Budowa geologiczna Sudetów, jak i bloku przedsudeckiego, jest podobna, ponieważ kształtowana była wspólnie przez procesy zachodzące od późnego prekambru aż do ke-nozoiku. Dopiero w okresie tektonicznych ruchów trzeciorzędowych, tzw. sudecki uskok brzeżny rozdzielił te dwie jednostki morfologiczne, powodując wyniesienie Sudetów oraz względne obniżenie bloku przedsudeckiego (Oberc & Dyjor, 1969; Grocholski, 1977; Oberc, 1972, 1995). Ruchy te doprowadziły jednocześnie do powstania oraz odnowie-nia wielu uskoków dzielących Sudety na bloki. W wyniku ruchów tektonicznych na su-deckim uskoku brzeżnym skały przedkenozoiczne bloku przedsudeckiego przykryte są przez osady trzeciorzędowe i czwartorzędowe, podczas gdy w Sudetach utwory te leżą nadal na powierzchni lub pod niewielkiej miąższości pokrywą zwietrzelinową (rys. 4.1). Sudety i blok przedsudecki należą do północnej i wschodniej strefy brzeżnej masy-wu czeskiego – największego w Europie środkowej masymasy-wu krystalicznego, który leży na obszarze Czech, Niemiec, Austrii i Polski (Oberc, 1972). Sudety i blok przedsudecki (Przedgórze Sudeckie) łączone są w jednostkę zwaną blokiem dolnośląskim (Stupnic-ka, 1989) lub też cały ten obszar nazywany jest Sudetami (np. Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002).
Sudety (w szerokim rozumieniu tego terminu, tj. Sudety i blok przedsudecki łącznie) stanowią NE część masywu czeskiego i reprezentują najdalej na NE wysunięty segment środkowoeuropejskiego pasa waryscyjskiego. Stanowią one silnie zdeformowany i zme-tamorfizowany kompleks waryscyjskich internidów. Od strony NE poprzez strefę
usko-kową środkowej Odry, o przebiegu WNW–ESE, Sudety graniczą z niezmetamorfizo-wanymi utworami fliszowymi i molasowymi waryscyjskich eksternidów, które leżą pod cienką pokrywą permo-mezozoicznych osadów platformowych. Waryscyjskie eksterni-dy należą do transeuropejskiej strefy szwu tektonicznego, szerokiej strefy złożonej z akrecyjnie połączonych paleozoicznych terranów oddzielających fanerozoiczną lito-sferę Europy zachodniej i środkowej od prekambryjskiej platformy wschodnioeuropej-skiej. Od strony SW Sudety ograniczone są strefą uskokową Łaby, równoległą do strefy środkowej Odry. Na SE Sudety stykają się z mioceńskim frontem fałdowym Karpat, a od NW graniczą z masywem łużyckim (Żelaźniewicz, 1995, 1997; Żelaźniewicz i in., 1995; Franke & Żelaźniewicz, 2000; Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002). Bardzo wyraźnie zaznaczającą się także w morfologii linią tektoniczną w omawianym rejonie jest sudecki uskok brzeżny, oddzielający Sudety od bloku przed-sudeckiego. Jego znaczenie jest jednak ograniczone, ponieważ kilka jednostek geolo-gicznych wyższego rzędu znajduje się na jego obu skrzydłach (rys. 4.1 i 4.2) (Sawicki, 1966, 1995; Oberc, 1972; Stupnicka, 1989; Kozdrój i in. 2001; Aleksandrowski & Ma-zur, 2002).
Obszar Sudetów (w szerokim rozumieniu tego terminu) zwyczajowo dzielony jest na dwie części – zachodnią (Sudety zachodnie lub Lugicum), z dominującymi struktu-rami ułożonymi w kierunku NW–SE oraz mniejszą część wschodnią (Sudety wscho-dnie lub Silesicum), z dominującymi strukturami o przebiegu NNE–SSW (Suess, 1926; Oberc, 1972; Stupnicka, 1989; Żelaźniewicz, 1995; Aleksandrowski i in., 2000; Ale-ksandrowski & Mazur, 2002). Sudety wschodnie stanowią najdalej na NW wysuniętą część strefy morawsko-śląskiej orogenu waryscyjskiego (Suess, 1912). Leżą one w prze-ważającej części na obszarze Moraw (Republika Czeska), a ich część północna znajdu-je się także na obszarze Polski. Według Suessa (1912) w części górskiej Sudetów grani-cę struktury zachodniosudeckiej i wschodniosudeckiej stanowić miało nasunięcie ram-zowskie. Jest ono północnym fragmentem nasunięcia moldanubskiego (Suess, 1912), które rozdziela kompleks płaszczowin morawskich od nasuniętych na nie płaszczowin moldanubskich. Zdaniem niektórych autorów w górskiej części Sudetów nasunięcie nýznerowskie, położone na zachód od linii ramzowskiej, może stanowić granicę roz-dzielającą Sudety wschodnie od zachodnich (Skácel, 1989; Schulmann & Gayer, 2000). Według najnowszych poglądów przyjmuje się, że obszar graniczny pomiędzy struktu-rami Sudetów zachodnich i wschodnich, w górskiej części Sudetów, obejmuje strefę Starego Mesta (np. Parry i in., 1997; Kröner i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002). Ma ona szerokość około 4–5 km i długość dochodzącą do 40 km. Zdaniem Aleksan-drowskiego i Mazura (2002) strefa ta wykazuje cechy typowe dla szwu tektonicznego. Wzdłuż niego w późnym karbonie doszło do zestawienia ze sobą domen Sudetów wscho-dnich i zachowscho-dnich (Parry i in., 1997). Jednak, z powodu niewielkiej liczby odsłonięć skał krystalicznych na bloku przedsudeckim, kontynuacja strefy szwu tektonicznego Starego Mesta w kierunku północnym (w poprzek uskoku sudeckiego brzeżnego) jest problematyczna.
Budowę geologiczną Sudetów zachodnich można określić jako mozaikową, złożoną z wielu różniących się jednostek tektonicznych ograniczonych dyslokacjami, których wzajemne relacje geometryczne i genetyczne wciąż pozostają niejasne (Teisseyre i in., 1957). Sudety zachodnie rozdzielone są na dwie części uskokiem śródsudeckim, które-go przebieg (WNW–ESE do NW–SE) jest równoległy do stref dyslokacyjnych środko-wej Odry i Łaby. Niektórzy geolodzy przypisują mu duże znaczenie w ewolucji Sude-tów (np. Don, 1984; Aleksandrowski, 1995, 2003). Często Sudety zachodnie dzielone są na dwie części: Sudety zachodnie (w węższym znaczeniu) i Sudety środkowe, w celu podkreślenia znaczących różnic w ich budowie geologicznej (Stupnicka, 1989; Żela-źniewicz, 1995; Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002).
Najważniejsze zarysy budowy geologicznej Sudety uzyskały w czasie trzech etapów tektonicznych, połączonych z procesami metamorficznymi (Żelaźniewicz, 1997; Kry-za, 1995b). Pierwszy z nich wystąpił w późnym kambrze – wczesnym ordowiku, na-stępny w późnym dewonie – wczesnym karbonie i wreszcie ostatni we wczesnym – późnym karbonie (Żelaźniewicz, 1997). Należy przy tym podkreślić, że do ostateczne-go uformowania budowy geologicznej Sudetów doszło między późnym dewonem a wcze-snym karbonem. W tym czasie nastąpiła akrecja kilku paleozoicznych terranów i ufor-mowanie się „orogenicznego kolażu” o budowie mozaikowej (Franke & Żelaźniewicz, 2000; Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002). Połączone terrany: Moldanubski (Gföhl), Gór Sowich –Kłodzka i Tepli –Barrandienu utworzyły Sudety środ-kowe (część Sudetów zachodnich), podczas gdy terran łużycko-izerski wszedł w skład Sudetów zachodnich (w węższym znaczeniu), a terran brunovistulicum – Sudetów wscho-dnich (Aleksandrowski & Mazur, 2002). Pomiędzy te duże jednostki zostały wciśnięte mniejsze terrany. Terran morawski znalazł się pomiędzy terranem moldanubskim a bru-novistulicum, terran południowo-wschodnich Karkonoszy i kaczawski zostały wsunię-te pomiędzy wsunię-terrany łużycko-izerski i Tepli – Barrandienu z jednej strony a wsunię-terran Gór Sowich – Kłodzka z drugiej (Aleksandrowski & Mazur, 2002). Opisane powyżej wyda-rzenia w Sudetach stanowią zaledwie fragment procesów zachodzących w znacznie więk-szej skali. Były to procesy wczesnopaleozoicznego riftingu powodujące rozpad północ-nego obrzeżenia Gondwany i dryft oderwanych w ten sposób terranów ku północy. Ter-rany te ulegały następnie akrecji do SW krawędzi Baltiki w dewonie i karbonie, wcho-dząc w skład orogenu waryscyjskiego (Winchester & The PACE TMR Network Team, 2002).
Po uformowaniu się orogenu Sudetów, na skutek akrecji kolejnych terranów, już od połowy wczesnego karbonu rozpoczęła się silna aktywność magmowa. Plutonizm gra-nitoidowy trwał aż do końca karbonu, a lokalnie nawet do dolnego permu, podczas gdy wulkanizm o charakterze bimodalnym kontynuował się do wczesnego permu, osiągając wówczas swoje apogeum. W karbonie powstały wszystkie masywy granitoidowe Sude-tów, które należy uznać za późno- lub postorogeniczne (Kryza, 1995a; Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002). Jednocześnie w górnym dewonie,
karbo-nie i wczesnym permie trwała sedymentacja materiału erodowanego z wypiętrzanego orogenu Sudetów w obniżeniach śródgórskich. Okres erozji sudeckiego odcinka wary-scydów kończy transgresja morska na początku cechsztynu. Poza częścią dolnego tria-su, luka sedymentacyjna obejmuje w Sudetach większą część mezozoiku do kredy gór-nej. Wówczas ponownie nastąpiła sedymentacja w płytkich zbiornikach epikontynen-talnych, by z końcem kredy ustąpić wobec ruchów tektonicznych orogenezy alpejskiej. W trzeciorzędzie, a według nowej nomenklatury stratygraficznej w paleogenie i star-szym neogenie, spowodowały one wydźwignięcie Sudetów w postaci sztywnych blo-ków i tym samym odmłodzenie ich rzeźby (Teisseyre i in., 1957, 1979; Oberc, 1972; Sokołowski, 1968, 1973; Orłowski, 1986; Stupnicka, 1989; Kłapciński & Niedźwiedz-ki, 1995; Urbanek i in., 1995; SawicNiedźwiedz-ki, 1966, 1995; Kozdrój i in., 2001; Śliwiński i in., 2003). Ruchom tym w trzeciorzędzie i dolnym plejstocenie (paleogenie i neogenie) to-warzyszyły także zjawiska wulkaniczne – wylewy law bazaltoidowych oraz sedymen-tacja torfowiskowa w tworzących się zapadliskach. Ruchy orogenezy alpejskiej w mniej-szym nasileniu trwają przez cały czwartorzęd (neogen) do chwili obecnej. Prawdopo-dobnie przejawem działalności pomagmowej jest strumień dwutlenku węgla wydosta-jący się na powierzchnię (mofety) wzdłuż niektórych stref dyslokacyjnych (Dowgiałło, 1978; Kotarba, 1988). W wielu przypadkach strumień tego gazu łatwo rozpuszczające-go się w wodach podziemnych tworzy naturalne wypływy szczaw i wód kwasowęglo-wych. Ostatni „szlif” budowie geologicznej, a przede wszystkim morfologii Sudetów nadały lodowce górskie i lądolód zlodowacenia południowopolskiego oraz holoceńskie procesy erozyjne i sedymentacyjne, związane przede wszystkim z działalnością rzek i czynników atmosferycznych (Sawicki, 1966, 1995; Oberc, 1972; Teisseyre i in., 1957, 1979; Orłowski, 1986; Stupnicka, 1989; Kłapciński & Niedźwiedzki, 1995; Aleksan-drowski i in., 2000; Kozdrój i in. 2001).
W związku z wymienionymi procesami, wpływającymi na rozwój budowy geolo-gicznej Sudetów i bloku przedsudeckiego, w chwili obecnej mamy do czynienia z wy-stępowaniem na stosunkowo niewielkiej przestrzeni wielu rodzajów skał magmowych, metamorficznych i osadowych o znacznym zróżnicowaniu składu mineralnego i che-micznego. Wyróżnienie na tym obszarze jednostek tektonicznych porządkuje w znacz-nym stopniu tę skomplikowaną sytuację. W wielu jednak przypadkach w poszczegól-nych jednostkach nadal występuje znaczne zróżnicowanie typów skał oraz ich składu mineralnego i chemicznego. Na potrzeby niniejszej pracy sporządzono uproszczony podział badanego obszaru na jednostki tektoniczne wyższego rzędu na podstawie wy-branych publikacji o charakterze syntetycznym (Oberc, 1972; Stupnicka, 1989; Aleksan-drowski i in., 2000; AleksanAleksan-drowski & Mazur, 2002) (rys. 4.2).
Najważniejszymi na obszarze Polski jednostkami tektonicznymi Sudetów zachodnich w dokładniejszym podziale na Sudety zachodnie (w węższym znaczeniu) i Sudety środ-kowe, są (opis według: Stupnicka, 1989; Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski & Mazur, 2002, uproszczony):
• w Sudetach zachodnich:
– metamorfik izerski – zbudowany z górnokambryjskich/dolnoordowickich grani-tów izerskich w większej części przeobrażonych w górnym dewonie/dolnym kar-bonie w granitognejsy i gnejsy izerskie; towarzyszą im łupki łyszczykowe repre-zentujące pozostałość po górnoproterozoicznej osłonie metamorficznej granitów izerskich;
– granit karkonoski – stanowi dolnokarboński pluton złożony z dwóch zasadniczych odmian granitu: równokrystalicznego i porfirowatego;
– metamorfik Rudaw Janowickich – stanowi część tzw. jednostki południowych Kar-konoszy wraz z jednostką Leszczyńca; zbudowany jest z dolnopaleozoicznych me-tasedymentów i bimodalnych wulkanitów ze śladami metamorfizmu w facji łupków glaukofanowych (niebieskich); w jego skład wchodzą także gnejsy kowarskie; – metamorfik kaczawski – zbudowany ze skał zmetamorfizowanych w facji
zieleń-cowej wieku od kambru do dolnego karbonu; są to różnego rodzaju zmetamorfi-zowane osady klastyczne (flisz), wulkanoklastyczne, skały krzemionkowe, węgla-nowe, a także skały wulkaniczne zarówno kwaśne, jak i zasadowe, stanowiące kom-pleks pryzmy akrecyjnej; na bloku przedsudeckim w metamorfik kaczawski in-trudował dolnokarbońsko-dolnopermski granit tworzący masyw Strzegom–Sobótka; – niecka północnosudecka – wypełniona osadami głównie morskimi, o wieku od najwyższego karbonu po górną kredę z długotrwałą luką sedymentacyjną obejmu-jącą jurę i dolną kredę; w czerwonym spągowcu tworzyły się także postorogeniczne wulkanity, głównie andezyty i ryodacyty;
• w Sudetach środkowych:
– kra sowiogórska – zbudowana z paragnejsów facji amfibolitowej, których protolit utworzył się prawdopodobnie w najwyższym proterozoiku; paragnejsom tym to-warzyszą: migmatyty i ortognejsy oraz niewielkie ciała skał ultramaficznych i gra-nulitów;
– niecka Świebodzic – wypełniona górnodewońskimi i dolnokarbońskimi osadami gruboklastycznymi, zdominowanymi przez otoczaki gnejsów kry sowiogórskiej; – niecka śródsudecka – znacznej wielkości śródgórski, synorogeniczny i
postoroge-niczny basen sedymentacyjny, wypełniony osadami tworzącymi się od dolnego karbonu do końca permu i dolnego triasu włącznie; są to osady molasowe o miąż-szości dochodzącej do 11 000 m; w karbonie i czerwonym spągowcu tworzyły się także postorogeniczne wulkanity, głównie andezyty i ryodacyty w trzech cyklach wulkanicznych; w górnej kredzie doszło do ponownego wypełnienia niecki śród-sudeckiej osadami piaszczysto-marglistymi morza epikontynentalnego;
– ofiolit Ślęży – największy z kilku dewońskich kompleksów ofiolitowych wystę-pujących wokół kry sowiogórskiej, zbudowany ze skał zasadowych i ultrazasado-wych, wśród których dominują gabra i serpentynity;
– struktura bardzka – zawiera niezmetamorfizowane górnodewońskie wapienie i dol-nokarbońskie warstwy fliszu, tworzące olistostromy; osady fliszowe zawierają duże
olistolity stanowiące fragmenty dolnopaleozoicznych i dewońskich osadów głę-bokomorskich; utwory w strukturze bardzkiej zostały sfałdowane na przełomie dol-nego i górdol-nego karbonu; w utwory te intrudowały granitoidy kłodzko-złotostoc-kie, zbudowane w większej części z granodiorytów, a podrzędnie także ze sjeni-tów, sjenodiorysjeni-tów, monzonisjeni-tów, tonalitów i in.; wiek intruzji określany jest na karbon;
– metamorfik kłodzki – zawiera osadowe skały dolnopaleozoiczne do dewońskich oraz różne, głównie zasadowe, skały magmowe przeobrażone w warunkach meta-morfizmu facji zieleńcowej do amfibolitowej;
– granitoidy Kudowy – tworzą górnokarbońską intruzję wydłużoną w kierunku N–S, przecinającą skały metamorficzne metamorfiku orlicko-bystrzyckiego;
– metamorfik orlicko-bystrzycki łącznie z metamorfikiem Lądka–Śnieżnika tworzą dużą jednostkę tektoniczną – metamorfik orlicko-śnieżnicki – rozdzieloną na po-wierzchni na dwie wymienione części przez tektoniczny rów górnej Nysy, utwo-rzony w orogenezie alpejskiej i wypełniony, podobnie jak łącząca się z nim na NW niecka śródsudecka, osadami morza epikontynentalnego górnej kredy; meta-morfik orlicko-śnieżnicki zbudowany jest z górnoproterozoicznych łupków, w które w górnym kambrze – dolnym ordowiku intrudował granitoid; skały te w dolnym karbonie zostały zmetamorfizowane w warunkach facji amfibolitowej; zawierają one także mniejsze ciała granulitów i eklogitów;
– metamorfik kamieniecki – stanowi prawdopodobnie przedłużenie metamorfiku orlicko-śnieżnickiego na bloku przedsudeckim; zbudowany jest z łupków łyszczy-kowych, zawierających wkładki łupków kwarcowo-skaleniowych, marmurów, łupków kwarcowo-grafitowych, amfibolitowych i eklogitów; metamorfik ten od wschodu graniczy ze strukturami Sudetów wschodnich (krystalicznym masywem Strzelina), od zachodu natomiast z bezpośrednio przylegającą do kry sowiogór-skiej strefą Niemczy;
– strefa Niemczy – jest zbudowana głównie ze zmylonityzowanych gnejsów sowio-górskich intrudowanych przez niewielkie zdeformowane i niezdeformowane dol-no- do górnokrabońskie granitoidy oraz sjenitoido-diorytoidy.