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 Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 2, 2010 S. Mazur P. Aleksandrowski J. Szczepañski Outline structure and tectonic evolution of the Variscan Sudetes. Prz. Geol., 58: 133 145. Abstract.Thestructure and evolution of the Polish part of the Sudetes is reviewed on the basis of published data and interpretations. The Sudetic segment of the Variscides and its adjacent areas were subjected to multi-stage accretion during successive collisional events that followed closure of different segments 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 folding and thrusting, 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 Carboniferous sedimentary successions of a passive continental margin, 6) Carboniferous 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. 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 amalgamated 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, Palaeozoic, tectonostratigraphic terranes, tectonics, deformation, strike-slip faults Orogen waryscyjski Europy utworzy³ siê podczas póÿnego dewonu i wczesnego karbonu, w trakcie wieloetapowej 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 ordowiku i przemieszczaj¹cych siê stopniowo na pó³noc poprzez Ocean Rei (ang. Rheic Ocean). Kolejne w³¹czanie tych terranów w obrêb waryscyjskiego pasa fa³dowego wyznacza g³ówne etapy jego rozwoju i odpowiada za wystêpowanie w nim du ych mas póÿnoprekambryjskiej i wczesnopaleozoicznej skorupy kontynentalnej. Waryscyjska tektonika kolizyjna zosta³a poprzedzona zamkniêciem niewielkich domen oceanicznych w póÿnym sylurze i wczesnym dewonie (Pin & Vielzeuf, 1983, 1988). Te pocz¹tkowe fazy konwergencji tektonicznej, okreœlane w literaturze jako eowaryscyjski etap rozwoju orogenu (np. Faure i in., 1997), by³y stowarzyszone z wysokociœnieniowym metamorfizmem i poprzedza³y lokaln¹ ekshumacjê ska³ wysokiego stopnia metamorfizmu. Deformacje waryscyjskie w Sudetach osi¹gnê³y maksymalne natê enie w póÿnym dewonie podczas dokowania (przy³¹czania) zespo³u terranów armorykañskich do po³udniowej krawêdzi Laurussii 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.szczepanski@ing.uni.wroc.pl (traktowanej tu wspólnie z wczeœniej przy³¹czonym do niej terranem Awalonii; Tait i in., 2000; ryc. 1). Podczas karbonu 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 izewzglêdów objêtoœciowych nieco selektywny, jeœli chodzi o dobór przedstawionych jednostek strukturalnych i cytowan¹ literaturê przegl¹d obecnego stanu wiedzy dotycz¹cej pozycji tektonicznej, budowy i historii rozwoju przedpermskiego piêtra strukturalnego Sudetów jako fragmentu pasma waryscyjskiego Europy. Jej cel stanowi udostêpnienie szerszym krêgom polskiej spo³ecznoœci geologicznej wspó³czesnych koncepcji i wyników badañ, rozproszonych w ró nych Ÿród³ach, zwykle anglojêzycznych i czêsto opublikowanych za granic¹, a przez to trudno dostêpnych dla wiêkszoœci czytelników i jak mo na wnosiæ z lektury wydanych w ostatnich latach podrêczników geologii regionalnej Polski niezauwa onych nawet przez autorów tych ostatnich. Artyku³ jest znacznie rozszerzon¹ i zmodyfikowan¹ wersj¹ referatu przedstawionego na XVI ZjeŸdzie Stowarzyszenia Geologów Wychowanków 133

wczesny dewon Early Devonian Armorica strefa szwu suture zone strefa subdukcji subduction zone 400 Ma grzbiet oceaniczny oceanic ridge Ocean Rei basen saksoturyñski Saxothuringia Rheic Ocean Saxothuringian tract wczesny dewon 390 Ma Early Devonian Laurencja Laurentia terran k³odzko-sowiogórski K³odzko-Góry Sowie Terrane œrodkowosudecki basen oceaniczny kaledonidy Caledonides L a u r u s s i a orogen akadyjski Acadian Orogen Ocean Rei Rheic Ocean Central Sudetic oceanic tract Avalonia terran œnie nicki Œnie nik Terrane Armorica Gondwana basen oceaniczny Starého Mìsta terran morawski Moravian Terrane Stare Mìsto oceanic track Baltika Baltica morawsko-œl¹ski basen za³ukowy Moravo-Silesian back-arc basin B, C, D A Laurussia Avalonia Baltika Brunovistulia B Sudety Œrodkowe Central Sudetes ofiolit œrodkowosudecki Central Sudetic Ophiolite terran morawski Moravian Terrane Saxothuringia póÿny dewon Late Devonian 370 Ma Brunovistulia C Sudety Zachodnie West Sudetes u yce i masyw karkonosko-izerski Góry Kaczawskie (Mts.) SE Karkonosze Lusatia & Izera-Karkonosze wczesny karbon 340 Ma Early Carboniferous Sudety Œrodkowe Central Sudetes ofiolit œrodkowosudecki Góry Sowie (Mts.) Central Sudetic Ophiolite Orlica-Œnie nik pasmo Starého Mìsta Stare Mìsto Belt Sudety Wschodnie East Sudetes pasmo morawsko-œl¹skie Moravo-Silesian Belt Brunovistulicum D 134

Uniwersytetu Wroc³awskiego (Mazur i in., 2007a). W przyjêtym 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 zasadach regionalizacji tektonicznej Polski (por. np. elaÿniewicz & Aleksandrowski, 2009), z drugiej zaœ jednak odnosz¹c siê z szacunkiem do przyjêtych od dawna nazw tradycyjnych oraz nie lekcewa ¹c w³asnych, umotywowanych merytorycznie i filologicznie, preferencji. Po³o enie i podzia³ Sudetów Sudety (œciœlej: sudecki segment internidów waryscyjskiego pasma fa³dowego Europy) rozumiane tutaj w sensie geologicznym, a nie geograficznym rozci¹gaj¹ siê po obu stronach granicy Polski i Czech na NE obrze eniu Masywu Czeskiego (ryc. 2 i 3). Na ich obszarze ods³aniaj¹ siê zmetamorfizowane w ró nym stopniu sukcesje 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 basenu 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 pagórkowat¹ (z wyj¹tkiem górskiego masywu Œlê y) rzeÿbê przedgórza Sudetów po stronie NE (por. np. Kondracki, 1981). Uskok sudecki brze ny jest struktur¹ karboñsk¹, póÿnowaryscyjsk¹, reaktywowan¹ w póÿnej kredzie i paleogenie, a nastêpnie ponownie uruchomion¹ w neogenie (np. Aleksandrowski i in., 1997; Badura i in., 2003). Na mapach geologicznych Sudetów widaæ mozaikê zró nicowanych pod wzglêdem litologicznym, stratygraficznym oraz strukturalnym przedpermskich kompleksów skalnych, które zarejestrowa³y deformacje wieku dewoñskiego i karboñskiego. Zró nicowanie historii geologicznej 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 metamorfizmu wysokich i ultrawysokich ciœnieñ (niebieskich ³upków, eklogitów i granulitów) dowodzi, e jednostki strukturalne Sudetów zawieraj¹ fragmenty ró nych paleozoicznych p³yt litosferycznych oraz produkty ró nych procesów 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 geologii 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.1i2) i stanowi¹ odciête uskokami i przemieszczone fragmenty tych e terranów (wydzielonych na ryc. 2 pod tradycyjnymi nazwami stref saksoturyñskiej, moldanubskiej i Tepli-Barrandienu). Jedynie terran Brunovistulicum (inaczej: blok Brna-Górnego Œl¹ska), zlokalizowany przy wschodniej krawêdzi Sudetów, mo e stanowiæ czêœæ Awalonii (Moczyd³owska, 1997; Friedl i in., 2000) lub nale eæ do peryba³tyckich terranów buduj¹cych strefê szwu transeuropejskiego (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 œrodkowosudeckiej 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 sowiogórskim 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 135

STREFA RENOHERCYÑSKA RHENOHERCYNIAN ZONE p³aszczowiny Giessen i Harzu Giessen-Harz nappes PÓ NOCNA STREFA FYLLITOWA NORTHERN PHYLLITE ZONE Harz ŒRODKOWONIEMIECKI WA KRYSTALICZNY MGCR STREFA RENOHERCYÑSKA RHENOHERCYNIAN ZONE Magdeburg STREFA SAKSOTURYÑSKA SAXOTHURINGIAN ZONE p³aszczowiny Münchbergu Münchberg nappes ska³y osadowe bardzo niskiego stopnia metamorfizmu (D-C 1) very low-grade metasediments (D-C 1) PÓ NOCNA STREFA FYLLITOWA NORTHERN PHYLLITE ZONE ska³y metaosadowe niskiego stopnia metamorfizmu (Or-D) low-grade metasediments (Or-D) STREFA MOLDANUBSKA MOLDANUBIAN ZONE Wilden fels TEPLA- STD Frankenb. Erzgebirge -BARRANDIEN Sudety Zachodnie West Sudetes uskok œródsudecki masyw ³u ycki LM uskok górnej aby EZ uskok œrodkowej Odry MOFZ Sudety Œrodkowe CS pó³nocnoczeski basen kredowy Cretaceous North Bohemian Basin Praha JJ ISF 150km Ryc. 3 Fig. 3 Wroc³aw MASYW SOWIOGÓRSKI GSM Sudety Wschodnie East Sudetes STREFA MORAWSKO-ŒL SKA MORAVO-SILESIAN ZONE ŒRODKOWONIEMIECKI WA KRYSTALICZNY MID-GERMAN CRYSTALLINE RISE pod³o e krystaliczne œredniego stopnia metamorfizmu (Pt-D) medium-grade crystalline basement (Pt-D) STREFA SAKSOTURYÑSKA SAXOTHURINGIAN ZONE flisz o bardzo niskim stopniu metamorfizmu (C 1) flysch (very low-grade) (C 1) ska³y metaosadowe, metawulkanity i metagranity niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt3-Pz 1) low- to medium-grade metasediments, metavolcanics and metagranites (Pt3-Pz 1) p³aszczowiny krystaliczne (Pt3-Pz 1) crystalline nappes (Pt3-Pz 1) pod³o e o œrednim i wysokim stopniu metamorfizmu (Pt3-Pz 1) medium- to high-grade metamorphic basement (Pt3-Pz 1) granitoidy kadomskie (Pt3-Cm 1) Cadomian granitoids (Pt3-Cm 1) STREFA TEPLI-BARRANDIENU TEPLA-BARRANDIAN ZONE ska³y osadowe (Cm1-D 2) sedimentary rocks (Cm1-D 2) ska³y metaosadowe i metawulkanity (Pz1-C 1) metasediments and metavolcanics (Pz1-C 1) pod³o e kadomskie niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt 3) low- to medium-grade Cadomian basement (Pt 3) STREFA MOLDANUBSKA MOLDANUBIAN ZONE jednostka Gföhl: granulity i ortognejsy (Pt3-Pz 1) Gföhl Unit: granulites and orthogneisses (Pt3-Pz 1) jednostka Drosendorf: metaszarowaki i metapelity (Pt3-Pz 1) Drosendorf Unit: metagreywackes and metapelites (Pt3-Pz 1) granitoidy waryscyjskie (w wiêkszoœci póÿnoorogeniczne) (C) Variscan granitoids (mostly late orogenic) (C) MASYW SOWIOGÓRSKI GÓRY SOWIE MASSIF gnejsy œredniego stopnia metamorfizmu (Pt3-Cm) medium-grade gneisses (Pt3-Cm) STREFA MORAWSKO-ŒL SKA MORAVO-SILESIAN ZONE ska³y osadowe bardzo niskiego stopnia metamorfizmu (D-C 1) very low-grade metasediments (D-C 1) ska³y metaosadowe, metawulkanity i gnejsy niskiego i œredniego stopnia metamorfizmu (Pt3-C 1) low- to medium-grade metasediments, metavolcanics and gneisses (Pt3-C 1) granitoidy kadomskie terranu Brunovistulicum (Pt3-Cm 1) Cadomian granitoids of the Brunovistulian terrane (Pt3-Cm 1) przypuszczalne granice terranów (nasuwcze i przesuwcze/normalne) presumed terrane boundaries (thrust- and strike-slip/normal) 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 wczesny, 2 œrodkowy, 3 póÿny. JJ jednostka Ještìdu, STD synklinorium Torgau-Doberlug Fig. 2. Tectonostratigraphic division of the Bohemian (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, ISF Intra-Sudetic Fault, JJ Ještìd Unit, LM Lusatian, MGCR Mid-German Crystalline Rise, MOFZ Middle Odra Fault Zone, STD Torgau-Doberlug Synclinorium 136

A LM P Z MASYW IZERSKI IM niecka pó³nocnosudecka NSB C Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 2, 2010 16 E 17 E METAMORFIK KACZAWSKI KMB P O L S K A P O L A N D 0 10 20km K A R K N O S P L U T O N O Z Y K P UŒ DŒ PLUTON STRZEGOMIA-SOBÓTKI SSP MASYW SOWIOGÓRSKI GSM metamorfik po³udniowych i wschodnich Karkonoszy SEKMB C Z E C H Y C Z E C H R E P. ska³y osadowe (m³odsze od C 1) sedimentary rocks (post-c 1) ska³y osadowe ( D3-C 1) sedimentary rocks (D3-C 1) granitoidy waryscyjskie (C 1-2) Variscan granitoids (C 1-2) 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 A B gnejsy (Cm ) 3 gneisses (Cm ) 3 gnejsy (Pt3-Cm) gneisses (Pt3-Cm) metapelity (Pt 3 ) mica schists (Pt 3 ) granitoidy kadomskie (Pt3-Cm 1) Cadomian granitoids (Pt3-Cm 1) niecka œródsudecka ISB metamorfik Nového Mìsta NMB metabazyty i gnejsy (Pz 1) metabasites & gneisses (Pz 1) zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt3-D) metamorphosed sediments & metavolcanics (Pt3-D) amfibolity i metapelity (Pt3-D) amphibolites & mica schists (Pt3-D) paragnejsy i metapelity (Pt3-Pz 1) paragneisses & mica schists (Pt3-Pz 1) gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt3-D) gneisses & metasediments (Pt3-D) linia przekroju geologicznego (ryc. 4) geological cross-section line (Fig. 4) ISO 50 N KM USB SB MOŒ MASYW ORLICKI OM SSN ISO SSS metamorfik zabrzeski ZMB KZPG D MASYW ŒNIE NIKA SM pasmo Starého Mìsta SMB MASYW JESENIKÓW JM masyw strzeliñski StM pluton ulowej ZP B wschodniosudeckie pasmo fa³dowo-nasuwcze ESFTB Ryc. 3. Uproszczona mapa tektoniczna Sudetów. DŒ depresja Œwiebodzic, KM metamorfik k³odzki, KZPG k³odzko-z³otostocki 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, IM Izera, ISB Intra-Sudetic Basin, ISO Intra-Sudetic Ophiolite, JM Jeseníky, KM K³odzko Metamorphic, KMB Kaczawa Metamorphic Belt, KP Karkonosze Pluton, KZPG K³odzko-Z³oty Stok Pluton, LM Lusatian, MN NiedŸwiedŸ, MOŒ Orlica-Œnie nik, NKMB Niemcza-Kamieniec Metamorphic Belt, NMB Nové Mìsto Metamorphic Belt, NSB North Sudetic Basin, OM Orlica, P Z Görlitz Slate Belt, SB Bardo Structural Unit, SEKMB South & East Karkonosze Metamorphic Belt, SM Œnie nik, SMB Staré Mìsto Thrust Belt, StM Strzelin, SP Strzelin Pluton, SSN Niemcza Shear Zone, SSS Skrzynka Shear Zone, SSP Strzegom-Sobótka Pluton, UŒ Intra-Sudetic Fault, USB Sudetic Boundary Fault, ZMB Zabøeh Metamorphic Belt, ZP ulova Pluton. Age assignments as in Figure 2 Ze wzglêdu na istotne ró nice w litostratygrafii, budowie 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 pomiêdzy póÿnym dewonem i wczesnym karbonem. Deformacja zakoñczy³a siê ekshumacj¹ kompleksów metamorficznych i rozpoczêciem z koñcem karbonu sedymentacji w permomezozoicznej niecce pó³nocnosudeckiej. Sudety Œrodkowe obejmuj¹ masyw sowiogórski, wraz z otaczaj¹cymi go fragmentami ofiolitu œrodkowosudeckiego, masywy k³odzki i orlicko-œnie nicki, metamorficzne pasma ³upkowe Nového i Starého Mìsta, metamorfik zabrzeski i Kamieñca Z¹bkowickiego, strefy œcinania Niemczy i Skrzynki oraz masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia. 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- 137

NW masyw ³u ycki Lusatian Sudety Zachodnie West Sudetes masyw karkonosko-izerski Karkonosze-Izera MI KP MRJ niecka œródsudecka Intra-Sudetic Basin 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 MNR KM KZPG SSS masyw orlicko-œnie nicki Orlica-Œnie nik Sudety Wschodnie East Sudetes SE SMB PVV PK JB JDs JV A 20km Brunovistulicum B NW P Z Sudety Zachodnie West Sudetes metamorfik kaczawski Kaczawa Metamorphic Belt depresja Œwiebodzic masyw sowiogórski SE Œwiebodzice Basin Góry Sowie JD USB SSN NKMB MWL 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 Saxothuringicum C ska³y osadowe (D3-C 1) sedimentary rocks ( D3-C1) 20km D granitoidy waryscyjskie (C 1-2) Variscan granitoids (C 1-2) dziki flisz (C 1) wild flysch (C 1) eklogity (D3-C 1) eclogite ( D3-C1) gabra (D ) 1 gabbros (D ) 1 serpentynity (D 1) serpentinites (D 1) ska³y metaosadowe (D 1-3) metasediments (D 1-3) fyllity (Pz ) 1 phyllites (Pz ) 1 metagabra (Cm ) 3 metagabbros (Cm ) 3 gnejsy (Cm ) 3 gneisses (Cm ) 3 metapelity (Pt 3 ) mica schist (Pt 3 ) zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt3-D) metamorphosed sediments & metavolcanics (Pt3-D) gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt3-D) gneisses & metasediments (Pt3-D) mylonity (C) mylonites (C) metabazyty (Pz 1) metabasites (Pz 1) gnejsy (Pt3-Cm) gneisses (Pt3-Cm) granitoidy kadomskie (Pt3-Cm 1) Cadomian granitoids (Pt3-Cm 1) Ryc. 4. Schematyczne, przewy szone przekroje geologiczne przez Sudety, poprowadzone na po³udnie (A B) i na pó³noc (C D) od uskoku 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 Karkonoszy, 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 p³aszczowina 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. 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, KP Karkonosze Pluton, KZPG K³odzko-Z³oty Stok Pluton, MI Izera, MNR Nowa Ruda Gabbro-Diabase, MRJ Rudawy Janowickie Metamorphic ; MWL Lipowe Wzgórza ; 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 Boundary Fault. Age assignments as in Figure 2, see Figure 3 for location sudeckiej, w której pocz¹tek subsydencji datuje siê na œrodkowy wizen (Turnau i in., 2002). G³ówna faza deformacji 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 basenach 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, zbudowanych 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 najwiêksze 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 Sudetów 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 138

299 masyw ³u ycki Lusatian SUDETY ZACHODNIE WEST SUDETES zgorzeleckie pasmo ³upkowe Görlitz Slate Belt metamorfik kaczawski Kaczawa Metamorphic Belt masyw karkonosko-izerski Izera-Karkonosze masyw sowiogórski Góry Sowie SUDETY ŒRODKOWE CENTRAL SUDETES struktura bardzka Bardo Unit masyw k³odzki K³odzko masyw orlicko- -œnie nicki Orlica-Œnie nik SUDETY WSCHODNIE EAST SUDETES masyw strzeliñski Strzelin masyw Jeseników Jeseniky 360 karbon Carboniferous Jst 416 444 dewon Devonian sylur Silurian JPK 488 ordowik Ordovician JL 542 wiek age [Ma] kambr Cambrian górny proterozoik Upper Proterozoic zlepieñce conglomerates piaskowce sandstones granitoidy granitoids 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 Trzy g³ówne pulsy magmatyzmu granitoidowego: Three main pulses of granitoid magmatism: karboñski Carboniferous event póÿnokambryjski Late Cambrian event neoproterozoiczny Neoproterozoic event 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 wulkaniczno-osadowe preorogenicznych, ekstensyjnych basenów sedymentacyjnych, 4) elementy póÿnosylursko-wczesnodewoñskiego () kompleksu ofiolitowego, 5) dewoñskie lub dolnokarboñskie sekwencje osadowe aktywnych i pasywnych obrze y kontynentalnych, 6) granitoidy karboñskie oraz 7) klastyczne wype³nienia dewoñskich lub wczesnokarboñskich basenów œródgórskich. Kompleksy neoproterozoiczne (ryc.3i5)reprezentuj¹ prawdopodobnie fragmenty aktywnego obrze enia kontynentu 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 charakterystyce geochemicznej typowej dla ³uków magmowych oraz basenów za³ukowych (metamorfik k³odzki), 2) z granitoidów, 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 karkonosko-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 metagranitoidami (Jastrzêbski, 2009 referat na posiedzeniu 139

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 kontynentalnego (np. Oberc-Dziedzic i in., 2005; Pin i in., 2007), choæ niektórzy badacze sugeruj¹ odmienn¹ ich genezê, zwi¹zan¹ z ewentualnym magmatyzmem nadsubdukcyjnym przy aktywnej krawêdzi kontynentu (np. Kröner i in., 2001). Lokalnie ska³y te zachowa³y zapis ordowickiego, niskociœnieniowego i wysokotemperaturowego metamorfizmu, który jest wynikiem œcieniania skorupy kontynentalnej (Kröner i in., 2000; Štipska i in., 2001). Praktycznie niezdeformowana odmiana wczesnopaleozoicznych granitów, 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 inicjalnego ryftu kontynentalnego. Dalszy ryfting doprowadzi³ w sylurze i dewonie do przekszta³cenia siê basenów ensialicznych w otwarty zbiornik podœcielony przez skorupê oceaniczn¹ (Furnes i in., 1994; Patoèka & Smulikowski, 2000). Zmiana œrodowiska tektonicznego znajduje odzwierciedlenie w ewolucji sukcesji wulkaniczno-osadowej, poczynaj¹c od bimodalnych wulkanitów wewn¹trzp³ytowych 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 kompleks intruzji plutonicznych i subwulkanicznych, w sk³ad którego wchodz¹ metabazyty o charakterystyce chemicznej typu MORB oraz gnejsy 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 g³êbokomorskie ³upki radiolariowe (Majerowicz, 1981). Powsta³ prawdopodobnie w póÿnym sylurze lub wczesnym dewonie 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 zgorzeleckim paœmie ³upkowym i w jednostce Ještìdu wystêpuj¹ dewoñskie sekwencje osadowe zdeponowane na obrze ach kontynentalnych. Rejestruj¹ one pocz¹tek orogenezy waryscyjskiej, który zaznacza siê zmian¹ charakteru osadów od wapieni dewoñskiej platformy wêglanowej w jednostce Ještìdu po karboñskie turbidyty i melan e w zgorzeleckim paœmie ³upkowym. Grupa Vrbna jest natomiast interpretowana jako sukcesja wulkaniczno-osadowa wype³niaj¹ca dewoñski basen za³ukowy (Patoèka & Valenta, 1996). Gwa³towne wypiêtrzenie orogenu po³¹czone z ekshumacj¹ ska³ metamorficznych na powierzchni terenu da³o pocz¹tek sedymentacji w sudeckich basenach œródgórskich. Subsydencja tych basenów rozpoczê³a siê w póÿnym dewonie (w basenach bardzkim i Œwiebodzic) i we wczesnym karbonie (w basenie œródsudeckim). Struktura Waryscyjskie struktury Sudetów powsta³y w dewonie i wczesnym karbonie wskutek zamkniêcia jednego lub kilku basenów morskich podœcielonych skorup¹ oceaniczn¹ (ryc. 1). Doprowadzi³o to do amalgamacji terranów armorykañskich oraz ich przy³¹czenia do tzw. strefy szwu transeuropejskiego (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 waryscyjskiej 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 zmetamorfizowanych ska³ magmowych o charakterystyce geochemicznej zbli onej do bazaltów typu MORB, stowarzyszonych z osadami g³êbokomorskimi (Furnes i in., 1994; Winchester 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 metamorfiku kaczawskim (Baranowski i in., 1990; Collins i in., 2000; Kryza & Muszyñski, 2003). P³aszczowiny metamorficzne po³udniowych i wschodnich 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 neoproterozoicznych 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 intrudowa³y one w strefie ryftu kontynentalnego podczas odrywania 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) jednostka Ještìdu w masywie karkonosko-izerskim, 2) synklinorium Torgau-Doberlug na W od Nysy u yckiej oraz 3) zgorzeleckie pasmo ³upkowe. To ostatnie stanowi jednoczeœnie parautochtoniczne pod³o e zespo³u p³aszczowin kaczawskich (Aleksandrowski & Mazur, 2002). Szew tektoniczny, umiejscowiony przypuszczalnie wœród p³aszczowin Sudetów Zachodnich, jest przykryty 140

osadami póÿnopaleozoicznych basenów osadowych niecki œródsudeckiej i depresji Œwiebodzic. Niecka œródsudecka, po³o ona na wschód od masywu karkonosko- -izerskiego, zosta³a za³o ona podczas póÿnego œrodkowego wizenu (Turnau i in., 2002) wskutek skierowanego ku ESE kolapsu ekstensyjnego tego masywu (Mazur, 1995; Mazur & Aleksandrowski, 2001). Natomiast depresja Œwiebodzic, zlokalizowana na wschód od stosu p³aszczowin 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 Zachodnich nie zawieraj¹ dolnopaleozoicznych sekwencji wulkaniczno-osadowych zdeponowanych w otwartych zbiornikach morskich. Wyj¹tek stanowi¹ olistolity wystêpuj¹ce 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; Aleksandrowski & Mazur, 2002) masyw sowiogórski. S¹siaduj¹ce strukturalnie z ofiolitem kompleksy sowiogórski i orlicko-œnie nicki wykazuj¹ znacznie wy szy stopieñ metamorfizmu. 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 & Fanning, 2007; Anczkiewicz i in., 2007), wyznacza czas trwania 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 kontynentalnej dosz³o do p³aszczowinowego spiêtrzenia allochtonicznych jednostek strukturalnych Sudetów Œrodkowych. Zosta³y one nasuniête prawdopodobnie w kierunku 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 tektonicznego o przeciwnym zwrocie (strop ku SE; Mazur i in., 2005). Granicê Sudetów Œrodkowych i Wschodnich wyznacza pasmo Starého Mìsta (ryc. 3). Tworzy je g³ównie póÿnokambryjska sekwencja magmowa powsta³a w strefie inicjalnego ryftu kontynentalnego. Nosi ona zapis metamorfizmu niskociœnieniowej facji granulitowej, w³aœciwej dla stref œcienionej skorupy (Kröner i in., 2000; Štipska i in., 2001). W trakcie fa³dowañ waryscyjskich dolnopaleozoiczne ska³y pasma Starého Mìsta by³y intrudowane przez synorogeniczne tonality datowane na 340 mln lat (Parry i in., 1997). Zespó³ p³aszczowin wschodniosudeckich zawiera fragmenty neoproterozoicznego pod³o a krystalicznego terranu Brunovistulicum oraz zmetamorfizowane ska³y osadowe 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 reprezentowanym przez jednostkê ( kopu³ê ) Desny (Schulmann & Gayer, 2000). Powy ej znajduj¹ siê p³aszczowina Keprnika wraz z jednostk¹ (seri¹) Branny oraz p³aszczowina Velkého 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 który przewa a na obszarze Sudetów Zachodnich i Œrodkowych, 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 p³aszczowinowymi na prze³omie dewonu i karbonu, skierowanymi generalnie ku NW (co implikowa³o pierwotne wyd³u enie w kierunku SW-NE zarysu wychodni g³ównych jednostek tektonicznych w obrazie kartograficznym), a nastêpnie podczas karboñskich etapów fa³dowañ, zwi¹zanych tak z kolapsem grawitacyjnym orogenu, jak i z kolejnymi stadiami transpresji i przemieszczeñ przesuwczych na regionalnych rozmiarów uskokach o biegu WNW-ESE. Sudety Wschodnie le ¹ w pó³nocnej czêœci morawsko-œl¹skiej strefy waryscydów, rozci¹gaj¹cej siê wzd³u wschodniej krawêdzi Masywu Czeskiego. Strefa ta jest pozosta³oœci¹ szwu kolizyjnego pomiêdzy kszta³tuj¹cymi siê strukturami Sudetów Œrodkowych oraz strefy moldanubskiej Masywu Czeskiego, a s¹siaduj¹cym z nimi od wschodu sztywnym terranem Brunovistulicum. Do strefy morawsko-œl¹skiej poza p³aszczowinami metamorficznymi (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 przedgórskiego waryscydów. Wype³niaj¹ca ten basen sekwencja turbidytowa by³a deponowana w okresie od œrodkowego wizenu po koniec namuru (Hartley & Otava, 2001) na dolnodewoñskich zlepieñcach podstawowych i kwarcytach oraz œrodkowo- i górnodewoñskich ska³ach platformy wêglanowej przykrywaj¹cej terran Brunovistulicum. Podrzêdnie w pod³o u turbidytów wystêpuj¹ dewoñskie osady g³êbokowodne basenu za³ukowego. Trzy wa ne strefy uskokowe o przebiegu WNW-ESE, tj. uskok górnej aby, uskok œródsudecki i uskok œrodkowej Odry utrudniaj¹ korelacje pomiêdzy Sudetami a pozosta³ymi czêœciami waryscydów oraz pomiêdzy poszczególnymi czêœciami Sudetów. Pomimo e wielkoœæ przemieszczeñ na tych uskokach pozostaje dyskusyjna 141

(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 jednostek tektonicznych. Aktywnoœæ tektoniczn¹ stref uskokowych 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; Aleksandrowski i in., 1997; Mattern, 2001). Ramy czasowe Utworzenie siê sudeckiego odcinka waryscyjskich internidów by³o procesem wieloetapowym. Zapis najstarszych 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 skorupy oceanicznej (ryc. 1) reprezentowanej przez ofiolit œrodkowosudecki (420 400 mln lat temu; Oliver i in., 1993; Dubiñska i in., 2004). Obdukcja ofiolitu i ekshumacja fragmentów subdukowanej skorupy kontynentalnej w formie p³aszczowin metamorficznych zasz³y krótko potem. Wczesno- ywecka fauna, pochodz¹ca ze zmetamorfizowanych ska³ osadowych metamorfiku k³odzkiego, wyznacza czas rozpoczêcia 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 metamorfiku 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). Najprawdopodobniej oznacza to, e sukcesja kaczawska zosta³a w³¹czona w obrêb pryzmy akrecyjnej na prze³omie dewonu i karbonu. Jest to zgodne z datowaniem metamorfizmu wysokociœnieniowego facji niebieskich ³upków w s¹siednim masywie karkonosko-izerskim na 360 mln lat (Maluski & Patoèka, 1997). Koñcowy etap nasuwania p³aszczowin kaczawskich oraz wschodnio- i po³udniowokarkonoskich zaszed³ nie wczeœniej ni w wizenie. Wskazuje na to wiek ska³ osadowych jednostki Ještìdu, które podœcielaj¹ jednostkê po³udniowych Karkonoszy (Chlupáè, 1993), oraz wiek wapieni z Rz¹sin (Chorowska, 1978) znajduj¹cych siê na zachodnim przedpolu p³aszczowin kaczawskich. Formowanie kompleksu p³aszczowin wschodniosudeckich rozpoczê³o siê w najwczeœniejszym karbonie i trwa³o a do pocz¹tku póÿnego karbonu (np. Schulmann & Gayer, 2000). Aktywnoœæ tektoniczna w Sudetach Œrodkowych 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. Ekshumacja masywu karkonosko-izerskiego rozpoczê³a siê przed ok. 340 mln lat (Mazur, 1995; Mazur & Aleksandrowski, 2001), synchronicznie z prawoskrêtnymi przemieszczeniami przesuwczymi wzd³u kierunku NW-SE na uskoku œródsudeckim (Aleksandrowski, 1995; Aleksandrowski i in., 1997) i na granicy pomiêdzy jednostk¹ Nového 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 sprawi³o, ze wspó³czesny obraz kartograficzny Sudetów prawdopodobnie znacznie ró ni siê od tego, jaki ukszta³towa³ siê w koñcowej fazie deformacji waryscyjskich. Badania nad pochodzeniem osadów waryscyjskiego basenu przedgórskiego 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 pozosta³ym obszarze Sudetów musia³y zostaæ w wiêkszoœci usuniête przez erozjê. Sytuacja taka mog³a mieæ miejsce, jeœli ska³y o póÿnodewoñskich i wczesnokarboñskich wiekach ch³odzenia wchodzi³y w sk³ad zalegaj¹cych strukturalnie w najwy szej pozycji odkorzenionych kompleksów p³aszczowinowych. Wyniki badañ nad pochodzeniem osadów 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). Dlatego intensywna erozja zwi¹zana z blokowym podniesieniem 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 zakoñczeniu orogenezy waryscyjskiej. Dziel¹ siê one pod wzglêdem wieku na dwie dobrze rozró nialne grupy, datowane na ok. 340 330 mln lat oraz 320 300 mln lat. Bardziej szczegó³owy przegl¹d oznaczeñ izotopowych poszczególnych intruzji sudeckich mo na znaleÿæ w pracy Mazura i in. (2007b). Czas umiejscowienia starszych granitoidów odpowiada g³ównej fazie spiêtrzania p³aszczowin w waryscydach Europy Œrodkowej (por. np. Franke, 2000). Dlatego genezê tych ska³ mo na przypisaæ wzrostowi temperatury w dolnej i œrodkowej skorupie wskutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych w pogrubionej strefie korzeniowej orogenu. Znajduje to potwierdzenie w historii termicznej ska³ os³ony, które uleg³y wysokotemperaturo- 142

wemu i niskociœnieniowemu 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 granodiorytów, takim jak plutony Karkonoszy czy Strzegomia-Sobótki (ryc. 3), miejscami towarzysz¹ równowiekowe lub nieznacznie m³odsze granitoidy wapniowo-alkaliczne z dajkami tonalitów oraz dioryty kwarcowe (np. w masywie strzeliñskim). PóŸnokarboñski plutonizm granitowy by³ równoczesny z kwaœnym i zasadowym wulkanizmem zaznaczaj¹cym siê w sudeckich zapadliskach œródgórskich (np. w niecce œródsudeckiej i pó³nocnosudeckiej). Wskazuje to na zwi¹zek pomiêdzy genez¹ granitoidów a wzrostem przep³ywu ciep³a z litosferycznego p³aszcza do skorupy ziemskiej. Zjawisko to mog³o byæ nastêpstwem póÿnokarboñskiej regionalnej ekstensji orogenu po zakoñczeniu orogenezy waryscyjskiej (Henk, 1997) lub te delaminacji pogrubionego litosferycznego p³aszcza pod Masywem 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 uformowanie szwów kolizyjnych oraz znacznych rozmiarów przemieszczenia przesuwcze zachodz¹ce w re imie transpresyjnym 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 œródgórskich w póÿnym karbonie. Procesy te doprowadzi³y do konsolidacji sudeckiego odcinka orogenu, stanowi¹cego dziœ integraln¹ czêœæ waryscyjskich internidów ods³oniêtych 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, siêgaj¹cymi wiekowo od karbonu poprzez permomezozoik (w tym zw³aszcza póÿn¹ kredê) po kenozoik. Problemy te, jak równie bardziej szczegó³owy przegl¹d geologii regionalnej Sudetów bêd¹ tematem planowanych przez autorów kolejnych publikacji w Przegl¹dzie Geologicznym, relacjonuj¹cych 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 przemieszczeñ 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. Geol. Mag., 133: 727 739. ALEKSANDROWSKI P. & MAZUR S. 2002 Collage tectonics in the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian. [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 Fission-track dating of apatite from the Góry Sowie, Polish Sudetes, NE Bohemian : 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 Mitteleuropas. 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:] Winchester J.A., Pharaoh T.C. & Verniers J. 2002 (eds.) Palaeozoic Amalgamation 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 (Neoproterozoic) in the northeastern Saxothuringian Zone (Germany). Jahrb. Geol. Paläont. Monatsh., 6: 321 342. CHÁB J., MIXA P., VANECEK M. & ÁÈEK 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. 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 Macrofabric 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. 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 Alpine orogens with the foreland lithosphere. Tectonophysics, 389: 1 33. 143