Geologia regionalna Polski.

Tektonika płyt.

Od publikacji Wilsona w roku 1969 teoria tektoniki płyt litosfery stała się paradygmatem badawczym. Jej głównym konkurentem jest wprawdzie teoria ekspansji Ziemi; ta posiada jednakże więcej słabszych punktów niż dominująca teoria, jak na przykład brak odpowiedzi na pytanie co ze zmniejszająca się (w razie zwiększania promienia Ziemi w ciągu fanerozoiku) gęstością planety. W takim przypadku musiałaby bowiem następować zmiana w długości obiegu Ziemi wokół Słońca oraz w samym jej ruchu obrotowym.

Granica ląd-morze w znaczeniu geologicznym nic tak naprawdę nie rozgranicza. Struktury lądowe w ogromnej większości przypadków kontynuują się na szelfie kontynentalnym, tj. do głębokości 180 m, średnio 70 km w głąb morza. Od 180 m zaczyna się stok kontynentalny, na około 4000 m ustępujący miejsca podnóżu kontynentalnemu, bądź też - w wypadku aktywnej krawędzi kontynentu - rowowi oceanicznemu. Z racji tego, że głębokość ku grzbietowi śródoceanicznemu maleje, największe głębokości oceanu znajdują się nierzadko przy brzegach. Nie bez wpływu na taki stan rzeczy jest także szybka subsydencja obszarów przybrzeżnych na pasywnych obrzeżach kontynentów, gdzie miąższości osadów odprowadzanych z lądu są największe (nawet do 16 km). Drugą przyczyną jest to, że najmłodsza, gorąca litosfera charakteryzuje się mniejszą gęstością od starszych, zgęstniałych skał. W miarę oddalania się przyrastającego dna od źródła gorąca w dolinie ryftowej, następuje kolapsja grawitacyjna, co powoduje wzrastanie głębokości. Grzbiet śródoceaniczny jest jednym z rodzajów granicy płyty litosfery. Drugim rodzajem jest strefa subdukcji, gdzie zachodzi kolizja płyt i oddziałują procesy kompresji. Aktywny brzeg kontynentu nie posiada podnóża kontynentalnego; w jego miejscu istnieje rów oceaniczny. W przypadku tzw. Stref Benioffa, gdzie subdukowana płyta zapada bardzo stromo w głąb płaszcza Ziemi, zaś ogniska wstrząsów sejsmicznych znajdują na dużych głębokościach, rów oceaniczny sięga ogromnych głębokości (do 11 km). W przypadku łagodnego zapadania mylonityzacja i przetopienie skał budujących płytę subdukowaną następuje w większej odległości za rowem, czego objawem są zjawiska wulkanizmu oddalone od strefy kolizji. Znamionami procesów kolizji są: budowa płaszczowinowa oraz obecność ofiolitów w szwach tektonicznych.

Na stoku kontynentalnym, nachylonym pod kątem 4-5˚, 20 razy silniej niż szelf kontynentalny, mogą schodzić prądy turbidytowe, również bez udziału tektoniki, za to po przekroczeniu kąta naturalnego spoczynku. Wiek najstarszych utworów budujących dna obecnych oceanów sięga najmłodszej jury, tj. około 150 Ma. Średnia głębokość basenów oceanicznych na świecie wynosi 4800 m, co nie pozostaje bez znaczenia na zachowanie skał budujących skorupę oceaniczną (słup wody wywiera ogromne ciśnienie).

Rozwój badań geofizycznych umożliwił lepsze poznanie budowy Ziemi. Obliczona dzięki nim średnia gęstość Ziemi wynosi 5,52 g/cm³. Przeciętna grubość skorupy kontynentalnej wynosi ok. 35 km, pod młodymi orogenami podwaja się. Na południowy wschód od Lublina, w tzw. strefie Gutercha, obserwuje się największą grubość litosfery kontynentalnej w Polsce - tj. 55 km. Na wyspach z czynnym wulkanizmem w łukach wyspowych granitoidowy skład skorupy kontynentalnej może zostać zaburzony przez wulkanizm andezytowy. Skorupa oceaniczna liczy sobie przeciętnie 7 km grubości. Prędkość rozchodzenia się fal sejsmicznych w wodzie wynosi około 1,5 km/s. Im gęstszy ośrodek tym szybciej rozchodzą się mierzone fale. Osad nieskonsolidowany ma 1,9-2,3 g/cm³. Skorupa oceaniczna obejmuje około 60% powierzchni Ziemi; w strefach subdukcji może zostać odkorzeniona wraz z osadem i wtłoczona w nacierającą płytę litosfery. Taki fragment skorupy oceanicznej nazywa się ofiolitem i może on wówczas stanowić jądro płaszczowiny, mówi się np. o szwie ofiolitowym - np. w Strefie Ślęży w Polsce. Skorupa ziemska typu przejściowego występuje na pasywnych obrzeżach kontynentów, pod grubą pokrywą osadów (nawet do 16 km), w związku z czym jest trudno dostępna do badań. Powstaje przez cienienie skorupy kontynentalnej.

Schemat litosfery kontynentalnej, oceanicznej i mieszanej.

	Warstwa	Gęstość	V [km/s]
Skorupa kontynentalna do 60% SiO2	Osady
		Granodioryty Dioryty	2,8 g/cm^3	do 6
		Strefa nieciągłości Conrada
		Granato-granulity Eklogity Amfibolity	2,9 3,1	6,5-7,7
		Strefa nieciągłości Moho	3,3	7,9
		Górny płaszcz	3,3	8,13

	Warstwa	Gęstość	V [km/s]
Skorupa oceaniczna do 50% SiO2	Osady nieskonsolidowane
		Osad skonsolidowany Lawy poduszkowe Dajki	2,55 g/cm^3	5,1
		Gabra Metagabra Perydotyty	2,9	6,7-7
		Strefa nieciągłości Moho	3,3	7,9
		Górny płaszcz	3,3	8,13

Litosfera to ciało geologicznie sztywne i półplastyczne (sztywna deska pływająca po astenosferze). Skały, które zachowują się bez upłynnienia w przedziale ciśnień do 1 kb. Liczy 80 do 110 km miąższości i składa się z kier litosferycznych przesuwających się na powierzchni astenosfery. Astenosfera jest materiałem plastycznym podlegającym ciśnieniom do 100 kb, do głębokości 413 km. Ku stropowi wyróżnia się składem bazaltu z oliwinami, ku spągowi jej skład przechodzi w perydotytowy. Na drodze subsydencji termicznej zimny fragment litosfery zapada się. Z tego też względu największe głębokości oceanów znajdują się stosunkowo blisko pasywnych brzegów kontynentów. Brzeg taki może być wysycony, gdy miąższość osadów zalegających na szelfie wynosi 3 do 6, bądź więcej km, lub tez niewysycony, gdy miąższość tych osadów wynosi 2-4 km. Na stoku kontynentalnym jednakże osady cienieją - może następować kondensacja stratygraficzna. Na pasywnym brzegu kontynentalnym zachodzi cienienie skorupy kontynentalnej poprzez jej cieplne podpełzywanie w kierunku skorupy oceanicznej (w wyniku różnicy ciśnień - poziom Moho dąży do wyrównania). Za samo cienie jest odpowiedzialny system normalnych uskoków. W przypadku, gdy zachodzi rozciąganie - powstaje flisz ilasty. Litosfera może ulegać spękaniu, pojawianiu się nowych basenów, subdukcji, rozciąganiu itd. Aktywne krawędzie kontynentów to takie, na których istnieją strefy Benioffa. Mogą być poprzedzone łukiem wyspowym bądź nie. Płyta oceaniczna subdukowana pod skorupę kontynentalną bądź mieszną jest wyginana. Na stronie dooceanicznej pojawiają się lokalne zjawiska tensji, może zachodzić zaklinowanie osadów morskich. Osady są zdzierania i doklejane do łuku wyspowego w postaci pryzmy akrecyjnej. Za łukiem z kolei pojawia się lokalne zjawisko tensji. Tzw. tephra sediments mogą budować łuk wyspowy. Rów oceaniczny ma zwykle do 400 km szerokości i do 11 km głębokości. Przy całkowitej kolizji, z zamknięciem basenu oceanicznego zachodzi podwojenie grubości skorupy i powstaje tzw. szew tektoniczny. Po fałdowaniu na przedpolu górotworu pozostaje niewielki basen zasypywany molasą. Płaszczowiny często powstają pod przykryciem wody.

Pojęcie kratonu bywa rozumiane dwojako: jako sztywny fragment litosfery o skorupie kontynentalnej, który przeszedł konsolidację tektoniczną w prekambrze, bądź też jako taka część litosfery, która zbudowana jest wyłącznie z litosfery kontynentalnej. Na kratonie wyróżnia się platformy i młode orogeny. Platforma składa się z dwóch pięter strukturalnych, piętra orogenicznego oraz względnie płasko zalegających na nim osadów. Młode orogeny nie posiadają niezgodnie leżących osadów. Są wobec tego piętrem tektonicznym, ale nie platformą. Piętro tektoniczne to zespół skał jednolicie i w tym samym czasie sfałdowanych bądź wychylonych z pierwotnego położenia. Piętro strukturalne składa się przynajmniej z dwóch pięter tektonicznych. Na przykład Karpaty nie są obszarem platformowym, bowiem nie posiadają drugiego piętra strukturalnego. Tarcza jest częścią platformy, która po przejściu konsolidacji miała tendencję do dźwigania się ku górze. Z kolei płyta jest częścią platformy, gdzie zachowane są dwa piętra strukturalne. Określenie masywu jest zazwyczaj tożsame z tarczą, określa zatem także obszar, gdzie jedno piętro strukturalne znajduje się na powierzchni bądź pod cienką pokrywą skał osadowych). Zachodzi tu tylko różnica geometrii - o masywie mówi się zazwyczaj w przypadku struktury wydłużonej. Uszeregowanie jednostek tektonicznych jest więc nastepujace: płyta litosfery, kraton, platformy i młode orogeny, synkliny, antykliny itd. Piętra strukturalne wyróżniające się na obszarze Polski to:

• Piętro strukturalne platformy wschodnioeuropejskiej

• Piętro strukturalne platformy waryscyjskiej (epiwaryscyjskiej)

• Piętro strukturalne alpejskie

Poszczególne stadia ryftogenezy dobrze uwidacznia przykład Morza Czerwonego:

• 64-25 Ma: zmiana strumienia cieplnego, początek inwazji płaszcza ku górze, skorupa kontynentalna cienieje

• 25-4 Ma: parcie astenosfery ku górze, wylewy law zasadowych, bloki pochylone wzdłuż uskoków normalnych; przemieszanie materiału lądowego z wulkanitami

• 4-rec. (1 Ma): powstanie basenu Morza Czerwonego: skorupa oceaniczna, ewaporaty przy wybrzeżach, szybkie poszerzanie.

Z kolei cykl Wilsona na przykładzie aulakogenu Oklahomy w USA:

• powstawanie uskoków i szybka subsydencja (np. rów Doniecki - 16 km osadów karbonu)

• stadium ugięcia - silnie zróżnicowane gradienty miąższości, subsydencja zostaje zahamowana

• wyrównanie reliefu przez osad

• kompresja i fałdowanie bądź inwersja

Wszystko to zachodzi na orogenicznym piętrze strukturalnym, powstaje piętro strukturalne nieorogeniczne. W aulakogenie polskim osady permo-mezozoiczne nie są silnie sfałdowane, w przeciwieństwie do paleozoicznych.

Ogólnie zarysy procesu ryftogenezy i dalszych etapów rozwoju basenów oceanicznych:

• stadium embrionalne: ryft kontynentalny

• stadium młodociane: pochylone bloki, cienie skorupy kontynentalnej

• stadium dojrzałe: Atlantyk - przyspieszenie procesu wraz z pojawieniem się grzbietu sródoceanicznego

• stadium schyłkowe: wielki ocean ulega zamykaniu

• stadium kolizyjne: powstanie płaszczowin ofiolitowych, szwów, możliwe powstawanie zaczątków nowego ryftu

Klasyfikacja struktur tektonicznych:

• antyklinorium - płaszczyzny osiowe fałdów skierowane ku górze układają się w wiązkę rozbieżną; obwiednia zespołu fałdów jest wypukła ku górze.

• synklinorium - płaszczyzny osiowe fałdów skierowane ku górze układają się w wiązkę zbieżną; obwiednia zespołu fałdów wypukła ku dołowi.

• wał - linijna struktura antyklinalna

• rów - linijna struktura synklinalna

• Peryklina - zamknięcie antykliny w poprzek jej rozciągłości; odcinek antykliny lub jej wychodni na mapie, w obrębie którego zachodzi łączenie się jej skrzydeł w wyniku wygięcia osi antykliny ku dołowi;

• Centryklina - zamknięcie synkliny w poprzek jej rozciągłości; odcinek synkliny lub jej wychodni na mapie, w obrębie którego zachodzi łączenie się jej skrzydeł w wyniku wygięcia osi synkliny ku górze;

• Garby - antyklina w planie izometryczna bądź nieco wydłużona.

• Niecki - synklina w planie izometryczna, bardzo słabo wydłużona.

• Antekliza - wielkopromienne wyniesienie podłoża krystalicznego, cechuje się brakiem ciągłości

• Synekliza - wielkopromienne wklęśniecie podłoża krystalicznego pod przykryciem skał osadowych

• Brachyantykliny - forma izometryczna, fałd krótki.

• Brachysynkliny - forma izometryczna, fałd krótki.

Okno tektoniczne - spod jednostek wyższych widoczne są jednostki niższe, np. w Mszanie Dolnej - spod płaszczowiny magurskiej wychodzi płaszczowina śląska. Obszar, gdzie wskutek lokalnego rozcięcia erozyjnego płaszczowiny ukazuje się spod niej wychodnia jej podłoża, zewsząd otoczona nie usuniętymi jeszcze masami płaszczowiny.

Czapka tektoniczna - izolowany erozyjnie płat tektoniczny płaszczowiny; fragment płaszczowiny zewsząd otoczony przez wychodnie jej podłoża.

Cechami orogenu kolizyjnego są:

• Budowa płaszczowinowa

• Występowanie skał osadowych w facjach głębszych, z przewagą facji głębokowodnych

• Przeobrażenie skał i obecność ofiolitów bądź szwów tektonicznych

W budowie geologicznej Europy narzuca się wyraźny trójpodział na: alpidy, wielekroć ponasuwane na waryscydy, oraz kaledonidy. Wiek skał rośnie ku kratonowi, rozumianemu jako prekambryjskie jądro kontynentu, jego najstabilniejsza część. Same skały paleozoiczne układają się w zachodniej Europie w pasy, postępując od południa są to:

• Moldanubium z masywem czeskim i blokiem śląskim

• Strefa sakso-turyngijska z Sudetami Zachodnimi i Środkowymi, bez Sudetów Wschodnich

• Wyniesienie środkowoniemieckie z dawnymi strefami subdukcji

• Strefa reno-hercyńska

• Pas awaloński z nieco oddalonym frontem deformacji waryscyjskich

• (kaledonidy polsko-niemieckie - na Pomorzu)

Sudety Wschodnie nie są wliczone do strefy sakso-turyngijskiej ze względu na wyraźną odrębność budowy: inną wergencję fałdów, zbliżoną do południkowej, a więc także przebieg niemal prostopadły do Sudetów Środkowych. Strefa nieciągłości Moho znajduje się pod obszarem Polski średnio na głębokości 45 km (42-46) pod Platformą Wchodnioeuropejską, zaś 25-30 km dalej ku zachodowi. Największa głębokość została zanotowana w południowej części aulokogenu - 55 km. W okolicach Krakowa wynosi ona około 50 km. Przez obszar Polski przebiega tzw. TESZ - Transeuropean Suture Zone - strefa transeuropejskiego szwu tektonicznego, tj. granica pomiędzy platformami - prekambryjską i paleozoiczną. Na wschód od TESZ znajdują się dwa gigantyczne uskoki prekambryjskie, zrzucające krystalinik na 10 i 15 km. Do granicy tej w dolnym paleozoiku cumowały i przemieszczały się wzdłuż niej allodapiczne (tj. o różnych miejscach pochodzenia) terrany:

	Terran pomorski		Platforma wschodnioeuropejska
Górotwór waryscyjski		Terran łysogórski
					Terran małopolski
				Terran górnośląski

• takoński terran pomorski

• pretakoński terran łysogórski

• kadomski terran górnośląski

• grampiański terran małopolski

Mozaikowy układ tychże terranów nastręcza

wielu kłopotów w rekonstrukcjach paleomagnetycznych historii ich cumowania

do Platformy Wschodnioeuropejskiej. Istnieją

zatem różne koncepcje, np. Tomczyka,

Nawrockiego, Lewandowskiego i innych. Np. paleoszerokość geograficzna terranu łysogórskiego według dwu różnych koncepcji waha się w granicach 500 km. Podejrzenia badaczy wzbudza także znaczne podobieństwo budowy terranu łysogórskiego do platformy prekambryjskiej. Brunovistulicum, tzn. Terran górnośląski wykazuje deformacje przed ordowikiem, lecz w środkowym kambrze zaznacza się luka stratygraficzna. Różnice pomiędzy terranem górnośląskim a pobliskimi okolicami Krakowa są kolosalne. Terran łysogórski nawiązuje budową do platformy wschodnioeuropejskiej, lecz objęły go deformacje, które zaszły w fazie kadomskiej w najwyższym proterozoiku. Górny kambr przechodzi w sposób ciągły w ordowik. Wszystkie terrany cumowały zatem w różnym czasie w ciągu syluru-dewonu. Po westfalu zachodzi dwukrotne sfałdowanie waryscydów.

W osadach terranu łysogórskiego pojawiają się awalońskie bezzawiasowe brachiopody, co świadczy o dobiciu do Baltiki. Z kolei masyw małopolski ma tylko częśc elementów Baltiki, więcej zaś awalońskich. Do środkowego kambru pojawiają się tam trylobity bałtyckie (przy czym istotne jest, że trylobity są znacznie mobilniejsze od osiadłych ramienionogów). Wszystkie elementy dzisiejszej mozaiki musiały znajdować się w pobliżu - Awalonia zbliżała się do terranu łysogórskiego w późnym kambrze.

W najogólniejszym skrócie historia geologiczna Polski przedstawia się następująco:

Rozpad Rodinii postępował także na obszarze Polski, poprzez presylurski ryfting i późniejsza dywergencja płyt. Na krystaliniku leżą np. zdeformowane osady wendu. Na przestrzeni syluru i dewonu - sedymentacja szelfowa w oceanie waryscyjskim, w karbonie rozpoczyna się orogeneza waryscyjska. Powstaje bruzda duńsko-polska w stadium ryftogenezy, od permu wypełniana osadami. W górnej kredzie ma miejsce laramijski epizod tektoniczny, który kończy się inwersją aulakogenu.

Baltika w czasie kambru i ordowiku pokonała kolosalną odległość ku północy, co znajduje swoje odwzorowanie np. w wapieniach dawnego gotlandu. Od syluru powstają facje płytkowodne w klimacie suchym już na półkuli północnej. Iapetus, ostatecznie zlikwidowany w sylurze to początkowo wąska strefa sedymentacji pomiędzy Baltiką a Laurencją. Znajduje to odbicie chociażby w fakcie, że na zachód od strefy Teisseyre'a - Tornquista miąższość skał osadowych sięga niemal 20 km (8 km osadów permomezozoicznych, 10 km paleozoiku).

W ramach programów geofizycznych Polonaise i Celebration 2000 wykonano szereg badań wzdłuż linii przekrojów prostopadłych do krawędzi Platformy Wschodnioeuropejskiej oraz równoległych do strefy Teisseyr'a - Tornquista. Z otrzymanych w ten sposób przekrojów wynika obraz zróżnicowanej miąższości osadów w kierunku platformy paleozoicznej, np. w basenie niemiecko-polskim, bruździe duńsko-polskiej. Zróżnicowanie dotyczy także topografii podłoża krystalicznego, z syneklizą perybałtycką, anteklizą mazursko-białoruską, obniżeniem podlaskim itd. Rejon występowania największych miąższości skał osadowych w obrębie TESZ wydzielono jako tzw. strefę Gutercha. Z badań tych wynika także, że granica Platformy Wschodnioeuropejskiej nie jest strefą ciągłą, ale podzieloną rozłamami. Po stronie zachodniej natomiast na deformacje kaledońskie interferencyjnie nakładają się waryscydy. Strefa Gutercha jest po stronie wschodniej ograniczona dwoma uskokami zrzucającymi podłoże krystaliczne na 10 i 15 km. Temperatura stropu krystaliniku pod nadkładem osadu sięga 200˚C pomiędzy Warszawą a Łowiczem.

Do najstarszych jednostek budujących Platformę Wschodnioeuropejską należą:

• Karelidy - Biełomorydy 3,1-2,7 Ga

• Kraton Wołgo-Uralski 3,0-2,7 Ga

• Kraton Sarmacki 3,7-2,8 Ga - na południe od Obniżenia Podlaskiego

• Strefa fałdowa Transcandinavian Igneous Belt - 1,84-1,75 Ga

Na większości Tarczy Bałtyckiej nie ma jednostek archaicznych. Są to 3-4 stare centra, pomiędzy którymi trwała sedymentacja później przeobrażonych osadów (1,9-1,8 Ga). Konsolidacja Platformy Wschodnioeuropejskiej musiała nastąpić około 1,6 Ga. Około 1,4 Ga zmetamorfizowaną Platformę przebijają intruzywne granity rapakiwi oraz porfiry alandzkie, późnokinematyczne intruzje anorogeniczne. Nalepszymi przykładami zasadowego magmatyzmu późnoorogenicznego są anortozyty wyniesienia suwalskiego - 1,2-1,4 Ga, zawierające około 200 m miąższości likwacyjnych rud żelaza - tytanomagnetytów.

Część Platformy Wschodnieuropejskiej młodsza od Sarmacji to Fennoskandia. Na obszarze Polski są to skały młodsze niż 1,83 Ga, z pasami granulitowymi. Wiek wzrasta pasowo ku wschodowi, aż do skał archaicznych Sarmacji. Zaznacza się silne zróżnicowanie petrograficzne podłoża krystalicznego, np. w Obniżeniu Podlaskim gromadziły się osady wendu.

Kształtowanie się podłoża krystalicznego Platformy Wschodnioeuropejskiej dobrze ilustruje obecność masywów: pomorskiego, dobrzyńskiego i mazowieckiego wzdłuż strefy T-T; z niszczenia granitoidowych i ortognejsowych kopuł o wieku około 2,4 Ga w basenach oddzielających je gromadziły się osady, będące protolitami dla skał krystaliniku o różnym stopniu metamorfizmu. Piętra strukturalne w krystaliniku to poszczególne wydarzenia metamorficzne. Drugie piętro strukturalne osadowe zaczęło kształtować się na skałach krystalicznych w najwyższym ryfeju i wendzie. Najstarsze części krystaliniku skupiają się w:

• Kompleksie staroswekofenokarelskim (1,9-1,7 Ga), wykształcone jako: łupki kwarcowo-magnetytowe, amfibolitowe, epidotytowe, amfibolity, piroksenity, gnejsy kwarcowo-skaleniowe (powstałe z osadów piaszczysto-mułowcowych), przeobrażone trzykrotnie.

• Kompleksie młodoswekofenokarelskim (1,6 Ga) - wykształcone w facji zieleńcowej, leżące wyraźnie niezgodnie na starszym podłożu.

• Kompleksie gotyjskim (1,3-1,2 Ga) - tzw. gotyty zawierające intruzje zasadowe postorogeniczne, anortozyty stowarzyszone ze sjenitami, granitami rapakiwi i in.

Cykle	Skały	Kompleksy
Gotyjski 1,3 Ga	intruzywne	Mazurski
Młodoswekofenokarelski 1,6 Ga	epimetamorficzne	Kampinoski
Staroswekofenokarelski 1,8 Ga	Kata- i mezometamorficzne	Kaszubski Ciechanowski Podlaski
Preswekofennokarelski (białomorski) 2,6 Ga	Granitoidy masywów: Pomorskiego Dobrzyńskiego Mazowieckiego

Szczegóły te prowadzą do wniosku: ostatnie wydarzenie tektoniczne nastąpiło około 1,6 Ga - wówczas konsolidację tektoniczną przeszły wszystkie platformy prekambryjskie, za czym przemawia także duża luka stratygraficzna i niezgodność ułożenia drugiego piętra strukturalnego (osady pochodzące z niszczenia podłoża). Około 1,2 Ga rozpoczyna się formowanie pokrywy osadowej w facji piaskowców jotnickich, zawierających otoczaki granitów rapakiwi i porfirów alandzkich. Piaskowce te to głównie arkozy, zawierają dużą ilość skaleni, szczególnie w spągu; ku stropowi skaleni ubywa. Oznacza to, że obszar alimentacji oddala się wskutek niszczenia, którego produkty gromadzą się w obniżeniach, na obszarze Polski jest to Synekliza Perybałtycka oraz Obniżenie Podlaskie. Ze względu na cienką pokrywę osadów Platforma Wschodnioeuropejska nie ulegała szczególnie szybkiej subsydencji.

Wyniesienie Mazursko-Suwalskie od wendu cechowały powolne ruchy wznoszące (być może o charakterze izostatycznym). Okresowo przerywane procesy sedymentacji na północ i południe od Wyniesienia trwały już od najwyższego ryfeju. Obszar sedymentacji stopniowo się powiększał aż do syluru, początkowo w warunkach lądowych, następnie coraz głębszego morza. Dopiero rozkład osadów górnokredowych świadczy o słabych ruchach obniżajacych.

Obniżenie Podlaskie znajduje się na południe od Wyniesienia Mazurskiego; jego oś przebiega prostopadle do linii T-T i pochyla się ku zachodowi (powierzchnia krystaliniku na wschodzie leży na głębokości 500 m p.p.m., na zachodzie - 4000 m p.p.m.). Oś biegnie na południe od Bielska Podlaskiego i Wyszkowa. Granicą północną są wychodnie sągu skał osadowych na powierzchni podpermskiej, granicę południową stanowi zespół równoleżnikowych dyslokacji ograniczających zrąb Łukowa. Depresję wypełniają osady i wulkanity wendu, przykryte sedymentami kambru, ordowiku i syluru. Osady dewonu i karbonu należą już do niecki nadbużańskiej, mezozoik zalicza się do niecki warszawskiej. O ile starszy paleozoik jest tu podobny do syneklizy perybałtyckiej, profil wendu (a nawet najwyższego ryfeju) jest na Podlasiu znacznie pełniejszy, co wynika z silniejszej subsydencji i akumulacji u schyłku prekambru. Najstarsze wypełniające obniżenie skały to arkozy i zlepieńce barwy czerwonej wskazującej na ciepły klimat i wietrzenie subaeralne krystaliniku podłoża; są przewarstwione tillitami laplandzkimi, okruchami skał wulkanicznych z drobnymi wtrąceniami tufów i tufitów. Są to warstwy wisznickie dolne, przykryte skałami wulkanogenicznymi warstw wisznickich górnych. Skonsolidowana platforma pęka i tworzą się trapy, przy czym nie jest to przejaw ruchów orogenicznych na platformie. Trapy te wahają się w przedziale miąższości od zera do kilkudziesięciu metrów, osiągając powierzchnię równą 140 tys. km² i sięgając aż do tarczy ukraińskiej, gdzie odsłaniają się na powierzchni. Są to bazalty (dwu generacji), aglomeraty tufowo-lawowe, bazalty migdałowcowe (maksymalnie do 370 m w jednym wierceniu). Na nich ponownie, z niezgodnością erozyjną, leżą arkozy, uboższe w skalenie, obocznie przechodzące na Lubelszczyźnie w morskie mułowce i piaski (zawierające glaukonit i fosforyty - z pewnością zatem utwory morskie) wendu - zaznacza się zmienność ze wschodu ku zachodowi. Wyżej - morskie osady górnego wendu, z ciągłym przejściem w morski dolny kambr, do kilkudziesięciu metrów miąższości, występujący płatowo. Na środkowym kambrze leży tremadok w facji iłowców dictyonemowych; po dolnoordowickiej transgresji ze wschodu - hiatus obejmujący okres od aszgilu po landower. Osady syluru są zróżnicowane regionalnie i facjalnie. Ku końcowi syluru zbiornik spłyca się i ulega zasypaniu; górny sylur osiąga 1000 m miąższości i występuje jedynie w środkowej części obniżenia. Tektonikę obniżenia determinuje podłoże krystaliczne. Cały obszar obniżenia został ponownie przykryty dopiero morzem cechsztyńskim.

Znaczenie geotektoniczne późnoprekambryjskiego etapu rozwoju obniżenia: linia T-T zaznaczyła się w wendzie, zapoczątkowując powstanie wielkich rozłamów oraz kontynentalnego stadium ryftogenezy.

Synekliza perybałtycka liczy 120 tys. km² powierzchni; jej oś przebiega na linii: Petersburg - Ryga - Królewiec - Łeba, obejmuje niemal cały Bałtyk po Olandię i Gotlandię, na południowym zachodzie sięgając aż do linii T-T. Jest to obniżenie powierzchni cokołu krystalicznego platformy wschodnioeuropejskiej, na terenie Polski wypełnione utworami osadowymi starszego paleozoiku. Miąższość osadów na wschodzie, gdzie dochodzą do powierzchni, jest niewielka, kilkadziesiąt metrów, jednakże wzrasta aż do 5 km w kierunku południowo-zachodnim, uzupełniona o paleozoik i permomezozoik. Wg Znoski (1966) obniżenie to powstało w okresie prewendyjskim, według innych badaczy - w okresie wendyjsko-kambryjskim, z kolei według Litwinów: w sylurze. Następowało w niej kolebanie osi subsydencji wskutek zmian położenia centrów depozycji. Najstarsze osady sięgają wendu i występują lokalnie. Pokrywa permo-mezozoiczna leży przekraczająco na utworach starszych na południu obniżenia; granice obniżenia wyznacza maksymalny zasięg skał kambru bądź wendu. Najgłębszą część depresji (południowo-zachodnią) wypełnia koło 5000 m osadów. Północna część jest obecnie wyniesiona (paleozoik starszy odsłania się na powierzchni). Polska część syneklizy dzieli się na dwie strefy: strefę Łeby oraz monoklinę kętrzyńską. Najstarsze skały polskiej części syneklizy to arkozy i czerwone zlepieńce stożków napływowych połączone w serię żarnowiecką dolną, o miąższości do 150 m. Na wyrównanym w ten sposób podłożu leżą piaskowce i mułowce kambru (na monoklinie leżące wprost na krystaliniku) dolnego i środkowego. Miejscami brak kambru górnego, ordowik (do 100 m miąższości) leży wówczas wprost na kamrze środkowym. Ordowik monokliny kętrzyńskiej jest węglanowy i niemal kompletny; ku zachodowi wzrost facji ilastej, z wkładkami bentonitów do 40 cm grubości. W górnym sylurze zachodzi silna subsydencja i ogólna miąższość skał sylurskich sięga 2000 m; w polskiej części obniżenia jest to monotonna seria łupków ilastych, mułowcowych oraz krzemionkowych z graptolitami. Subsydencję łączy się z ruchami kaledońskimi na południowy-zachód od platformy wschodnioeuropejskiej. Dyskusyjny jest status utworów dewońskich, rozprzestrzenionych na wschodzie, nieobecnych w części polskiej (lecz stwierdzonych w strefie Koszalin-Chojnice w facjach płytkowodnych, przybrzeżnych). Głównym czynnikiem determinującym kształt i budowę syneklizy jest strop krystaliniku. Dyslokacje w pokrywie osadowej są przedłużeniami dyslokacji skał krystalicznych. Pokrywa permomezozoiczna należy już do niecki brzeżnej.

Geotektoniczne znacznie piaskowców jotnickich, których odpowiednikiem facjalnym jest seria żarnowiecka, jest takie, że w syneklizie bałtyckiej wyznaczają one początek kontynentalnej fazy procesu ryftogenezy i rozpadu kontynentu, co wyinterpretowano na podstawie budowanych przez nie stożków napływowych. W czasie późniejszym, ordowiku-sylurze powstanie Ocean Tornquista. Zapisem jego istnienia jest górna część serii żarnowieckiej, dolna jest bowiem kontynentalna. Po rozpadzie Rodinii pod koniec neoproterozoiku powstaje pasywne obrzeże Baltiki.

Struktura zrębowa podlasko-lubelska. Od północy jest ograniczona szeregiem uskoków oddzielających ją od obniżenia podlaskiego, od południowego-zachodu ogranicza ją uskok Kocka, należący do strefy T-T. Zrąb Łukowa był okresowo podniesiony w wendzie i starszym paleozoiku, oddzielając strukturę zrębową od obniżenia podlaskiego; sedymentacja przebiegała podobnie jak na obszarze obniżenia. Brak osadów górnego kambru, tremadoku i landoweru. Pozostałe piętra wykształcone podobnie jak w obniżeniu, z wulkanitami wendu włącznie. Rozwój struktury podlasko-lubelskiej przebiegał oddzielnie od dewonu. Po przejściu od głębokomorskich osadów sylurskich, utrzymuje się aż do franu sedymentacja węglanowa, przerwana ruchami fazy bretońskiej, po której nastąpiła erozja. Wizen leży na skałach różnego wieku, od krystaliniku po dewon górny i należy już do niecki nadbużańskiej. Intensywne ruchy górnodewsońskie przyczyniły się do powstania licznych uskoków o amplitudach do 2000 m. Narzucają się dwa główne kierunki uskoków: NE-SW oraz NW-SE. Zgodnie z pierwszym kierunkiem przebiegają od północy ku południu: zrąb Łukowa, uskok Hanny, rów Włodawy, uskok Udalu, uskok Gdoli, zrąb kumowski (okolice Chełma), uskok włodzimierski oraz rów terebiński. Drugi kierunek reprezentuje uskok Kocka. Zrąb Łukowa zbudowany jest ze skał krystalicznych (kilkaset metrów pod powierzchnią osadów wyłącznie jurajskich). Rów Włodawy wypełniają skały wendu, kambru, ordowiku, syluru i dewonu. Na zrębie kumowskim spoczywają skały od wendu do ordowiku, tylko lokalnie syluru i dewonu.

Strefę Koszalin-Chojnice rozpoznano w drugiej połowie XX wieku; jest to zakonserwowane piętro tektoniczne w pierwszym piętrze strukturalnym platformy paleozoicznej - front deformacji tektonicznej związanej z kolizją i cumowaniem Awalonii do Baltiki z końcem Syluru. Sięga po Toruń. Od wschodu ograniczona dyslokacją związaną z krawędzią krystaliniku platformy wschodnioeuropejskiej, granice południowa i zachodnia nieznane. Są to osady paleozoiczne, sfałdowane i zdyslokowane - głównie osady dewonu i karbonu dolnego (wykazujące znaczną zmienność facjalną), równoległe do linii T-T. Ordowik i sylur są nasunięte na skały Platformy Wschodnioeuropejskiej, dewon i karbon dolny są silnie pocięte uskokami powstałymi w wyniku inwersji laramijskiej. Utwory ordowiku do karbonu są rozdzielone rozłamem Czarnków - Tuchola - Brodnica na część północną i południową; północna wyróżnia się na ogół płytszymi warunkami sedymentacji i mniejszą miąższością młodszego paleozoiku, na południu facje są głębsze, zaś miąższości większe. Strop krystaliniku znajduje się na głębokości rzędu 7-8 tys. metrów. Ordowik (głównie łupki ilaste z graptolitami) wykształcony inaczej niż w syneklizie perybałtyckiej (dolomity i wapienie). Kilkaset metrów osadów sylurskich, również reprezentowanych przez łupki graptolitowe z przewarstwieniami mułowców. W wierceniach zaobserwowano następujące upady:

• Górny ordowik - landower, 200-400 m miąższości: 70-85˚, sylur nasunięty na ordowik

• Ludlow: 20-25˚, nasunięty na landower, ucięty przez nasunięcie

• Przidol, niemal 2 km miąższości: 8-12˚, także nasunięty na starsze utwory

Stopień deformacji maleje ku górze; dewon leży niezgodnie na skałach ordowiku bądź syluru. W południowo-wschodniej części dewon środkowy i górny osiąga 3000 m miąższości. W górnym dewonie całości struktury Koszalin-Chojnice przeważają skały węglanowe i ilaste. Karbon dolny to sedymentacja piaskowców, mułowców i wapieni z domieszką materiału wulkanicznego, górny - przeważnie mułowce. Występują wtrącenia anhydrytów i tufitów. Miąższość skał dolnokarbońskich szacuje się na ponad 1000 m (być może nawet 2000). Po karbonie dolnym zaznaczyła się erozja, której skutkiem jest zróżnicowanie rozmieszczenia skał karbońskich oraz ich miąższości. Górny karbon sięga 1000 m miąższości i zawiera wkładki węgla (westfal i stefan); liczne są wystąpienia skał ekstruzywnych (ryolity, dacyty) w czerwonym spągowcu. Liczne przesłanki związane ze zróżnicowaniem skał karbońskich pozwalają wnioskować o waryscyjskiej tektonice blokowej zaznaczającej się przede wszystkim w dolnym karbonie. Za pomocą badań geofizycznych stwierdzono m.in. istnienie uskoków Jamno-Chojnice bądź Koszalin-Głuchów, oddzielających poszczególne bloki. Cała jednostka została wynurzona nad poziom morza, co zaowocowało erozją przedpermską. Dadlez wiąże genezę Struktury Koszalin-Chojnice z fałdowaniami orogenezy kaledońskiej, Pożaryski określa starszy paleozoik struktury jako terran pomorski, oderwany od głównego pasma kaledonidów. Na sedymentację w obrębie dzisiejszej strefy Koszalin-Chojnice duży wpływ miały uskoki strefy T-T.

Wiercenie Toruń przebiło krawędź Platformy i ugrzęzło na głębokości 5896. Stopień deformacji maleje ku górze; zapis taki, zwłaszcza w spągowej części profilu, świadczy o zbliżaniu się Awalonii do Baltiki. Na podstawie analizy łupków graptolitowych Jaworowski wykazał transport prądami zawiesinowymi z północnego zachodu, prostopadle do linii T-T; świadczy to o zamykaniu basenu w trakcie kolizji. Awalonia zbliżała się do Baltiki powodując niezgodności w ułożeniu osadów, poczynając od górnego ordowiku. Front deformacji znajduje się nieco na zachód od linii T-T, nie pokrywając się z nią dokładnie, jednakże kierunek jest ten sam. Baltika zachowywała się zatem jak blok oporowy dla zbliżającego się kontynentu oraz gromadzonych osadów. W największym uproszczeniu budowa strefy przedstawia się następująco:

• Piętro tektoniczne kaledońskie

• Piętro tektoniczne zbudowane z osadów od dewonu do dolnego karbonu

• W karbonie następują ruchy blokowe

• Przekraczające ułożenie permu po erozji

Sudety - blok dolnośląski. Blok dolnośląski z trzech stron ograniczony jest dyslokacjami: od południowego-zachodu nasunięciem łużyckim (granica z Masywem Czeskim), od wschodu - nasuniecie ramzowskie (struktura śląsko-morawska), od północnego wschodu - uskok środkowej Odry (monoklina przedsudecka). Na zachodzie kontaktuje z masywem łużyckim. Blok dolnośląski wykazuje budowę mozaikową, związaną z wielką liczbą budujących go mniejszych jednostek. Terrany rozpoznane w Sudetach obejmują bloki o stosunkowo jednorodnej budowie, jednakże różnice między nimi są znaczące i nieraz liczne. Rozmaite interpretacje budowy geologicznej Sudetów wyróżniają dużą liczbę jednostek o odmiennym rozmieszczeniu i nazwach. Niektóre z nich to:

• Podział na Nieckę Północnosudecką, kompleks kaczawski, krystalinik izersko-karkonoski, kompleks Rudaw Janowickich, Nieckę Śródsudecką, krę sowiogórską, ofiolit środkowosudecki, metamorfik kamieniecki, kompleks wzgórz strzelińskich, Nieckę Bardzką i in.

• Podział wyróżniający: Terran saksoturyngijski, t. Munchberg-Tepla, t. Barrandien, t. Gfohl, t. morawski

• Podział wyróżniający: terran łużycki, t. Barrandienu, t. środkowosudecki, t. Gór Sowich, t. moldanubski, t. morawski

• Oliver i Johnston: t. kaczawski, t. batolitu sudeckiego (orlicko-karkonoski), t. Rudaw Janowickich, t. Gór Sowich, Ofiolit Nowej Rudy i Ślęży, t. kłodzki, t. morawski

• Aleksandrowski i Mazur: t. kaczawski, t. łużycko-izerski, t. SE Karkonoszy, t. Tepla-Barrandienu, t. Gór Sowich-Kłodzka, t. śląskomorawski, t. morawski, t. moldanubski

• Podział Żelaźniewicza opiera się na poglądzie o kadomskiej konsolidacji pierwszego piętra strukturalnego i waryscyjskim rozwoju, pomimo wielkiej ilości terranów. Wyróżnia on: środkowoniemiecki grzbiet krystaliczny, północną strefę fyllitową, terran saksoturyngijski, Bohemię oraz strefę szwu Saksoturyngia-Bohemia; Budowa taka nawiązuje do pasowego układu struktury waryscydów europejskich. Ze strefy renohercyńskiej znane są turbidyty węglanowe, powstałe z niszczenia węglanowej pokrywy grzbietu środkowoniemieckiego.

Na obszarze sudeckim wyróżnia się dwa piętra strukturalne: waryscyjskie, zbudowane ze skał staropaleozoicznych (w dużym stopniu metamorficznych), oraz piętro młodsze, obejmujące skały osadowe, których depozycja rozpoczęła się od najmłodszego karbonu. W granicach Polski blok dolnośląski rozciąga się od Zgorzelca po Kłodzko i obejmuje Sudety Zachodnie oraz Środkowe i odpowiadające im części Przedgórza Sudeckiego (struktury sudeckie pozostają w wyraźnym związku ze strukturami przedgórza).

Formowanie orogenu sudeckiego trwało w turneju i wizenie. Sudety zostały wyniesione w trzeciorzędzie wzdłuż Sudeckiego Uskoku Brzeżnego; na przedgórzu sudeckim, pod cienkim przykryciem osadów kenozoicznych kontynuują się te same skały, które w Sudetach występują na powierzchni. W wielu miejscach zaznaczają się trzeciorzędowe bazalty, pozostałości procesów wulkanicznych zapoczątkowanych przez nacisk łuku karpackiego, wywierający naprężenia na blok sudecki. Sudecki uskok brzeżny powstał w miocenie i odgradza od północy Nieckę Północnosudecką. Na północ od uskoku rozciąga się Przedgórze Sudeckie, będące sukcesją osadową ze skałami magmowymi: przełomu kambru-ordowiku oraz dewonu-karbonu i karbonu. Są to skały bezwęglanowe - łupki graptolitowe, lidyty (a więc skały powstające poniżej ccd, deponowane na skorupie oceanicznej, nie zachowanej w sukcesji). Na przełomie kambru i ordowiku zaznaczają się wylewy law. Protolitami dla metamorfiku były skały drobnoklastyczne oraz charakteryzujące się nieco grubszym materiałem.

Z kolei równoległy do sudeckiego uskoku brzeżnego uskok środkowej Odry oddziela blok dolnośląski od monokliny przedsudeckiej. Uskok śródsudecki, również o podobnym przebiegu, oddziela dwa terrany, które w karbonie przesunęły się względem siebie o kilkaset kilometrów. Amplituda uskoków, które sprawiają, że metamorfik izerski i karkonoski kontaktują się z zupełnie innymi skałami musiała wynosić setki kilometrów w poziomie. Sudety Wschodnie są jednostką odrębną od Sudetów Zachodnich i Środkowych, należą bowiem do jednostki śląsko-morawskiej, odróżniając się wergencją fałdów oraz ogólnym południkowym przebiegiem pasma, niemal prostopadłym do części zachodniej i centralnej. Jako jedną z przyczyn takiego stanu rzeczy wskazuje się wędrówkę terranu sowiogórskiego, przybyłego z północy, i wbijającego się swoim klinowatym kształtem w uformowany łańcuch waryscyjski. W związku z tym wergencja Sudetów Wschodnich jest odgraniczona ścinaniami prawoskrętnymi. Wywołało to także wędrówkę kompleksu południowych Karkonoszy ku zachodowi, co miało miejsce po karbonie dolnym (najmłodszymi skałami metamorfiku Sudetów Wschodnich są utwory górnodewońskie). Najogólniej mówiąc wiek skał rośnie ku północnemu zachodowi.

Główne rysy budowy geologicznej Sudetów: z początku uważano, że krę sowiogórską budują skały archaiczne. Obecnie wiadomo, że najstarszymi skałami Sudetów są utwory późnego proterozoiku oraz najstarszego kambru. Skały występujące w podłożu jednostek sudeckich (protolit - skały osadowe dotknięte później metamorfizmem) musiały zatem przejść konsolidację kadomską, zaś kadomskie podłoże musiało zacząć się rozpadać w wyniku ryftogenezy tuż po konsolidacji. Sukcesja neoproterozoiczno-dolnokambryjska zaznacza się w metamorfiku kaczawskim. W dole są to zmetamorfizowane skały klastyczne, dolnokambryjskie marmury wojcieszowskie, struktury zieleńcowe z lawami poduszkowymi oraz dolnoordowickie łupki radzimowickie w stropie. Na przełomie kambru i ordowiku aktywny jest wulkanizm związany z rozszerzaniem dna oceanicznego. Są to keratofiry i ultrabazyty, zaś dopiero w późnym dewonie pojawiają się zlepieńce i zaznacza się niezgodność wynikająca z ruchów tektonicznych wiążących się z zamykaniem oceanu waryscyjskiego (np. struktura Bardzka na autochtonicznym dewonie i karbonie dolnym, ponasuwany turnej i wizen). Po wizenie mają miejsce ruchy fazy sudeckiej powodujące powstanie niezgodności. Trwa także depozycja molasy: serii detrytycznych z wkładkami węgla w zapadlisku śródgórskim. W karbonie górnym wszystkie terrany sudeckie są już przycumowane do Laurusji. Tzw. armorykański zespół terranów przybyły z półkuli południowej został dołączony do Laurusji w późnym sylurze. W późnym dewonie wkracza tektonika i we franie zaczyna się formowanie depresji Świebodzic. Następuje silna subsydencja, do wczesnego karbonu dominuje sedymentacja gruboklastyczna, trwa nasilone zasypywanie basenu depresji na przełomie dewonu i karbonu. Dostarczany jest do niej materiał z niszczenia sąsiadującej kry sowiogórskiej - powstaje zlepieniec synorogeniczny o miąższości 3 km. W pewnych strefach zachodzi kolapsja, prowadząca do powstania zapadliska śródgórskiego. W obrębie niecki śródgórskiej znajdują się gabra Nowej Rudy i sobótczańskie, a także strefa Niemczy - strefy szwów ofiolitowych. Ponad 6 km osadu w depresji śródsudeckiej wskazuje na wizen. Basen uległ zamknięciu i na przełomie dewonu i dolnego karbonu powstała depresja, wypełniana materiałem pochodzącym z niszczenia sąsiadujących obszarów. Widoczne są jednakże jeszcze wpływy morskie. Skały namuru wykształcone jako zlepieńce i piaskowce z pokładami węgla lezą niezgodnie na utworach starszych. Ten sam typ sedymentacji kontynuuje się w westfalu, przy czym ku górze profilu skały nabierają barwy czerwonej (w westfalu klimat ocieplał się) i maleje udział węgla. W stefanie węgla nie ma już w ogóle - obserwuje się natomiast ciągłe przejście w piaskowce i zlepieńce czerwonego spągowca. W Niecce Śródsudeckiej spotyka się także tufy, ignimbryty i porfiry. Wyżej leżą skały pozbawione śladów wulkanizmu. Brak utworów czerwonego spągowca - opisanego z Niecki Mansfeldzkiej łupka miedzionośnego.

W namurze środkowym depresji śródsudeckiej zaznacza się niezgodność pomiędzy skałami klastycznymi z licznymi pokładami węgla (do 325 m) a piaskowcami z rzadkimi pokładami węgla. Powyżej stefanu (nieobecnego w zagłębiach paralicznych, obecnego w pozostałych typach) zaznaczają się ruchy asturyjskie, których nie ma w zapisie skalnym zagłębi paralicznych. Również w stefanie pojawiają się trawertyny oraz łupki antrakozjowe w nieckach Północnosudeckiej i Śródsudeckiej. Dolny perm jest obecny w obu nieckach i sięga 170 m mąższości. Z kolei autun i sakson oddziela niezgodność. W całej Europie powstają wówczas rozległe baseny, takie jak basen centralnoeuropejski, paryski, akwitański, w których aż do kredy trwa permanentna subsydencja. Pomiędzy niszczonymi masywami trwa sedymentacja, prowadząca do dzisiejszej sytuacji znanej z Kujaw: w wyniku silnej subsydencji termicznej, a potem obciążeniowej - miąższość utworów permomezozoicznych sięga tam 10 km. Profil triasu w Niecce Śródsudeckiej jest niekompletny. Brak także cykliczności sedymentacji w stosunku do Niecki Północnosudeckiej, gdzie brak jedynie piątego cyklotemu. Trias Niecki Północnosudeckiej jest kompletny, z osadami lądowymi przechodzącymi przez morskie do lagunowych (zaszła zatem ingresja - zmiana charakteru sedymentacji związana z wkroczeniem morza bez luki sedymentacyjnej). W Niecce Śródsudeckiej obecny jest wyłącznie dolny trias lądowy. Następnie ogromna luka stratygraficzna, aż do niezgodnie leżącego cenomanu. Prawdopodobnie zupełny brak jury, oznaczający, że blok sudecki nie był oblany morzem. W wyniku ruchów trzeciorzędowych i powstania sudeckiego uskoku brzeżnego sedymentacja trzeciorzędowa trwa tylko na Przedgórzu Sudeckim. Powstają rowy wypełniane osadami mioceńskimi z węglami burymi, pokładami kaolinitu z wietrzenia skał oraz przetopione skały kwarcowe w spągu pokładów węgla. Są to ślady intensywnych pożarów. Z sudeckim uskokiem brzeżnym stowarzyszone są serie Gozdnicy (pliocen) oraz wulkanizm mioceński związany z głębokimi pęknięciami (np. Góra Świętej Anny). Jest to przykład trapów wulkanicznych takich jak znane z serii wołyńskiej. Uskok środkowej Odry zrzuca skrzydło północne na 3 km. Na prekambrze i dewonie leży tu karbon, następnie perm. Poza uskokiem środkowej Odry rozciągają się tzw. eksternidy wielkopolskie, przykład migracji fałdowań po wcześniejszym sfałdowaniu internidów. W eksternidach zaznacza się walna niezgodność między karbonem dolnym a górnym w najniższej części namuru, brak niezgodności pomiędzy sylurem a dewonem znanej ze strefy Koszalin - Chojnice. Karbon górny przechodzi w perm, z czerwonym spągowcem przykrytym melafirem, porfirem i innymi skałami wylewnymi.

Sudety Zachodnie:

Krystalinik karkonosko-izerski reprezentuje starsze piętro strukturalne. Ograniczony jest uskokiem śródsudeckim oraz nasunięciem łużyckim, zaś na zachodzie obniżeniem Żytawa-Węgliniec (granica z krystalinikiem łużyckim). Na wschodzie graniczy z niecką śródsudecką. Oprócz karkonoskiego masywu granitoidowego, dominującego w budowie głównego pasma górskiego, najważniejsze formacje skalne stanowią utwory przeobrażone. Są to gnejsy karkonosko-izerskie, rozdzielone pasmami łupków metamorficznych, występujące w północnej części jednostki, serie Kowar i Leszczyńca przechodzące w gnejsy karkonoskie, budujące m.in. grzbiet Rudaw Janowickich (gnejsy, amfibolity, wtrącenia skał wulkanicznych), oraz skały epimetamorficzne. Wiek plutonu karkonoskiego oceniono na 295-300 Ma. Dyskusyjne dowody szwu tektonicznego stanowiącego granicę Sudetów Zachodnich i Środkowych.

Metamorfik kaczawski graniczy z krystalinikiem karkonosko-izerskim wzdłuż uskoku śródsudeckiego. Głównie słabo przeobrażone skały drobnoklastyczne. Profil paleozoiku Gór Kaczawskich zaczynają wulkanoklastyki przewarstwione wapieniami wojcieszowskimi (kambr), powyżej mułowce z wkładkami wulkanoklastyków, cięte żyłami i sillami trachitów i bazaltów (ordowik), następnie łupki graptolitowe z lidytami dolnego syluru przykryte łupkami ilasto-krzemionkowymi z fauną franu i famenu, następnie dolny karbon. W czasie orogenezy waryscyjskiej utwory te zostały przeobrażone. W części wschodniej odsłania się nasunięcie skał kambru na osady górnego dewonu depresji Świebodzic.

Depresja Świebodzic przylega do kry sowiogórskiej; uznawana jest za depresję przedgórską, na którą z północy nasunęły się skały kompleksu kaczawskiego. Z trzech pozostałych stron ograniczają ją uskoki; wypełniona jest skałami okruchowymi młodszego paleozoiku, pochodzącymi z niszczenia gnejsów sowiogórskich i przeobrażonych skał metamorfiku kaczawskiego. Profil rozpoczynają łupki i szarogłazy z przewarstwieniami zlepieńców i wkładkami wapieni z fauną morską późnego franu i famenu, wyżej miąższe zlepieńce i szarogłazy (2-3 tys. m) o dyskusyjnym wieku. Osady zostały sfałdowane i zdyslokowane w czasie orogenezy waryscyjskiej. Grubodetrytyczne skały górnodewońskie interpretuje się jako osad synorogeniczny zapadliska przedgórskiego.

Niecka północnosudecka. W obrębie granic Polski sięga od okolic Świerzawy do doliny Nysy Łużyckiej. Oś nachylona jest ku północnemu-zachodowi; wypełniają ją osady od najwyższego karbonu po kredę górną. Na najstarszych osadach należących do stefanu leży czerwony spągowiec obecny na całym obszarze niecki, wykształcony jako osady detrytyczne z wkładkami wulkanogenicznymi. Profil osadów od permu do kredy jest pełniejszy w części zachodniej: powyżej czerwonego spągowca morski cechsztyn z rudami miedzi, powyżej pstry piaskowiec i dolny wapień muszlowy, następnie ogromna luka sięgająca początku górnej kredy. Począwszy od cenomanu górna kreda leży na osadach permskich, a nawet skałach przedpermskich. Oba skrzydła niecki ograniczają uskoki: na północy sudecki uskok brzeżny, na południu - uskok śródsudecki. Wewnątrz niecki zaznaczają się także dyslokacje związane z kompresją laramijską.

Sudety środkowe:

Kra sowiogórska to ortognejsy i paragnejsy spoczywające na skałach ultrazasadowych stanowiących pozostałość po skorupie oceanicznej. Sudecki uskok brzeżny dzieli ją na dwie części: Góry Sowie na południu (1014 m n.p.m.) i część północną należącą do Przedgórza Sudeckiego. Od wschodu graniczy ze strefą Niemczy, od północy i zachodu z nieckami - śródsudecką i Świebodzic, na południu przylega do struktury bardzkiej. Radiometryczny wiek procesów metamorficznych (K-Ar) wskazuje na przedział 489-412 Ma. W podłożu kry stwierdzono istnienie niemal kompletnej sukcesji ofiolitowej. Po górnym dewonie kra sowiogórska musiała zostać wyniesiona i erodowana (otoczaki gnejsów sowiogórskich w dewońskiej sukcesji depresji Świebodzic). Na obniżonym fragmencie kry leżą osady kenozoiczne.

Krystalinik Lądka-Śnieżnika budują silnie zmetamorfizowane skały; leży w południowo-wschodniej części Sudetów Środkowych i obejmuje masyw Śnieżnika, Góry Bialskie i Góry Złote; od wschodu ogranicza tę jednostkę nasunięcie ramzowskie, od zachodu - rów górnej Nysy Kłodzkiej, stanowiący granicę z krystalinikiem Orlicko-Bystrzyckim. Wyróżniono 3 podstawowe kompleksy skalne: łupki strońskie, granitognejsy gierałtowskie i granitognejsy śnieżnickie; grupy te obejmują skały mezo- i katazonalne, z eklogitami i granulitami włącznie.

Krystalinik orlicko-bystrzycki nawiązuje wykształceniem skał do jednostki Lądka-Śnieżnika; jest to jednostka zrębowa Gór Bystrzyckich i Gór Orlickich położona po zachodniej stronie rowu górnej Nysy Kłodzkiej. W Górach Bystrzyckich występują łupki metamorficzne i granitognejsy bystrzyckie; podobne facje cechują Góry Orlickie.

Granitoidy Kudowy i kłodzko-złotostocki kontaktują od północy z jednostkami orlicko-bystrzycką i Lądka-Śnieżnika. Są to duże intruzje granitoidowe o wieku górnokarbońskim bądź dolnopermskim. Intruzja Kudowy, w zachodniej części Gór Orlickich, wykorzystała południkowy uskok w późnych fazach orogenezy waryscyjskiej. Nieco młodsze granitoidy kłodzko-złotostockie występują między krystalinikiem Lądka-Śnieżnika a strukturą bardzką. Intruzja ta spowodowała zmiany kontaktowe utworów dolnokarbońskich struktury bardzkiej.

Struktura bardzka leży między krą sowiogórską, intruzją kłodzko-złotostocką i metamorfikiem kłodzkim. Od północnego wschodu przylega na sudeckiego uskoku brzeżnego; na jej terenie przeważają młodopaleozoiczne skały osadowe (dolny karbon w facji kulmu zajmuje ponad 80% powierzchni); spośród skał starszych rozpoznano ordowik, sylur i dewon, odsłaniające się w osiowych częściach antyklin. Wyróżniono 2 poziomy wapienia węglowego ze skamieniałościami środkowego wizenu i późnego wizenu. Osady paleozoiczne wykazują podobieństwa do utworów metamorfiku kaczawskiego, jednakże nie są zmienione. Z północnej części struktury znane są olistolity utworzone ze skał podobnych do metamorfiku kaczawskiego.

Niecka śródsudecka to duża struktura synklinalna o przebiegu NW-SE, ograniczona uskokami; najmłodsze osady wypełniające nieckę powstały w koniaku. Jest to zapadlisko śródgórskie powstałe z początkiem karbonu; w północno-zachodniej części znajduje się niecka wałbrzyska z węglonośnymi osadami górnokarbońskimi. Nieckę wypełniają: lądowe i morskie osady dolnego karbonu (3-5 tys. m miąższości); karbon górny i perm dolny to utwory w całości lądowe. Tego wieku są także zagłębia węglowe - wałbrzyskie i noworudzkie, oraz skały magmowe tnące m.in. osady zagłębia wałbrzyskiego. Perm górny i trias to pstre osady terygeniczne, następnie morski cenoman (brak jury). Ostatecznie nieckę śródsudecką uformowały ruchy laramijskie.

Przedgórze Sudeckie dzieli się odpowiednio do budowy Sudetów na poziomie skał przedtrzeciorzędowych; wskutek ruchów tektonicznych związanych z uskokiem brzeżnym zostało obniżone i przykryte osadami kenozoicznymi. Część zachodnia stanowi kontynuację struktur metamorfiku kaczawskiego: są to skały epi- i mezometamorficzne powstałe z przeobrażenia różnorodnej serii osadowej. Skały epimetamorficzne przecina duża intruzja granitoidowa (Strzegom), łączona z gabrem Sobótki w masyw Strzegom-Sobótka. Gabro sobótki (353 Ma) jest interpretowane jako sukcesja ofiolitowa i jest starsze od granitów strzegomskich (ok. 280 Ma) stanowiących kilka równoleżnikowych intruzji o zmiennym składzie. Nieco dalej na północ znajduje się jednostka nazywana krystalinikiem środkowej Odry (skały przeobrażone kontaktowo w czasie orogenezy waryscyjskiej pocięte granitoidami), kontynuującym się na zachodzie w postaci środkowoniemieckeigo grzbietu krystalicznego, oddzielającego strefę sasko-turyńską od strefy reno-hercyńskiej. Równolegle doń biegnie strefa rozłamu środkowej Odry, o szerokości do 12 km i głębokości do 30 km w głąb skorupy ziemskiej. Jednostkę przejściową między niecką północnosudecką a monokliną przedsudecką stanowi peryklina Żar, związana z obniżaniem stropu utworów krystalicznych ku północnemu zachodowi.

Trzeciorzęd bloku dolnośląskiego występuje w zapadliskach tektonicznych między Żytawą a Węglińcem oraz na Przedgórzu Sudeckim; są to głównie luźne skały detrytyczne: dojrzałe klastyki, iły rzeczne i limniczne oraz pokłady węgla brunatnego. Materiał klastyków nie pochodzi z niszczenia Sudetów, lecz ma naturę pokrywy zwietrzelinowej (lateryty i garnieryty zachowane jedynie lokalnie, w większości zwietrzeliny kaolinitowe). Paleogen występuje tylko w północno-zachodniej części Przedgórza, na pozostałym obszarze dobrze rozwinięty jest miocen. Od oligocenu do plejstocenu trwały na obszarze bloku dolnośląskiego ruchy tektoniczne, których wynikiem jest powstanie sudeckiego uskoku brzeżnego (górny miocen - pliocen; maksymalna amplituda 340 m na obszarze Kry Sowiogórskiej), zapadlisk tektonicznych między Żytawą a Węglińcem i in. W oligocenie i pliocenie trwają intensywne wylewy law bazaltowych w północnej części bloku, znane np. z Góry Św. Anny (27 Ma); wiek najmłodszych wylewów sięga 15 Ma. Wskutek ruchów tektonicznych ukształtowało się kilka zasadniczych obszarów sedymentacji trzeciorzędowej: obniżenie Żytawa-Węgliniec oraz regiony leżące na Przedgórzu: Zielonogórski, Wrocławski i Opolski. Obniżenie Żytawa-Węgliniec leży między masywem łużyckim a Sudetami Zachodnimi, składa się z trzech niecek, z najlepiej rozpoznaną niecką Turoszowa. Sedymentacja zachodziła tu w strumieniach, rzekach i jeziorach (z odpowiednim zróżnicowaniem frakcji); osady niecki Turoszowa sięgają 400 m miąższości i zawierają mioceńskie węgle brunatne oraz liczne lawy bazaltowe. Region zielonogórski sięga również na obszar monokliny przedsudeckiej i posiada najpełniejszy profil osadów trzeciorzędu o największej miąższości: wyróżniono tu osady od eocenu do pliocenu, morskie, bagienne, lagunowe oraz aluwialne. W regionie wrocławskim występuje aluwialny i bagienny miocen i pliocen o niewielkiej miąższości, z kolei w regionie opolskim - połączenie z morzem zapadliska przedkarpackiego istniało jeszcze w miocenie. Osady zawierają tu faunę korelowaną z badenem i sarmatem; strop profilu to rzeczne osady serii Gozdnicy.

Strefa śląsko-morawska obejmuje Sudety Wschodnie, strefę kulmową oraz blok górnośląski; na południu ogranicza ją nasunięcie Karpat fliszowych, ze strukturą fliszową sięgającą po nasunięcie ramzowskie (stanowiące granicę zachodnią). Zachodnia granica bloku śląsko-morawskiego (w jego podłożu znajdują się skały krystaliczne środkowego proterozoiku, przebite przez wiercenie Rzeszotary) biegnie przez fliszowe osady dolnokarbońskie. Ruchy zaznaczyły się na tym obszarze w fazie asturyjskiej, prowadząc do nasunięcia Orłowa. Granicę północno-wschodnią stanowią wychodnie skał podkredowych i podtrzeciorzędowych monokliny przedsudeckiej i monokliny krakowsko-częstochowskiej. W części wschodniej znajduje się niecka górnośląska, zaś pod nasunięciem karpackim - zalegający płytko krystalinik proterozoiczny. W Sudetach Wschodnich występują łupki krystaliczne i gnejsy wieku kadomskiego, przy czym wiek ich maleje ku południowi, wraz ze stopniem przeobrażenia; całkowicie nieobecny jest tam dolny karbon. Jeśli początkowo się tam znajdował - wydźwignięcie nastąpiło po fazie sudeckiej, zaś niszczenie dolnego karbonu zasilało strefę kulmową sedymentacją fliszową. Strefa kulmowa to maksymalnie karbon dolny, na osadach dewonu, wykształcony jako flisz turneju i wizenu, z wkładkami wapienia węglowego. Po dolnym karbonie nastąpiła jej likwidacja, z powstaniem niecki górnośląskiej na jej przedpolu. Ta ostatnia od najniższego namuru była zasypywana molasą. Sudety Wschodnie należą jeszcze do internidów, podczas gdy strefa kulmowa zalicza się już do eksternidów.

Terran górnośląski uważa się, w porównaniu do sąsiadujących obszarów, za ciało obce. W jego podłożu znajdują się skały krystaliczne środkowego proterozoiku: łupki krystaliczne, gnejsy, intruzje diabazu, klastyki oraz dolny kambr, na nim - oldred, skały węglanowe dewonu środkowego i górnego, zaś po niewielkiej luce stratygraficznej: kulm na zachodzie, zazębiający się z wapieniem węglowym na wschodzie. Sedymentacja na zachodzie, na Górnym Śląsku, należała do kulmu, podczas gdy na wschodzie, w okolicy Krzeszowic była to facja wapienia węglowego. Po karbonie dolnym sedymentacja przenosi się ku Górnemu Śląskowi od strony strefy kulmowej. Zapadlisko przedgórskie zapełnia 8 km osadów górnego karbonu. Namur A to sedymentacja morska, namur B i C to sedymentacja śródlądowa, z bardzo szybką subsydencją. Czynniki te prowadzą do powstania mieszanego zagłębia węglowego.

Dalej ku wschodowi znajduje się Masyw Małopolski. W strefie krakowskiej nie ma dolnego kambru, wprost na sfałdowanym wendzie leży ordowik. Na terranie górnośląskim oraz w Czechach obecny jest kambr, w części wschodniej znaleziono natomiast strzępy ordowiku leżące na fundamencie krystalicznym - oznacza to, że terran cumował do Baltiki przed ordowikiem. Skały leżące na terranie oraz poza jego obrębem pokazują czas jego cumowania do platformy wschodnioeuropejskiej.

Metamorfik wschodniosudecki obejmuje Sudety Wschodnie i wschodnią część Przedgórza Sudeckiego; wergencja fałdów Sudetów Wschodnich różni się od przebiegu pasma Sudetów Zachodnich i Środkowych, ma bowiem przebieg południkowy, niemal prostopadły do pozostałych pasm. Szczególnie reprezentatywne są tu Masyw Kepernika oraz Desny (w tym: Pradziad oraz Orlik), gdzie odsłaniają się najsilniej zmieniony skały. Strefę kepernicką budują: paragnejsy, erlany, marmury, podrzędnie ortognejsy, co oznacza że protolitami dla skał zmienionych były piaskowce, mułowce oraz węglany. Ich otoczenie stanowią skały słabiej przeobrażone, fyllity ze zlepieńcami w spągu (najstarsze klasty są wieku dewońskiego). Seria fyllitów zaczyna się w środkowym żywecie, przy czym dalej na południe, na Morawach, występują niezmetamorfizowane skały żywetu, franu i famenu. Skały budujące Masyw Kepernika nawiązują swym wykształceniem do Masywu Śnieżnika: wiek kadomski (kadomskie drzazgi tkwiące w skałach żywetu, franu i famenu). W masywie Desny znajdują się skały najsilniej przeobrażone - amfibolity, ale nie brakuje też skał podobnych do strefy kepernickiej, zaburzonych tektonicznie fyllitów, ale także gnejsów, łupków metamorficznych, migmatytów i mylonitów; najstarsze, uważane za proterozoiczne, skały odsłaniają się w bloku Orlika. W budowie Orlika przeważają ortognejsy, w Pradziadzie - paragnejsy. Strefy fyllitowe Kepernika - Orlika - Pradziada przeszły konsolidację kadomską. Skały krystaliczne Sudetów Wschodnich (fyllity i metawulkanity) kontynuują się na północ pod przykryciem osadów młodszych. Dewońskie łupki będące protolitami dla fyllitów powstawały w żywecie, franie i famenie w warunkach głębokiego morza; prawdopodobnie już od żywetu nasilały się procesy metamorficzne, w większości przebiegające w strefie epi metamorfizmu regionalnego. Z orogenezą waryscyjską związane są znane z Przedgórza Sudeckiego zjawiska magmowe: intruzje granitoidowe Żulowej oraz Strzelina, związane z nasunięciem ramzowskim.

Dalej na wschód rozciąga się strefa kulmowa, do której znoszony był materiał z niszczenia Sudetów; zbudowana jest ze skał sfałdowanych, lecz nie zmetamorfizowanych. Z końcem dewonu Sudety Wschodnie zostają wyniesione ku górze. Na osadach dewonu w strefie kulmowej leży flisz o miąższości około 4 km; w osadach znajdowane są goniatyty oraz węglany turneju i wizenu. Ku wschodowi maleje wiek utworów, zaś frakcja materiału rośnie, z czego wnosi się o migracji sedymentacji ku wschodowi. W kierunku równoleżnikowym wydzielono kilka formacji skał detrytycznych: formację andelskohorską, górnobeneszowską, morawicką, hradecką oraz kyjowicką, zawierającą skały najmłodsze. Nie wszystkie formacje odsłaniają się i występują na obszarze Polski; kilkakrotnie w ciągu dolnego karbonu zachodziły procesy fałdowe (osie fałdów: NNW-SSE) Strefa kulmowa nasunięta jest na westfal niecki górnośląskiej - jest to zatem nasunięcie powestfalskie.

Niecka Górnośląska. Nieckę górnośląską ogranicza nasunięcie orłowskie (kulmu na westfal). Jej zasięg wyznacza trójkąt Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, na północy sięgającego po Tarnowskie Góry, ograniczonego wychodniami spągu skał górnokarbońskich; od południa stosunkowo płytko występuje krystalinik bloku górnośląskiego, znajdujący się pod nasunięciem karpackim a zbudowany głównie ze skał metamorficznych, z kolei na zachodzie grupa brzeżna wyznacza największe miąższości karbonu produktywnego. Niecka ma 5600 km² powierzchni. Na południu leżą skały kambru (ku dołowi w sposób ciągły: arkozy i mułowce z trylobitami i brachiopodami, diabazy, krystalinik), na nim klastyczny oldred, na znacznej przestrzeni leżący wprost na krystaliniku; od środkowego dewonu sedymentacja węglanowa o miąższości około 1000 m. Na granicy dewon - karbon niewielka przerwa w sedymentacji i późniejsza zmiana jej charakteru na detrytyczną (z wyjątkiem rejonu Krzeszowic: w narożu południowo-wschodnim znajduje się wapień węglowy, cała reszta obszaru niecki to kulm). Główna seria osadowa niecki górnośląskiej obejmuje turnej, wizen, namur i westfal, wykształcone w postaci iłowców, mułowców i piaskowców z przewarstwieniami zlepieńców i pokładami węgla. Wyróżniono w ich obrębie trzy części:

• Morskie utwory dolnokarbońskie w facji kulmu, z wyjątkiem rejonu Krzeszowic (wapień węglowy); do 1500 m miąższości.

• Paraliczne osady węglonośne (namur A) z fauną morską (ślimaki, brachiopody, otwornice, głowonogi), do 3800 m miąższości.

• Limniczne osady węglonośne (namur B,C oraz westfal A-D) z fauną słodkowodną i największym udziałem osadów fitogenicznych; do 4000 m miąższości.

Poniżej skał namuru A występują utwory przejściowe karbonu dolnego, znane głównie z obrzeżenia niecki, zaliczone do formacji malinowieckiej i zalaskiej, powstałych w wizenie i najniższym namurze. Na powyższy podział skał górnokarbońskich nakłada się stary stratygraficzny podział górniczy, wyróżniający warstwy brzeżne (namur A, występujące w obrzeżeniu niecki), warstwy siodłowe występujące na północy niecki (namur B) oraz warstwy łękowe obejmujące młodsze osady limniczne i występujące w środkowej części niecki. Część paraliczna zagłębia jest zróżnicowana na lagunową oraz morską z goniatytami. Powyżej, po luce sedymentacyjnej leży część limniczna z najgrubszym pokładem węgla, Reden (nr 501). Namur B i C, ze względu na duży udział skał okruchowych nazwano górnośląską serią piaskowcową (obejmującą warstwy zabrzańskie i warstwy rudzkie) z najzasobniejszymi wkładkami mułowcowymi; w ich obrębie występują najgrubsze pokłady węgla. Powyżej leży seria mułowcowa (westfal A i B), na niej zaś krakowska seria piaskowcowa (westfal C i D), z miąższością arkoz wzrastającą w kierunku wschodnim. Na małym obszarze w okolicy Krakowa powyżej krakowskiej serii piaskowcowej występują skały stefanu, tzw. arkoza kwaczalska zawierająca skrzemieniałe pnie araukarii osiągające do 1 m średnicy; stefan nieobecny jest w zagłębiach paralicznych. W permie wzdłuż północno-wschodniej krawędzi niecki powstał rów Sławkowa, wypełniony dolnopermskimi zlepieńcami myślachowickimi, dochodzącymi tu do powierzchni i osiągającymi 500 m miąższości; z tego samego czasu pochodzą porfiry z Zalasu, melafiry z Regulic oraz inne skały magmowe rejonu Krakowa. Zlepieniec myślachowicki, porfiry i melafiry oraz tufy filipowickie czerwonego spągowca leżą powyżej serii produktywnej. Ze względu na stałą tendencję wznoszącą w mezozoiku, trias i jura występują na obszarze niecki górnośląskiej jedynie w części brzeżnej i cechują się bardzo zredukowaną miąższością. Przez cały karboński okres kształtowania niecki zmianie ulegały kierunki transportu materiału okruchowego, co oznacza, że warunki sedymentacji ulegały zmianom, z przejawami tektoniki synsedymentacyjnej. Po namurze A zapadlisko zmieniło swój charakter z przedgórskiego na śródgórskie. Narzuca się silna subsydencja i zasypywanie torfowisk materiałem klastycznym, a także regularność sedymentacji.

Górnośląskie zagłębie węglowe ukształtowały ruchy po westfalu. Mieści ono fragment podłoża kadomskiego; sedymentacja ustaje w dewonie, w dolnym karbonie trwa sedymentacja morska, potem lądowa. Fałdowanie było łagodne, ze względu na znajdujący się w fundamencie krystalinik, dzielący się na trzy pasy: krę bytomską na północy, o nieznanym składzie petrologicznym, środkowy kompleks intruzywny o składzie zasadowym i ultrazasadowym, oraz południową krę cieszyńską. Blok prekambryjskiego podłoża Brunovistulicum sięga swą południową granicą aż do perypienińskiej strefy uskokowej. Na zachodzie znajdują się pokłady węgla koksującego, powstałe w wyniku większego dopływu ciepła z zachodzących tam procesów metamorficznych. Po westfalu, kiedy cały blok uległ łagodnemu fałdowaniu wskutek transpresji powodującej ukośny układ sił oraz rotacji - na jego brzegach powstał system uskoków kulisowych. Depocentrum znajdowało się na zachodzie, dopiero potem przesuwało się ku wschodowi, o czym świadczy obecność najmłodszych skał w okolicach Krakowa, leżących przekraczająco na utworach starszych. Gęsta sieć uskoków tnących górnośląskie zagłębie węglowe powstała najpierw po westfalu, potem po ruchach fazy laramijskiej.

Wiercenie Goczałkowice przebiło kambr leżący wprost na fundamencie krystalicznym. Jest to najniższe ogniwo kambru przedtrylobitowego. Za strefą uskokową Kraków-Lubliniec ku wschodowi wprost na fundamencie krystalicznym leży ordowik. Niewykluczone jest, że w rowach tektonicznych zachowały się strzępy pokrywy platformowej. Po obu stronach dzisiejszej strefy Kraków-Lubliniec sedymentacja trwa jednakowo od emsu. Po fakcie, że arenig leży płasko na utworach starszych wnosi się, że terran górnośląski cumował przed ordowikiem. W kierunku północno-wschodnim profil uzupełnia się: w Górach Świętokrzyskich obecne są skały kambryjskie. W bloku małopolskim kambru brak - być może utwory te uległy erozji przedordowickiej. Sedymentacja utrzymywała się w tym rejonie, o czym wiadomo ze strefy Zawiercie-Myszków, gdzie występują skały sylurskie. Począwszy od Gór Świętokrzyskich ku zachodowi pojawia się ordowik. W strefie uskokowej Kraków-Lubliniec istniały uskoki synsedymentacyjne, rejestruje się tam duże miąższości wendu oraz brak kambru. Z kolei w bloku górnośląskim - podłoże krystaliczne przykryte jest platformowymi facjami kambru i ordowiku, miejscami wykazuje ogromne zróżnicowanie („klawisze pianina”: ordowik w facji węglanowej, sylur: klastyki i osady pelagiczne). Dewon leży wyraźnie niezgodnie. Transgresja zakończyła się ze schyłkiem syluru: ems w strefie Zawiercie-Myszków jest już wykształcony w facji klastycznej, ku północnemu wschodowi basen pogłębiał się. Wypiętrzenie kulmu spowodowało powstanie zapadliska przedgórskiego i sedymentację molasy, prowadzącą do powstania zagłębia o charakterze mieszanym, paralicznym i limnicznym.

Masyw małopolski należy już do strefy wyżyn środkowopolskich. Kolejne strefy przemieszczając się z zachodu na wschód to: strefa uskokowa Kraków-Lubliniec, strefa rzeszowsko-miechowska, strefa kielecka, strefa łysogórska, strefa radomsko-kraśnicka, rów mazowiecko-lubelski z lubelskim zagłębiem węglowym.

Góry Świętokrzyskie. Podział na strefę kielecką i strefę łysogórską pochodzi z pierwszych dziesięcioleci XX wieku (Samsonowicz, Czarnocki). Zasadnicze różnice między częścią północną a południową: Oddzielone dyslokacją świętokrzyską strefy kielecka i łysogórska nawiązują swą budową geologiczną do innych jednostek: strefa kielecka do kadomskiego masywu małopolskiego, zaś strefa łysogórska do strefy radomsko-kraśnickiej. Sama zaś dyslokacja świętokrzyska jest kaledońską niezgodnością pomiędzy sylurem a dewonem. Wiek skał maleje od strefy Zawiercie-Myszków ku Zagłębiu górnośląskiemu. W wąskiej strefie uskokowej Kraków-Lubliniec zaznacza się bardzo istotna deformacja, licząca około 0,5 km szerokości: starszy paleozoik sięga 80˚ upadu, podczas gdy młodszy zapada pod kątem 20-30˚. Skały leżące niżej intrudują sille i żyły diabazu, powyżej znajdują się granitoidy i gnejsy okruszcowane minerałami molibdenu.

Południową, kielecką część Gór Świętokrzyskich obrzeża od południa laramijski uskok o przebiegu Lasocin-Nisko, związany z inwersją Gór Świętokrzyskich. Oddziela on paleozoik świętokrzyski od osłony permo-mezozoicznej.

• W strefie łysogórskiej pełniejszy, głębokowodny paleozoik, w strefie kieleckiej natomiast przewaga facji płytkowodnych i liczne luki stratygraficzne

• W strefie kieleckiej przynajmniej 3 piętra tektoniczne

• W strefie łysogórskiej obecność kambru środkowego i górnego, piaskowce Wiśniówki, w wierceniach - łupki z trylobitami górnego kambru, wapienie arenigu i łupki graptolitowe tremadoku

• w części kieleckiej - kambr tylko dolny i środkowy, transgresywny tremadok (zlepieńce miedzianogórskie), piaskowce glaukonitowe arenigu, powyżej facja węglanowa ordowiku na wzgórzach milczańskich, łupki graptolitowe związane z istnieniem podmorskiego progu w oceanie aż do około ludlowu.

• W górnym ludlowie i przidolu pojawiają się facje szarogłazów wydryszowskich i niewachlowskich. W strefie kieleckiej powyżej luka i niezgodnie leżący oldred, w strefie łysogórskiej na szarogłazach ciągłe przejście syluru w dewon.

• Platforma węglanowa na południu trwa przez żywet, fran - z ciągłym przejściem w kulm, podczas gdy na północy zanika.

Po wizenie tworzą się waryscyjskie zręby gór świętokrzyskich - jednostki główne powstają po wczesnym karbonie, powyżej rozwija się pokrywa permska. Od permu zaczyna się drugie piętro strukturalne. Miąższość permu i pstrego piaskowca na obrzeżeniach Gór Świętokrzyskich rośnie ku ich trzonowi, co świadczy o nieobecności Gór Świętokrzyskich jako elementu morfologicznego w czasie formowania pokrywy permo-mezozoicznej. Antyklina chęcińska ma w skrzydłach około 70˚ upadu, przy czym jest to suma upadów - upad przedlaramijski jest o około 30˚ mniejszy. Skrzydła zostały podstromione w czasie inwersji Gór Świętokrzyskich.

Deformacja Świętokrzyska jest głęboko zakorzeniona (o czym wiadomo dzięki badaniom prof. Gutercha) i przez pewien czas była traktowana jako granica terranu małopolskiego i łysogórskiego. Łysogóry cumowały do Baltiki, zaś terran małopolski do Łysogór przed tremadokiem. Szarogłazy wydryszowskie i niewlachowskie pochodzące z niszczenia łuku wyspowego położonego na południowy zachód od Łysogór wskazują na późny sylur, kiedy to zamykany był ów basen. Z kolei według Pożaryskiego Łysogóry musiały cumować w ordowiku. Chodzi tu o pewien deficyt przestrzeni: skoro istniał łuk wysp, a sedymentacja kambryjska jest płytkowodna - to jak duży musiał być basen skoro sylur jest głębokowodny? Dyslokacja jest zjawiskiem synsedymentacyjnym, ku górze ordowiku ulegała zabliźnieniu. Profil ordowiku jest tu skondensowany, z licznymi powierzchniami nieciągłości, niemniej wszystkie piętra od arenigu począwszy mieszczą się na przestrzeni kilkunastu metrów. W sylurze dolnym następuje ujednolicenie sedymentacji - w obu strefach facja łupków graptolitowych. W ludlowie trwa już sedymentacja szarogłazów niewachlowskich i wydryszowskich. W przidolu - w części łysogórskiej osady przejściowe, w części kieleckiej - kaledońska niezgodność, powyżej - dewon. Po wizenie cały obszar Gór Świętokrzyskich ulega deformacjom tektonicznym - tworzy się kofinalna zasadnicza architektura variscicum świętokrzyskiego. Wszystkie struktury waryscyjskie zostały potem podstromione w wyniku inwersji laramijskiej. Z kolei w wyniku wczesnokarbońskiej erozji antykliny zostają rozcięte aż do kambru, np. na wschód od Chęcin wprost na kambrze leży permski zlepieniec zygmuntowski. W miejscach, gdzie kambr jest miąższy oś antykliny ulega wynurzeniu. Niezgodność permska jest wspólna dla obu stref: perm wykształcony jest w dwu zazębiających się facjach: lądowy czerwony spągowiec oraz morski cechsztyn. Różnorodność facjalna świadczy o urozmaiceniu obszaru. Morfologię powaryscyjską wyrównuje sedymentacja pstrego piaskowca. Z racji tego, że Góry Świętokrzyskie były brzegiem basenu permskiego, pstry piaskowiec leży przekraczająco (kamieniołom w Zachełmiu - trias na stromo zapadającym dewonie, brak permu) i sięga 1500 m miąższości. Górny karbon pojawia się dopiero na północ od Gór Świętokrzyskich. W dolnym triasie zakładała się bruzda duńsko-polska, Góry Świętokrzyskie ulegały subsydencji. Amplituda przesunięcia strefy łysogórskiej i kieleckiej to minimum 2 km. Na lineamencie natomiast powstała struktura kwiatowa. Osady paleozoiczne obu regionów trzonu paleozoicznego Gór Świętokrzyskich sięgają znacznie dalej na północny zachód, aż do uskoku Pilicy.

Strefa kielecka obejmuje osady o wieku od kambru dolnego do dolnego karbonu. Oś strefy nachyla się ku zachodowi i generalnie mieści się w kierunku NW - SE; w przekroju prostopadłym do osi wyróżniono w strefie kieleckiej antyklinorium klimontowskie (przewaga kambru) oraz synklinorium kielecko-łagowskie (przewaga dewonu i karbonu). Wiek utworów kambru dolnego rośnie ku południowi: dawniej uważano łupki oraz skały mułowcowe odsłaniające się w rejonie Kotuszowa za osady wendu. Obecnie wiadomo jednak, że jest subholmiowy kambr przedtrylobitowy. Wiadomo też dzięki wierceniom w niecce miechowskiej, że na sfałdowanym podłożu leżą utwory kambru dolnego (pytanie: czy przejście jest zgodne?) bądź ordowiku; luka ta powiększa się ku Krakowu. Formacje wyróżnione w obrębie kambru regionu kieleckiego to: formacja łupków Czarnej, formacja Ociesęk (piaskowce z trylobitami), obie znane z części zachodniej, oraz piaskowce Osieka i formacja łupków Kamieńca. Formacje środkowokambryjskie: formacja piaskowców Słowca (wyjątkowo zasobna w trylobity), piaskowców Usarzowa oraz najmłodsza - formacja łupków Gór Pieprzowych. Znany jest wyłącznie kambr dolny i część środkowego, brak kambru górnego i dolnego tremadoku, co interpretuje się jako lukę wywołaną ruchami fazy sandomierskiej; w górnym tremadoku po wyraźnej niezgodności zapis transgresji: zlepieniec podstawowy, piaskowce glaukonitowe (glaukonit tworzy się w wyniku niedostatków tlenu w basenie, zazwyczaj stowarzyszony jest z wolną sedymentacją; częsty w osadach transgresywnych, podobnie jak fosforyty). Powyżej - mułowce z chalcedonitami, z których prof. Kozłowski prawidłowo rozpoznał pozycję taksonomiczną graptolitów oraz ich budowę. W tremadoku, arenigu i lanwirnie powstawały płytkowodne piaskowce Bukówki, zaś w landeilu i karadoku - formacja wapieni z Mójczy. Dalej łupki graptolitowe, diabazy żyłowe w Niecce Bardziańskiej oraz, w ludlowie, szarogłazy niewachlowskie oznaczające erozję. Żyły diabazu wciskające się pomiędzy łupki graptolitowe (kontakt termiczny: 10-15 cm spieczenia, wylewy bądź wtłaczanie stopu między laminy) można datować przy pomoc zon graptolitowych. Zapiaszczenie osadów na granicy ordowiku i syluru nie świadczy o zaistnieniu tam ruchów takońskich. W okresie tym liczne są także wystąpienia skał magmowych, m.in. przewarstwienia w szarogłazach oraz łupkach graptolitowych. Skały emsu leżą wprost na kambrze bądź utworach sylurskich. W skałach dolnodewońskich ponownie występują oznaki wulkanizmu. W górnym emsie - kontynentalne osady oldredu, w eiflu sukcesja: dolomity czerwone - dolomity szare - wapienie stromatolitowe; są to dolomity wczesnodiagenetyczne, zawsze pozbawione skamieniałości, powstałe szybko z wysokomagnezowego kalcytu). W środkowym dewonie na obszarze kieleckim istnieje platforma węglanowa, gdzie miąższość węglanów sięga 1100 m; famen spoczywa z 10˚ niezgodnością wynikającą z bretońskich ruchów blokowych, ciągłość sedymentacyjna do kulmu - wyżej turnej, powyżej debryty skał sypiących się z południowego zachodu z niszczenia platformy węglanowej, i wizen. W turneju i dolnym wizenie powstawały łupki ilasto-krzemionkowe, deponowane w głębokim basenie, oraz wapienie z bogatą fauną, powstałe w basenie płytkim. Liczne są przejawy wulkanizmu.

Basen ulega wypłyceniu z końcem wizenu, co jest efektem fazy sudeckiej.

W strefie kieleckiej narzucają się trzy piętra tektoniczne: sandomierskie, kaledońskie oraz sudeckie. W części łysogórskiej wyróżnia się wyłącznie piętro sudeckie. Preordowickie piętro tektoniczne zawiera niezgodność kątową między kambrem środkowym a ordowikiem, np. w Niecce Bardziańskiej, gdzie zakonserwowaniu uległy utwory starszego paleozoiku.

Strefa łysogórska stanowi północną część trzonu paleozoicznego Gór Świętokrzyskich, posiada też najpełniejszy profil osadów paleozoicznych w południowej Polsce; wydzielono w jej obrębie jednostkę łysogórską (z osadami kambru, ordowiku i syluru), synklinę bodzentyńską (wypełnioną osadami dewonu) oraz antyklinę bronkowicko-wydryszowską (z osadami górnosylurskimi). Profil kambru rozpoczyna się formacją łupków Gór Pieprzowych, powyżej których znajdują się piaskowce Wiśniówki, osiągające 1400 m miąższości; najmłodsze skały kambru to formacja łupków Klonówki, z bogatą fauną trylobitów najmłodszego kambru. Ciągłe przejście do najstarszego ordowiku. Następnie wapienie Bukowian z fauną lanwirnu. W landeilu i karadoku powstała formacja łupków Jeleniowa, przykryta mułowcami formacji Wólki z fauną aszgilu. Profil syluru jest tu kompletny, z dominacją łupków graptolitowych. Górny sylur reprezentują formacje wydryszowska i rzepińska. Brak przejawów wulkanizmu; osady syluru i dewonu są w ciągłości sedymentacyjnej. Najstarszy dewon reprezentują formacja bostowska oraz formacja klonowska, przykryte detrytycznymi osadami lądowymi. Lochkow i prag - sedymentacja piaskowcowa i mułowcowa z brachiopodami (spiriferidy) i skamieniałościami śladowymi, dalej facja łupkowa z bogatymi skamieniałościami. Eifel zaczyna się osadami płytkowodnych dolomitów, zawierającymi nieliczne skamieniałości, powyżej masywne wtórnie zdolomityzowane wapienie z dużymi brachiopodami noszącymi ślady zniszczenia sztormowego. Platforma węglanowa eiflu musiała zatem przez jakiś czas istnieć w obu strefach, choć generalnie w strefie łysogórskiej jest nieobecna. Na pograniczu franu i famenu zaznaczają się ruchy ze śladami tensji. Famen jest już ponownie podzielony na strefy, co jest równoznaczne z zanikiem platformy węglanowej. Powyżej facja węglanowa; w stropie utworów dewońskich fameński kompleks łupkowo-marglisty oraz łupki ilaste najwyższego famenu, będące najmłodszymi osadami strefy łysogórskiej. W obu strefach ciągłe przejście dewonu w karbon, powyżej niezgodnie czerwony spągowiec.

Jako góry w sensie morfologicznym Góry Świętokrzyskie zaznaczyły się po wizenie, tuż potem intensywne niszczenie sięgnęło aż do dolnego i środkowego kambru - dominują zatem najtwardsze skały dewońskie. Wyróżniono liczne poziomy konodontowe na progach podmorskich. W obu strefach ciągłość sedymentacyjna do kulmu, przy czym obszar kielecki cechowała silniejsza subsydencja. W strefie łysogórskiej brak ruchów - wyłącznie zmiana facji, z obecnością facji lądowej w dewonie włącznie (zjawisko ingresji).

Strefa radomsko - kraśnicka leży na północ od strefy łysogórskiej i jest w całości przykryta osadami mezozoicznymi. Od północnego wschodu graniczy z niecką nadbużańską (uskok Ursynów-Grójec-Zamość), zaś ścisła granica ze strefą łysogórską pozostaje nieznana. Kontynuuje się daleko na północny zachód. Niedostatecznie poznany jest także tutejszy paleozoik; przypuszcza się, że strefę radomsko-kraśnicką i łysogórską rozdzielał w dewonie grzbiet bądź głębia. strefa radomsko-kraśnicka charakteryzuje się nieco innymi profilami dewonu, brakiem karbonu, obecnego zarówno w strefie łysogórskiej, jak i w rowie mazowiecko-lubelskim. Najstarsze poznane skały to sylur z graptolitami przidolu; główną serią osadową jest tu sekwencja skał dewonu od żedynu po famen, zróżnicowane litologicznie i sięgające 4000 m miąższości, przykład podobny jedynie do strefy Koszalin - Chojnice. Pomiędzy utworami iłowcowo-mułowcowymi przidolu a skałami żedynu z fauną morską (formacja sycyńska) istnieje ciągłość sedymentacyjna. W zigenie powstaje ląd, gdzie deponowane są osady stożków napływowych skupione obecnie w formacje czarnoleską i zwoleńską. Transgresja dewońska postępowała z zachodu już od eiflu; początkowo są to osady piaskowcowe z wkładkami zlepieńców, następnie węglany i anhydryty lagunowe. Na żywet i fran przypadają największe miąższości osadów. Wyróżniono tu dwie główne jednostki paleogeograficzne: wał Zwolenia-Szczebrzeszyna oraz rów Bąkowej - Kraśnika. Skały karbońskie występują tylko lokalnie. Lokalnie stwierdzono silne deformacje tektoniczne skał dewońskich. Powierzchnia Moho zalega na obszarze strefy radomsko-kraśnickiej na znacznej głębokości, około 50 km.

Porównanie budowy geologicznej strefy radomsko-kraśnickiej ze strefą łysogórską wzbudza wiele pytań: istnieją podobieństwa w przedziale sylur-dewon dolny, z tym, że miąższości wzrastają ku strefie radomsko-kraśnickiej. We wczesnym dewonie pomiędzy tymi dwiema strefami mogło istnieć podniesienie bądź głębia - jakiegoś rodzaju struktura separująca obszary facjalne. W obu strefach przejście syluru w dewon jest ciągłe, z zastrzeżeniem, że w strefie radomsko-kraśnickiej nie ma tak raptownej zmiany facji na granicy pięter. Profil strefy radomsko-kraśnickiej również zawiera zapis ingresji bez przerwy w sedymentacji w emsie. Powyżej eiflu w rowach zaznaczają się uławicone facje węglanowe, z dewonem górnym i środkowym wykształconym identycznie jak w antyklinie chęcińskiej, tj. w postaci platformy węglanowej. Po famenie zaznaczają się ruchy prowadzące do zniszczenia osadów karbonu, jeśli takie w ogóle zostały tu zdeponowane. Obecnie bezpośrednio na dewonie spoczywają osady permo-mezozoiczne.

Niecka nadbużańska i lubelskie zagłębie węglowe. Niecka nadbużańska leży na terenie Wyżyny Lubelskiej; jest to szeroka, łagodna struktura utworzona ze skał karbonu dolnego i górnego. Leży ona na granicy platformy wschodnioeuropejskiej i platformy paleozoicznej, w związku z czym na jej ukształtowanie i rozwój sedymentacji wpłynęły uskoki strefy T-T obecne w podłożu. Granicą południowo-zachodnią jednostki jest uskok Ursynów - Grójec - Zamość, wzdłuż którego utwory karbońskie niecki kontaktują ze skałami dewonu strefy radomsko-kraśnickiej. Niecka dzieli się na podniesienie łukowsko-hrubieszowskie, w obrębie którego znajduje się lubelskie zagłębie węglowe, oraz rów mazowiecko-lubelski, oddzielone antykliną Kocka, w której podłożu przebiega jeden z uskoków strefy T-T. Nieckę nadbużańską wypełniają osady karbońskie o wieku od wizenu po westfal, z przejściem od dominacji skał morskich do dominacji utworów lądowych. Profil niecki rozpoczyna się wizenem środkowym bądź górnym leżącym wprost na prekambrze bądź skałach dewońskich.

Istnieją dwa poglądy na budowę lubelskiego zagłębia węglowego.

W budowie geologicznej omawianego obszaru można wyróżnić kilka struktur: antyklinę Pionek, znajdującą się na granicy strefy radomsko-kraśnickiej, antyklinę Dęblina, już w obrębie rowu mazowiecko-lubelskiego, następnie antyklinę Kocka, dzielącą Podniesienie Podlasko-Hrubieszowskie od rowu mazowiecko-lubelskiego. W kierunku wschodnim utwory paleozoiczne ulegają wypłyceniu (głównie dewon i karbon, czasem ułożony przekraczająco karbon wprost na krystaliniku). Przekraczające jest także ułożenie pokrywy permo-mezozoicznej, głównie jury oraz kredy.

Odkrycie lubelskiego zagłębia węglowego miało miejsce w latach przedwojennych, kiedy prof. Samsonowicz prowadził poszukiwania fosforytów w zlepieńcach cenomańskich na Wołyniu. W toku badań stwierdził prawidłowość w rozłożeniu otoczaków karbońskich, o rozmiarze wzrastającym ku zachodowi, co świadczyło o rozmywaniu karbonu z tegoż kierunku. Bardzo blisko granicy Polski wiercenie przebiło karbon produktywny. Są to cienkie pokłady węgla o doskonałej kaloryczności, niewiele ustępującej antracytowi z zagłębia donieckiego. Eksploatuje się pokłady od 30 cm grubości wzwyż. Skały karbonu są lekko pofałdowane, zapewne wskutek ruchów asturyjskich. W części wschodniej karbon leży wprost na krystaliniku, na zachodzie wiąże się z niewielką bretońską niezgodnością erozyjną. Na pograniczu górnego dewonu oraz karbonu stwierdzono ślady wylewów diabazów, natomiast w tzw. serii kłodnicy znajdują się zlepieńce przewarstwione z tufami i wulkanitami. Epizody wulkaniczne zbiegły się z początkiem formowania zagłębia węglowego. Brakuje turneju; profil karboński rozpoczyna się od wizenu. Ruchy bretońskie doprowadziły do powstania niecki, uskokowania oraz erozji. Początkowo łupki lśniące, od połowy wizenu węglany z bardzo licznymi krzemieniami i fauną brachiopodów - do 30% objętości skały. Od najwyższego wizenu zaczynają się pojawiać wkładki osadów lagunowych i limnicznych, w niektórych ławicach mułowców pojawiają się cienkie warstewki węgla i sieczka roślinna. Formacja Huczwy (wizen) w sposób ciągły przechodzi w formację terebińską (namur A); od namurze A liczne wkładki z fauną morską, aż do westfalu A. Wizen, namur i westfal A występują pod utworami mezozoiku na zachodzie i północnym wschodzie niecki nadbużańskiej i na skrzydłach antykliny Kocka; część środkowa to westfal B, C, D formacji lubelskiej i magnuszewskiej. Formacja produktywna zaznacza się w formacji dęblińskiej, jednakże to formacja lubelska jest bardziej zasobna w węgiel. Stropowa formacja magnuszowska świadczy o osuszaniu klimatu, zaczyna się pstra sedymentacja lądowa; brak stefanu - co jest cechą typową dla zagłębi paralicznych. Ogólna miąższość skał karbonu jest spora, lecz zmienna ze względu na przedwizeńską erozję oraz ruchy - maksymalnie do 4 km. Miąższość serii węglonośnej rośnie ku zachodowi od 400 do 800 m. Interpretacją klasyczną jest zatem ukształtowanie zagłębia przez ruchy powestfalskie. Westfal przykrywa niezgodnie jura bądź kreda.

Dzięki badaniom sejsmicznym w ostatnich latach zaobserwowano jednakże znaczne różnice rzeczywistego obrazu wynikającego z zapisu skalnego w stosunku do powyższej interpretacji klasycznej. Narzuca się przede wszystkim paradoks: młodsze skały są bardziej zaburzone od starszych. Na sylurze wykształconym jako łupki i mułowce leżą dewońskie piaskowce kwarcytyczne przykryte węglanami - sekwencja ta jest zaburzona kilkakrotnymi nasunięciami kambru, ordowiku i syluru nawzajem na siebie. Nastąpiły zatem odkłucia. Na granicy skał prekambryjskich wskutek działania kompresji prostopadłej do krawędzi Platformy Wschodnioeuropejskiej, tj. z południowego zachodu, doszło do odkłucia kambru i ordowiku. Ruch zaznaczył się karbonie. Wynika z tego jeszcze jeden wniosek: antyklina Pionek nie jest antykliną: są to dachówkowo poukładane kolejne nasunięcia na granicy sylur-dewon. Wskutek przenoszenia naprężeń powstało nasunięcie (uskok) Kocka. Zaznaczają się zatem dwie walne granice nasunięć: granica krystaliniku oraz granica sylur-dewon. Obraz odpowiadający powyższemu udało się odnaleźć w Appalachach, gdzie odsłania się on na wielkich obszarach. Na samym zaś przedpolu istnieje płaska synklina naskórkowa z nasunięcia. Istnieje tam daleko wyższy stopień deformacji niż na zapleczu. Góry Świętokrzyskie także nie są orogenem kolizyjnym: nawet bardzo subtelna kompresja przy odpowiedniej kompetencji tektonicznej skał oraz dyslokacjach prowadzi do znacznych efektów, np. „spiętrzone antykliny”.

Pierwsze piętro strukturalne platformy paleozoicznej jest bardzo zróżnicowane - na dobrą sprawę budują je skały całego paleozoiku: piętro kaledońskie strefy Koszalin - Chojnice, Sudety o budowie mozaikowej z Sudetami Wschodnimi jako internidami; utworzenie górnośląskiego zagłębia węglowego oraz rotacja bloku. Strefa kielecka charakteryzuje się kilkoma miętrami tektonicznymi: sandomierskim, kaledońskim, waryscyjskim, czego nie da się powiedzieć o strefie łysogórskiej, z ruchami zaznaczającymi się dopiero po karbonie dolnym. Perm, niekiedy nawet stefan wchodzi już w skład pokrywy platformowej postorogenicznej, nazywanej czasem już cyklem alpejskim. Lepiej jednakże używać określenia - pokrywa permo-mezozoiczna. Drugie piętro strukturalne na platformie paleozoicznej wykazuje deformacje podczas gdy osady na kratonie są nietknięte. Osady całego fanerozoiku na północnym wschodzie Polski nie mają takiej miąższości jak sama pokrywa permo-mezozoiczna na Kujawach - wszystko to składa się na skrajne różnice pomiędzy zachodnią częścią Polski a częściami wschodnią i północną, leżącymi na platformie wschodnioeuropejskiej. Pokrywa permo-mezozoiczna tworzyła się w rozległych basenach powstałych na granicy autun-sakson pomiędzy masywami waryscyjskimi, z niszczenia których pochodził materiał deponowany w basenach z osiadania, charakteryzujących się permanentną i długotrwałą subsydencją oraz migracją depocentrów. Utwory płytkowodne i lądowe powstawały w równowadze pomiędzy subsydencją a depozycją. Na bardzo rozległym obszarze zaznaczają się ruchy epejrogeniczne. Obniżaniu na granicy autun-sakson ulegał także aulakogen duńsko-polski, poszerzający stopniowo swój zasięg ku południu. Jest to obniżenie perykratoniczne cechujące się subsydencją termiczną, później obciążeniową. W czasie sedymentacji był ryftem śródpolskim, o asymetrycznym profilu. Największe miąższości osadów notuje się na Kujawach, w miejscu przecięcia osi subsydencji basenu równoleżnikowego i bruzdy duńsko-polskiej. Struktury inwersyjne zostały ukształtowane po kredzie, lecz przed miocenem, stąd też mówi się w odniesieniu do wału środkowopolskiego o ruchach laramijskich. W obrzeżeniu permo-mezozoicznym Gór Świętokrzyskich oraz na monoklinie przedsudeckiej, w niecce przedsudeckiej i niecce opolskiej, w antyklinie annopolskiej - osady permo-mezozoiczne wychodzą na powierzchnię spod osadów kenozoicznych, których miąższość w całym kraju wynosi do 400 m. Kreda odsłania się także na południu, w nasunięciu karpackim, jest to jednakże ogniwo należące do innej jednostki - Alpidów.

Perm. W zachodniej części kraju szczególnie silnie przejawiają się ślady wulkanizmu dolnopermskiego; miąższości skał wulkanicznych przekraczają 500 m (np. rejon Szczecina) i tworzą rozległe pokrywy w Sudetach i na monoklinie przedsudeckiej. W częściach brzeżnych basenu permskiego brak cykliczności sedymentacji. W części centralnej profil jest już dużo pełniejszy, i tak np. na Kujawach istnieją kompletne cyklotemy, podczas gdy w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich znajduje się wyłącznie jeden. Na monoklinie przesudeckiej występują łupki miedzionośne związane z niedotlenieniem osadu (znoszenie metali do słabo przewietrzanego akwenu - z powstaniem siarczków Ag, Ir, Pt, Au), również wyznaczające brzeg basenu permskiego. O strefie brzeżnej wnioskował także Seilacher, opierając się na ułożeniu skamieniałości ryb. Układają się one mianowicie dłuższą linią prostopadle do brzegu i są wygięte: świadczy to o niedoborze tlenu i zatruciu siarkowodorem. Miąższość permu waha się: są to klastyki, skały efuzywne: trachybazalty, porfiry, melafiry, tufy filipowickie, diabazy. W niecce śródsudeckiej występują kaldery podrzędne wobec większego krateru, kontynuującego się po stronie czeskiej. Wulkanity czerwonego spągowca występują także pod nadkładem w Wielkopolsce. W Górach Świętokrzyskich sytuacja przedstawia się zupełnie odmiennie: na zlepieńcu zygmuntowskim leżą wapienie cyklotemu Werra. Na monoklinie przedsudeckiej powyżej łupków miedzionośnych leżą wapienie z fauną morską, wyżej dolomit, gips, anhydryt, sól kamienna i potasowa, budujące kolejne cyklotemy, w Polsce zazwyczaj niepełne. Jeśli cyklotem zaczyna się szarym iłem bądź wapieniem podstawowym - jest to informacja o dopływie świeżej wody oceanicznej do basenu permskiego. Dalej dolomit i pozostałe człony cyklotemu. Na brzegach basenu rozwijały się rafy mszywiołowe osiągające do 120 m miąższości, od góry uszczelnione solą cechsztyńską - ze względu na owo uszczelnienie są to potencjalne dobre źródła gazu ziemnego. Ostatni cyklotem przechodzi już w pstry piaskowiec.

Na Niżu występują dość powszechnie struktury solne, zgrupowane w antyklinorium środkowopolskim pod wpływem ciśnienia znacznego nadkładu. Są to struktury przebijające utwory permu, ale będące jego integralną częścią. Wzorcowy wysad solny Kłodawy powstał po jurze, przed trzeciorzędem, ściślej zaś po kredzie przed trzeciorzędem. Struktury halokinetyczne powstałe w Niecce Pomorskiej zmniejszają na przykład miąższość jury przez przerwanie ciągłości warstw. Generalnie sól migrowała ku górze już w pstrym piaskowcu, natomiast największa intensywność powstawania wysadów przypada na fazę laramijską. W jurze i kredzie powstają uskoki dzielące bruzdę duńsko-polską na szereg panwi (segment pomorski, kujawski, kutniański, obrzeżenie Gór Świętokrzyskich, Zrąb Gór Świętokrzyskich, Antyklinorium dolnego Sanu) - jednym z klasycznych uskoków tego rodzaju jest uskok zaznaczający się w antyklinie Annopola (przyrost miąższości albu i turonu - antyklina rosła w czasie sedymentacji albu). Uskoki prostopadłe do osi wału to zazwyczaj starsze, odziedziczone uskoki paleozoiczne. Halokinezę uruchamia uskok normalny bądź pojawianie się kompresji oraz działanie ciśnienia nadkładu. W wypadku cyklotemów permskich utrzymuje się reguła, że im młodszy jest dany cyklotem tym mniejszy jest jego zasięg. Na przykład cyklotem Werra oparł się o brzegi basenu centralnoeuropejskiego.

Trias. Maksymalna miąższość przypada na dwa depocentra na monoklinie bądź też w centralnym segmencie bruzdy duńsko - polskiej, gdzie sięga 1500 m na osadach szczątkowego cyklotemu Ohre. Stąd też wniosek o naprzemiennych stadiach ryftogenezy oraz ugięcia: pstry piaskowiec wykształcony jako czerwone piaskowce kontynentalne przypada na stadium ryftogenezy, z kolei wapień muszlowy, rozciągający się poza bruzdę wyznacza stadium ugięcia, następnie kajper ograniczony do bruzdy itd. W pstrym piaskowcu A i B wkładki z fauną morską: lingule, liścionogi, stromatolity interpretowane są jako ślady ingresji. Silna subsydencja ustaje przed wapieniem muszlowym. Np. w rejonie Skarżyska Kamiennej utwory pstrego piaskowca to kilkanaście metrów, gdzie indziej w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich nie przekracza on 100 m. Istotna jest także asymetria budowy bruzdy duńsko-polskiej: bliżej strefy T-T miąższości permo-mezozoiku są większe niż po stronie platformy paleozoicznej. W dolnej części pstrego piaskowca obrzeżenia Gór Świętokrzyskich znaleziono otoczaki wulkanitów, wkładki oolitów zaczynają się ku górze. Z kolei miąższości wapienia muszlowego maleją ku strefie metakarpackiej; ogromne nagromadzenie skamieniałości monospecyficznych takich jak Coenothyris vulgaris interpretowane są jako dowód abnormalnego zasolenia basenu. Obecność tych brachiopodów odczytuje się jako element faunistyczny alpejski, związany z istnieniem dwu przesmyków łączących ówczesny basen z oceanem Tetydy: bramy śląsko-morawskiej oraz karpackiej. Z innych elementów alpejskich znaleziono także otwornicę Glomospira densa, jednego (!) łodzika oraz konodonty. Pod fliszem karpackim stwierdzono obecność triasu platformowego. Dalsza sedymentacja jest zawężona do bruzdy duńsko-polskiej, jest 900 m kajpru i retyku. W dolnej części występuje facja piaskowca trzcinowego, z wkładkami gipsów i anhydrytów - poza bruzdą są to miąższości rzędu kilku metrów. Maksymalna miąższość pokrywy permo-mezozoicznej sięga 8-10 km, maleje ku północnemu wschodowi. Zasięg pstrego piaskowca jest większy niż wapienia muszlowego: oznacza to, że basen ulegał ekstensji i nie został wypełniony całkowicie przez morze. W strefie metakarpackiej miąższość pokrywy permo-mezozoicznej nie przekracza 3 km.

Jura. Na granicy trias-jura zaznacza się regionalna niezgodność wynosząca 1,5-4˚. Jest ona związana z ruchami starokimeryjskimi (wyniesienie obszaru znajdującego się w granicach dzisiejszej Polski en bloc). W obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich w spągu retyku w rejonie Ostrowca Świętokrzyskiego występuje zlepieniec lądowy, dalej ciągłe przejście retyku w lias. Następnie osady lądowe, skały osadowe z małżami oraz systemy korzeniowe; zdarzają się wkładki szamozytów. Ryft środkowopolski systematycznie rozwija się w tym czasie ku południowemu wschodowi, w środkowej jurze przebija się przez strefę metakarpacką, przy czym z racji usunięcia przez erozję polaramijską części skał interpretacja jest tu znacznie utrudniona. Lias jest generalnie lądowy, zdarzają się wkładki z fauną morską, w kierunku południowym zanika. Ogólne rysy facjalne kontynuują się przez Danię aż do Morza Północnego. W jurze środkowej następuje zmiana facji: tylko w bruździe duńsko-polskiej występują duże miąższości iłów rudonośnych. Np. na zachodnim skrzydle Niecki Miechowskiej, w okolicach Wielunia stwierdzono szczególnie duże ich koncentracje, sięgające 130 m. Miąższość ponownie maleje ku strefie metakarpackiej. Są to czarne iły ze sferosyderytami, czasem zawierające piękne amonity. Konkrecyjne złoża syderytów powstają przez syderytyzację pierwotnie węglanowych konkrecji (konkrecja pierwotnie syderytowa nie mogłaby być drążona ze wszystkich stron przez skałotocze) pogrzebanych w osadzie. Ścinanie niezdiagenezowanego iłu mogło sięgać 10 m, zaś impregnacja syderytem musiała zachodzić poniżej warstwy przesączonej wodą w bajosie i batonie. Sedymentacja keloweju to osady piaszczyste w dole, z gezami i spongiolitami; kelowej wychodzi bardzo daleko poza bruzdę duńsko-polską, aż na Lubelszczyznę, gdzie leży na karbonie, a nawet na krystaliniku. W Polsce północno-wschodniej jest wykształcony jako skały ilaste, inne niż na południu. Bierze się to z odmienności obszaru alimentacyjnego (w Polsce północno-wschodniej utrzymywała się sedymentacja materiału z niszczenia Tarczy Bałtyckiej). Warstwa bulasta, charakterystyczna dla granicy kelowej-oksford jest silnie skondensowana stratygraficznie, co odwzorowuje stan równowagi przy szybkiej transgresji, a więc także spowolnionej sedymentacji, czasem połączonej z redepozycją. Narzuca się gigantyczny zasięg terytorialny warstwy: sięga ona od Hiszpanii po łuk karpacki, jest czytelna nawet pod nasunięciem karpackim. Basen centralnoeuropejski wykazuje w tym czasie coraz silniejsze związki z południem Europy.

Stadium ryftogenezy kończy się około środkowej jury: w keloweju sedymentacja sięga już daleko poza obszar bruzdy duńko-polskiej. W Tatrach i Pieninach utrzymuje się sedymentacja głębokomorska - Tetyda sięga bowiem aż po obecną Zatokę Meksykańską. Następuje wówczas także eustatyczny wzrost poziomu morza połączony z reorganizacją płyt litosfery. W środkowym oksfordzie zaczyna się sedymentacja uławiconych wapieni płytowych (120 m miąższości, odsłonięcia w Częstochowie-Zawodziu) z amonitami; wyżej: wapienie skaliste należące do typu litologicznego zbudowanego głównie z gąbek, charakteryzujące się większą niż wapienie płytowe odpornością na wietrzenie. Co ważne, podlegały lityfikacji wcześniej niż oddzielające je jeszcze w czasie sedymentacji wapienie płytowe. W czasie niszczenia omawianych utworów powstawał zatem pierwotny relief; wśród wapieni płytowych zdarzają się osady warstwowane frakcjonalnie, interpretowane jako turbidyty, powstałe z niszczenia wapieni skalistych. Przebieg profilu od dołu: skondensowana warstwa bulasta, wyżej wapienie z amonitami, dalej wapienie gąbkowo-serpulowe, na nich poziom marglisty, na którym spoczywają wapienie z rzadkimi amonitami. Profil uzupełnia się ku północnemu zachodowi, tzn. ku centrum basenu, ku południowemu wschodowi przybywa z kolei luk związanych z erozją przedkredową.

Obecność serpulitu stwierdzono także w Tomaszowie Mazowieckim. Dalej na północny zachód na serpulach zaznaczają się osady resztkowego zbiornika tytońskiego z gipsami i anhydrytami należącymi do facji purbecku, co świadczy o systematycznym spłycaniu basenu. Z końcem jury wkutek ruchów epejrogenicznych sedymentacja przenosi się ku centrum basenu, na południowym wschodzie oraz na południu utrzymuje się erozja, o czym świadczy cenoman leżący wprost na jurze. W Tomaszowie na rozmytej powierzchni tytonu spoczywają zlepieńce uważane początkowo za dowód erozji śródjurajskiej, z czasem rozpoznane jednak jako walanżyn i erozja śródkredowa. Na Kujawach z kolei wprost na purbecku w ciągłości sedymentacyjnej leży lądowy berias z sieczką roślinną i wkładkami anhydrytów. Górny berias jest znany ponownie z Niecki Tomaszowskiej oraz (wykształcony tak samo) z Tarnowa i Lubaczowa. Skoro takie same utwory znajdują się pod nasunięciem fliszu oraz na Niżu Polskim - strefa metakarpacka musiała być miejscem kontaktu obu basenów, rozległą płycizną po której obu stronach utrzymywała się sedymentacja ilasta. Kiedy cały obszar dźwignął się wskutek ruchów eokimeryjskich, erozja rozcięła osady aż do jury (np. Kraków). Porównanie jury obrzeżenia Gór Świętokrzyskich z Lubelszczyzną pokazuje pewną różnicę: w obrzeżeniu występują iły rudonośne, skondensowany kelowej z fauną, zaś w kierunku Lubelszczyzny (obraz znany z licznych wierceń) kelowej zmienia się w zupełnie inną fację (wapienie piaszczyste z krynoidami, wyżej gipsy i anhydryty) i leży wprost na karbonie, często produktywnym. W północno-wschodnim oraz południowo-zachodnim obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich występują wapienie oolitowe wchodzące w skład rozległej platformy węglanowej, której miąższość przekracza 1000 m. Od środkowego oksfordu sedymentacja nadąża za subsydencją, lecz mimo to basen wypłyca się: nad wapieniami skalistymi leżą wapienie koralowcowe. W dolinie Kamiennej występuje środkowy oksford z amonitami, oraz oksford górny - wapienie skaliste, dalej koralowcowe, wyżej oolity kimerydu. W najpłytszych skałach ślady liści, kopalne poziomy gleb, szczątki krokodyli itd. Ku górze profilu górnej jury wyraźnie zaznacza się spłycanie basenu.

W rejonach bliższych Tarczy Bałtyckiej jura ma inny charakter: pozbawiona warstwy bulastej, w iłach i marglach znajdują się domieszki piaszczyste, na Mazurach i w Niecce Pomorskiej występują amonity w skałach ilastych. W rejonie Czarnogłów oolity dolnego kimerydu w tle ilastym, powyżej facje purbeckie, dalej luka erozyjna. Na Kujawach, czyli w osiowej części basenu - ciągłość sedymentacji.

Kreda. Neokom Kujaw sięga 600 m. Z uwagi na to, że berias w Niemczech jest lądowy, transgresja morskiego beriasu miała miejsce z bramy wschodnioeuropejskiej. Ryft znajduje się wówczas ponownie w stadium ryftogenezy - dochodzi do rozcięcia platformy węglanowej; basen rozszerza się w hoterywie. Na neokomie leżą w facji ilastej utwory z florą lądową, czasem z cienkimi smugami węgla, w apcie cienkie wkładki z fauną brakicznych otwornic w skałach piaszczystych i ilastych. W przeciwieństwie do tych osadów w centralnej części basenu leżą piaskowce z glaukonitem, znane np. z Annopola. Erozja po apcie usunęła jurę: alb jest już transgresywny i cechuje się coraz większym ścięciem erozyjnym ku południu. Neokom jest w zasadzie ograniczony do bruzdy duńsko-polskiej, alb rozciąga się na obszarze niemal całego kraju, wyznaczając tym samym stadium ugięcia w rozwoju aulakogenu. Najlepsze odsłonięcia kredy znajdują się w północnym i południowym obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich, po obu stronach trzonu paleozoicznego. Przemieszczając się od Niecki Tomaszowskiej wzdłuż południowo-zachodniego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich obserwować można następujące zmiany: Niecka Tomaszowska to jedyne odsłonięcie neokomu; na hoterywie z niewielką niezgodnością leżą utwory albu (0,5 m miąższości) o coraz mniejszych miąższościach, aż do zupełnego zaniku ku strefie metakarpackiej. Oznacza to, że strefa metakarpacka funkcjonowała wówczas jako brzeg basenu centralnoeuropejskiego. W profilu Niecki Tomaszowskiej: bardzo płytkomorskie piaskowce, powyżej wapienie z gąbkami, później sedymentacja pełnomorska z maksimum trwającej od albu transgresji w turonie. W późnoalbskim stadium ugięcia morze znajduje się na terenie całego kraju oprócz Opolszczyzny. Wzdłuż obranej powyżej linii profilu facje klastyczne zostają zastąpione węglanowymi, na granicy alb-cenoman znajduje się warstwa fosforytów o roli tożsamej ze skondensowaną warstwą bulastą. Na granicy cenoman-turon zaznacza się anoksja w postaci bardzo rozlegle rozprzestrzenionych na całym świecie czarnych łupków. Wyznacza to epizod wtargnięcia na obszary szelfowe wody ubogiej w tlen. Jest to znakomity poziom reperowy. Środkowy alb - stadium ryftogenezy, górny alb - stadium ugięcia. W późnym albie zaznacza się reorganizacja płyt litosfery: następuje eustatyczne podniesienie poziomu morza; istotne jest przy tym, że pulsy regresywne są zawsze szybsze niż transgresywne i że zawsze są synchroniczne po obu stronach grzbietu śródoceanicznego.

Spomiędzy Krakowa a Zawiercia znane są jurajskie wapienie skaliste ścięte turonem, zaś kilkaset metrów dalej utwory kredowe ścina santon. Oznacza to, że ujawniła się tektonika synsedymentacyjna: uskok zawierciański jest wielkim lineamentem kontynuującym się w kierunku Annopola i progu środkowej Wisły. Ruchy te w ogóle nie zaznaczają się w centralnej części basenu. Także tu wskazać można przykład kondensacji stratygraficznej: na zlepieńcach cenomanu leży warstwa stromatolitów, na nich - ujednolicenie facji w santonie. Niektóre stromatolity są poprzewracane, co świadczy o zbyt silnym dla nich falowaniu. Annopol znajduje się na obszarze bruzdy duńsko-polskiej. Powyżej eksploatowanej silnie skondensowanej warstwy fosforytów zaznacza się wyrównanie facji w turonie, wyżej ciągłe przejście do sedymentacji dano-montu. Warstwa fosforytonośna jest zapisem kilku środowisk sedymentacji. W albie i cenomanie miała miejsce transgresja eustatyczna; wskutek lokalnej tektoniki zachodziło podnoszenie bloku aż do spłycenia basenu, włącznie z redepozycją i kondensacją stratygraficzną. O istnieniu uskoku synsedymentacyjnego pozwala wnioskować analiza facji oraz zmiana miąższości. Warstwa fosforytonośna liczy 30 do 70 cm miąższości; zanika i rozdziela się na szereg poziomów w znacznie większych miąższościach poza bruzdą duńsko-polską. Na przykładzie profilu Kraków-Zalesice widać, że sedymentacja albu miała miejsce na już istniejącym reliefie; w późnym środkowym cenomanie oznaki wyrównania, na przełomie cenomanu i turonu zaznacza się tektonika blokowa.

Na południu zasilanie basenów fliszowych to nic innego jak tektoniczne obłamywanie platformy paleozoicznej Polski: od triasu w karpatach zewnętrznych, od jury w karpatach fliszowych. W kierunku zachodnim sedymentacja albu zanika. Przy rozwoju sedymentacji zaznaczają się dwa kierunki tektoniczne: równoległy oraz skośny do linii T-T. Kierunki równoleżnikowe wyznaczają uskoki odmłodzone (odziedziczone), kierunki równoległe do linii T-T to przeważnie uskoki laramijskie. Ku trzonowi paleozoicznemu Gór Świętokrzyskich granicę platformy paleozoicznej wyznaczają dolomity eiflu, na nich leżą przekraczająco utwory pstrego piaskowca, należące do pokrywy permo-mezozoicznej; jest to granica pięter strukturalnych. Transport materiału klastycznego w pstrym piaskowcu odbywał się w poprzek Gór Świętokrzyskich, co oznacza, że w pstrym piaskowcu Gór Świętokrzyskich w sensie morfologicznym nie było (wyrównywania zaczyna się w czasie trangresji cechsztynu). Wał Środkowopolski wydźwignął się po mastrychcie, przed miocenem. Na jednostkach laramijskich leży bezpośrednio pokrywa kenozoiczna;

Struktura kwiatowa, opisana przez Pożaryskiego z kredy Niemiec występuje także w lineamencie świętokrzyskim; powstaje przy transpresji, tj. inwersji połączonej z przesunięciem. Pożaryski badał rozwój pokrywy permo-mezozoicznej w kierunku trzonu pleozoicznego Gór Świętokrzyskich. W górze profilu niezgodnie leży neogen; ku trzonowi natomiast: miąższość całego triasu rośnie z północnego-wschodu; miąższość jury dolnej oraz środkowej - podobnie. Oczywistym wnioskiem jest, że Gór Świętokrzyskich w sensie morfologicznym nie było wówczas na powierzchni. Rośnie także miąższość permu, co jest bardzo widoczne mimo licznych uskoków. Miocen w części połnocno-wschodniej jest lądowy, na południowym zachodzie morski. Na południowym zachodzie facje są bardziej podobne bądź wręcz identyczne; inwersja spowodowała powstanie stref uskokowych i antyklinoriów, których przebieg jest dostosowany do krawędzi Platformy Wschodnioeuropejskiej. Góry Świętokrzyskie w cyklu alpejskim uległy inwersji o amplitudzie równej 4 km, nieco większej w części północnej. Inwersja ta spowodowana została przeniesieniem naprężeń związanych z orogenezą na obszar platformowy.

W mastrychcie następuje spłaszczowinowanie Pienin: zachodzi kolizja, delikatna kompresja powoduje fałdowanie i wydźwignięcie aulakogenu: powstaje struktura tektoniczna nazywana antyklinorium środkowopolskim. Deformacje zaznaczają się na zachód od linii T-T; struktura dzieli się na szereg jednostek: wał pomorski, wał kujawski, wał kutnowski, zrąb Gór Świętokrzyskich. Z końcem santonu dźwigać zaczyna się także obszar sudecki. Są to ruchy typu germańskiego, łagodna tektonika obszaru platformowego. Stopień deformacji zawsze maleje ku eksternidom.

Aulakogen środkowopolski został założony na strefie Gutercha: występują w nim największe miąższości skorupy kontynentalnej. Od prekambru podlega on fragmentaryzacji, powstaje Ocean Tornquista; następnie presylurski ryfting powoduje powstanie strefy Gutercha; w Oceanie Waryscyjskim tworzy się tu szelf osadowy, rozwija się sedymentacja morska i molasowa. Zamknięcie basenu i powstanie waryscydów ma miejsce w karbonie, później utrzymuje sedymentacja permo-mezozoiczna aż do laramijskiego wydarzenia tektonicznego w środkowej kredzie. Jest to ryft o przekroju asymetrycznym; jego powstanie lepiej przedstawia model Wernickiego z prostym ścinaniem: przy ryfcie tego rodzaju baseny potomne, takie jak niecka opolska pojawiają się znacznie później [W niecce opolskiej sedymentacja trwa od cenomanu (osady transgresywne)].

Góry Świętokrzyskie, Sudety oraz Górnośląskie Zagłębie Węglowe charakteryzują się odsłonięciami paleozoiku na powierzchni oraz kilkoma piętrami strukturalnymi. Południe kraju należy do trzeciej wielkiej jednostki, Alpidów. Miocen zapadliska przedkarpackiego genetycznie nie wiąże się z pokrywą kenozoiczną niżu - jest on związany z obszarem alpejskim. Na przykład w Morzu Północnym, z niewielką niezgodnością (3-4˚) na strukturach laramijskich leży 2000 m trzeciorzędu, z ropą w rezerwuarach powstałych z odsypów brzegowych. Ze względu na nieciągłość pokrywy trzeciorzędowej w Polsce generacja ropy naftowej nie miała miejsca.

Z końcem mezozoiku ruchy laramijskie spowodowały podział pokrywy permo-mezozoicznej na mniejsze jednostki nazywane mezozoicznymi. Powstawały na miejscu basenu środkowoeuropejskiego, istniejącego od początku permu aż do końca kredy. Wyróżniają się tu trzy zasadnicze typy struktur tektonicznych: strukury solne, fałdowe oraz uskoki. Wśród jednostek mezozoicznych wyróżnia się:

• Płyta Polski północno-wschodniej z permo-mezozoikiem leżącym płasko na skałach prekambru, starszego paleozoiku bądź karbonu; nieduże miąższości i niepełny profil.

• Niecka brzeżna położona w marginalnej części platformy wschodnioeuropejskiej wydłużona i wąska depresja wypełniona osadami górnej kredy i najniższego trzeciorzędu; po inwersji wału środkowopolskiego nieco dłużej utrzymała się tu morska sedymentacja trzeciorzędu. Najbardziej kompletny profil znajduje się w najgłębszej części niecki - niecce warszawskiej.

• Wał środkowopolski ciągnie się przez cały kraj, od Pomorza zachodniego po wschodnią część Małopolski. Pod trzeciorzędem występują skały triasu, jury i kredy dolnej, w odróżnieniu od sąsiadujących niecek.

• Niecka szczecińsko-mogileńsko-łódzko-miechowska wypełniona utworami górnej kredy.

• Monoklina przedsudecka i monoklina krakowsko-częstochowska

Trzeciorzęd. Pokrywa kenozoiczna Polski północnej i środkowej nie jest zachowana w sposób ciągły. Sumaryczne miąższości wraz z mioceńską sedymentacją burowęglową (200 m) sięgają na niżu 400 m. W niektórych miejscach czwartorzęd leży wprost na paleozoiku, triasie, jurze bądź kredzie. Aktywacja Sudeckiego Uskoku Brzeżnego (pliocen Gozdnicy) nie dopuściła do sedymentacji trzeciorzędu w Sudetach. W paleogenie przeważają warunki morskie, w neogenie - lądowe.

W niecce brzeżnej, gdy z końcem kredy zaczął się wypiętrzać Wał Środkowopolski, we wschodniej części utrzymał się resztkowy zbiornik posiadający łączność z Morzem Północnym. Z niecki szczecińsko-łódzko-miechowskiej morze wycofuje się już pod koniec kredy. Granica K-T dobrze uwidacznia się w okolicach Kazimierza nad Wisłą; opoki w Nasiłowie zawierają konkrecje, zaś w piaskowcu glaukonitowym występują organizmy morskie, już bez amonitów. Szczególnie duże nagromadzenia tworzą otwornice i jeżowce: do 60 m miąższości danu i montu (dolny paleocen). Górny paleocen to ciemne klastyki i iły z substancjami węglistymi (tzw. iły toruńskie) powstałe z sedymentacji lądowej. W eocenie transgresja morza na północnym zachodzie, w niektórych miejscach zalew ten sięga aż po Warmię i Mazury; tworzą się utwory piaszczyste, ilaste, z wkładkami węgla brunatnego oraz śladami regresji. W najwyższym eocenie i oligocenie tworzą się piaski (tzw. oligoceńskie) - glaukonitowe z fosforytami, stanowiące doskonały poziom wodonośny; jest to ostatnia wielka transgresja na obszar Europy - sięga od zbiornika anglo-paryskiego aż po Kazachstan. Znakomity profil tych utworów znajduje się w Niecce Warszawskiej; miąższości rzędu 20-30 m. W najwyższym oligocenie oraz głównie w miocenie tworzy się główna formacja burowęglowa w Polsce: Bełchatów, Konin, Turoszów. Początkowo sądzono, że węgle brunatne tworzyły się w dolinach rzecznych; są to jednakże rowy tektoniczne o złożonej genezie: wskutek dźwigania wysadów solnych oraz solifklukcji powstawały zagłębienia o wymiarach nawet 200 m. W Turoszowie zaznacza się także tektonika synsedymentacyjna. W najwyższym miocenie i przez cały pliocen tworzą się tzw. iły poznańskie (mioceńskie - dolne, plioceńskie - górne), powstające na wielkim jeziorzysku o zasięgu Berlin - Mazury. Na Ziemi Szczecińskiej w miocenie tworzyła się cienka warstwa adamowska, wskutek słabego pulsu transgresywnego z Morza Północnego.

W miocenie na obszarze Polski panował klimat zbliżony do klimatu dzisiejszej Grecji. W pliocenie ulega już ochłodzeniu. Miąższość trzeciorzędu maleje ku południu, wyjąwszy Zapadlisko Przedkarpackie; Na przedgórzu sudeckim rzeki roztokowe wynoszące materiał z niszczenia Sudetów tworzyły tzw. warstwy Gozdnicy. Uskok brzeżny oddziela z jednej strony sedymentację pliocenu, z drugiej - utwory starsze. O jego wieku wnioskowano pośrednio z datowanych wulkanitów, ustalając datę na 20 Ma. Andezyty z góry Wżar w Pieninach są izochroniczne, lecz zupełnie niezwiązane z procesami zachodzącymi wówczas w Sudetach.

Granicę trzeciorzęd - czwartorzęd ustanowiono na 1,8 Ma w oparciu o ciągłe profile Atlantyku. Samą teorię zlodowaceń wprowadził Agassiz; najpierw następuje ochłodzenie klimatu, dopiero potem znajduje ono odwzorowanie w sedymentacji. Obecna rzeźba Polski jest w ogromnym stopniu zdeterminowana przez zlodowacenie bałtyckie, które z obszaru Warmii i Mazur ustąpiło około 11 tys. lat temu. Ku południu wzrasta urozmaicenie rzeźby; w pokrywie kenozoicznej znajdują się nagromadzenia glinek ogniotrwałych oraz przede wszystkim surowców ilastych, np. z formacji międzywęglowych, ewentualnie kruszywo bazaltowe. Z utworów czwartorzędowych przede wszystkim iły warwowe.

Domena karpacka. Jednostki alpejskie rozwijały się w tym samym czasie co pokrywa permo-mezozoiczna, jednak w innych warunkach. Zaznacza się w nich wyraźny linijny układ pasm: Karpaty Zewnętrzne (Fliszowe), wąski Pieniński Pas Skałkowy, Niecka Podhala z jednostkami tatrzańskimi w podłożu, założona po sfałdowaniu Tatr oraz same Tatry. Są to jednostki kolizyjne; utwory fliszowe są odkorzenione od podłoża i nasunięte na morski miocen Zapadliska Przedkarpackiego; sięgają do Suchej Beskidzkiej. Północna część Zapadliska Przedkarpackiego to zapadlisko zewnętrzne, część południowa, ukryta pod nasunięciem karpackim, to zapadlisko wewnętrzne. W związku z polaryzacją orogenu Tatry zostały sfałdowane po turonie, Pieniny z końcem kredy, zaś Karpaty Fliszowe na przełomie paleogenu i neogenu. Pokrywa osadowa wykształcona jest w facji pstrego piaskowca w dole, wyżej leży morski ret, podobnie jak na niżu. Głębokość basenu rośnie w kierunku południowym. Po słafdowaniu Tatr sedymentacja zachodziła na północ od Tatr w basenie pienińskim, który z końcem kredy uległ sfałdowaniu i spłaszczowinowaniu; spłaszczowinowany basen pieniński został wyniesiony na powierzchnię. Pieniny znikają pod późniejszą sedymentacją, podobnie jak Tatry przykryte są osadami oligocenu oraz eocenu. W zapadlisku przedkarpackim z przefałdowania utworów salinarnych w obecności metanu powstało epigenetyczne złoże osiarkowanych wapieni.

Karpaty są częścią wielkiej struktury tektonicznej ciągnącej się od Hiszpanii po Rumunię; jest to łuk ukształtowany ostatecznie na przełomie paleogenu i neogenu na styku granicy platformy wschodnioeuropejskiej oraz platformy moezyjskiej. Karpaty Zewnętrzne, tj. fliszowe, w Polsce oddzielone są od Karpat Wewnętrznych pasem skałek tkwiących w kredowym fliszu, o szerokości od 500 m do 5 km. Wszystkie jednostki zostały nasunięte z południa na północ. Basen panoński jest rozległym zapadliskiem śródgórskim, niejednorodnym, zbudowanym z mniejszych jednostek, takich jak Basen Transylwański. Na przedpolu Karpat zaznacza się rów przedgórski, integralna część orogenu kolizyjnego; zwęża się w miejscu dosunięcia do sztywnego elementu oporowego, rozszerza się przy styku z bardziej miękkimi skałami platformy paleozoicznej. Basen panoński i transylwański wypełniają bardzo młode utwory plioceńskie i czwartorzędowe, z wyraźnym wulkanizmem plioceńskim i plejstoceńskim oraz ogromnymi miąższościami molasy (do 6 km), co wynika z subsydencji związanej z cienieniem nadtapianej skorupy. Na południowych stokach Karpat Wschodnich i Zachodnich występują bazalty plioceńskie i plejstoceńskie oraz inne wulkanity neogeńskie; w basenach osady trzeciorzędu i czwartorzędu.

Pod nasunięciem karpackim, w wewnętrznej części Zapadliska Przedkarpackiego leży ścięty miocen: Karpaty nasuwały się w trakcie miocenu. W młodszym miocenie materiał z nasuwających się już Karpat Fliszowych sypie się na czoło nasunięcia, gdzie występują jego największe miąższości (subsydencja obciążeniowa). Brak bezpośrednich dowodów na istnienie skorupy oceanicznej w zamykanym basenie: brak ofiolitów; flisz ma charakter silikoklastyczny, niewielki jest w udział skał zasadowych. U czoła nasunięcia zafałdowany miocen: procesy dofałdowywania doprowadziły do migracji metanu ku północy oraz powstania wapieni z epigenetyczną siarką z reakcji metanu z gipsem: częste są pseudomorfozy siarki po gipsie. Miocen lądowy jest zaczątkiem pokrywy osadowej na alpejskim piętrze strukturalnym: np. w Kotlinie Nowotarskiej leży on niezgodnie na magurze, skałach Pienińskiego Pasa Skałkowego oraz fliszu.

W oknach i czapkach krystalicznych Tatr występują skały oderwane i otulone osadami młodszymi; wśród skał osadowych Tatr wyróżnić można autochtoniczną i paraautochtoniczną serię wierchową , osadzoną na masywie granitowym Tatr; nasunięta jednostka reglowa zawiera radiolaryty: została odkorzeniona i przesunięta ponad serią wierchową. W krystaliniku basenu transylwańskiego stwierdzono istnienie szeregu nasunięć: niewykluczone zatem, że trzon krystaliczny Tatr jest również ucięty na dużej głębokości: odkryta w jego obrębie strefa zawodnienia zawsze rozwija się na powierzchni nasunięcia. Granit tatrzański mógł zatem zostać odkłuty i przemieszczony. Brak pewności co do obecności ofiolitów w basenie transylwańskim, tamtejsze skały są bowiem silnie przeobrażone.

Najbardziej zewnętrzną jednostką budującą Karpaty na obszarze Polski jest jednostka stebnicka w okolicach Przemyśla: zawiera ona fałdy wgłębne powstałe z przefałdowania fliszu z miocenem. Dalej jednostka skolska, podśląska, śląska, przedmagurska-dukielska oraz najbardziej rozbudowana jednostka magurska na północ od Pienińskiego Pasa Skałkowego, przefałdowanego w mastrychcie, spłaszczowinowanego i wyniesionego w czasie transpresji; nad nim sedymentacja fliszu paleogeńskiego. Utwory fliszowe w magurze są nieprzerwane do połowy trzeciorzędu. W Karpatach fliszowych sedymentacja fliszu trwa permanentnie od górnej jury do trzeciorzędu. Przykładem zafałdowanego miocenu jednostki podśląskiej, korelowanego z fałdami wgłębnymi jednostki stebnickiej jest Wieliczka. Profil uzupełnia się ku południu - jednostka skolska jest z kolei najmniej kompletna. Baseny fliszowe były zakładane w różnej kolejności, najwcześniej powstał basen magurski; najstarsze skały występują w magurze i jednostce śląskiej. Jakakolwiek wiedza o podłożu pochodzi w tym wypadku z wierceń (np. Sucha Beskidzka - 5 km) oraz badań geofizycznych.

Nasunięcia są połogie i posiadają okna tektoniczne nad krystalinikiem (Okno tektoniczne Mszany Dolnej, okno tektoniczne Żywca - w podłożu znajduje się krystalinik prekambryjski); największe miąższości utworów w zapadlisku przedkarpackim występują na wschodzie, nad skałami osadowymi wendu; na wschodzie zaznacza się także budowa skibowa. W pobliżu Zakopanego być może zachodzi podwojenie podłoża granitowego: zalega ono na głębokości przekraczającej 15 km i cechuje się bardzo szybkim przyrostem głębokości.

Tatry stanowią najwyższą jednostkę łańcucha karpackiego. Na południe od regli znajdują się wierchy: podział tektoniczny jest tu doskonale oddany przez miejscowe nazwy. Część wschodnia zbudowana jest z granitoidu, część zachodnia ze skał metamorficznych; cienką pokrywę osadową budują dolomity środkowotriasowe oraz facja urgonu. Sedymentacja reglowa miała miejsce daleko na południu; utwory regli zostały następnie przesunięte ponad wierchami. Potem zaszło odpreparowanie budowy geologicznej dzięki erozji. Badania ciśnienia nadkładu wykazały, że Tatry były przykryte 2-3 km osadu fliszowego przed swym wypiętrzeniem. Wydźwignięcie miało miejsce w miocenie. Na przykładzie Hrubego Regla (odsłonięcie zlepieńca eoceńskiego), gdzie dominującymi skałami są utwory jednostki reglowej, widać że w eocenie wierchy nie były odsłonięte. Pomiędzy wierchami a reglami widoczna jest powierzchnia nasunięcia, np. w Dolinie Strążyskiej. Wschodni kraniec Tatr wyznaczają Tatry Bielskie na Słowacji. Granicą południową jest mioceński uskok podtatrzański nazywany też liptowskim.

Karpaty wewnętrzne na obszarze Polski dzielą się na Tatry, Pieniński Pas Skałkowy oraz nieckę Podhala, pozbawioną budowy płaszczowinowej. Płaszczowiny tworzyły się w różnym czasie, w związku z czym przejawia się polaryzacja fałdów i inne cechy orogenu kolizyjnego. Basen tatrzański ulegał ryftogenezie już od triasu. Baseny odpowiadające poszczególnym dzisiejszym płaszczowinom miały róże szerokości i były zakładane w różnym czasie. Styl budowy tektonicznej Karpat Wewnętrznych jest podobny we wszystkich pasmach, także leżących poza granicami Polski (Fatra itd.).

Wśród serii osadowych Tatr wyróżnia się regle i wierchy; seria wierchowa szczególnie dobrze odsłania się w wielkim masywie węglanowym Giewontu, zbudowanym z środkowotriasowych wapieni i dolomitów (oraz skał krystalicznych). W Tatrach Zachodnich dominują skały metamorficzne, w części wschodniej granitoidy. W obniżeniach trzonu krystalicznego Tatr leżą strzępy skał osadowych, dalej ku północy autochtoniczne i paraautochtoniczne osady serii wierchowej, jeszcze dalej na północ - regle, tworzące znacznie szerszy pas. Południowa granica serii osadowych to kontakt tektoniczny, północna jest w kontakcie sedymentacyjnym. Na obszarze Liptowa i Podhala po sedymentacji utworów fliszowych, w miocenie powstają głębokie rozłamy związane z główną fazą górotwórczości alpejskiej, np. uskok podtatrzański wzdłuż którego nastąpiło wydźwignięcie gmachu tatrzańskiego. Obliczony nadkład osadów fliszowych nad gmachem tatrzańskim wynosi 1,5-2 km. Uskoki normalne związane z dźwignięciem Tatr na Podhalu powodują wychylenie warstw nawet do 45º w części południowej niecki (20º w części środkowej). W podłożu fliszu podhalańskiego kontynuują się jednostki tatrzańskie.

Trzon krystaliczny i seria wierchowa. Do niedawna sądzono, że jest autochtoniczny. Przykrywają go osady autochtoniczne i allochtoniczne; według Jankowskiego krystalinik został nasunięty, zaś budowa Tatr jest zróżnicowana. Trzon krystaliczny posiada liczne obniżenia i elewacje. Częste są także czapki tektoniczne (np. czapka tektoniczna Kasprowego Wierchu), kiedy odkorzenione skały krystaliczne leżą na osadach; w oknach tektonicznych widoczne są jednostki niższe, co jest cechą charakterystyczną budowy płaszczowinowej. Wiek trzonu krystalicznego jest zróżnicowany za sprawą odmładzania skał; według datowań Burcharta jest to 290 Ma (górny karbon), równowiekowy z intruzjami Strzegomia i Strzelina. Wiek skał metamorficznych jest starszy o kilkadziesiąt Ma; są to zmetamorfizowane osady sylurskie i dewońskie. Możliwa jest zatem interpretacja podobna do Sudetów, gdzie granit karkonoski przebija się przez metamorfik izerski. Bezpośrednio na trzonie, w obniżeniach, Passendorfer znalazł brekcję zawierającą fragmenty krystaliniku spojoną ilastym lepiszczem lądowym, tzw. zlepieniec koperszadzki, odpowiednik skał facji verrucano w Alpach. Występuje wyłącznie na Słowacji; jako osad lądowy koreluje się z utworami czerwonego spągowca na Niżu. Na zlepieńcu leżą utwory dolnego triasu (werfenu: seis i kampil): rzeczne piaskowce lądowe, podobne do skał pstrego piaskowca na Niżu. W części górnej kampilu (korelacja z retem na Niżu) występują mułowce, dolomity etc. Za pomocą badań megaspor stwierdzono podobieństwo basenu do sedymentacji na Niżu; płytki basen zaczyna się rozszerzać ekstensyjnie. Utwory węglanowe triasu środkowego leżą w kontakcie sedymentacyjnym: są to wapienie, wapienie zdolomityzowane oraz dolomity wczesnodiagenetyczne z rzadkimi skamieniałościami. W anizyku i ladynie obu serii - reglowej i wierchowej - występują bardzo płytkowodne szkarłupnie, glony wapienne, rzadkie amonity oraz konodonty. Dopiero ruchy z końcem triasu środkowego spowodowały zróżnicowanie basenów: pewne miejsca zostają wynurzone. Oprócz płytkowodnych utworów retyku (warstwy z Tomanowej) znany jest także „kajper” tatrzański z napławioną florą, reprezentujący facje płytkowodne a nawet lądowe. W serii reglowej istnieją luki sedymentacyjne oraz zazębianie z osadami lądowymi. Utwory liasu w serii wierchowej są piaszczyste, niekiedy z amonitami. Powyżej wapienie krynoidowe bajosu i batonu; malm rozpada się na szereg jednostek litostratygraficznych. Na przejściu do neokomu wapienie płytkowodne. W barremie i apcie wierchów „wapienie rafowe” urgonu, o skrasowiałej górnej powierzchni, przykrytej pelagicznym osadem wapiennym z zawartością glaukonitu (np. na Wielkiej Równi - od kilkudziesięciu cm do kilkunastu m miąższości, z aż ośmioma poziomami amonitowymi). Skały te powstały przy bardzo wolnej sedymentacji mułu węglanowego, w warunkach szybkiej lityfikacji, stąd silna kondensacja stratygraficzna. Wyżej pojawia się sedymentacja piaszczysta, łupki z kliważem ołówkowym; koniec profilu wyznaczają piaskowce turonu.

Wierchy reprezentują profil bardzo kompletny. Seria wierchowa leży na krystaliniku w kontakcie sedymentacyjnym, jest zatem jednostką autochtoniczną (seria Kominów Tylkowych) bądź też paraautochtoniczną, nasuniętą z niewielkiej odległości (podjednostki Ździarów i Organów w obrębie jednostki Czerwonych Wierchów i jednostka Giewontu, zawierająca także skały krystaliczne). Regle tworzyły się dalej na południu, z północy na południe były to: jednostka kriżniańska, choczańska, strażowska; po sfałdowaniu i nasunięciu nastąpiła inwersja i obecnie leżą w odwrotnej kolejności. W Tatrach obecna jest głównie jednostka kriżniańska, choczańska i strażowska zachowały się w strzępach. Facja i litologia jednostek umożliwiają rekonstrukcję basenów sedymentacyjnych. W serii reglowej znaleziono te same co w wierchach skały dolnego triasu odkłute od podłoża; oznacza to, że baseny zaczęły różnicować się po triasie. W serii wierchowej przejście jury w kredę to wybitnie płytkowodne wapienie mikrytowe. W reglach jest to facja białych wapieni pelagicznych z krzemieniami, powstałych tuż powyżej ccd. W serii wierchowej brak radiolarytów; są one obecne w reglach, w postaci tożsamej z radiolarytami znanymi z Pienin. W wierchach powyżej neokomu leży facja urgonu, charakterystyczna dla zewnętrznych części Tetydy (barrem, apt); są to wapienie platformy węglanowej ze scleractiniami, diploporami, otwornicami (Orbitolina) oraz skamieniałościami glonów. W generalnym zarysie urgon jest facją płytką, momentami aż do wynurzenia włącznie (wydrążenia skałotoczy znane z urgonu na Ukrainie), nawet z rynienkami krasowymi. Wprost na nich wapienie glaukonitowe ze skamieniałościami amonitów oraz otwornicami (Globigerina). Oznacza to, że platforma węglanowa została bardzo gwałtownie zatopiona. Powyżej mułowcowo-piaszczyste skały fliszopodobne. Zapis kończy się na dolnym turonie, zaś przed kampanem następuje sfałdowanie Tatr.

Regle. Trias dolny i środkowy podobny do serii wierchowej, przy czym seria reglowa jest w całości odkłuta i nigdzie nie ma kontaktu z krystalinikiem. W bajosie wszystkich trzech jednostek (kriżniańskiej, choczańskiej i strażowskiej) trwa sedymentacja radiolarytów, co świadczy o bardzo znacznym pogłębieniu basenu; są to tzw. radiolaryty z Sokolicy (bajos) i Czajakowej (oksford). Utwory kelowejskie to wapienie bulaste z amonitami, powstałe na granicy niedoboru kalcytu, tuż powyżej ccd. Poprzedzają one sedymentację radiolarytów oksfordzkich. Kimeryd, tyton i kreda aż do hoterywu są wykształcone jako jasne wapienie z wczesnodiagenetycznymi krzemieniami. Barrem i apt to tzw. wapienie murańskie, z redeponowanymi fragmentami urgońskiej platformy węglanowej (flow debris). Basen ulega już spłyceniu, podobnie jak w przypadku bruzdy gałęzickiej w zachodniej części Gór Świętokrzyskich. Na tym kończy się profil serii reglowej. Wskutek nacisku od południa Tatry ulegają sfałdowaniu po turonie. Istnieją co do tego dwie teorie:

• Teoria geotumorów (Kotański, nieaktualna): wypiętrzanie den oceanicznych połączone ze zsuwaniem skał osadowych w depresje. Teorii takiej przeczą obserwacje z obszaru alpejskiego, gdzie niektóre płaszczowiny pełzły ku górze.

• Nacisk boczny ze ścinaniem (Książkiewicz): nacisk od południa. Następuje poruszenie paraautochtonu, następnie przesunięcie regli z zaburzeniem wierchów, głęboka kompresja, obejmująca skały podłoża wraz z trzonem, co świadczy o orogenie kolizyjnym. Szacuje się, że obecne maksimum szerokości od Tatr do końca fliszu, wynoszące 7 km, odpowiada dawnemu basenowi szerokości min. 200 km (regle zostały przesunięte z obszaru Bańskiej Bystrzycy). Brakuje bezpośrednich dowodów na istnienie skorupy oceanicznej; jedyną przesłanką są radiolaryty.

Pieniny. Drugim piętrem tektonicznym Karpat Wewnętrznych są Pieniny. Pieniński pas skałkowy jest bardzo wąską strukturą linijną o długości około 600 km, szerokości od 0,5 do 7 km. Istnieją dwie koncepcje wyjaśniające tektogenezę pasa, autorstwa Birkenmajera oraz Książkiewicza.

Zamykanie basenu pienińskiego trwało w mastrychcie, ze skróceniem skorupy ziemskiej posuniętym dalej niż w przypadku Tatr. Liczne są także podobieństwa między obiema jednostkami. Basen pieniński znajdował się dalej na północ od basenu tatrzańskiego, ulegał także późniejszemu zamknięciu. Z południa na północ wyróżniono następujące serie: haligowiecką (zawierającą egzotyki z Grzbietu Andrusowa - na skłonie basenu pienińskiego), pienińską i s. Braniska w obrębie rowu centralnego, niedzicką, czertezicką oraz czorsztyńską na północy, jeszcze przed jednostką magurską. Flisz sromowiecki otaczający skałki zaczyna się w turonie i występuje we wszystkich jednostkach. Margle globotruncanowe środkowej kredy są osadem głębokowodnym. W seriach rowowych występują wapienie z krzemieniami identyczne z tatrzańskimi. W serii pienińskiej i braniskiej znajdują się radiolaryty z Sokolicy (oksford) oraz z Czajakowej (bajos), niżej wapienie krynoidowe. Jura dolna nie występuje we wszystkich jednostkach w granicach Polski; w kraju brak skał starszych niż dolna jura. Sedymentacja zaczyna się w trasie, wykształconym podobnie jak w Tatrach. Od jury rozpoczyna się różnicowanie na poszczególne baseny. Do granicy wyznaczonej przez margle globotruncanowe basen znajdował się w fazie rozciągania, dalej pojawia się flisz sromowiecki, zawierający skały całkowicie obce. Podobnie w serii haligowieckiej. Egzotyki pochodzą z grzbietu południowego, zbudowanego ze skał osadowych mezozoiku oraz skał krystalicznych, niekiedy nieokreślonej proweniencji. Grzbiet ten był niczym innym jak łukiem wyspowym. Facja synorogeniczna fliszu wyznacza zamykanie basenu. Z końcem kampanu, do połowy mastrychtu pieniński pas skałkowy podlegał spłaszczowinowaniu, z utworzeniem jednostek w powyższym porządku. Serie są poprzemieszczane i porozcinane tektonicznie. Po spłaszczowinowaniu pod wodą następuje wydźwignięcie: na fliszu sromowieckim leżą brekcje zawierające okruchy skałek, znane jako zlepieńce jarmuckie. Wskutek wydźwignięcia powstał swego rodzaju horst; miąższości zlepieńca jarmuckiego sięgają kilkudziesięciu m na północy, zanikają ku południu, co oznacza, że materiał sypał się z południa. Przejście formacji jarmuckiej w paleocen jest praktycznie ciągłe, w spoiwie zlepieńca występują otwornice. Paleocenu nie ma w niecce Podhala, co oznacza, że w niecce nie było jeszcze sedymentacji (najstarszy jest zlepieniec z Hrubego Regla, wieku eoceńskiego). Morze poszerzało się ku południu. Cały ten obszar staje się częścią basenu fliszowego, mającego połączenie z magurą. Flisz podhalański sięga od kilkuset do 1000 m miąższości.

Według Książkiewicza - skoro pieniński pas skałkowy oddaje wygięcie łuku karpackiego to najważniejsze ruchy musiały nastąpić w miocenie. Sfałdowanie w miocenie spowodowało, że twarde skały jury zostały wyciśnięte ku górze i tkwią we fliszu; flisz osłony skałkowej i magury z jednej strony, zaś podhalański - z drugiej strony. Pieniński pas skałkowy jest z obu stron ograniczony uskokami. Uskok północny, nazywany perypienińskim, jest pozostałością po strefie subdukcji jednostki magurskiej. Świadczą o tym andezyty góry Wżar i Jarmutu (miocen), tnące flisz. Wyróżnia się dwie generacje andezytów, równoleżnikowe pochodzące ze starszego miocenu oraz młodomioceńskie południkowe. Sudeckie bazaltoidy mioceńskie (wulkanizm platformowy związany z głębokimi pęknięciami powstałymi wskutek nacisku Karpat na masyw czeski) nie są wprawdzie związane z andezytami pienińskimi, niemniej również wiążą się z naciskiem Karpat na platformę paleozoiczną zachodniej Polski. Według Birkenmajera zamykanie basenu pienińskiego to subdukcja pod grzbiet południowy, nazywany także Grzbietem Andrusowa. O tektogenezie kredowej świadczą odsłonięcia w wąwozie Homole.

Przejawem polaryzacji orogenu jest wiek poszczególnych ruchów: Tatry - turon-kampan, Pieniny - mastrycht. Z ruchami laramijskimi związana jest także inwersja wału środkowopolskiego: kompresja w pasie mobilnym oddziałuje na obszar platformowy; zasięg inwersji jest mniejszy na północy, większy na południu, dlatego też np. w antyklinorium dolnego Sanu pod trzeciorzędem leżą utwory kambru bądź nawet prekambru.

Niecka Podhala na północy kontaktuje z pienińskim pasem skałkowym, zaś na południu z Tatrami; brak w niej deformacji tektonicznych. W spągu osadów wypełniających Nieckę Podhalańską leży eocen numulitowy, przykryty dystalnym fliszem ilastym warstw zakopiańskich, powyżej którego spoczywa oligoceński proksymalny flisz chochołowski, z przewagą piaskowców. Wyznacza on zamykanie basenu Karpat Zewnętrznych. Warstwy szaflarskie wyklinowują na północy między eocenem numulitowym a warstwami zakopiańskimi. Kontakt z pienińskim pasem skałkowym jest tektoniczny i wskazuje na wiek mioceński. Dzisiejsze miąższości fliszu dochodzą do 1500 m, jednakże na podstawie analizy minerałów ilastych (illit, smektyt) wnioskuje się, że miąższość pierwotna była większa, szczególnie zważywszy na fakt, że jeszcze w eocenie flisz przykrywał gmach tatrzański. Flisz podhalański nie ma budowy płaszczowinowej.

Karpaty zewnętrzne. Od północy do pienińskiego pasa skałkowego przypiera najwyższa płaszczowina magurska; dalej na północy, za jednostką przedmagurską (=grybowską) oraz odpowiadającą jej dukielską (w rejonie Dukli) rozciąga się jednostka śląska, podśląska, zaś w Karpatach Wschodnich także skolska i stebnicka w rejonie przemyskim. Odpowiednikiem jednostki stebnickiej w rejonie Krakowa są fałdy wielickie. W obydwu znajdują się utwory fliszowe przefałdowane z miocenem; oznacza to, że sunące z południa płaszczowiny karpackie w którymś momencie zatrzymały się; wskutek nacisku związanego z zamykaniem basenu fliszowego powstawały wtedy fałdy wgłębne (np. fałdy borysławskie - miejsce słynnego wybuchu ropy i gazu) fliszu karpackiego w zapadlisku przedkarpackim. Rekonstrukcje basenu wykonano w oparciu o wskaźniki sedymentacji oraz rozwinięcia palinspastyczne. Baseny zakładane były na przełomie jury i kredy, ich rozwój trwał zatem ponad 100 mln lat. Towarzyszyły im dwojakie obszary alimentacyjne: zewnętrzne i wewnętrzne. Zewnętrznymi były obszary kontynentalne, wewnętrznymi natomiast kordyliery, wydźwignięte ponad poziom morza bądź okresowo zalewane, charakteryzujące się skorupą kontynentalną lub typu przejściowego. Kordyliery zaznaczają się w osadzie efemerycznie, wzdłuż ich grzbietów zaznaczają się także odkłucia. Zespół Książkiewicza rekonstruował też nachylenie osi basenu.

Spod jednostek wyższych odsłaniają się w oknach tektonicznych jednostki niższe, tak jak ma to miejsce w Mszanie Dolnej (jednostka śląska spod magurskiej) lub w Żywcu (podśląska spod śląskiej). Jednostka skolska to szereg łusek i skib, stąd też o Karpatach Rzeszowsko-Przemyskich mówi się, że charakteryzują się budową skibową. W płaszczowinach często tkwią porwaki tektoniczne wyrwane w czasie nasuwania, lub olistolity świadczące o skałach podłoża basenu, wydźwignięte w kordylierach i zsunięte do basenu. Skały fliszowe to skały basenowe; olistolity są często zbudowane z wapieni i margli powstających na wąskich szelfach w pobliżu kordylier. Zsuwały się na przykład w czasie trzęsień ziemi. Przykładem są margle z Węgierki w jednostce skolskiej, zawierające amonity i belemenity mastrychtu, podścielone i przykryte osadem fliszowym, a także jurajskie wapienie sztramberskie znane z Moraw, wybierane w odkrywkach pod Przemyślem. W basenie Karpat Wewnętrznych ryftingowi ulegały skały platformowe. W magurze jest to przełom lias-dogger, w jednostce śląskiej tyton-neokom. W łuskach i fałdach jednostki magurskiej przypierających do Pienin znajdują się radiolaryty środkowej jury (oksfordu). W jednostce śląskiej miąższość fliszu dochodzi do 4000 m (w dole warstwy cieszyńskie rozdzielone turbidytem węglanowym tytono-beriasu).

Wskazuje się na 3 jednostki paleogeograficzne związane z powstaniem dzisiejszych Karpat Wewnętrznych:

• Baseny sedymentacyjne głównych serii fliszowych: śląski, podśląski skolski, magurski

• Kordyliery dostarczające materiału do basenów

• Grzbiety podmorskie z obszarami sedymentacji płytkowodnej - źródło olistolitów, węglanów itd.

Na północy w basenie Karpat Zewnętrznych znajdowała się kordyliera brzeżna, sypiąca materiał na północ (do albu - cenomanu) oraz na południe (i tak np. piaskowce lgockie w jednostce śląskiej są synchroniczne z sedymentacją na Niżu Polskim). Dalej ku południu: basen podśląski, grzbiet inwałdu, basen śląski, kordyliera śląska, basen magurski, grzbiet czorsztyński, basen pieniński, grzbiet Andrusowa.

Kordyliery w trakcie płaszczowinowania znalazły się u podstawy nasunięć. Etapy w rozwoju fliszu posiadają wyraźne konotacje tektoniczne:

• Wczesnokredowy: do cenomanu. Głównie ilasty flisz dystalny, w jednostce śląskiej zdarzają się piaskowce lgockie. Etap ten znamionują warunki rozciągania basenu; jeszcze w turonie w magurze i jednostce śląskiej pstre skały ilaste, w cenomanie następuje unifikacja facji. Baseny miały wówczas największe szerokości, czego dowodzą radiolaryty, spongiolity, gezy. Brak bezpośrednich dowodów na istnienie skorupy oceanicznej.

• Późnokredowy-wczesnopaleogeński: dominacja piaskowców - flisz proksymalny. Głównie materiał z łuków wysp związanych ze strefą subdukcji. Poza jednostką magurską trudno dowieść istnienia subdukcji. Kompresja wynikająca z zamykania basenu tatrzańskiego i pienińskiego.

• Krótki etap późnoeoceńsko-wczesnooligoceński: poza magurą, basenem zamykanym najwcześniej (obecnie dyslokacja perypienińska); niwelierung - tektoniczne wyrównywanie reliefu.

• Środkowo- i późnooligoceński do najwcześniejszego miocenu (miocen już niefliszowy). Etap proksymalny.

Sunące płaszczowiny wkraczają na miocen basenu przedpola. W kotlinie nowotarskiej lądowy miocen leży niezgodnie na osadach pienińskiego pasa skałkowego oraz magury. W kotlinie nowosądeckiej na piaskowcowych grzbietach płaszczowin morski miocen ze skamieniałościami ślimaków, co wiąże się z wkraczaniem morza na czoło nasunięcia. Są to utwory nieco młodsze od iłów korytnickich, leżących nieco dalej na północ. Grube pakiety skał piaskowcowych to swoisty kościec płaszczowin fliszowych. U podstawy jednostki śląskiej leżą wapienne skałki andryszowskie, z przełomu kredy i paleogenu, zawierające otwornice, interpretowane jako pozostałość grzbietu podmorskiego.

Ruchy płaszczowinowe miały miejsce nieco wcześniej na zachodzie, później na wschodzie. Wynoszenie gmachu karpackiego trwa do wczesnego czwartorzędu, zachodzi nieco intensywniej na południu. Stąd też największe wysokości w Gorcach oraz Beskidzie Wyspowym, zlokalizowanych na południu.

Najbardziej charakterystyczne jednostki karpackie:

• Łupki wierzowskie - znamionujące warunki anoksyczne powyżej fliszu węglanowego. Występują na Morawach oraz w Karpatach Zachodnich; w Karpatach Wschodnich ich odpowiednikiem facjalnym są łupki spaskie. Brak ich tylko w jednostce skolskiej. Są to ciemne łupki z konkrencjami syderytów zawierających skamieniałości amonitów. Sedymentacja miała miejsce w wąskim basenie w warunkach beztlenowych - wyznaczają one jedno z globalnych wydarzeń anoksycznych na granicy barrem/apt. Ważny poziom reperowy.

• Radiolaryty cenomańskie - obecne również poza jednostką skolską. Wyznaczają największą szerokość basenu Karpat Zewnętrznych w etapie fliszu dystalnego.

• Warstwy krzemionkowych łupków menilitowych z rybami głębokowodnymi; sedymentowały w trzecim etapie, poprzedzającym flisz proksymalny.

Zapadlisko przedkarpackie. Jego północną granicę stanowi zasięg morskiego miocenu. Największe miąższości osadów występują u czoła nasunięcia karpackiego. Część zapadliska objęta nasunięciem karpackim to zapadlisko wewnętrzne, część pozostała - to zapadlisko zewnętrzne, rozdzielone ryglem krakowskim na część zachodnią i wschodnią. W rozwoju zapadliska wyróżniono pewne charakterystyczne typy litologiczne:

Seria ewaporatowa: występuje w zapadlisku wewnętrznym i zewnętrznym, poniżej niej znajduje się seria podewaporatowa złożona ze skał lądowych złożonych ze zwietrzeliny; powyżej liczne olistolity i olistostromy, następnie wzrost sedymentacji ilastej zakończonej serią ewaporatową. W kierunku wschodnim utwory miocenu osiągają 4 km miąższości. Na serii ewaporatowej sedymentacja piaszczysta. Np. piaski bogucickie to utwory progradacyjnej delty piaszczystej, osiągające do 240 m miąższości w zależności od miejsca klinoformy; zanotowano spływy grawitacyjne oraz warstwowanie frakcjonalne. Na północy występują osady transgresywne miocenu z napławionymi szczątkami organicznymi (burowęgle), osady morskie z jeżowcami, w stropie - sarmat. W części brzeżnej facja brzegowa, gdzie metodami paleontologicznymi stwierdzono brzeg północny zapadliska. Miocen na północ od Gór Świętokrzyskich jest już lądowy; części miocenu brakuje na Wyspie Rzeszowskiej.

Z początku, w czasie nasuwania Karpat istniał tylko basen wewnętrzny, z alimentacją z południa i północy. W miarę przesuwania osi sedymentacji ku północy, basen różnicuje się na wewnętrzny i zewnętrzny, przy czym wewnętrzny cechuje się silniejszą subsydencją. Depocentra sedymentacji mioceńskiej znajdują się pod poziomem solonośnym na północy i południu, na pozostałym obszarze sedymentacja nie była duża bądź została usunięta. Osady gipsowo-anhydrytowe stanowią dobry poziom reperowy, miąższości 10-40 (50) m, z maksimum w pobliżu depocentrów.

Złoża soli w Wieliczce dzielą się na południową sól pokładową oraz północne złoże bryłowe otulone osadami ilastymi i czapą gipsową. Fałdy wielickie powstały wskutek dopychania Karpat (złoże znajduje się w części zdeformowanej i powstało około 16 Ma z rozczłonkowania soli pokładowych wskutek ruchów tektonicznych i zsuwania się brył do części głębszej). Grzbiety istniejące w basenie zapadliska przedkarpackiego (grzbiet Cieszyna i Sławkowa, wyspa rzeszowska) zostają przykryte poziomem ewaporatowym po wcześniejszej sedymentacji (facje z Zawoi, facje z Suchej z licznymi olistolitami, facje ilaste oraz osady grubookruchowe).

Tarnobrzeskie złoże siarki to epigenetycznie osiarkowane wapienie:

CH₄ + CaSO₄ ∙ nH₂O → CaCO₃ + H₂S + S

Powstałe wskutek bakteryjnej redukcji siarczanów (głównie gipsu) w obecności metanu, migrującego w miarę dofałdowywania Karpat. Szczególnie sprzyjającym po temu warunkiem był fakt uszczelnienia skał od góry przez iły. Wymownym dowodem są częste pseudomorfozy siarki po gipsie. Węglowodory, generowane przez czarne łupki obecne w nasunięciu karpackim, migrowały do skał starszych lecz bardziej porowatych.

---