Planeta Ziemia powstała około 4,6 mld lat temu na skutek koncentracji materii uwolnionej podczas Wielkiego Wybuchu, który miał miejsce 15 mld lat temu i dał początek powstaniu całego Wszechświata. Podstawowe cząstki materii, czyli neutrony, protony i elektrony łączyły się ze sobą tworząc najpierw lekkie pierwiastki – wodór i hel, a następnie coraz bardziej złożone elementy materii. Powstałe w ten sposób chmury pyłu oraz pierwiastków leżących na początku układu okresowego pierwiastków tworzyły mgławice obracające się wokół określonego punktu. Gdy mgławica osiągała odpowiednio wysoką gęstość, dochodziło do jej spłaszczenia, a z materii powstałego dysku, podzielonej na pierścienie, tworzyły się poszczególne planety. W pierwszym okresie dziejów Ziemi, nazywanym prekambrem i obejmującym czas pomiędzy 545 mln lat temu a 4,6 mld lat temu dochodziło do formowania się podstawowych elementów przyrody nieożywionej – litosfery, hydrosfery i atmosfery oraz do powstania życia. Na obszarze województwa śląskiego nie występują niestety najstarsze ślady życia, zachowane w nielicznych miejscach na świecie w postaci stromatolitów, czyli osadów węglanowych złożonych z naprzemianległych, cienkich (rzędu kilku milimetrów) ciemniejszych i jaśniejszych warstewek oraz mikroskopowych zagłębień w skałach świadczących o obecności bakterii. Jedyne ślady prekambryjskiego etapu rozwoju Ziemi występują w naszym województwie głęboko pod powierzchnią Ziemi i stanowią obecnie podłoże Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Są to skały magmowe powstałe około 850 i 630 mln lat temu na skutek działalności wulkanicznej oraz skały metamorficzne utworzone ze skał osadowych i magmowych poddanych działaniu wysokich ciśnień i temperatur. Obszar województwa śląskiego znajdował się wówczas na półkuli południowej, głęboko pod powierzchnią rozległego Oceanu Panthalassa. Klimat Ziemi w prekambrze w jednych okresach czasu był ciepły i wilgotny, w innych suchy i gorący lub też na tyle zimny, że dochodziło do zlodowaceń – w tym również do zlodowacenia całej kuli ziemskiej w okresie kryogenu (hipoteza „śnieżnej kuli”). W prekambrze rozwinęła się również atmosfera Ziemi, początkowo złożona z pary wodnej, wodoru, chlorowodoru, tlenku węgla, dwutlenku węgla i azotu, uległa przemianie w atmosferę o składzie zbliżonym do dzisiejszego, czyli została wzbogacona w tlen na skutek procesów fotosyntezy zachodzących po pojawieniu się na Ziemi sinic.

Po prekambryjskim etapie rozwoju Ziemi nadeszła era paleozoiczna. Granicę między tymi jednostkami czasowymi stawia się w momencie pojawienia się w oceanach Ziemi licznych i różnorodnych form życia – tzw. kambryjska eksplozja życia.

Ślady przyrody nieożywionej wczesnego paleozoiku (545-417 mln lat temu) na obszarze województwa śląskiego, podobnie jak w przypadku śladów prekambryjskich również zachowały się wyłącznie głęboko pod powierzchnią terenu i uległy w większości zniszczeniu i zatarciu. W okresie kambru, ordowiku i syluru obszar naszego województwa stanowił dno głębokiego oceanu Iapetus, które położone było na półkuli południowej i stanowiło sąsiedztwo kontynentu Baltiki, czyli współczesnej Skandynawii i Europy Wschodniej wraz z północno-wschodnią częścią Polski. Kontynent ten wędrował przez omawiany okres czasu w kierunku równika, by pod koniec syluru połączyć się z Laurencją (współczesna Ameryka Północna) i utworzyć kontynent nazwany Eurameryką. W sylurze doszło zatem do stopniowego zwężania oceanu Iapetus. Górny Śląsk, znajdujący się wówczas w rejonie południowo-wschodniej odnogi oceanu Iapetus również znajdował się pod wpływem ruchów górotwórczych. Pod koniec syluru część obszaru naszego województwa uległa przemianie w ląd. Podczas zmian położenia Baltiki przemianom ulegał również klimat panujący wówczas na obszarze znajdującym się w granicach województwa śląskiego – od klimatu stref umiarkowanych w kambrze, poprzez klimat ciepły w ordowiku i sylurze. Pozostałością po dnie oceanicznym kambru, ordowiku i syluru są skały klastyczne, czyli piaskowce, mułowce i łupki ilaste.

Najstarszymi osadami występującymi na powierzchni na obszarze województwa śląskiego są skały dewonu powstałe 417-354 mln lat temu. Ich wychodnie, czyli miejsca kontaktu z powierzchnią terenu, znajdują się na północno-wschodnim obrzeżeniu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, w okolicy Dębnika i Siewierza. Poza tym, utwory dewonu zajmują znaczne obszary województwa śląskiego, pozostając jednak pod przykryciem utworów młodszych. Piaskowce barwy czerwonej o miąższości, czyli grubości warstwy wynoszącej do 100 m, leżące niezgodnie na skałach starszego podłoża są pozostałością po pustyni, deltach i lagunach pokrywających prawie cały obszar naszego województwa w dewonie dolnym, kiedy to panował klimat suchy i gorący. Osady te są nazywane osadami lądu Old Redu (old red sandstone – stary czerwony piaskowiec), obejmującego około 417 mln lat temu północne i wschodnie tereny Europy. Z początkiem dewonu środkowego nastąpiła transgresja morska, czyli podwyższenie poziomu wody w morzach i oceanach, na skutek której północno-wschodnia część naszego województwa przykryta została morzem epikontynentalnym będącym zbiornikiem szelfowym, płytkim (średnio 200 m głębokości) i ciepłym. Zbiornik ten spłycał się w kierunku południowym, ku północy natomiast przechodził w strefę skłonu szelfu w obszarze olkusko-zawierciańskim i rejonie Dębnika, tworząc platformę węglanową. Morze dewonu górnego oblewało Ląd Prakarpacki znajdujący się na obszarze współczesnych Karpat i obejmujący częściowo południowe tereny naszego województwa. Dwie maksymalne transgresje morskie miały miejsce we franie (dolna część dewonu górnego). Pozostałością po ówczesnym zbiorniku są wapienie, dolomity i margle z fauną ramienionogów oraz wapienie organogeniczne, czyli skały zbudowane ze szkieletów zwierząt – w tym przypadku głównie koralowców tworzących rafy. W morzu fameńskim (górna część dewonu górnego) osadzały się łupki ilaste, wapienie gruzłowo-detrytyczne i czarne łupki. Obszar województwa śląskiego w okresie dewonu nadal znajdował się w strefie międzyzwrotnikowej, na półkuli południowej, w pobliżu równika, co powodowało, iż ówczesny klimat był gorący i suchy w dewonie dolnym oraz gorący i wilgotny w dewonie środkowym i górnym.

W karbonie (354-290 mln lat temu) obszar województwa śląskiego znajdował się w strefie międzyzwrotnikowej, kilka stopni na północ od równika. Osady tego wieku na powierzchni znajdują się w centralnej i północnej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. W karbonie dolnym teren naszego województwa przykryty był płytkim morzem, w którym w części zachodniej osadzały się piaskowce, mułowce i łupki (facja kulmu), a we wschodniej iłowce i piaskowce z wkładkami wapieni (facja wapienia węglowego) mających swe wychodnie w rejonie Czatkowic. Pod koniec karbonu dolnego nastąpiła regresja morza, czyli spłycenie zbiornika wodnego. Pozostałością po płytkim zbiorniku wodnym stanowiącym zapadlisko przedgórskie są piaskowce z fauną morską oraz przeławiceniami pokładów węgla (seria paraliczna, czyli węgle tworzące się w środowisku wybrzeża morskiego). Późniejsza sedymentacja miała już wyłącznie charakter limniczny, co oznacza, iż skały klastyczne takie jak piaskowce, mułowce i iłowce oraz pokłady węgla powstawały w jeziorach. Osady jezior karbońskich osiągają miąższości nawet do 8500 m. Gdy środowiska jezior miały charakter kwaśny, czyli pH poniżej siedmiu, osadzały się w nich głównie węgle, kwarc oraz kaolinit. Natomiast w epizodycznych przypadkach występowania środowiska alkalicznego (pH znacznie powyżej 7) sedymentacji, osadzaniu ulegały skały węglanowe; kwarc natomiast był erodowany – niszczony. Licznie występujące w profilu (serii osadów) karbonu pokłady węgla powstały z nagromadzenia ogromnej masy szczątków roślinnych. Jedną z przyczyn bujnego rozwoju puszczy karbońskiej był gorący i wilgotny, a nawet tropikalny klimat panujący wówczas na terenie województwa śląskiego. Oprócz licznych złóż węgla kamiennego, pozostałością po tzw. „lasach karbońskich” są również poziomy gleb kopalnych – gleby stigmariowe, które obserwowano między innymi w kopalniach w Bielszowicach, Łaziskach oraz w cegielni Kleofas w Katowicach. Poziomy tych gleb powstały z nagromadzenia licznych szczątków kłączy karbońskich widłaków. Korzenie te nazywane są Stigmariami, stąd nazwa poziomów gleb, a blizny na skamieniałych szczątkach Stigmarii, będące śladami przyczepu mniejszych korzonków to appendiksy. Gleby stigmariowe są bardzo dobrym narzędziem korelacji zuskokowanych i poprzesuwanych skał Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, czyli służą do odnajdywania utworów o podobnym wieku. W morzu karbonu dolnego oraz jeziorach karbonu Górnego, obok spokojnej sedymentacji, następowały również epizody gwałtownej depozycji osadów. Przykładem kopalnych osadów sztormowych są skały odsłaniające się na powierzchni terenu w Kozłowej Górze koło Piekar Śląskich. Występują tutaj laminowane (złożone z cienkich warstewek) mułowce z konkrecjami (kulistymi, koncentrycznymi skupieniami) syderytowymi (syderyt – wodorotlenek żelaza) oraz bioturbacjami, czyli śladami działalności życiowej dawnych organizmów. Powyżej zalegają stigmariowe gleby kopalne, cienki pokład węgla i mułowce laminowane bez bioturbacji oraz mułowce z warstwowaniem soczewkowym. Wymienione powyżej osady świadczą o spokojnej sedymentacji w zbiorniku wodnym. Dolny kompleks przykryty jest zbioturbowanymi, drobnoziarnistymi piaskowcami o przekątnym warstwowaniu oraz z licznymi kanałami erozyjnymi. Powyżej zalegają słabo laminowane mułowce z syderytami oraz mułowce z nieregularnymi przewarstwieniami piaskowców. Część piaskowców pokryta jest ripplemarkami (małe „wydmy” powstające w środowisku wodnym), na innych można obserwować hieroglify narzędziowe, czyli ślady po uderzeniach ciężkich przedmiotów, np. fragmentów skał o dno morskie, które uległy zachowaniu w stanie kopalnym. W spągowych partiach (dolnej części warstw) piaskowców można obserwować również bruk muszlowy, czyli nagromadzenie licznych, pokruszonych fragmentów muszli. Ponadto w osadach piaskowcowych występują liczne ichnoskamieniałości – dawne ślady bytowania organizmów, zaklasyfikowane w tym przypadku do fugichnia, czyli śladów ucieczki organizmów. Kanały erozyjne, liczne bioturbacje, bruk muszlowy, ślady fugichnia, hieroglify narzędziowe oraz przemieszanie osadów świadczą o genezie sztormowej opisanych osadów. Natomiast ripplemarki są charakterystyczne dla strefy brzegowej występowania sztormu. Podobne ślady burzliwej działalności wód morskich i jeziornych można zaobserwować na powierzchniach stropowych (górnych) i spągowych (dolnych) fragmentów piaskowców licznie występujących w odpadach poeksploatacyjnych gromadzonych na hałdach. O katastrofalnych zdarzeniach w historii Ziemi świadczą również żyły wypełnione piaskowcami, występujące w skałach karbonu w rejonie Rybnika i Chwałowic. Dowiedziono, iż struktury te są pozostałością po trzęsieniu ziemi mającym miejsce na początku permu. Siłę tego trzęsienia na podstawie rozmiarów szczelin oszacowano na dziewięć stopni w skali Richtera.

W okresie permu (290-251 mln lat temu) obszar województwa śląskiego znajdował się na północ od równika, w strefie międzyzwrotnikowej i wchodził w skład megakontynentu nazwanego Pangeą otoczonego przez ocean Panthalassa, a od wschodu również przez ocean Tetydy. Ze względu na położenie panował tu wówczas klimat pustynny, suchy i ciepły. Pozostałością po sedymentacji lądowej w warunkach pustynnych na obszarze naszego województwa są nierównomiernie rozłożone, poprzerywane płaty zlepieńców myślachowickich zbudowanych z okruchów wapieni dolnego karbonu i górnego dewonu spojonych czerwonym iłem, przechodzących obocznie w żwiry i pstre iły. Osady klastyczne czerwonej barwy powstawały w środowisku stożków aluwialnych (spływy wody po zboczach gór), fluwialnym (rzecznym) i limnicznym (jeziornym). W przypadku wzbogacenia środowiska depozycji w węglan wapnia powstawały węglanowe skały lądowe nazywane trawertynami oraz cliche. Śladami cyklicznej, efuzywnej działalności wulkanów, polegającej na spokojnych wypływach law są natomiast porfiry, tufy i melafiry. Osady permu występują na powierzchni w północnym i wschodnim obrzeżeniu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, czyli w rejonie siewiersko-olkuskim, niecki Podwarpia i niecki Bolesławia, a największe miąższości osiągają w Tarnowskich Górach.

Położenie obszaru województwa śląskiego oraz jego klimat nie uległy również zmianie z początkiem ery mezozoicznej, czyli w dolnym triasie (około 251 mln lat temu), w związku z czym nadal osadzały się tutaj czerwone osady klastyczne w warunkach pustynnych i w lagunach. Dopiero po zapoczątkowaniu rozpadu Pangei pod koniec triasu dolnego nastąpiła transgresja morska od strony południowej, czyli od oceanu Tetydy. Płytkie, ciepłe morze epikontynentalne triasu środkowego (nazywanego inaczej wapieniem muszlowym) z bujnie rozwiniętym życiem, przykrywało obszar prawie całego województwa śląskiego aż po trias górny (około 206 mln lat temu). Jedynie skrajnie południowa część znajdowała się w zasięgu głębokiego oceanu Tetydy. Pozostałością po morzach triasowych są liczne, niemalże płasko zalegające na sobie gipsy i margle retu będącego górną częścią triasu dolnego oraz dolomity i wapienie triasu środkowego z liczną kopalną fauną, między innymi nagromadzeniem elementów łodyg liliowców, ponieważ dno ówczesnego morza środkowotriasowego pokrywały rozległe łąki liliowcowe. Osady te osiągają miąższość około 200-400 m, a ich wychodnie znajdują się w pasie Tarnowskie Góry - Bytom – Czeladź - Będzin oraz na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej. W czasie transgresji morskiej na obszarze województwa śląskiego panował głównie ciepły klimat. Powrót do klimatu suchego i lądowych warunków sedymentacji nastąpił w triasie górnym (do 206 mln lat temu), a pozostałością po jeziorach i rzekach tego okresu są czerwone osady, głównie mułowce i iłowce. Klasycznym przykładem triasowej góry świadka (element morfologii terenu zbudowany ze skał nie zachowanych nigdzie indziej w najbliższym otoczeniu ze względu na destruktywną działalność procesów erozji) jest góra Dorotka w Będzinie.

Klimat ciepły na obszarze województwa śląskiego panował również w okresie jury (206-142 mln lat temu). Średnia temperatura roczna wynosiła wtedy około 25oC. Teren naszego województwa znajdował się wówczas w położeniu zbliżonym do współczesnego, jednakże w okresie jury dolnej był lądem, w jurze środkowej pokrywało go płytkie, ciepłe morze epikontynentalne, natomiast w jurze górnej w północnej i centralnej części przykrywało go morze epikontynentalne, a na południu należał do północnego fragmentu oceanu Tetydy. Wychodnie osadów tego wieku znajdują się na obszarze Jury Krakowsko-Częstochowskiej. Pozostałości po rzekach i jeziorach jury dolnej zapisały się między innymi w okolicach Niegowonic w postaci osadów żwirowych, piaskowców i mułków. Płytkie morza epikontynentalne jury środkowej pozostawiły po sobie czarne, ilaste osady wieku bajos-baton oraz margle i zapiaszczone wapienie keloweju z licznymi skamieniałościami i konkrecjami syderytowymi. Odsłonięcia tych osadów można obserwować m.in. w gliniankach w okolicach Częstochowy oraz w kamieniołomie w Ogrodzieńcu. Pozostałość po morzu i oceanie jury górnej stanowią natomiast w południowej części województwa głębokowodne łupki cieszyńskie, a na pozostałym obszarze płytkowodne wapienie skaliste (osiągające maksymalnie miąższość 500 m), płytowe i detrytyczne, będące zachowanymi w stanie kopalnym dawnymi strukturami rafowymi. Rafy górnojurajskie piętra oksfordu zbudowane były głównie z gąbek oraz glonów. Organizmy te tworzyły struktury nazywane biohermami. Były to rafy o kształcie kopuł. Główna część rafy ulegała zachowaniu w postaci wapieni skalistych, natomiast brzegi struktury zbudowane z okruchów mineralnych i szkieletowych powstałych na skutek destruktywnej działalności falowania morskiego oraz obumierania organizmów, zachowywały się głównie jako wapienie detrytyczne. Podobne struktury rafowe rozprzestrzenione są na całym obszarze Jury Krakowsko-Częstochowskiej, a jeden z najdokładniej zbadanych kompleksów biohermowych znajduje się w Niegowonicach. Dwudzielność budowy skał jurajskich na bardziej odporne wapienie skaliste oraz mniej odporne na wietrzenie wapienie detrytyczne doprowadziła do powstania w dolnej kredzie i neogenie gór świadków oraz ostańców krasowych. Góry świadki zbudowane z wapieni skalistych oksfordu, położone na ilastych osadach jury środkowej to Błeszno, Wrzosowa, Ostatni Grosz oraz Jasna Góra. Natomiast klasyczne ostańce zbudowane z wapieni skalistych oksfordu będących kopalnymi biohermami, otoczone w dolnej części przez wyerodowane od góry wapienie detrytyczne oksfordu, znajdują się m.in. w rejonie Ogrodzieńca. Na skutek działalności procesów krasowych w okresie neogenu (miocen) na terenie Jury Krakowsko-Częstochowskiej doszło do powstania licznych elementów rzeźby krasowej, m.in. jaskiń, poljów, uwałów, lejów. Jednym z największych lejów krasowych w naszym województwie jest struktura występująca w Mirowie.

Od jury aż po dzień dzisiejszy położenie województwa śląskiego nie uległo zmianie w większym stopniu. W okresie kredy (145-65 mln lat temu) na obszarze naszego województwa również panował klimat ciepły, charakterystyczny dla tego terenu przez całą erę mezozoiczną. W kredzie dolnej Wyżyny Śląska i Krakowsko-Częstochowska były lądem, na którym zachodziły głównie zjawiska erozji, w kredzie górnej obszar ten przykrywało morze epikontynentalne, w którym osadzały się utwory węglanowe i piaskowce. Niestety pozostałości po morzu górnokredowym uległy zniszczeniu, a nieliczne osady kredowe zachowały się jedynie przy północno-wschodnim obrzeżeniu Jury Krakowsko-Częstochowskiej. Przykładem takim może być ostaniec zbudowany z piaskowców cenomanu (piętro kredy górnej), położony w dolinie Białej Przemszy. W południowej części województwa śląskiego, na obszarze Karpat przez cały okres jury trwała natomiast sedymentacja morska o charakterze fliszowym, tzn. powstawały zlepieńce, piaskowce, mułowce i iłowce. Pozostałością po ówczesnych zdarzeniach są skały budujące obecnie Beskidy.

W okresie paleogenu (65-24 mln lat temu) i neogenu (24-1,8 mln lat temu) nastąpiło wypiętrzenie i sfałdowanie Karpat, co doprowadziło do ostatecznego wycofania się morza z obszaru województwa śląskiego. Ostatnie epizody sedymentacji morskiej miały miejsce w paleogenie (oligocen) – w rejonie Żor – oraz w miocenie. Przedgórski basen mioceński sięgał początkowo zatoką o szerokości 30 m po dolinę Kłodnicy, następnie jego zasięg uległ rozszerzeniu, by pod koniec miocenu ulec podziałowi na baseny ewaporatowe, bagna, laguny i jeziora oraz osuszeniu. Pozostałością po tych zdarzeniach są osady ilaste przykrywające skały karbonu w południowej części województwa oraz sole, anhydryty i gipsy w rejonie Żor, jak również tufity w Krywałdzie. Kopalną wyspę miocenu, nie oblaną wówczas przez morze, stanowi grzbiet Puńców - Ustroń - Łodygowice. Wyspa ta została przykryta w późniejszym czasie przez grawitacyjnie spływające po niej płaszczowiny, czyli skały ulegające sfałdowaniu i przeniesieniu na znaczne odległości. W województwie śląskim wyróżniamy płaszczowinę podśląską – sięgającą najdalej – oraz cieszyńską, godulską i magurską. Na obszarze województwo śląskiego nie przykrytym przez morze miocenu następował rozwój dolin kopalnych, czyli takich, których założenia powstały przed plejstocenem. Do rzek mioceńskich można zaliczyć pra-Wartę oraz pra-Pilicę. W obszarze pra-Warty znajdowały się dodatkowo dwa podrzędne systemy dolin, między innymi w rejonie Mirowa, Jaskrowa i Wancerzowa. Okres paleogenu i neogenu na obszarze województwa śląskiego charakteryzował się klimatem podobnym do dzisiejszego, jednakże w okresie miocenu klimat był nieco bardziej wilgotny.

W ostatnim okresie geologicznym poprzedzającym czasy współczesne, czyli w plejstocenie (1,8 mln lat temu), w województwie śląskim, głównie podczas zlodowacenia południowopolskiego oraz środkowopolskiego, powstały struktury w dużej części pokrywające osady starsze. Pierwszą z takich struktur są ciągi moren bocznych i czołowych wyznaczające najdalszy zasięg zlodowacenia. Pasy moren zlodowacenia południowopolskiego na terenie naszego województwa znajdują się w kotlinie chrzanowskiej, natomiast środkowopolskiego na linii: Mikołów - dolina Warty - dolina Wiercicy - Pilicy - Szalejka - Grabówka - Wyczerpy - Rudniki oraz w Kotlinie Raciborskiej. Na przedpolu pasów moren czołowych znajdują się równiny piasków fluwioglacjalnych oraz sandry, czyli rozległe stożki piaszczyste, m.in. w okolicach Częstochowy, Katowic-Załęża, Kochołówki - Rawy oraz w Kotlinie Raciborskiej. Piaski fluwioglacjalne wypełniają również peryglacjalną rynnę pra-Przemszy, znajdującą się na wschodnim obrzeżeniu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Przewarstwienia iłów, piasków, żwirów i rumoszu wapiennego oraz krzemiennego świadczą o roztokowym charakterze rzeki. Największa ilość eratyków, czyli głazów pochodzących spoza obszaru Polski, przytransportowanych przez lądolód, znajduje się m.in. na linii Tarnowskie Góry - Bytom - Zabrze. Lądolód zlodowacenia środkowopolskiego, mający zasięg lobowy, nie objął natomiast enklawy Twardowickiej, Tarnowickiej i Bytomsko-Katowickiej. Nacisk ogromnych mas lodu doprowadził do deformacji starszych piasków czwartorzędowych, czyli do powstania fałdów, skib, spękań i uskoków (deformacje glacitektoniczne). Zaburzenia tego typu można obserwować w Golejowie, Chwałęcicach po lewej stronie doliny Rudy oraz w Suminie. Zlodowacenie środkowopolskie odznaczyło się największym wpływem na rzeźbę obszaru województwa śląskiego. Natomiast w czasie zlodowacenia północnopolskiego, kiedy to lądolód nie sięgał na obszar wyżyn Polski oraz w holocenie, na terenie naszego województwa powstawały głównie osady eoliczne i deluwialne. Liczne pokrywy pyłowo-piaszczyste, czasami uformowane w wydmy zostały nagromadzone na skutek działalności wiatru w południowej części Wyżyny Częstochowskiej. Deluwia, będące piaskami przetransportowanymi podczas powierzchniowego spłukiwania po zboczach, o czym świadczy warstwowanie równoległe, faliste, ciągłe lub nieciągłe, jak również rytmiczność osadów, osadzały się w wielu rozproszonych miejscach na terenie naszego województwa, np. na progu kuesty jurajskiej.

Materiał strony opracowano 29 maja