METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      267

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 2003

267–280

GEOCHEMICAL DISCRIMINATION OF METASEDIMENTARY

SEQUENCES IN THE KRKONOŠE-JIZERA TERRANE

(WEST SUDETES, BOHEMIAN MASSIF):

PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS

JOHN A. WINCHESTER

1

, FRANTIŠEK PATOÈKA

2

, VÁCLAV KACHLÍK

3

, MATTYLD MELZER

1

,

CLAIRE NAWAKOWSKI

1

, QUENTIN G. CROWLEY

1

 and PETER A. FLOYD

1

1

School of Earth Sciences and Geography, Keele University, Staffs ST5 5BG, U.K.

2

Institute of Geology, Academy of Sciences of the Czech Republic, Rozvojová 135, 165 02 Prague 6, Czech Republic; patocka@gli.cas.cz

3

Institute of Geology and Palaeontology, Charles University, Albertov 6, 128 43 Prague 2, Czech Republic

(Manuscript received July 8, 2002; accepted in revised form March 11, 2003)

Abstract: Metamorphosed clastic sediments from three lithostratigraphic groups (the low- to medium-grade Velká Úpa,

and the low-grade Radèice and Poniklá Groups), exposed in a para-autochthonous to allochthonous unit of the Krkonoše-

Jizera Terrane (KJT, West Sudetes), were studied in order to discover whether they are chemically discriminable. Ac-

cording to chemical features of the metasediments (e.g. lower Th/Sc and Ce

N

/Yb

N

 ratios), the Velká Úpa Group is

interpreted to be younger than the Neoproterozoic Machnín Group (of the KJT autochthonous unit) related to a Cadomian

active continental margin setting. Metamorphosed clastics of the Poniklá and Radèice Groups proved to be chemically

indistinguishable. As a result, these groups are herein combined within a single Vrchlabí Group of Cambrian-Ordovician

to Silurian (±Devonian?) age. Precursors of the Velká Úpa and Vrchlabí Groups were apparently deposited on a passive

margin of the peri-Gondwanan Saxothuringian microplate. The passive margin originated in Cambrian and Ordovician

times during extension and rifting of the former (Cadomian) active continental margin of NW Gondwana. Comparison of

the metasediment geochemistry, together with the stratigraphic and structural affinities within the KJT, allows the Velká

Úpa and Vrchlabí Groups to be interpreted as broadly coeval: Cambrian to Silurian (±Devonian?) in age. Deposition of

the Vrchlabí Group was more distal and sourced by sediment derived from a more dissected area of the Cadomian

basement (fossil active margin) as demonstrated by an enrichment in Hf, depletion in Sc and Cr, somewhat higher Ce

N

/Yb

N

values and slightly more pronounced negative anomalies of Eu. The geochemistry of the metasediments reflects the

complex paleotectonic evolution of the West Sudetes that started with Cambrian-Ordovician intracontinental rifting and

subsequent sea-floor spreading during marginal fragmentation of Gondwana.

Key  words:  Bohemian  Massif,  West  Sudetes,  Early  Paleozoic,  paleotectonic  setting,  geochemistry  of  clastic

metasediments.

Introduction

The West Sudetes comprise Neoproterozoic to Early Carbon-

iferous  low-  to  medium-grade  metamorphosed  sedimentary

and volcano-sedimentary sequences successively intruded by

latest Neoproterozoic, Early and Late Paleozoic granitoid bod-

ies  (Svoboda  &  Chaloupský  1966;  Teisseyre  1973;  ¯elaŸ-

niewicz 1997). The West Sudetes are also a collage of distinct

tectonostratigraphic units which have been interpreted as ter-

ranes, identifiable by their distinct stratigraphic, igneous and

tectonometamorphic  records  (Matte  et  al.  1990;  Narêbski

1994;  Cymerman  et  al.  1997;  Aleksandrowski  et  al.  2000;

Franke & ¯elaŸniewicz 2000).

These  West  Sudetic  terranes  specifically  display:  (a)  pro-

tracted Early Paleozoic rift-related bimodal volcanism and ini-

tial  Cambro-Ordovician  granitoid  magmatism  (Furnes  et  al.

1994;  Kryza  et  al.  1995;  Kryza  &  Pin  1997;  Bia³ek  1998;

Kachlík  &  Patoèka  1998a;  Floyd  et  al.  2000;  Dostal  et  al.

2001); (b) Late Devonian/Early Carboniferous subduction and

HP-LT metamorphism followed by rapid uplift of deeply-bur-

ied crustal slices, and exhumation-related equilibration of the

HP-LT rocks in greenschist-facies conditions (Cháb & Vrána

1979; Mazur & Kryza 1996; Patoèka et al. 1996; Maluski &

Patoèka 1997; Smulikowski 1999), and (c) an E to W oriented

delay in the onset of flysch sedimentation recently dated as

Late Devonian to Early Carboniferous (Hladil et al. 1998; Ma-

zur & Kryza 1999; Kachlík & Patoèka 2001).

The juxtaposition of the West Sudetic terrane mosaic is in-

terpreted as a result of (early?) Variscan (e.g. Marheine et al.

2002) collision of the Gondwana-derived Armorican Terrane

Assemblage with Laurussia (cf. Franke 1998; Pharaoh 1999),

and  late  Variscan  dextral  displacements  along  prominent

strike-slip faults parallel to the Trans-European Suture Zone

(TESZ, e.g. Aleksandrowski et al. 1997, 2000). From its com-

mon  characteristics,  the  West  Sudetic  Terrane  Assemblage

may be regarded as an eastern continuation of the Saxothurin-

gian domain (microplate), situated adjacent to the former SW

margin of Laurussia (see Franke et al. 1993; Crowley et al.

2002; Winchester et al. 2002).

Geological setting

The  Krkonoše-Jizera  Terrane  (KJT),  situated  in  the  West

Sudetes of the northern Bohemian Massif, is currently inter-

preted as a Variscan NW-directed orogenic wedge, which de-

268                                                                                        WINCHESTER et al.

veloped  between  the  orogenic  root  of  the  Orlica-SnieŸnik

lower to middle crustal complexes in the E, and autochtho-

nous (Cadomian) Lusatian foreland to the NW. In the KJT the

following tectonostratigraphic units have been distinguished

(e.g.  Kachlík  &  Patoèka  1998a,  2001;  Kachlík  &  Kozdroj

2001) (Figs. 1 and 2):

(1)  Autochthon.  Exposed  along  the  NW  margin  of  the

Ještìd  Range  Unit  (the  westernmost  part  of  the  KJT  at  the

boundary  with  the  Lusatian  Terrane),  the  autochthon  is  the

foreland  of  the  overlying  tectonostratigraphic  units.  It  com-

prises a Neoproterozoic basement of Lusatian granitoids (dat-

ed at 540–587 Ma, Kröner et al. 1994a) and their associated

host rocks, the Machnín Group metagreywackes (Chaloupský

et al. 1989) dated at 562±4 Ma (Gehmlich et al. 1997). Fol-

lowing the end-Proterozoic Cadomian Orogeny, the Neoprot-

Fig. 1. Simplified geological map of the Krkonoše-Jizera Terrane. The inset shows the studied region both within the Bohemian Massif and

within  the  European  Variscan  Belt.  S-TZ —  Sorgenfrei-Tornquist  Zone,  T-TZ —  Teisseyre-Tornquist  Zone,  ML —  Moravian  Line  (cf.

Pharaoh 1999; Winchester et al. 2002). Key: 1 — Neoproterozoic Machnín Group (metagreywackes metapelites); 2 — Cadomian Zawidow

Granodiorite; 3 — Cambrian Rumburk-type Granite; 4 — mica schists to paragneisses within the Izera orthogneiss; 5 — Cambro-Ordovi-

cian(?) Izera and Krkonoše (Kowary) orthogneiss; 6 — phyllites with intercalations of Middle to Late Devonian marbles (v); 7 — very low-

grade metamorphosed Late Devonian to Early Carboniferous flysch deposits with intercalations of mafic-felsic metavolcanics (B) and mar-

bles (v);  8 — Early Paleozoic sericite-chlorite phyllites (roofing slates) and basic metatuffites with metadiabase sills and dykes (B),  rare

metagabbros, picrites; 9 — Cambro-Ordovician Železný Brod and Rýchory Metavolcanic Complexes (metabasaltic pillow lavas, metatuffs

and acid metavolcanics); 10 — Early Paleozoic sericite phyllites with abundant intercalations of marbles (v) and quartzites (q) and basic

metavolcanics (B); 11 — minor bodies of phyllonitized granites and orthogneisses (G); 12 — Krkonoše-Jizera late-Variscan Granite Pluton;

13 — Permo-Carboniferous deposits of the Krkonoše Piedmont Basin; 14 — deposits of the Czech Cretaceous Basin; 15 — Pliocene basan-

ites and olivine basalts; 16 — sample sites (only samples with complete sets of major and trace element data are shown here — see Tables 1

and 2). A–B–C — line of a schematic geological cross-section (see Fig. 2).

erozoic basement was intruded by granites dated at ca. 515–

480 Ma (Borkowska et al. 1980; Oliver et al. 1993; Kröner et

al. 1994b). The basement is unconformably overlain by Paleo-

zoic  rocks  folded  and  metamorphosed  during  the  Variscan

Orogeny (Kachlík & Patoèka 2001; Kachlík et al. 2002).

(2)  Para-autochthonous  to  allochthonous  composite  unit.

Most of this unit is exposed in a large antiform in the KJT, and

it is also preserved in minor tectonic slices in the central part of

the Ještìd Range Unit. The KJT antiform consists of the Izera

and  Krkonoše  (Kowary)  gneiss  body  (e.g.  Svoboda  &  Cha-

loupský 1966; ¯elaŸniewicz 1997) mantled on the E and S by

volcano-sedimentary  sequences  of  the  East  and  South

Krkonoše  Complexes  (cf.  Teisseyre  1973;  Mazur  &  Kryza

1996; Kachlík & Patoèka 1998a,b; Patoèka et al. 2000; Dostal

et  al.  2001)  enclosing  tectonic  slices  of  related  porphyritic

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      269

Fig. 2.  Schematic  geological  cross-section  of  the  Krkonoše-Jizera  Terrane.  1  —  Neoproterozoic  Machnín  Group  (metagreywackes  >>

metapelites); 2 — Cadomian Zawidow Granodiorite; 3 — Cambro-Ordovician(?) Izera and Krkonoše (Kowary) orthogneiss; 4 — Lower Pa-

leozoic  sericite-chlorite  phyllites  (roofing  slates)  and  basic  metatuffites  with  metadiabase  sills  and  dykes  (B),  rare  metagabbros,  picrites;

5 —  Cambro-Ordovician  Železný  Brod  and  Rýchory  Metavolcanic  Complexes  (metabasaltic  pillow  lavas,  metatuffs  and  acid  metavolca-

nics); 6 — Lower Paleozoic sericite phyllites with abundant intercalations of marbles (v) and quartzites (q) and basic metavolcanics (B); 7 —

phyllites with intercalations of Middle to Upper Devonian marbles (v); 8 — very low-grade metamorphosed Upper Devonian to Lower Car-

boniferous flysch deposits with intercalations of mafic-felsic metavolcanics (B) and marbles (v); 9 — Krkonoše-Jizera late-Variscan Granite

Pluton; 10 — faults; 11 — thrust faults. For references of the A, B and C points see Fig. 1.

was  paleontologically  dated  (e.g.  Horný  1964;  Chlupáè

1993). Minor granitoid gneiss bodies occur in all the above

mentioned  lithostratigraphic  groups  (Kachlík  et  al.  1999,

2002).

The KJT metasedimentary groups comprise rather similar

metapelite-dominated lithologies and include many extensive

mylonitic  zones,  suggesting  that  repetition  of  stratigraphic

successions by ductile thrusting has occurred. However, this

is difficult to prove as, because of the deformation and meta-

morphism of these rocks, preserved fossils are scarce. They

are also difficult to distinguish on lithological grounds, since

progressive metamorphism and metamorphic growth of albite

has obscured original structures and textures in the metasedi-

ments (particularly in the East Krkonoše Complex). The accu-

racy  of  the  distinction  made  on  published  maps  (e.g.  Cha-

loupský  et  al.  1968;  Chaloupský  1989)  is  therefore

questionable.

Aim of this work

No  chemical  study  has  previously  been  made  of  these

metasedimentary rocks. Hence, the aim of this study was to

analyse  the  metasedimentary  rocks  from  all  these  groups  in

order to discover whether they are chemically distinguishable

and, if so, to test the validity of the current geological/strati-

graphic  interpretations  made  on  the  map  (e.g.  Chaloupský

1989).  Further  aims  include  eliciting  information  about  the

nature of the original sediment and its source rocks as well as

the paleotectonic scenarios of the KJT previously indicated by

the geochemistry of the meta-igneous rocks.

Sampling

Thirty samples were collected of variably mylonitized non-

calcareous metasedimentary rocks (Tables 1 and 2) currently

mapped as belonging to the Velká Úpa, Radèice and Poniklá

Groups  (Chaloupský  1989).  Lithotypes  ranged  from  pale

quartzite  (7 samples),  through  micaceous  metapsammites

(5 samples) to (most abundantly) dark grey or greenish phyl-

litic, mostly pelitic schists (18 samples). In addition, three ul-

tramylonitic  samples  (not  included  in  the  tables)  contained

metagranites  (Kachlík  et  al.  1999).  The  KJT  (meta)granites

and gneisses are mostly considered to be Cambrian–Ordovi-

cian  in  age  (e.g.  Borkowska  et  al.  1980;  Oliver  et  al.  1993;

Kröner et al. 1994b; Kachlík et al. 1999, 2002).

The  East  and  South  Krkonoše  Complexes  show  consider-

able  diversity  both  in  lithology  and  metamorphic  grade

(Kachlík  &  Patoèka  1998a).  The  stratigraphic  range  of  the

complexes is interpreted as Cambrian to Devonian, according

to scarce radiometric dates (e.g. Oliver et al. 1993; Bendl &

Patoèka 1995; Timmermann et al. 1999; Marheine et al. 2000,

2002) and fossil finds (e.g. Horný 1964; Chlupáè 1993, 1997,

1998;  Konzalová  &  Hrabal  1998;  Hladil  et  al.  1998;  Hoth

2000; Walter 2000; Hladil et al. 2003). In contrast to the KJT

autochthon, the East and South Krkonoše Complexes experi-

enced  early  Variscan  blueschist  metamorphism  (at  ca.  360

Ma) (Maluski & Patoèka 1997) accompanied by a NW-SE-di-

rected linear fabric of the KJT (Mazur & Kryza 1996; Seston

et al. 2000), followed by a widespread greenschist facies over-

print between 340–345 Ma (Marheine et al. 2000). Major late

Variscan shearing and thrusting resulting in metamorphic zon-

al  inversion  between  340  and  320  Ma  (Kachlík  &  Patoèka

1998a; Marheine et al. 2002) was followed by intrusion of the

post-tectonic Krkonoše-Jizera pluton, emplaced into the core

of the KJT antiform, and dated at 328 and 313 Ma, respective-

ly (Pin et al. 1987; Marheine et al. 2002).

Metamorphosed  sedimentary  and  volcano-sedimentary  se-

quences  of  the  para-autochthonous  to  allochthonous  unit  of

the  KJT  (as  defined  above)  were  studied  earlier  by  Cha-

loupský  et  al.  (1968,  1989),  who  distinguished  three  litho-

stratigraphically  characterized  groups:  (a)  low-  to  medium-

grade Middle Proterozoic metasedimentary Velká Úpa Group,

associated  with  and  probably  intruded  by  the  Izera  and

Krkonoše (Kowary) granitoid gneisses exposed in the core of

the  KJT  antiform,  (b)  very  low-grade  Late  Proterozoic  me-

tagreywackes of the Machnín Group, (c) low-grade end-Prot-

erozoic to Early/Middle Cambrian Radèice Group, comprising

metasedimentary  and  metavolcanic  sequences  including  the

Železný Brod and Rýchory Metavolcanic Complexes (i.e., the

main volcanic piles of the South and East Krkonoše Complex-

es, respectively), and (d) Late Ordovician to Silurian Poniklá

Group, consisting of a low-grade metasedimentary sequence

with subordinate metavolcanic rocks. Only the latter sequence

270                                                                                        WINCHESTER et al.

abundant  chlorite  and  apparently  largely  comprise  volcani-

clastic material. Samples were obtained from 19 locations on

the south side of the Krkonoše Mts (Fig. 1), selected to test

the  chemical  variations  within  the  mapped  Velká  Úpa,

Radèice and Poniklá Groups, and to check the allocation of

these samples to each unit where there is currently some doubt

about their affinities.

Petrography

Metamorphosed clastic sedimentary rocks of the Krkonoše

Jizera  Terrane  include  metapelites,  metagreywackes  (mica-

ceous  metapsammites)  and  quartzites  with  varied  petrogra-

phy, textural features and compositions. Rocks formerly as-

signed to the Radèice and Poniklá Groups (e.g. Chaloupský et

al.  1989)  have  been  pooled  within  a  single  Early  Paleozoic

Group as the metamorphosed clastic sediments of both groups

are  compositionally  identical;  in  this  study  it  is  named  the

Vrchlabí Group. The Velká Úpa Group is treated as a separate

lithostratigraphic group based on its presumed Mesoprotero-

zoic age (Chaloupský et al. 1968, 1989).

Velká Úpa Group

Quartzites are dominated by quartz, usually showing an an-

nealed mylonitic texture. Feldspar is absent, but small laths of

muscovite  with  rare  hematite-stained  biotite  aggregates  are

disposed  in  curving  trails,  which  may  record  the  outline  of

former quartz grains before mylonitization induced grain size

reduction.  In  some  quartzites  a  ribbon  texture  is  developed

with strong alignment of muscovites and accessory epidote,

allanite, hematite and ilmenite.

Micaceous metapsammites exhibit similar textures and min-

eral assemblages, but contain a higher proportion of musco-

vite.  Large  pleochroic  green  chlorite  grains  are  present,  to-

gether with accessory ilmenite and blue green tourmaline.

Pelitic schists mostly display mylonitic fabrics with strong

mineral alignment. They contain prominent albite porphyro-

blasts, displaying evidence of rotation, associated with chlo-

rite, muscovite and quartz aggregates. Accessory ilmenite, he-

matite, apatite and bottle green tourmaline are characteristic.

Vrchlabí Group

Quartzites are variably mylonitized. Some display a mortar

texture in which large old strained grains are surrounded by

fine-grained recrystallized new quartz, while in others an an-

nealed texture is characteristic. Feldspar is absent, but subor-

dinate muscovite and hematite are present. In some samples

localized hematite staining lends a golden hue to the musco-

vite.

Micaceous metapsammites consist of alternating quartz-rich

and muscovite-rich foliae. The distribution of the quartz-rich

areas suggests that they have replaced large quartz grains dur-

ing mylonitic grain-size reduction. Muscovite-rich areas dis-

play a pervasive crenulation, are associated with minor pale

green chlorite and enclose rounded albite grains. A few grains

of accessory apatite occur.

Pelitic  schists  are  often  exceedingly  fine-grained.  They

dominantly comprise muscovite, quartz and albite, and locally

contain subordinate biotite and pale green chlorite. Hematite

and magnetite are both present. These rocks from the Vrchlabí

Group, in which albite, when present, occurs as elongated ag-

gregates, show a major textural distinction from the albite por-

phyroblastic pelites of the Velká Úpa Group. In all these rocks

early fabrics have been strongly overprinted by mylonitic tex-

tures.

Highly chloritic rocks are also present: their higher chlorite

content may reflect an original basic volcaniclastic content. In

these rocks blue green actinolite is associated with the chlo-

rite,  and  in  some  places  the  actinolite  mantles  relict  blue

“crossitic” amphibole. These assemblages show that the pre-

served  metamorphic  grade  in  the  East  and  South  Krkonoše

Complexes is mostly greenschist facies, although relict blue

amphibole  suggests  that  it  has  overprinted  earlier  HP-LT

metamorphism.  Indeed,  in  the  East  Krkonoše  Complex  as-

semblages characteristics of an earlier blueschist facies meta-

morphism (e.g. Wieser 1978; Patoèka et al. 1996; Patoèka &

Smulikowski 2000) are locally well preserved. By inference,

therefore,  the  mylonitic  greenschist  facies  fabric  in  these

rocks  may  reflect  a  second  rather  than  a  first  metamorphic

event, and the foliation might therefore be S2, deformed by a

later S3 crenulation.

Chemical methods

The samples were analysed at Keele University, England,

for 11 major elements and 17 trace elements, using an ARL

8420 X-ray fluorescence spectrometer, calibrated against both

international and internal Keele standards of appropriate com-

position.  Analytical  methods  and  precision  are  described  in

Winchester et al. (1992). Fourteen samples were also analysed

by INAA for selected trace elements and the REE at the Labo-

ratory  of  Nuclear  Spectroscopy  of  the  Institute  of  Nuclear

Physics,  AS  CR,  Prague.  The  details  and  precision  of  the

method are described in Vobecký et al. (1971) and Kuncíø et

al. (1980). Analytical results are shown in Tables 1 and 2.

Results

Interpretation  of  the  compositions  of  the  KJT  meta-

morphosed  clastic  sedimentary  rocks  was  undertaken  with

care, as many of the samples display mylonitic fabrics, and all

have been metamorphosed. Many elements, such as the alkali

metals, may therefore have undergone some mobilization dur-

ing  metamorphism  and  the  accompanying  ductile  shearing.

On the accompanying diagrams metapelites generally accept-

ed  as  part  of  the  Velká  Úpa  Group  are  distinguished  from

those  generally  accepted  as  part  of  the  Vrchlabí  Group,  to-

gether  with  those  of  uncertain  affinity  (i.e.,  those  variously

mapped  as  belonging  to  the  Radèice  or  Velká  Úpa  Groups,

but which recent remapping has suggested might have been

wrongly assigned) (Figs. 3 to 7).

Chemical comparisons between the various metasedimenta-

ry  rocks  assigned  to  the  Velká  Úpa  Group  and  Vrchlabí

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      271

Group  showed  that  the  pelitic  schists  showed  clear  distinc-

tions. In contrast, little clear discrimination could be made be-

tween  the  quartzites  and  micaceous  metapsammites  in  each

group.

Pelitic schists

A Rb-Na

2

O binary diagram (Fig. 3a) shows the albite por-

phyroblast-bearing  Velká  Úpa  Group  metapelites  to  contain

higher Na

2

O than the other metapelites. On this diagram all

the  metapelites  of  uncertain  affinity  plot  with  the  Vrchlabí

Group metapelites. A Fe

2

O

3

t

-MgO diagram shows the Mg/Fe

ratio to be higher in Velká Úpa Group metapelites (Fig. 3b).

On  this  diagram  also  the  metapelites  of  disputed  affinities

plotted with the Vrchlabí Group. Combining these differences

on a Fe

2

O

3

t

/MgO-Na

2

O/Rb diagram (Fig. 3c), separate trends

may be constructed for rocks from the Velká Úpa Group and

Vrchlabí Group, and a similar result can be more conclusively

drawn on a Y/Nb-Fe

2

O

3

t

/MgO diagram (Fig. 3d), which does

not  use  potentially  mobilized  elements  such  as  Na  and  Rb.

These  trends  show  that  the  Velká  Úpa  Group  and  Vrchlabí

Group  pelitic  schists  can  be  chemically  distinguished  (with

some  reservation  with  regard  to  potential  mobility  of  alkali

metals during low-grade metamorphism): they also show that

the  unclassified,  possibly  Radèice  Group  (cf.  Chaloupský

1989)  rocks  are  not  easily  distinguished  from  the  other

metapelites of the Vrchlabí Group.

The abundance of chlorite in some rocks suggested during

collection that they might contain volcaniclastic material. On

a Ni-TiO

2

 binary plot (Floyd et al. 1989) the low Ni character-

istic  of  most  of  the  samples  places  them  close  to  a  typical

acid-basic  magmatic  trend  (Fig.  4a),  suggesting  either  that

they do contain a significant proportion of volcaniclastic ma-

terial, or that they largely consist of clastic material derived

with  little  chemical  modification  from  an  igneous  source.

However,  a  Sr-Rb  diagram  (Fig.  4b)  shows  that  the  pelitic

schists from all formations do not contain the high Sr charac-

teristic  of  immature  sediments  containing  plagioclase  clasts

derived  rapidly  from  igneous  material:  indeed  Rb/Sr  ratios

generally exceeding unity suggest that these sediments were

relatively mature (provided that the Rb and Sr systems were

not significantly modified throughout the rock history). None-

theless, Ni and TiO

2

 values are rather low for typical mature

mudstones,  and  this  also  suggests  that  their  concentrations

may have been diluted by the addition of acid tuffaceous ma-

terial.  Hence  their  “igneous”  character  indicated  on  Fig.  4a

may result from the addition of a fresh rhyolitic volcaniclastic

component to otherwise mature mudstones.

Fig. 3. Binary diagrams distinguishing the Krkonoše-Jizera Terrane metapelites and showing geochemical trends characterizing the Velká

Úpa and Vrchlabí Groups. Symbols: filled circles — Velká Úpa Group metapelites; open triangles — Vrchlabí Group metapelites.

272                                                                                        WINCHESTER et al.

Four metapelitic samples from each group were selected for

REE analysis (samples VU-1, VU-7, VU-10 and VU-11 in Ta-

ble 1, and VL-1, VL-5, VL-8 and VL-14 in Table 2, respective-

ly). All are uniform and contain intermediate SiO

2 

concentra-

tions (ca. 60 to 67 wt. %), so according to chemical classifica-

tions of sedimentary rocks (e.g. Blatt et al. 1980) they composi-

tionally correspond to metapelites or pelitic metagreywackes.

Rocks of both lithostratigraphic groups show very similar

trace element distribution patterns compared to the composi-

tion of average continental upper crust (UCC after Taylor &

McLennan  1985)  (Fig.  5a,b).  In  both  groups  the  profile  is

characterized by very low Sr contents, and concentrations of

K, Rb, Ba, Th, Nb and Ti, which are approximately equal to

or differ only slightly from UCC. All samples show enrich-

ment of Hf (±Zr): the only differences between the Velká Úpa

and Vrchlabí Group rocks are slightly higher concentrations

of Hf and Zr and quite low contents of P in the latter. Mantle

compatible  elements  are  enriched  relative  to  UCC  in  the

metapelites of both lithostratigraphic groups, although Sc and

Cr  enrichment  is  somewhat  more  pronounced  (up  to  two

times) in the Velká Úpa Group rocks (which also include a

single  specimen  with  quite  high  abundances  of  Y  and  Yb).

Hence, the Vrchlabí Group metapelites display higher Th/Sc

values than the Velká Úpa Group ones: 0.88±0.14 (2

σ

) com-

pared to 0.66±0.03, respectively (Fig. 5a,b and Tables 1 and

2). The latter value is below the UCC ratio of these elements

(0.97) (cf. Taylor & McLennan 1985).

The chondrite-normalized (Anders & Grevesse 1989) REE

concentrations  in  metapelites  from  the  Velká  Úpa  and

Vrchlabí Groups are characterized by a concave-upward REE

profile, with moderately sloping LREE and flat HREE (Fig.

6a,b). The Vrchlabí Group samples show a somewhat steeper

LREE/HREE gradient Ce

N

/Yb

N 

= 6.26±0.99 compared with

Ce

N

/Yb

N 

=  5.30±1.14  displayed  by  the  Velká  Úpa  Group.

Negative  Eu  anomalies  in  the  metapelites  of  both  litho-

stratigraphic groups are rather small, with Eu/Eu* values cor-

responding  to  0.65±0.01  and  0.68±0.02,  respectively.  The

PAAS-normalized (PAAS — Post-Archean Average Austra-

lian  Sedimentary)  (Nance  &  Taylor  1976)  REE  distribution

patterns of the studied metapelites display a level profile in

both groups (Fig. 7a,b).

Micaceous metapsammites

Two micaceous metapsammite samples from the Velká Úpa

and Vrchlabí Groups (samples VU-6 and VL-12 in Tables 1

and 2), with contents of SiO

2 

ca. 73 and 74 wt. %, respective-

ly, are present in the completely analysed set of specimens.

On  a  ternary  diagram  Na

2

O–Fe

2

O

3

t

+MgO–K

2

O  (Blatt  et  al.

1980) they plot as metamorphosed equivalents of arkoses to

lithic  sandstones  (arenites)  (Fig.  4c).  They  are  only  slightly

depleted  in  trace  element  abundances  relative  to  the

metapelites (Fig. 5c). Compared to the composition of aver-

age upper continental crust (UCC) they also show trace ele-

ment distribution patterns similar to those of the Velká Úpa

and Vrchlabí Group metapelites, although they differ in some

enrichment of LILE (Large Ion Lithophile Elements) relative

to Sc and Cr, and in several specific features (see below).

Profiles similar to those of the metapelites occur in the REE

chondrite normalized concentrations in the micaceous metap-

sammites of the Velká Úpa and Vrchlabí Groups, with little

distinction between the groups, but with larger negative Eu-

anomalies  (Eu/Eu*  =  0.41  and  0.50,  respectively)  (Fig. 6c).

Fig. 4. Diagrams showing primary relations of the Krkonoše-Jizera

Terrane  metasediments:  a  —  Ni-TiO

2

  binary  diagram  illustrating

the  magmatogenic  derivation  of  majority  of  the  metasediments;

b —  Sr-Rb  binary  diagram  illustrating  primary  sediment  maturity;

c —  Na

2

O–Fe

2

O

3

t

+MgO–K

2

O  ternary  diagram  discriminating

former  sandstone  types.  Symbols  as  in  Fig.  3,  but  also  including

closed triangles — Vrchlabí Group micaceous metapsammites; hor-

izontally  divided  half  circles  —  Velká  Úpa  Group  micaceous

metapsammites;  inverted  closed  triangles  —  Vrchlabí  Group

quartzites;  vertically  divided  half  circles  —  Velká  Úpa  Group

quartzites.

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      273

PAAS-normalized REE distribution patterns of the micaceous

metapsammites  show  a  flat  profile  similar  to  that  of  the

metapelites (Fig. 7c).

Too few samples were analysed to show any clear differ-

ence of chemistry between micaceous metapsammites of the

two  groups.  However,  the  Velká  Úpa  Group  micaceous

metapsammite  (VU-6)  is  enriched  in  Zr  and  Hf,  while  the

Vrchlabí  Group  micaceous  metapsammite  (VL-12)  displays

significant enrichment of P, Y and Yb as well a marked nega-

tive Eu anomaly (Figs. 5c and 6c). Hydraulic sorting of heavy

minerals (e.g. Cullers et al. 1987) may explain these features,

resulting from concentrations of zircon in the former two sam-

ples, and of zircon and apatite in the latter specimen.

Quartzites

Six  quartzite  samples  from  the  Velká  Úpa  and  Vrchlabí

Groups with SiO

2

 concentrations ranging from ca. 89 to 94

wt. %) were analysed, of which four (VU-15, VU-17, VL-6

and VL-13 in Tables 1 and 2), also had REE determinations

undertaken. A ternary diagram Na

2

O–Fe

2

O

3

t

+MgO–K

2

O de-

fines the quartzites of both groups as somewhat feldspathic, as

they  plot  in  the  arkose  field  (Fig.  4c).  Their  trace  element

abundances  are  depleted  to  under  half  the  content  in  the

metapelites, and seem to be strongly controlled by hydraulic

sorting of heavy minerals (Fig. 5d). Where the effect of the

latter process is absent, the quartzite (the sample VL-6) shows

trace element distribution patterns normalized to UCC, chon-

drite and PAAS similar to those of the metapelites and mica-

ceous metapsammites, but with lower concentrations owing to

the abundance of silica (Figs. 6d and 7d).

The Velká Úpa Group quartzites are enriched in P, Zr, Hf,

Y and Yb (Fig. 5d), and sample VU-15 shows the largest neg-

ative Eu anomaly (Eu/Eu* = 0.34) among the whole studied

specimens (Fig. 6d). Hydraulic sorting of heavy minerals, e.g.

principally  zircon  and  apatite  (and/or  any  mineral  retaining

these elements), seems to be the cause of these characteristics.

The  Th/Sc  ratios  of  the  quartzites  range  from  parity  to  1.5

times the UCC average ratio.

Paleotectonic setting of the metasediment precursors

The metapelites and some micaceous metapsammites of the

Velká Úpa and Vrchlabí Groups are enriched in LILE (with

Fig. 5. Distribution patterns of trace element concentrations in the Krkonoše-Jizera Terrane metasediments normalized to upper continental

crust  (UCC)  composition  after  Taylor  &  McLennan  (1985);  elements  are  ordered  according  to  Pearce  (1982):  a  —  Velká  Úpa  Group

metapelites; b — Vrchlabí Group metapelites; c — micaceous metapsammites from both groups; d — quartzites from both groups. Symbols

as in Figs. 3 and 4.

274                                                                                        WINCHESTER et al.

exception  of  Sr)  relative  to  both  ACM  (active  continental

margin) and PM (passive margin) greywacke types defined by

Floyd et al. (1991) (Figs. 5a,b,c and 8a). They are also less de-

pleted in Nb compared with both ACM and PM types. In their

concentrations of Zr, Hf, Sm, Ti, Y and Yb these metapelites

and micaceous metapsammites are similar to PM (non volcan-

ogenic) greywackes, while in their Sc and Cr contents they re-

semble ACM types.

The metapelites of both groups are generally characterized

by flat PAAS-normalized REE distribution patterns, and usu-

ally show only very small positive Eu anomalies (Fig. 7a,b).

While  these  features  are  characteristic  of  clastic  sediments

from mature active margins of Andean type (cf. Bhatia 1985),

the almost identically flat REE patterns of the metapsammites

(metagreywackes and meta-arkoses) as well as those of some

of  the  quartzites  display  slight  negative  Eu-anomalies  (Fig.

Table l: Major and trace element abundances in representative samples of the metamorphosed clastic sediments of the Velká Úpa Group

of the Krkonoše-Jizera Terrane. nd — not determined.

7c), which are characteristic of passive margin clastic rocks

(Bhatia 1985).

As  demonstrated  by  higher  Th/Sc  values,  the  Vrchlabí

Group metapelites are depleted in mantle compatible elements

relative to LILE compared to those from the Velká Úpa Group

(Fig.  5a,b).  They  also  display  somewhat  higher  LREE  vs.

HREE  fractionation  and  complementary  slightly  lower  Eu/

Eu* values in chondrite normalized REE profiles (Fig. 6a,b).

These  geochemical  differences  seem  to  indicate  that  the

metapelites of the Vrchlabí Group are chemically more remi-

niscent of PM-type clastic sediments (cf. Floyd & Leveridge

1987; Floyd et al. 1991; McLennan et al. 1993).

The  Velká  Úpa  and  Vrchlabí  Groups  differ  lithologically

and  geochemically  from  the  only  KJT  metasedimentary  se-

quence of known Neoproterozoic age, the Machnín Group of

the  KJT  autochthonous  unit  (e.g.  Chaloupský  et  al.  1989;

rock type 

 

                    pelites and semipelites 

psammites 

quartzites 

sample 

VU-1 

VU-3 

VU-7 

VU-9  VU-10  VU-11  VU-12  VU-2 

VU-6 

VU-8  VU-14  VU-4 

VU-5 

VU-13  VU-15  VU-17 

wt. % 

 

SiO

2

 

62.55 

60.06 

64.91 

61.79 

63.82 

62.23 

63.32 

69.41 

72.72 

73.71  70.60  86.14 

93.88 

96.17 

91.19 

95.72 

TiO

2

 

0.80 

0.85 

0.82 

0.89 

0.78 

0.81 

0.74 

0.71 

0.83 

0.49 

0.84 

0.51 

0.19 

0.11 

0.03 

0.03 

Al

2

O

3

 

17.69 

18.64 

19.44 

18.65 

18.78 

18.89 

17.78 

15.12 

15.66 

12.14  15.49 

7.60 

3.87 

2.56 

5.77 

3.31 

Fe

2

O

3

t

 

6.36 

7.04 

4.16 

5.71 

5.61 

6.00 

6.02 

4.70 

3.74 

5.98 

4.11 

2.44 

0.84 

0.56 

0.46 

0.08 

MnO 

0.06 

0.06 

0.03 

0.04 

0.03 

0.03 

0.06 

0.05 

0.02 

0.03 

0.01 

0.02 

0.01 

0.01 

0.01 

0.01 

MgO 

2.61 

2.61 

1.80 

2.52 

2.15 

2.31 

2.43 

2.09 

0.83 

1.89 

1.12 

0.46 

0.08 

0.00 

0.01 

0.00 

CaO 

0.87 

0.27 

0.06 

0.24 

0.21 

0.15 

0.68 

0.17 

0.07 

0.14 

0.21 

0.05 

0.04 

0.04 

0.04 

0.10 

Na

2

O 

3.32 

3.47 

1.61 

2.00 

1.85 

2.28 

2.18 

2.44 

0.12 

1.62 

0.08 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

K

2

O 

2.96 

3.26 

4.44 

4.41 

3.78 

3.96 

3.63 

3.06 

3.68 

1.88 

4.66 

1.75 

0.92 

0.67 

1.71 

0.68 

P

2

O

5

 

0.19 

0.19 

0.10 

0.18 

0.17 

0.15 

0.17 

0.17 

0.08 

0.14 

0.15 

0.04 

0.02 

0.02 

0.03 

0.02 

LOI 

2.08 

3.12 

3.40 

3.15 

3.34 

3.27 

2.95 

2.62 

2.47 

2.37 

2.45 

1.37 

0.67 

0.40 

0.97 

0.43 

S 

0.00 

0.00 

0.01 

0.00 

0.00 

0.01 

0.00 

0.02 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.02 

0.00 

Total 

99.50 

99.57  100.79 

99.58  100.51  100.09 

99.96  100.55  100.22  100.40  99.72  100.38 

100.53  100.54  100.23  100.38 

ppm 

 

Ba 

896 

1097 

995 

1651 

829 

665 

781 

1000 

529 

511 

1196 

219 

125 

83 

79 

100 

Cl 

23 

30 

49 

21 

21 

11 

9 

2 

30 

19 

1 

17 

5 

3 

3 

nd 

Cr 

90 

90 

116 

78 

74 

81 

72 

72 

69 

nd 

60 

26 

nd 

18 

14 

17 

Cu 

21 

12 

31 

20 

11 

16 

27 

12 

6 

nd 

6 

1 

17 

nd 

nd 

nd 

Ga 

22 

22 

11 

21 

21 

24 

21 

18 

12 

6 

18 

7 

1 

2 

7 

3 

Hf 

    6.1 

nd 

     5.7 

nd 

     5.1       4.5 

nd 

nd 

    13.4 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

    0.9 

    0.9 

Nb 

18 

18 

nd 

19 

15 

16 

16 

14 

nd 

nd 

16 

9 

nd 

2 

3 

2 

Ni 

42 

38 

40 

27 

27 

22 

35 

14 

76 

99 

30 

17 

28 

8 

7 

7 

Pb 

9 

15 

18 

12 

47 

65 

19 

20 

3 

nd 

9 

10 

1 

4 

4 

4 

Rb 

169 

130 

201 

159 

173 

188 

185 

127 

189 

52 

292 

98 

45 

55 

121 

34 

Sc 

18 

nd 

21 

nd 

19 

16 

nd 

nd 

14 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

1 

1 

Sr 

171 

90 

14 

76 

65 

84 

78 

55 

nd 

20 

33 

9 

nd 

7 

11 

10 

Th 

  12.6 

15 

    12.8 

22 

    12.5      10.7 

19 

14 

    16.1 

nd 

19 

12 

nd 

11 

    1.4 

    1.5 

V 

123 

134 

148 

121 

155 

159 

116 

106 

105 

96 

119 

32 

14 

14 

5 

2 

Y 

34 

23 

nd 

34 

96 

41 

40 

24 

nd 

2 

33 

20 

nd 

11 

6 

6 

Zn 

119 

109 

87 

83 

95 

112 

131 

84 

45 

106 

59 

54 

34 

16 

16 

15 

Zr 

203 

175 

98 

217 

180 

188 

212 

198 

289 

113 

337 

245 

36 

57 

35 

32 

  

 

 

 

 

 

 

  

 

 

  

 

 

 

  

La 

73.2

0

 

34 

42.7

0

 

40 

53.2

0

  41.3

0

 

12 

20 

 56.1 

25 

32 

13 

  7 

  4 

1.2

0

      2 

Ce 

  89 

68 

72.8

0

 

70 

   88 

69.1

0

 

44 

50 

 98.9 

51 

48 

37 

12 

  8 

1.7

0

 

3.8

0

 

Nd 

61.7

0

 

32 

34.8

0

 

26 

56.5

0

  35.7

0

 

18 

30 

 47.5 

22 

19 

10 

22 

13 

nd 

2.2

0

 

Sm 

10.42 

nd 

  6.09 

nd 

10.86 

6.32 

nd 

nd 

7.49 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

0.2

0

 

0.38 

Eu 

2.14 

nd 

  1.27 

nd 

2.35 

1.3

0

 

nd 

nd 

1.11 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

0.03 

0.08 

Gd 

7.61 

nd 

4.8 

nd 

10.39 

5.34 

nd 

nd 

5.6

0

 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Tb 

1.06 

nd 

  0.66 

nd 

1.61 

0.69 

nd 

nd 

0.83 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

0.07 

0.07 

Yb 

3.11 

nd 

2.7 

nd 

5.73 

2.63 

nd 

nd 

3.57 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

0.5

0

 

0.4

0

 

Lu 

0.49 

nd 

  0.44 

nd 

0.87 

0.39 

nd 

nd 

0.58 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

0.07 

0.06 

 

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      275

Gehmlich et al. 1997; Kachlík & Patoèka 1998a). The Mach-

nín Group is characterized by abundant metagreywackes dis-

playing for the most part an ACM-like trace element distribu-

tion  relative  to  UCC  (Fig.  8b),  with  higher  Th/Sc  values

(1.0–1.1), and stronger LREE/HREE fractionation (Ce

N

/Yb

N

= 6.5–7.0) than the Velká Úpa and Vrchlabí Groups.

Relating the validity of the results to the geological map

1.  The  metamorphosed  clastic  sedimentary  rocks  of  the

Poniklá  and  Radèice  Groups  (cf.  Chaloupský  et  al.  1968,

1989)  are  chemically  indistinguishable.  These  groups  could

therefore be combined in a single Vrchlabí Group and proba-

bly correlate with coeval and lithologically similar metasedi-

mentary sequences in the Kaczawa and Rudawy Janowickie

Complexes in Poland (e.g. Teisseyre 1973; Baranowski et al.

1990). However, two facies (subgroups?) are distinguishable

within this group (and may be recognized also in a map scale),

defined by either abundant metavolcanic intercalations, or nu-

merous  intercalations  of  marbles  and  quartzites  within  the

dominant monotonous metapelites (Kachlík 1997; Kachlík &

Patoèka 1998b, 1999).

2. Abundant mylonitic fabrics and ductile overthrusts in the

KJT suggest that imbrication and structural repetition is likely

within the Vrchlabí Group (e.g. Kachlík & Patoèka 1998a,b).

Hence the sparse faunal ages obtained from metapelitic and

metacarbonate rocks (e.g. Chlupáè 1993, 1997; Konzalová &

Hrabal 1998; Hladil et al. 1998, 2003) and a few geochrono-

logical datings of metavolcanic rocks (e.g. Bendl & Patoèka

1995; Timmermann et al. 1999) may only provide a broad in-

dication of the age range of the entire sequence from Cam-

brian to Silurian (±Devonian?).

Table 2: Major and trace element abundances in representative samples of the metamorphosed clastic sediments of the Vrchlabí Group

of the Krkonoše-Jizera Terrane. nd — not determined.

rock type 

 

 

 

pelites and semipelites 

 

 

 

 

psammite 

quartzites 

sample 

VL-1 

VL-4 

VL-5 

VL-8 

VL-9 

VL-10 

VL-11 

VL-14 

VL-15 

VL-16 

VU-16 

VL-12 

VL-6 

VL-13 

wt. % 

 

SiO

2

 

66.47 

52.02 

67.33 

59.60 

48.09 

56.71 

57.54 

64.43 

59.72 

63.63 

53.22 

74.07 

92.31 

88.79 

TiO

2

 

0.78 

1.08 

0.79 

0.70 

1.09 

0.90 

0.94 

0.84 

1.04 

0.81 

0.89 

0.28 

0.16 

0.50 

Al

2

O

3

 

16.78 

24.28 

15.96 

18.29 

28.53 

22.16 

22.58 

19.27 

22.29 

16.52 

24.14 

15.77 

4.33 

6.03 

Fe

2

O

3

t

 

6.02 

10.21 

6.77 

5.25 

9.10 

9.32 

7.63 

5.99 

7.11 

6.92 

9.07 

1.45 

0.82 

1.61 

MnO 

0.05 

0.06 

0.02 

0.06 

0.13 

0.15 

0.11 

0.03 

0.17 

0.11 

0.35 

0.01 

0.01 

0.02 

MgO 

1.55 

1.98 

0.87 

1.55 

1.98 

1.58 

1.72 

1.80 

1.63 

2.10 

2.36 

0.86 

0.33 

0.30 

CaO 

0.46 

0.08 

0.05 

2.38 

0.11 

0.34 

0.39 

0.14 

0.25 

0.27 

0.41 

0.32 

0.16 

0.06 

Na

2

O 

0.18 

1.28 

0.01 

1.02 

0.80 

1.02 

1.06 

0.63 

1.27 

1.32 

1.27 

1.41 

0.00 

0.00 

K

2

O 

3.86 

3.33 

5.94 

6.31 

5.21 

4.67 

4.39 

5.11 

4.38 

4.07 

4.92 

3.54 

1.24 

1.81 

P

2

O

5

 

0.10 

0.16 

0.08 

0.20 

0.09 

0.13 

0.29 

0.09 

0.10 

0.13 

0.14 

0.24 

0.04 

0.04 

LOI 

3.35 

5.09 

2.95 

4.75 

4.80 

3.69 

3.68 

0.98 

2.27 

3.35 

3.90 

2.65 

0.65 

1.05 

S 

0.00 

0.01 

0.01 

0.00 

0.00 

0.14 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.01 

0.00 

0.00 

Total 

99.61 

99.59 

100.79 

100.11 

99.93 

100.81 

100.35 

99.31 

100.22 

99.24 

100.67 

100.61  100.05 

100.22 

ppm 

 

Ba 

839 

1081 

545 

1328 

1139 

985 

925 

1001 

874 

850 

1113 

1243 

136 

260 

Cl 

14 

14 

21 

30 

3 

60 

7 

10 

14 

42 

2 

28 

5 

1 

Cr 

80 

138 

77 

75 

127 

102 

96 

82 

104 

85 

88 

21 

20 

30 

Cu 

13 

36 

14 

39 

22 

15 

24 

19 

20 

30 

19 

7 

nd 

nd 

Ga 

20 

29 

18 

22 

35 

28 

27 

22 

29 

22 

32 

21 

4 

6 

Hf 

       5.5 

nd 

     6.9 

     5.1 

nd 

nd 

nd 

    11.1 

nd 

nd 

nd 

    4.2 

2 

     9.7 

Nb 

19 

23 

18 

18 

27 

23 

21 

20 

23 

20 

24 

14 

4 

11 

Ni 

35 

55 

30 

46 

59 

51 

50 

36 

42 

54 

42 

22 

10 

14 

Pb 

11 

15 

12 

9 

28 

27 

27 

20 

28 

9 

24 

9 

5 

7 

Rb 

214 

175 

455 

182 

259 

229 

218 

323 

222 

178 

219 

162 

80 

95 

Sc 

16 

nd 

14 

19 

nd 

nd 

nd 

15 

nd 

nd 

nd 

6 

2 

5 

Sr 

67 

109 

14 

12 

129 

111 

109 

53 

116 

37 

144 

97 

11 

11 

Th 

     13.7 

18 

   14.5 

   12.3 

24 

17 

21 

    14.2 

18 

17 

25 

   12.4 

2 

     8.7 

V 

118 

188 

98 

105 

182 

137 

150 

116 

130 

158 

142 

34 

16 

25 

Y 

34 

38 

29 

22 

37 

34 

36 

31 

32 

26 

30 

50 

6 

18 

Zn 

108 

122 

80 

186 

138 

112 

118 

119 

97 

211 

129 

49 

24 

40 

Zr 

186 

124 

233 

177 

179 

152 

150 

199 

177 

174 

161 

130 

56 

312 

  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

  

  

 

  

La 

        52 

40 

     56 

40.2

0

 

49 

30 

33 

46.7

0

 

32 

45 

62 

28.9

0

 

6.7

0

 

24.6

0

 

Ce 

77.8

0

 

95 

106.9

0

       72 

91 

56 

65 

89.7

0

 

67 

91 

125 

54.3

0

       12 

      46 

Nd 

43.3

0

 

37 

     48 

33.8

0

 

41 

34 

31 

41.9

0

 

9 

44 

36 

23.8

0

 

6.5

0

 

21.2

0

 

Sm 

7.64 

nd 

7.68 

5.03 

nd 

nd 

nd 

7.37 

nd 

nd 

nd 

5.29 

1.12 

3.92 

Eu 

1.48 

nd 

1.41 

0.95 

nd 

nd 

nd 

1.43 

nd 

nd 

nd 

0.77 

0.29 

0.58 

Gd 

5.9

0

 

nd 

4.76 

3.53 

nd 

nd 

nd 

5.55 

nd 

nd 

nd 

6.05 

nd 

3.49 

Tb 

0.92 

nd 

0.78 

0.61 

nd 

nd 

nd 

0.84 

nd 

nd 

nd 

0.98 

0.16 

0.45 

Yb 

3.21 

nd 

2.95 

2.64 

nd 

nd 

nd 

3.34 

nd 

nd 

nd 

4.41 

0.67 

1.8

0

 

Lu 

0.51 

nd 

0.48 

0.44 

nd 

nd 

nd 

0.54 

nd 

nd 

nd 

0.62 

0.11 

0.29 

 

276                                                                                        WINCHESTER et al.

3. Metapelites from the Velká Úpa Group and the Vrchlabí

Group  are  chemically  distinct.  However,  chemical  distinc-

tions between the groups are less clear in metapsammite and

quartzite lithologies.

4.  Many  metasediments,  especially  in  the  “metavolcanic”

subgroup of the Vrchlabí Group (Kachlík & Patoèka 1998b)

have a volcaniclastic component probably related to the con-

temporary  volcanism  associated  with  the  Železný  Brod  and

Rýchory Metavolcanic Complexes.

5. Micaceous metapsammites are mainly lithic arenite to ar-

kose in composition.

Discussion

Precursors of the Velká Úpa and Vrchlabí Groups were ap-

parently deposited on a passive margin of the peri-Gondwan-

an Saxothuringian microplate. The passive margin originated

during the Cambrian and Ordovician by extension and rifting

of former (Cadomian) active continental margin (part of the

NW  margin  of  the  Gondwana  supercontinent  at  the  end  of

Neoproterozoic). In this paleotectonic scenario (and according

to the above described differences in trace element character-

Fig.  6.  Chondrite-normalized  REE  profiles  of  the  Krkonoše-Jizera  Terrane  metasediments;  normalizing  values  after  Anders  &  Grevesse

(1989): a — Velká Úpa Group metapelites; b — Vrchlabí Group metapelites; c — micaceous metapsammites from both groups; d — quartz-

ites from both groups. Symbols as in Figs. 3 and 4.

istics) the Velká Úpa Group, previously assumed on slender

grounds to be Mesoproterozoic by Chaloupský et al. (1989),

is interpreted to be younger than the only KJT metasedimenta-

ry sequence of documented Precambrian age, the Neoprotero-

zoic Machnín Group of the KJT (e.g. Gehmlich et al. 1997).

The  geochemical  differences  seem  to  indicate  that  the

metapelites of the Velká Úpa Group are more ACM- and less

PM-like than those of the Vrchlabí Group.

The chemistry permits two possible relationships between

these two groups. Either (1) the Vrchlabí Group sedimenta-

tion postdated that of the Velká Úpa Group, and there was a

change from active continental margin to passive margin set-

tings, indicated by the differing chemistries of the metapelites

of the two groups, or (2) the two groups were Paleozoic rocks

deposited  in  different  areas  with  differing  source  material

which have since been tectonically juxtaposed, with the Velká

Úpa  Group  deposited  proximal  to  the  source  area,  and  the

more  distal  Vrchlabí  Group  sediments  mixed  with  volcano-

genic material.

In the KJT stratigraphy a key role is attributed to quartzites,

which are ubiquitous both in the Velká Úpa Group and in the

Vrchlabí  Group  and  appear  to  rest  conformably  within  the

surrounding metapelites (e.g. Chaloupský et al. 1989; Kachlík

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      277

Fig. 8. Upper continental crust-normalized (values after Taylor & McLennan 1985) profiles of trace element concentrations (a) in continen-

tal arc + active continental margin (ACM) and passive margin (PM) Neoproterozoic and Phanerozoic greywacke averages (after Floyd et al.

1991), and (b) in low-grade metamorphosed greywackes of the Neoproterozoic Machnín Group of the Krkonoše-Jizera Terrane (data after

sample files by F. Patoèka); elements are ordered according to Pearce (1982).

Fig.  7.  REE  profiles  of  the  Krkonoše-Jizera  Terrane  metasediments  normalized  by  Post-Archean  Average  Australian  Sedimentary  rock

(PAAS); normalizing values after Nance & Taylor (1976): a — Velká Úpa Group metapelites; b — Vrchlabí Group metapelites; c — mica-

ceous metapsammites from both groups; d — quartzites from both groups. Symbols as in Figs. 3 and 4.

1997; Kachlík & Patoèka 1998a,b). Recent field studies of the

quartzites  help  resolve  this  problem.  Locally  conglomeratic

quartzite bodies contain abundant blue quartz pebbles (0.1 to

1 cm in diameter) derived from the KJT Cambro-Ordovician

gneisses  and  metagranites  (Kachlík  et  al.  1999).  Velká  Úpa

Group  conglomeratic  quartzites  from  the  Malé  Labe  Valley

contain pebbles of dark quartz-tourmaline hornfelses known

also from basal Ordovician quartzites in Lusatia where they

are interpreted as pebbles derived from the contact aureole of

the Cadomian Lusatian Pluton (e.g. Chaloupský 1963). Ar-Ar

278                                                                                        WINCHESTER et al.

isotope geochronology on detrital white micas from quartzite

intercalations from Vysoké nad Jizerou and Železný Brod (in

the Vrchlabí Group) shows cooling ages of 564 Ma and 465

Ma, respectively (Marheine et al. 2000). Thus the blue quartz

pebbles, contact hornfels clasts and the Ar-Ar data on detrital

micas, taken together, suggest that the quartzite source area

comprised meta-igneous rocks of Neoproterozoic to Ordovi-

cian  age,  and  hence  the  age  of  deposition  of  much  of  the

Velká Úpa and Vrchlabí Group quartzites was no older than

Ordovician.

This sedimentation age of the quartzite precursors fits with-

in the Cambrian to Silurian (±Devonian?) time span of accu-

mulation  of  the  Vrchlabí  Group,  shown  by  paleontological

and geochronological dating. If the quartzites are also primary

members of the Velká Úpa Group, their age implies that both

of the KJT groups are broadly coeval. However, the presence

of numerous mylonitic zones and ductile thrusts in the KJT

shows that tectonic imbrication of rocks from both groups oc-

curred.  Such  imbrication  may  also  have  brought  rocks  with

different protolith ages into contact, while on the larger scale

the  Velká  Úpa  and  Vrchlabí  Groups  were  probably  juxta-

posed by ductile thrusting, analogous to that proposed along

the  Kowary  and  Kaczorów  shear  zones  by  Seston  et  al.

(2000).

Hence,  on  the  basis  of  both  the  geochemistry  of  the

metapelites and the presence of blue quartz and hornfels clasts

in the locally conglomeratic quartzites, the Velká Úpa Group

must be broadly coeval with the Vrchlabí Group: both are Pa-

leozoic (Cambrian to Silurian, ±Devonian?) in age (Kachlík

& Patoèka 1999; Hladil et al. 2003) and mostly postdate intru-

sion of the late Cambrian Izera and Krkonoše (Kowary) grani-

toid gneisses. In this scenario the Velká Úpa Group sediments

were  more  proximal,  perhaps  derived  from  less  deeply  dis-

sected part of the source area comprising the Cadomian base-

ment (fossil active continental margin of Neoproterozoic age),

and  hence  generally  display  chemical  characteristics  more

typical of ACM-type clastic sediments.

Conclusions

Metasediments  of  the  Poniklá  and  Radèice  Groups  are

chemically indistinguishable. They should be combined in a

single Vrchlabí Group of Cambrian to Silurian (±Devonian?)

age,  coeval  with  similar  metasedimentary  sequences  in  the

Kaczawa and Rudawy Janowickie Complexes in Poland. Two

facies are distinguished in the metapelite-dominated Vrchlabí

Group on the basis of the abundance of either metavolcanic

rocks  or  intercalations  of  marbles  and  quartzites.  The

metapelites  of  the  Vrchlabí  Group  have  higher  Fe/Mg  and

lower Na/Rb ratios, are enriched in LILE relative to mantle

compatible  elements,  in  LREE  relative  to  HREE,  and  only

slightly depleted in Eu compared to those in the Velká Úpa

Group.

Chemical  compositions  indicate  that  the  sediments  com-

prising the Velká Úpa and Vrchlabí Groups were for the most

part  derived  from  and  deposited  on  a  Neoproterozoic  base-

ment which belonged to the Cadomian active continental mar-

gin of Gondwana. In Cambrian–Ordovician time this deposi-

tion was in an extensional intracratonic basin, which subse-

quently became a passive margin of the Saxothuringian mi-

croplate after it separated from Gondwana. In our proposed

paleotectonic scenario, the Velká Úpa Group must be younger

than the Neoproterozoic Machnín Group of the KJT autochth-

onous unit. Linking the geochemistry of the metapelites with

the lithology of the quartzites (i.e., the presence of blue quartz

and  hornfels  clasts  in  the  locally  conglomeratic  quartzites),

the  Velká  Úpa  Group  must  be  broadly  coeval  with  the

Vrchlabí Group, although deposition of the Velká Úpa Group

was more proximal and sourced by sediment eroded from a

relatively less dissected area of the fossil (Cadomian) active

margin. Both groups are now preserved in different thrust slic-

es, which underwent Variscan metamorphism of different in-

tensities.

However interpreted, the composition of the metasediments

of the Krkonoše-Jizera Terrane also reflects the paleotectonic

evolution of the West Sudetes from an ACM setting at the end

of the Neoproterozoic to a Paleozoic extensional PM setting

that  presaged  the  fragmentation  of  the  NW  margin  of  the

Gondwana supercontinent.

Acknowledgments:  These  investigations  were  supported

both by the EU-funded PACE TMR Network (No. ERBFM-

RXCT97–0136), and Grant A3111102 provided by the Grant

Agency of the Academy of Sciences of the Czech Republic,

which follows the Research Schemes CEZ: Z3–013–912 (AS

CR)  and  J13/98:113100005  (Charles  University).  Hardware

support provided by the IBM Czech Republic to the Depart-

ment of Geology and Paleontology, Charles University is ful-

ly  acknowledged.  D.W.  Emley,  P. Greatbatch  and  D. Wilde

are thanked for analytical technical assistance at Keele Uni-

versity, while in the Czech Republic special thanks are due to

J. Frána at the Laboratory of Nuclear Spectroscopy, Institute

of Nuclear Physics (AS CR) in Øež.

References

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. 134, 727–739.

Aleksandrowski P., Kryza R., Mazur S., Pin Ch. & ¯alasiewicz J. 2000:

The Polish Sudetes: Caledonian or Variscan? Trans. Roy. Soc. Ed-

inburgh 90, 127–146.

Anders E. & Grevesse N. 1989: Abundances of the elements: Meteoritic

and solar. Geochim. Cosmochim. Acta 53, 197–214.

Baranowski Z., Haydukiewicz A., Kryza R., Lorenc S., Muszynska A.,

Solecki A. & Urbanek Z. 1990: Outline of the geology of the Góry

Kaczawskie (Sudetes, Poland). Neu. Jb. Geol. Paläont., Abh. 179,

223–257.

Bendl J. & Patoèka F. 1995: The 

87

Rb-

86

Sr isotope geochemistry of the

metamorphosed bimodal volcanic association of the Rýchory Mts.

crystalline  complex,  West  Sudetes,  Bohemian  Massif.  Geol.  Su-

detica 29, 3–18.

Bhatia M.R. 1985: Composition and classification of Palaeozoic flysch

mudrocks of eastern Australia: implications in provenance and tec-

tonic setting interpretation. Sed. Geol. 41, 249–268.

Blatt H., Middleton G. & Murray R. 1980: Origin of sedimentary rocks.

2

nd

 edition, Prentice-Hall, New Jersey, 1–782.

Bia³ek D. 1998: Aspects of geochemistry of the Zawidów Granodiorite

and Izera Granite — arc to rift transition? Geolines 6, 11.

Borkowska  M.,  Hameurt  J.  &  Vidal  P.  1980:  Origin  and  age  of  Izera

METASEDIMENTARY SEQUENCES (WEST SUDETES): PALEOTECTONIC AND STRATIGRAPHIC CONSTRAINTS      279

gneisses  and  Rumburk  granites  in  the  West  Sudetes.  Acta  Geol.

Pol. 30, 121–145.

Cháb  J.  &  Vrána  S.  1979:  Crossite-actinolite  amphiboles  of  the

Krkonoše-Jizera Crystalline Complex and their geological signifi-

cance. Vìst. Ústø. Úst. Geol. 54, 143–150.

Chaloupský J. 1963: Conglomerates in the Krkonoše-Jizera Crystalline

Complex. Sbor. Ústø. Úst. Geol. 28, 143–190 (in Czech).

Chaloupský  J.  1966:  Caledonian  and  Variscan  orogeny  in  the  Ještìd

Crystalline Complex. Sbor. Geol. Vìd, Ø. G. 10, 7–37 (in Czech,

English summary).

Chaloupský J. (Ed.) 1989: Geological map of the Krkonoše and Jizerské

hory Mts. 1:100,000. Ústø. Úst. Geol., Praha (in Czech).

Chaloupský et al. 1968: Geological map of the Krkonoše Mts. National

Park 1:50,000. Ústø. Úst. Geol., Praha (in Czech).

Chaloupský J., Èervenka J., Jetel J., Králík F., Líbalová J., Píchová E.,

Pokorný  J.,  Pošmourný  K.,  Sekyra  J.,  Shrbený  O.,  Šalanský  J.,

Šrámek J. & Václ J. 1989: Geology of the Krkonoše and Jizerské

hory Mts. Geol. Surv. Czech., Prague, 1–288.

Chlupáè I. 1993: Stratigraphic evaluation of some metamorphic units in

the N part of the Bohemian Massif. Neu. Jb. Geol. Paläont. Abh.

188,  363–388.

Chlupáè  I.  1997:  Palaeozoic  ichnofossils  in  phyllites  near  Železný

Brod, northern Bohemia. J. Czech Geol. Soc. 42, 75–94.

Chlupáè  I.  1998:  New  paleontological  finds  in  the  western  part  of  the

Krkonoše-Jizerské  hory  Mts.  metamorphics  and  their  impact  on

stratigraphical and tectonical concepts. Geolines 6, 29–30.

Crowley  Q.G.,  Timmermann  H.,  Noble  S.R.  &  Holland  J.G.  2002:

Palaeozoic  terrane  amalgamation  in  Central  Europe:  a  REE  and

Sm-Nd isotope study of the pre-Variscan basement, NE Bohemian

Massif.  In:  Winchester  J.A.,  Pharaoh  T.C.  &  Verniers  J.  (Eds.):

Palaeozoic  amalgamation  of  Central  Europe.  Geol.  Soc.  London,

Spec. Publ. 201, 157–176.

Cullers R.L., Barrett T., Carlson R. & Robinson B. 1987: Rare earth ele-

ment  and  mineralogic  changes  in  Holocene  soil  and  stream  sedi-

ment: a case study in the Wet Mountains, Colorado, U.S.A. Chem.

Geol. 63, 275–297.

Cymerman Z., Piasecki M.A.J. & Seston R. 1997: Terranes and terrane

boundaries in the Sudetes, northeast Bohemian Massif. Geol. Mag.

134,  717–725.

Dostal J., Patoèka F. & Pin Ch. 2001: Middle/Late Cambrian intraconti-

nental  rifting  in  the  central  West  Sudetes,  NE  Bohemian  Massif

(Czech  Republic):  geochemistry  and  petrogenesis  of  the  bimodal

metavolcanic rocks. Geol. J. 36, 1–17.

Floyd P.A. & Leveridge B.E. 1987: Tectonic environment of the Devo-

nian  Gramscatho  basin,  south  Cornwall:  framework  mode  and

geochemical  evidence  from  turbiditic  sandstones.  J.  Geol.  Soc.

London 144, 531–542.

Floyd P.A., Shail R., Leveridge B.E. & Franke W. 1991: Geochemistry

and  provenance  of  Rhenohercynian  sandstones:  implications  for

tectonic  environment  discrimination.  In:  Morton  A.C.,  Todd  S.P.

& Haughton P.D.W. (Eds.): Developments in sedimentary  prove-

nance studies. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 57, 173–188.

Floyd P.A., Winchester J.A. & Park R.G. 1989: Geochemistry and tec-

tonic  setting  of  Lewisian  clastic  metasediments  from  the  Early

Proterozoic  Loch  Maree  Group  of  Gairloch,  NW  Scotland.  Pre-

cambrian Res. 45, 203–214.

Floyd  P.A.,  Winchester  J.A.,  Seston  R.,  Kryza  R.  &  Crowley  Q.G.

2000:  Review  of  geochemical  variation  in  Lower  Palaeozoic  me-

tabasites  from  the  NE  Bohemian  Massif:  intracratonic  rifting  and

plume-ridge  interaction.  In:  Franke  W.,  Haak  V.  &  Tanner  D.

(Eds.):  Orogenic  processes:  Quantification  and  modelling  in  the

Variscan Belt. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 179, 155–174.

Franke W. 1998: Tectonic and plate tectonic units at the North Gondwana

margin: evidence from the Central European Variscides. In: Linne-

mann U. (Ed.): Pre-Variscan Terrane Analysis of “Gondwanan Eu-

rope”. Schr. Staatl. Mus. Mineral. Geol., Dresden 9, 132–134.

Franke  W.,  ¯elaŸniewicz  A.,  Porêbski  S.J.  &  Wajsprych  B.  1993:

Saxothuringian  Zone  in  Germany  and  Poland:  differences  and

common features. Geol. Rdsch. 82, 583–599.

Franke  W.  &  ¯elaŸniewicz  A.  2000:  The  eastern  termination  of  the

Variscides terrane correlation and kinematic evolution. In: Franke

W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (Eds.): Orogenic processes:

Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. Lon-

don, Spec. Publ. 179, 63–86.

Furnes  H.,  Kryza  R.,  Muszynski  A.,  Pin  Ch.  &  Garmann  L.B.  1994:

Geochemical evidence for progressive, rift-related early Palaeozo-

ic  volcanism  in  the  western  Sudetes.  J.  Geol.  Soc.  London  151,

91–109.

Gehmlich M., Linnemann U., Tichimirova M., Lützner H. & Bombach

K.  1997:  Die  Bestimmung  des  Sedimentationsalters  cadomischer

Krustenfragmente  im  Saxothuringikum  durch  die  Einzelzirkon-

Evaporationsmethode. Terra Nostra 97, 5, 46–49.

Hladil  J.,  Mazur  S.,  Galle  A.  &  Ebert  J.R.  1998:  Revised  age  of  the

Ma³y Bo¿ków limestone in the K³odzko Metamorphic Unit (Early

Givetian,  late  Middle  Devonian):  Implication  for  the  geology  of

the Sudetes. Geolines 6, 22–24.

Hladil  J.,  Patoèka  F.,  Kachlík  V.,  Melichar  R.  &  Hubaèík  M.  2003:

Metamorphosed carbonate sediments of Krkokoše Mts. and Paleo-

zoic evolution of Sudetic terranes (NE Bohemia, Czech Republic).

Geol. Carpathica 54, 281–297.

Horný  R.  1964:  New  graptolites  from  the  metamorphosed  Silurian  of

the  Krkonoše  Mts.  Piedmont.  Èas.  Nár.  Muz.,  Odd.  Pøírodovìd.

133, 4, 224 (in Czech).

Hoth K. 2000: Diskussionsbeitrag zur lithostratigraphischen Gliederung

der  Metasedimente  im  südlichen  und  östlichen  Krkonoše/

Karkononosze. Z. Geol. Wiss. 28, 211–227.

Kachlík  V.  1997:  Lithostratigraphy  and  architecture  of  the  Železný

Brod  crystalline  complex:  a  result  of  the  Variscan  tectono-

deformational  processes.  Zpr.  Geol.  Výzk.  r.  1996,  30–31  (in

Czech).

Kachlík  V.  &  Kozdroj  W.  2001:  Ještìd  Range  Unit.  In:  Kozdroj  W.,

Krentz O. & Opletal M. (Eds.): Comments on the Geological map

Lauzitz-Jizera-Karkonozse  (without  Cenozoic  sediments).    Säch-

sisches  Landesamt  für  Umwelt  und  Geologie/Bereich  Boden  und

Geologie,  Freiberg.  Panstvowy  Institut  Geologiczny,  Warszawa,

Èeský geologický ústav, Praha, 27–31.

Kachlík V. & Patoèka F. 1998a:  Cambrian/Ordovician  intracontinental

rifting  and  Devonian  closure  of  the  rifting  generated  basins  in  the

Bohemian Massif realms. Acta Univ. Carolinae, Geol. 42, 433–441.

Kachlík V.  &  Patoèka F.  1998b:  Lithostratigraphy  and  tectono-

magmatic  evolution  of  the  Železný  Brod  crystalline  unit:  some

constraints  for  the  palaeotectonic  development  of  the  W  Sudetes

(NE Bohemian Massif). Geolines 6, 34–35.

Kachlík V.  &  Patoèka  F.  1999:  Metamorphic  complexes  of  the  north-

eastern prolongation of the Saxothuringian Zone — Góry Kaczaw-

skie Mts. and Eastern and Southern Krkonoše Mts. Fieldtrip Guide

Exc. C3. In: Brause H. & Hoth K. (Eds.): Tagungsband zur 8. Jahr-

estagund im Görlitz 1999 zum Haupttema Westsudeten — Exkur-

sionsführer und Veröffentlichungen. GGW, Berlin, 206, 103–113.

Kachlík V. & Patoèka F. 2001: Late Devonian to Early Carboniferous bi-

modal  volcanic  rocks  of  the  Ještìd  Range  Unit:  constraints  on  the

development of the Variscan orogenic wedge. Geolines 13, 74–75.

Kachlík V.,  Patoèka  F.  &  Fajst  M.  2002:  Sheared  metagranitoids  in  the

Ještìd  Range  Mts.:  the  role  in  the  westward  propagation  of  the

Variscan orogenic wedge in the West Sudetes. Geolines 14, 43–44.

Kachlík V., Patoèka F., Marheine D. & Maluski H. 1999: The deformed

metagranites  of  the  Krkonoše-Jizera  terrane:  controversies  be-

tween protolith ages and stratigraphy. Abstracts of the PACE mid-

term  review  and  4th  PACE  network  meeting.  Geol.  Inst.,

University of Copenhagen, Denmark, October 9–10, 1999, 21–22.

Konzalová M. & Hrabal J. 1998: Microfossils from the graphite phyl-

lites  of  the  NE  Bohemian  Crystalline  Complex.  Vìst.  Èes.  Geol.

Úst. 73, 79–84.

Kröner A., Hegner E., Hammer J., Haase G., Bielicki K.H., Krauss M. &

Eidam  J.  1994a:  Geochronology  and  Nd-Sr  systematics  of  Lusa-

tian granitoids: significance for the evolution of the Variscan oro-

gen in east-central Europe. Geol. Rdsch. 83, 357–376.

Kröner A., Jaeckel P. & Opletal M. 1994b: Pb-Pb and U-Pb zircon ages

for orthogneisses from the eastern Bohemia: Further evidence for a

major  Cambro-Ordovician  magmatic  event.  J.  Czech  Geol.  Soc.

280                                                                                        WINCHESTER et al.

39, 61.

Kryza R. & Pin Ch. 1997: Cambrian/Ordovician magmatism in the Pol-

ish  Sudetes:  no  evidence  for  subduction-related  setting.  Terra

Nova 7, 144.

Kryza  R.,  Mazur  S.  &  Pin  Ch.  1995:  The  Lesczyniec  meta-igneous

complex in the eastern part of the Karkonosze-Izera Block, West-

ern Sudetes: trace element and Nd isotope study. Neu. Jb. Miner-

al., Abh. 170, 59–74.

Kuncíø  J.,  Benada  J.,  Øanda  Z.  &  Vobecký  M.  1980:  Multi-element

standard  for  routine  instrumental  activation  analysis  of  trace  ele-

ments in rocks and tectites. J. Radioanalytical Chem. 5, 369-378.

Maluski  H.  &  Patoèka  F.  1997:  Geochemistry  and 

40

Ar-

39

Ar  geochro-

nology  of  the  mafic  metavolcanics  from  the  Rýchory  Mts.  com-

plex  (west  Sudetes,  Bohemian  Massif):  palaeotectonic

significance. Geol. Mag. 134, 703–716.

Marheine  D.,  Kachlík V.,  Patoèka  F.,  Maluski  H.  &  ¯elaŸniewicz  A.

2000:  Variscan  polyphase  tectonothermal  record  in  the  West  Su-

detes  (Bohemian  Massif) —  deduced  from  Ar-Ar  ages.  Program

and  Abstracts  of  the  15th  International  Conference  on  Basement

Tectonics,  Galicia  2000 —  Variscan-Appalachian  dynamics:  The

building  of  the  Upper  Palaeozoic  basement.  La  Coruña,  Spain,

254–257.

Marheine  D.,  Kachlík  V.,  Maluski  H.,  Patoèka  F.  &  ela¿niewicz  A.

2002: The Ar-Ar ages from the West Sudetes (NE Bohemian Mas-

sif):  constraints  on  the  Variscan  polyphase  tectonothermal  devel-

opment.  In:  Winchester  J.A.,  Pharaoh  T.C.  &  Verniers  J.  (Eds.):

Palaeozoic  amalgamation  of  Central  Europe.  Geol.  Soc.  London,

Spec. Publ. 201, 133–155.

Matte Ph., Maluski H., Rajlich P. &  Franke W. 1990: Terrane bound-

aries  in  the  Bohemian  Massif:  Result  of  large-scale  Variscan

shearing. Tectonophysics 177, 151–170.

Mazur  S.  &  Kryza  R.  1996:  Superimposed  extensional  and  compres-

sional  tectonics  in  the  Karkonosze-Isera  block,  NE  Bohemian

Massif.  In:  Oncken  O.  &  Jenssen  C.  (Eds.):  Basement  tectonics.

Kluwer Acad. Publ., Amsterdam, 51–66.

Mazur S. & Kryza R. 1999: Mylonites in the K³odzko metamorphic unit

— a record of pre-Late Devonian dextral transpression in the West

Sudetes. Geolines 10, 51–52.

McLennan  S.M.,  Hemming  S.,  McDaniel  D.K.  &  Hanson  G.N.  1993:

Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tecton-

ics. In: Johnsson M.J. & Basu A. (Eds.): Processes controlling the

composition  of  clastic  sediments.  Geol.  Soc.  Amer.,  Spec.  Pap.

284, 21–40.

Nance W.B. & Taylor S.R. 1976: Rare earth patterns and crustal evolu-

tion.  I:  Australian  post-Archaean  sedimentary  rocks.  Geochim.

Cosmochim. Acta 40, 1539–1551.

Narêbski W. 1994: Lower to Upper Paleozoic tectonomagmatic evolu-

tion of NE part of the Bohemian Massif. Zbl. Geol. Paläont. 9, 10,

961–972.

Oliver  G.J.H.,  Corfu  F.  &  Krogh  T.E.  1993:  U-Pb  ages  from  SW  Po-

land:  evidence  for  a  Caledonian  suture  zone  between  Baltica  and

Gondwana. J. Geol. Soc. London 150, 355–369.

Patoèka F.  &  Smulikowski W.  2000:  Early  Palaeozoic  intracontinental

rifting  and  incipient  oceanic  spreading  in  the  Czech/Polish  East

Krkonoše/Karkonosze  Complex,  West  Sudetes  (NE  Bohemian

Massif). Geol. Sudetica 33, 1–15.

Patoèka F., Fajst M. & KachlíkV. 2000: Mafic-felsic to mafic-ultramaf-

ic Early Palaeozoic magmatism of the West Sudetes (NE Bohemi-

an  Massif):  the  South  Krkonoše  Complex.  Z.  Geol.  Wiss.  28,

177–210.

Patoèka F., Pivec E. & Oliveriová D. 1996: Mineralogy and petrology

of  mafic  blueschists  from  the  Rýchory  Mts.  crystalline  complex

(Western  Sudetes,  Bohemian  Massif).  Neu.  Jb.  Miner.,  Abh. 170,

313–330.

Pharaoh  T.C.  1999:  Palaeozoic  terranes  and  their  lithospheric  bound-

aries  within  the  Trans-European  Suture  Zone  (TESZ):  a  review.

Tectonophysics 314, 17–41.

Pin Ch., Mierzejewski M.P. & Duthou J.L. 1987: Rb/Sr isochron age of

the Karkonosze granite from quarry Szklarska Porêba Huta and de-

termination of its 

87

Sr/

86

Sr initial ratio. Przegl. Geol. 35, 512–517.

Seston  R.,  Winchester  J.A.,  Piasecki  M.A.J.,  Crowley  Q.G.  &  Floyd

P.A.  2000:  A  structural  model  for  the  western-central  Sudetes:  a

deformed  stack  of  Variscan  thrust  sheets.  J.  Geol.  Soc.  London

157,  1155–1168.

Smulikowski W. 1999: Metabasic rocks of the Rudawy Janowickie and

Lasocki  Range —  their  significance  in  the  study  of  metamorphic

evolution of the East Karkonosze Complex (West Sudetes, NE Bo-

hemian Massif). Arch. Mineral. 52, 211–274 (in Polish).

Sun S.S. & McDonough W.F. 1989: Chemical and isotopic systematics

of ocean basalts: implications for mantle composition and process-

es.  In:  Saunders  A.D.  &  Norry  M.J.  (Eds.):  Magmatism  in  the

ocean basins. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42, 313–345.

Svoboda  J.  &  Chaloupský  J.  1966:  The  West  Sudeten  Crystalline.  In:

Svoboda  J.,  Dvoøák  J.,  Havlena  V.,  Havlíèek  V.,  Horný  R.,

Chlupáè  I.,  Klein  V.,  Kopecký  L.,  Malecha  A.,  Malkovský  M.,

Soukup J., Tásler R., Václ J. & Žebera K. (Eds.): Regional geology

of Czechoslovakia I. Geol. Surv., Prague 215–278.

Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985: The continental crust. Blackwell,

Oxford, 1–312.

Teisseyre J.H. 1973: Metamorphic complex of Rudawy Janowickie and

Lasocki Grzbiet ridge. Geol. Sudetica 8, 7–129.

Timmermann H. Parrish R.R., Noble S.R., Kryza R. & Patoèka F. 1999:

Single cycle Variscan orogeny inferred from New U-(Th-)Pb data

from  the  Sudetes  Mountains  in  Poland  and  the  Czech  Republic.

Abstracts  of  the  PACE  mid-term  review  and  4th  PACE  network

meeting. Geological Institute, Univ. Copenhagen, Denmark, Octo-

ber 9–10, 1999, 24.

Vobecký M., Frána J., Bauer J., Øanda Z., Benada J. & Kuncíø J. 1971:

Radioanalytical  determination  of  elemental  composition  of  lunar

samples.  Proceedings  of  the  Second  Lunar  Science  Conference,

The M.I.T Press, 2, 1291–1300.

Walter  H.  2000:  Neufunde  von  sphaerischen  Mikrofossilien  (?Muel-

lisphaerida,  ?Mazuelloiden)  im  Gebiet  des  südlichen  Krkonoše

und in der Lausitz. Z. Geol. Wiss. 28, 1–2, 71–87.

Wieser  T.  1978:  Glaucophane  schists  and  associated  rocks  of  Kopina

Mt. (Lasocki Range, Sudeten). Mineral. Polonica 9, 17–38.

Winchester J.A. & Floyd P.A. 1977: Geochemical discrimination of dif-

ferent magma series and their differentiation products using immo-

bile elements. Chem. Geol. 20, 325–343.

Winchester J.A., Van Staal C.R. & Langton J.P. 1992: The Ordovician

volcanics of the Elmtree-Belledune inlier and their relationship to

volcanics  of  the  northern  Miramichi  Highlands,  New  Brunswick.

Canad. J. Earth Sci. 29, 1430–1447.

Winchester J.A. & the PACE TMR Network Team (contract ERBFMRX-

CT97-0136) (for full PACE list authors and those closely collaborat-

ing see the appendix) 2002: A new interpretation of the Palaeozoic

amalgamation of the Central Europe, based on new geological and

geophysical investigations. Tectonophysics 360, 5–21.

¯elaŸniewicz  A.  1997: The  Sudetes  as  a  Palaeozoic  orogen  in  Central

Europe. Geol. Mag. 134, 691–702.