Masyw Czeski jest jednym z kilku dużych zlokalizowanych w Europie elementów reprezentujących waryscyjski etap rozwoju tektonicznego. W klasycznej pracy z 1927 roku (Kossmat, 1927) wyróżniono w jego obrębie dwie główne jednostki: saksoturyńską w części północnej, oraz moldanubską, która obejmuje zarówno obszar terranu Tepla-Barrandian jak również Moldanubicum sensu stricto. Od północy i północnego wschodu Masyw Czeski, poprzez wyniesienie środkowoniemieckie (Mid-German Crystaline High) oraz strefę renohercyńską, graniczy z mikrokontynentem Wschodniej Awalonii. Strefa renohercyńska oraz wyniesienie środkowoniemieckie utożsamiane jest ze szwem powstałym na wskutek zamknięcia się oceanu Rei podczas orogenezy waryscyjskiej (np.: Franke, 2000; Zeh i Gerdes, 2010). W części południowo – wschodniej granicę stanowi śląsko – morawska
30 strefa uskokowa, za którą znajduję się Brunovistulicum (Fig. 8, Fig. 6). Południowa część strefy moldanubskiej graniczy z północną granicą orogenu alpejskiego.
Na wskutek skomplikowanej historii geologicznej, Masyw Czeski jest nieustannym przedmiotem badań i kontrowersji. Obecnie większość badaczy uznaje, że wszystkie jednostki tektoniczne budujące Masyw Czeski należą do grupy terranów armorykańskich (Armorican Terrane Assemblage,), które na wskutek wieloetapowej orogenezy waryscyjskiej przyłączyły się do Laurosji, np.: (Crowley i inni, 2000; Stampfli i inni, 2002; Lewandowski, 2003; Mazur i inni, 2010; Stampfli inni, 2013; Kroner i Romer, 2013). Wysuwane były jednak hipotezy, że przynajmniej część jednostek, to jest na przykład Blok Gór Sowich czy Tepla – Barrandian, mogą mieć bałtycko – awalońskie pochodzenie (Cymerman, 1998; Golonka i Gawęda, 2012).
Fig. 8 Uproszczona mapa Masywu Czeskiego (na podstawie: Nance i inni, 2010, zmienione)
3.4.1 Saksoturyngia (Sx)
Terran saksoturyngii jest jednym z terranów należących do grupy terranów armorykańskich (z ang.: Armorican Terrane Assembly – w skrócie ATA) (Tait i inni, 1997; Matte, 2001). O jego przynależności do tej grupy terranów świadczą między innymi kopalne górnoordowickie osady lodowcowe (tyllity) niespotykane na obszarze Awalonii, informacje biogeograficzne, jak również dane paleomagnetyczne rozbieżne z pozorną wędrówką
31 biegunów Awalonii, sugerujące okołogondwańskie położenie Saksoturyngii we wczesnym paleozoiku (Steiner i Falk, 1981; Pharaoh, 1999). Południową granicę tego terranu wyznacza prawdopodobnie linia łącząca kompleks ofiolitowy Mariánske Lázne z jednostką Leszczyńca – dokładny przebieg nie może być śledzony na powierzchni, aczkolwiek wyraźnie zaznacza się on w pomiarach geofizycznych (Guy i inni, 2011). Północną i północno zachodnią granicę tworzy strefa środkowoniemieckiego wyniesienia krystalicznego. Od północnego – wschodu za granicę przyjęto uskok śródsudecki, w związku z czym do strefy saksoturyńskiej należy również zaliczyć przynajmniej fragment Sudetów Zachodnich, tj.: masyw karkonosko – izerski, jak i masyw łużycki (Fig. 9). Niektórzy autorzy sugerują, że elementem terranu saksoturyńskiego może być również kopuła orlicko - śnieżnicka (Chopin i inni, 2012). W 2007 roku zaproponowano podział terranu saksoturyngii na trzy jednostki: autochtoniczną, strefę nasuwczo - przesuwczą i allochtoniczną (Kroner i inni, 2007; Kroner i inni, 2008).
Jednostka autochtoniczna charakteryzuje się ciągłą sedymentacją od ordowiku po środkowy karbon włącznie. Wapienie dolno- i środkowokambryjskie zachowały się wyłącznie lokalnie ze względu na późnokambryjski epizod erozyjny. Dolny ordowik reprezentowany jest przez miąższe (do 3000 m) utwory silikoklastyczne szelfu wewnętrznego, przechodzące w osady pelitowe głębszego szelfu. Z kolei, późnoordowickie zlodowacenie pozostawiło po sobie tyllity. Sekwencja kambryjsko-ordowicka reprezentuje etap ekstensji związanej powstawaniem oceanu Rei. Z kolei osady sylursko – środkowodewońskie reprezentowane są przez czarne łupki, czerty i głębokowodne wapienie. Podwyższona aktywność tektoniczna w późnym dewonie spowodowała depozycję osadów turbidytowych. Na przełomie wczesnego i środkowego karbonu nastąpiła diachroniczna sedymentacja dystalnych turbidytów w części centralnej, południowo-wschodniej i północno-zachodniej jednostki. Etap ten był poprzedzony depozycją środkowoturnejskich czarnych łupków.
Strefa nasuwczo - przesuwcza do dewonu środkowego ma wykształcenie podobne do jednostki autochtonicznej. We wczesnym franie epizod wzmożonej aktywności wulkanicznej i tektonicznej doprowadził do zuskokowania obszaru oraz do powstania licznych intruzji magmowych o początkowo kwaśnym charakterze, który w późniejszym etapie przybrał charakter zasadowy (Gehmlich i inni, 2000). Zuskokowanie obszaru doprowadziło do zróżnicowania reliefu dna basenu, co przejawia się lukami w sedymentacji i dużą zmiennością facjalną górnodewońskich osadów. Z kolei głębokomorskie osady turneju związane są propagacją orogenu waryscyjskiego.
32 Jednostka allochtoniczna nosi ślady ultrawysokich ciśnień i temperatur wskazujących na zaangażowanie początkowo w proces subdukcji, a następnie szybko ekshumowane. Eklogity Münchbergu wskazują na dewoński metamorfizm wysokociśnieniowo – wysokotemperaturowy. Z kolei, w kompleksie Erzgebirge metamorfizm o podobnym charakterze miał miejsce w dolnym karbonie. Ekshumacja miała charakter diachroniczny i obejmowała okres od 400 do 340 Ma.
Fig. 9 Szkic geologiczny jednostki saksoturyńskiej (na podstawie: Kroner i inni, 2008). 1 – kompleks Műnchenberg, 2 – kompleks Erzgebirge (część zachodnia), 3 – kompleks Erzgebirge (cześć wschodnia)
3.4.2 Tepla - Barrandian (TB)
Tepla – Barrandian jest jednostką położoną w centralnej części Masywu Czeskiego. Od północy graniczy ona z terranem saksoturyńskim, a od południa ze strefą moldanubską
sensu stricto. Stanowi on osobną jednostkę tektoniczną, której podłoże zostało uformowane
podczas orogenezy kadomskiej. W odróżnieniu od otaczających go jednostek, to jest saksoturyńskiej i moldanubskiej, TB uległ jedynie słabym przeobrażeniom podczas orogenzy waryscyjskiej (Kroner i inni, 2008). Wyjątek stanowią części brzeżne, o wyższym stopniu metamorfizmu. W ujęciu regionalnym w profilu TB można wyróżnić dwa piętra: kadomskie podłoże oraz kambryjsko - dewońską pokrywę osadowa. Protolitem skał podłoża kadomskiego były ediakarańskie osady głębokomorskie oraz kwaśne i zasadowe skały
33 wulkaniczne. Środowisko powstania tych skał określa się na kontynentalny lub oceaniczny łuk wulkaniczny .
Istotnym epizodem w paleozoicznym rozwoju tej jednostki była późnodewońska kolizja typu kontynent - kontynent z terranem saksoturyńskim, będąca efektem zapoczątkowanej w sylurze subdukcji skorupy oceanicznej (Schulmann i inni, 2009).
3.4.3 Jednostka moldanubska (Moldanubicum) (Mo)
Jednostka moldanubska, zajmuje południową część Masywu Czeskiego. Graniczny on od północy zarówno z terranem Saksoturyngii jak i terranem Tepla – Barrandianu, z kolei od strony wschodniej z Brunovistulicum. Południowa cześć przykryta jest osadami fliszowymi Alp Wschodnich.
Jednostka ta reprezentuje najbardziej zerodowane fragmenty „korzeni” orogenu waryscyjskiego. Ze względu na skomplikowaną budowę wyróżniono trzy enigmatyczne piętra strukturalne: Ostrong (również nazywane piętrem monotonicznym), Drosendorf (piętro zróżnicowane) i Gföhl. Najniższe z nich - Ostrong cechuje się jednostajną litologią i zbudowane jest głównie z paragnejsów i migmatytów, dla których protolitem były górnoproterozoiczno – ordowickie szarogłazy skaleniowo – potasowe. Podrzędnie występują ciała ortognejsów, amfibolitów, kwarcytów i eklogitów (Kroner i inni, 2008).
Powyżej jednostki Ostrong, znajduje się jednostka Drosendorf o zróżnicowanej litologii. W jej skład wchodzą przede wszystkim paragnejsy, jak również kwarcyty, granitognejsy, marmury, kwaśne i zasadowe skały metawulkaniczne (amfibolity, metagabra i podrzędnie eklogity) (O'Brien i Vrana, 1995; Racek i inni, 2006; Kroner i inni, 2008).
Najwyżej położona jednostka Gföhl również wykazuje duże zróżnicowanie litologiczne. Dla tej jednostki charakterystyczne są, zmetamorfizowane w warunkach wysokich ciśnień i temperatur, skały ultrazasadowe płaszcza (piroksenity i perydotyty) i eklogity, tworzące ciała w obrębie skał bardziej bogatych w krzemionkę, jak granitognejsy migmatytowe, metagranity i granulity (Štípská i Powell, 2005; Kroner i inni, 2008).
Dewońsko – karboński relacje pomiędzy jednostką moldanubską a pozostałymi jednostkami Masywu Czeskiego nie są do końca wyjaśnione. Niewątpliwie w tym czasie nastąpiła ekshumacja, połączona z migmatyzacją i silnymi procesami plutonicznymi, powodującymi powstanie dużych syn- i post- orogenicznym intruzji granitoidowych (Schulmann i inni, 2009).
Ostatnio zaproponowany geodynamiczny model waryscyjskiej ewolucji Masywu Czeskiego, a w szczególności jednostki moldanubskiej, wskazuje, że jednostka ta powstała