Piętro strukturalne – zespół skał sfałdowanych w tym samym stylu i czasie i odzielony od innych 

pięter strukturalnych niezgodnościami 



 

prekambryjskie (prekambr) 



 

kaledońskie (kambr, ordowik sylur) 



 

waryscyjskie (dewon, karbon) 



 

alpejskie (perm, trias, jura, kreda, paleogen) / permo-mezozoiczne (perm, trias, jura, kreda) 



 

kenozoiczne (paleogen, neogen) – w Alpach tylko neogen 

 

Polska w Europie – Polska leży w Europie środkowej i leżą na jej terenie wszystkie główne 

jednostki strukturalne Europy. Budowa geologiczna jest skomplikowana. 

 

I. Prekambryjskie piętro strukturalne w NE Polsce – utwory prekambru w NE Polsce są 

nieodsłonięte na powierzchni i stanowią cokół platformy wschodnio-europejskiej. Są silnie 

sfałdowane i zmetamorfizowane. 

 

Stratygrafia – oparta jest na wydzieleniu tzw. Kompleksów suprakrustalnych (od najstarszego): 

 

Podlaski metamorficzny kompleks suprakrustalny – silnie sfałdowane gnejsy (górny 

archaik), wyróżniamy serie (od najstarszej): wojnowska, białowieska, krynkowska, czarnej 

hańczy, łukowska 

 

Mazowiecki metamorficzny kompleks suprakrustalny – silnie sfałdowane gnejsy i granity 

metamorficzne (dolny proterozoik), wyróżniamy serie (od najstarszej): jadowska, 

granitoidów wisznickich, granitoidów białki, granitoidów centralnych 

 

Formacja intruzywna  - intruzje skał zasadowych (górna część dolnego proterozoiku), 

wyróżniamy: intruzja gabrowa jeziora Śniardwy, intruzja syenitowa Ełku, suwalska intruzja 

anortozytowo-norytowa 

 

Mazurski metamorficzny kompleks suprakrustalny – słabo sfałdowane gnejsy i granity 

metamorficzne (górny proterozoik), wyróżniamy serię granitoidów północnych 

 

Kompleks jotnicki – czerwone piaskowce kwarcytowe (górny proterozoik), są to leciutko 

zmetamorfizowane skały osadowe (zawierające utlenione Fe) 

 

Tektonika – wyróżniamy 3 elementy: 

 

Centralne masywy granitowe – są to bloki sfałdowane i skonsolidowane przed 1,7 mld lat. 

W czasie późniejszych ruchów fałdowych stanowiły one masywy wewnętrzne i nie ulegały 

fałdowaniu. Są to struktury presvekofennokarelskie. Wyróżniamy 3 masywy: pomorski, 

dobrzyński, mazowiecki. 

 

Svekofennokarelskie struktury fałdowe. Są to orogeny sfałdowane w okresie 1,4-1,7 mld lat. 

Charakteryzują się one układem struktur fałdowych N-S. Wyróżniamy 3 masywy: 

kaszubski, ciechanowski, podlaski. 

 

Gotydyjskie struktury fałdowe. Jest to słabo sfałdowany orogen, wieku 1,2-1,1mld lat, o 

układzie struktur fałdowych W-E. Wyróżniamy 1 kompleks: mazurski. 

 

Stratygrafia (cd) – na sfałdowanej powierzchni, po orogenezie gotydyjskiej powstały liczne 

uskoki, które podzieliły ten obszar na szereg rowów i zrębów tektonicznych. 

 

Osady najwyższego proterozoiku oraz kaledońskiego piętra strukturalnego gromadziły się 

głównie w rowach. Najstarszym utworem jest kompleks jotnicki i jest to molasa gotydyjska. 

 

Powyżej leżą płytkomorskie piaskowce i mułowce (eokambr) 

 

Powyżej piaskowce kwarcytowe z trylobitami (dolny i środkowy kambr) 

 

Powyżej cienka seria piaskowców glaukonitowych i wapieni z nieliczną fauną (ordowik) 

 

Powyżej czarne łupki graptolitowe (sylur), mają one bardzo zmienną miąższość (od 0 do 2 

km) i wyrównują one nierówności cokołu krystalicznego. 

 

Brak osadów waryscyjskiego piętra strukturalnego (dewonu i karbonu) 

 

Jednostki strukturalne NE Polski (są rozróżniane na podstawie rozwoju prekambru i pokrywy 

osadowej): 

1.  Antekliza (wyniesienie) Łeby – jest to jednostka podniesiona, obniżająca się na SE. Strop 

prekambru na głębokości 1,5-3 km. Prekambr jest przykryty cienkim piętrem kaledońskim i 

niekompletnym mezozoicznym. 

2.  Synekliza (obniżenie) Perybałtycka – jest to element obniżony. Strop prekambru na 

głębokości 4-5 km, jest on przykryty grubym piętrem kaledońskim (najgrubszy sylur) i 

grubym piętrem permo-mezozoicznym. Synekliza ma oś na linii Tczew-Kaliningrad. 

Obniżenie ma skrzydła: 

 

północne – koło Gdańska, słabo rozpoznane 

 

południowe – monoklina kętrzyńska – jest ona fałszywa (nietektoniczna) gdyż 

tworzyła się na pochyłej powierzchni, nachylenie 2º 

3.  Wyniesienie Mazursko-Suwalskie – element podniesiony, strop prekambru od głębokości 2 

km na SW do 200 m na NE. Jest ono przykryte bardzo cienkim piętrem kaledońskim i 

bardzo cienkim permo-mezozoicznym. Pierwszą i najstarszą formacją, która przykrywa 

całość cokołu jest Jura. Wyniesienie to jest ograniczone 2 fałszywymi monoklinami: 

 

Kętrzyńska na N  

 

Białowieska na S 

4.  Obniżenie Podlaskie – struktura obniżona, strop prekambru na głębokości 3-4 km, grube 

piętro kaledońskie (głównie sylur), grube piętro permo-mezozoiczne 

5.  Zrębowe wyniesienie podlasko-lubelskie – podniesiony zrąb tektoniczny, podzielony 

uskokami na strefy podniesione i obniżone, strop prekambru na głębokości od 1 do 1,5 km. 

Cienkie piętro kaledońskie (miejscami brak), cienkie piętro permo-mezozoiczne. 

 

Od SW platforma wschodnio-europejska ograniczona jest wielką strefą dyslokacyjną o przebiegu 

NW-SE. Jest to linia T-T, którą tworzy system uskoków zrzutowych. 

 

II. Rów Lubelski – jest to wgłębna struktura tektoniczna, wypełniony jest piętrem kaledońskim i 

waryscyjskim, a całkowicie przykryty i zamaskowany piętrem permo-mezozoicznym. 

 

Stratygrafia: 

 

piętro kaledońskie wykształcone tak samo jak na platformie wschodnio-europejskiej 

 

piętro waryscyjskie: 

 

dolny dewon – facja oldred – czerwone piaskowce i mułowce lądowe lub 

płytkowodne ze szczątkami ryb i psylofitami (pierwsze rośliny lądowe) 

 

środkowy dewon – jest dwudzielny: 

- w dolnej części dolomity 

- w górnej części wapienie rafowe z bardzo bogatą fauną 

 

górny dewon – jest dwudzielny: 

- fran – wapienie rafowe 

- famen – wapienie pelagiczne 

 

dolny karbon – płytkowodne wapienie z ramienionogami (facja wapieni 

węglowych) 

 

górny karbon – formacja produktywna węgla kamiennego (LZW), wyróżniamy 

następujące warstwy (od najstarszej): 

- komarowskie – piaskowce z licznymi wkładkami wapieni i nielicznymi, 

cienkimi pokładami węgli. Zagłębie paraliczne (fauna morska) – Namur A 

- bużańskie – mułowce z cienkimi pokładami węgli i nielicznymi ławicami 

wapieni, fauna morska – Namur B 

- kumowskie – gruboławicowe piaskowce z soczewkami węgli i fauną morską – 

Namur C 

- lubelskie – mułowce z grubymi pokładami węgli i fauną słodkowodną 

(zagłębie limniczne) – Westfal A-B 

III. Struktury NW Polski: 

 

Prekambryjskie piętro strukturalne – nieznane 

Kaledońskie piętro strukturalne – tylko w strukturze Koszalin-Chojnice 

Waryscyjskie piętro strukturalne – w strukturze Koszalin-Chojnice 

 

Struktura Koszalin-Chojnice – to kaledońsko-waryscyjski orogen niewidoczny na powierzchni 

 

Stratygrafia: 

 

Kaledońskie piętro strukturalne: 

 

Ordowik – łupki ilaste z graptolitami 

 

Sylur – czarne łupki graptolitowe, w najwyższym sylurze pojawiają się wapienie 

i piaskowce. U schyłku syluru doszło do fałdowania i powstały bardzo strome 

struktury fałdowe 

 

Waryscyjskie piętro strukturalne: 

 

dolny Dewon – facja oldred 

 

środkowy Dewon – dolomity, wapienie rafowe 

 

górny Dewon – wapienie rafowe, wapienie pelagiczne 

 

dolny Karbon – wapienie (turnej), piaskowce (wizen) 

 

górny Karbon – mułowce ze szczątkami roślin (namur, westfal) 

Skały pięra waryscyjskiego leżą z niezgodnością kątową i erozyjną na starszym podłożu. Po 

westfalu doszło do silnych ruchów tektonicznych, których efektem było powstanie licznych 

uskoków równoległych do T-T (przebieg NW-SE), cały obszar został podzielony na zręby i rowy 

tektoniczne, a następnie zerodowany. Na tej powierzchni z niezgodnością erozyjną i kątową leży 

niesfałdowane piętro permo-mezozoiczne. 

 

Piętro permo-mezozoiczne przykrywa całą N Polskę, jest zwykle niesfałdowane, lub tylko bardzo 

słabo sfałdowane. Fałdowania miały miejsce na granicy kredy i trzeciorzędu. 

 

Stratygrafia: 

 

dolny Perm – czerwony spągowiec (niemal cała N Polska, poza obszarami podniesionymi). 

Czerwone piaskowce i mułowce, lokalnie występują skały wylewne. Strop jest odbarwiony 

(szary spągowiec), a jego strop jest jeszcze bardziej odbarwiony (biały spągowiec). Lokalnie 

pojawiają się zlepieńce (zlepieniec cechsztyński) 

 

 

górny Perm – cechsztyn, w Polsce występują 4 cyklotemy (od najstarszego): 

 

Werra (Z1): 

- ogniwo lagunowe – łupki miedzionośne, są to czarne łupki ilaste z 

ramienionogami i rybami, okruszcowanie miedziowe, osad redukcyjny. 

- osady węglanowe – wapienie płytowe, silnie porowate, jest to wapień 

cechsztyński 

- ewaporaty – anhydryt dolny, najstarsze sole kamienne, najstarsze sole 

potasowe, anhydryt górny 

 

Strassfurt (Z2): 

- ogniwo lagunowe – ciemne łupki bitumiczne (cuchnące) 

- ogniwo węglanowe – płytowe, bardzo silnie porowate dolomity (dolomit 

główny) – najważniejszy zbiornik ropy naftowej w Europie 

- element salinarny – anhydryt podstawowy, starsza sól kamienna, starsza sól 

potasowa, anhydryt kryjący, starsza sól kamienna kryjąca 

 

Leine (Z3): 

- szary ił solny – z kryształami soli 

- uławicony dolomit (dolomit płytowy) 

- osady salinarne – anhydryt główny, młodsza sól kamienna, młodsza sól 

potasowa 

 

Aller (Z4): 

- czerwony ił solny dolny, najmłodsza sól kamienna dolna, anhydryt 

pegmatytowy dolny, anhydryt pegmatytowy górny, najmłodsza sól kamienna 

górna, czerwony ił solny górny, najmłodsza sól kamienna stropowa, anhydryt 

graniczny 

 

W Polsce cechsztyn występuje w 4 facjach: 

I.  typ nadbałtycki (pomorski) – duża miąższość, pełne profile Z1 i Z2, brak soli w Z3 i Z4 

II.  typ kujawsko-pomorski – największa miąższość, pełne profile 

III. typ przedsudecki – brak soli we wszystkich cyklotemach, występują anhydryty 

IV. typ podlaski – brak osadów chemicznych (sole, anhydryty), występują same zlepieńce, jest 

to facja przybrzeżna 

 

 

 

 

Trias – w Polsce występuje w 2 facjach: 

I.  trias germański – pstry piaskowiec, wapień muszlowy, kajper – są to osady lądowe lub 

płytkomorskie, podział litostratygraficzny. Facja ta jest typowa dla obszarów morza 

epikontynenalnego, dla platform prekambryjskich i paleozoicznych. W Polsce występuje 

wszędzie z wyjątkiem Karpat 

II.  trias alpejski – scytyk, anizyk, ladyn – osady głębokowodne, geosynklinalne. W Polsce 

występuje w Tatrach. Podział biostratygraficzny. 

 

Stratygrafia (cd – Polska północna): 

 

dolny Trias – pstry piaskowiec – osady lądowe, czerwone piaskowce i mułowce. W obrębie 

tej serii pojawia się poziom czerwonych piaskowców ze śladami stąpań gadów (piaskowiec 

chelioteriowy). W najwyższym pstrym piaskowcu (ret) pojawiają się pierwsze osady 

morskie. Charakterystyczne są wapienie z małżami (myoformia) 

 

środkowy Trias – wapień muszlowy – wapienie z bogatą fauną, płytkowodne, w środkowej 

części pojawiająsię anhydryty 

 

górny Trias – kajper – jest dwudzielny: 

 

część dolna – iły ze szczątkami roślin (osad lądowy) – tzw. Kajper węglowy 

 

część górna – iły z kryształami gipsu – tzw. Kajper gipsowy 

 

Retyko-Lias (najwyższy trias, dolna jura) – lądowe osady, piaskowce, mułowce ze 

szczątkami roślin, w górnej części dolnej jury pojawiają się pierwsze osady morskie 

 

Dogger (środkowa jura) – iłowce z syderytami (lokalnie), od keloweju zaczyna się wielka 

transgresja i pojawiają się wapienie piaszczyste z amonitami. Kelowej to najstarsza formacja 

przykrywająca całą N Polskę 

 

górna Jura – początkowo (dolny oksford) zaznacza się podział na facje: 

 

w N Polsce występują czarne iły – Pomorska facja malmu 

 

w Polsce centralnej dominują margle – Marglista facja malmu 

 

na lubelszczyźnie osady lądowe z florą – bagienna facja malmu 

Powyżej (górny oksford, kimeryd) występują wapienie w 3 odmianach (patrz monoklina 

śląsko-krakowska), powyżej nich (tyton) lokalnie występują wapienie i czarne iły. 

 

Dolna Kreda – czarne iły z syderytami i białe piaski kwarcowe (piaski z Białej Góry), w 

apcie przerwa sedymentacyjna 

 

górna Kreda – piaski z glaukonitem i fosforytami (alb, cenoman), lokalnie wapienie (turon), 

powyżej 3 facje osadów (koniak-mastrycht): w Polsce zachodniej – gezy i opoki, w Polsce 

centralnej – margle, w Polsce wschodniej – kredy piszące. 

 

Tektonika północnej Polski – wyróżniamy kilka stref podniesionych i obniżonych: 

I.  synklinorium (niecka) brzeżne – obszar obniżony, dzieli się na 3 części: niecka pomorska, 

niecka warszawska, niecka lubelska 

II.  antyklinorium środkowopolskie – element podniesiony, w jego obrębie wyróżniamy: wał 

kujawsko-pomorski (w którego skład wchodzą antyklinorium pomorskie i antyklinorium 

kujawskie, tylko one są strukturami N Polski), góry Świętokrzyskie wraz z ich 

mezozoicznym obrzeżeniem, antyklinorium dolnego Sanu. 

III.  Niecka szczecińsko-łódzko-miechowska – element obniżony 

IV.  monoklina przedsudecka 

V.   monoklina śląsko-krakowska 

Struktury te uformowały się w czasie orogenezy alpejskiej na granicy kredy i trzeciorzędu. 

 

 

Wał kujawsko-pomorski: 

 

antyklinorium pomorskie – struktura symetryczna, granicząca z nieckami: 

szczecińską i pomorską, w N części możliwe jest wydzielenie 3 form 

antyklinarnych z wychodniami utworów dolnej jury, są to (od NE): antyklina 

Koszalina (mała), antyklina Kołobrzegu (duża, przebieg N-S), antyklina 

Kamienia Pomorskiego (duża, przebieg NW-SE). Antykliny Kołobrzegu i 

Kamienia Pomorskiego oddzielone są od siebie płytką synkliną Trzebiatowa 

(wychodnie górnej jury) i mają zbieżne osie, w miejscu ich przecięcia znajduje 

się najwyższa elewacja antyklinorium (wychodnie kajpru), na S i SE osie 

antyklin się rozbiegają dając 2 nowe formy: antyklina Nakła (wyższa), antyklina 

Piły. Oś antyklinorium pomorskiego obniża się na SE. 

 

Antyklinorium kujawskie – oddzielone jest od antyklinorium pomorskiego 

obniżeniem wypełnionym osadami dolnej kredy (depresja Inowrocławia). Jest 

ono utworzone z osadów górnej jury, a w najwyższej elewacji pojawia się dolna 

jura, jest mniej podniesiony od antyklinorium pomorskiego. Jest formą wybitnie 

niesymetryczną. Skrzydło NE jest łagodne, a SW strome. Zaburzenia 

tektoniczne na antyklinorium kujawskim są spowodowane rozwojem struktur 

tektoniki solnej w podłożu mezozoiku. Najwyższą elewacją antyklinorium 

kujawskiego jest antyklina Kłodawy-Izbicy, w podłożu której są wielkie wysady 

solne. 

Oś wału kujawsko-pomorskiego podnosi się na SE, a przedłużeniem jego 

struktur jest mezozoiczne obrzeżenie gór Świętokrzyskich 

 

 

Niecka brzeżna – struktura obniżona, wypełniona osadami górnej kredy. Podział na części: 

pomorską, warszawską, lubelską jest umowny. Na jej obszarze znajdują się uskoki zgodne z 

osią niecki (NW-SE) 

 

Niecka szczecińsko-łódzko-miechowska – dzielimy ją na: 

 

niecka szczecińska – element obniżony wypełniony osadami górnej kredy o 

miąższości >1000m. Jest to forma symetryczna. 

 

Rygiel Szamotuły-Oborniki – jest przedłużeniem antykliny Piły. Jest to element 

podniesiony składający się z kilku zrębów tektonicznych rozwiniętych w 

osadach jurajskich. Utwory te są przykryte cienką warstwą osadów górnej kredy 

 

niecka łódzka – element obniżony, wybitnie niesymetryczny, skrzydło N bardzo 

strome, a S nie. Wypełniona osadami górnej kredy o miąższości do 800 m. 

Posiada odnogę, płytką nieckę Tomaszowską wypełnioną osadami dolnej kredy. 

 

Rygiel Radomska – element podniesiony, utworzony z 2 antyklin odciętych 

uskokami, wypełniony osadami górnej jury, znajduje się on na przedłużeniu 

antykliny Radoszyc (wchodzącej w skład obrzeżenia mezozoicznego gór 

Świętokrzyskich) 

 

niecka miechowska – patrz monoklina śląsko-krakowska 

 

Monoklina przedsudecka – jest nachylona na NE pod kątem kilku stopni. Jej NE granice 

staniowią wychodnie jury, a SW granicą jest wielki uskok (dyslokacja Odry) 

 

Kenozoiczne piętro strukturalne N Polski: 

 

paleogen zalega niezgodnie na starszych osadach, są to osady lądowe 

 

neogen – iły i piaski jeziorne zawierające pokłady węgli brunatnych (formacja produktywna, 

np. Bełchatów) 

 

plejstocen – N Polska jest przykryta zwartą pokrywą osadów plejstocenu (osady morenowe, 

fluwioglacjalne, limnoglacjalne) związanych ze zlodowaceniami. Było conajmniej 8 

nasunięć lodowca. Miąższość osadów jest zmienna od 0 do 100 m. 

 

IV. Góry Świętokrzyskie i antyklinorium dolnego Sanu: 

 

góry Świętokrzyskie są paleozoicznym górotworem odsłoniętym na powierzchni. W jego 

obrębie wyróżniamy 2 elementy: trzon paleozoiczny (leży w osi antyklinorium 

środkowopolskiego, jednak jego oś jest skośna w stosunku do osi antyklinorium), osłona 

(obrzeżenie) mezozoiczna 

 

antyklinorium dolnego Sanu jest prekambryjskim elementem przykrytym utworami 

miocenu zapadliska przedkarpackiego. 

Stratygrafia (góry Świętokrzyskie): 

 

prekambr – kwarcytowe łupki ilaste lekko zmetamorfizowane, bardzo silnie sfałdowane. Na 

terenie gór Świętokrzyskich występują tylko w jednym miejscu (na powierzchni) w 

Kotuszowie (łupki kotuszowskie – eokabr) 

 

Kaledońskie piętro strukturalne – dzieli się na 2 strefy facjalne: 

 

strefa N (łysogórska) – głębokowodna o pełnym profilu. Jest to strefa 

eugeosynkliny 

 

strefa S (kielecka) – płytkowodna o niepełnym profilu. Strefa miogeosynkliny. 

W obu tych jednostkach tworzyły się inne osady: 

1.  Strefa łysogórska: 

 

kambr – jest trójdzielny, w tej strefie występuje kambr środkowy (kwarcytowe 

piaskowce i łupki krzemionkowe - „flisz”, piaskowce mają miąższości ławic do 

30cm) i górny (łupki krzemionkowe i piaskowce kwarcytowe, cieńsze ławice 

piaskowców) 

 

ordowik – jest nierozdzielony, seria ciemnych łupków z graptolitami, w których 

można wyróżnić 24 zony graptolitowe. U schyłku ordowiku pojawiają się 

poziomy tufów (faza takońska) 

2.  Strefa kielecka: 

 

kambr – występują osady kambru dolnego (łupki kwarcytowe i piaskowce 

kwarcytowe cienkoławicowe) i środkowego (podobnie wykształcony, ale 

pojawia się charakterystyczna facja – płytkowodne piaskowce kwarcytowe z 

riplemarkami i śladami trylobitów (piaskowce z Wiśniówki). Pospolite są 

trylobity: Holmia (dolny kambr), Paradoxides (kambr śrokowy). W górnym 

kambrze zaznaczają się ruchy tektoniczne fazy sandomierskiej i brak jest 

osadów. 

 

Ordowik – brak najniższego ordowiku (tremadok). Pierwszym osadem są 

płytowe piaskowce (warstwy międzygórskie – dolny arenig), powyżej są 

czerwone piaskowce z ramienionogami (rodzaj Orthis) – warstwy z Bukówki 

(piaskowce ortidowe – arenig). Powyżej wapienie zawierające liczne trachity 

liliowców – wapień z Mójczy (środkowy ordowik). Powyżej szarozielone łupki 

z graptolitami (górny ordowik). U schyłku ordowiku poziomy tufów (faza 

takońska) 

 

W sylurze nastąpiło ujednolicenie facji 

 

 

Sylur – w dolnym sylurze występują czarne łupki graptolitowe. Kończą one 

sedymentację w środkowym ludlowie. W górnym sylurze następuje całkowita 

zmiana typu sedymentacji. W obu strefach pojawiają się piaskowce 

szarogłazowe. W strefie kieleckiej (niewachlowskie), a w strefie łysogórskiej 

(wydrzyszowskie). Jest to efekt ruchów tektonicznych głównej fazy orogenezy 

kaledońskiej (faza ardeńska). W jednostce łysogórskiej w najwyższym sylurze 

pojawiają się wapienie z fauną, które przechodzą do dewonu (warstwy 

bostowskie). 

 

Waryscyjskie piętro strukturalne 

 

dewon – w dolnym dewonie nastąpił podział na strefy jak wcześniej. W strefie 

łysogórskiej wystąpiła facja oldred, w obrębie tych osadów występuje poziom 

piaskowców ze szczątkami ryb pancernych (ostracodermi, placodermi). W 

strefie kieleckiej początkowo brak osadów, w najwyższej części dolnego 

dewonu mamy fację oldred. W dewonie środkowym nastąpiło znów 

ujednolicenie facji. Dominującym osadem są dolomity (czasem z fauną) – piętro 

eifel. W żywecie dominują wapienie rafowe z bardzo bogatą fauną. W górnym 

dewonie znów następuje urozmaicenie osadów (niezależnie od stref). We franie 

występują: masywne wapienie rafowe z koralowcami (wapień kadzielniański), 

w głębszych strefach zbiornika tworzyły się wapienie z amonitami 

(manticoceras), wapienie z tentaculites (warstwy nieczulickie), wapienie z 

rogowcami (warstwy kostomłockie). W famenie następuje całkowita zmiana 

sedymentacji (wapienie pelagiczne i margle z amonitami). 

 

Karbon – pojawia się zróżnicowanie facjalne (2 całkiem nowe strefy): 

 

strefa wschodnia (kielecko-łagowska) – ciemne łupki z małżami 

„kulm” 

 

strefa zachodnia (gałęzicka) – płytkowodne wapienie z bardzo 

bogatą fauną (turnej) i łupki z małżami (wizen) 

Po dolnym karbonie nastąpiły fałdowania waryscyjskie fazy sudeckiej, które ostatecznie 

uformowały trzon paleozoiczny. Brak osadów górnego karbonu. 

 

Tektonika (góry Świętokrzyskie) – strefy facjalne (kielecka, łysogórska) odpowiadają strefom 

tektonicznym. Strefa łysogórska była fałdowana dwukrotnie (w górnym sylurze i na przełomie 

dolnego i górnego karbonu), natomiast strefa kieleka trzykrotnie (w górnym kambrze, gónym 

sylurze i na przełomie dolnego i górnego karbonu). 

 

Budowa tektoniczna strefy łysogórskiej – w jej obrębie wyróżniamy (od N): 

 

synklina bodzentyńska – niesymetryczna i wewnętrznie sfałdowana forma, skrzydło N jest 

strome lub pionowe i pojawiają się tu osady syluru (antyklina wydrzyszowska). Skrzydło S 

jest monoklinalne i stosunkowo łagodne, synklinę bodzentyńską wypełnia dewon 

 

łuska (fałd) łysogór – niesymetryczna forma, silnie zaburzona wewnętrznie, skrzydło N 

monoklinalne, skrzydło S jest obcięte wielką dyslokacją (dyslokacja łysogórska), jest ona 

utworzona z utworów środkowego kambru. 

 

Budowa tektoniczna strefy kieleckiej – w jej obrębie wyróżniamy (od N): 

 

synklinorium kielecko-łagowskie – silnie sfałdowana wewnętrznie forma, niesymetryczna, 

skrzydło N to dyslokacja łysogórska, a skrzydło S monoklinalne, jest ono wypełnione przez 

dewon, a w największych obniżeniach przez dolny karbon 

 

antyklinorium klimontowskie – jest to podniesiona struktura, utworzona z utworów dolnego 

i środkowego kambru. W najwyższej elewacji odsłania się prekambr. W zachodniej części 

antyklinorium klimontowskiego wyróżniamy kilka mniejszych form: antykliny cisowej i 

orłomińska – utworzone z utworów kambru i rozdzielone niecką wypełnioną dewonem 

(niecka daleszycko-burdziańska). Na przedłużeniu antykliny cisowej są 2 następne formy 

antyklinarne: antyklina chęcińska i antyklina dymińska, są one rozdzielone niecką 

wypełnioną permem (niecka gałęzicko-bolechowicka) 

 

Antyklinorium dolnego Sanu – jest przedłużeniem strefy kieleckiej, jest wysoko podniesioną 

strukturą o dużej wychodni prekambru (wyżej podniesione niż antyklinorium klimontowskie), ale 

jest ona przykryta przez miocen. 

 

Mezozoiczne obrzeżenie gór Świętokrzyskich: 

 

perm – charakterystyczny osad to gruboziarniste i źle wysortowane zlepieńce z otoczakami 

dewonu (zlepieniec zygmuntowski) – występuje w dwóch poziomach (w dolnym i górnym 

permie), pomiędzy nimi pojawiają się lokalnie ciemne wapienie z bardzo bogatą fauną oraz 

czerwone margle z gipsami. 

 

Trias (germański) – jest zróżnicowany na 2 strefy, w obu strefach występują pełne profile, 

są to strefy NE i SW: 

 

Trias dolny – pstry piaskowiec – czerwone piaskowce, niekiedy warstwowane, występują 

klinowe zestawy laminacji przekątnej w makroskali (struktury powstające w wyniku 

sedymentacji na wydmach). Są to osady pustynne. Piaskowce helioteriowe (ze śladami 

stąpań gadów), piaskowce z Tumlina (pustynne, czerwone). Najstarsze osady morskie 

pojawiają się u schyłku pstrego piaskowca, są to piaskowce z myophoria (costata – 

żebrowana) – jest to gatunek występujący w obu facjach triasu i umożliwia ich korelację. 

 

Trias środkowy – wapień muszlowy – płytkomorskie wapienie z bardzo licznymi 

skamieniałościami, w środkowej części pojawiają się anhydryty 

 

Trias górny – iłowce i mułowce z wkładkami margli, nie można wyznaczyć granicy między 

triasem, a jurą. Do najwyższego triasu (retyku) są zaliczane brekcje wapienne (lisowskie) 

 

Jura dolna – gruba seria piaskowców i zlepieńców o węglanowym spoiwie (osady 

płytkomorskie lub rzeczne), niekiedy w ich obrębie pojawiają siępoziomy syderytów, 

wkładki piaskowców żelazistych, glinki ogniotrwałe (kaolinowe – Ćmielów) oraz 

drobnoziarniste piaskowce (szydłowieckie) – materiał do okładzin. 

 

Jura środkowa – głównie w N części obrzeżenia, gdzie ma pełny profil. Czerwone iły z 

syderytami (aalen, bajos, baton). Powyżej piaskowce wapniste, wapienie piaszczyste, 

wapienie bulaste z bardzo licznymi amonitami (kelowej). W S części obrzeżenia występuje 

tylko kelowej, rozwinięty jak wyżej. 

 

Jura górna – rozpoczyna się marglami z amonitami, ponad którymi leżą wapienie rozwinięte 

w 3 odmianach facjalnych (patrz monoklina śląsko-krakowska) wieku oksford. Powyżej 

wapienie oolitowe, z bardzo liczną fauną płytkowodną, jest to najbardziej charakterystyczna 

facja jury obrzeżenia (kimeryd). Takie facje oolitowe określane są mianem bahamitu. 

Powyżej lokalnie występują ciemnie margle (tyton). 

 

Kreda – występuje tylko kreda dolna – patrz stratygrafia N Polski 

 

Tektonika obrzeżenia gór Świętokrzyskich – obrzeżenie gór Świętokrzyskich jest przedłużeniem 

antyklinorium środkowopolskiego, ma inny kierunek struktur niż trzon paleozoiczny. Wyróżnia się: 

 

obszar NW – 2 formy antyklinalne: antyklina gielniowa (symetryczna o skrzydłach 

nachylonych pod kątem 6-8º. W jej jądrze występują osady triasu), antyklina radoszyc (jest 

wyżej podniesiona, ma dużą wychodnię triasu, jest pocięta licznymi uskokami, jej 

przedłużeniem jest rygiel radomska). Antykliny te rozdzielone są niecką tomaszowską 

(patrz niecka łódzka) wypełnioną osadami dolnej kredy. 

 

Obszar S – obrzeżenie jest wąskie, ma budowę monoklinalną, miejscami występują fałdy, 

których osie mają przebie W-E, w jądrach antyklin występuje trias (z wyjątkiem najwyższej 

gdzie w jądrze pojawia się dewon – antyklina Zbrzy). Synkliny są rozwinięte w obrębie 

górnej jury 

 

obszar N – dominuje budowa monoklinalna, na granicy górnej jury i dolnej kredy zaznacza 

się wielka fleksura. 

V. Sudety i blok przedsudecki – Sudety są N obrzeżeniem masywu Czeskiego (Moldanubskiego). 

Masyw czeski jest utworzony ze skał krystalicznych prekambru. To największy blok prekambru w 

Europie (poza platformą wschodnio-europejską). 

 

Podział Sudetów – Sudety dzielimy na Sudety właściwe i Blok przedsudecki, granicę między nimi 

stanowi sudecki uskok brzeżny. Północną granicę Sudetów stanowi dyslokacja Odry. Granicę 

południową stanowi nasunięcie Łużyckie, które przedłuża się na SE w strefę dyslokacji Porici-

Nunor. 

Sudety właściwe dzielą się na Sudety Zachodnie i Środkowe oraz Sudety Wschodnie. W obrębie 

Sudetów Wschodnich wyróżniane są 2 jednostki: struktura Śląsko-Morawska (Właściwe Sudety 

Wschodnie) i GZW. Granice między Sudetami Wschodnimi, a Środkowymi stanowi nasunięcie 

Ramzowskie, nasunięcie to na bloku przedsudeckim przechodzi w strefę dyslokcyjną Niemczy. 

Sudety mają budowę blokową i składają się z szeregu elementów o różnej budowie. 

 

Stratygrafia: 

 

archaik – najstarszym elementem Sudetów jest Kra Gnejsowa gór Sowich, która jest 

utworzona z gnejsów. Są to paragnejsy (powstałe ze skał osadowych) powstałe w wyniku 

głębokiej metamorfozy skał typu piaskowców, miejscami pojawiają się enklawy skał słabiej 

zmetamorfizowanych. Obok gnejsów występują łupki krystaliczne i granulity. Kra gnejsowa 

była fałdowana kilka razy, ale w proterozoiku była już sztywnym elementem. Gnejsy 

budujące krę nazywają się gnejsami sowiogórskimi (~2,2 mld lat – ostatni etap metamorf.). 

 

proterozoik – w Sudetach występuje kilka masywów krystalicznych utworzonych ze skał 

proterozoiku, choć niektóre mogły być metamorfizowane w czasie orogenezy kaledońskiej. 

Masywy te występują zarówno w Sudetach Właściwych jak i na bloku przedsudeckim: 

 

metamorfik gór izerskich – występują 4 typy skał: 

- gnejsy izerskie – laminowane lub oczkowe gnejsy powstałe w wyniku 

metamorfizmu skał osadowych. Metamorfizm miał miejsce w czasie orogenezy 

staroassyntyjskiej. W obrębie tych gnejsów występują pasy łupków 

krystalicznych, które powstały w wyniku metamorfozy tych gnejsów w czasie 

orogenezy młodoassyntyjskiej. Pasy te mają przebieg W-E i jest ich 3 (od S): 

 

pas Szklarskiej Poręby 

 

pas Starej Kamienicy (największy 

 

pas Złotnik Lubańskich 

- granity rumburskie - granity metamorficzne (powstałe w wyniku granityzacji 

gnejsów izerskich), tworzą one nieregularne ciała 

- granity zawiadowskie – granity powstałe w wyniku granityzacji gnejsów 

izerskich i granitów rumburskich 

- bazalty trzeciorzędowe 

Kierunki struktur Metamorfiku gór Izerskich są W-E 

 

metamorfik wschodnich Karkonoszy (Rudaw Janowickich) – dzieli się na 2 

elementy, część W (gnejsowa, 3 odmiany gnejsów: oczkowe (Kowarskie), 

laminowane (gnejsy z Miedzianki), ołówkowe (gnejsy z małej Upy)) i część E 

(amfibolitowa) 

 

metamorfik Kłodzki (Kłodzko-Złotostocki) – występują gnejsy (oczkowe, 

laminowane), tzw. Gnejsy ze Ścinawki 

 

metamorfik gór Bystrzyckich i Orlickich – zróżnicowane odmiany gnejsów 

(najliczniejsze oczkowe – Bystrzyckie) 

 

metamorfik Lądka i Śnieżnika Kłodzkiego – wyróżniamy łupki krystaliczne (4 

pasy zbiegające się w N części masywu) – seria strońska, gnejsy (2 odmiany: 

starsze laminowane przechodzące w migmatyty (ortognejsy) – Gierałtowskie i 

młodsze oczkowe gnejsy Śnieżnickie powstałe z metamorfozy gierałtowskich) 

 

metamorfik gór Kaczawskich – występują słabo zmetamorfizowane fyllity 

(najmłodszy prekambr), są to tzw. Łupki radzimowickie 

 

Proterozoiczne masywy krystaliczne na bloku przedsudeckim – na bloku przedsudeckim skały 

prekambru przykryte są skałami trzeciorzędu i tylko gdzieniegdzie są na powierzchni: 

 

kra gnejsowa gór sowich 

 

metamorfik Imbramowic 

 

metamorfik Wądroża Wielkiego 

 

skały metamorficzne w obrębie strefy dyslokacyjnej Niemczy 

We wszystkich tych masywach dominują gnejsy 

 

Masywy metamorficzne Sudetów Wschodnichb – metamorfik Wschodnich Sudetów utworzony z 

gnejsów 

 

Prekambryjskie i kaledońskie skały ultrazasadowe – są to perydotyty tworzące masywy, które 

uległy serpentynizacji 

 

masyw Ślęży-Sobótki 

 

masyw Szklar 

 

Kaledońskie piętro strukturalne – występuje w trzech obszarach: 

 

góry Kaczawskie – na lekko zmetamorfizowanych łupkach Radzimowickich (najwyższy 

prekambr) leżą masywne wapienie krystaliczne zawierające faunę archeocjatów, które żyły 

w dolnym i środkowym kambrzem były to organizmy kolonijne tworzące rafy. Jest to 

wapień Wojcieszowski (dolny kambr). Powyżej leżą zieleńce, które powstały w wyniku 

słabego metamorfizmu bazaltów, mają zachowane struktury law poduszkowych (typowych 

dla wylewów podmorskich), ich miąższość to 2km (środkowy i górny kambr). Jest to 

formacja zieleńcowa. Powyżej kwarcyty (ordowik, 10 metrów miąższości, bez fauny), 

powyżej czarne łupki z graptolitami (sylur) 

 

metamorfik Lądka-Śnieżnika – na łupkach serii strońskiej występują lokalnie wapienie bez 

fauny, podobne do Wojcieszowskich (dolny kambr, wapień Sławęcki – wiek ustalony tylko 

na zasadzie podobieństwa do Wojcieszowskich) 

 

góry Bardzkie – silnie skrzemionkowane łupki z graptolitami (sylur - łupki ze Zdanowa) 

 

Waryscyjskie piętro strukturalne – skały osadowe: 

 

niecka północnosudecka (rejon gór Kaczawskich) – tylko górny karbon, który jest 

rozwinięty jako piaskowce ze szczątkami roślin (westfal) 

 

depresja Świebodzic – występują tutaj żwiry (niespojone) utworzone z otoczaków wapieni 

(dewon ??) i są to osady rzeczne (górny dewon) 

 

niecka śródsudecka – osady górnego dewonu to wapienie rafowe z liczną fauną (fran) oraz 

uławione pelagiczne wapienie z amonitami, są to wapienie klimeniowe (famen). Dolny 

karbon to piaskowce i łupki (jak w górach Bardzkich). Górny karbon to formacja 

produktywna węgla kamiennego (DZW), najstarszym osadem są łupki z wkładkami 

piaskowców i kilkoma pokładami węgli (w-wy Wałbrzyskie, dolny namur). Powyżej są 

zlepieńce i gruboławicowe piaskowce z soczewkami węgli (w-wy z białego kamienia, górny 

namur). Powyżej są arkozowe piaskowce z bardzo licznymi i grubymi pokładami 

lekkozmetamorfizowanego węgla (antracytowe – w-wy Zalcerskie, dolny westfal). Dalej 

łupki z nielicznymi pokładami węgli (w-wy Odwelierskie [w Czechach], górny westfal) 

 

góry Bardzkie – utwory dewonu występują w bardzo małych i izolowanych płatach. W 

obrębie karbonu dolnego wyróżnia się 26 cykli sedymentacyjnych. Cykl pierwszy podobnie 

jak pozostałe rozpoczyna się zlepieńcami, które ku górze przechodzą w piaskowce i łupki. 

W niższych cyklach pojawiają się nieliczne poziomy wapieni i w nich też jest większy 

udział zlepieńców. Jest to formacja płytkowowdna, molasowa, sfałdowana w górnym 

karbonie (??) 

W Sudetach brak jest niezgodności między dolnym, a górnym karbonem. 

Waryscyjskie piętro strukturalne – skały magmowe – z gónym karbonem wiąże się rozwój 

magmatyzmu, którego przejawem są intruzje granitów, oraz pojawienie się skał wulkanicznych i 

subwulkanicznych. Intruzje granitowe występujące w Sudetach i na bloku przedsudeckim mają ten 

sam wiek (westfal): 

 

masyw Strzelina 

 

masyw Żulowej 

 

masyw Strzegomia 

 

masyw Kudowej 

 

masyw Karkonoszy – intruzja o typie harpolitu, wokół niej rozwinięte są strefy kontaktowe 

gdzie występują hornfelsy (np. Śnieżka) 

Skały wulkaniczne i subwulkaniczne  - są to pokrywy lawowe oraz płytkie intruzje występujące w 

niecce śródsudeckiej. Są to głównie porfiry kwarcowe. Najważniejsza struktura to lakkolit Chełmca 

 

Waryscyjskie piętro strukturalne w Sudetach Wschodnich – Sudety Wschodnie to orogen 

waryscyjski, który nazywa się strukturą Śląsko-Morawską. Częściowo spoczywa na krystalicznym 

masywie (metamorfik Sudetów Wschodnich). 

Utwory dewonu tworzą trudny do rozdzielenia kompleks lekko zmetamorfizowanych fyllitów. W 

ich obrębie występują łupki z graptolitami związane z wyższą częścią syluru (w-wy Andelohorskie) 

Dolny karbon to klasycznie rozwinięty flisz utworzony z łupków, piaskowców, podrzędnie 

zlepieńców. Jest to typowy osad geosynklinalny (kulm morawski) 

Górny karbon – patrz GZW 

 

Permo-mezozoiczne piętro strukturalne: 

Perm występuje w 2 obszarach: 

 

niecka śródsudecka – dolny perm to czerwone lądowe piaskowce w obrębie, których 

występuje poziom skał wulkanicznych (melafiry, tufy, porfiry) – piętro eruptywne. Górny 

perm to bardzo cienka seria piaskowców i wapieni 

 

niecka północnosudecka – dolny perm jak w niecce śródsudeckiej. W górnym permie 

możliwe jest wyróżnienie cyklotemów, nie ma jednak osadów chemicznych, a tylko 

piaskowce i iły. Najbardziej charakterystyczne są rozpoczynające sekwencję margle z 

okruszcowaniem Cu (tzw. margle kaczawskie) 

Trias: 

 

niecka śródsudecka – tylko dolny trias - uławicone piaskowce (deskowe) 

 

niecka północnosudecka – dolny trias to piaskowce deskowe, środkowy to płytkowodne 

wapienie z fauną, brak górnego triasu 

Brak osadów jury 

Kreda: 

 

niecka śródsudecka – gruboławicowe, silnie wapniste piaskowce, spękane. Jest to 

piaskowiec ciosowy (cenoman-turon), który tam buduje góry stołowe 

 

niecka północnosudecka – taki sam piaskowiec 

 

niecka opolska – na bloku przedsudeckim w rejonie Opola znajduje się zapadlisko 

wypełnione osadami górnej kredy, która jest rozwinięta jako płytkomorskie margle i 

wapienie z amonitami. 

 

Kenozoiczne piętro strukturalne – znajduje się na bloku przedsudeckim, oraz wypełnia rozległe 

zagłębienie w zachodniej części Sudetów (niecka Węgliniec-Żytawa). Niecka ta jest wypełniona 

piaskami, iłami i bardzo grubymi pokładami węgli brunatnych. 

 

Tektonika – Sudety mają budowę blokową, a poszczególne bloki są porozdzielane uskokami. 

Każdy z tych bloków ma inną historię tektoniczną. W obrębie Sudetów wyróżniamy: 

 

struktury prekambryjskie – są to elementy metamorficzne fałdowane w prekambrze, można 

wyróżnić kilka cykli orogenicznych. Najstarsze zachowane są w krze gnejsowej gór Sowich. 

Pozostałością po tych fałdowaniach były silnie zaburzone osady, które w późniejszym 

czasie ulegały tylko tektonice uskokowej. 

 

Tektonika kaledońska – słabo się zaznacza, jej przejawem są procesy metamorficzne, które 

zaszły w prekambryjskich masywach metamorficznych. Z orogenezą kaledońską wiąże się 

sfałdowanie zewnętrznej części masywu Sudetów (góry Kaczawskie). Jest tu stosunkowo 

łagodna tektonika, a najwyżej podniesionym elementem jest antyklina Starej Góry z 

prekambrem w jądrze. Z orogenezą kaledońską wiąże się także powstanie zapadlisk 

tektonicznych niecki śródsudeckiej i północnosudeckiej 

 

tektonika waryscyjska – rozwój ciał magmowych, a także fałdowania w górach Bardzkich i 

strukturze Śląsko-Morawskiej (w górnym karbonie) 

 

tektonika alpejska – powstanie systemu uskoków, a szczególnie sudeckiego uskoku 

brzeżnego oddzielającego Sudety Właściwe od Bloku Przedsudeckiego 

 

GZW i monoklina Śląsko-Krakowska: 

GZW jest najbardziej na wschód wysuniętym elementem Sudetów. Monoklina Śląsko-Krakowska 

jest przedłużeniem monokliny przedsudeckiej, granica między nimi jest umowna. 

Stratygrafia GZW: 

 

prekambryjskie pietro strukturalne – nierozpoznane, wiadomo jednak że we wschodniej 

części GZW leży głęboko pogrążony masyw krystaliczny, tak zwany blok górnośląski 

 

kaledońskie piętro strukturalne – odsłonięte jest we wschodnim obrzeżeniu GZW. Jest to 

kaledoński orogen niewidoczny na powierzchni. Jest to strefa Kraków-Myszków. Jest on 

znany wyłącznie z wierceń i rozpoznano tu piaskowce (górny kambr), płytkomorskie 

wapienie z fauną (ordowik), zlepieńce, szarogłazy, łupki graptolitowe (sylur). Skały 

sfałdowane w górnym sylurze. 

 

Waryscyjskie piętro strukturalne – Dolny dewon to facja oldred niewidoczna na 

powierzchni, dewon środkowy to dolomity nieodsłonięte na powierzchni (eifel), od piętra 

żywet znane są odsłonięcia w rejonie Krzeszowic i Olkusza. Najstarszymi utworami są 

ciemnie krystaliczne dolomity z dość liczną fauną (dolomit ze Zbrzy, dolny żywet), powyżej 

wapienie rafowe z bardzo liczną fauną (górny żywet), powyżej wapienie rafowe (fran), 

wapienie pelagiczne, margliste, płytowe (famen). Karbon dolny leży z niewielką 

niezgodnością na dewonie, jest wykształcony w 2 facjach: 

 

zachodnia – głębokomorski flisz (kulm morawski) 

 

wschodnia – wapienie płytkowodne (wapień węglowy – dinant), są to szare 

wapienie bez fauny o bitumicznym zapachu. Najpełniejszy profil tych wapieni 

znajduje się w dolinie Czernej, gdzie występują różne typy wapieni oraz gruba 

ławica zlepieńców śródformacyjnych (4-5m) 

Górny karbon to formacja produktywna węgla kamiennego tworząca górnośląskie zagłębie 

węglowe. Są to osady morskie lub słodkowodne wypełniające nieckę, która jest 

prawdopodobnie rowem przedgórskim. W najniższej części górnego karbonu występują 

mułowce bez węgli i szczątków roślinnych (w-wy malinowickie) i piaskowce (z Gołonoga, 

z trylobitami). Formacja produktywna dzieli się stratygraficznie na 3 części: 

1.  grupa brzeżna – występuje w zachodniej części GZW, jest to zagłębie paraliczne 

(namur-A) i składa się z (od dołu): piaskowców i łupków z fauną morską i 

kilkoma pokładami węgli (w-wy pietrzkowickie), ciemnych łupków z fauną 

morską, szczątkami roślin i nielicznymi pokładami węgli (w-wy gruszowskie), 

ciemnych łupków z licznymi poziomami fauny morskiej i prawie bez węgli (w-

wy jaklowickie), piaskowców i łupków z licznymi pokładami węgli (w-wy 

porębskie) 

We wschodniej części GZW odpowiednikiem grupy brzeżnej jest cienka seria 

piaskowców i łupków bez węgli. Obejmują one piaskowcowe w-wy sarnowskie 

oraz łupkowe w-wy florkowskie i grodzieckie. Całkowita miąższość grupy 

brzeżnej to 3000m. Charakterystyczna jest obecność fauny morskiej, cienkie 

pokłady węgli i dominacja łupków. 

2.  Grupa siodłowa (namur-B) – występują tutaj bardzogruboławicowe piaskowce z 

bardzo grubymi pokładami węgli (w-wy siodłowe, miąższość 200m) 

3.  grupa łękowa (namur-C, westfal) – zagłębie limniczne. Głównie w części 

wschodniej GZW, a w zachodniej jest zerodowana. W jej obrębie wyróżniamy: 

gruboławicowe piaskowce z grubymi pokładami węgli i fauną słodkowodną (w-

wy rudzkie,  W-wy siodłowe i rudzkie są nazywane górnośląską serią 

piaskowcową), mułowce z fauną słodkowodną i bardzo licznymi cienkimi 

pokładami węgla (w-wy orzeskie, seria mułowcowa), gruboławicowe piaskowce 

arkozowe, z licznymi i grubymi pokładami węgli (w-wy łaziskie), piaskowce 

arkozowe z nielicznymi pokładami węgli (w-wy libiąskie). Górna powierzchnia 

warstw libiąskich jest zerodowana, a na niej zalegają arkozy z pniami drzew 

(arkoza kwaczalska – stefan). Całkowita miąższość grupy łękowej 3000m 

W obrębie GZW pokłady węgli występują najczęściej w kompleksach piaskowcowych, a 

warstwami eksploatowanymi są: w-wy porębskie, siodłowe, rudzkie i łaziskie 

 

Tektonika GZW – GZW dzieli się na 2 części o całkowicie odmiennym stylu: 

 

część zachodnia ma budowę fałdową, wyróżniamy tu 2 strome fałdy (w jądrze których 

występują elementy grupy brzeżnej - fałd michałowicki i fałd orłowski) oraz 2 niecki 

(zachodnia – jejkowicka wypełniona w-wami porębskimi i wschodnia – chwałowicka, 

głębsza, wypełniona w-wami siodłowymi). W podłożu zachodniej części GZW znajduje się 

sfałdowany orogen kaledońsko-waryscyjski. Kierunki struktur to N-S 

 

część wschodnia stanowi rozległą i łagodną nieckę, na której są bardzo łagodne, 

szerokopromienne fałdy. Kierunki struktur są W-E, powodem takiego sfałdowania jest 

obecność w podłożu sztywnego bloku (blok górnośląski). Struktury: 

 

centralną strukturą jest rozległa i płaska niecka wypełniona warstwami 

łękowymi (rudzkie), występuje tu kilka niewielkich ukoków. Jest to niecka 

główna 

 

na N od niecki głównej znajduje się element wypiętrzony, utworzony z warstw 

siodłowych, jest to siodło główne 

 

na N od siodła głównego jest niecka wypełniona warstwami łękowymi (niecka 

bytomska), na jej obszarze są też wychodnie triasu. Od N jest ograniczona 

strukturą podniesioną, w obrębie, której znajdują się wychodnie dewonu, jest to 

grzbiet dębnicko-siewierski, jej najwyższym elementem jest antyklina Dębnika 

(w jej podłożu jest permska intruzja porfirowa) 

 

w S części niecki głównej znajduje się element podniesiony, z warstwami 

porębskimi, jest to siodło Mszana-Jastrzębie 

 

Stratygrafia: 

 

perm – najstarszym osadem permu są słodkowodne wapienie ze szczątkami roślin i 

słodkowodną fauną (martwica karniowicka). Wyżej leżą grubo- i bardzogruboziarniste 

zlepieńce utworzone z otoczaków wapieni dewonu i karbonu (zlepieniec myślachowicki). 

Powyżej leży zespół skał wulkanicznyh reprezentowanych przez: porfiry tworzące intruzje, 

diabazy, melafiry tworzące pokrywy, tufy (filipowickie). 

 

Trias – trias dolny to formacja lądowa, występująca tylko jako wypełnienie szczelin w 

skałach (najczęściej) karbonu, są to piaskowce ze świerklańca. Trias środkowy to zespół 

osadów płytkomorskich, głównie wapieni. Od dołu wyróżniamy: uławicone wapienie z 

krynoidami (w-wy z Pecten i Datocrimus), w ich podłożu występują porowate wapienie 

(jamiste) zaliczane do retu, powyżej są uławicone wapienie i margle z małżami, występują 

tu zlepieńce śródformacyjne, oraz charakterystyczne poziomy wapieni falistych (w-wy 

gogolińskie), powyżej są krystaliczne wapienie płytowe (w-wy gorażdżańskie), wapienie 

faliste i krynoidowe (w-wy terebratulowe), porowate i drobnokrystaliczne wapienie (w-wy 

karchowickie). Osady te to tzw. Dolny wapień muszlowy. Środkowy wapień muszlowy to 

dolomity zawierające glony (dolomity diploporowe), powyżej natomiast znajdują się osady 

górnego wapienia muszlowego czyli: dolomity płytowe z kryształami anhydrytu (w-wy 

tarnowieckie) i szare margle (w-wy boruszowieckie). W obrębie całego kompleksu 

środkowego triasu lokalnie doszło do dolomityzacji, w efekcie której pojawiły się dolomity 

z okruszcowaniem Zn, Pb, Ag (dolomity kruszconośne). Górny trias (kajper) jest bardzo 

słabo rozwinięty, są to czerwone iły z gipsem. Retyk to brekcje wapienne (lisowskie) 

 

Jura – utwory jury mają duży zasięg, a profil jest lepiej rozwinięty w części północnej. Jura 

dolna to seria osadów lądowych występujących tylko w części północnej, są to piaskowce. 

Jura środkowa jest zróżnicowana:  

 

rejon częstochowski – najstarsze są piaski z fauną morską (w-wy kościeliskie – 

aalen), później czerwone iły z syderytami (iły rudonośne – bajos, baton), 

powyżej piaskowce wapniste i wapienie piaszczyste z bardzo licznymi 

amonitami (kelowej) 

 

rejon krakowski – zlepieńce (zlepieniec niegowicki – bajos), powyżej 

ogniotrwałe glinki kaolinowe (glinki grójeckie – baton), w ich obrębie 

występują wkładki wapieni oolitowych (oolit baliński), piaskowce wapniste, 

wapienie piaszczyste, stromatolity i wapienie bulaste z bardzo bogatą fauną 

(kelowej) 

Jura górna – w obu obszarach leżą zielonkawe margle z amonitami (margle kordatowe – 

dolny oksford), powyżej białe wapienie w 3 odmianach facjalny: 

 

masywne biohermy gąbkowe (wapienie skaliste) 

 

gruboławicowe wapienie z krzemieniami (wapienie uławicone) 

 

cienkoławicowe wapienie z amonitami (wapienie płytowe) 

Lokalnie powyżej występują ciemne margle (kimeryd), wyższych ogniw jury już nie ma. 

 

Tektonika – obszar jest monokliną lekko nachyloną na NE, ma mało urozmaiconą tektonikę, ma 

dość liczne niewielkie uskoki i łagodne fałdy. W części południowej występuje system dużych 

uskoków o przebiegu W-E tworzących system zrębów i rowów. Zręby utworzone są z jury lub 

triasu (blok płazy, zrąb Tenczynka, Sowińca), rowy natomiast są wypełnione utworami morskiego 

miocenu zapadliska przedkarpakiego (np. Rów Krzeszowicki) 

 

Niecka miechowska – jest najdalej na południe wysuniętym elementem niecki szczecińsko-łódzko-

miechowskiej. W obrębie tej niecki mamy wychodnie kredy. Utwory kredy spoczywają na 

powierzchni abrazyjnej, która ścina wapienie górnej jury. Najstarsze osady to piaski wieku 

cenoman, na których spoczywają wapienie z otoczakami (turon), wapienie te są ścięte drugą 

powierzchnią abrazyjną, na której leżą białe margle z czertami i margle zielone (senon) 

 

Karpaty – jest to alpejski górotwór odsłonięty na powierzchni, dzielą się one na 3 elementy: 

 

centralne – nie występują w Polsce 

 

wewnętrzne – masyw Tatrzański, niecka podhalańska 

PPS 

 

zewnętrzne – fliszowe 

zapadlisko przedkarpackie (rów przedgóski)

Masyw Tatrzański – jest to element Karpat Wewnętrznych. Dzieli się na 2 części: 

1.  trzon krystaliczny – składa się z 2 (3) elementów: 

 

osłona metamorficzna – skały metamorficzne, głównie gnejsy i łupki 

krystaliczne, powstałe w wyniku regionalnego metamorfizmu waryscyjskiego, 

temu metamorfizmowi uległy skały osadowe wieku ordowik (??), sylur, dewon, 

dolny karbon (??). Skały te budują tzw. Tatry Zachodnie 

 

intruzja granitowa (batolit) – skała o typie granitu (tatryt) wieku górny karbon 

(westfal) i buduje tzw. Tatry Wysokie 

 

czapki krystaliczne – są to bloki skał krystalicznych, które zostały 

przetransportowane przez płaszczowiny, są one zbudowane z gnejsów, 

migmatytów i łupków krystalicznych: czapka krystaliczna twardego upłazu, 

czapka krystaliczna małołączniaka, czapka krystaliczna goryczkowej. 

2.  Osłona osadowa: 

 

perm – najstarszą skałą są czerwone zlepieńce (koperszadzki) utworzone z otoczaków, 

głównie granitów, jest to odpowiednik alpejskiej facji – Verrucano 

 

od triasu zaznacza się podział na strefy sedymentacyjne, których jest 4 (5). W tych strefach 

tworzyły się osady zróżnicowane facjalnie i dały one później odrębne jednostki tektoniczne. 

Obecnie skały osadowe występują niemal wyłącznie po północnej stronie trzonu 

krystalicznego. Wszystkie skały osadowe Tatr utworzyły się w basenach na południe od 

trzonu krystalicznego lub na nim, a w wyniku fałdowania zostały przerzucone na północ. 

 

Stratygrafia: 

 

jednostka strażowska występuje w najbardziej zachodniej częśći Tatr Polskich, ma krótki 

profil (tylko trias środkowy). Najstarsze skały to czerwone cukrowate dolomity (dolomit z 

Ramzau – dolny anizyk), powyżej czerwone wapienie z rogowcami (wapień Reifling – 

górny anizyk), jasne margle z bardzo liczną fauną amonitów i małży pływających (margle z 

Partnach – najwyższy anizyk, najniższy ladyn), białe masywne dolomity (dolomit z 

Vaterstein – górny ladyn). Młodszych skał nie ma. Jednostka ta występuje w dolinie 

Chochołowskiej. 

 

Jednostka weporska – jej występowanie w Tatrach jest dyskusyjne 

 

Jednostka choczańska – w zachodniej części Tatr (dolina Kościeliska, Chochołowska), ma 

krótki profil i obejmuje górny trias i dolną jurę. Górny trias to masywne dolomity z 

diploporami (dolomit choczański – karnik, noryk), powyżej ciemne wapienie z 

ramienionogami (w-wy z kessen – retyk, litofacja kesseńska). Dolna jura to wapienie 

krynoidowe w różnych odmianach litologicznych. 

 

Jednostka kriżniańska – ma najdłuższy profil od dolnego triasu do końca dolnej kredy. 

Dolny trias to czerwone zlepieńce i piaskowce kwarcytowe (dolny seis), powyżej piaskowce 

z pstrymi łupkami (w-wy z werfen – górny seis), powyżej żółte silnie porowate dolomity 

(dolomity komórkowe – dolny kampil), ciemne dolomity z małżami (w-wy myoforiowe – 

górny kampil). Środkowy trias to zlepieńce i brekcje sedymentacyjne (anizyjska brekcja 

podstawowa), bardzo gruby kompleks dolomitów o bardzo zróżnicowanym wykształceniu z 

wkładkami wapieni (anizyk-ladyn). Górny trias to wiśniowo-czerwone łupki z wkładkami 

dolomitów i piaskowców (kajper karpacki – kajper), jasne wapienie z ramienionogami i 

małżami (w-wy z kessen – litofacja karpacka – retyk). Dolna jura to w niższej części to 

piaskowce o bardzo różnym wykształceniu (hetang-synemur), powyżej czerwone wapienie z 

rogowcami (pliensbach), powyżej czerwone wapienie krynoidowe i wapienie bulaste 

(toark). Środkowa jura to czerwone i zielone radiolaryty (aalen-bajos-baton), a nad nimi 

występują czerwone wapienie bulaste (z amonitami – facja amonitico rosso – kelowej). 

Górna jura to zielone radiolaryty (oksford), amonitico rosso (kimeryd), białe pelagiczne 

wapienie z calpionella (facja biancon – tyton). Dolna kreda to w najstarszej części 

kontynuacja facji biancon (berias), powyżej białe masywne wapienie z liczną fauną, lokalnie 

wapienie rafowe (murańskie – walanżyn-apt), żółte margle z piaskowcami i wapieniami 

(alb-cenoman). Młodszych osadów nie ma. 

 

Jednostka wierchowa – ma długi profil, jednak zawiera dużo luk stratygraficznych. Dolny 

trias taki sam jak w jednostce kriżniańskiej. Trias środkowy to wapienie o bardzo różnym 

wykształceniu z wkładkami dolomitów (najbardziej typowe są czarne wapienie ze śladami 

działalności organizmów (wapień robaczkowy). Górny trias to kajper karpacki, powyżej są 

płytkowodne wapienie z ramienionogami (retyk), lokalnie ciemne iły ze szczątkami roślin 

(w-wy tomanowskie – retyk). Dolna jura to silnie zróżnicowanie facjalne, niższa część 

dolnej jury to piaskowce i pstre łupki, wyższa część dolnej jury to wapienie krynoidowe. 

Jura środkowa to formacja wapienna o bardzo zróżnicowanym wykształceniu, dominują 

płytkowodne wapienie z fauną i 2 poziomy amonitico rosso. Górna jura (oraz najniższa 

kreda – berias) to wapienie z bardzo bogatą fauną. W kredzie powyżej wapieni 

organogenicznych są ciemne wapienie z jeżowcami na których spoczywają rafowe wapienie 

z licznymi koralowcami i małżami (urgon), a na nich leżą żółte margle z piaskowcami i 

wapieniami (alb-cenoman). Młodszych osadów brak.

Tektonika Tatr: 

1.  Trzon krystaliczny wykazuje obecność elewacji i depresji. Występują 3 elewacje (od 

zachodu): elewacja salatyńskiego wierchu, koszystej, jagnięcego szczytu. Oraz 2 depresje 

(od zachodu): depresja goryczkowej, szerokiej jaworzyńskiej. W obrębie trzonu występują 

strefy uskokowe, podkreślone obecnością mylonitów, jest także rozwinięty cios. 

Południowa część trzonu jest podniesiona wzdłuż wielkiego uskoku. 

1.  Osłona osadowa – skały osłony osadowej uformowały płaszczowiny, które zostały 

przerzucone nad trzonem krystalicznym i obecnie są na północ od niego. Płaszczowiny te są 

silnie wewnętrznie sfałdowane i w ich obrębie można wyróżnić mniejsze jednostki, tzw. 

Płaszczowiny cząstkowe. W obrębie jednostki wierchowej wyróżniamy 2 duże elementy 

tektoniczne zawierające w częściach jądrowych bloki skał krystalicznych (czapki 

krystaliczne). Wyższym ztych elementów jest fałd Giewontu, w jądrze, którego znajduje się 

czapka Goryczkowej. Niższy element to fałd Czerwonych Wierchów w jądrze, którego jest 

czapka twardego upłazu i małołączniaka. Elementem osadowym niesfałdowanym jest 

autochton leżący wprost na trzonie. 

 

Niecka Podhalańska – jest obniżonym elementem, który od południa graniczy z Tatrami, a od 

północy z PPS. 

 

Stratygrafia – wyróżniamy 2 serie skalne: 

 

starsza – węglanowa, w jej obrębie wyróżniamy: zlepieńce utworzone z materiału 

tatrzańskiego (paleocen), powyżej wapienie uławicone z otwornicami (wapienie numulitowe 

– eocen) 

 

młodsza – fliszowa, ciemne łupki i cienkoławicowe piaskowce (w-wy szaflarskie) w 

północnej części niecki (najwyższy eocen), częściowo zazębiają się z nimi, a częściowo je 

przykrywają ciemne łupki z cienkoławicowymi wapnistymi piaskowcami oraz z poziomami 

żółtych ankerytów. Lokalnie poziomy gruboławicowych piaskowców (w-wy zakopiańskie – 

dolny oligocen). Powyżej jasnoszare średnioławicowe wapniste piaskowce i wapniste łupki 

(w-wy chochołowskie – górny oligocen), wyżej bardzogruboławicowe wapniste piaskowce 

bez łupków (w-wy ostryskie – najwyższy oligocen) 

 

Tektonika – niecka podhalańska jest bardzo słabo sfałdowana, jej południowe skrzydło, w którym 

pojawia się seria węglanowa leży „zgodnie” na skałach tatrzańskich. Nieco silniejsze zaburzenia 

fałdowe zaznaczają się w centralnej części niecki, jest tu rozległa synklina, skrzydło północne jest 

obcięte wielkim, czynnym uskokiem 

Pieniński Pas Skałkowy – jest unikalną w skali światowej strukturą, charakteryzuje się on bardzo 

niedużą szerokością (~2km) i bardzo dużą długością. PPS jest utworzony ze skał osadowych, 

bardzo silnie sfałdowanych. W jego obrębie wyróżniamy 3 elementy: 

 

serie skałkowe (w Polsce jura i dolna kreda) 

 

starsza osłona skałkowa (kreda górna) 

 

młodsza osłona skałkowa (paleogen) 

 

Stratygrafia: 

 

jednostka pienińska – dolna jura to wapienie plamiste (górny pliensbach), następnie luka 

stratygraficzna. Środkowa jura to czarne łupki z konkrecjami pirytu i amonitami (formacja 

łupków z Harcygrundu – środkowy bajos), niebieskoszare wapienie z aptychami (formacja 

wapieni z Podzamcza – środkowy i górny bajos), cienkoławicowe wapienie krynoidowe z 

rogowcami (formacja wapieni z Flaków – górny bajos), powyżej ciemnozielone i czarne 

radiolaryty (formacja radiolarytów z Sokolicy – najwyższy bajos, dolny oksford). Powyżej 

czerwone i zielone radiolaryty (formacja radiolarytów z Czajakowej – oksford), powyżej 

białe uławicone wapienie z rogowcami (formacja wapieni pienińskich – kimeryd, barrem), 

powyżej czarne łupki z wkładkami wapieni rogowcowych i piaskowców (formacja łupków z 

Kapuśnicy – apt, alb) 

 

jednostka czorsztyńska – dolna jura to plamiste margle z bardzo licznymi amonitami 

(formacja margli z Krępaków – toark, dolny aalen), powyżej czarne łupki z bardzo liczną 

fauną i syderytami (formacja łupków ze Skrzypnej – górny aalen, środkowy bajos), białe 

wapienie krynoidowe (formacja wapieni ze Smalegowej – górny bajos), czerwone 

uławicone wapienie krynoidowe (formacja wapieni z Krupianki – baton), amonitico rosso 

(formacja wapieni czorsztyńskich – kelowej, dolny tyton). Na granicy jury i kredy nastąpił 

znaczny wzrost zróżnicowania facjalnego. Najwyższa jura i dolna kreda to wapienie o 

bardzo różnym wykształceniu zawierające często bardzo bogate zespoły fauny 

 

Starsza osłona skałkowa – ujednolicenie facji, we wszystkich strefach tworzą siętakie same 

osady, czerwone, zielone i pstre margle z otwornicami (globotruncana) jest to formacja 

margli z Jaworek (cenoman-kampan). Powyżej wapnisty flisz reprezentowany przez 

gruboławicowe piaskowce (formacja Sromowiecka – kampan). W północnej części basenu 

leżą bardzogruboławicowe piaskowce, zlepieńce, żwirowce ilaste z olistolitami (formacja 

Jarmucka – mastrycht). 

 

 

 

Tektonika – tektonika Pienin jest niezwykle skomplikowana, w ich obrębie możemy wyróżnić 

szereg płaszczowin odpowiadających jednostkom facjalnym. Pieniny są utworzone z bardzo 

stromych  i niezwykle silnie zaburzonych fałdów, o często zredukowanych skrzydłach. Fałdy te 

utworzone głównie z serii skałkowych tkwią w postaci bloków w także sfałdowanej starszej osłonie 

skałkowej. Fałdowanie Pienin odbywało się w kilku etapach: 

 

górnokredowy – sfałdowały się serie skałkowe i starsza osłona skałkowa, utworzyły się 

płaszczowiny, etap ten miał miejsce przed mastrychtem 

 

mioceński – w dolnym miocenie nastąpiła faza kompresji i sfałdowała się młodsza osłona 

skałkowa. Z tą fazą wiąże się rozwój wulkanizmu andezytowego. 

 

Karpaty zewnętrzne – składają się z 2 elementów: podłoża i sfałdowanego fliszu: 

1.  Podłoże Karpat zewnętrznych: 

 

prekambryjskie piętro strukturalne – nierozpoznane 

 

kaledońskie piętro strukturalne – prawie nierozpoznane 

 

waryscyjskie piętro strukturalne – dewon (wapienie), dolny karbon (wapienie), górny 

karbon (węgle jako otoczaki we fliszu) 

 

mezozoiczne piętro strukturalne – brak permu i triasu. Jura wykształcona jest w formie 

otoczaków we fliszu i reprezentują one niemal pełny profil. Występują one głównie w 2 

miejscach: Bachowice k/Wadowic i Krunel Wlk. k/Przemyśla. Skały jurajskie są odsłonięte 

na powierzchni w tzw. serii skałek andrychowskich. Utwory jurajskie są tu reprezentowane 

przez masywne, białe wapienie rafowe (tzw. facja sztramberska – tyton). Kreda 

reprezentowana jest jako otoczaki we fliszu, a na powierzchni w serii skałek 

andrychowskich, jako wapienie z rogowcami i margle (górna kreda). Paleogen 

reprezentowany jest jako otoczaki we fliszu i w serii skałek andrychowskich, jako wapienie 

organogeniczne, wapienie litotamniowe i margle. 

 

2.  Flisz Karpat zewnętrznych – reprezentuje okres od najwyższej jury po dolny miocen. 

Utwory te są pofałdowane i nasunięte na przedpole. Miąższość osadów fliszowych dochodzi 

do 8000m. W obrębie fliszu można wyróżnić kilka jednostek facjalnych, którym 

odpowiadają jednostki tektoniczne. Karpaty są nasunięte na przedpole wzdłuż nasunięcia 

karpackiego, którego czoło stanowią w zależności od miejsca jednostki podśląska, śląska 

lub skolska. 

 

 

 

Jednostka magurska – jest największą jednostką tektoniczną Karpat, w jej obrębie wyróżniane są 

4 strefy facjalne o różnych następstwach i wydzieleniach. Od południa są to: 

 

strefa krynicka – najstarsze wydzielenie, to wiśniowo-czerwone łupki z ciemnymi 

wkładkami wapnistych piaskowców (formacja łupków z Malinowej – najwyższy cenoman, 

kampan). Lokalnie w ich podłożu pojawiają się zielone łupki radiolariowe oraz łupki z 

poziomem manganowym (korelacyjny zespół warstewek – cenoman). Powyżej leżą 

wapniste, jasnoszare piaskowce, zlepieńce i żwirowce ilaste (formacja jarmucka – 

mastrycht, dolny paleogen), powyżej cienkoławicowe, silnie wapniste stalowoszare 

piaskowce i margliste łupki (formacja szczawnicka – środkowy i górny paleogen). Powyżej 

cienkoławicowe, niebieskoszare piaskowce i pstre łupki (formacja z Zarzecza – dolny 

eocen), w obrębie tej formacji występują gruboławicowe piaskowce i zlepieńce (ogniwo 

piaskowców z Krynicy). Powyżej żółto wietrzejące margle krzemionkowe (łąckie). Powyżej 

grubo- i bardzogruboławicowe piaskowce szarogłazowe o węglanowym spoiwie, 

zawierające skalenie są podzielone na 2 części rozdzielone poziomem pstrych łupków, 

piaskowce są fluksoturbidytowe (formacja magurska – dolny i środkowy eocen), powyżej 

ciemne czekoladowe łupki, żółte margle oraz średnioławicowe wapniste piaskowce 

(formacja malcowska – górny eocen, dolny oligocen), w obrębie tej formacji występuje 

charakterystyczny żółty poziom (żółte margle globirytowe – górny eocen), jest to poziom 

korelacyjny. 

 

Strefa sądecka – najstarsze wydzielenie to ciemne, skrzemionkowane piaskowce i ciemne 

łupki (w-wy lgockie – alb, cenoman), powyżej korelacyjny zespół warstewek (górny 

cenoman), powyżej formacja łupków z Malinowej (turon, kampan), w obrębie tych utworów 

występują serie osuwiskowe (w-wy z Poręby Wielkiej), powyżej stalowoszare, silnie 

wapniste piaskowce i pstre łupki (formacja ze Szczawnicy – mastrycht), powyżej 

drobnoziarniste, gruoławicowe piaskowce z bardzo cienkimi wkładkami łupków. Pojawiają 

się poziomy czarnych margli i żółto wietrzejących wapieni. W skałach tych rzadko 

występują skamieniałości, są to muszle małży (w-wy inoceramowe – paleocen), powyżej 

czerwone, zielone, niebieskie i pstre łupki ilaste (formacja łupków z Łabowej – dolny 

eocen), powyżej cienkoławicowe, niebieskie, drobnoziarniste piaskowce i pstre łupki 

(formacja belowska – dolny i środkowy eocen), powyrzej ciemne silnie wapniste piaskowce 

z pakietami silnie skrzemionkowanych żółtowietrzejacych margli (margle łąckie), oraz 

soczewki ciemnych rogowców (formacja żelaźniakowa – środkowy i górny eocen). W 

kierunku wschodnim w formacji tej wzrasta udział margli (formacja Bystrzycka), powyżej 

gruboławicowe piaskowce szarogłazowe ze skaleniami (formacja magurska - górny eocen, 

dolny oligocen) 

 

Strefa raczańska - łupki z Malinowej (górny cenoman – kampan), warstwy ze szczawnicy 

(mastrycht), warstwy inoceramowe (paleocen), formacja łupków z Łabowej (dolny i 

środkowy eocen), gruboławicowe szarogłazowe wapniste piaskowce bez łupków 

(piaskowce Pasierbieckie – środkowy eocen),  warstwy hieroglifowe (patrz jednostka śląska 

-  środkowy i górny eocen), gruboławicowe fluksoturbitytowe piaskowce z muskowitem 

(formacja magurska – górny eocen i dolny oligocen) 

 

strefa siar – jest silnie zróżnicowana, ma wiele lokalnych wydzieleń. Od dołu wyróżniamy: 

łupki z Malinowej (cenoman – mastrycht), warstwy inoceramowe (mastrycht – paleocen), 

pstre łupki (eocen), w ich obrębie warstwy hieroglifowe (patrz jednostka śląska), piaskowce 

ciężkowickie (patrz jednostka  śląska), ciemnooliwkowe łupki i glaukonitowe piaskowce 

(warstwy podmagurskie – góny eocen), gruboławicowe piaskowce z glaukonitem i pstrymi 

łupkami (formacja magurska – dolny oligocen), ciemne łupki margliste z soczewkami 

rogowców (warstwy nadmagurskie – środkowy oligocen) 

 

Charakterystyka wydzielenia dla stref: 

 

strefa krynicka: 

 

ogniwa krynickie 

 

formacja magurska w facji skaleniowej 

 

formacja malcowska 

 

strefa sądecka: 

 

margle łąckie 

 

formacja magurska w facji skaleniowej 

 

strefa raczańska 

 

piaskowce pasierbieckie 

 

formacja magurska w facji muskowitowej 

 

strefa siar 

 

warstwy hieroglifowe 

 

warstwy ciężkowickie 

 

warstwy podmagurskie 

 

warstwy nadmagurskie 

 

formacja magurska w facji glaukonitowej 

 

W obrębie jednostki magurskiej występują 4 podjednostki, które tworzą odrębne jednostki 

tektoniczne o typie płaszczowin oddzielonych od siebie nasunięciami. Jednostki te są wewnętrznie 

sfałdowane. Jest to specyficzny typ fałdowań, grube i duże ławice nie zginają się, są sztywne. 

Charakterystyczną cechą tektoniki jednostki magurskiej jest występowanie szerokich i stosunkowo 

łagodnych wychodni synklin utworzonych z formacji magurskiej, oraz stromych, wąskich antyklin 

utworzonych z innych wydzieleń. Jednostka magurska jest nasunięta płasko na przedpole, a w jej 

brzeżnej części występują okna tektoniczne, wypełnione tzw. serią okienną (największe okno – 

Mszany Dolnej). Piaskowce magurskie są najbardziej odpornym ogniwem i budują prawie 

wszystkie wzniesienia (wszystkie wzniesienia są w jądrach synklin, przykład inwersji rzeźby). 

 

Łuska przedmagurska, seria okienna i jednostka dukielska – jest to niższa płaszczowina leżąca 

przed czołem jednostki magurskiej lub w obrębie okien tektonicznych, w jej obrębie są 2 strefy: 

 

niższa – grybowska 

 

wyższa – Mszany Dolnej 

Najważniejszym wydzieleniem są warstwy krośnieńskie (oligocen – patrz jednostka śląska) 

 

Jednostka Śląska – ma najdłuższy profil litostratygraficzny, jest on prosty i obejmuje okres od 

schyłku jury do dolnego miocenu. 

Stratygrafia – najstarsze wydzielenie to ciemnoszare margle z wkładkami wapieni (na południe od 

Soły, są to dolne łupki cieszyńskie – dolny tyton), powyżej są uławicone wapienie o 

charakterystycznych strukturach typu fliszowego przeławicone marglistymi łupkami, są to wapienie 

osadzane z prądów zawiesinowych i występują na zachód od Soły i w oknie tektonicznym Żywca 

(wapienie cieszyńskie – górny tyton, berias), powyżej są ciemne margle i cienkoławicowe wapniste 

piaskowce (popękane, a szczeliny wypełnione są strzałkami kalcytowymi – piaskowce strzałkowe), 

wydzielony jest także poziom sferosyderytów (górne łupki cieszyńskie – walanżyn, hoteryw). 

Wszystkie powyższe wydzielenia to tzw. W-wy cieszyńskie. Powyżej w części zachodniej leżą 

szaroniebieskie margle i drobnoziarniste piaskowce (łupki grodziskie – hoteryw, dolny barrem), w 

części wschodniej są one zastąpione przez bardzogruboławicowe piaskowce zawierające otoczaki 

różnych skał (piaskowce grodziskie – hoteryw, dolny apt). Łupki i piaskowce to w-wy grodziskie. 

Powyżej znajdują się czarne łupki ilaste ze sferosyderytami i cienkoławicowymi piaskowcami 

(łupki wierzowskie – barrem, apt), powyżej są gruboławicowe jasne piaskowce bez łupków, 

występują one lokalnie i tworzą wielkie soczewki (dolne w-wy lgockie). Powyżej średnioławicowe, 

drobnoziarniste, silnie skrzemionkowane, laminowane, ciemne piaskowce przeławicone 

skrzemionkowanymi łupkami (środkowe w-wy lgockie), powyżej znajdują się takie same jak 

środkowe w-wy lgockie, z tą różnicą, że w obrębie ławic piaskowców pojawiają się soczewki 

siwych rogowców spongiolitowych zbudowanych z igieł gąbek (rogowce mikuszowickie – górne 

w-wy lgockie). Wiek warstw lgockich to alb, cenoman. Powyżej korelacyjny zespół warstewek 

alb,cenoman. Powyżej glaukonitowe piaskowce o różnym wykształceniu, największe znaczenie 

mają średnio i gruboławicowe typy, lekko skrzemionkowane i przeławicone ilastymi łupkami      

(w-wy godulskie – tyton, dolny senon). W-wy godulskie występują głównie w zachodniej części 

jednostki śląskiej, gdzie osiągają do 2km miąższości, największą miąższość mają w Beskidzie 

Śląskim, a ku północy i wschodowi stopniowo zanikają, głównie w wyniku wielkich uskoków. Na 

wschód od Dunajca ich nie ma, ku wschodowi są zastępowane przez pstre łupki godulskie. Powyżej 

są bardzogruboławicowe piaskowce fluksoturbidytowe, są to piaskowce ze skaleniami o ilastym 

spoiwie, często pojawiają się zlepieńce z egzotykami. W obrębie tego wydzielenia pojawiają się 2 

wydzielenia piaskowców przedzielone 2 poziomami łupków (łupki piaszczyste z syderytami –      

w-wy trzebnickie – ponad 1000m miąższości, górny senon, paleocen). Powyżej są pstre łupki 

(eocen), w ich obrębie tkwią gruboławicowe piaskowce szarogłazowe bez łupków 

(fluksoturbidytowe, piaskowce ciężkowickie – dolny i środkowy eocen), piaskowce te tworzą 

wielkie soczewy. Drugie wydzielenie w pstrych łupkach to cienkoławicowe, zielonkawe piaskowce 

z glaukonitem i bardzo licznymi hieroglifami, przeławicone wapnistymi łupkami (w-wy 

hieroglifowe – dolny i środkowy eocen). Powyżej są żółtowietrzejące margle z otwornicami 

(margle globigeniczne (??) - górny eocen). Powyżej leżą czarne łupki bitumiczne i cienkoławicowe 

piaskowce (w-wy podrogowcowe), na nich leżą brunatne rogowce (rogowce menilitowe), na nich 

czekoladowo-brązowe łupki z piaskowcami (łupki menilitowe), pojawiają się tu wielkie bloki 

wapieni (wapienie tylawskie), wiek tych warstw (od podrogowcowych do menilitowych) to dolny 

oligocen. Powyżej leżą wapniste, stalowoszare piaskowce z muskowitem, które występują jako 

odmiany grubo lub cienkoławicowe. Lokalnie pojawiają się poziomy tufów oraz margli (wapienie 

jasielskie). Całe to wydzielenie to w-wy krośnieńskie (górny oligocen, dolny miocen). 

 

Tektonika – jednostka śląska dzieli się na 3 części: 

 

część zachodnia – na zachód od Skały, charakterystyczne występowanie bardzo grubego 

kompleksu warstw godulskich, pod względem tektonicznym można wyróżnić 2 

płaszczowiny: 

 

niższa – silnie sfałdowana utworzona z jury i dolnej kredy – płaszczowina 

cieszyńska, buduje Pogórze Cieszyńskie, występuje w Żywieckim oknie 

tektonicznym 

 

wyższa – charakteryzuje się budową monoklinalną, bardzo słabo zaburzona 

płaszczowina godulska, tworzy dwa wielkie bloki: Blok Beskidu Śląskiego i 

Blok Beskidu Małego, są one rozdzielone wielką dyslokacją (uskok Soły). 

Wzdłuż tego uskoku Blok Beskidu Małego zostałe pchnięty na północ, a na jego zapleczu 

powstało Żywieckie okno tektoniczne, gdzie pojawia się jednostka cieszyńska i podśląska. 

Od wschodu Blok Beskidu Małego obcięty jest drugą wielką dyslokacją (dyslokacja Skały). 

 

Część środkowa – między Skawą a Dunajcem, zanikają w-wy godulskie, a 

charakterystycznym elementem jest występowanie okien tektonicznych z jednostką 

podśląską (strefa lanckorońsko-żegocińska). 

 

Część wschodnia – na wschód od Dunajca, w-wy krośnieńskie (najstarsze), tworzące 

rozległe synklinorium (centralne synklinorium karpackie). Jest ono słabo sfałdowane, 

antykliny są wąskie, synkliny szerokie. 

 

Jednostka podśląska i skolska: 

W obu tych jednostkach najwyższym wydzieleniem są w-wy krośnieńskie, które kończą 

sedymentację. 

 

Sedymentacja we wszystkich jednostkach poza magurską kończy się warstwami krośnieńskimi.