METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 281

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 2003

281–297

METAMORPHOSED CARBONATES OF KRKONOŠE MOUNTAINS

AND PALEOZOIC EVOLUTION OF SUDETIC TERRANES

(NE BOHEMIA, CZECH REPUBLIC)

JINDØICH HLADIL

1

, FRANTIŠEK PATOÈKA

1

, VÁCLAV KACHLÍK

2

,

ROSTISLAV MELICHAR

3

 and MARTIN HUBAÈÍK

 3

1

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

2

Department of Geology, Faculty of Science, Charles University, Albertov 6, 128 43 Praha 2, Czech Republic

3

Department of Geology, Faculty of Sciences, Masaryk University, Kotláøská 2, 611 37 Brno, Czech Republic

(Manuscript received August 28, 2002; accepted in revised form March 11, 2003)

Abstract: The metamorphosed carbonate bodies structurally embedded in the East and South Krkonoše Complexes

(ESKC — N Bohemian Massif, Krkonoše Mountains, Czech Republic) have principally two types of sedimentary pre-

cursors. The first precursor corresponds to Early Cambrian dolomitized oolites and microbialites (Dolní Albeøice) and

provides practically the same fauna and geochemical features on residues as observed in Lusatia (Doberlug-Torgau

Syncline). The Cadomian calc-alkaline meta-igneous rock sources, geochemically observed on this Early Cambrian,

were also found in the Early Devonian of the Barrandian. The second precursor consists of open-sea calcitic wackestones/

packstones and dolomitized packstones/grainstones (Poniklá and Horní Lánov, part) and yields fossil remnants, which

are widely comparable with N Gondwanan carbonate sediments of the Bohemian type. The Middle–Late Devonian

sedimentary continuation in the ESKC was likely absent (or restricted), and this was preceded by increased geochemical

variation of insoluble residues in the marble precursors. Successively diversified compositions of trapped weathering

products (regional to inter-regional background sediment, close to Post-Archean Average Australian Sedimentary distri-

bution in REE, with a significant proportion of atmospheric depositions) suggest, that area precursors of the ESKC,

Lusatia, Barrandian and Polish Central Sudetes were well separated and expanded to a great extent. The residues from

carbonate rocks of the Sudetes correspond to a complex paleotectonic evolution — from Cambrian intracontinental

rifting to Devonian arcs. However, there is a trend toward the East and with time toward the Middle Devonian, that

Sudetic carbonatic residues indicate a variety of sources posing a wide spectrum of tectonic setting types.

Key words: Early Paleozoic, Gondwana, Bohemian Massif, Sudetes,  recrystallization, rare earth elements, archaeocyaths,

trilobites, dacryoconarids, oolites, microbialites.

Introduction

Metamorphosed Neoproterozoic–Paleozoic sediments, pluto-

nites and volcanites in the southern and eastern parts of the

Krkonoše Mountains constitute parts of the Krkonoše-Jizera

Unit (Kachlík & Patoèka 1998b; formerly the Krkonoše Meta-

morphic  Complex,  Chaloupský  1958).  Narêbski  (1994)  de-

fined it as a part of the West Sudetic Terrane Assemblage. In

the following text, it is accordingly referred to the Krkonoše-

Jizera Terrane (KJT — Kachlík & Patoèka 2001). The defini-

tion of this terrane is still rudimentary. It is difficult to state

whether  the  KJT  is  a  suspected  microterrane  or  composed

structure that originated on the contact between the Saxothur-

ingian and Central Sudetic Terranes (Cymerman et al. 1997).

Most generally, it is also considered to be an eastern projec-

tion of the Saxothuringian Terrane (Franke 2000). Three char-

acteristics of the KJT are significant: (1) The initial Cambrian-

Ordovician  granitoid  magmatism  and  protracted  Early

Paleozoic rift-related bimodal volcanism (Furnes et al. 1994;

Patoèka  &  Smulikowski  2000;  Dostal  et  al.  2001),  (2)  the

Late  Devonian-Early  Carboniferous  subduction  and  HP-LT

metamorphism followed by rapid uplift with equilibration of

the HP-LT rocks in greenschist-facies conditions (Maluski &

Patoèka  1997;  Collins  et  al.  2000;  Marheine  et  al.  in  print)

and, (3) the base of flysch sedimentation stratigraphically on-

lapping toward the West (Hladil et al. 1999; Kachlík & Patoè-

ka 2001). The complicated architecture of the West Sudetes

with uncertain positions of repeatedly dismembered and amal-

gamated sutures offers a number of open questions about the

dating of tectonometamorphic events (Bederke 1924; Franke

et al. 1993; Oliver et al. 1993; Aleksandrowski  et al. 1997;

¯elaŸniewicz 1997; Crowley et al. 2001; Winchester et al. in

print). The reason is in successive assembling of East Avalo-

nian  and  Armorican  crustal  chips  and  structural  reorganiza-

tion by movements on the TESZ-parallel (Trans-European Su-

ture  Zone)  faults  (Cymerman  et  al.  1997;  Mazur  &  Kryza

1999; Pharaoh 1999; Winchester et al. in print).

Kachlík  &  Patoèka  (2001)  characterized  the  KJT  as  a

Variscan  NW-directed  orogenic  wedge.  Its  lower  part  (au-

tochthonous  unit)  is  composed  of  the  Cadomian  granitoids

(~540–587 Ma, Kröner et al. 1994) with their end-Proterozoic

country rocks (Chaloupský et al. 1989; Gehmlich et al. 1997)

that  are  unconformably  overlain  with  Paleozoic  rocks.  This

autochthonous part is exposed in the westernmost part of the

KJT  (at  the  Lusatian  Terrane)  and  in  the  Ještìd  Mountain

Range, close to the South (Fig. 1). The very complex alloch-

thonous parts are exposed mostly in the Krkonoše Mountains,

farther  to  the  E  in  the  KJT  (Kachlík  &  Patoèka  1998b;

282                                                                                           HLADIL et al.

Fig. 1. A simplified geological map of the Krkonoše-Jizera Crystalline Unit (NE Bohemia, Czech Republic) with sampled sites in the South

and East Krkonoše Complexes (numbered labels). Based on the previous map views (Kachlík & Kozdroj 2001; Kozdroj et al. 2001; position

of sites by M. Hubaèík). Autochthonous to para-autochthonous units (Neoproterozoic basement with Paleozoic cover): 1 — Late Proterozoic

Machnín Group (metagraywackes, metapelites); 2 — Cadomian Zawidow Granodiorite; 3 — micaschists to gneisses in the Jizera Orthog-

neiss; 4 — Jizera Orthogneiss (~510–480 Ma); 5 — Rumburk Granite (510 Ma); 6 — Lower Paleozoic phyllites, graphite phyllites (with me-

tabasite,  quartzite  and  marble  intercalations  —  Silurian  “Ockerkalk”  facies  and  Silurian–Devonian(?)  microfossils  in  non-carbonate

metasediments; 7 — Lower Paleozoic (Ordovician?) phyllites with quartzite intercalations thrust over Late Devonian sequence; 8 — quartz-

ites; 9 — phyllites with intercalations of Middle to Upper Devonian marbles (evidence for the uppermost part of Givetian); 10 — Upper De-

vonian to Lower Carboniferous flysch deposits with intercalations of metabasalts, acid volcanics and marbles with fauna indicating the prox-

imity of the Devonian-Carboniferous boundary. Allochthonous units:  11 — Cambrian–Ordovician volcano-sedimentary unit (metatuffites,

roofing phyllites with Ordovician? ichnofauna, sills and dykes of metadiabase, rare metagabbros and picrites, and also phyllonitized gran-

ites); 12 — Železný Brod Volcanic Complex (metabasaltic pillow lavas, metatuffs and acid metavolcanics in the upper part with intercala-

tions of marbles and mixed volcanogenic quartzites); 13 — sericite phyllites with intercalations of marbles and quartzites, basic volcanic

products (volcanism waning towards top of the sequence); 14 — phyllonitized granites and orthogneisses. Upper Variscan granites: 15 —

Krkonoše-Jizera Granite (310 Ma). Platform sediments: 16 — Permian-Carboniferous deposits of the Krkonoše Piedmont Basin; 17 — de-

posits  of  the  Bohemian  Cretaceous  Basin.  Neovolcanics:  18  —  Tertiary  volcanic  rocks,  namely  basanites  and  olivine  basalts  (Pliocene).

Sampled sections: Field-work places marked with numbered yellow labels (compare the list in appendix of the paper).

Kachlík & Kozdroj 2001; Kachlík et al. 2002). In these areas,

the tectonometamorphic successions of Paleozoic rocks form

a large antiform. The largely outcropped eastern and southern

flanks of the antiform are represented by the East and South

Krkonoše  Complexes  (ESKC  —  Chlupáè  1993;  Kachlík  &

Patoèka 1998a; Patoèka et al. 2000; Dostal et al. 2001). The

tectonically  interlayered  bodies  of  Cambro-Ordovician  (and

also younger?) porphyritic metagranites occur in inner parts

of the flanks (Kachlík et al. 1999; Crowley et al. 2001).

Two  ESKC  subunits  were  defined,  both  with  typically

varying rock composition and metamorphic grade (Kachlík &

Patoèka  1998a).  The  lower  unit  consists  of  sericite-chlorite

phyllites, roofing phyllites and two metavolcanic suites. The

upper unit is made up of mainly sericite and graphite phyllites

with quartzite and marble intercalations (volcanic products are

subordinate). The radiometric datings of the ESKC rocks range

from the Cambrian to Devonian (Oliver et al. 1993; Bendl &

Patoèka 1995; Maluski & Patoèka 1997; Timmermann et al.

1999; Marheine et al. 2000 in print), whereas the paleontologi-

cal indicators of age concerns mostly possible Ordovician and

Silurian  (Horný  1964;  Chlupáè  1993,  1997).  The  uppermost

allochthonous slices are typically marked with occurrences of

blueschist metamorphism. The blueschist end-datum ~360 Ma

is the latest Famennian, close to the Devonian-Carboniferous

boundary (Maluski & Patoèka 1997). The widespread green-

schist facies overpress (~345–340 Ma) changed into shearing/

thrusting  that  was  expressed  with  NW-SE  linear  fabrics

(~320–340 Ma; Marheine et al. in print) and terminated by in-

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 283

trusion of the Krkonoše-Jizera pluton (~328–313 Ma; Pin et

al. 1987; Marheine et al. in print).

Assessment of previous data

The  solid  biostratigraphic  dating  concerns  only  the  Ještìd

para-autochthon, where metacarbonates associated with bimo-

dal  volcanics  provided  Devonian  faunas  (Koliha  1929;

Chlupáè & Hladil 1992; Chlupáè 1993; Kachlík et al. 2002).

Marbles occurring in structurally higher (allochthonous) parts

of the KJT unit have not been directly dated yet, because the

primary  structures  were  intensely  obliterated  during  the  tec-

tonometamorphic  development.  The  absence  of  biostrati-

graphic  and  physical  stratigraphic  data  is  in  contrast  with

abundance of the ESKC metacarbonates as well as their highly

variable  mineral  composition,  major  element  geochemistry,

rock-fabric  and  variability  of  alteration  effects  (Svoboda

1955). Practically, only one record in the literature about the

ESKC carbonates concerns finding of a real fossil (Silesicaris

nasuta Gürich 1929; Silurian phyllocarid; Chlupáè 1997: p. 75).

The main importance was originally seen in collateral data

from neighbouring slates. The classical locality is the Jizera

River  bed  in  Poniklá  village.  The  fauna  from  concretions

present in micaceous black slates was first collected by Perner

(1919),  who  reported  the  “Didymograptus”  sp.  (=  “Clima-

cograptus” of Ordovician? age; Chlupáè 1953: p. 213). Rein-

vestigation by Horný (1964) provided graptolite branches of

Pristiograptus dubius (Suess), Monograptus priodon (Bronn)

and  Monograptus flexuosus? Tullberg or Mediograptus koli-

hai?  Bouèek.  The  original  assignment  of  this  fauna  to  the

Wenlockian must now be extended to Llandoverian-Wenlock-

ian (consulting by P. Štorch). The pyritized stripes regarded as

graptolites, inorganic metamorphic structures compared with

the  ichnotaxa,  and  other  dubious  fossil  relics  described  by

Prantl (1948) were problematic and the material does not exist

any  more.  Other  rejected  possible  graptolites  were  reported

from  the  mid-south  part  of  the  ESKC  (Chlupáè  1953  vs.

1998). The younger than mid-Silurian ages are based on mi-

crofossils (mazuelloids). Konzalová & Hrabal (1998) reported

the Silurian–Devonian mazuelloids from Vysoké nad Jizerou,

but  assemblages  described  by  Walter  (2000),  from  Poniklá,

correspond  to  the  wide  Ordovician–Devonian  range.  The

same  uncertain  range  provided  the  ichnofossil  assemblages

from neighbourhood of Železný Brod (Chlupáè 1997 — Bi-

fungites,  Planolites,  Spirophycus,  Taphrhelmintopsis,  etc.,

and large star-shaped “Teichichnus” stellatus; originally deep

water Ordovician, or Silurian? shales with relationships to fly-

sch ichnofacies). However, a direct application of these “slate

ages” to the marbles is in question since the slates and marbles

may  be  separated  by  an  unknown  number  of  ductile  fault

zones.

It is remarkable that the ESKC does not show any indicators

of the Middle or Upper Devonian sediments (Kachlík & Pa-

toèka 1998b). In contrast, the para-autochthonous Ještìd rocks

yielded  not  only  evidence  for  the  Silurian–Devonian  transi-

tions  (scyphocrinitids  in  “Ockerkalk”  —  Chlupáè  1993;  or

monograptids in “silica slates” — Watznauer 1934), but also

clear late Givetian ages (Chlupáè & Hladil 1992), and further

to the W also Frasnian (Galle & Chlupáè 1976) and Famenni-

an  (Koliha  1929;  Zikmundová  1964  —  the  Cheiloceras–

Wocklumeria zones). Possible Frasnian–Tournaisian sequenc-

es  were  also  reported  by  Kachlík  et  al.  (2002).  On  the  N

Krkonoše (Polish Karkonosze) slope, Skowronek & Steffahn

(2000) reinvestigated the “Cambrian” Wojcieszów Limestone.

They  found  advanced  foraminifers  with  Silurian,  Devonian

(?) or even younger traits. Even the relatively distant Sudetic

terranes  usually  have  Middle  and/or  Late  Devonian  sedi-

ments,  for  example  the  findings  in  K³odzko  area  (early

Givetian — Hladil et al. 1999).

Several attempts have also been made to classify the ESKC

marbles according to overall geological criteria (such as com-

position,  shape,  thickness  and  arrangement  of  bodies).  The

classification  of  carbonate  stripes  developed  since  2½-stripe

concept by Krutský (1968), through 3 stripes by Hoth (2000),

including a thick “Cambrian” belt, to 4 stripes by Kachlík et

al. (2002). The last concept of assembled stripes, with 4 struc-

tural levels is as follows: (1) Minor lenses and layers of dark

grey  coloured  (graphite)  marbles  occur  in  transitional  levels

between the lower and upper part of the ESKC; any accumula-

tions >5 m are very rare, the calcite >> dolomite; associated

with sericite phyllites. (2) The ~100–200 m bodies of whitish-

grey poorly foliated dolomitic marbles (the Jesenný or Lánov

types) are typically embedded in the higher ESKC parts. Dark

sericite-graphite phyllites or sericite phyllites prevail in some

places.  (3)  The  calc-silicate  rock-  and  quartzite-associated

grey to blue-grey coloured marbles form several bodies NW

of Jánské Láznì and further to the Krkonoše high ranges. (4)

Thick bodies of variegated dolostones represent a unique type

of the ESKC marbles with white to ochre-umber-hued oolites

intercalated within the former. Close spatial relations to acid

volcanics, mostly porphyroids, were observed near Dolní Al-

beøice, where the Rb-Sr dating (~505 Ma — Bendl & Patoèka

1995)  indicates  Middle  Cambrian  volcanism  (compare  the

Cambrian ages in Encarnación et al. 1999). With very rough

speculation only, the possible precursors of graphite marbles

have been seen in the Wenlockian–Ludlowian facies, whereas

the thickest and light-grey-coloured types occur in the Pøído-

lian–Pragian  (Emsian?)  facies,  both  on  examples  from  the

Barrandian  or  Saxothuringian  regions  (Svoboda  1955;

Chlupáè 1997). Rocks with relicts of oolites and early diage-

netic  dolomites  indicate  precursors  of  shallow-water  Cam-

brian facies.

Concepts, methods and techniques

Several phases of metamorphism in the ESKC (Kachlík &

Patoèka 1998b; Marheine et al. 2000; Marheine et al. in print)

correspond to strong effects upon preservation of the original

fabrics and compositions of carbonate rocks. Because of these

strong  but  selective  alterations,  only  a  few  of  the  carbonate

samples could reasonably be analysed as sediments. The in-

vestigation of overprinting had to find constraints for which

these samples are still usable. Stage of metamorphic overprint-

ing was assessed mainly according to relict-structure succes-

sions (thin-section optical and cathodoluminescence (CL) mi-

croscopy techniques), because the structured “ghosts” consist

284                                                                                           HLADIL et al.

of bands of inclusions and lattice defects, which copy the past

shapes of crystal aggregates. They constitute a discrete “mem-

ory”  of  the  carbonate  rock.  Using  a  simple  rule  that  young

structures usually cut (or mask) the old, up to 3 or 4 recrystal-

lization stages have been ordered within a single rock speci-

men.  The  lateral  comparisons  of  these  “short  successions”

(using the overlaps among differently timed successions) re-

sulted  in  hypothesis  about  the  ideal  recrystallization  path.

Such an elimination of strongly metamorphosed rocks was the

basic step.

An  extensive  investigation  on  fossil  relics  was  based  on

20 m

2

 of slabs (using a quarry cutter), 120 thin sections (½ are

polished  sections)  and  60  insoluble  residues  (in  5%  acetic

acid and formic acid, alternatively). Another set of 40 thin-

sections (¼ polished) is related to the Dolní Albeøice dolos-

tones. The composition of thin-sectioned or extracted fossils

has been characterized using the X-ray diffraction (XRD), en-

ergy dispersive X-ray microanalysis (EDX) and electron mi-

croprobe  analysis  (EMP).  This  mineralogical  and  structural

material inspection was very important, because an alteration

grade  of  extracted  “fossils”  must  be  in  agreement  with  the

stage of overprinting (elimination of contaminants, artifacts,

etc.).  As  concerns  the  preparation  of  insoluble  residues  for

geochemistry, 5% formic acid was used for three weeks (car-

bonates from the ESKC, Lusatia, Polish Central Sudetes and

Barrandian). The residues were analysed using the X-ray fluo-

rescence (XRF) and instrumental neutron activation analysis

(INAA)  methods  for  selected  trace  elements  and  the  REE.

Specific effects of mineral carriers and element fractionation

(e.g. phosphate), or “dilution” (e.g. quartz or relic carbonate)

were  checked  using  a  combination  of  the  EDX  and  XRD

methods.  The  dissolution  was  always  “imperfect”,  because

the  strong  dissolution  might  cause  a  serious  geochemical

damage  on  minute  aggregates  and  subcrystalline  flocs.  The

data about non-carbonate components serve as proxies to tec-

tonic settings of eroded rocks, as well as climates or large-re-

gional to global features.

Results

Succession of metamorphic recrystallization stages and se-

lection of the best preserved rocks

The  youngest  fabrics  cut  all  other  ghost  fabrics  and  are

post-metamorphic.  Sub-rectangular  networks  of  cracks  with

dissolution can exemplify these fabrics in the ESKC carbon-

ates and another typical feature is the occurrence of rims with

small carbonate crystals (Fig. 2H). It corresponds to brittle de-

formation and recrystallization in a relatively cold part of the

deep phreatic zone. The calcite fossils and cements in the Dol-

ní  Albeøice  dolostones  were  replaced  by  optically  clear,

young calcite crystal aggregates (bright yellow in CL). These

small calcite cavities developed after the retrograde degrada-

tion of crystal size (including the origin of tectomicrites/mylo-

nites).  An  epigenetic  silicification  on  Dolní  Albeøice  dolos-

tones  developed  in  rims  of  quartz-carbonate  hydrothermal

veins. The timing of this process is between post-metamor-

phic alterations and intense shearing. The evident retrograde

changes were observed on 80 % of samples (e.g. Fig. 2F). The

early retrograde disruptions of the peak P-T crystal fabrics are

expressed on calcites by healing of originally strong lamellae,

as  well  as  by  the  origin  of  new  twin  lamellae  and  gliding

along  microfractures.  Rimming  (satellite)  calcite  crystals  of

small size are typically early retrograde feature (e.g. Fig. 2D).

Although  ~80  %  of  the  ESKC  marbles  was  changed  in

metamorphic  retrograde  conditions,  the  boudinaged  marbles

also provide undamaged relicts of the prograde fabrics. These

prograde structures are very inhomogeneous (Fig. 2B). How-

ever,  many  of  the  large  and  elongated  calcite  crystals  are

relicts, not the growing porphyroblasts (corroded or recrystal-

lized peripheries; typically dull in CL). The large calcite crys-

tals that have sharp, dense and complex-banded twin lamellae

correspond to peak metamorphic stages. The mosaics of mid-

size but growing crystals pertain to diagenetic/early-metamor-

phic stages. Crystals in these mosaics “cannibalize” both the

Fig. 2. Diversified structures of metamorphic limestones and dolomites. Sites (localities) see Fig. 1 and Appendix in the text. A — Progres-

sively  recrystallized  carbonate  rock  where  calcite  prevails  over  relics  of  diagenetic  dolomite.  Twinned  lamellae  and  sliding  defects  are

slightly developed. Relics of dolomite are brown-coloured due to the presence of iron-oxidic mixtures. These brown-coloured ghost struc-

tures are considered a possible archaeocyath bioclast; note the central opening and radial structures (major part of this image). Possible oo-

lite ghosts border this structure (left). ESKC Site 10; polished section No. 862; W of Jesenný (Kamenice, Za Papírnou — lower part of hill

slope). B — Coarse, basically progressively recrystallized carbonate rock. Large calcite crystals display strong lamellae, where subordinate

dolomite interleaves calcite; sliding dislocations are superimposed on this structure. Degradation of crystal size is located in nests and irreg-

ular zones; it corresponds to metamorphic retrogression. Quartz is corroded. Site 4; polished section No. 868; W of Jesenný (U Staré Vody).

C — Large-size neomorphic calcite crystals replaced a dolomite precursor. Prevailing thin lamellae are densely spaced. Polished section No.

856; Horní Maršov (Water Tank). D — Crystal-size reduction on margins of neomorphic calcite crystals — retrogressive origin of small

crystals in collar-shaped structures mantling larger crystalline relics. Site 5; polished section No. 867; NNE of Bozkov (Brook Junction).

E — A specific metamorphic dolomite characterized by numerous spot-shaped crystal defects with absence of visible zonal growth. Con-

tacts of crystals are linear, with calcite interstitial fills (white lines). Site 21B; polished section No. 864; Horní Lánov (base of the Active

Quarry). F — Mylonitic dolomite rock with dispersed small calcite crystals of young generation. Site 15; polished section No. 868; Maršov

(2.2 km S of the Horní Maršov Cave). G — Relics of old (early diagenetic) dolomite rim; the inherited stylolite locations are preserved from

pre-metamorphic times. Site 10; polished section No. 863; W of Jesenný (Kamenice, Za Papírnou — upper part of hill slope). H — The ef-

fect of young brittle deformation is expressed as a cube-shaped system of dislocations, accompanied by grinding and dissolution of carbon-

ate and formation of a new generation of small crystals of quartz and dolomite. Site 13; polished section No. 853; NW of Bozkov (Pod

Domání). White polarized transmitted light, crossed nicols, horizontal edge of each photograph 5.5 mm.

▲

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 285

286                                                                                           HLADIL et al.

allochems  and  cements  of  the  sedimentary  precursor.  With

rapid recrystallization, the centrifugal movement of inclusions

(toward  interstitial  spaces)  caused  bluring  (or  damaging)  of

the original rock fabric (e.g. Fig. 2A, marble with Fe-oxidic

ghosts after fossils; or G, where medium-sized crystal mosaics

were consumed by large calcite specimens). It is characteristic

that  many  prograde  crystal  mosaics  observed  in  the  ESKC

marbles were imperfectly “purified” (blurred with a number

of mineral and fluid inclusions, including carbonate crystal-

lites — Fig. 2C).

Two processes differ from simple prograde-retrograde suc-

cessions. The first involved the massive fabrics of low-perme-

able dolomites from Dolní Albeøice, which survived until the

strong greenschist overpress, when the boudinaged oolitic/mi-

critic rocks were partly changed into completely rebuilt calcit-

ic marbles subjected to highly ductile deformation (CL-imag-

ing  shows  nebular  bands  of  alternating,  moderately  dull  to

moderately  bright  calcite  streaks).  These  contrastive  rock

types closely abut to thin envelopes of boudins, where maxi-

mum  shear  movements  were  localized  on  slip  surfaces

(minute banding of carbonate cataclasites and silicates). The

calcitization above must be a fluid-induced process (Erickson

1994; Fisler & Cygan 1999) rather than a solid-state change

(Matthews  et  al.  1999),  particularly  if  we  consider  the  ex-

tremely  rapid  growth  of  low-magnesium  calcite  mass.  The

second highly different rock types represent “coarse-mosaic”

dolomites, where interstitial seams among crystals are sharp

(occasionally  with  thread  of  CL-bright  yellow  calcite).  The

dolomite crystals are homogeneously filled with a dense spray

of  tiny  inclusions  (not  zoned,  not  lamelled,  no  centrifugal

movement  of  inclusions,  and  dull  in  CL).  To  obtain  such  a

fabric, very slow crystallization is demanded for a long time

and with only a little chemical difference from the hypotheti-

cal precursor.

Owing to the results of this analysis, the reliable material

(relevant to paleontological and geochemical features of rock

precursors)  was  practically  reduced  only  to  calcite  marbles

with visible diagenetic/early-metamorphic prograde crystalli-

zation stages or, alternatively, to these “blocked” dolostones

sheltered  from  transformation  to  “neoplasmic”  calcite  mar-

bles.

Relics of sedimentary and biotic objects

An archaeocyath fragment, which was found during a joint

field trip by Ch. Pin in the Dolní Albeøice quarry (the speci-

men is housed in the Inst. Geol. AS CR; coll. J. Hladil), is in

the best state of preservation from all of the sectioned fossil

material. Comparative morphology studies made on the Lusa-

tian material and Lower Cambrian of the world (TU Freiberg

Collections) clearly confirmed the determination of this fossil

as an archaeocyath, which is similar to  Erismacoscinus  De-

brenne (possible E. tainius Elicki & Debrenne in comparison

with  thin-sectioned  material  from  Lusatia  and  also  photo-

graphs and descriptions by Elicki & Debrenne 1993). Com-

monly  associated  archaeocyaths  Afiacyathus  Voronin  also

form small cups of elongated shape, but their porous septa are

interconnected with synapticulae and an inner wall containing

numerous canals. It is not so compact as the simply pored wall

of Erismacoscinus. The stratigraphic range of the genus Eris-

macoscinus Debrenne 1958 is Tommotian–Botoman. An ex-

pertreport by F. Debrenne from the Museum of Natural Histo-

ry  in  Paris  was  fundamental  for  the  confirmation  of  the

archaeocyathan  nature  of  this  fossil  (Fig.  3A)  and  its  Early

Cambrian age. Another candidate to be recognized as a relic

of an archaeocyath was found in a thin section W of Jesenný

(Fig. 2A).

A small skeletal fossil found by V. Kachlík in the Dolní Al-

beøice quarry has well-preserved trilobite microstructure (Fig.

3C,E).  The  oval  to  sub-rectangular  shape  (about  12 mm

across, Fig. 3D) is very characteristic, because the exactly su-

perposable trilobite sections are common in Lower Cambrian

of Lusatia (TU Freiberg collections). Both correspond to box-

shaped trilobite glabellae. They can be compared with “Bon-

nia”  Walcott  (2  or  3  genera?,  presently  revised  by  trilobite

specialists).  In  “Bonnia”,  the  anterior  ends  of  glabellae  are

blunt,  anterolateral  corners  expanded  and  glabellar  furrows

are extremely shallow (Palmer 1964). Small but sturdy “Bon-

nia”-trilobites seem to be typical inhabitants of carbonate seas

(in Bonnia–Olennelus Biozone), being widely reported from

different  facies  of  North  America  (California,  Colorado,  N

Greenland — Blaker & Peel 1997), but also Central Asia or

other places (e.g. Kazkhstan — L.B. McCollum pers. comm.

Fig. 3. Relics of the Lower Cambrian fossils and ooids in polished sections and their comparison with unmetamorphosed rocks from the Do-

berlug-Torgau area of Lusatia. A — A fragment of an archaeocyath skeleton, possible Erismacoscinus in oolite. The ooids and the bioclast

are dolomitized. Very young transparent calcite crystals replace the rock matrix and cement. Quarry at Dolní Albeøice. Polished section, hor-

izontal edge 6.8 mm. B — Analogous fragments of archaeocyaths in dolomitized microbial packstone with microbial structures of Renalcis-

type. Doberlug-Torgau P8/1706, 98. Thin section, horizontal edge 16.0 mm. C — A section across a small box-shaped cephalon of trilobite,

possible Bonnia, in dolomitized ooidal carbonate rock. The quartz-carbonate veinlets are white; the trilobite skeleton is pink with a glassy

appearance (marked with arrows). Quarry at Dolní Albeøice. Polished section, horizontal edge 15.3 mm. D — The same object; the “shell” is

traced using the image analysis techniques (artificial colours, black on green background). E — The same object; microstructure of skeleton

(blue light from lower and oblique upper illuminations). F — An analogous section across a box-shaped cephalon. Strongly dolomitized oo-

idal packstone. Doberlug-Torgau P18(B)/1630, 88. Thin section, horizontal edge 12.0 mm. G — Relic structures after dolomitized ooids

form dark grey coloured rings in neomorphic carbonate structure of the rock. Doberlug-Torgau P2/1614, 103. Thin section, horizontal edge

12.0 mm. H — Coated grains with quartz silt and large ooids. Doberlug-Torgau P2/1706, 95. Thin section, horizontal edge 5.5 mm. The

ESKC-related specimens — coll. J. Hladil (Prague); Lusatian specimens — drilled rock cores, coll. B. Buschmann & O. Elicki (Freiberg).

▲

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 287

288                                                                                           HLADIL et al.

2002). Such sudden “island hopping” migrations of trilobites

from Laurentian to Gondwanan carbonate shelves are general-

ly possible (late Early Cambrian breakdown of provincial bar-

riers — Geyer & Landing 2001). Other small trilobite chips

resemble, with some uncertainty, the “Kingaspis” debris from

Jordan (TU Freiberg collections; Elicki & Shinaq 2000). The

“Kingaspis” trilobites have strictly domed dorsal exoskeleton

(N African complete specimens); they were spiny and formed

cephalic  and  pleural  doublures.  Although  suggestions  about

“Bonnia” or “Kingaspis” from Dolní Albeøice have separately

rather a speculative than a conclusive character, a general Ear-

ly Cambrian trilobite indication is worth mentioning. The Ser-

rodiscus–Lusatiops faunulae have not been indicated yet (Lu-

satian silty shale facies — Geyer & Elicki 1995).

The archaeocyathan and trilobite remnants were embedded

mostly in oolites (Fig. 3A,C), rarely in micrites. The sedimen-

tary  fabrics  have  largely  been  based  on  exceptionally  pre-

served boudins from the Dolní Albeøice quarry (the eastern-

most  ESKC),  but  ghosts  of  relic  oolites  in  prograde

metamorphic fabrics (Fig. 2A) are also found at other places

in the ESKC. The ooids are usually well-sorted, ¼ to 2 mm

large; the maximum thickness of oolites goes over 30 m. As is

generally known, the formation of oolites requires gentle or

periodic  wave  actions  in  warm  marine-waters  which  allow

carbonate precipitation on all sides of a grain of sand or shell

fragment.  Favourable  conditions  are  high  aragonite  satura-

tions in seawater by low binding capability of benthic organ-

isms.  Not  all  periods  were  associated  with  thick  accumula-

tions of oolites. A really massive oolitic production dates to

the Late Proterozoic–Early Cambrian stages, whereas the Or-

dovician to Devonian periods provided only a limited chance

for expansions of oolitic facies. This simple fact is used as a

supporting argument in favour of biostratigraphically deduced

Early Cambrian ages. In addition, the Dolní Albeøice oolites

and microbialites are nearly identical to the Lower Cambrian

carbonates  of  Lusatia  (Doberlug-Torgau  Syncline,  Zwethau

Formation — Elicki 1999; Fig. 3F–H herein). The next world-

wide expansion of oolitic facies occurred with the Early Car-

boniferous “aragonite-facilitating” episodes (Sandberg 1983,

or Mistiaen 1984), but this alternative seems to be implausible

in the question relating to the ESKC. The 90%-prevalence of

early diagenetic dolomite, which formed even before the early

dissolution of aragonite chips, corresponds to evaporitic ma-

rine environments.

The microfossil assemblage from calcitic marbles of Poni-

klá  differs  from  the  above  mentioned  summary.  The

maghemite-chlorite-siderite  cast  of  a  strictly  conical  shell

bears  rings  and  longitudinal  ribs  (Fig.  4A,B).  This  shape  is

more comparable with dacryoconarids than with the distinc-

tive forms of small Early Cambrian molluscs (collections in

Prague  and  Freiberg,  respectively).  The  shell  morphology

corresponds to  Nowakia Gürich, possibly  N. acuaria  (Rich-

ter), because all other Nowakia species have much larger di-

ameters (>120 

µ

m) by rather imperfect ornamentation in this

early stage of dacryoconarid shell formation (Bouèek 1964).

The  accompanying  microremains  are  attributable  to  small

planktonic  brachiopods  Acrotreta  Kutorga  (Fig.  4C,D).  Fe-

oxidic and carbonatic mixtures with chlorite replaced the orig-

inal shell of phosphatic-carbonatic composition. Although the

“Acrotreta”-brachiopods  occurred  from  Cambrian  to  Ho-

locene, they started to be really abundant during the Pragian

(as  related  to  the  Armorican–E  Avalonian  Terrane  Assem-

blages). Other microremains extracted from residues are very

unclear, for example of possible brachiopod or crinoid spines

(Fig.  4E,F).  Although  the  “Nowakia”  and  “Acrotreta”  casts

are not perfectly preserved (Fig. 4A–D), they allow reasoning

about Pragian age (N. acuaria is a zonal index fossil — bios-

tratigraphic marker).

Specific fossil microremains were also found in the upper

levels of an active quarry at Horní Lánov (Fig. 4G,H). These

skeletal fragments are dark grey and honey-brown-hued and

consist of francolite (phosphate) with perfoliated tiny crystals

of mica and dolomite. These microremains are abraded blades

and spines of V-shaped cross-sections and most probably be-

long to phyllocarids, possible “Ceratiocaris” Salter, or similar

primitive  malacostracan  crustaceans  (consulting  by  I.

Chlupáè).  The  “Ceratiocaris”-type  arthropods  are  traceable

from Cambrian to Permian, but comparable microremains are

particularly  abundant  in  the  Wenlockian–Pøídolian  interval

(mid- to end-Silurian times). The calcite marbles (only slight-

ly dolomitic) have ghosts after bioclastic lime-mud-supported

sedimentary  fabrics  (possibly  packstones  and  calcisiltites).

Related carbonate ramp–slope facies are typical for the Late

Silurian–Early Devonian oceanic sediments of warm climates

Fig. 4. Examples of the best preserved fossil relics from insoluble residues after dissolution of marbles. A and B — A maghemite-chlorite-

siderite cast of a dacryoconarid shell, possible Nowakia. Note extremely narrow early part of the shell (d = 120 

µ

m); longitudinal ribs are

partly preserved. C and D — A maghemite-chlorite-siderite cast of Acrotreta valve (small planktonic brachiopod), size < 300 

µ

m; a general

view (C) and detail of coarse crystal aggregates in broken cast (D), which shows elongated crystal shapes of siderite > maghemite (with oth-

er  Fe-oxides)  and  obliquely  oriented  platelets  of  chlorite  (with  traces  of  mica).  Small  amounts  of  chalcedony  quartz  are  present  (small

bulbs). E and F — A pseudomorph of small rod-shaped bioclast consisting of pyrite-goethite-mica aggregates with phosphate and dolomite

admixtures. G and H — Phosphatic bioclasts. The V-shaped rod (G) consists of francolite phosphatic mass with subordinate contents of do-

lomite and dispersed mica; parts of phyllocarid carapaces, possible Ceratiocaris (opinion of I. Chlupáè). Abraded blades of laminated phos-

phatic bioprecipitates are most likely also disarticulated parts of arthropods. The photographs A to F were taken on the material from the lo-

cality  of  Poniklá,  Dolský  potok;  G  and  H  from  Horní  Lánov,  base  of  the  Active  Quarry.  All  in  SEM,  with  the  exception  of  G  (light

microscopy). The insoluble residues were obtained by the buffered formic acid dissolution process. Mineralogy was interpreted from the

EDAX and XRD data. The ESKC-related specimens come from the collections of M. Hubaèík (Brno and Semily).

▲

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 289

290                                                                                           HLADIL et al.

(anywhere, from the Appalachians, through the Barrandian to

S China, for instance).

Rare-earth and trace elements in insoluble residues

of marbles and compared carbonate rocks

The chondrite-normalized REE distribution patterns of the

insoluble residues from the ESKC metacarbonates show a dis-

tinct  enrichment  in  light  REE  (LREE),  small  negative  Eu

anomaly,  and  rather  unfractionated  and  almost  flat  distribu-

tion of heavy REE (HREE) (Fig. 5A). The ESKC metacarbon-

ate residues are quite similar to Post-Archean Average Austra-

lian  Sedimentary  (PAAS)  rock  (Nance  &  Taylor  1976),  as

well as to the other typical post-Archean sediments (e.g. Tay-

lor & McLennan 1985; McLennan & Taylor 1991; McLennan

2001)  according  to  the  lanthanide  distribution  patterns —

nevertheless, compared to these standards, they are depleted

in REE abundances by the factor of 5 to 10 due to the general-

ly low lanthanide concentrations in carbonates (Bowen 1979)

which survived in finely crystalline mineral mixtures of the

residues. Examples of the other carbonate insoluble residues

of the Bohemian Massif — from the Barrandian (Early Devo-

nian),  Lusatia  (Early  Cambrian)  and  Polish  Central  Sudetes

(problematic  Cambrian,  Middle  Devonian,  and  Late  Devo-

nian) generally display the same features of chondrite-normal-

ized REE distribution patterns (Fig. 5B–D). However, the de-

pletion  in  lanthanide  concentrations  similar  to  that  of  the

ESKC marble insoluble residues was revealed only in some

Fig.  5.  Distribution  patterns  of  REE  concentrations  in  insoluble  residues  normalized  by  chondrite  composition  (Anders  &  Grevesse

1989).  A  —  ESKC  marbles  (Cambrian  and  Silurian–Devonian);  B  —  Barrandian  (Early  Devonian)  limestones;  C  —  Lusatian  (Early

Cambrian) dolomites; D — Polish Central Sudetes (Cambrian?, Middle Devonian, and Late Devonian) carbonate rocks.

samples from the Polish Central Sudetes (Middle Devonian,

Ma³y Bo¿ków locality) (Fig. 5D); the only REE-depleted and

Ca-rich sample from the Konìprusy reef (Early Devonian, the

Barrandian) seems to be an exception, too (Fig. 5B, Table 1).

The data on REE concentrations in insoluble residues ob-

tained  from  representative  samples  of  carbonate  rocks  from

the  ESKC,  Barrandian,  Lusatia  and  Polish  Central  Sudetes

were  double-normalized  by  PAAS  values  (Nance  &  Taylor

1976) and by Lu

N 

(i.e., Lu values of every individual sample

normalized by PAAS). The purpose was to minimize the ef-

fect of dilution of lanthanide concentrations in the rock resi-

dues by abundant undiluted carbonates and detrital-to-silicifi-

cation  quartz  (Fig.  6).  The  double-normalized  REE-dis-

tribution patterns of the residue samples of the ESKC Early

Cambrian  marbles  (e.g.  from  Dolní  Albeøice  and  Horní

Lánov, part of which may be Silurian) as well as of the Lusa-

tian Early Cambrian dolomites reflect slight deviations from

the normalizing REE profile, which can be interpreted as an

influx  of  calc-alkaline  igneous-rock  products  from  the  sur-

rounding region (not from atmospheric deposits — see Dis-

cussion). If simply compared with igneous rocks, it may sug-

gest  continental  arc  to  active  margin  sources  —  CAAM

(Bhatia  1985;  Bhatia  &  Crook  1986;  Girty  et  al.  1993;

McLennan et al. 1993; and Fig. 6A,B herein). As mentioned

by one of the reviewers, Ch. Pin, the mixing effect of local

and global sources of the background sedimentation have not

been completely understood yet and a simple inference to be

made on geodynamic setting is may be difficult to ascertain.

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 291

However, the patterns similar to above Cambrian patterns are

still traceable on Lower Devonian samples from Barrandian,

and a slightly similar pattern can also be seen on a single spec-

imen from the Polish Central Sudetes (Ma³y Bo¿ków locali-

ty — Middle Devonian) — however, in the latter area, source

rocks  with  conspicuously  fractionated  LREE/HREE  were

substantially involved (Fig. 6D). In the ESKC Silurian–Devo-

nian (e.g. Poniklá area), these “continental” features also oc-

cur but to a lesser extent. The majority of the ESKC and Su-

detes  samples,  with  an  exception  for  the  Cambrian,  reveal

either oceanic island-arc or passive continental margin influ-

ences.

Slight  arch-shaped  deviations  seen  in  several  normalized

REE diagrams are caused by the presence of organogenic/di-

agenetic phosphate. This bias is demonstrated by Barrandian

samples  (chips  of  conodont-teeth  elements)  and  partly  also

with  the  ESKC  samples  (Silurian?  “Ceratiocaris”-microre-

mains; Horní Lánov, part of which may be Cambrian).

The diagram of Hf/Yb vs. La/Th (employing representative

elements of REE, HFSE — high-field strength elements, and

the least mobile LILE — large ion lithophile elements) can

be alternatively used for evaluation of the predominance of ei-

ther mafic or felsic rocks in clastic sediment source — an ap-

proximate  boundary  between  mafic  and  felsic  sources  was

constructed  on  the  basis  of  data  following  authors  such  as

Floyd (1989), Floyd et al. (1991) and Wilson (1993). The Hf/Yb

vs. La/Th discrimination on the ESKC and Polish Central Su-

detes  metacarbonatic  residues  are  conspicuously  scattered,

Table 1: Abundances of rare earth elements and selected trace elements; selected macroelements and Th/U ratio — round mean values. Re-

sults of the INNA–XRF analyses of residues, i.e., the formerly dispersed weathering products trapped in carbonates were moderaltely (and

up to various stage — cf. abundance of Ca) concentrated by means of three-weeks dissolution in 5% formic acid. Abbreviations of sites:

K = Krkonoše-Jizera area: K-1 — Dolní Albeøice Quarry; K-2 — Poniklá, Dolský Brook, Middle, sample No. 2; K-3 — Poniklá, Dolský

Brook,  South,  sample  No.  3;  K-4 —  Poniklá,  Poniklá  Cave,  sample  No.  6;  K-5 —  Horní  Lánov  Active  Quarry,  Crusher,  sample  No.  9;

K-6 — Horní Lánov Active Quarry, 2nd level, sample No. 12. B = Barrandian area: B-1 — Velká Chuchle Quarry, conodont point No. 7 of

L. Slavík — Lochkovian; B-2 — Na Cikánce Quarry, conodont point No. 7 of L. Slavík — Lochkovian; B-3 — Konìprusy Quarry West, L.

Slavík’s conodont point 2 — Lochkovian; B-4 — Konìprusy Quarry West, conodont point No. 6 of L. Slavík — Pragian; B-5 — Mramorka

Quarry, Chýnice/Zbuzany, bed interval No. 6 — Pragian; B-6 — Stydlé Vody Quarry, bed interval No. 7 — Pragian; B-7 — Mramorka Quar-

ry Chýnice/Zbuzany, bed interval No. 13 — Zlíchovian. L = Lusatia-Doberlug Syncline: L-1 — northern flank of Doberlug Syncline WBW

1612, 277.5 m — Early Cambrian; L-2 — N Doberlug Syncline WBW 1612, 280.0 m — Early Cambrian; L-3 — N Doberlug Syncline

WBW 1612, 389.0 m — Early Cambrian; L-4 — N Doberlug Syncline WBW 1612, 396.5 m — Early Cambrian. S = Polish Central Sudetes:

S-1 — Dzikowiec, Playground Quarry — Famennian; S-2 — Ma³y Bo¿ków, “Coral Quarry” — Givetian; S-3 — Ma³y Bo¿ków, “Malaysia”

Quarry — unknown Paleozoic age.

  

Sr 

Rb 

Ba 

Cs 

Th 

U  Ta  Nb  Zr  Hf  Th/U  Fe 

Ca  Na  K 

La 

Ce 

Pr  Nd 

Sm  Eu  Tb  Ho  Yb  Lu  Y 

Sc 

Cr 

 

[ppm] 

ratio 

% 

[ppm] 

K-1 

161 

3.2 

18 

0.2 

0.3  0.1 

- 

3 

22  0.2 

2.4 

0.2  30.4 

-  0.1 

1.8 

3.3 

- 

1.5 

0.3  0.1 

-  0.1  0.1 

- 

4 

0.4 

2.1 

K-2 

- 

6.8 

38 

0.3 

-  0.6 

- 

8 

44  0.3 

0.4 

0.2  22.1 

-  0.2 

1.3 

2.4 

- 

- 

0.2 

- 

-  0.1  0.1 

- 

2 

0.4 

4.8 

K-3 

- 

86.6 

179 

2.4 

7.4  0.7  0.5 

7  177  4.7 

9.9 

1.7 

1.8  0.1  4.9  27.1  51.7 

-  18.8 

2.1  0.3  0.2  0.2  1.0  0.2 

8 

3.0 

39.3 

K-4 

- 

46.2 

152 

2.2 

2.9  2.5  0.5 

7 

99  2.7 

1.2 

0.5  15.3 

-  2.0 

2.4 

6.1 

- 

2.1 

0.5  0.1  0.1  0.1  0.6  0.1  11 

2.8 

34.1 

K-5 

137 

6.9 

92 

0.5 

0.5  0.5  0.1 

6 

25  0.4 

0.9 

0.2  22.2 

-  0.3 

1.3 

2.9 

- 

1.1 

0.2  0.1 

-  0.1  0.1 

- 

5 

0.4 

4.1 

K-6 

90 

11.4 

74 

0.6 

0.9  0.8  0.6 

9 

51  0.8 

1.2 

0.2  20.9 

-  0.5 

6.4  15.6  2.3  10.3 

1.8  0.4  0.3  0.3  0.3 

-  14 

0.9 

9.8 

B-1 

- 

68.7 

312 

4.2  10.0  2.2  0.7  11  112  2.8 

4.6  23.3 

4.4  0.2  2.1  34.5  61.0 

-  37.8 

9.0  2.2  1.1  1.5  1.8  0.3  28  11.2  127.5 

B-2 

204 

47.5 

117 

2.9 

6.6  4.6  0.6  16  126  2.3 

1.4 

4.1  13.1 

-  2.3  35.5  63.3 

-  58.7  10.5  2.7  1.4  1.4  2.2  0.3  66 

7.1  203.1 

B-3 

-  112.0 

207 

5.5 

4.8  2.1  0.6  22  153  3.3 

2.4 

3.4 

5.7  0.8  2.2  20.9  27.4 

-  16.9 

2.6  0.7  0.3  0.3  1.3  0.2  26 

6.7 

70.8 

B-4 

164 

- 

18 

0.2 

0.3  0.1  0.2 

6 

25  0.1 

2.0 

0.2  38.0 

- 

- 

2.7 

3.3 

- 

3.0 

0.5  0.1  0.1  0.1  0.2 

- 

4 

0.4 

2.4 

B-5 

347  149.1 

873  11.2  12.7  2.8  1.1  26  252  4.5 

4.5  10.3 

1.6  0.1  3.8  50.1  74.3 

-  44.8 

7.1  1.8  0.8  1.4  2.0  0.3  52  11.9 

97.2 

B-6  2,197  145.3 

570 

9.4  14.8  2.3  1.3  42  236  6.0 

6.4 

5.0 

2.0  0.1  3.7  49.2  76.3  8.6 

8.6 

7.1  1.6  0.8  0.8  2.4  0.4  68  13.2 

99.2 

B-7 

253 

77.1  1,485 

6.8 

9.0  6.2  1.1  34  250  3.9 

1.4  11.6 

4.0  0.1  0.9  42.8  71.7  9.3  54.1 

8.5  2.4  1.2  1.5  3.1  0.4  96 

9.0  136.9 

L-1 

514 

78.2 

392 

4.2 

8.4  1.6  0.6  12  176  2.9 

5.4 

3.4  14.1  1.0  2.4  41.2  89.7 

-  35.0 

6.1  1.5  0.8  0.9  2.7  0.4  46  12.5 

58.6 

L-2 

347 

75.7 

427 

3.8 

7.4  1.2  0.5  11  160  2.4 

6.2 

3.2  16.1  0.8  2.2  36.1  85.4 

-  31.9 

5.6  1.4  0.7  0.7  2.1  0.3  40  10.0 

47.5 

L-3 

549 

39.4 

368 

1.4 

5.6  1.1  0.5 

7 

77  2.2 

5.3 

1.4  22.4  1.0  1.2  23.4  49.2 

-  22.2 

3.8  1.0  0.4  0.4  1.3  0.2  22 

7.2 

34.1 

L-4  3,160 

54.2 

470 

2.6 

6.4  1.5  0.4 

6  125  2.3 

4.1 

1.8  13.3  1.3  1.8  24.4  44.7 

-  20.2 

3.2  0.8  0.4  0.4  1.3  0.2  20  10.5 

50.5 

S-1 

357 

23.8 

106 

2.2 

1.8  0.9  0.2 

6  107  1.3 

2.0 

1.5  30.4  0.4  0.5  17.1  30.2 

-  17.1 

3.2  1.0  0.5  0.4  1.6  0.3  30 

6.2 

39.1 

S-2  1,353 

24.1 

346 

0.6 

4.8  3.9  0.2 

7 

55  1.5 

1.2 

1.5  33.9  0.2  0.8  13.9  26.4 

-  12.5 

1.8  0.7  0.2  0.2  0.4  0.1 

8 

3.7 

43.3 

S-3 

195 

7.4 

26 

0.3 

0.3  0.1  0.1  11 

25  0.3 

2.5 

0.6  36.0 

-  0.3 

3.1 

5.7 

- 

3.3 

0.7  0.2  0.1  0.1  0.3 

-  13 

2.1 

7.9 

 

compared to the closely spaced data for the Barrandian and

Lusatian samples (Fig. 7). A considerable diversity of source

rocks  can  therefore  be  presumed  for  the  former  groups  of

rocks.

An analogous difference between the ESKC–Polish Central

Sudetes  and  Barrandian-Lusatian  assemblages  is  visualized

using the Hf/Sc vs. La/Th plot (Fig. 8). Although these char-

acteristics for sediments have bias from incompletely known

fractionation  pathways  (e.g.  concentration  of  Sc  in  lateritic

crusts — Ni, Co, Al affinites), it provides, according to first

experiences, an interesting discrimination capability that is re-

lated to mafic–felsic depletion of Sc in igneous source rocks.

The Barrandian-Lusatian assemblage displays the data scatter,

which  is  strongly  focused  to  CAAM  field.  Application  of

these proxies to the Polish Central Sudetes indicates the influ-

ence of oceanic igneous sources (from oceanic island-arc to

oceanic within-plate environments).

Altogether, these ratios — Hf/Yb, Hf/Sc and La/Th — com-

bined and plotted for the ESKC specimens show large vari-

ability  (usually  with  little  shifts  toward  passive  continental

margin  compositions).  The  possible  PCM  influences  (com-

pare: Taylor & McLennan 1985; Floyd et al. 1991; McLennan

et al. 1993) are best exemplified by a sequestered point, which

stands  for  one  of  the  Silurian–Devonian  samples  from  the

Poniklá area (Fig. 8, upper right).

The Th/U ratio based on insoluble residues from marbles

strongly fluctuates (0.4 and 9.9; Table 1). Expected metamor-

phic mobility of uranium complexes practically precludes any

292                                                                                           HLADIL et al.

Fig. 7. Diagram (Hf/Yb)

×

10 vs. La/Th employing representative elements of REE, HFSE, and the least mobile LILE with an approximate boundary

between mafic and felsic sources. Data after Floyd (1989), Floyd et al. (1991), Wilson (1993), a.o. The data on insoluble residues from the ESKC

metacarbonates and Polish Central Sudetes carbonates display a wide scatter compared to the data on the Barrandian and Lusatian samples.

Fig. 6. Distribution patterns of REE concentrations in the insoluble residues double-normalized by Post-Archean Average Australian Sedi-

mentary (PAAS) rock values (Nance & Taylor 1976) and by Lu

N

 (i.e., Lu values already normalized by PAAS) to minimize the effect of di-

lution of lanthanide concentrations by carbonates and quartz. A1 — ESKC Early Cambrian marbles (from Dolní Albeøice and Horní Lánov);

A2 — ESKC marbles of suspected Late Silurian to Early Devonian age (Poniklá area); B — Barrandian (Early Devonian) limestones from

Velká Chuchle and Mramorka;  C — Lusatian unmetamorphosed Early Cambrian dolomites (WisBaw borehole);  D  —  Middle  Devonian

limestone sample from the Polish Central Sudetes (Ma³y Bo¿ków area).

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 293

utilization of this ratio for estimating the original sedimentary

conditions or paleogeographical magnafacies.

Discussion

The strong obliteration of primary sedimentary fabrics and

alteration of weathering products trapped in carbonates con-

siderably  reduce  the  number  of  interpretable  samples  in  the

ESKC. The exact classification of rock precursors in each of

these ESKC carbonate bodies is therefore practically impossi-

ble. The analyses of the ESKC marbles provide inspirational

jumping-off points for new and more accurate ways of under-

standing  the  physical  nature  of  the  tectonometamorphically

stacked  slices  and  stripes  of  rocks  rather  than  all-inclusive

classification of all samples.

The  trace-element  geochemistry  of  dispersed  weathering

products trapped in carbonates is practically new and connect-

ed with many problems. One of the principal problems is the

separation of regional influx of “real” CAAM-related material

(aquatic suspension from river deltas >> atmospheric depos-

its) from the “false” CAAM-image of largely averaged back-

ground deposits (eolian atmospheric deposits >> aquatic sus-

pensions  from  river  deltas).  There  is  a  widespread  myth

among the geological public, that atmospheric depositions are

negligible. This myth is based on present (interglacial) aver-

age values for the entire Earth surface area, which are approxi-

mately  1.5

×

10

–13

 kg·m

–2

·s

–1

  (i.e.,  ~5  kilograms  per  square

meter and million years). However, it can be easy demonstrat-

ed, using the present reviews about deposition of eolian dust

and mineral aerosols (Harrison et al. 2001; Mahowald et al.

1999; Tegen & Fung 1995; Duce & Tindale 1991), that areas

with carbonate production have a great supply of these atmo-

spheric deposits, which fluctuates in long-term averages from

1.5

×

10

–10

 to 1.5

×

10

–9

 kg·m

–2

·s

–1

 (i.e., ~5 to 50 tons per square

meter and million of years). It corresponds, by 20 m/Ma accu-

mulation rate of pure carbonate, for instance, to a maximum

possible proportion of this substance (trapped in carbonate),

which is equal to 10–50 %. However, this amount is common-

ly  reduced  (washed  and  dissolved)  to  ½–¼  of  the  original

mass, that is ~2.5–5 to 12.5–25 % of the rock mass.

Accepting that both types of non-carbonate admixtures can

represent geochemical traits of source areas, it makes sense to

study the deviations from the average clastic sedimentary ma-

terial of post-Archean age (McLennan 2001). Anyhow it will

be impossible to find unchanged igneous compositions in this

material (fractionations related to weathering, transport, depo-

sition and diagenesis), at least part of geochemical signatures

can be transferred with these weathering products (e.g. Ohr et

al. 1994).

In  this  direction  of  interpretation,  the  Lower  Cambrian

ESKC marbles (Dolní Albeøice and partly also Horní Lánov)

and Lusatian oolites (Doberlug-Torgau Syncline) have visible

local components, which probably correspond to calc-alkaline

(meta)igneous  rocks  of  end-Proterozoic  ages.  The  CAAM

character of this material (compare with Bhatia 1985; Bhatia

&  Crook  1986;  Floyd  et  al.  1991;  McLennan  et  al.  1993)

seems to be involved in the double-normalized REE distribu-

tion patterns (by PAAS values and by relevant value of Lu

N

;

Fig. 6A–C). The possible ratio of the local to widely regional

and global dispersions (L/G) may fluctuate from 0.25 to 4. A

single sample from Polish Central Sudetes (Ma³y Bo¿ków —

Givetian; Fig. 6D) is typical for prevalence of local material.

The patterns based on Lochkovian-Emsian limestones of the

Barrandian area (Fig. 6B) have extra “phosphate-related de-

flection” but, in general, again correspond to CAAM. Howev-

er, the typically decreasing values of Ce and Yb (and especial-

ly the absence of micro-lithoclasts and low concentrations of

clastic heavy minerals) suggest, that this CAAM character is

rather  an  effect  of  wide  regional  averaging,  which  makes  a

Fig. 8. Insoluble residues from carbonate rocks of the ESKC, Barrandian, Lusatia and Polish Central Sudetes in Hf/Sc vs. La/Th plot. Repre-

sentative compositions of clastic sediments from various tectonic settings: OWP — oceanic within-plate, OIA — oceanic island-arc, CAAM

— continental arc to active continental margin, and PCM — passive continental margin (after Floyd et al. 1991), and UCC — upper conti-

nental crust (after Taylor & McLennan 1985).

294                                                                                           HLADIL et al.

false semblance that is only similar to CAAM. The possible L/G

ratio is only 0.05 to 0.1.

Summarizing all indications, the ESKC Silurian–Devonian

insoluble  residues  differ  from  their  Barrandian  counterparts

by higher amounts and higher variation of the proximal silici-

clastic admixture, where the L/G can increase to values >0.3.

The source rocks were of considerable diversity (Poniklá area,

for instance — Fig. 6A2). The Poniklá area marbles (ESKC),

but particularly the carbonates of the Ma³y Bo¿ków and Dz-

ikowiec localities (Polish Central Sudetes), reflect a wide ar-

ray of sources involving mafic to felsic rocks. This may be

considered as a direct evidence of synsedimentary (not only

late  Variscan)  unevenness  of  crustal  segment  composition.

The K³odzko area also provides evidence about pre-Late De-

vonian  unconformity  (Kryza  et  al.  1999).  Practically,  the

whole possible scale of both inactive (old and exhumed) and

synsedimentary settings occur in the Sudetic Terrane Assem-

blage (from OWP and OIA to continental CAAM and PCM

— see Figs. 6 to 8).

The geochemical and lithological characteristics of the car-

bonate  rocks  of  the  ESKC,  Lusatia,  Polish  Central  Sudetes

and Barrandian — despite many similarities — point to sedi-

ment  origin  in  adequately  geographically  separated  basins.

The traits observed in the ESKC and Lusatian Cambrian seem

to have indirect geodynamic continuation in the Devonian of

the Barrandian area. These basins were subsiding on a partly

eroded Cadomian CAAM rock suite of northern Gondwanan

relevance  (Nance  &  Murphy  1994;  Edel  &  Weber  1995;

Kachlík & Patoèka 1998b; Keppie & Dostal 1998); the age is

Late Vendian, about ~570 Ma (Buschmann et al. 2001). The

Cambrian carbonates had to be evolutionarily linked to atten-

uation  and  rifting  of  the  West  Sudetic  Cadomian  crust

(Kachlík & Patoèka 1998b; Dostal et al. 2001). The Silurian-

Devonian basins (particularly in Barrandian) attained an ad-

vanced stage of basement extension (Patoèka et al. 1993; Pa-

toèka  2001).  On  the  other  hand,  the  Devonian  sedimentary

precursors of the ESKC as well as the Polish Central Sudetes

differ  from  any  other  neighbouring  regions  with  their  ex-

tremely varying spectrum of sources.

The trace element–REE geochemistry of residues from the

West and Central Sudetic limestones and dolomites seems to

confirm the significant role of N-Gondwana-pervasive Cam-

brian-Ordovician  intracontinental  rifting,  which  continued

with strong Silurian sea-floor spreading (Crowley et al. 2000,

or Dostal et al. 2000, 2001). The “oceanization” culminated,

during the Devonian, with ocean-floor subduction and amal-

gamation  of  the  Variscan  terrane  mosaic  (Cymerman  et  al.

1997; Maluski & Patoèka 1997; Pharaoh 1999; Franke et al.

2000; Marheine et al. 2000 in print; Winchester et al. in print).

Conclusions

The  marbles  in  the  East  and  South  Krkonoše  Complexes

(ESKC, N Bohemian Massif, Czech Republic) originated ba-

sically from two sedimentary precursors — Cambrian dolo-

mites  and  Silurian–Early  Devonian  limestones.  The  Early

Cambrian age (Dolní Albeøice) is shown by an archaeocyath

Erismacoscinus  and  probably  also  by  the  trilobites  Bonnia

and  Kingaspis.  Abundance  of  early  diagenetically  dolo-

mitized oolites and microbialites has lithostratigraphic corre-

lation  significance.  The  occurrence  of  Cyrtograptus–Test-

ograptus graptolite assemblage in slates near Poniklá implies

the  Wenlockian–Ludlowian  age.  Possible  Ceratiocaris  and

Nowakia, both seen with comparative details, suggest that at

least part of the marbles between Horní Lánov and Poniklá are

of  Silurian–Devonian  age.  The  dacryoconarid  from  Poniklá

has  apparent  similarity  to  Nowakia  acuaria  and  it  makes

sense  to  take  into  consideration  the  Pragian  stratigraphic

stage, as the presently youngest biostratigraphic datum in the

ESKC.  The  Silurian–Devonian  precursors  can  be  character-

ized  as  open-sea  calcitic  wackestones/packstones  and  dolo-

mitized packstones/grainstones.

The insoluble residues from the ESKC have REE distribu-

tions comparable to PAAS, with decreased abundances (main-

ly the carbonatic character of residues, but possibly also natu-

ral  depletion).  The  analyses  of  the  background  sediment

trapped in carbonates revealed differences of regional to inter-

regional significance. It implies extensive development of the

related N Gondwanan rifting branches with Early–Middle Pa-

leozoic geographical separation of the ESKC, Lusatia, Polish

Central Sudetes and Barrandian areas. In a parallel to litholo-

gy and fauna, the geochemical features of the Early Cambrian

ESKC are apparently similar to Lusatian. These features re-

flect the “Cadomian orogenic” (calc-alkaline igneous/metaig-

neous) source rocks, which are traceable even in the Lower

Devonian carbonate sediments of the Barrandian area. On the

other  hand,  the  Silurian-Devonian  features  related  to  the

ESKC  provide  only  imperfect  links  to  the  Barrandian,  the

variation of compositions seems to increase toward the Early

Devonian — and, the Middle–Late Devonian continuation is

absent. In contrast to this, the Polish Central Sudetes (prob-

lematic Cambrian, Middle Devonian, Late Devonian) reflect

extremely  diversified  and  dynamically  developing  sources

(OWP/OIA–CAAM/UCC–PCM types). Rarely observed lan-

thanide  depletions  were  found  only  in  the  Barrandian,  or

within variation, also in Polish Central Sudetes.

The information resulting from studies on the ESKC car-

bonates  basically  supports  the  existing  opinions  about  the

Cambrian-Ordovician intracontinental rifting (breakup of the

N  Gondwanan  margin)  with  rapidly  developed  sea-floor

spreading  during  the  Silurian–Devonian  times.  The  ESKC

“Lusatian”-type of the Early Cambrian dolostones and “Bar-

randian”-type of the Silurian-Devonian limestones (by possi-

ble  absence  of  Middle–Late  Devonian  sediments)  are  addi-

tional  distinctive  characteristics  of  the  Krkonoše-Jizera

Terrane.

Acknowledgments: The authors’ are thankful for two  Aca-

demic  Grants  IAA3013209  “Weathering  products”  and

IAA3111102  “Prevariscan  development”,  with  assistance  of

research  frameworks  Z3-013-912  (Acad.  Sci.  Cz.R.),  J07/

98:143100004  (Masaryk  Univ.)  and  J13/98:113100005

(Charles  Univ.).  Special  thanks  are  due  to  O.  Elicki  and  B.

Buschmann (Freiberg); S. Mazur, R. Kryza and J. Don (Wro-

claw); Ch. Pin (Clermont-Ferrand); F. Debrenne (Paris); W.

Franke (Giessen) and P. Kraft, I. Chlupáè, L. Slavík, P. Štorch

and R. Mikulᚠ(Prague) for consulting. Analytical services:

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 295

K.  Melka–XRD,  A.  Langrová–EDX  and  EMP  (Inst.  Geol.,

Acad. Sci. Cz.R., Praha), J. Frána–INAA (Inst. Nucl. Phys.,

Acad.  Sci.  Cz.R.,  Øež  u  Prahy),  A.  Manda–XRF  (Gematest

Ltd., Praha).

Appendix

List of sites investigated by means of structural, thin-section and chemi-

cal  analyses  to  select  reliable  places  for  determination  of  rock  precur-

sors (Fig. 1): ESKC-1 — SSW of Jesenný, Vraštilov; 2 — Jesenný, Old

Quarry  in  village;  3  —  Bozkov,  Small  Quarry  at  the  entrance  of  the

Bozkov Cave; 4 — W of Jesenný, U Staré Vody; 5 — NNE of Bozkov,

Brook Junction; 6 — SSW of Jesenný; 7 — SSE of Jesenný; 8 — S of

Jesenný; 9 — S of Jesenný, NNW of point 8; 10 — W of Jesenný, Ka-

menice, Za Papírnou; 11 — the same location, but upper part of the sec-

tion; 12 — W of Bozkov, Cottage of Kamenice; 13 — NW of Bozkov,

Pod Domání; 14 — Horní Maršov, Horní Maršov Cave; 15 — Maršov,

2.2  km  S  of  Horní  Maršov  Cave;  16  —  2  km  NE  of  Bozkov,  U  Vá-

clavíkù; 17A — Poniklá, Poniklá Cave; 17B — Bílá Skála Rock 3 km

from Benecko, 3.5 km E of No. 17A; 18 — Køížlice, U Brádlerù, 1.5 km

E of Benecko; 19 — Štìpanická Lhota, Old Quarry, 2 km S of Benecko;

20  —  Štìpanická  Lhota,  Water  Tank,  2.5  km  S  of  Benecko;  21A  —

Horní  Lánov,  Horní  Lánov  Quarry,  Crusher;  21B  —  Horní  Lánov,

Horní Lánov Quarry, centre of lower bench; 22 — N of Svoboda nad

Úpou, Janské Láznì junction; 23 — Horní Maršov, Water Tank, 0.4 km

E of No. 14; 24 — Horní Albeøice, Horní Albeøice Cave close to CZ/PL

boundary; 25 — 1.5 km W of Èerný Dùl.

References

Aleksandrowski P., Kryza R., Mazur S. & ¯aba J. 1997: Kinemat-

ic data on major strike-slip faults and shear zones in the Pol-

ish  Sudetes,  northeast  Bohemian  Massif.  Geol.  Mag.  134,

727–739.

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

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

Bederke E. 1924: Das Devon in Schlesien und das alter der Sudeten-

faltung. Fortschr. Geol. Paläont. 7, 1, 1–50, 3 pls.

Bendl J. & Patoèka F. 1995: The 

87

Rb-

86

Sr isotope geochemistry of

the  metamorphosed  bimodal  volcanic  association  of  the  Rý-

chory Mts. crystalline complex, West Sudetes, Bohemian Mas-

sif. Geol. Sudetica 29, 3–18.

Bhatia  M.R.  1985:  Rare  earth  element  geochemistry  of  Australian

Paleozoic graywackes and mudrocks: provenance and tectonic

control. Sed. Geol. 45, 97–113.

Bhatia M.R. & Crook K.A.W. 1986: Trace element characteristics

of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimen-

tary basins. Contrib. Mineral. Petrol. 92, 181–193.

Blaker  M.R.  &  Peel  J.S.  1997:  Lower  Cambrian  trilobites  from

North Greenland. Monogr. Greenland, Geosci. 35, 1–145.

Bouèek  B.  1964:  The  tentaculites  of  the  Bohemia.  Publ.  House

Czechoslov. Acad. Sci., Praha, 1–215, 40 pls.

Bowen H.J.M. 1979: The hydrosphere. In: Environmetal Chemistry

of the Elements. Acad. Press, London, NewYork and Sydney,

13–29.

Buschmann B., Nasdala L., Jonas P., Linnemann U. & 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).  Neu.  Jb.

Geol. Paläont., Mh. 6, 321–342.

Chaloupský J. 1958: Geological and petrographic setting Jizera Riv-

er Valley between Harachov and Dolní Rokytnice (in Czech).

Rozpr. Ústø. Úst. Geol., Sb. 24, 189–236.

Chaloupský J. et al. 1989: Geologie Krkonoš a Jizerských hor. Nakl.

Ústø. Úst. geol., Praha, 1–288.

Chlupáè I. 1953: Founds of graptolites in unmetamorphosed Siluri-

an near Železný Brod in Krkonoše Piedmont area (in Czech).

Vìst. Ústø. Úst. Geol. 28, 213–215.

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, 1–2, 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.

Chlupáè I. & Hladil J. 1992: New Devonian occurrences in the Ještìd

Mts., North Bohemia. Èas. Mineral. Geol. 37, 3, 185–191.

Collins A.S., Kryza R. & Zalasiewicz J.A. 2000: Macrofabric fin-

gerprints  of  the  Late  Devonian–Early  Carboniferous  subduc-

tion  in  the  Polish  Variscides.  J.  Geol.  Soc.  London  157,

283–288.

Crowley Q.G., Floyd P.A., Winchester J.A., Franke W. & Holland

J.G. 2000: Early Paleozoic rift-related magmatism in Variscan

Europe: fragmentation of the Armorican Terrane Assemblage.

Terra Nova 12, 171–180.

Crowley Q.G., Patoèka F. & Parrish R.R. 2001: The ancestry and af-

finity of Central Europe: New U-Pb (LA-PIMMS) ages of in-

herited  zircons  from  Early  Palaeozoic  granitoids  of  the  W

Sudetes,  NE  Bohemian  Massif.  Abstr.  Joint  Meeting  Euro-

probe  TESZ,  TIMPEBAR,  URALIDES  and  SW-Iberia  Proj-s,

Ankara, 30 Sept. to 2 Oct., 2001, 11–12.

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

rane  boundaries  in  the  Sudetes,  northeast  Bohemian  Massif.

Geol. Mag. 133, 717–725.

Dostal J., Patoèka F. & Pin Ch. 2000: Early Paleozoic intracontinen-

tal rifting and early sea-floor spreading in the central West Su-

detes  (Bohemian  Massif):  geochemical  and  Sr-Nd  isotopic

study  on  metavolcanic  rocks  of  the  East  Krkonoše  Complex.

Geolines 10, 19–20.

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

ontinental  rifting  in  the  central  West  Sudetes,  NE  Bohemian

Massif (Czech Republic): geochemistry and petrogenesis of the

bimodal metavolcanic rocks. Geol. J. (Manchester) 36, 1–17.

Duce R.A. & Tindale N.W. 1991: Atmospheric transport of iron and

its deposition in the ocean. Limnol. Oceanogr. 36, 1715–1726.

Edel  J.B.  &  Weber  K.  1995:  Cadomian  terranes,  wrench  faulting

and thrusting in the central Europe Variscides: geophysical and

geological evidence. Geol. Rdsch. 84, 412–432.

Elicki  O.  1999:  Beitrag  zur  Lithofazies  und  zur  Lithostratigraphie

im  Unterkambrium  von  Doberlug-Torgau.  Freib.  Forsch.-H.,

Paläont., Stratigr., Fazies C481/7, 107–119.

Elicki  O.  &  Debrenne  F.  1993:  The  Archaeocyatha  of  Germany.

Freib. Forsch.-H., Paläont., Stratigr., Fazies C450/1, 3–41.

Elicki O. & Shinaq R. 2000: Kambrische Lagunen-Karbonate vom

südlichen  Toten  Meer  (Wadi  Tayan,  Jordanien).  Freib.  For-

sch.-H., Paläont., Stratigr., Fazies C490/8, 51–66.

Encarnación J., Powell A.J. & Grunow A.M. 1999: A U-Pb age for

the  Cambrian  Taylor  Formation,  Antarctica:  Implications  for

the Cambrian Time Scale. J. Geol. 107, 497–504.

Erickson  S.G.  1994:  Deformation  of  shale  and  dolomite  in  the

Lewis Thrust-Fault Zone, Northwest Montana, USA. Canad. J.

Earth Sci. 31, 9, 1440–1448.

Fisler D.K. & Cygan R.T. 1999: Diffusion of Ca and Mg in calcite.

Amer. Mineral. 84, 9, 1392–1399.

Floyd P.A. 1989: Geochemical features of intraplate oceanic plateau

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

the Ocean Basins. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42, 215–230.

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

istry  and  provenance  of  Rhenohercynian  sandstones:  implica-

296                                                                                           HLADIL et al.

tions for tectonic environment discrimination. In: Morton A.C.,

Todd S.P. & Haughton P.D.W. (Eds.): Developments in Sedi-

mentary  Provenance  Studies.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.

57, 173–188.

Franke W. 2000: The suture zone between Avalonia and the Armor-

ican Terrane Assemblage in Central Europe. In: Variscan-Ap-

palachian  dynamics:  the  building  of  the  Upper  Palaeozoic

basement. Basement Tectonics 15, La Coruña, Spain, Program

and Abstracts, 114–116.

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.

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

Geochemical evidence for progressive, rift-related early Palae-

ozoic volcanism in the western Sudetes. J. Geol. Soc. London

151, 91–109.

Galle A. & Chlupáè I. 1976: Finds of corals in the metamorphic De-

vonian  of  the  Ještìdské  pohoøí  Mountains.  Vìst.  Ústø.  Úst.

Geol. 51, 123–128.

Gehmlich M., Linnemann U., Tichomirova M., Lützner H. & Bom-

bach K. 1997: Die Bestimmung des Sedimentationsalters cado-

mischer  Krustenfragmente  im  Saxothuringikum  durch  die

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

Geyer  G.  &  Elicki  O.  1995:  Lower  Cambrian  trilobites  from  the

Görlitz  Synclinorium  (Germany)  —  review  and  new  results.

Paläont. Z. 69, 1–2, 87–119.

Geyer G. & Landing E. 2001: Middle Cambrian of Avalonian Mas-

sachusetts:  Stratigraphy  and  correlation  of  the  Braintree  trilo-

bites. J. Paleont. 75, 1, 116–135.

Girty G.H., Barber R.W. & Knaack 1993: REE, Th and Sc evidence

for  depositional  setting  and  source  rock  characteristics  of  the

Quartz Hill chert, Sierra Nevada, California. In: Johnsson M.J.

&  Basu  A.  (Eds.):  Processes  controlling  the  composition  of

clastic sediments. Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 284, 109–120.

Gürich G. 1929: Silesicaris von Leipe und die Phyllokariden über-

haupt. Mitt. Mineral.-Geol. Staatinst. Hamburg 1929, 1–12.

Harrison S.P., Kohfeld K.E., Roelandt C. & Claquin T. 2001: The

role of dust in climate changes today, at the last glacial maxi-

mum and in the future. Earth-Science Reviews 54, 43–80.

Hladil J., Mazur S., Galle A. & Ebert J.R. 1999: Revised age of the

Ma³y  Bo¿ków  limestone  in  the  Klodzko  metamorphic  unit

(early  Givetian,  late  Middle  Devonian):  implications  for  the

geology of the Sudetes, SW Poland.  Neu.  Jb.  Geol.  Paläont.,

Abh. 211, 3, 329–353.

Horný R. 1964: New graptolites from unmetamorphosed Silurian in

Krkonoše  Piedmont  area.  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.

KachlíkV. & 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).

Sächsisches  Landesamt  für  Umwelt  und  Geologie/Bereich

Boden  und  Geologie,  Freiberg,  Panstvowy  Institut  Geologic-

zny, Warzsawa, Èeský geologický ústav, Praha, 27–31.

Kachlík  V.  &  Patoèka  F.  1998a:  Lithostratigraphy  and  tectonomag-

netic evolution of the Železný Brod Crystalline Unit: some con-

straints  for  the  palaeotectonic  development  of  the  W  Sudetes

(NE Bohemian Massif). In: Svojtka M. (Ed.): 3rd Meeting of the

Czech Group for Tectonic Studies. Geolines 6, 34–35.

Kachlík  V.  &  Patoèka  F.  1998b:  Cambrian/Ordovician  intra-

continental rifting and Devonian closure of the rifting generat-

ed  basins  in  the  Bohemian  Massif  realms.  Acta  Univ.  Carol.,

Geol. 42, 433–441.

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

ous bimodal volcanic rocks of the Ještìd Range Unit (W Su-

detes):  constraints  on  the  Devonian  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 (in

print).

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

formed metagranites of the Krkonoše-Jizera terrane: controver-

sies  between  protolith  ages  and  stratigraphy.  Abstracts  of  the

PACE mid-term review and 4th PACE network meeting, Geo-

logical Institute, University of Copenhagen, Denmark (Copen-

hagen), October 9–10, 1999, 21–22.

Keppie D. & Dostal J. 1998. Terrane transfer between eastern Lau-

rentia and northwestern Gondwana: the place of the Teplá-Bar-

rnadian,  Bohemian  Massif.  Acta  Univ.  Carol.,  Geol.  42,

447–450.

Koliha  J.  1929:  Upper  Devonian  in  Ještìd  Mountain  Range.  Vìst.

Stát. Geol. Úst. 5, 4–5, 286–292 (in Czech).

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

phyllites of the NE Bohemian Crystalline Complex. Vìst. Èes.

Geol. Úst. 73, 79–84.

Kozdroj  W.,  Cymerman  Z.,  Kachlík  V.  &  Opletal  M.  2001:

Karkonozse-Jizera Region. In: Kozdroj W., Krentz O. & Ople-

tal  M.  (Eds.):  Comments  on  the  Geological  map  Lauzitz–Jiz-

era–Karkonozse  (without  Cenozoic  sediments).  Sächsisches

Landesamt für Umwelt und Geologie/Bereich Boden und Geol-

ogie,  Freiberg,  Pañstvowy  Institut  Geologiczny,  Warzsawa,

and Èeský geologický ústav, Praha, 22–27.

Kröner  A.,  Hegner  E.,  Hammer  J.,  Haase  G.,  Bielicky  K.H.,

Krauss M. & Eidam J. 1994: Geochronology and Sm-Nd sys-

tematics of Lusatian granitoids: significance for the evolution

of  the  Variscan  orogen  in  east-central  Europe.  Geol.  Rdsch.

83, 357–376.

Krutský N. 1968: Report on survey of Krkonoše Mountains marble

deposits.  Ústø.  Úst.  Geol.,  Zpr.  Geol.  Výzk.  1967,  60–61  (in

Czech).

Kryza R., Mazur S. & Aleksandrowski P. 1999: Pre-Late Devonian

unconformity in the K³odzko area excavated: a record of Eo-

Variscan metamorphism and exhumation in the Sudetes. Geol.

Sudetica 32, 127–137.

Mahowald  N.,  Kohfeld  K.E.,  Hansson  M.,  Balkanski  Y.,  Harrison

S.P., Prentice I.C., Rodhe H. & Schulz M. 1999: Dust effect of

climate  change  on  dust  storm  activity  in  Australia  during  the

Last Glacial Maximum. Geomorphology 17, 263–271.

Maluski H. & Patoèka F. 1997: Geochemistry and 40Ar-39Ar geo-

chronology of the mafic metavolcanics from the Rýchory Mts.

complex  (W  Sudetes,  Bohemian  Massif):  palaeotectonic  sig-

nificance. Geol. Mag. 133, 703–716.

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

2000:  Variscan  polyphase  tectonothermal  record  in  the  West

Sudetes (Bohemian Massif) — deduced from Ar-Ar ages. 15

th

Internat. Conf. Bas. Tecton., La Coruña, 254–257.

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

(in print): The Ar-Ar ages from the West Sudetes (NE Bohemi-

an Massif): constraints on the Variscan polyphase tectonother-

mal development. J. Geol. Soc. London, Spec. Pap.

Matthews A., Lieberman J., Avigad D. & Garfunkel Z. 1999: Fluid-

rock  interaction  and  thermal  evolution  during  thrusting  of  an

Alpine metamorphic complex (Tinos island, Greece). Contrib.

Mineral. Petrol. 135, 2–3, 212–224.

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.  2001:  Relationships  between  the  trace  element

composition of sedimentary rocks and upper continental crust.

METAMORPHOSED CARBONATES AND PALEOZOIC EVOLUTION (NE BOHEMIA)                                 297

Geochem., Geophys., Geosyst. 2, 1–29.

McLennan S.M. & Taylor S.R. 1991: Sedimentary rocks and crustal

evolution: tectonic setting and secular trends. J. Geol. (Chica-

go) 99, 1–21.

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

1993:  Geochemical  approaches  to  sedimentation,  provenance

and tectonics. In: Johnsson M.J. & Basu A. (Eds.): Processes

controlling  the  composition  of  clastic  sediments.  Geol.  Soc.

Amer., Spec. Pap. 284, 21–40.

Mistiaen  B.  1984:  Disparition  des  Stromatopores  paléozoïques  ou

survie  du  groupe:  hypothèse  et  discussion.  Bull.  Soc.  Géol.

France 26, 6, 1245–1250.

Nance D. & Murphy J.B. 1994: Contrasting basement isotopic sig-

natures  and  the  palinspastic  restoration  of  peripheral  orogens:

Example  from  the  Neoproterozoic  Avalonian-Cadomian  belt.

Geology 22, 617–620.

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

evolution,  I.  Australian  post-Archean  sedimentary  rocks.

Geochim. Cosmochim. Acta 40, 1539–1551.

Narêbski  W.  1994:  Lower  to  Upper  Paleozoic  tectonomagmatic

evolution  of  NE  part  of  the  Bohemian  Massif.  Zb.  Geol.

Paläont. 9, 10, 961–972.

Ohr M., Halliday A.N. & Peacor D.R. 1994: Mobility and fraction-

ation of rare earth elements in argillaceous sediments; implica-

tions  for  dating  diagenesis  and  low-grade  metamorphism.

Geochim. Cosmochim. Acta 58, 1289–1312.

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.

Palmer A.R. 1964: An unusual Lower Cambrian trilobite fauna from

Nevada. Contrib. Paleont., Geol. Surv. Prof. Pap. 483-F, 1–13,

pls. 1–3.

Patoèka F. 2001: Geochemistry of the Early Palaeozoic siliciclastic

sediments of the Barrandian (Bohemian Massif, Czech Repub-

lic):  provenance  and  palaeotectonic  implications.  Abstr.  Conf.

Early Palaeoz. Palaeogeogr. Palaeobiogeogr. W Europe N Af-

rica, Lille, 23–29 Sept. 2001, 1–52.

Patoèka  F.  &  Smulikowski  W.  2000:  Early  Palaeozoic  intraconti-

nental rifting and incipient oceanic spreading in the Czech/Pol-

ish  East  Krkonoše/Karkonosze  Complex,  West  Sudetes  (NE

Bohemian Massif). Geol. Sudetica 33, 1–15.

Patoèka F., Kachlík V. & Fajst M. 2000: Mafic-felsic to mafic-ultra-

mafic  Early  Palaeozoic  magmatism  of  the  West  Sudetes  (NE

Bohemian  Massif):  the  South  Krkonoše  Complex.  Z.  Geol.

Wiss. 28, 177–210.

Patoèka  F.,  Vlašímský  P.  &  Blechová  K.  1993:  Geochemistry  of

Early Paleozoic volcanics of the Barrandian Basin (Bohemian

Massif, Czech Republic): implications for paleotectonic recon-

structions. Jb. Geol. B.-A. (Wien) 136, 871–894.

Perner J. 1919: Silurian in Krkonoše Mountains. Èas. Nár. Muz. v

Praze 93, 33–34 (in Czech).

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

boundaries 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  determination  of  its 

87

Sr/

86

Sr  initial  ratio.  Przegl¹d

geologiczny 35, 512–517.

Prantl  F.  1948:  Paleontological  investigations  of  limestones  in

Železný  Brod  and  Vrchlabí  areas.  Vìst.  Stát.  Geol.  Úst.  23,

178–180 (in Czech).

Sandberg P.A. 1983: An oscillating trend in Phanerozoic non-skele-

tal carbonate mineralogy. Nature 305, 19–22.

Skowronek A. & Steffahn J. 2000: The age of the Kauffung Lime-

stone (W Sudetes, Poland) — a revision due to new discovery

of microfossils. Neu. Jb. Geol. Paläont., Mh. 2, 65–82.

Svoboda  F.  1955:  Limestones  of  the  Krkonoše  and  Jizerské  hory

Mountains. Geotechnica (Praha) 21, 7–67, 9 photo-pls., 16 en-

cls (in Czech).

Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985: The continental crust: its com-

position and evolution. Blackwell Sci. Publ., Oxford, 1–312.

Tegen I. & Fung I. 1995: Contribution to the atmospheric mineral

aerosol load from land surface modification. J. Geophys. Res.

100, 18707–18726.

Timmermann H., Parrish R.H., 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, Denmark, Copenhagen, October 9–10,

1999, 1–24.

Walter  H.  2000:  Neufunde  von  sphaerischen  Mikrofossilien

(?Muellisphaerida,  ?Mazuelloiden)  im  Gebiet  des  südlichen

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

Watznauer  A.  1934:  Obersilurische  Graptolithen  aus  dem  Jesch-

kengebirge. Firgenwald (Liberec) 7, 1–70.

Wilson M. 1993: Igneous petrogenesis. Chapmann & Hall, London,

1–466.

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

CT97-0136) incl. Belka Z., Patoèka F. & Kachlík V. (in print):

A  new  interpretation  of  the  Palaeozoic  amalgamation  of  the

Central Europe, based on new geological and geophysical in-

vestigations. J. Geol. Soc. London, Spec. Pap.

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

tral Europe. Geol. Mag. 133, 691–702.

Zikmundová  J.  1964:  Founds  of  conodonts  in  Ještìd  Mountain

Range. Vìst. Ústø. Úst. Geol. 39, 6, 455–457 (in Czech).