaryscyjski etap rozwoju orogenu (np. Faure i in.,1997), by³y stowarzyszone z wysokociœnieniowym meta-morfizmem i poprzedza³y lokaln¹ ekshumacjê ska³ wyso-kiego stopnia metamorfizmu. Deformacje waryscyjskiew Sudetach osi¹gnê³y maksymalne natê¿enie w póŸnymdewonie podczas dokowania (przy³¹czania) zespo³u ter-ranów armorykañskich do po³udniowej krawêdzi Laurussii

(traktowanej tu wspólnie z wczeœniej przy³¹czonym do niejterranem Awalonii; Tait i in., 2000; ryc. 1). Podczas karbo-nu póŸnym fazom orogenezy waryscyjskiej towarzyszy³powszechny plutonizm granitowy, kolaps grawitacyjnyprowadz¹cy do ekshumacji kompleksów metamorficznychoraz rozwój, a nastêpnie inwersja obszernego basenuprzedgórskiego. W tym samym czasie g³ówne wydarzeniakolizyjne mia³y miejsce na obszarze dzisiejszej NW Afrykii Appalachów, nieco póŸniej zaœ — w trakcie inwersjiwaryscyjskiego basenu przedgórskiego na obszarzezachodniej i po³udniowo-wschodniej Polski — równie¿m.in. w uralskim paœmie fa³dowym i na obecnych terenachKazachstanu.

Niniejsza publikacja stanowi zwiêz³y — i ze wzglêdówobjêtoœciowych nieco selektywny, jeœli chodzi o dobórprzedstawionych jednostek strukturalnych i cytowan¹ lite-raturê — przegl¹d obecnego stanu wiedzy dotycz¹cejpozycji tektonicznej, budowy i historii rozwoju przed-permskiego piêtra strukturalnego Sudetów jako fragmentupasma waryscyjskiego Europy. Jej cel stanowi udostêpnie-nie szerszym krêgom polskiej spo³ecznoœci geologicznejwspó³czesnych koncepcji i wyników badañ, rozproszo-nych w ró¿nych Ÿród³ach, zwykle anglojêzycznych i czêstoopublikowanych za granic¹, a przez to trudno dostêpnychdla wiêkszoœci czytelników i — jak mo¿na wnosiæ z lektu-ry wydanych w ostatnich latach podrêczników geologiiregionalnej Polski — niezauwa¿onych nawet przez auto-rów tych ostatnich. Artyku³ jest znacznie rozszerzon¹i zmodyfikowan¹ wersj¹ referatu przedstawionego na XVIZjeŸdzie Stowarzyszenia Geologów Wychowanków

133

Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 2, 2010

1Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski,pl. M. Borna 9, 50-204 Wroc³aw; [email protected], [email protected], [email protected]

S. Mazur J. SzczepañskiP. Aleksandrowski

134


A v a l o n i a

G o n d w a n aka

ledo

nidy

Cale

donid

es

strefa subdukcjisubduction zone

grzbiet oceanicznyoceanic ridge A

Armor ica terran k³odzko-sowiogórskiK³odzko-Góry Sowie Terrane

terran œnie¿nickiŒnie¿nik Terrane

terran morawskiMoravian Terrane

terran morawskiMoravian Terrane

Laurussiamorawsko-œl¹skibasen za³ukowy

basen oceanicznyStarého Mìsta

B

Ocean Reibasen saksoturyñski

œrodkowosudeckibasen oceaniczny

C

Góry KaczawskieSE Karkonosze

(Mts.)

D

L a u r u s s i a

A r m o r i c a

Saxothuringia

Saxothuringia

£u¿yce i masywkarkonosko-izerski

Brunovistulicum

Lusatia & Izera-Karkonosze Massif

Rheic OceanSaxothuringian tract Central Sudetic

oceanic tract

wczesny dewonEarly Devonian 400 Ma

wczesny dewon 390 MaEarly Devonian

Avalonia?Baltika?

póŸny dewon 370 MaLate Devonian

wczesny karbon 340 MaEarly Carboniferous

B, C, D

Sudety ŒrodkoweCentral Sudetes

Sudety ŒrodkoweCentral Sudetes

ofiolit œrodkowosudeckiCentral Sudetic Ophiolite

Sudety ZachodnieWest Sudetes

Sudety WschodnieEast Sudetes

O c e a n R e iR h e i c O c e a n

o r o g e na k a d y j s

k i

Ac a d i a

nO

r o g e n

L a u r e n c j aL a u r e n t i a

B a l t i k aB a l t i c a

ofiolit œrodkowosudecki

Central SudeticOphiolite

pasmoStarého Mìsta

pasmomorawsko-œl¹skie

Moravo-SilesianBelt

Góry Sowie (Mts.) Orlica-Œnie¿nik

strefa szwusuture zone

Brunovistulia

Brunovistulia

Stare MìstoBelt

Stare Mìstooceanic track

Moravo-Silesianback-arc basin

Uniwersytetu Wroc³awskiego (Mazur i in., 2007a). W przy-jêtym na potrzeby niniejszej pracy nazewnictwie jednostekstrukturalnych Sudetów autorzy starali siê wykazaæ pewn¹elastycznoœci¹, próbuj¹c z jednej strony wcieliæ w ¿yciepostulaty zainicjowanej w Komitecie Nauk GeologicznychPAN i aktualnie tocz¹cej siê dyskusji o kryteriach i zasa-dach regionalizacji tektonicznej Polski (por. np. ¯elaŸnie-wicz & Aleksandrowski, 2009), z drugiej zaœ jednakodnosz¹c siê z szacunkiem do przyjêtych od dawna nazwtradycyjnych oraz nie lekcewa¿¹c w³asnych, umotywowa-nych merytorycznie i filologicznie, preferencji.

Po³o¿enie i podzia³ Sudetów

Sudety (œciœlej: sudecki segment internidów wary-scyjskiego pasma fa³dowego Europy) — rozumiane tutajw sensie geologicznym, a nie geograficznym — rozci¹gaj¹siê po obu stronach granicy Polski i Czech na NE obrze¿e-niu Masywu Czeskiego (ryc. 2 i 3). Na ich obszarzeods³aniaj¹ siê zmetamorfizowane w ró¿nym stopniu sukce-sje ska³ wulkaniczno-osadowych oraz ska³y magmowewieku przedkarboñskiego, miejscami przykryte przezgórnodewoñskie i dolnokarboñskie sekwencje klastycznezapadlisk œródgórskich. Pod³o¿e metamorficzne jestintrudowane przez ró¿nych rozmiarów karboñskie plutonygranitoidowe. Sudety wraz z ca³ym Masywem Czeskimstanowi¹ obszar podniesiony blokowo w okresie od póŸnejkredy po kenozoik w polach naprê¿eñ zwi¹zanychz poszczególnymi etapami kolizji alpejskiej i pokolizyjnejekstensji oraz otwierania siê pó³nocnego Atlantyku(np. Ziegler, 1990; Dèzes i in., 2004; Ziegler & Dèzes,2005). Obszar Sudetów jest ograniczony przez dwie,regionalnych rozmiarów, strefy uskokowe o przebieguWNW-ESE: 1) œrodkowej Odry na NE i 2) górnej £aby naSW (ryc. 2). Ku pó³nocy wypiêtrzone internidy sudeckiekontaktuj¹ wzd³u¿ strefy uskokowej Odry z karboñskimbasenem przedgórskim, pogrzebanym pod grub¹ pokryw¹ska³ permomezozoicznych monokliny przedsudeckieji zalegaj¹cych dalej ku NE jednostek strukturalnych base-nu polskiego (np. Mazur i in., 2006a). Ku SE waryscyjskiekompleksy Sudetów zanurzaj¹ siê pod osady miocenubasenu przedgórskiego Karpat, podczas gdy w kierunkuNW ³¹cz¹ siê z neoproterozoicznymi ska³ami masywu³u¿yckiego. Obszar Sudetów jest podzielony przez uskoksudecki brze¿ny (ryc. 3) na dwa morfologicznie odmienne

bloki: 1) odznaczaj¹cy siê g³ównie rzeŸb¹ górsk¹ blok

sudecki po SW stronie uskoku brze¿nego (Sudety w sensieorograficznym i geograficznym) oraz 2) blok przedsudecki,reprezentowany przez s³abo rozciêt¹, falist¹ lub pagórko-wat¹ (z wyj¹tkiem górskiego masywu Œlê¿y) rzeŸbê przed-górza Sudetów po stronie NE (por. np. Kondracki, 1981).Uskok sudecki brze¿ny jest struktur¹ karboñsk¹, póŸno-waryscyjsk¹, reaktywowan¹ w póŸnej kredzie i paleogenie,a nastêpnie ponownie uruchomion¹ w neogenie (np. Alek-sandrowski i in., 1997; Badura i in., 2003).

Na mapach geologicznych Sudetów widaæ mozaikêzró¿nicowanych pod wzglêdem litologicznym, stratygra-ficznym oraz strukturalnym przedpermskich kompleksówskalnych, które zarejestrowa³y deformacje wieku dewoñ-skiego i karboñskiego. Zró¿nicowanie historii geologicz-nej sk³adowych jednostek strukturalnych Sudetów orazwystêpowanie cia³ ofiolitowych i zmetamorfizowanychska³ magmowych o charakterystyce geochemicznej typuMORB (skrót od ang. mid-ocean ridge basalts — bazaltygrzbietów œródoceanicznych) wzd³u¿ niektórych granictektonicznych, jak równie¿ obecnoœæ produktów metamor-fizmu wysokich i ultrawysokich ciœnieñ (niebieskich³upków, eklogitów i granulitów) dowodzi, ¿e jednostkistrukturalne Sudetów zawieraj¹ fragmenty ró¿nych paleo-zoicznych p³yt litosferycznych oraz produkty ró¿nych pro-cesów tektonicznych. Takie odrêbne genetycznie jednostkistrukturalne, oddzielone od siebie przez szwy tektonicznelub walne nasuwcze albo przesuwcze, rzadziej normalne,uskoki lub strefy œcinania, wydziela siê w dzisiejszej geo-logii jako tzw. terrany tektonostratygraficzne. Terranywystêpuj¹ce w Sudetach s¹ prawdopodobnie kontynuacj¹zespo³u terranów armorykañskich znanych z zachodniejczêœci orogenu waryscyjskiego (por. np. Franke i in., 1995;Pharaoh, 1999; Franke & ¯elaŸniewicz, 2000; Winchester& PACE, 2002, Aleksandrowski & Mazur, 2002; ryc. 1 i 2)i stanowi¹ odciête uskokami i przemieszczone fragmentytych¿e terranów (wydzielonych na ryc. 2 pod tradycyjnyminazwami „stref” saksoturyñskiej, moldanubskiej i Te-pli-Barrandienu). Jedynie terran Brunovistulicum (inaczej:blok Brna-Górnego Œl¹ska), zlokalizowany przy wschod-niej krawêdzi Sudetów, mo¿e stanowiæ czêœæ Awalonii(Moczyd³owska, 1997; Friedl i in., 2000) lub nale¿eæ doperyba³tyckich terranów buduj¹cych strefê szwu transeu-ropejskiego (Be³ka i in., 2002).

135


�

Ryc. 1. Hipotetyczny, uproszczony scenariusz geodynamicznej ewolucji Sudetów w póŸnym paleozoiku (Mazur i in., 2006a, zmieniony).A — szkic paleogeograficzny inspirowany rekonstrukcjami Rona Blakeya z Northern Arizona University (http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/).Prostok¹t wskazany strza³k¹ wraz z wrysowan¹ lini¹ przekrojow¹ lokalizuje schematyczne przekroje B–D, nie uwzglêdniaj¹cepoprzecznych do nich przemieszczeñ przesuwczych; B–C — amalgamacja terranów œrodkowosudeckich wskutek zamykania œrodkowo-sudeckiej domeny oceanicznej. We wczesnym dewonie otwiera siê morawsko-œl¹ski basen za³ukowy (B). Nasuniêcia kompleksówp³aszczowinowych z tektonicznymi inkluzjami ska³ wysoko- i ultrawysokociœnieniowych w masywach orlicko-œnie¿nickim oraz sowio-górskim w nastêpstwie póŸnodewoñskiej kolizji terranów formuj¹ eowaryscyjsk¹ strukturê Sudetów Œrodkowych (C); D — utworzeniewaryscyjskiej struktury Sudetów wskutek karboñskiej kolizji poprzedzonej zamkniêciem domen oceanicznych: saksoturyñskiej, StaréhoMìsta oraz morawsko-œl¹skiejFig. 1. Hypothetical, simplified scenario of geodynamic evolution of the Sudetes in Late Palaeozoic times (modified from Mazur et al.,2006a). The palaeogeographic sketch map (A) is inspired by plate tectonic reconstructions of Ron Blakey of Northern ArizonaUniversity (http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/). The arrowed box with inscribed section line gives approximate location of schematiccross-sections B–D, in which no major strike-slip displacements oriented at a high angle to these sections are taken into account. B–C —amalgamation of Central Sudetic terranes due to closure of the Central Sudetic oceanic tract with back-arc Moravo-Silesian Basingrowing in the Early Devonian (B). The Central Sudetes are formed of rocks partly subducted to mantle depths and, subsequently,exhumed in a nappe pile with inclusions of (U)HP rocks in the Orlica-Œnie¿nik and Góry Sowie massifs in consequence of Eo-Variscancollision in the Late Devonian (C). D — accretion of the Sudetes is completed by closing of the Saxothuringian, Staré Mìsto andMoravo-Silesian oceanic domains and the following Carboniferous Variscan collision

136


150km

STREFARENOHERCYÑSKA

RHENOHERCYNIAN ZONE

p³aszcz

owiny Giessen

i Harzu

Giessen

-Harz

nappes

PÓ£NOCNA STREFAFY

LLITOWA

NORTHERN PHYLLITE ZONE

ŒRODKOWONIEMIECKIWA£ KRYSTA

LICZNYMGCR

STREFA

SAKSOTURYÑSKA

SAXOTHURINGIA

NZONE

Sudety Zachodnie

West Sudetes

Wroc³aw

Magdeburg

STREFAMOLDANUBSKA

MOLDANUBIANZONE

Harz

Wilden

fels

Franke

nb.

uskok œrodkowej OdryMOFZ

-BARRANDIEN

TEPLA-

Erzgebirg

e

masyw ³u¿ycki

STREFAM

ORAWSKO-Œ

L¥SKA

MORAVO-S

ILESIA

NZONE

SudetyŒrodkowe

CS

LM MASYWSOWIOGÓRSKI

GSM

pó³nocnoczeski basen kredowy

Cretaceous North Bohemian Basin

Praha

Sudety Wschodnie

East

Sudetes

p³aszczo

winy

Münchbergu

Münchbergnappes

uskok górnej £abyEZ

przypuszczalne granice terranów(nasuwcze i przesuwcze/normalne)presumed terrane boundaries(thrust- and strike-slip/normal)

granitoidy waryscyjskie(w wiêkszoœci póŸnoorogeniczne) (C)Variscan granitoids (mostly late orogenic) (C)

granitoidy kadomskieterranu Brunovistulicum (Pt -Cm )3 1Cadomian granitoidsof the Brunovistulian terrane (Pt -Cm )3 1

ska³y metaosadowe, metawulkanity i gnejsyniskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt -C )3 1low- to medium-grade metasediments,metavolcanics and gneisses (Pt -C )3 1

ska³y osadowe bardzo niskiegostopnia metamorfizmu (D-C )1very low-grade metasediments (D-C )1

STREFA MORAWSKO-ŒL¥SKA-MORAVO SILESIAN ZONE

gnejsy œredniego stopnia metamorfizmu (Pt -Cm)3medium-grade gneisses (Pt -Cm)3

MASYW SOWIOGÓRSKIGÓRY SOWIE MASSIF

jednostka Drosendorf:metaszarowaki i metapelity (Pt -Pz )3 1Drosendorf Unit:metagreywackes and metapelites (Pt -Pz )3 1

STREFA MOLDANUBSKAMOLDANUBIAN ZONE

pod³o¿e kadomskie niskiegoi œredniego stopnia metamorfizmu (Pt )3low- to medium-gradeCadomian basement (Pt )3

ska³y metaosadowe i metawulkanity (Pz -C )1 1metasediments and metavolcanics (Pz -C )1 1

ska³y osadowe (Cm -D )1 2sedimentary rocks (Cm -D )1 2

STREFA TEPLI-BARRANDIENUTEPLA-BARRANDIAN ZONE

granitoidy kadomskie (Pt -Cm )3 1Cadomian granitoids (Pt -Cm )3 1

pod³o¿e o œrednim i wysokimstopniu metamorfizmu (Pt -Pz )3 1medium- to high-grade metamorphicbasement (Pt -Pz )3 1

p³aszczowiny krystaliczne (Pt -Pz )3 1crystalline nappes (Pt -Pz )3 1

ska³y metaosadowe, metawulkanityi metagranity niskiego i œredniegostopnia metamorfizmu (Pt -Pz )3 1low- to medium-grade metasediments,metavolcanics and metagranites (Pt -Pz )3 1

flisz o bardzo niskimstopniu metamorfizmu (C )1flysch (very low-grade) (C )1

STREFA SAKSOTURYÑSKASAXOTHURINGIAN ZONE

pod³o¿e krystaliczne œredniegostopnia metamorfizmu (?Pt-?D)medium-grade crystallinebasement (?Pt-?D)

ŒRODKOWONIEMIECKI WA£ KRYSTALICZNYMID-GERMAN CRYSTALLINE RISE

ska³y metaosadowe niskiegostopnia metamorfizmu (Or-D)low-grade metasediments (Or-D)

PÓ£NOCNA STREFA FYLLITOWANORTHERN PHYLLITE ZONE

STREFA RENOHERCYÑSKARHENOHERCYNIAN ZONE

ska³y osadowe bardzo niskiegostopnia metamorfizmu (D-C )1very low-grade metasediments (D-C )1

jednostka Gföhl:granulity i ortognejsy (Pt -Pz )3 1Gföhl Unit:granulites and orthogneisses (Pt -Pz )3 1

Ryc. 3Fig. 3

uskok œródsudecki ISF

STD

JJ

Ryc. 2. Podzia³ tektonostratygraficzny Masywu Czeskiego (na podstawie Frankego i in., 1995 — wzorowany na mapie Kossmata,1927). Oznaczenia wiekowe: Pt — proterozoik, Pz — paleozoik, Cm — kambr, Or — ordowik, D — dewon, C — karbon, 1 — wcze-sny, 2 — œrodkowy, 3 — póŸny. JJ — jednostka Ještìdu, STD — synklinorium Torgau-DoberlugFig. 2. Tectonostratigraphic division of the Bohemian Massif (modified from Franke et al., 1995, following Kossmat, 1927). Ageassignments: Pt — Proterozoic, Pz — Palaeozoic, Cm — Cambrian, Or — Ordovician, D — Devonian, C — Carboniferous, 1 — Early,2 — Middle, 3 — Late. CS — Central Sudetes, EZ — Upper Elbe Fault Zone, GSM — Góry Sowie Massif, ISF — Intra-Sudetic Fault,JJ — Ještìd Unit, LM — Lusatian Massif, MGCR — Mid-German Crystalline Rise, MOFZ — Middle Odra Fault Zone, STD —Torgau-Doberlug Synclinorium

Ze wzglêdu na istotne ró¿nice w litostratygrafii, budo-wie i ewolucji tektonicznej Sudety mo¿na geologiczniepodzieliæ na trzy czêœci: zachodni¹, œrodkow¹ i wschodni¹(ryc. 3, 4 i 5). Sudety Zachodnie obejmuj¹ wschodni¹ czêœæmasywu ³u¿yckiego, masyw karkonosko-izerski, jednostkêmetamorfiku kaczawskiego i zgorzeleckie pasmo ³upkowe.Wszystkie te jednostki uleg³y deformacji w okresie pomiê-dzy póŸnym dewonem i wczesnym karbonem. Deformacjazakoñczy³a siê ekshumacj¹ kompleksów metamorficznychi rozpoczêciem z koñcem karbonu sedymentacji w permo-mezozoicznej niecce pó³nocnosudeckiej.

Sudety Œrodkowe obejmuj¹ masyw sowiogórski, wrazz otaczaj¹cymi go fragmentami ofiolitu œrodkowosudec-kiego, masywy k³odzki i orlicko-œnie¿nicki, metamorficz-ne pasma ³upkowe Nového i Starého Mìsta, metamorfikzabrzeski i Kamieñca Z¹bkowickiego, strefy œcinaniaNiemczy i Skrzynki oraz masyw amfibolitowy NiedŸwie-dzia. Jednostki te s¹ czêœciowo przykryte osadamiwype³niaj¹cymi baseny œródgórskie lub ich ocala³e przederozj¹ fragmenty, w postaci depresji Œwiebodzic i strukturybardzkiej, w których depozycja rozpoczê³a siê w póŸnymdewonie, oraz osadami zdeponowanymi w niecce œród-

137


0 10 20kmA

B

C

D

16 E° 17 E°

50 N°

KM

USB

ISO ISO

SSN

KZPGSB

SSS

MASYWŒNIE¯NIKA

SM

P O L S K AP O L A N D

C Z E C H YC Z E C H R E P .

niecka œródsudeckaISB

masyw strzeliñskiStM

metamorfikNového Mìsta

NMB M O ŒMASYW ORLICKI

OM

MASYWSOWIOGÓRSKI

GSM

metamorfik zabrzeski ZMB

pluton �ulowej ZP

UŒ

DŒ

LM

P£Z

MASYW IZERSKIIM

niecka pó³nocnosudeckaNSB

metamorfik po³udniowychi wschodnich Karkonoszy

SEKMB

KACZAWSKI KMB

METAMORFIK PLUTON STRZEGOMIA-SOBÓTKI

SSP

P L U T O N OK A R K N O S Z YK P

pasm

oSt

aréh

o

Mìs

taSM

B

MAS

YWJE

SENI

KÓW

JMws

chod

nios

udec

kiepa

smo

fa³d

owo-

nasu

wcze

ESFT

B

A B

ska³y osadowe (m³odsze od C )1sedimentary rocks (post-C )1

ska³y osadowe D -C )(sedimentary rocks (D -C )

3 13 1

granitoidy waryscyjskie (C )1-2Variscan granitoids (C )1-2

serpentynity (D )1serpentinite (D )1

gabra (D )1gabbros (D )1

mylonity (C)mylonites (C)

zieleñce (Pz )1greenstones (Pz )1

fyllity (Pz )1phyllites (Pz )1

granica pañstwastate frontier

linia przekroju geologicznego (ryc. 4)geological cross-section line (Fig. 4)


gnejsy (Cm )3gneisses (Cm )3

metapelity (Pt ?)3mica schists (Pt ?)3

metabazyty i gnejsy (Pz )1metabasites & gneisses (Pz )1

zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt -D)3metamorphosed sediments& metavolcanics (Pt -D)3

amfibolity i metapelity (Pt -D)3amphibolites & mica schists (Pt -D)3

paragnejsy i metapelity (Pt -Pz )3 1paragneisses & mica schists (Pt -Pz )3 1

gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt -D)3gneisses & metasediments (Pt -D)3

gnejsy (Pt -Cm)3gneisses (Pt -Cm)3

Ryc. 3. Uproszczona mapa tektoniczna Sudetów. DŒ — depresja Œwiebodzic, KM — metamorfik k³odzki, KZPG — k³odzko-z³oto-stocki pluton granitowy, LM — masyw ³u¿ycki, MN — masyw NiedŸwiedzia, MOŒ — masyw orlicko-œnie¿nicki, P£Z — pasmo³upkowe Zgorzelca, SB — struktura bardzka, SSN — strefa œcinania Niemczy, SSS — strefa œcinania Skrzynki, USB — uskok sudeckibrze¿ny, UŒ — uskok œródsudecki. Oznaczenia wiekowe jak na ryc. 2Fig. 3. Simplified tectonic map of the Sudetes. DŒ — Œwiebodzice Basin, ESFTB — Eastern Sudetic Fold-and-Thrust Belt, GSM —Góry Sowie Massif, IM — Izera Massif, ISB — Intra-Sudetic Basin, ISO — Intra-Sudetic Ophiolite, JM — Jeseníky Massif,KM — K³odzko Metamorphic Massif, KMB — Kaczawa Metamorphic Belt, KP — Karkonosze Pluton, KZPG — K³odzko-Z³oty StokPluton, LM — Lusatian Massif, MN — NiedŸwiedŸ Massif, MOŒ — Orlica-Œnie¿nik Massif, NKMB — Niemcza-Kamieniec Meta-morphic Belt, NMB — Nové Mìsto Metamorphic Belt, NSB — North Sudetic Basin, OM — Orlica Massif, P£Z — Görlitz Slate Belt,SB — Bardo Structural Unit, SEKMB — South & East Karkonosze Metamorphic Belt, SM — Œnie¿nik Massif, SMB — Staré MìstoThrust Belt, StM — Strzelin Massif, SP — Strzelin Pluton, SSN — Niemcza Shear Zone, SSS — Skrzynka Shear Zone, SSP — Strze-gom-Sobótka Pluton, UŒ — Intra-Sudetic Fault, USB — Sudetic Boundary Fault, ZMB — Zabøeh Metamorphic Belt, ZP — �ulovaPluton. Age assignments as in Figure 2

sudeckiej, w której pocz¹tek subsydencji datuje siê naœrodkowy wizen (Turnau i in., 2002). G³ówna faza defor-macji w tym obszarze przypad³a na prze³om œrodkowegoi póŸnego dewonu. Wkrótce potem dosz³o do szybkiegowydŸwigniêcia i ods³oniêcia na powierzchni kompleksówmetamorficznych oraz rozpoczêcia sedymentacji w base-nach œródgórskich.

Sudety Wschodnie s¹ czêœci¹ kolizyjnego pasmafa³dowo-nasuwczego, które wykszta³ci³o siê wzd³u¿wschodniej krawêdzi Masywu Czeskiego. Tworzy je stosp³aszczowin morawsko-œl¹skich masywu Jeseników, zbu-dowanych ze zdeformowanych i zmetamorfizowanychska³ pod³o¿a terranu Brunovistulicum oraz jego pokrywyosadowej. Od zachodu na jednostki morawsko-œl¹skie s¹nasuniête serie skalne pasma Starého Mìsta oraz masywuorlicko-œnie¿nickiego. W kierunku wschodnim kompleksymetamorficzne zosta³y nasuniête na karboñskie osadymorawsko-œl¹skiego basenu przedgórskiego, w swej

zachodniej czêœci równie¿ ujête w wi¹zkê p³aszczowin.Krystaliczne jednostki wschodniosudeckie (Silesicumw tradycyjnej terminologii Suessa, 1912) przed³u¿aj¹ siêku pó³nocy w obszar bloku przedsudeckiego, gdzie ich naj-wiêksze wychodnie znajduj¹ siê w masywie strzeliñskim(Bederke, 1929; Oberc, 1966; ryc. 3). Ods³aniaj¹ siê tamska³y nale¿¹ce zarówno do kadomskiego pod³o¿a terranuBrunovistulicum (Oberc-Dziedzic i in., 2003), jak i jegodewoñskiej pokrywy osadowej.

Kompleksy skalne

G³ównymi sk³adnikami piêtra waryscyjskiego Sude-tów s¹ 1) niemetamorficzne lub przeobra¿one magmowei osadowo-wulkaniczne kompleksy neoproterozoiczne, 2)póŸnokambryjskie granitoidy przeobra¿one w gnejsypodczas orogenezy waryscyjskiej, 3) w ró¿nym stopniuzmetamorfizowane ordowicko-dewoñskie sekwencje

138


?

?

??

?

SMB PVV PKJB JDsJVSSSKZPGMNR KMKPMI MRJ

P£Z

JD SSN NKMB MWLUSB

Brunovis tu l icum

Saxothuringicum

masyw karkonosko-izerskiKarkonosze-Izera Massif

masyw ³u¿yckiLusatian Massif

metamorfik kaczawskiKaczawa Metamorphic Belt

depresja ŒwiebodzicŒwiebodzice Basin

masyw sowiogórskiGóry Sowie Massif

NW SE

A B

C D

20km

20km

Sudety WschodnieEast Sudetes

S u d e t y Z a c h o d n i eW e s t S u d e t e s

S u d e t y Œ r o d k o w eC e n t r a l S u d e t e s

SENW

S u d e t y Z a c h o d n i eW e s t S u d e t e s

S u d e t y Œ r o d k o w eC e n t r a l S u d e t e s

niecka œródsudeckaIntra-Sudetic Basin

masyw orlicko-œnie¿nickiOrlica-Œnie¿nik Massif


gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt -D)3gneisses & metasediments (Pt -D)3

zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt -D)3metamorphosed sediments& metavolcanics (Pt -D)3

metapelity (Pt ?)3mica schist (Pt ?)3

gnejsy (Cm )3gneisses (Cm )3

gnejsy (Pt -Cm)3gneisses (Pt -Cm)3

metagabra (Cm )3metagabbros (Cm )3

fyllity (Pz )1phyllites (Pz )1

metabazyty (Pz )1metabasites (Pz )1

ska³y metaosadowe (D )1-3metasediments (D )1-3

mylonity (C)mylonites (C)

serpentynity (D )1serpentinites (D )1

gabra (D )1gabbros (D )1

eklogity (D -C )( )

3 1eclogite D -C3 1

dziki flisz (C )1wild flysch (C )1

granitoidy waryscyjskie (C )1-2Variscan granitoids (C )1-2

ska³y osadowe (D -C )( )

3 1sedimentary rocks D -C3 1

Ryc. 4. Schematyczne, przewy¿szone przekroje geologiczne przez Sudety, poprowadzone na po³udnie (A–B) i na pó³noc (C–D) od usko-ku œródsudeckiego, poprzecznie do dominuj¹cego w skali regionalnej kierunku strukturalnego SW-NE. JB — jednostka Branny, JD —jednostka Dobromierza, JDs — jednostka („kopu³a”) Desny, JV — jednostka Vrbna, KM — metamorfik k³odzki, KP — pluton Karkono-szy, KZPG — k³odzko-z³otostocki pluton granitowy, MI — masyw izerski, MNR — masyw gabrowo-diabazowy Nowej Rudy, MRJ —metamorfik Rudaw Janowickich, MWL — masyw Wzgórz Lipowych, NKMB — metamorfik niemczañsko-kamieniecki, PK — p³asz-czowina Keprnika, P£Z — pasmo ³upkowe Zgorzelca, PVV — p³aszczowina Velkého Vrbna, SMB — pasmo nasuwcze Starého Mìsta,SSN — strefa œcinania Niemczy, SSS — strefa œcinania Skrzynki, USB — sudecki uskok brze¿ny. Oznaczenia wiekowe jak na ryc. 2,lokalizacja przekrojów zob. ryc. 3Fig. 4. Schematic, vertically exaggerated cross-sections of the Sudetes, located south (A–B) and north (C–D) of the Intra-Sudetic Faultand extending perpendicular to the regionally dominant SW-NE structural grain. JB — Branna Unit, JD — Dobromierz Unit, JDs —Desna Unit (“Dome”), JV — Vrbno Unit, KM — K³odzko Metamorphic Massif, KP — Karkonosze Pluton, KZPG — K³odzko-Z³oty StokPluton, MI — Izera Massif, MNR — Nowa Ruda Gabbro-Diabase Massif, MRJ — Rudawy Janowickie Metamorphic Massif; MWL —Lipowe Wzgórza Massif; NKMB — Niemcza-Kamieniec Metamorphic Belt; PK — Keprnik Nappe; P£Z — Görlitz Slate Belt; PVV —Velké Vrbno Nappe; SMB — Staré Mìsto Thrust Belt; SSN — Niemcza Shear Zone; SSS — Skrzynka Shear Zone; USB — Sudetic Boun-dary Fault. Age assignments as in Figure 2, see Figure 3 for location

wulkaniczno-osadowe preorogenicznych, ekstensyjnychbasenów sedymentacyjnych, 4) elementy póŸnosylur-sko-wczesnodewoñskiego (?) kompleksu ofiolitowego, 5)dewoñskie lub dolnokarboñskie sekwencje osadoweaktywnych i pasywnych obrze¿y kontynentalnych, 6) gra-nitoidy karboñskie oraz 7) klastyczne wype³nienia dewoñ-skich lub wczesnokarboñskich basenów œródgórskich.

Kompleksy neoproterozoiczne (ryc. 3 i 5) reprezentuj¹prawdopodobnie fragmenty aktywnego obrze¿enia kon-tynentu Gondwany. Zawieraj¹ one zapis magmatyzmuzwi¹zanego z orogenez¹ kadomsk¹, która wydarzy³a siêoko³o 620–540 mln lat temu (Kröner i in., 1994;Buschmann i in., 2001; Oberc-Dziedzic i in., 2003; Mazur

i in., 2004). Sk³adaj¹ siê one 1) ze zmetamorfizowanychska³ plutonicznych i wulkaniczno-osadowych o charakte-rystyce geochemicznej typowej dla ³uków magmowychoraz basenów za³ukowych (metamorfik k³odzki), 2) z gra-nitoidów, które intrudowa³y w sekwencje turbidytowe(masyw ³u¿ycki i Sudety Wschodnie), oraz 3) z seriimetapelitowych o s³abo poznanym wieku, które otaczaj¹dolnopaleozoiczne intruzje granitoidowe (masywy karko-nosko-izerski i orlicko-œnie¿nicki). Wyniki najnowszychdatowañ izotopowych sugeruj¹ jednak, ze przynajmniejczêœæ serii metapelitowych jest wczesnopaleozoiczna, coma implikowaæ kontakty tektoniczne miêdzy nimi a meta-granitoidami (Jastrzêbski, 2009 — referat na posiedzeniu

139


?

JL

JPK

?

?

?

?

?

? ??

?

Jst

SUDETY ZACHODNIEWEST SUDETES

SUDETY ŒRODKOWECENTRAL SUDETES

SUDETY WSCHODNIEEAST SUDETES

masyw³u¿ycki

LusatianMassif

zgorzeleckiepasmo ³upkowe

Görlitz SlateBelt

metamorfikkaczawski

Kaczawa Meta-morphic Belt

masyw karko-nosko-izerskiIzera-Karko-nosze Massif

masywstrzeliñskiStrzelinMassif

masywJesenikówJesenikyMassif

masywsowiogórskiGóry Sowie

Massif

strukturabardzkaBardoUnit

masywk³odzkiK³odzkoMassif

masyw orlicko--œnie¿nicki

Orlica-Œnie¿nikMassif

542

488

kam

brCa

mbr

ian

444

ordo

wik

Ord

ovic

ian

górn

ypr

oter

ozoi

kU

pper

Prot

eroz

oic

416

sylu

rSi

luria

n

360

dew

onD

evon

ian

299

karb

onCa

rbon

ifero

us

wiek

[Ma]age

Trzy g³ówne pulsy magmatyzmu granitoidowego:Three main pulses of granitoid magmatism:

neoproterozoicznyNeoproterozoic event

póŸnokambryjskiLate Cambrian event

karboñskiCarboniferous event

mu³owce, ³upki ilastemudstones, siltstones

³upki krzemionkowo-ilasteclay-siliceous shales

czertychert

flisz i szarog³azyflysch & greywackes

melan¿emelanges

wêglanycarbonates

wulkanity zasadowevolcanics, mostly basic

wulkanity kwaœnevolcanics, mostly acidic

granitoidygranitoids

zlepieñceconglomerates

piaskowcesandstones

Ryc. 5. Uproszczone kolumny stratygraficzne g³ównych jednostek tektonicznych Sudetów (Aleksandrowski & Mazur, 2002, zmienione).Ska³y metamorficzne reprezentuj¹ ich protolity osadowe lub magmowe. JL — jednostka Leszczyñca, JPK — jednostka po³udniowychKarkonoszy, Jst — jednostka JeštìduFig. 5. Simplified stratigraphic columns of the main structural units of the Sudetes (modified from Aleksandrowski & Mazur, 2002).Metamorphic rocks are represented by their sedimentary or igneous protoliths. JL — Leszczyniec Unit, JPK — South Karkonosze Unit,Jst — Ještìd Unit

PTG we Wroc³awiu; Oberc-Dziedzic i in., 2010). Granitoidy³u¿yckie intrudowa³y oko³o 545–530 mln lat temu (Kröneri in., 1994; Tikhomirova, 2002) podczas koñcowych fazorogenezy kadomskiej (Linnemann i in., 2000). Wschodniskraj wychodni granitoidów przed³u¿a siê na terytoriumPolski, gdzie nosz¹ one lokaln¹ nazwê granodiorytówzawidowskich.

PóŸnokambryjskie intruzje granitoidowe s¹ pospolitew Sudetach, podobnie jak i w innych obszarach pasmawaryscyjskiego. Intruzje te uznaje siê obecnie za produktmagmatyzmu zwi¹zanego z rozwojem ryftu kontynental-nego (np. Oberc-Dziedzic i in., 2005; Pin i in., 2007), choæniektórzy badacze sugeruj¹ odmienn¹ ich genezê,zwi¹zan¹ z ewentualnym magmatyzmem nadsubdukcyj-nym przy aktywnej krawêdzi kontynentu (np. Kröner i in.,2001). Lokalnie ska³y te zachowa³y zapis ordowickiego,niskociœnieniowego i wysokotemperaturowego metamor-fizmu, który jest wynikiem œcieniania skorupy kontynen-talnej (Kröner i in., 2000; Štipska i in., 2001). Praktycznieniezdeformowana odmiana wczesnopaleozoicznych grani-tów, która ods³ania siê w masywie karkonosko-izerskim,jest tradycyjnie nazywana granitem rumburskim.

Ordowicko-dewoñskie sukcesje wulkaniczno-osadowewystêpuj¹ce w metamorfiku kaczawskim oraz jednostcepo³udniowych Karkonoszy (masyw karkonosko-izerski) s¹osadem basenów ekstensyjnych za³o¿onych w strefie ini-cjalnego ryftu kontynentalnego. Dalszy ryfting doprowa-dzi³ w sylurze i dewonie do przekszta³cenia siê basenówensialicznych w otwarty zbiornik podœcielony przez skoru-pê oceaniczn¹ (Furnes i in., 1994; Patoèka & Smulikowski,2000). Zmiana œrodowiska tektonicznego znajduje od-zwierciedlenie w ewolucji sukcesji wulkaniczno-osadowej,poczynaj¹c od bimodalnych wulkanitów wewn¹trzp³yto-wych i sekwencji klastycznych w ordowiku, po sylurskiei dewoñskie metabazyty typu MORB oraz towarzysz¹ce imosady g³êbokomorskie (czarne ³upki graptolitowe i czerty).Jednostka Leszczyñca we wschodniej czêœci masywukarkonosko-izerskiego obejmuje póŸnokambryjski kom-pleks intruzji plutonicznych i subwulkanicznych, w sk³adktórego wchodz¹ metabazyty o charakterystyce chemicz-nej typu MORB oraz gnejsy powsta³e z plagiogranitówi tonalitów.

Ofiolit œrodkowosudecki, którego rozcz³onkowanefragmenty otaczaj¹ masyw sowiogórski, zachowa³ prawiewszystkie cz³ony typowej sekwencji ofiolitowej —zserpentynizowane ska³y ultramaficzne, masywne gabrai kumulaty, dajki pakietowe, lawy poduszkowe oraz g³êboko-morskie ³upki radiolariowe (Majerowicz, 1981). Powsta³prawdopodobnie w póŸnym sylurze lub wczesnym dewo-nie 420–400 mln lat temu (Oliver i in., 1993; Dubiñskai in., 2004) i zachowa³ zapis metamorfizmu dna morskiego(Majerowicz, 1981).

W Sudetach Wschodnich (w jednostce Vrbna), w zgo-rzeleckim paœmie ³upkowym i w jednostce Ještìduwystêpuj¹ dewoñskie sekwencje osadowe zdeponowanena obrze¿ach kontynentalnych. Rejestruj¹ one pocz¹tekorogenezy waryscyjskiej, który zaznacza siê zmian¹ cha-rakteru osadów od wapieni dewoñskiej platformy wêgla-nowej w jednostce Ještìdu po karboñskie turbidytyi melan¿e w zgorzeleckim paœmie ³upkowym. Grupa Vrbnajest natomiast interpretowana jako sukcesja wulkanicz-no-osadowa wype³niaj¹ca dewoñski basen za³ukowy

(Patoèka & Valenta, 1996). Gwa³towne wypiêtrzenie oro-genu po³¹czone z ekshumacj¹ ska³ metamorficznych napowierzchni terenu da³o pocz¹tek sedymentacji w sudec-kich basenach œródgórskich. Subsydencja tych basenówrozpoczê³a siê w póŸnym dewonie (w basenach bardzkimi Œwiebodzic) i we wczesnym karbonie (w basenie œród-sudeckim).

Struktura

Waryscyjskie struktury Sudetów powsta³y w dewoniei wczesnym karbonie wskutek zamkniêcia jednego lub kil-ku basenów morskich podœcielonych skorup¹ oceaniczn¹(ryc. 1). Doprowadzi³o to do amalgamacji terranów armo-rykañskich oraz ich przy³¹czenia do tzw. strefy szwu trans-europejskiego (TESZ), który ogranicza od SW platformêwschodnioeuropejsk¹ (por. Matte i in., 1990; Franke i in.,1995; Cymerman i in., 1997; Pharaoh, 1999; Franke &¯elaŸniewicz, 2000; Be³ka i in., 2002; Aleksandrowski& Mazur, 2002; Winchester & PACE, 2002). Pozosta³oœci¹basenów morskich zamkniêtych podczas kolizji waryscyj-skiej s¹ allochtoniczne kompleksy wulkaniczno-osadoweGór Kaczawskich oraz po³udniowych Karkonoszy. S¹ oneujête w zespó³ p³aszczowin nasuniêtych ku NW (Mazur &Kryza, 1996; Seston i in., 2000; Collins i in., 2000; Mazur& Aleksandrowski, 2001). Wystêpowanie zmetamorfizo-wanych ska³ magmowych o charakterystyce geochemicz-nej zbli¿onej do bazaltów typu MORB, stowarzyszonychz osadami g³êbokomorskimi (Furnes i in., 1994; Winche-ster i in., 1995; Kryza i in., 1995; Patoèka & Smulikowski,2000), oraz zapis metamorfizmu wysokociœnieniowegow facji niebieskich ³upków (Cháb & Vrana, 1979; Kryzai in., 1990; Smulikowski, 1995; Kryza & Mazur, 1995)dowodz¹, ¿e p³aszczowiny Sudetów Zachodnich wywodz¹siê z waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej. Wskazuje na torównie¿ obecnoœæ melan¿y rozpowszechnionych w meta-morfiku kaczawskim (Baranowski i in., 1990; Collins i in.,2000; Kryza & Muszyñski, 2003).

P³aszczowiny metamorficzne po³udniowych i wschod-nich Karkonoszy s¹ nasuniête na przedpole utworzonez masywów ³u¿yckiego i karkonosko-izerskiego, któreinterpretuje siê jako czêœæ pasywnego obrze¿enia terranusaksoturyñskiego (np. Mazur & Aleksandrowski, 2001;Franke & ¯elaŸniewicz, 2002; Aleksandrowski & Mazur,2002). Obrze¿enie to, za³o¿one na pod³o¿u ska³ neoprote-rozoicznych wystêpuj¹cych obecnie w masywie ³u¿yckim,by³o intrudowane przez potê¿ne cia³a póŸnokambryjskichgranitoidów. Te ostatnie, zdeformowane w gnejsy podczasorogenezy waryscyjskiej, stanowi¹ podstawowy sk³adnikmasywu karkonosko-izerskiego. Uwa¿a siê, ¿e intrudo-wa³y one w strefie ryftu kontynentalnego podczas odrywa-nia siê terranu saksoturyñskiego od krawêdzi Gondwany(np. Oberc-Dziedzic i in., 2005; Pin i in., 2007). Pokrywêwulkaniczno-osadow¹ terranu saksoturyñskiego, dziœzachowan¹ tylko fragmentarycznie, reprezentuj¹: 1) jed-nostka Ještìdu w masywie karkonosko-izerskim, 2) synkli-norium Torgau-Doberlug na W od Nysy £u¿yckiej oraz 3)zgorzeleckie pasmo ³upkowe. To ostatnie stanowi jedno-czeœnie parautochtoniczne pod³o¿e zespo³u p³aszczowinkaczawskich (Aleksandrowski & Mazur, 2002).

Szew tektoniczny, umiejscowiony przypuszczalniewœród p³aszczowin Sudetów Zachodnich, jest przykryty

140


osadami póŸnopaleozoicznych basenów osadowych —niecki œródsudeckiej i depresji Œwiebodzic. Niecka œród-sudecka, po³o¿ona na wschód od masywu karkonosko--izerskiego, zosta³a za³o¿ona podczas póŸnego œrodkowe-go wizenu (Turnau i in., 2002) wskutek skierowanego kuESE kolapsu ekstensyjnego tego masywu (Mazur, 1995;Mazur & Aleksandrowski, 2001). Natomiast depresjaŒwiebodzic, zlokalizowana na wschód od stosu p³aszczo-win kaczawskich, powsta³a pod koniec dewonu jako basenzwi¹zany z przesuwcz¹ aktywnoœci¹ pod³o¿a (Porêbski,1981).

Jednostki tektoniczne Sudetów Œrodkowych, po³o¿ones¹ na wschód od basenów œródsudeckiego i Œwiebodzici w du¿ej mierze, jeœli nie ca³kowicie, maj¹ charakterallochtoniczny. S¹ one zbudowane z neoproterozoicznychi kambryjskich sekwencji wulkaniczno-osadowych(Gunia, 1999; Mazur i in., 2004) oraz póŸnokambryjskichcia³ granitów przeobra¿onych nastêpnie w gnejsy(np. Oliver i in., 1993; Turniak i in., 2000; Kröner i in.,2001). W odró¿nieniu od kompleksów Sudetów Zachod-nich nie zawieraj¹ dolnopaleozoicznych sekwencji wul-kaniczno-osadowych zdeponowanych w otwartychzbiornikach morskich. Wyj¹tek stanowi¹ olistolity wystê-puj¹ce w osadach basenu bardzkiego.

Ofiolit œrodkowosudecki jest pozosta³oœci¹ skorupyoceanicznej podœcielaj¹cej basen, którego zamkniêciedoprowadzi³o do utworzenia sudeckiego odcinka pasmawaryscyjskiego (ryc. 1). Stanowi on prawdopodobniep³aszczowinê czêœciowo podœcielaj¹c¹ (por. Znosko, 1981)lub — przeciwnie — nadœcielaj¹c¹ (ryc. 1; Aleksandrow-ski & Mazur, 2002) masyw sowiogórski. S¹siaduj¹cestrukturalnie z ofiolitem kompleksy sowiogórski i orlic-ko-œnie¿nicki wykazuj¹ znacznie wy¿szy stopieñ meta-morfizmu. Obecnoœæ w nich wysokociœnieniowychgranulitów (Kryza i in., 1996) dowodzi, ¿e kompleksy testanowi¹ fragmenty g³êboko pogr¹¿onej (subdukowanej),a nastêpnie ekshumowanej skorupy kontynentalnej. Wiekmetamorfizmu facji granulitowej, datowany na przedzia³400–385 mln lat temu (O’Brien i in., 1997; Kryza & Fan-ning, 2007; Anczkiewicz i in., 2007), wyznacza czas trwa-nia kolizji terranów armorykañskich miêdzy sob¹ lubz przy³¹czon¹ ju¿ do Laurussii Awaloni¹ w pocz¹tkowejfazie orogenezy waryscyjskiej. W ostatnim etapie procesuekshumacji fragmentów g³êboko pogr¹¿onej skorupy kon-tynentalnej dosz³o do p³aszczowinowego spiêtrzeniaallochtonicznych jednostek strukturalnych Sudetów Œrod-kowych. Zosta³y one nasuniête prawdopodobnie w kierun-ku NW (Mazur, 2003; Mazur i in., 2004), choæ ten wniosekopiera siê wy³¹cznie na danych z metamorfiku k³odzkiego.Ze strefy kontaktu jednostki Nového Mìsta z masywemorlicko-œnie¿nickim znany jest te¿ zapis transportu tekto-nicznego o przeciwnym zwrocie (strop ku SE; Mazur i in.,2005).

Granicê Sudetów Œrodkowych i Wschodnich wyzna-cza pasmo Starého Mìsta (ryc. 3). Tworzy je g³ównie póŸno-kambryjska sekwencja magmowa powsta³a w strefieinicjalnego ryftu kontynentalnego. Nosi ona zapis meta-morfizmu niskociœnieniowej facji granulitowej, w³aœciwejdla stref œcienionej skorupy (Kröner i in., 2000; Štipskai in., 2001). W trakcie fa³dowañ waryscyjskich dolnopaleo-zoiczne ska³y pasma Starého Mìsta by³y intrudowane

przez synorogeniczne tonality datowane na 340 mln lat(Parry i in., 1997).

Zespó³ p³aszczowin wschodniosudeckich zawiera frag-menty neoproterozoicznego pod³o¿a krystalicznego ter-ranu Brunovistulicum oraz zmetamorfizowane ska³y osa-dowe jego pokrywy (Cháb i in., 1994; Schulmann & Gayer,2000). Strukturalnie najni¿szy element tego kompleksustanowi allochtoniczna jednostka Vrbna (Cháb i in., 1994).Spoczywa ona na parautochtonicznym pod³o¿u reprezen-towanym przez jednostkê („kopu³ê”) Desny (Schulmann &Gayer, 2000). Powy¿ej znajduj¹ siê p³aszczowina Keprni-ka wraz z jednostk¹ (seri¹) Branny oraz p³aszczowina Vel-kého Vrbna (ryc. 4). P³aszczowiny wschodniosudeckiezosta³y nasuniête w kierunku NE w re¿imie prawoskrêtnejtranspresji (Matte i in., 1990; Schulmann & Gayer, 2000).Plan strukturalny tego obszaru jest zdominowanyprzez lineacje metamorficzne o przebiegu NE-SW doNNE-SSW, które s¹ typowe nie tylko dla SudetówWschodnich, ale tak¿e dla s¹siaduj¹cego z nimi masywuorlicko-œnie¿nickiego. Ró¿ni siê on od tzw. „sudeckiego”kierunku strukturalnego — WNW-ESE do NW-SE — któ-ry przewa¿a na obszarze Sudetów Zachodnich i Œrodko-wych, wyznaczaj¹c wiêkszoœæ osi du¿ych i drobnychfa³dów, lineacji mineralnych i strukturalnych oraz zarysywychodni czêœci regionalnych jednostek strukturalnych.Struktury o kierunku „sudeckim” wykszta³ci³y siê najpierwwskutek deformacji zwi¹zanej z nasuniêciami p³asz-czowinowymi na prze³omie dewonu i karbonu, skiero-wanymi generalnie ku NW (co implikowa³o pierwotnewyd³u¿enie w kierunku SW-NE zarysu wychodnig³ównych jednostek tektonicznych w obrazie kartogra-ficznym), a nastêpnie podczas karboñskich etapówfa³dowañ, zwi¹zanych tak z kolapsem grawitacyjnymorogenu, jak i z kolejnymi stadiami transpresji i prze-mieszczeñ przesuwczych na regionalnych rozmiarówuskokach o biegu WNW-ESE.

Sudety Wschodnie le¿¹ w pó³nocnej czêœci moraw-sko-œl¹skiej strefy waryscydów, rozci¹gaj¹cej siê wzd³u¿wschodniej krawêdzi Masywu Czeskiego. Strefa ta jestpozosta³oœci¹ szwu kolizyjnego pomiêdzy kszta³tuj¹cymisiê strukturami Sudetów Œrodkowych oraz strefy molda-nubskiej Masywu Czeskiego, a s¹siaduj¹cym z nimi odwschodu sztywnym terranem Brunovistulicum. Do strefymorawsko-œl¹skiej poza p³aszczowinami metamorficzny-mi (tzw. Silesicum na terenie Sudetów Wschodnichi Moravicum — dalej na SSW, na Morawach; Suess, 1912)tradycyjnie zalicza siê równie¿ pasmo fa³dów i nasuniêæpowsta³e wskutek inwersji fragmentu basenu przedgór-skiego waryscydów. Wype³niaj¹ca ten basen sekwencjaturbidytowa by³a deponowana w okresie od œrodkowegowizenu po koniec namuru (Hartley & Otava, 2001) na dolno-dewoñskich zlepieñcach podstawowych i kwarcytach orazœrodkowo- i górnodewoñskich ska³ach platformy wêglano-wej przykrywaj¹cej terran Brunovistulicum. Podrzêdniew pod³o¿u turbidytów wystêpuj¹ dewoñskie osady g³êboko-wodne basenu za³ukowego.

Trzy wa¿ne strefy uskokowe o przebiegu WNW-ESE,tj. uskok górnej £aby, uskok œródsudecki i uskok œrodko-wej Odry utrudniaj¹ korelacje pomiêdzy Sudetami a po-zosta³ymi czêœciami waryscydów oraz pomiêdzyposzczególnymi czêœciami Sudetów. Pomimo ¿e wielkoœæprzemieszczeñ na tych uskokach pozostaje dyskusyjna

141


(Aleksandrowski, 1990, 1995; Matte i in., 1990; Oliveri in., 1993; Aleksandrowski i in., 1997; Aleksandrowski &Mazur, 2002), to w obrazie kartograficznym wyznaczaj¹one nieprzekraczalne granice s¹siaduj¹cych z nimi jedno-stek tektonicznych. Aktywnoœæ tektoniczn¹ stref uskoko-wych £aby i œródsudeckiej zakoñczy³o w póŸnym karbonieprzemieszczenie lewoskrêtne, które lokalnie mog³oosi¹gn¹æ amplitudê 15–20 km i które by³o poprzedzoneprzez znacznie wiêkszych rozmiarów wczesnokarboñskieruchy prawoskrêtne (Aleksandrowski 1995; Aleksandrow-ski i in., 1997; Mattern, 2001).

Ramy czasowe

Utworzenie siê sudeckiego odcinka waryscyjskichinternidów by³o procesem wieloetapowym. Zapis naj-starszych wydarzeñ tektonometamorficznych pochodziz prze³omu syluru i dewonu. W masywach sowiogórskimi orlicko-œnie¿nickim metamorfizm wysokociœnieniowyfacji granulitowej jest datowany na 385–400 mln lat(O’Brien i in., 1997; Kryza & Fanning, 2007; Anczkiewiczi in., 2007). Dane te dowodz¹, ¿e subdukcja skorupykontynentalnej nast¹pi³a wkrótce po utworzeniu skoru-py oceanicznej (ryc. 1) reprezentowanej przez ofiolit œrod-kowosudecki (420–400 mln lat temu; Oliver i in., 1993;Dubiñska i in., 2004). Obdukcja ofiolitu i ekshumacja frag-mentów subdukowanej skorupy kontynentalnej w formiep³aszczowin metamorficznych zasz³y krótko potem. Wczesno-¿ywecka fauna, pochodz¹ca ze zmetamorfizowanych ska³osadowych metamorfiku k³odzkiego, wyznacza czas roz-poczêcia fa³dowañ tego fragmentu Sudetów Œrodkowychna nie wczeœniej ni¿ ok. 390 mln lat temu (Hladil i in.,1999). Natomiast najwczeœniejszy moment tego wydarzeniaokreœla tzw. niezgodnoœæ przedgórnodewoñska w meta-morfiku k³odzkim i masywie Nowej Rudy (Bederke, 1924;Kryza i in., 1999), która utworzy³a siê nie póŸniej ni¿ok. 380 mln lat temu (w póŸnym franie). Górnodewoñskiewapienie wystêpuj¹ce nad t¹ niezgodnoœci¹ przechodz¹ku górze w dolnokarboñskie osady klastyczne basenubardzkiego (Wajsprych, 1986; Haydukiewicz, 1990). Tymsamym nasuniêcie p³aszczowin œrodkowosudeckichmusia³o zdarzyæ siê w w¹skim przedziale czasowympomiêdzy 390 i 380 mln lat temu.

W basenie kaczawskim sedymentacja g³êbokomorskatrwa³a a¿ do koñca dewonu (Urbanek i in., 1995). Najpraw-dopodobniej oznacza to, ¿e sukcesja kaczawska zosta³aw³¹czona w obrêb pryzmy akrecyjnej na prze³omie dewo-nu i karbonu. Jest to zgodne z datowaniem metamorfizmuwysokociœnieniowego facji niebieskich ³upków w s¹sied-nim masywie karkonosko-izerskim na 360 mln lat (Ma-luski & Patoèka, 1997). Koñcowy etap nasuwania p³asz-czowin kaczawskich oraz wschodnio- i po³udniowokarko-noskich zaszed³ nie wczeœniej ni¿ w wizenie. Wskazuje nato wiek ska³ osadowych jednostki Ještìdu, które podœcie-laj¹ jednostkê po³udniowych Karkonoszy (Chlupáè, 1993),oraz wiek wapieni z Rz¹sin (Chorowska, 1978) znaj-duj¹cych siê na zachodnim przedpolu p³aszczowinkaczawskich.

Formowanie kompleksu p³aszczowin wschodnio-sudeckich rozpoczê³o siê w najwczeœniejszym karboniei trwa³o a¿ do pocz¹tku póŸnego karbonu (np. Schulmann& Gayer, 2000). Aktywnoœæ tektoniczna w Sudetach Œrod-

kowych i Zachodnich by³a w tym czasie zdominowanaprzez ruchy przesuwcze wzd³u¿ g³ównych uskoków lubstref œcinania oraz przez kolaps grawitacyjny w obrêbienajwy¿szych, przypowierzchniowych partii orogenu. Eks-humacja masywu karkonosko-izerskiego rozpoczê³a siêprzed ok. 340 mln lat (Mazur, 1995; Mazur & Aleksan-drowski, 2001), synchronicznie z prawoskrêtnymi prze-mieszczeniami przesuwczymi wzd³u¿ kierunku NW-SE nauskoku œródsudeckim (Aleksandrowski, 1995; Aleksan-drowski i in., 1997) i na granicy pomiêdzy jednostk¹ No-vého Mìsta a masywem orlicko-œnie¿nickim (Mazur i in.,2005). Przemieszczenia lewoskrêtne wzd³u¿ kierunkuNE-SW do NNE-SSW mia³y natomiast miejsce w strefachœcinania Niemczy (Mazur & Puziewicz, 1995) oraz Z³otyStok-Skrzynka (¯aba & Bêdkowski, 1995; Cymerman,1996).

G³êbokie rozciêcie erozyjne Sudetów w trakcie ichwypiêtrzania w póŸnym karbonie i wczesnym permie spra-wi³o, ze wspó³czesny obraz kartograficzny Sudetów praw-dopodobnie znacznie ró¿ni siê od tego, jaki ukszta³towa³siê w koñcowej fazie deformacji waryscyjskich. Badanianad pochodzeniem osadów waryscyjskiego basenu przed-górskiego w pod³o¿u monokliny przedsudeckiej dowodz¹,¿e jeszcze na prze³omie wczesnego i póŸnego karbonuw obrazie intersekcyjnym powierzchni terenu Sudetówdominowa³y kompleksy skalne ekshumowane naprze³omie dewonu i karbonu (Mazur i in., 2006b, 2010).Poniewa¿ wspó³czeœnie takie kompleksy s¹ znane jedyniez masywów sowiogórskiego i k³odzkiego, zatem na pozo-sta³ym obszarze Sudetów musia³y zostaæ w wiêkszoœciusuniête przez erozjê. Sytuacja taka mog³a mieæ miejsce,jeœli ska³y o póŸnodewoñskich i wczesnokarboñskich wie-kach ch³odzenia wchodzi³y w sk³ad zalegaj¹cych struktu-ralnie w najwy¿szej pozycji odkorzenionych kompleksówp³aszczowinowych. Wyniki badañ nad pochodzeniem osa-dów basenu przedgórskiego pokazuj¹ równie¿, ¿e ju¿ podkoniec karbonu wykszta³cenie litologiczne ods³oniêtych napowierzchni kompleksów skalnych Sudetów nie ró¿ni³osiê zasadniczo od wspó³czesnego (Mazur i in., 2010). Dla-tego intensywna erozja zwi¹zana z blokowym podniesie-niem Sudetów w póŸnej kredzie i trzeciorzêdzie rozciê³araczej pokrywê górno- i postwaryscyjskiej molasy orazmezozoicznych osadów platformowych ni¿ krystalicznepod³o¿e (Aramowicz i in., 2006).

Granitoidy waryscyjskie

Granitoidy sudeckie s¹ efektem magmatyzmu, któryintensywnie rozwin¹³ siê w karbonie, u schy³ku i po zakoñ-czeniu orogenezy waryscyjskiej. Dziel¹ siê one pod wzglê-dem wieku na dwie dobrze rozró¿nialne grupy, datowanena ok. 340–330 mln lat oraz 320–300 mln lat. Bardziejszczegó³owy przegl¹d oznaczeñ izotopowych poszczegól-nych intruzji sudeckich mo¿na znaleŸæ w pracy Mazurai in. (2007b). Czas umiejscowienia starszych granitoidówodpowiada g³ównej fazie spiêtrzania p³aszczowin w wary-scydach Europy Œrodkowej (por. np. Franke, 2000). Dla-tego genezê tych ska³ mo¿na przypisaæ wzrostowitemperatury w dolnej i œrodkowej skorupie wskutek rozpa-du pierwiastków promieniotwórczych w pogrubionej strefiekorzeniowej orogenu. Znajduje to potwierdzenie w historiitermicznej ska³ os³ony, które uleg³y wysokotemperaturo-

142


wemu i niskociœnieniowemu metamorfizmowi (Marheinei in., 2002) oraz synkinematycznej migmatyzacji (Turniak i in.,2000) we wczesnym karbonie.

Na póŸny karbon (320–300 mln lat temu) jest datowanym³odszy etap magmatyzmu, podczas którego utworzy³y siênajwiêksze spoœród sudeckich intruzji granitoidowych. Tew wiêkszoœci peraluminowe cia³a granitoidów zosta³yumiejscowione p³ytko w obrêbie górnej skorupy podczaskoñcowych etapów lub ju¿ po zakoñczeniu orogenezywaryscyjskiej. Du¿ym intruzjom granitów i granodiory-tów, takim jak plutony Karkonoszy czy Strzegomia-Sobót-ki (ryc. 3), miejscami towarzysz¹ równowiekowe lubnieznacznie m³odsze granitoidy wapniowo-alkalicznez dajkami tonalitów oraz dioryty kwarcowe (np. w masy-wie strzeliñskim). PóŸnokarboñski plutonizm granitowyby³ równoczesny z kwaœnym i zasadowym wulkanizmemzaznaczaj¹cym siê w sudeckich zapadliskach œródgórskich(np. w niecce œródsudeckiej i pó³nocnosudeckiej). Wska-zuje to na zwi¹zek pomiêdzy genez¹ granitoidów a wzro-stem przep³ywu ciep³a z litosferycznego p³aszcza doskorupy ziemskiej. Zjawisko to mog³o byæ nastêpstwempóŸnokarboñskiej regionalnej ekstensji orogenu po zakoñ-czeniu orogenezy waryscyjskiej (Henk, 1997) lub te¿ dela-minacji pogrubionego litosferycznego p³aszcza pod Masy-wem Czeskim (Finger i in., 2007).

Podsumowanie

Ewolucja tektoniczna piêtra waryscyjskiego Sudetówobejmowa³a cztery g³ówne etapy: 1) zamkniêcie domenoceanicznych i subdukcjê skorupy kontynentalnej wewczesnym dewonie, 2) nasuniêcia p³aszczowinowe i ufor-mowanie szwów kolizyjnych oraz znacznych rozmiarówprzemieszczenia przesuwcze zachodz¹ce w re¿imie trans-presyjnym wzd³u¿ regionalnych stref uskokowych lub strefœcinania w póŸnym dewonie i we wczesnym karbonie,3) kolaps grawitacyjny orogenu i powstanie zapadliskœródgórskich w p³ytszych poziomach skorupy, przeplataneparoksyzmami kompresji tektonicznej i fa³dowaniami orazstowarzyszone z trwaj¹cymi wci¹¿ przemieszczeniamiprzesuwczymi we wczesnym i póŸnym karbonie oraz4) intensywny magmatyzm i inwersjê basenów œródgór-skich w póŸnym karbonie. Procesy te doprowadzi³y dokonsolidacji sudeckiego odcinka orogenu, stanowi¹cegodziœ integraln¹ czêœæ waryscyjskich internidów ods³oniê-tych na obszarze Masywu Czeskiego. Chocia¿ ewolucjaSudetów prawdopodobnie nie ró¿ni siê w istotny sposób odrozwoju s¹siaduj¹cych czêœci pasma waryscyjskiego, toich korelacja napotyka na liczne trudnoœci, ze wzglêdu naefekty intensywnej tektoniki przesuwczej oraz czêœcioweprzykrycie rozleg³ymi pokrywami osadowymi, siê-gaj¹cymi wiekowo od karbonu poprzez permomezozoik(w tym zw³aszcza póŸn¹ kredê) po kenozoik. Problemy te,jak równie¿ bardziej szczegó³owy przegl¹d geologii regio-nalnej Sudetów bêd¹ tematem planowanych przez autorówkolejnych publikacji w Przegl¹dzie Geologicznym, rela-cjonuj¹cych wspó³czesny stan wiedzy o waryscydachpo³udniowo-zachodniej Polski.

Autorzy dziêkuj¹ Pañstwu prof. prof. Teresie Oberc-Dziedzic oraz Jerzemu ¯abie za krytyczne i konstruktywnerecenzje.

Literatura

ALEKSANDROWSKI P. 1990 — Early Carboniferous strike-slipdisplacements at the northeast periphery of the Variscan Belt in CentralEurope. [In:] International Conference on Paleozoic Orogens in CentralEurope (IGCP Program 233: Terranes in the Circum-Atlantic PaleozoicOrogens), Abstracts. Göttingen-Giessen: 7–10.ALEKSANDROWSKI P. 1995 — Rola wielkoskalowych przemiesz-czeñ przesuwczych w ukszta³towaniu waryscyjskiej struktury Sudetów.Prz. Geol., 43: 745–754.ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R., MAZUR S. & ¯ABA J. 1997 —Kinematic data on major Variscan strike-slip faults and shear zones inthe Polish Sudetes, northeast Bohemian Massif. Geol. Mag., 133:727–739.ALEKSANDROWSKI P. & MAZUR S. 2002 — Collage tectonics inthe northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, BohemianMassif. [In:] Winchester J., Pharaoh T. & Verniers J. (eds.), PalaeozoicAmalgamation of Central Europe. Geol. Soc. London Spec. Publ., 201:237–277.ANCZKIEWICZ R, SZCZEPAÑSKI J., MAZUR S., STORY C.,CROWLEY Q., VILLA I.M., THIRLWALL M.F. & JEFFRIES T.E.2007 — Lu-Hf geochronology and trace element distribution in garnet:Implications for uplift and exhumation of ultra-high pressure granulitesin the Sudetes, SW Poland. Lithos, 95: 363–380.ARAMOWICZ A., ANCZKIEWICZ A.A. & MAZUR S. 2006 — Fis-sion-track dating of apatite from the Góry Sowie Massif, Polish Sude-tes, NE Bohemian Massif: implications for post-Variscan denudationand uplift. Neues Jahrb. Miner. Abh., 182, 3: 221–229.BADURA J., ZUCHIEWICZ W., GÓRECKI A., SROKA W., PRZY-BYLSKI B. & ¯YSZKOWSKA M. 2003 — Morphotectonic propertiesof the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Acta Montana IRSM ASCR, Ser. A, 24, 131: 21–49.BARANOWSKI Z., HAYDUKIEWICZ A., KRYZA R., LORENC S.,MUSZYÑSKI A., SOLECKI A. & URBANEK Z. 1990 — Outline ofthe geology of the Góry Kaczawskie (Sudetes, Poland). Neues Jahrb.Geol. Paläont. Abh., 179: 223–257.BEDERKE E. 1924 — Das Devon in Schlesien und das Alter derSudetenfaltung. Fortschr. Geol. Paläont., 7: 1–55.BEDERKE E. 1929 — Die Grenze von Ost- und Westsudeten und ihreBedeutung für die Einordnung der Sudeten in den Gebirgsbau Mitteleu-ropas. Geol. Rundsch., 20: 186–205.BE£KA Z., VALVERDE-VAQUERO P., DÖRR W., AHRENDT H.,WEMMER K.M., FRANKE W. & SCHÄFER J. 2002 — Accretion offirst Gondwana-derived terranes at the margin of Baltica. [In:] Winche-ster J.A., Pharaoh T.C. & Verniers J. 2002 (eds.) Palaeozoic Amalga-mation of Central Europe. Geol. Soc. London Spec. Publ., 201: 19–36.BUSCHMANN B., NASDALA L., JONAS P., LINNEMANN U.G. &GEHMLICH M. 2001 — SHRIMP u-Pb dating of tuff derived anddetrital zircons from Cadomian marginal basin fragments (Neoprotero-zoic) in the northeastern Saxothuringian Zone (Germany). Jahrb. Geol.Paläont. Monatsh., 6: 321–342.CHÁB J., MIXA P., VANECEK M. & �ÁÈEK V. 1994 — Geology ofthe NW part of the Hrubý Jeseník Mts. (the Bohemian massif, CentralEurope). Vìstn. Èesk. Geol. Úst., 69, 3: 17–26.CHÁB J. & VRÁNA S. 1979 — Crossite-actinolite amphiboles of theKrkonoe-Jizera crystalline complex and their geological significance.Vìst. Ustø. Úst. Geol., 54: 143–150.CHLUPÁÈ I. 1993 — Stratigraphic evaluation of some metamorphicunits in the N part of the Bohemian Massif. Neues Jahrb. Geol. Paläont.Abh., 188: 363–388.CHOROWSKA M. 1978 — Visean limestones in the metamorphiccomplex of the Kaczawa Mts (Sudetes). Rocz. Pol. Tow. Geol., 48:245–261.COLLINS A.S., KRYZA R. & ZALASIEWICZ J.A. 2000 — Macrofa-bric fingerprints of Late Devonian–Early Carboniferous subduction inthe Polish Variscides, the Kaczawa complex, Sudetes. J. Geol. Soc.London, 157: 283–288.CYMERMAN Z. 1996 — The Z³oty Stok-Trzebieszowice regionalshear zone: the boundary of terranes in the Góry Z³ote Mts (Sudetes).Geol. Quart., 40: 89–118.CYMERMAN Z., PIASECKI M.A.J. & SESTON R. 1997 — Terranesand terrane boundaries in the Sudetes, northeast Bohemian Massif.Geol. Mag., 134: 717–725.DÈZES P., SCHMID S.M. & ZIEGLER P.A. 2004 — Evolution of theEuropean Cenozoic Rift System: interaction of the Pyrenean and Alpi-ne orogens with the foreland lithosphere. Tectonophysics, 389: 1–33.

143


DUBIÑSKA E., BYLINA P., KOZ£OWSKI A., DÖRR W., NEJBERTK., SCHASTOK J. & KULICKI C. 2004 — U-Pb dating of serpentini-zation: hydrothermal zircon from a metasomatic rodingite shell (Sude-tic ophiolite, SW Poland). Chem. Geol., 203: 183–203.FAURE M., LELOIX C. & ROIG J.Y. 1997 — L’évolution polycyc-lique de la chaîne hercynienne. Bull. Soc. Géol. Fr., 168: 695–705.FINGER F., GERDES A., JANOUŠEK V., RENE M. & RIEGLER G.2007 — Resolving the Variscan evolution of the Moldanubian sector ofthe Bohemian Massif: The significance of the Bavarian and theMoravo-Moldanubian tectonometamorphic phases. J. Geosci., 52:9–28.FRANKE W. 2000 — The mid-European segment of the Variscides:tectonostratigraphic units, terrane boundaries and plate tectonic evolu-tion. [In:] Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds.) Quantifi-cation and Modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec.Publ., 179: 35–61.FRANKE W., DALLMEYER R.D. & WEBER K. 1995 — XI Geody-namic evolution. [In:] Dallmeyer R.D., Franke W. & Weber K. (eds.)Pre-Permian geology of Central and Eastern Europe. Springer, Berlin:579–593.FRANKE W. & ¯ELA�NIEWICZ A. 2000 — The eastern terminationof the Variscides: terrane correlation and kinematic evolution. [In:]Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds.) Quantification andModelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Public., 179:63–86.FRANKE W. & ¯ELA�NIEWICZ A. 2002 — Structure and evolutionof the Bohemian Arc. [In:] Winchester J.A., Pharaoh T.C. & Verniers J.(eds.) Palaeozoic amalgamation of Central Europe. Geol. Soc. LondonSpec. Publ., 201: 279–293.FRIEDL G., FINGER F., MCNAUGHTON N.J. & FLETCHER I.R.2000 — Deducing the ancestry of terranes: SHRIMP evidence forSouth America-derived Gondwana fragments in central Europe. Geo-logy, 28: 1035–1038.FURNES H., KRYZA R., MUSZYÑSKI A., PIN C. & GARMANNL.B. 1994 — Geochemical evidence for progressive, rift-related earlyPaleozoic volcanism in the western Sudetes. J. Geol. Soc. London, 151:91–109.GUNIA T. 1999 — Microfossils from the high-grade metamorphicrocks of the Góry Sowie Mts. (Sudetes area) and their stratigraphicimportance. Geol. Quart., 43, 4: 519–536.HARTLEY A.J. & OTAVA J. 2001 — Sediment provenance anddispersal in a deep marine foreland basin: the Lower CarboniferousCulm Basin, Czech Republic. J. Geol. Soc. London, 158: 137–150.HAYDUKIEWICZ J. 1990 — Stratigraphy of Paleozoic rocks of theGóry Bardzkie and some remarks on their sedimentation. Neues Jahrb.Geol. Paläont. Abh., 179: 275–284.HENK A. 1997 — Gravitational orogenic collapse vs plate boundarystresses: A numerical modelling approach to the Permo-Carboniferousevolution of Central Europe. Geol. Rundsch., 86: 39–55.HLADIL J., MAZUR S., GALLE A. & EBERT J. 1999 — Revised ageof the Ma³y Bo¿ków limestone in the K³odzko metamorphic unit (EarlyGivetian, late Middle Devonian): implications for the geology of theSudetes. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 211: 329–353.KONDRACKI J. 1981 — Geografia fizyczna Polski. Wyd. IV. PWN,Warszawa.KOSSMAT F. 1927 —Gliederung des varistischen Gebirgsbaues.Abh. Sächs. Geol. Landesanstalt, 1, 1–39.KRÖNER A., HEGNER E., HAMMER J., HAASE G., BIELICKIK.H., KRAUSS M. & EIDAM J. 1994 — Geochronology and Nd-Srsystematics of Lusatian granitoids: significance for the evolution of theVariscan orogen in east-central Europe. Geol. Rundsch., 83: 375–376.KRÖNER A., JAECKEL P., HEGNER E. & OPLETAL M. 2001 —Single zircon ages and whole-rock Nd isotopic systematics of earlyPalaeozoic granitoid gneisses from the Czech and Polish Sudetes (Jize-rské hory, Krkonoše and Orlice-Sne�nik Complex). Int. J. Earth Sci.,90: 304–324.KRÖNER A., ŠTÍPSKÁ P., SCHULMANN K. & JAECKEL P. 2000— Chronological constraints on the pre-Variscan evolution of the nor-theastern margin of the Bohemian Massif, Czech Republic. [In:] Fran-ke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds.) Orogenic processes:Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. LondonSpec. Publ., 179: 175–197.KRYZA R & FANNING C.M. 2007 — Devonian deep-crustal meta-morphism and exhumation in the Variscan Orogen: evidence fromSHRIMP zircon ages from the HT-HP granulites and migmatites of theGóry Sowie (Polish Sudetes). Geodin. Acta, 20: 159–75.

KRYZA R. & MAZUR S. 1995 — Contrasting metamorphic paths inthe SE part of the Karkonosze-Izera Block (Western Sudetes, SWPoland). Neues Jahrb. Miner. Abh., 169: 157–192.KRYZA R., MAZUR S. & ALEKSANDROWSKI P. 1999 — Pre-LateDevonian unconformity in the K³odzko area excavated: a record ofEo-Variscan metamorphism and exhumation in the Sudetes. Geol.Sudet., 32: 127–137.KRYZA R., MAZUR S. & PIN C. 1995 — Leszczyniec meta-igneouscomplex in the eastern part of the Karkonosze-Izera Block, WesternSudetes: trace element and Nd isotope study. Neues Jahrb. Geol. Paläont.Abh., 170: 59–74.KRYZA R. & MUSZYÑSKI A. 2003 — Kompleks metamorficzny GórKaczawskich — fragment waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej. [W:]Ciê¿kowski W., Wojewoda J. & ¯elaŸniewicz A. (red.) Sudety Zachod-nie: od wendu do czwartorzêdu. WIND, Wroc³aw, 95–104.KRYZA R., MUSZYÑSKI A. & VIELZEUF D. 1990 — Glaucophane--bearing assemblage overprinted by greenschist-facies metamorphismin the Variscan Kaczawa complex, Sudetes, Poland. J. Metamorph.Geol., 8: 345–355.KRYZA R., PIN C. & VIELZEUF D. 1996 — High pressure granulitesfrom the Sudetes (SW Poland): evidence of crustal subduction and col-lisional thickening in the Variscan Belt. J. Metamorph. Geol., 14:531–546.LINNEMANN U., GEHMLICH M., TICHOMIROVA M.,BUSCHMANN B., NASDALA L., JONAS P., LÜTZNER H. & BOM-BACH K. 2000 — From Cadomian subduction to Early Palaeozoicrifting: the evolution of Saxo-Thuringia at the margin of Gondwana inthe light of single zircon geochronology and basin development (CentralEuropean Variscides, Germany). [In:] Franke W., Haak V., Oncken O.& Tanner D. (eds.) Orogenic processes: Quantification and modellingin the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 131–153.MAJEROWICZ A. 1981 — Rock series of the Œlê¿a Mt. group in thelight of petrologic studies of ophiolite complex. [In:] Narêbski W. (ed.)Ophiolites and initialites of northern border of the Bohemian Massif.Guidebook of Excursion 2. Potsdam-Freiberg: 172–179.MALUSKI H. & PATOÈKA F. 1997 — Geochemistry and 40Ar-39Argeochronology of the mafic metavolcanic rocks from the RchoryMountains complex (west Sudetes, Bohemian Massif): paleotectonicsignificance. Geol. Mag., 134: 703–716.MARHEINE D., KACHLÍK V., MALUSKI H., PATOÈKA F. &¯ELA�NIEWICZ A. 2002 — The 40Ar–39Ar ages from the West Sude-tes (NE Bohemian Massif): constraints on the Variscan polyphasetectonothermal development. [In:] Winchester J. A., Pharaoh T. C. &Verniers J. (eds.) Palaeozoic amalgamation of Central Europe. Geol.Soc. London Spec. Publ., 201: 133–155.MATTE P., MALUSKI H., REILICH P. & FRANKE W. 1990 — Terra-ne boundaries in the Bohemian Massif: results of large scale Variscanshearing. Tectonophysics, 177: 151–170.MATTERN F. 2001 — Permo-Silesian movements between Baltica andwestern Europe: tectonics and “basin families”. Terra Nova, 13:368–375.MAZUR S. 1995 — Structural and metamorphic evolution of the coun-try rocks at the eastern contact of the Karkonosze granite in thesouthern Rudawy Janowickie Mts. and Lasocki Range. Geol. Sudet.,29: 31–98.MAZUR S. 2003 — Structural evolution of the K³odzko MetamorphicComplex and the implications for the Variscan tectonics of the Sudetes.Acta Univ. Wratisl. nr 2581, Pr. Geol.-Miner., 74: 1–197.MAZUR S. & ALEKSANDROWSKI P. 2001 — TheTeplá(?)/Saxothuringian suture in the Karkonosze-Izera massif,Western Sudetes, Central European Variscides. Int. J. Earth Sci., 90:341–360.MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R. & OBERC-DZIE-DZIC T. 2006a — The Variscan orogen in Poland. Geol. Quart., 50, 1:89–118.MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P. & SZCZEPAÑSKI J. 2005 —The presumed Teplá-Barrandian/Moldanubian terrane boundary in theOrlica Mountains (Sudetes, Bohemian Massif): structural and petrolo-gical characteristics. Lithos, 82,1-2: 85–112.MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P. & SZCZEPAÑSKI J. 2007a —Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiego piêtra struktural-nego Sudetów. [W:] Dolny Œl¹sk jako zaplecze surowcowe do budowyautostrad: Materia³y sesji naukowej. Uniwersytet Wroc³awski, Wroc³aw:19–37.MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., TURNIAK K. & AWDANKIE-WICZ M. 2007b — Geology, tectonic evolution and Late Palaeozoicmagmatism of Sudetes — an overview. [In:] Koz³owski A. & Wisz-

144


niewska J. (eds.) Granitoids in Poland. AM Monograph No. 1. Facultyof Geology of the Warsaw University, Warszawa: 59–87.MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., TURNIAK K., KRZEMIÑSKIL., MASTALERZ K., GÓRECKA-NOWAK A., KUROWSKI L.,KRZYWIEC P., ¯ELA�NIEWICZ A. & FANNING M.C. 2010 —Uplift and late orogenic deformation of the Central European Variscanbelt as revealed by sediment provenance and structural record in theCarboniferous foreland basin of western Poland. Int. J. Earth Sci., 99,1: 47–64.MAZUR S., DUNLAP W.J., TURNIAK K. & OBERC-DZIEDZIC T.2006b — Age constraints for the thermal evolution and erosional histo-ry of the central European Variscan belt: new data from the sedimentsand basement of the Carboniferous foreland basin in western Poland. J.Geol. Soc. London, 163: 1011–1024.MAZUR S. & KRYZA R. 1996 — Superimposed compressional andextensional tectonics in the Karkonosze-Izera Block, NE BohemianMassif. [In:] Oncken O. & Janssen C. (eds.) Basement tectonics, 11,Europe and other regions. Kluwer, Potsdam-Dordrecht: 51–66.MAZUR S. & PUZIEWICZ J. 1995 — Mylonites of the NiemczaZone. Ann. Soc. Geol. Pol., 64: 23–52.MAZUR S., TURNIAK K. & BRÖCKER M. 2004 — Neoproterozoicand Cambro-Ordovician magmatism in the Variscan K³odzko Meta-morphic Complex (West Sudetes, Poland): new insights from U/Pb zir-con dating. Int. J. Earth Sci., 93: 758–772.MOCZYD£OWSKA M. 1997 — Proterozoic and Cambrian suc-cessions in Upper Silesia: an Avalonian terrane in southern Poland.Geol. Mag., 134: 679–689.OBERC J. 1966 — Geology of crystalline rocks of the Wzgórza Strze-liñskie Hills, Lower Silesia. Stud. Geol. Pol., 20: 9–187.OBERC-DZIEDZIC T., KLIMAS K., KRYZA R. & FANNING C.M.2003 — SHRIMP U-Pb zircon geochronology of the Strzelin gneiss,SW Poland: evidence for a Neoproterozoic thermal event in theFore-Sudetic Block, Central European Variscides. Int. J. Earth Sci., 92:701–711.OBERC-DZIEDZIC T., KRYZA R., MOCHNACKA K. &LARIONOV A. 2010 — Ordovician passive continental margin mag-matism in the Central European Variscides: U-Pb zircon data from theSE part of the Karkonosze-Izera Massif, Sudetes, SW Poland. Int. J.Earth Sci., 99, 1: 27–46.OBERC-DZIEDZIC T., PIN C. & KRYZA R. 2005 — Geodynamicsetting of the Early Palaeozoic granitoid magmatism in the Variscides:Sm-Nd constrains from the Izera granitogneisses (W Sudetes, SWPoland). Int. J. Earth Sci., 94, 3: 354–368.O’BRIEN P.J., KRÖNER A., JAECKEL P., HEGNER E., ¯ELA�NIE-WICZ A. & KRYZA R. 1997 — Petrological and isotopic studies onPalaeozoic high pressure granulites with a medium pressure overprint,Góry Sowie (Owl) Mts., Polish Sudetes. J. Petrol., 38: 433–456.OLIVER G.J.H., CORFU F. & KROGH T.E. 1993 — U-Pb ages fromSW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica andGondwana. J. Geol. Soc. London, 150: 355–369.PARRY M., ŠTÍPSKÁ P., SCHULMANN K., HROUDA F., JE�EK J.& KRÖNER A. 1997 — Tonalite sill emplacement at an oblique plateboundary: northeastern margin of the Bohemian Massif. Tectonophysi-cs, 280: 61–81.PATOÈKA F. & SMULIKOWSKI W. 2000 — Early Palaeozoic intra-continental rifting and incipient oceanic spreading in the Czech/PolishEast Krkonoše/Karkonosze Complex, West Sudetes (NE BohemianMassif). Geol. Sudet., 33: 1–15.PATOÈKA F. & VALENTA J. 1996 — Geochemistry of the late Devo-nian intermediate to acid metavolcanic rocks from the southern part ofthe Vrbno Group, the Jeseníky Mts. (Moravo-Silesian Belt, BohemianMassif, Czech Republic): paleotectonic implications. Geolines, 4:42–54.PHARAOH T.C. 1999 — Palaeozoic terranes and their lithosphericboundaries within the Trans-European Suture Zone (TESZ): a review.Tectonophysics, 314: 17–41.PIN C., KRYZA R., OBERC-DZIEDZIC T., MAZUR S., TURNIAKK. & WALDHAUSROVA J. 2007 — The diversity and geodynamicsignificance of Late Cambrian (ca. 500 Ma) felsic anorogenic magmati-sm in the northern part of the Bohemian Massif: a review based onSm-Nd isotope and geochemical data. [In:] Linnemann U. Nance R.D.,Kraft P. & Zulauf G. (eds.) The evolution of the Rheic Ocean: FromAvalonian-Cadomian active margin to Alleghenian-Variscan collision.Geol. Soc. Am. Spec. Publ., 423: 209–229.PIN C. & VIELZEUF D. 1983 — Granulites and related rocks inVariscan median Europe: a dualistic interpretation. Tectonophysics, 93:47–74.

PIN C. & VIELZEUF D. 1988 — Les granulites de haute pressiond’Europe moyenne témoins d’une subduction éo-hercynienne. Implica-tions sur l’origine des groupes leptyno-amphiboliques. Bull. Soc. Géol.Fr., (8) IV: 13–20.PORÊBSKI S.J. 1981– Œwiebodzice succession, Upper Devonian–lowermost Carboniferous, Western Sudetes: a prograding mass-flowdominated fan-delta complex. Geol. Sudet., 16: 101–192.SCHULMANN K. & GAYER R. 2000 — A model for a continentalaccretionary wedge developed by oblique collision: the NE BohemianMassif. J. Geol. Soc. London, 157: 401–416.SESTON R., WINCHESTER J.A., PIASECKI M.A.J., CROWLEYQ.G. & FLOYD P.A. 2000 — A structural model for the western-cen-tral Sudetes: a deformed stack of Variscan thrust sheets. J. Geol. Soc.London, 157: 1155–1167.SMULIKOWSKI W. 1995 — Evidence for glaucophane-schist faciesmetamorphism in the East Karkonosze complex, West Sudetes, Poland.Geol. Rundsch., 84: 720–737.ŠTIPSKA P., SCHULMANN K., THOMPSON A.B., JE�EK J. &KRÖNER A. 2001 — Thermo-mechanical role of a Cambro-Ordovi-cian paleorift during the Variscan collision: the NE margin of the Bohe-mian Massif. Tectonophysics, 332: 239–253.SUESS F.E. 1912 — Die moravischen Fenster und ihre Beziehung zumGrundgebirge des Hohes Gesenkes. Denkschr. d. Akad. d. Wiss.,math.-nat. Kl., Wien, 78: 541–631.TAIT J.A., SCHÄTZ M., BACHTADSE V. & SOFFEL H. 2000 —Palaeomagnetism and Palaeozoic palaeogeography of Gondwana andEuropean terranes. [In:] Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D.(eds.) Orogenic Processes: Quantification and Modelling in theVariscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 21–34.TIKHOMIROVA M. 2002 — Zircon inheritance in diatexite granodio-rites and its consequence on geochronology — a case study in Lusatiaand the Erzgebirge (Saxo-Thuringia, eastern Germany. Chem. Geol.,191: 209–224.TURNAU E., ¯ELA�NIEWICZ A. & FRANKE W. 2002 — Middle toearly late Viséan onset of late orogenic sedimentation in the Intra-Su-detic Basin, West Sudetes: miospore evidence and tectonic implication.Geol. Sudet., 34: 9–16.TURNIAK K., MAZUR S. & WYSOCZAÑSKI R. 2000 — SHRIMPzircon geochronology and geochemistry of the Orlica-Œnie¿nik gneis-ses (Variscan belt of Central Europe) and their tectonic implications.Geodin. Acta, 13: 1–20.URBANEK Z., ¯ELA�NIEWICZ A., KEMNITZ H., HERMSDORFN. & LINNEMANN U. 1995 — VI. Western Sudetes (Lugicum). B.Stratigraphy. [In:] Dallmeyer R.D., Franke W. & Weber K. (eds.)Pre-Permian geology of Central and Eastern Europe. Springer, Berlin:315–327.WAJSPRYCH B. 1986 — Sedimentary record of tectonic activity on aDevonian-Carboniferous continental margin, Sudetes. [In:] TeisseyreA.K. (ed.) IAS 7th Regional Meeting, Excursion Guidebook. Ossoli-neum, Kraków-Wroc³aw: 141–164.WINCHESTER J.A., FLOYD P.A., CHOCYK M., HORBOWY K. &KOZDRÓJ W. 1995 — Geochemistry and tectonic environment ofOrdovician meta-igneous rocks in the Rudawy Janowickie Complex,SW Poland. J. Geol. Soc. London, 152: 105–115.WINCHESTER J.A. & PACE TMR NETWORK TEAM 2002 — Pala-eozoic amalgamation of Central Europe: new results from recent geolo-gical and geophysical investigations. Tectonophysics, 360: 5–21.ZIEGLER P.A. 1990 — Geological atlas of Western and Central Euro-pe. 2nd edition. Shell Internationale Maatschappij B.V. GeologicalSociety Publishing House, Bath.ZIEGLER P.A. & DÈZES P. 2005 — Evolution of the lithosphere inthe area of the Rhine Rift System. Int. J. Earth Sci., 94: 594–614.ZNOSKO J. 1981 — The problem of oceanic crust and of ophiolites inthe Sudetes. Bull. Acad. Pol. Sc., Sér. Sc. de la Terre, 29: 185–197.¯ABA J. & BÊDKOWSKI Z. 1995 — Nastêpstwo mezoskopowychstref œcinania w NE czêœci metamorfiku Œnie¿nika (na przyk³adziepolimetamorfitów z kamienio³omu „Z³oty Jar” w Z³otym Stoku). [W:]Muszer A. (red.) Góry Z³ote — geologia, okruszcowanie, ekologia.Materia³y Konferencji Naukowej, Wroc³aw-Z³oty Stok, 9–10 czerwca1995 r. Uniwersytet Wroc³awski, Wroc³aw: 20–27.¯ELA�NIEWICZ A. & ALEKSANDROWSKI P. 2008 — Regionali-zacja tektoniczna Polski: Polska po³udniowo-zachodnia. Prz. Geol., 56:904–911.

Praca wp³ynê³a do redakcji 9.02.2009 r.Po recenzji akceptowano do druku 29.09.2009 r.

145


Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej ... · Zarys budowy i ewolucji tektonicznej...

Documents

Transcript of Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej ... · Zarys budowy i ewolucji tektonicznej...