Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów

Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów

Stanis³aw Mazur

1

, 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 is reviewed on the basis of published data and interpretations. The Sudetic seg-ment of the Variscides and its adjacent areas were subjected to multi-stage accretion during successive collisional events that followed closure of differ-ent segmdiffer-ents of the Rheic Ocean. Early Variscan deformations culminated in the Late Devonian due to docking of the Armorican terrane assemblage to the southern margin of Laurussia. The Variscan orogenic activity continued into the Carboniferous and was associated with a new collision and intense fold-ing and thrustfold-ing, followed by abundant magmatism, gravitational collapse and 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 record of contrasting exhumation/cooling paths, constrained by palaeontological and geochronological data. This provides evidence for the presence 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 metamorphosed Neoproterozoic igneous suites accompanied by volcano-sedimentary successions, 2) Late Cambrian granitoids gneissified during the Variscan orogeny, 3) variously metamorphosed Ordovician through Devonian volcano-sedimentary successions deposited in pre-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) CarboniferCarbonifer-ous granitoids, and 7) clastic sediments of Devonian and/or Early Carboniferous intramontane basins. All these components are assembled to form part of the internal Variscan orogenic zone largely exposed within the area of the Bohemian Massif. A three-partite subdivision of the Sudetes proposed here reflects different timing 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 of Late Palaeozoic strike-slip faults and shear zones, disrupting and dispersing the initially more simply distributed tectonostratigraphic units 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 wczespóŸ-nego karbonu, w trakcie wieloetapo-wej kolizji paleokontynentów Laurussii i Gondwany oraz wywodz¹cych siê z nich usamodzielnionych fragmentów kontynentalnych (terranów) (ryc. 1). Zasadnicz¹ rolê w tym procesie odegra³ zespó³ terranów armorykañskich oderwanych od Gondwany na prze³omie kambru i ordowi-ku i przemieszczaj¹cych siê stopniowo na pó³noc poprzez Ocean Rei (ang. Rheic Ocean). Kolejne w³¹czanie tych ter-ranów w obrêb waryscyjskiego pasa fa³dowego wyznacza g³ówne etapy jego rozwoju i odpowiada za wystêpowanie w nim du¿ych mas póŸnoprekambryjskiej i wczesnopaleo-zoicznej skorupy kontynentalnej. Waryscyjska tektonika kolizyjna zosta³a poprzedzona zamkniêciem niewielkich domen oceanicznych w póŸnym sylurze i wczesnym dewo-nie (Pin & Vielzeuf, 1983, 1988). Te pocz¹tkowe fazy kon-wergencji tektonicznej, okreœlane w literaturze jako eowaryscyjski etap rozwoju orogenu (np. Faure i in., 1997), by³y stowarzyszone z wysokociœnieniowym meta-morfizmem i poprzedza³y lokaln¹ ekshumacjê ska³ wyso-kiego stopnia metamorfizmu. Deformacje waryscyjskie w Sudetach osi¹gnê³y maksymalne natê¿enie w póŸnym dewonie podczas dokowania (przy³¹czania) zespo³u ter-ranów armorykañskich do po³udniowej krawêdzi Laurussii

(traktowanej tu wspólnie z wczeœniej przy³¹czonym do niej terranem Awalonii; Tait i in., 2000; ryc. 1). Podczas karbo-nu póŸnym fazom orogenezy waryscyjskiej towarzyszy³ powszechny plutonizm granitowy, kolaps grawitacyjny prowadz¹cy do ekshumacji kompleksów metamorficznych oraz rozwój, a nastêpnie inwersja obszernego basenu przedgórskiego. W tym samym czasie g³ówne wydarzenia kolizyjne mia³y miejsce na obszarze dzisiejszej NW Afryki i Appalachów, nieco póŸniej zaœ — w trakcie inwersji waryscyjskiego basenu przedgórskiego na obszarze zachodniej i po³udniowo-wschodniej Polski — równie¿ m.in. w uralskim paœmie fa³dowym i na obecnych terenach Kazachstanu.

Niniejsza publikacja stanowi zwiêz³y — i ze wzglêdów objêtoœciowych nieco selektywny, jeœli chodzi o dobór przedstawionych jednostek strukturalnych i cytowan¹ lite-raturê — przegl¹d obecnego stanu wiedzy dotycz¹cej pozycji tektonicznej, budowy i historii rozwoju przed-permskiego piêtra strukturalnego Sudetów jako fragmentu pasma waryscyjskiego Europy. Jej cel stanowi udostêpnie-nie szerszym krêgom polskiej spo³ecznoœci geologicznej wspó³czesnych koncepcji i wyników badañ, rozproszo-nych w ró¿rozproszo-nych Ÿród³ach, zwykle anglojêzyczrozproszo-nych i czêsto opublikowanych za granic¹, a przez to trudno dostêpnych dla wiêkszoœci czytelników i — jak mo¿na wnosiæ z lektu-ry wydanych w ostatnich latach podrêczników geologii regionalnej Polski — niezauwa¿onych nawet przez auto-rów tych ostatnich. Artyku³ jest znacznie rozszerzon¹ i zmodyfikowan¹ wersj¹ referatu przedstawionego na XVI ZjeŸdzie Stowarzyszenia Geologów Wychowanków 1

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. M. Borna 9, 50-204 Wroc³aw; pawel.aleksandrowski@ ing.uni.wroc.pl, stanislaw.mazur@ing.uni.wroc.pl, jacek.szcze-panski@ing.uni.wroc.pl

A v a

l o n

i a

G o n d w a n a

kaledonidy _Caledonides strefa subdukcji subduction zone grzbiet oceaniczny oceanic ridge

A

A r m o r i c a

K³odzko-Góry Sowie Terraneterran k³odzko-sowiogórski

terran œnie¿nicki Œnie¿nik Terrane terran morawski Moravian Terrane terran morawski Moravian Terrane

Laurussia

morawsko-œl¹ski basen za³ukowy basen oceaniczny Starého Mìsta

B

Ocean Rei basen saksoturyñski œrodkowosudecki basen oceaniczny

C

Góry Kaczawskie SE 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 masyw karkonosko-izerski Brunovistulicum

Lusatia & Izera-Karkonosze Massif

Rheic Ocean

Saxothuringian tract Central Sudetic oceanic tract

wczesny dewon

Early Devonian

400 Ma

wczesny dewon

_{390 Ma}

Early Devonian

Avalonia? Baltika?

póŸny dewon

_{370 Ma}

Late Devonian

wczesny karbon

_{340 Ma}

Early Carboniferous

B, C, D

Sudety Œrodkowe

Central Sudetes

Sudety Œrodkowe

Central Sudetes

ofiolit œrodkowosudecki Central Sudetic Ophiolite

Sudety Zachodnie

West Sudetes

Sudety Wschodnie

East Sudetes

O c e a n R e i

R h e i c O c e a n

o ro g e n a ka d y js k i Ac a d ia n Or o g en

L a u r e n c j a

L a u r e n t i a

B a l t i k a

_{B a l t i c a}

ofiolit œrodkowosudecki Central Sudetic Ophiolite pasmo

Starého Mìsta _{morawsko-œl¹skie}pasmo

Moravo-Silesian Belt

Góry Sowie (Mts.) Orlica-Œnie¿nik

strefa szwu suture zone Brunovistulia Brunovistulia Stare Mìsto Belt Stare Mìsto oceanic track Moravo-Silesian back-arc basin

Uniwersytetu Wroc³awskiego (Mazur i in., 2007a). W przy-jêtym na potrzeby niniejszej pracy nazewnictwie jednostek strukturalnych Sudetów autorzy starali siê wykazaæ pewn¹ elastycznoœci¹, próbuj¹c z jednej strony wcieliæ w ¿ycie postulaty zainicjowanej w Komitecie Nauk Geologicznych PAN i aktualnie tocz¹cej siê dyskusji o kryteriach i zasa-dach regionalizacji tektonicznej Polski (por. np. ¯elaŸnie-wicz & Aleksandrowski, 2009), z drugiej zaœ jednak odnosz¹c siê z szacunkiem do przyjêtych od dawna nazw tradycyjnych 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 tutaj w sensie geologicznym, a nie geograficznym — rozci¹gaj¹ siê po obu stronach granicy Polski i Czech na NE obrze¿e-niu Masywu Czeskiego (ryc. 2 i 3). Na ich obszarze ods³aniaj¹ siê zmetamorfizowane w ró¿nym stopniu sukce-sje ska³ wulkaniczno-osadowych oraz ska³y magmowe wieku przedkarboñskiego, miejscami przykryte przez górnodewoñskie i dolnokarboñskie sekwencje klastyczne zapadlisk œródgórskich. Pod³o¿e metamorficzne jest intrudowane przez ró¿nych rozmiarów karboñskie plutony granitoidowe. Sudety wraz z ca³ym Masywem Czeskim stanowi¹ obszar podniesiony blokowo w okresie od póŸnej kredy po kenozoik w polach naprê¿eñ zwi¹zanych z poszczególnymi etapami kolizji alpejskiej i pokolizyjnej ekstensji 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 przebiegu WNW-ESE: 1) œrodkowej Odry na NE i 2) górnej £aby na SW (ryc. 2). Ku pó³nocy wypiêtrzone internidy sudeckie kontaktuj¹ wzd³u¿ strefy uskokowej Odry z karboñskim basenem przedgórskim, pogrzebanym pod grub¹ pokryw¹ ska³ permomezozoicznych monokliny przedsudeckiej i zalegaj¹cych dalej ku NE jednostek strukturalnych base-nu polskiego (np. Mazur i in., 2006a). Ku SE waryscyjskie kompleksy Sudetów zanurzaj¹ siê pod osady miocenu basenu przedgórskiego Karpat, podczas gdy w kierunku NW ³¹cz¹ siê z neoproterozoicznymi ska³ami masywu ³u¿yckiego. Obszar Sudetów jest podzielony przez uskok sudecki 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 sensie orograficznym 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 mozaikê zró¿nicowanych pod wzglêdem litologicznym, stratygra-ficznym oraz strukturalnym przedpermskich kompleksów skalnych, które zarejestrowa³y deformacje wieku dewoñ-skiego i karboñdewoñ-skiego. Zró¿nicowanie historii geologicz-nej sk³adowych jednostek strukturalnych Sudetów oraz wystêpowanie cia³ ofiolitowych i zmetamorfizowanych ska³ magmowych o charakterystyce geochemicznej typu MORB (skrót od ang. mid-ocean ridge basalts — bazalty grzbietów œródoceanicznych) wzd³u¿ niektórych granic tektonicznych, jak równie¿ obecnoœæ produktów metamor-fizmu wysokich i ultrawysokich ciœnieñ (niebieskich ³upków, eklogitów i granulitów) dowodzi, ¿e jednostki strukturalne Sudetów zawieraj¹ fragmenty ró¿nych paleo-zoicznych p³yt litosferycznych oraz produkty ró¿nych pro-cesów tektonicznych. Takie odrêbne genetycznie jednostki strukturalne, oddzielone od siebie przez szwy tektoniczne lub walne nasuwcze albo przesuwcze, rzadziej normalne, uskoki lub strefy œcinania, wydziela siê w dzisiejszej geo-logii jako tzw. terrany tektonostratygraficzne. Terrany wystêpuj¹ce w Sudetach s¹ prawdopodobnie kontynuacj¹ zespo³u terranów armorykañskich znanych z zachodniej czêœci 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 fragmenty tych¿e terranów (wydzielonych na ryc. 2 pod tradycyjnymi nazwami „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 do peryba³tyckich terranów buduj¹cych strefê szwu transeu-ropejskiego (Be³ka i in., 2002).

¬

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 uwzglêdniaj¹ce poprzecznych 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 kompleksów p³aszczowinowych 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 — utworzenie waryscyjskiej struktury Sudetów wskutek karboñskiej kolizji poprzedzonej zamkniêciem domen oceanicznych: saksoturyñskiej, Starého Mìsta oraz morawsko-œl¹skiej

Fig. 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 Arizona University (http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/). The arrowed box with inscribed section line gives approximate location of schematic cross-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 Basin growing 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-Variscan collision in the Late Devonian (C). D — accretion of the Sudetes is completed by closing of the Saxothuringian, Staré Mìsto and Moravo-Silesian oceanic domains and the following Carboniferous Variscan collision

150km

STREF

A

RENOHERCYÑSKA

RHENOHERCYNIAN

ZONE

p³aszczowiny Giessen i Har zu Giessen-Harz nappes PÓ£NOCNA STREF AFYLLITOW A NOR THERN PHYLLITE ZONE ŒRODKOWONIEMIECKI WA£ KRYST ALICZNY MGCR

STREF

A

SAKSOTUR

YÑSKA

SAXOTHURINGIAN

ZONE

Sudety Zachodnie W_est Sudetes Wroc³aw Magdeburg

STREF

A

MOLDANUBSKA

MOLDANUBIAN

ZONE

Harz Wilden fels Frankenb. uskok œrodkowej Odr y MOFZ -BARRANDIEN TEPLA-Erzgebirge masyw ³u¿ycki

STREF

A

MORA

WSKO-ŒL¥SKA

MORA

VO-SILESIAN

ZONE

Sudety Œrodkowe CS LM _MASYW SOWIOGÓRSKI GSM pó³nocnoczeski basen kredowy Cretaceous North Bohemian Basin Praha Sudety Wschodnie East Sudetes p³aszczowiny Münchbergu Münchberg nappes uskok górnej £aby EZ

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 kadomskie

terranu Brunovistulicum (Pt -Cm )3 1

Cadomian granitoids

of the Brunovistulian terrane (Pt -Cm )_{3 1} ska³y metaosadowe, metawulkanity i gnejsy niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt -C )3 1

low- to medium-grade metasediments, metavolcanics and gneisses (Pt -C )3 1 ska³y osadowe bardzo niskiego stopnia metamorfizmu (D-C )₁ very low-grade metasediments (D-C )1

STREFA MORAWSKO-ŒL¥SKA

-MORAVO SILESIAN ZONE

gnejsy œredniego stopnia metamorfizmu (Pt -Cm)3

medium-grade gneisses (Pt -Cm)₃

MASYW SOWIOGÓRSKI

GÓRY SOWIE MASSIF

jednostka Drosendorf:

metaszarowaki i metapelity (Pt -Pz )_{3 1} Drosendorf Unit:

metagreywackes and metapelites (Pt -Pz )3 1

STREFA MOLDANUBSKA

MOLDANUBIAN ZONE

pod³o¿e kadomskie niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt )3

low- to medium-grade Cadomian basement (Pt )3

ska³y metaosadowe i metawulkanity (Pz -C )1 1

metasediments and metavolcanics (Pz -C )1 1 ska³y osadowe (Cm -D )1 2 sedimentary rocks (Cm -D )_{1 2} STREFA TEPLI-BARRANDIENU TEPLA-BARRANDIAN ZONE granitoidy kadomskie (Pt -Cm )3 1 Cadomian granitoids (Pt -Cm )3 1 pod³o¿e o œrednim i wysokim stopniu metamorfizmu (Pt -Pz )3 1

medium- to high-grade metamorphic basement (Pt -Pz )3 1

p³aszczowiny krystaliczne (Pt -Pz )3 1

crystalline nappes (Pt -Pz )3 1 ska³y metaosadowe, metawulkanity i metagranity niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt -Pz )3 1

low- to medium-grade metasediments, metavolcanics and metagranites (Pt -Pz )3 1 flisz o bardzo niskim

stopniu metamorfizmu (C )1

flysch (very low-grade) (C )1

STREFA SAKSOTURYÑSKA

SAXOTHURINGIAN ZONE

pod³o¿e krystaliczne œredniego stopnia metamorfizmu (?Pt-?D) medium-grade crystalline basement (?Pt-?D)

ŒRODKOWONIEMIECKI WA£ KRYSTALICZNY

MID-GERMAN CRYSTALLINE RISE ska³y metaosadowe niskiego stopnia metamorfizmu (Or-D) low-grade metasediments (Or-D)

PÓ£NOCNA STREFA FYLLITOWA

NORTHERN PHYLLITE ZONE

STREFA RENOHERCYÑSKA

RHENOHERCYNIAN ZONE

ska³y osadowe bardzo niskiego stopnia metamorfizmu (D-C )1

very low-grade metasediments (D-C )1

jednostka Gföhl:

granulity i ortognejsy (Pt -Pz )3 1

Gföhl Unit:

granulites and orthogneisses (Pt -Pz )3 1

Ryc. 3 Fig. 3 usk_ok œród sudecki IS_F 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-Doberlug

Fig. 2. Tectonostratigraphic division of the Bohemian Massif (modified from Franke et al., 1995, following Kossmat, 1927). Age

assignments: 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 geologicznie podzieliæ na trzy czêœci: zachodni¹, œrodkow¹ i wschodni¹ (ryc. 3, 4 i 5). Sudety Zachodnie obejmuj¹ wschodni¹ czêœæ masywu ³u¿yckiego, masyw karkonosko-izerski, jednostkê metamorfiku kaczawskiego i zgorzeleckie pasmo ³upkowe. Wszystkie te jednostki uleg³y deformacji w okresie pomiê-dzy póŸnym dewonem i wczesnym karbonem. Deformacja zakoñczy³a siê ekshumacj¹ kompleksów metamorficznych i rozpoczêciem z koñcem karbonu sedymentacji w permo-mezozoicznej niecce pó³nocnosudeckiej.

Sudety Œrodkowe obejmuj¹ masyw sowiogórski, wraz z otaczaj¹cymi go fragmentami ofiolitu œrodkowosudec-kiego, masywy k³odzki i orlicko-œnie¿nicki, metamorficz-ne pasma ³upkowe Nového i Starého Mìsta, metamorfik zabrzeski i Kamieñca Z¹bkowickiego, strefy œcinania Niemczy i Skrzynki oraz masyw amfibolitowy NiedŸwie-dzia. Jednostki te s¹ czêœciowo przykryte osadami wype³niaj¹cymi baseny œródgórskie lub ich ocala³e przed erozj¹ fragmenty, w postaci depresji Œwiebodzic i struktury bardzkiej, w których depozycja rozpoczê³a siê w póŸnym dewonie, oraz osadami zdeponowanymi w niecce

œród-0 10 20km

A

B

C

D

16 E° 17 E° 50 N° KM USB ISO ISO SSN KZPG SB SSS MASYW ŒNIE¯NIKA SM

P O L S K A

P O L A N D

C Z E C H Y

C Z E C H

R E P .

niecka œródsudecka ISB masyw strzeliñski StM metamorfik Nového Mìsta NMB

M O Œ

MASYW ORLICKI OM MASYW SOWIOGÓRSKI GSM metamorfik zabrzeski ZMB pluton ulowej ZP UŒ DŒ LM P£Z MASYW IZERSKI IM niecka pó³nocnosudecka NSB metamorfik po³udniowych i wschodnich Karkonoszy SEKMB KACZAWSKI KMB METAMORFIK PLUTON STRZEGOMIA-SOBÓTKI SSP P L U T O N K A R KON O S Z Y K P pasmo Starého Mìsta SMB MASYW JESENIKÓW JM wschodniosudeckie pasmo fa³dowo-nasuwcze ESFTB A B

ska³y osadowe (m³odsze od C )1

sedimentary rocks (post-C )1 ska³y osadowe D -C )( sedimentary rocks (D -C )3 13 1 granitoidy waryscyjskie (C1-2) Variscan granitoids (C1-2) serpentynity (D )1 serpentinite (D )1 gabra (D )1 gabbros (D )₁ mylonity (C) mylonites (C) zieleñce (Pz )1 greenstones (Pz )1 fyllity (Pz )₁ phyllites (Pz )1 granica pañstwa state frontier

linia przekroju geologicznego (ryc. 4) geological cross-section line (Fig. 4) granitoidy kadomskie (Pt -Cm )3 1 Cadomian granitoids (Pt -Cm )3 1 gnejsy (Cm )3 gneisses (Cm )3 metapelity (Pt ?)3 mica schists (Pt ?)₃ metabazyty i gnejsy (Pz )1

metabasites & gneisses (Pz )1

zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt -D)3

metamorphosed sediments & metavolcanics (Pt -D)3 amfibolity i metapelity (Pt -D)₃ amphibolites & mica schists (Pt -D)3 paragnejsy i metapelity (Pt -Pz )3 1

paragneisses & mica schists (Pt -Pz )3 1 gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt -D)3

gneisses & metasediments (Pt -D)3 gnejsy (Pt -Cm)3

gneisses (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 — pasmo ³upkowe Zgorzelca, SB — struktura bardzka, SSN — strefa œcinania Niemczy, SSS — strefa œcinania Skrzynki, USB — uskok sudecki brze¿ny, UŒ — uskok œródsudecki. Oznaczenia wiekowe jak na ryc. 2

Fig. 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 Stok Pluton, LM — Lusatian Massif, MN — NiedŸwiedŸ Massif, MOŒ — Orlica-Œnie¿nik Massif, NKMB — Niemcza-Kamieniec Meta-morphic Belt, NMB — Nové Mìsto MetaMeta-morphic 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 Mìsto Thrust 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 —ðulova Pluton. Age assignments as in Figure 2

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

Sudety Wschodnie s¹ czêœci¹ kolizyjnego pasma fa³dowo-nasuwczego, które wykszta³ci³o siê wzd³u¿ wschodniej krawêdzi Masywu Czeskiego. Tworzy je stos p³aszczowin morawsko-œl¹skich masywu Jeseników, zbu-dowanych ze zdeformowanych i zmetamorfizowanych ska³ pod³o¿a terranu Brunovistulicum oraz jego pokrywy osadowej. Od zachodu na jednostki morawsko-œl¹skie s¹ nasuniête serie skalne pasma Starého Mìsta oraz masywu orlicko-œnie¿nickiego. W kierunku wschodnim kompleksy metamorficzne zosta³y nasuniête na karboñskie osady morawsko-œl¹skiego basenu przedgórskiego, w swej

zachodniej czêœci równie¿ ujête w wi¹zkê p³aszczowin. Krystaliczne jednostki wschodniosudeckie (Silesicum w tradycyjnej terminologii Suessa, 1912) przed³u¿aj¹ siê ku pó³nocy w obszar bloku przedsudeckiego, gdzie ich naj-wiêksze wychodnie znajduj¹ siê w masywie strzeliñskim (Bederke, 1929; Oberc, 1966; ryc. 3). Ods³aniaj¹ siê tam ska³y nale¿¹ce zarówno do kadomskiego pod³o¿a terranu Brunovistulicum (Oberc-Dziedzic i in., 2003), jak i jego dewoñskiej pokrywy osadowej.

Kompleksy skalne

G³ównymi sk³adnikami piêtra waryscyjskiego Sude-tów s¹ 1) niemetamorficzne lub przeobra¿one magmowe i osadowo-wulkaniczne kompleksy neoproterozoiczne, 2) póŸnokambryjskie granitoidy przeobra¿one w gnejsy podczas orogenezy waryscyjskiej, 3) w ró¿nym stopniu zmetamorfizowane ordowicko-dewoñskie sekwencje

? ? ? ? ? SMB PVV PK JB JDs JV SSS KZPG MNR KM KP MI MRJ P£Z JD USB SSN NKMB MWL B r u n o v i s t u l i c u m Saxothuringicum masyw karkonosko-izerski Karkonosze-Izera Massif masyw ³u¿ycki Lusatian Massif metamorfik kaczawski Kaczawa Metamorphic Belt

depresja Œwiebodzic Œwiebodzice Basin

masyw sowiogórski Góry Sowie Massif

NW SE A B C D 20km 20km Sudety Wschodnie East Sudetes S u d e t y Z a c h o d n i e W e s t S u d e t e s S u d e t y Œ r o d k o w e C e n t r a l S u d e t e s SE NW S u d e t y Z a c h o d n i e W e s t S u d e t e s S u d e t y Œ r o d k o w e C e n t r a l S u d e t e s niecka œródsudecka Intra-Sudetic Basin masyw orlicko-œnie¿nicki Orlica-Œnie¿nik Massif granitoidy kadomskie (Pt -Cm )_{3 1} Cadomian granitoids (Pt -Cm )3 1 gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt -D)₃ gneisses & metasediments (Pt -D)3 zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt -D)3

metamorphosed sediments & metavolcanics (Pt -D)3 metapelity (Pt ?)3 mica schist (Pt ?)3 gnejsy (Cm )3 gneisses (Cm )3 gnejsy (Pt -Cm)₃ gneisses (Pt -Cm)3 metagabra (Cm )3 metagabbros (Cm )3 fyllity (Pz )1 phyllites (Pz )1 metabazyty (Pz )₁ metabasites (Pz )1 ska³y metaosadowe (D_1-3) metasediments (D1-3) mylonity (C) mylonites (C) serpentynity (D )1 serpentinites (D )1 gabra (D )1 gabbros (D )1 eklogity (D -C ) ( 3 1) eclogite D -C3 1 dziki flisz (C )1 wild flysch (C )1 granitoidy waryscyjskie (C1-2) Variscan granitoids (C1-2) ska³y osadowe (D -C ) ( ) 3 1 sedimentary 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 kierunusko-ku 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 — p³aszp³asz-czowina 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. 3

Fig. 4. Schematic, vertically exaggerated cross-sections of the Sudetes, located south (A–B) and north (C–D) of the Intra-Sudetic Fault

and 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 Stok Pluton, 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, ekstensyjnych basenów sedymentacyjnych, 4) elementy póŸnosylur-sko-wczesnodewoñskiego (?) kompleksu ofiolitowego, 5) dewoñskie lub dolnokarboñskie sekwencje osadowe aktywnych i pasywnych obrze¿y kontynentalnych, 6) gra-nitoidy karboñskie oraz 7) klastyczne wype³nienia dewoñ-skich lub wczesnokarboñdewoñ-skich basenów œródgórdewoñ-skich.

Kompleksy neoproterozoiczne (ryc. 3 i 5) reprezentuj¹ prawdopodobnie fragmenty aktywnego obrze¿enia kon-tynentu Gondwany. Zawieraj¹ one zapis magmatyzmu zwi¹zanego z orogenez¹ kadomsk¹, która wydarzy³a siê oko³o 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 zmetamorfizowanych ska³ plutonicznych i wulkaniczno-osadowych o charakte-rystyce geochemicznej typowej dla ³uków magmowych oraz basenów za³ukowych (metamorfik k³odzki), 2) z gra-nitoidów, które intrudowa³y w sekwencje turbidytowe (masyw ³u¿ycki i Sudety Wschodnie), oraz 3) z serii metapelitowych o s³abo poznanym wieku, które otaczaj¹ dolnopaleozoiczne intruzje granitoidowe (masywy karko-nosko-izerski i orlicko-œnie¿nicki). Wyniki najnowszych datowañ izotopowych sugeruj¹ jednak, ze przynajmniej czêœæ serii metapelitowych jest wczesnopaleozoiczna, co ma implikowaæ kontakty tektoniczne miêdzy nimi a meta-granitoidami (Jastrzêbski, 2009 — referat na posiedzeniu

? JL JPK ? ? ? ? ? ? ? ? ? Jst SUDETY ZACHODNIE WEST SUDETES SUDETY ŒRODKOWE CENTRAL SUDETES SUDETY WSCHODNIE EAST SUDETES masyw ³u¿ycki Lusatian Massif zgorzeleckie pasmo ³upkowe Görlitz Slate Belt metamorfik kaczawski Kaczawa Meta-morphic Belt masyw karko-nosko-izerski Izera-Karko-nosze Massif masyw strzeliñski Strzelin Massif masyw Jeseników Jeseniky Massif masyw sowiogórski Góry Sowie Massif struktura bardzka Bardo Unit masyw k³odzki K³odzko Massif masyw orlicko--œnie¿nicki Orlica-Œnie¿nik Massif 542 488 kambr Cambrian 444 ordowik _Ordovician górny proterozoik Upper Proterozoic 416 sylur Silurian 360 dewon Devonian 299 karbon Carboniferous wiek [Ma] age

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

neoproterozoiczny Neoproterozoic event póŸnokambryjski Late Cambrian event karboñski Carboniferous event

mu³owce, ³upki ilaste mudstones, siltstones ³upki krzemionkowo-ilaste clay-siliceous shales czerty chert flisz i szarog³azy flysch & greywackes melan¿e

melanges

wêglany carbonates wulkanity zasadowe volcanics, mostly basic wulkanity kwaœne volcanics, mostly acidic granitoidy granitoids zlepieñce conglomerates piaskowce sandstones

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 po³udniowych Karkonoszy, Jst — jednostka Ještìdu

Fig. 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). Granitoidy ³u¿yckie intrudowa³y oko³o 545–530 mln lat temu (Kröner i in., 1994; Tikhomirova, 2002) podczas koñcowych faz orogenezy kadomskiej (Linnemann i in., 2000). Wschodni skraj wychodni granitoidów przed³u¿a siê na terytorium Polski, gdzie nosz¹ one lokaln¹ nazwê granodiorytów zawidowskich.

PóŸnokambryjskie intruzje granitoidowe s¹ pospolite w Sudetach, podobnie jak i w innych obszarach pasma waryscyjskiego. Intruzje te uznaje siê obecnie za produkt magmatyzmu zwi¹zanego z rozwojem ryftu kontynental-nego (np. Oberc-Dziedzic i in., 2005; Pin i in., 2007), choæ niektórzy 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). Praktycznie niezdeformowana odmiana wczesnopaleozoicznych grani-tów, która ods³ania siê w masywie karkonosko-izerskim, jest tradycyjnie nazywana granitem rumburskim.

Ordowicko-dewoñskie sukcesje wulkaniczno-osadowe wystêpuj¹ce w metamorfiku kaczawskim oraz jednostce po³udniowych Karkonoszy (masyw karkonosko-izerski) s¹ osadem basenów ekstensyjnych za³o¿onych w strefie ini-cjalnego ryftu kontynentalnego. Dalszy ryfting doprowa-dzi³ w sylurze i dewonie do przekszta³cenia siê basenów ensialicznych 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 sylurskie i dewoñskie metabazyty typu MORB oraz towarzysz¹ce im osady g³êbokomorskie (czarne ³upki graptolitowe i czerty). Jednostka Leszczyñca we wschodniej czêœci masywu karkonosko-izerskiego obejmuje póŸnokambryjski kom-pleks intruzji plutonicznych i subwulkanicznych, w sk³ad którego wchodz¹ metabazyty o charakterystyce chemicz-nej typu MORB oraz gchemicz-nejsy powsta³e z plagiogranitów i tonalitów.

Ofiolit œrodkowosudecki, którego rozcz³onkowane fragmenty otaczaj¹ masyw sowiogórski, zachowa³ prawie wszystkie cz³ony typowej sekwencji ofiolitowej — zserpentynizowane ska³y ultramaficzne, masywne gabra i kumulaty, dajki pakietowe, lawy poduszkowe oraz g³êboko-morskie ³upki radiolariowe (Majerowicz, 1981). Powsta³ prawdopodobnie w póŸnym sylurze lub wczesnym dewo-nie 420–400 mln lat temu (Oliver i in., 1993; Dubiñska i in., 2004) i zachowa³ zapis metamorfizmu dna morskiego (Majerowicz, 1981).

W Sudetach Wschodnich (w jednostce Vrbna), w zgo-rzeleckim paœmie ³upkowym i w jednostce Ještìdu wystêpuj¹ dewoñskie sekwencje osadowe zdeponowane na obrze¿ach kontynentalnych. Rejestruj¹ one pocz¹tek orogenezy waryscyjskiej, który zaznacza siê zmian¹ cha-rakteru osadów od wapieni dewoñskiej platformy wêgla-nowej w jednostce Ještìdu po karboñskie turbidyty i melan¿e w zgorzeleckim paœmie ³upkowym. Grupa Vrbna jest natomiast interpretowana jako sukcesja wulkanicz-no-osadowa wype³niaj¹ca dewoñski basen za³ukowy

(Patoèka & Valenta, 1996). Gwa³towne wypiêtrzenie oro-genu po³¹czone z ekshumacj¹ ska³ metamorficznych na powierzchni terenu da³o pocz¹tek sedymentacji w sudec-kich basenach œródgórssudec-kich. Subsydencja tych basenów rozpoczê³a siê w póŸnym dewonie (w basenach bardzkim i Œwiebodzic) i we wczesnym karbonie (w basenie œród-sudeckim).

Struktura

Waryscyjskie struktury Sudetów powsta³y w dewonie i 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 platformê wschodnioeuropejsk¹ (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). Pozosta³oœci¹ basenów morskich zamkniêtych podczas kolizji waryscyj-skiej s¹ allochtoniczne kompleksy wulkaniczno-osadowe Gór Kaczawskich oraz po³udniowych Karkonoszy. S¹ one ujête 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¿ogeochemicz-nej do bazaltów typu MORB, stowarzyszonych z osadami g³êbokomorskimi (Furnes i in., 1994; Winche-ster i in., 1995; Kryza i in., 1995; Patoèka & Smulikowski, 2000), oraz zapis metamorfizmu wysokociœnieniowego w facji niebieskich ³upków (Cháb & Vrana, 1979; Kryza i in., 1990; Smulikowski, 1995; Kryza & Mazur, 1995) dowodz¹, ¿e p³aszczowiny Sudetów Zachodnich wywodz¹ siê z waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej. Wskazuje na to równie¿ 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 utworzone z masywów ³u¿yckiego i karkonosko-izerskiego, które interpretuje siê jako czêœæ pasywnego obrze¿enia terranu saksoturyñskiego (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 póŸnokambryjskich granitoidów. Te ostatnie, zdeformowane w gnejsy podczas orogenezy waryscyjskiej, stanowi¹ podstawowy sk³adnik masywu 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). Pokrywê wulkaniczno-osadow¹ terranu saksoturyñskiego, dziœ zachowan¹ 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 p³aszczowin kaczawskich (Aleksandrowski & Mazur, 2002).

Szew tektoniczny, umiejscowiony przypuszczalnie wœród p³aszczowin Sudetów Zachodnich, jest przykryty

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 skierowaneœrodkowe-go ku ESE kolapsu ekstensyjnego tego masywu (Mazur, 1995; Mazur & Aleksandrowski, 2001). Natomiast depresja Œwiebodzic, zlokalizowana na wschód od stosu p³aszczo-win kaczawskich, powsta³a pod koniec dewonu jako basen zwi¹zany z przesuwcz¹ aktywnoœci¹ pod³o¿a (Porêbski, 1981).

Jednostki tektoniczne Sudetów Œrodkowych, po³o¿one s¹ na wschód od basenów œródsudeckiego i Œwiebodzic i w du¿ej mierze, jeœli nie ca³kowicie, maj¹ charakter allochtoniczny. S¹ one zbudowane z neoproterozoicznych i kambryjskich sekwencji wulkaniczno-osadowych (Gunia, 1999; Mazur i in., 2004) oraz póŸnokambryjskich cia³ 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 otwartych zbiornikach morskich. Wyj¹tek stanowi¹ olistolity wystê-puj¹ce w osadach basenu bardzkiego.

Ofiolit œrodkowosudecki jest pozosta³oœci¹ skorupy oceanicznej podœcielaj¹cej basen, którego zamkniêcie doprowadzi³o do utworzenia sudeckiego odcinka pasma waryscyjskiego (ryc. 1). Stanowi on prawdopodobnie p³aszczowinê czêœciowo podœcielaj¹c¹ (por. Znosko, 1981) lub — przeciwnie — nadœcielaj¹c¹ (ryc. 1; Aleksandrow-ski & Mazur, 2002) masyw sowiogórAleksandrow-ski. S¹siaduj¹ce strukturalnie z ofiolitem kompleksy sowiogórski i orlic-ko-œnie¿nicki wykazuj¹ znacznie wy¿szy stopieñ meta-morfizmu. Obecnoœæ w nich wysokociœnieniowych granulitów (Kryza i in., 1996) dowodzi, ¿e kompleksy te stanowi¹ fragmenty g³êboko pogr¹¿onej (subdukowanej), a nastêpnie ekshumowanej skorupy kontynentalnej. Wiek metamorfizmu facji granulitowej, datowany na przedzia³ 400–385 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 lub z przy³¹czon¹ ju¿ do Laurussii Awaloni¹ w pocz¹tkowej fazie orogenezy waryscyjskiej. W ostatnim etapie procesu ekshumacji fragmentów g³êboko pogr¹¿onej skorupy kon-tynentalnej dosz³o do p³aszczowinowego spiêtrzenia allochtonicznych jednostek strukturalnych Sudetów Œrod-kowych. Zosta³y one nasuniête prawdopodobnie w kierun-ku NW (Mazur, 2003; Mazur i in., 2004), choæ ten wniosek opiera siê wy³¹cznie na danych z metamorfiku k³odzkiego. Ze strefy kontaktu jednostki Nového Mìsta z masywem orlicko-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 strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego. Nosi ona zapis meta-morfizmu niskociœnieniowej facji granulitowej, w³aœciwej dla stref œcienionej skorupy (Kröner i in., 2000; Štipska i 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 kompleksu stanowi 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 wschodniosudeckie zosta³y nasuniête w kierunku NE w re¿imie prawoskrêtnej transpresji (Matte i in., 1990; Schulmann & Gayer, 2000). Plan strukturalny tego obszaru jest zdominowany przez lineacje metamorficzne o przebiegu NE-SW do NNE-SSW, które s¹ typowe nie tylko dla Sudetów Wschodnich, ale tak¿e dla s¹siaduj¹cego z nimi masywu orlicko-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 drobnych fa³dów, lineacji mineralnych i strukturalnych oraz zarysy wychodni czêœci regionalnych jednostek strukturalnych. Struktury o kierunku „sudeckim” wykszta³ci³y siê najpierw wskutek deformacji zwi¹zanej z nasuniêciami p³asz-czowinowymi na prze³omie dewonu i karbonu, skiero-wanymi generalnie ku NW (co implikowa³o pierwotne wyd³u¿enie w kierunku SW-NE zarysu wychodni g³ównych jednostek tektonicznych w obrazie kartogra-ficznym), a nastêpnie podczas karboñskich etapów fa³dowañ, zwi¹zanych tak z kolapsem grawitacyjnym orogenu, jak i z kolejnymi stadiami transpresji i prze-mieszczeñ przesuwczych na regionalnych rozmiarów uskokach 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 jest pozosta³oœci¹ szwu kolizyjnego pomiêdzy kszta³tuj¹cymi siê strukturami Sudetów Œrodkowych oraz strefy molda-nubskiej Masywu Czeskiego, a s¹siaduj¹cym z nimi od wschodu sztywnym terranem Brunovistulicum. Do strefy morawsko-œl¹skiej poza p³aszczowinami metamorficzny-mi (tzw. Silesicum na terenie Sudetów Wschodnich i Moravicum — dalej na SSW, na Morawach; Suess, 1912) tradycyjnie zalicza siê równie¿ pasmo fa³dów i nasuniêæ powsta³e wskutek inwersji fragmentu basenu przedgór-skiego waryscydów. Wype³niaj¹ca ten basen sekwencja turbidytowa by³a deponowana w okresie od œrodkowego wizenu po koniec namuru (Hartley & Otava, 2001) na dolno-dewoñskich zlepieñcach podstawowych i kwarcytach oraz œrodkowo- i górnodewoñskich ska³ach platformy wêglano-wej przykrywaj¹cej terran Brunovistulicum. Podrzêdnie w 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 pomiêdzy poszczególnymi czêœciami Sudetów. Pomimo ¿e wielkoœæ przemieszczeñ na tych uskokach pozostaje dyskusyjna

(Aleksandrowski, 1990, 1995; Matte i in., 1990; Oliver i in., 1993; Aleksandrowski i in., 1997; Aleksandrowski & Mazur, 2002), to w obrazie kartograficznym wyznaczaj¹ one nieprzekraczalne granice s¹siaduj¹cych z nimi jedno-stek tektonicznych. Aktywnoœæ tektoniczn¹ stref uskoko-wych £aby i œródsudeckiej zakoñczy³o w póŸnym karbonie przemieszczenie lewoskrêtne, które lokalnie mog³o osi¹gn¹æ amplitudê 15–20 km i które by³o poprzedzone przez znacznie wiêkszych rozmiarów wczesnokarboñskie ruchy prawoskrêtne (Aleksandrowski 1995; Aleksandrow-ski i in., 1997; Mattern, 2001).

Ramy czasowe

Utworzenie siê sudeckiego odcinka waryscyjskich internidów by³o procesem wieloetapowym. Zapis naj-starszych wydarzeñ tektonometamorficznych pochodzi z prze³omu syluru i dewonu. W masywach sowiogórskim i orlicko-œnie¿nickim metamorfizm wysokociœnieniowy facji granulitowej jest datowany na 385–400 mln lat (O’Brien i in., 1997; Kryza & Fanning, 2007; Anczkiewicz i in., 2007). Dane te dowodz¹, ¿e subdukcja skorupy kontynentalnej 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 formie p³aszczowin metamorficznych zasz³y krótko potem. Wczesno-¿ywecka fauna, pochodz¹ca ze zmetamorfizowanych ska³ osadowych metamorfiku k³odzkiego, wyznacza czas roz-poczêcia fa³dowañ tego fragmentu Sudetów Œrodkowych na nie wczeœniej ni¿ ok. 390 mln lat temu (Hladil i in., 1999). Natomiast najwczeœniejszy moment tego wydarzenia okreœla 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). Górnodewoñskie wapienie wystêpuj¹ce nad t¹ niezgodnoœci¹ przechodz¹ ku górze w dolnokarboñskie osady klastyczne basenu bardzkiego (Wajsprych, 1986; Haydukiewicz, 1990). Tym samym nasuniêcie p³aszczowin œrodkowosudeckich musia³o zdarzyæ siê w w¹skim przedziale czasowym pomiêdzy 390 i 380 mln lat temu.

W basenie kaczawskim sedymentacja g³êbokomorska trwa³a a¿ do koñca dewonu (Urbanek i in., 1995). Najpraw-dopodobniej oznacza to, ¿e sukcesja kaczawska zosta³a w³¹czona w obrêb pryzmy akrecyjnej na prze³omie dewo-nu i karbodewo-nu. Jest to zgodne z datowaniem metamorfizmu wysokociœnieniowego 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 na to 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 p³aszczowin kaczawskich.

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

Œrod-kowych i Zachodnich by³a w tym czasie zdominowana przez ruchy przesuwcze wzd³u¿ g³ównych uskoków lub stref œcinania oraz przez kolaps grawitacyjny w obrêbie najwy¿szych, przypowierzchniowych partii orogenu. Eks-humacja masywu karkonosko-izerskiego rozpoczê³a siê przed ok. 340 mln lat (Mazur, 1995; Mazur & Aleksan-drowski, 2001), synchronicznie z prawoskrêtnymi prze-mieszczeniami przesuwczymi wzd³u¿ kierunku NW-SE na uskoku 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¿ kierunku NE-SW do NNE-SSW mia³y natomiast miejsce w strefach œcinania Niemczy (Mazur & Puziewicz, 1995) oraz Z³oty Stok-Skrzynka (¯aba & Bêdkowski, 1995; Cymerman, 1996).

G³êbokie rozciêcie erozyjne Sudetów w trakcie ich wypiêtrzania w póŸnym karbonie i wczesnym permie spra-wi³o, ze wspó³czesny obraz kartograficzny Sudetów praw-dopodobnie znacznie ró¿ni siê od tego, jaki ukszta³towa³ siê w koñcowej fazie deformacji waryscyjskich. Badania nad pochodzeniem osadów waryscyjskiego basenu przed-górskiego w pod³o¿u monokliny przedsudeckiej dowodz¹, ¿e jeszcze na prze³omie wczesnego i póŸnego karbonu w obrazie intersekcyjnym powierzchni terenu Sudetów dominowa³y kompleksy skalne ekshumowane na prze³omie dewonu i karbonu (Mazur i in., 2006b, 2010). Poniewa¿ wspó³czeœnie takie kompleksy s¹ znane jedynie z masywów sowiogórskiego i k³odzkiego, zatem na pozo-sta³ym obszarze Sudetów musia³y zostaæ w wiêkszoœci usuniête 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 kompleksów p³aszczowinowych. Wyniki badañ nad pochodzeniem osa-dów basenu przedgórskiego pokazuj¹ równie¿, ¿e ju¿ pod koniec karbonu wykszta³cenie litologiczne ods³oniêtych na powierzchni kompleksów skalnych Sudetów nie ró¿ni³o siê zasadniczo od wspó³czesnego (Mazur i in., 2010). Dla-tego intensywna erozja zwi¹zana z blokowym podniesie-niem Sudetów w póŸnej kredzie i trzeciorzêdzie rozciê³a raczej pokrywê górno- i postwaryscyjskiej molasy oraz mezozoicznych osadów platformowych ni¿ krystaliczne pod³o¿e (Aramowicz i in., 2006).

Granitoidy waryscyjskie

Granitoidy sudeckie s¹ efektem magmatyzmu, który intensywnie 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, datowane na ok. 340–330 mln lat oraz 320–300 mln lat. Bardziej szczegó³owy przegl¹d oznaczeñ izotopowych poszczegól-nych intruzji sudeckich mo¿na znaleŸæ w pracy Mazura i in. (2007b). Czas umiejscowienia starszych granitoidów odpowiada g³ównej fazie spiêtrzania p³aszczowin w wary-scydach Europy Œrodkowej (por. np. Franke, 2000). Dla-tego genezê tych ska³ mo¿na przypisaæ wzrostowi temperatury w dolnej i œrodkowej skorupie wskutek rozpa-du pierwiastków promieniotwórczych w pogrubionej strefie korzeniowej orogenu. Znajduje to potwierdzenie w historii termicznej ska³ os³ony, które uleg³y

wysokotemperaturo-wemu i niskociœnieniowysokotemperaturo-wemu metamorfizmowi (Marheine i in., 2002) oraz synkinematycznej migmatyzacji (Turniak i in., 2000) we wczesnym karbonie.

Na póŸny karbon (320–300 mln lat temu) jest datowany m³odszy etap magmatyzmu, podczas którego utworzy³y siê najwiêksze spoœród sudeckich intruzji granitoidowych. Te w wiêkszoœci peraluminowe cia³a granitoidów zosta³y umiejscowione p³ytko w obrêbie górnej skorupy podczas koñcowych etapów lub ju¿ po zakoñczeniu orogenezy waryscyjskiej. Du¿ym intruzjom granitów i granodiory-tów, takim jak plutony Karkonoszy czy Strzegomia-Sobót-ki (ryc. 3), miejscami towarzysz¹ równowiekowe lub nieznacznie m³odsze granitoidy wapniowo-alkaliczne z dajkami tonalitów oraz dioryty kwarcowe (np. w masy-wie strzeliñskim). PóŸnokarboñski plutonizm granitowy by³ równoczesny z kwaœnym i zasadowym wulkanizmem zaznaczaj¹cym 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 do skorupy ziemskiej. Zjawisko to mog³o byæ nastêpstwem póŸnokarboñskiej 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 Sudetów obejmowa³a cztery g³ówne etapy: 1) zamkniêcie domen oceanicznych i subdukcjê skorupy kontynentalnej we wczesnym dewonie, 2) nasuniêcia p³aszczowinowe i ufor-mowanie szwów kolizyjnych oraz znacznych rozmiarów przemieszczenia przesuwcze zachodz¹ce w re¿imie trans-presyjnym wzd³u¿ regionalnych stref uskokowych lub stref œcinania w póŸnym dewonie i we wczesnym karbonie, 3) kolaps grawitacyjny orogenu i powstanie zapadlisk œródgórskich w p³ytszych poziomach skorupy, przeplatane paroksyzmami kompresji tektonicznej i fa³dowaniami oraz stowarzyszone z trwaj¹cymi wci¹¿ przemieszczeniami przesuwczymi we wczesnym i póŸnym karbonie oraz 4) intensywny magmatyzm i inwersjê basenów œródgór-skich w póŸnym karbonie. Procesy te doprowadzi³y do konsolidacji sudeckiego odcinka orogenu, stanowi¹cego dziœ integraln¹ czêœæ waryscyjskich internidów ods³oniê-tych na obszarze Masywu Czeskiego. Chocia¿ ewolucja Sudetów prawdopodobnie nie ró¿ni siê w istotny sposób od rozwoju s¹siaduj¹cych czêœci pasma waryscyjskiego, to ich korelacja napotyka na liczne trudnoœci, ze wzglêdu na efekty intensywnej tektoniki przesuwczej oraz czêœciowe przykrycie 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 autorów kolejnych publikacji w Przegl¹dzie Geologicznym, rela-cjonuj¹cych wspó³czesny stan wiedzy o waryscydach po³udniowo-zachodniej Polski.

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

Literatura

ALEKSANDROWSKI P. 1990 — Early Carboniferous strike-slip displacements at the northeast periphery of the Variscan Belt in Central Europe. [In:] International Conference on Paleozoic Orogens in Central Europe (IGCP Program 233: Terranes in the Circum-Atlantic Paleozoic Orogens), 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 in the Polish Sudetes, northeast Bohemian Massif. Geol. Mag., 133: 727–739.

ALEKSANDROWSKI P. & MAZUR S. 2002 — Collage tectonics in the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. [In:] Winchester J., Pharaoh T. & Verniers J. (eds.), Palaeozoic Amalgamation 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 granulites in 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 denudation and uplift. Neues Jahrb. Miner. Abh., 182, 3: 221–229.

BADURA J., ZUCHIEWICZ W., GÓRECKI A., SROKA W., PRZY-BYLSKI B. & ¯YSZKOWSKA M. 2003 — Morphotectonic properties of the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Acta Montana IRSM AS CR, Ser. A, 24, 131: 21–49.

BARANOWSKI Z., HAYDUKIEWICZ A., KRYZA R., LORENC S., MUSZYÑSKI A., SOLECKI A. & URBANEK Z. 1990 — Outline of the 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 der Sudetenfaltung. Fortschr. Geol. Paläont., 7: 1–55.

BEDERKE E. 1929 — Die Grenze von Ost- und Westsudeten und ihre Bedeutung 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 of first 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 and detrital 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. &ðÁÈEK V. 1994 — Geology of the NW part of the Hrubý Jeseník Mts. (the Bohemian massif, Central Europe). Vìstn. Èesk. Geol. Úst., 69, 3: 17–26.

CHÁB J. & VRÁNA S. 1979 — Crossite-actinolite amphiboles of the Krkonoe-Jizera crystalline complex and their geological significance. Vìst. Ustø. Úst. Geol., 54: 143–150.

CHLUPÁÈ I. 1993 — Stratigraphic evaluation of some metamorphic units in the N part of the Bohemian Massif. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 188: 363–388.

CHOROWSKA M. 1978 — Visean limestones in the metamorphic complex 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 in the Polish Variscides, the Kaczawa complex, Sudetes. J. Geol. Soc. London, 157: 283–288.

CYMERMAN Z. 1996 — The Z³oty Stok-Trzebieszowice regional shear 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 — Terranes and terrane boundaries in the Sudetes, northeast Bohemian Massif. Geol. Mag., 134: 717–725.

DÈZES P., SCHMID S.M. & ZIEGLER P.A. 2004 — Evolution of the European Cenozoic Rift System: interaction of the Pyrenean and Alpi-ne orogens with the foreland lithosphere. Tectonophysics, 389: 1–33.

DUBIÑSKA E., BYLINA P., KOZ£OWSKI A., DÖRR W., NEJBERT K., 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 of the Bohemian Massif: The significance of the Bavarian and the Moravo-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. & ¯ELAîNIEWICZ A. 2000 — The eastern termination of the Variscides: terrane correlation and kinematic evolution. [In:] Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds.) Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Public., 179: 63–86.

FRANKE W. & ¯ELAîNIEWICZ A. 2002 — Structure and evolution of the Bohemian Arc. [In:] Winchester J.A., Pharaoh T.C. & Verniers J. (eds.) Palaeozoic amalgamation of Central Europe. Geol. Soc. London Spec. Publ., 201: 279–293.

FRIEDL G., FINGER F., MCNAUGHTON N.J. & FLETCHER I.R. 2000 — Deducing the ancestry of terranes: SHRIMP evidence for South America-derived Gondwana fragments in central Europe. Geo-logy, 28: 1035–1038.

FURNES H., KRYZA R., MUSZYÑSKI A., PIN C. & GARMANN L.B. 1994 — Geochemical evidence for progressive, rift-related early Paleozoic volcanism in the western Sudetes. J. Geol. Soc. London, 151: 91–109.

GUNIA T. 1999 — Microfossils from the high-grade metamorphic rocks of the Góry Sowie Mts. (Sudetes area) and their stratigraphic importance. Geol. Quart., 43, 4: 519–536.

HARTLEY A.J. & OTAVA J. 2001 — Sediment provenance and dispersal in a deep marine foreland basin: the Lower Carboniferous Culm Basin, Czech Republic. J. Geol. Soc. London, 158: 137–150. HAYDUKIEWICZ J. 1990 — Stratigraphy of Paleozoic rocks of the Góry Bardzkie and some remarks on their sedimentation. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 179: 275–284.

HENK A. 1997 — Gravitational orogenic collapse vs plate boundary stresses: A numerical modelling approach to the Permo-Carboniferous evolution of Central Europe. Geol. Rundsch., 86: 39–55.

HLADIL J., MAZUR S., GALLE A. & EBERT J. 1999 — Revised age of the Ma³y Bo¿ków limestone in the K³odzko metamorphic unit (Early Givetian, late Middle Devonian): implications for the geology of the Sudetes. 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., BIELICKI K.H., KRAUSS M. & EIDAM J. 1994 — Geochronology and Nd-Sr systematics of Lusatian granitoids: significance for the evolution of the Variscan 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 early Palaeozoic granitoid gneisses from the Czech and Polish Sudetes (Jize-rské hory, Krkonoše and Orlice-Snenik 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., OncFran-ken O. & Tanner D. (eds.) Orogenic processes: Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 175–197.

KRYZA R & FANNING C.M. 2007 — Devonian deep-crustal meta-morphism and exhumation in the Variscan Orogen: evidence from SHRIMP zircon ages from the HT-HP granulites and migmatites of the Góry Sowie (Polish Sudetes). Geodin. Acta, 20: 159–75.

KRYZA R. & MAZUR S. 1995 — Contrasting metamorphic paths in the SE part of the Karkonosze-Izera Block (Western Sudetes, SW Poland). Neues Jahrb. Miner. Abh., 169: 157–192.

KRYZA R., MAZUR S. & ALEKSANDROWSKI P. 1999 — Pre-Late Devonian unconformity in the K³odzko area excavated: a record of Eo-Variscan metamorphism and exhumation in the Sudetes. Geol. Sudet., 32: 127–137.

KRYZA R., MAZUR S. & PIN C. 1995 — Leszczyniec meta-igneous complex in the eastern part of the Karkonosze-Izera Block, Western Sudetes: trace element and Nd isotope study. Neues Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 170: 59–74.

KRYZA R. & MUSZYÑSKI A. 2003 — Kompleks metamorficzny Gór Kaczawskich — 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 metamorphism in the Variscan Kaczawa complex, Sudetes, Poland. J. Metamorph. Geol., 8: 345–355.

KRYZA R., PIN C. & VIELZEUF D. 1996 — High pressure granulites from 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 Palaeozoic rifting: the evolution of Saxo-Thuringia at the margin of Gondwana in the light of single zircon geochronology and basin development (Central European Variscides, Germany). [In:] Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds.) Orogenic processes: Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 131–153. MAJEROWICZ A. 1981 — Rock series of the Œlê¿a Mt. group in the light 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-39Ar geochronology of the mafic metavolcanic rocks from the Rchory Mountains complex (west Sudetes, Bohemian Massif): paleotectonic significance. Geol. Mag., 134: 703–716.

MARHEINE D., KACHLÍK V., MALUSKI H., PATOÈKA F. & ¯ELAîNIEWICZ A. 2002 — The40_Ar–39_{Ar ages from the West} Sude-tes (NE Bohemian Massif): constraints on the Variscan polyphase tectonothermal 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 Variscan shearing. Tectonophysics, 177: 151–170.

MATTERN F. 2001 — Permo-Silesian movements between Baltica and western 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 the southern Rudawy Janowickie Mts. and Lasocki Range. Geol. Sudet., 29: 31–98.

MAZUR S. 2003 — Structural evolution of the K³odzko Metamorphic Complex 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 — The Teplá(?)/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 the Orlica 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 budowy autostrad: Materia³y sesji naukowej. Uniwersytet Wroc³awski, Wroc³aw: 19–37.

MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., TURNIAK K. & AWDANKIE-WICZ M. 2007b — Geology, tectonic evolution and Late Palaeozoic magmatism of Sudetes — an overview. [In:] Koz³owski A. &