BUDOWA I HISTORIA GEOLOGICZNA REGIONU. Wstęp

Transkrypt

1 BUDOWA I HISTORIA GEOLOGICZNA REGIONU Wstęp Masyw strzeliński (Ryc. 1) obejmuje południkowo zorientowane wystąpienia skał krystalicznych (metamorficznych i magmowych) w obrębie bloku przedsudeckiego, położone na południe i południowy-zachód od Wrocławia między Strzelinem i Górką Sobocką na północy oraz Ziębicami i Henrykowem na południu. Wschodnią część masywu stanowią wystąpienia skał krystalicznych na obszarze Wzgórz Strzelińskich, między dolinami rzek: Oławy na zachodzie i Krynki na wschodzie oraz w okolicy Przeworna. Zachodnią część masywu tworzą wystąpienia skał krystalicznych na obszarze Wzgórz Lipowych, po dolinę Małej Ślęży na zachodzie. Wystąpienia skał na obszarze Wzgórz Lipowych i Wzgórz Strzelińskich są oddzielone doliną Oławy i szerokim na około 6 km pasem osadów kenozoicznych. W obrębie masywu strzelińskiego przebiega granica między dwoma blokami skorupy ziemskiej, zwanymi terranami: terranem moldanubskim, należącym do Sudetów Środkowych i terranem Brunovistulicum, należącym do Sudetów Wschodnich. Granicę tę stanowi nasunięcie Strzelina (Oberc-Dziedzic i Madej, 2002) oddzielające niżej ległą jednostkę strukturalną należącą do Brunovistulicum, w której skład wchodzą skały kompleksu Strzelina, od wyżej ległej jednostki należącej do Moldanubicum zbudowanej ze skał kompleksu Stachowa (Oberc-Dziedzic i in. 2005). Nasunięcie to powstało podczas orogenezy waryscyjskiej. Litologia kompleksów metamorficznych masywu strzelińskiego Kompleks Strzelina Kompleks Strzelina obejmuje proterozoiczne gnejsy oraz starszą i młodsza serię łupkową (Ryc. 2). Skały te odsłaniają się na obszarze Wzgórz Strzelińskich. Na obszarze Wzgórz Lipowych gnejsy należące do kompleksu Strzelina odsłaniają się jedynie w okolicy Wilamowic. 1

2 Ryc. 1. Gnejsy Gnejsy ze Strzelina występujące w północnej części masywu są skałami proterozoicznymi o wieku 600±7 i 568±7 Ma (milionów lat) (Oberc-Dziedzic i in., 2003), jasnoszarymi, drobno i średnioziarnistymi (średnica ziaren 1-5 mm), o teksturze bezkierunkowej, smużystej, laminowanej, pręcikowej. Ich cechą charakterystyczną jest obecność porfirokryształów (ziarna większe niż pozostałe) skalenia potasowego i plagioklazu o średnicy do 1 cm. Oprócz skaleni i kwarcu, tworzącego wydłużone agregaty, gnejsy te zawierają także łyszczyki: biotyt i muskowit. W obrębie gnejsów ze Strzelina występują wkładki amfibolitów. Gnejsy z Nowolesia są rozprzestrzenione w południowej części masywu strzelińskiego. Wiek tych skał wynosi 602±7, 587±4 Ma (Klimas, 2008; Mazur i in., 2010) i jest podobny do wieku gnejsów ze Strzelina. Gnejsy z Nowolesia są skałami jasnoszarymi, drobnoziarnistymi, o teksturze smużystej, rzadziej warstewkowej. Częste są w nich przejawy migmatyzacji (wytapiania minerałów). Charakterystycznym składnikiem gnejsów z Nowolesia są 2

3 nierównomiernie rozproszone nodule sillimanitowe, o średnicy od kilku mm do 2 cm, których kształt przypomina pestki dyni lub ogórka. Gnejsy z Nowolesia nie zawierają wkładek amfibolitów, natomiast towarzyszą im pegmatyty, które utworzyły się w efekcie zaawansowanej migmatyzacji. Ryc. 2. Na obszarze Wzgórz Strzelińskich wyróżnia się także tzw. gnejsy z Bożnowic i Gromnika, które wykazują podobieństwo zarówno do gnejsów ze Strzelina jak i do gnejsów z Nowolesia. Wiek i cechy geochemiczne gnejsów proterozoicznych odpowiadają gnejsom strefy morawsko-śląskiej w Sudetach Wschodnich, zaliczanej do terranu Brunovistulicum (Oberc- Dziedzic i in. 2005). 3

4 Ryc. 3. Schematyczny przekrój przez wschodnią część masywu strzelińskiego (Wzgórza Strzelińskie) Starsza seria łupkowa Starsza seria łupkowa obejmuje amfibolity (Szańcowa Góra), łupki łyszczykowe, skały wapniowo-krzemianowe (Gębczyce, Gromnik) i marmury (Przeworno) (Ryc. 1, 2). Skały tej serii występują w obrębie gnejsów ze Strzelina lub ich odpowiedników gnejsów z Bożnowic. Nie jest wykluczone, że skały starszej serii łupkowej stanowiły pierwotnie osłonę proterozoicznych granitów, z których powstały gnejsy ze Strzelina, jednakże kontakty między obydwoma grupami skał zostały później tektonicznie zmodyfikowane. W obrębie gnejsów ze Strzelina występują wkładki amfibolitów i łupków amfibolowobiotytowych, którym jednakże nie towarzyszą inne ogniwa litologiczne starszej serii łupkowej. Wkładki te prawdopodobnie były pierwotnie żyłami ciemnych skał o składzie zbliżonym do bazaltu, które przecinały proterozoiczne granity. W wyniku późniejszych przeobrażeń waryscyjskich proterozoiczne granity przekształciły się w gnejsy ze Strzelina, a ciemne żyły w amfibolity. Młodsza seria łupkowa Skały młodszej serii łupkowej, tzw. warstwy z Jegłowej (Oberc, 1966) występują jedynie na obszarze Wzgórz Strzelińskich. Skały te są porównywane z dolno- i środkowodewońskimi kwarcytami Wschodnich Sudetów, których wiek jest udokumentowany paleontologicznie. Najbardziej rozpowszechnionym ogniwem warstw z Jegłowej są łupki kwarcowo-serycytowe i kwarcyty, w obrębie których w okolicy Krzywiny spotykane są poziomy zlepieńców znanych pod nazwą kwarcytów daktylowych. W okolicy Kuropatnika w obrębie kwarcytów 4

5 występują zlepieńce z otoczakami granitów i łupków oraz metaszarogłazy, którym w rejonie Borowej odpowiadają łupki łyszczykowo-sillimanitowo-kwarcowe z tytanomagnetytem. Kompleks Stachowa Skały kompleksu Stachowa są rozprzestrzenione głównie na obszarze Wzgórz Lipowych, natomiast na obszarze Wzgórz Strzelińskich tworzą tylko małe wystąpienia. W skład kompleksu Stachowa wchodzą dwie grupy skał. Pierwsza grupa obejmuje skały metaosadowe, do których należą proterozoiczne ciemne gnejsy ze Stachowa wraz z towarzyszącymi im amfibolitami i łupkami biotytowo-amfibolowymi oraz skały wapniowokrzemianowe (Ryc. 2). Skały te tworzą wystąpienia w północnej i środkowej części Wzgórz Lipowych oraz w okolicy Strzelina i Bożnowic na obszarze Wzgórz Strzelińskich. Druga grupa skał obejmuje zmetamorfizowane wczesnopaleozoiczne granitoidy ortognejsy o wieku ~500 Ma (Oliver i in., 1993; Klimas, 2008; Mazur i in., 2010). Do grupy tej należą jasne gnejsy ze Stachowa występujące w środkowej części Wzgórz Lipowych oraz w okolicy Strzelina i Bożnowic na Wzgórzach Strzelińskich, gnejsy z Henrykowa odsłaniające w południowej części Wzgórz Lipowych oraz gnejsy z Gościęcic, występujące w północnej części Wzgórz Strzelińskich. Ciemne gnejsy ze Stachowa Na podstawie zaawansowania procesów migmatyzacji można wyróżnić trzy rodzaje ciemnych gnejsów ze Stachowa: 1. gnejsy smużyste, które nie wykazują śladów migmatyzacji; 2. skały częściowo zmigmatyzowane gnejsy smużyste, laminowane; 3. gnejsy migmatyczne, silnie sfałdowane. Wszystkie odmiany ciemnych gnejsów ze Stachowa zawierają kwarc, plagioklaz, skaleń potasowy, biotyt i sillimanit, a także niewielkie ilości muskowitu. Ciemne gnejsy ze Stachowa wraz z towarzyszącymi im amfibolitami i łupkami amfibolitowymi stanowiły metamorficzną osłonę ortognejsów o wieku ~500 Ma. Ortognejsy Wszystkie trzy odmiany wczesnopaleozoicznych ortognejsów: jasne gnejsy ze Stachowa, gnejsy z Henrykowa i gnejsy z Gościęcic są skałami o podobnym składzie mineralnym: kwarc, skaleń potasowy, plagioklaz, biotyt i podrzędnie muskowit. Różnice dotyczą budowy tych skał i stopnia deformacji. 5

6 Jasne gnejsy ze Stachowa mają strukturę średnioziarnistą lub drobnoziarnistą, teksturę smużystą lub soczewkową, rzadziej oczkową i warstewkową. Oczka i soczewki przeciętnie osiągają wielkość 1 do 2cm. Odmianą jasnych gnejsów ze Stachowa jest gnejs z granatami o strukturze drobnoziarnistej, soczewkowej, czasem oczkowej. Gnejsy z Henrykowa są skałami niezwykle silnie zdeformowanymi. Przeważają odmiany laminowane z pojedynczymi porfiroklastami skaleni, rzadsze są odmiany oczkowe. Skały te zbudowane są z kwarcu, albitu, chlorytu i muskowitu. Gnejsy z Gościęcic są skałami gruboziarnistymi, porfirowatymi. Pierwotne granodioryty, zawierające enklawy skał przypominających ciemne gnejsy ze Stachowa zostały zdeformowane w gnejsy oczkowe o charakterystycznych niebieskawych oczkach mikroklinu oraz w gnejsy warstewkowo-oczkowe i warstewkowe. Stopień deformacji skał wzrasta od północy ku południowi. W miarę wzrostu stopnia deformacji wzrasta również zawartość muskowitu i chlorytu w gnejsach, a maleje ilość biotytu (Oberc-Dziedzic i Madej. 2002). Deformacja i metamorfizm Struktura masywu strzelińskiego uformowała się podczas orogenezy waryscyjskiej (późny dewon-karbon), w trakcie kilku etapów deformacji i przeobrażeń. W trakcie pierwszego etapu deformacji powstało nasunięcie Strzelina, które jest strukturą o regionalnym zasięgu. Dolna jednostka tego nasunięcia zbudowana jest ze skał kompleksu Strzelina należącego do terranu Brunovistulicum, natomiast górna jednostka obejmuje skały kompleksu Stachowa należące do terranu moldanubskiego. W obrębie obu tych jednostek powstały mniejsze struktury tektoniczne o charakterze łusek (Ryc. 3, Oberc-Dziedzic i Madej, 2002). Powstanie nasunięcia i łusek doprowadziło do pogrubienia skorupy i wzrostu temperatury, dzięki któremu skały zaczęły się topić. Ślady tego procesu, który nosi nazwę migmatyzacji, są widoczne w gnejsach z Nowolesia i w ciemnych gnejsach ze Stachowa. Migmatyzacja odbywała się w czasie drugiej deformacji, w trakcie której skały zostały sfałdowane. Po drugim etapie deformacji nastąpił spadek ciśnienia, co doprowadziło do powstania pegmatytów, będących efektem drugiego, statycznego etapu migmatyzacji. W wyniku podniesienia się w następnym etapie zmigmatyzowanych mas skalnych utworzyła się kopuła. Powstaniu tej kopuły towarzyszyło grawitacyjne ześlizgiwanie się mas skalnych (Szczepański, 2001). Śladem tej kopuły jest elewacja Przeworna (Oberc, 1966, Ryc. 3). Na północ od niej skały zapadają ki północy, a południe od niej ku południowi. 6

7 Odmienny przebieg miały przeobrażenia w północnej części Wzgórz Strzelińskich. Odbywały się one w warunkach znacznie niższej temperatury (Oberc-Dziedzic i Szczepański, 1995). Granicę między wyżej i niżej zmetamorfizowanymi częściami masywu stanowi uskok Gębczyce Gromnik (Ryc. 3). W zdeformowane i zmetamorfizowane skały kompleksu Strzelina i kompleksu Stachowa wtargnęły magmy granitoidowe, które zakrzepły w formie ciał skalnych intruzji. Granitoidy waryscyjskie masywu strzelińskiego Granitoidy waryscyjskie masywu strzelińskiego są wyjątkowe w skali Sudetów. Cechuje je bardzo duża zmienność petrograficzna oraz to, że nie tworzą jednego dużego ciała magmowego, lecz liczne, małe izolowane ciała w formie pni i słabo nachylonych żył o grubości do kilkudziesięciu metrów (Ryc. 4, 5). Rozmiary tych ciał i ich przybliżone formy zostały odtworzone w oparciu o analizę map geologicznych i rdzeni wiertniczych oraz obserwacje w odsłonięciach. Ryc. 4. Geologiczne przekroje przez intruzję strzelińską, wg: Balawajdera i in. (1988) (na górze) i Borka (1987) (na dole). 7

8 Ryc. 5. Przekrój geologiczny przez intruzję granitową Gromnika (Oberc-Dziedzic 1999) Waryscyjski plutonizm granitoidowy w krystaliniku strzelińskim trwał co najmniej 30 milionów lat i miał trzy etapy: I tonalitowy I (starszy) o wieku ~324 Ma, II granodiorytowy o wieku ~306 Ma, i III tonalitowo II (młodszy) diorytowy / granitowy o średnim wieku Ma (Oberc-Dziedzic i in. 2010, 2012). Obecność granitoidów należących do dwóch pierwszych etapów potwierdzono dotąd jedynie w okolicy Bożnowic (Ryc. 1). Najobfitszy był III etap magmatyzmu, w obrębie którego można wyróżnić trzy fazy. W pierwszej powstały biotytowe granity średnioziarniste eksploatowane w kamieniołomach w Strzelinie. W drugiej fazie powstały tonality i dioryty tworzące liczne żyły udokumentowane wierceniami, a także tonality eksploatowane w kamieniołomie w Gęsińcu oraz odsłaniające się na wzgórzu Kalinka koło Dobroszowa (Ryc. 1). Ich wiek określono na ~295 Ma. Podobnego wieku są biotytowe granity drobnoziarniste, eksploatowane w kamieniołomach w Strzelinie. Granity te są wyraźnie młodsze od współwystępujących z nimi granitów średnioziarnistych. Nieznacznie młodsze od tonalitów II i granitów biotytowych są białe granity biotytowo-muskowitowe. Granity te tworzą żyły przecinające granity biotytowe i tonality, a także tworzą samodzielne, większe ciała magmowe: intruzje Gromnika, Gębczyc i Górki Sobockiej. Tonalit (I etap magmatyzmu) nawiercony w otworze położonym na północ od Bożnowic, tworzy dwa ciała o grubości 0,5 m i 1,5 m otoczone zmigmatyzowanymi gnejsami i granodiorytami (~306 Ma). Kontakty tonalitu ze skałami otaczającymi są nieostre. Tonalit jest 8

9 ciemnoszarą skałą o strukturze średnioziarnistej (średnica ziaren 1-5 mm), zbudowaną z plagioklazu, amfibolu i biotytu. Granodioryt (II etap magmatyzmu) ma porfirowatą strukturę i wykazuje równoległe uporządkowanie biotytu. Granodioryt zawiera także kwarc, pertytowy mikroklin, plagioklaz i czasami zieloną hornblendę. W odróżnieniu od granitoidów powstałych w trzecim etapie magmatyzmu wykazuje silny związek z otaczającymi go migmatytami. Średnioziarnisty granit biotytowy (III etap magmatyzmu) jest zbudowany z kwarcu, pertytowego mikroklinu, plagioklazu i biotytu. Średnioziarnisty granit biotytowy zawiera często enklawy gnejsu i tonalitu. Drobnoziarnisty granit biotytowy (III etap magmatyzmu) (średnica ziaren poniżej 1 mm) jest zbudowany z kwarcu, plagioklazu, pertytowego mikroklinu, biotytu i chlorytu. Granit ten zawiera ciemne enklawy drobnoziarniste, o wielkości kilku centymetrów (Lorenc, 1984). Drobnoziarnisty granit biotytowo-muskowitowy (III etap magmatyzmu) tworzący żyły jest zbudowany z kwarcu, mikroklinu, plagioklazu, biotytu i muskowitu oraz z pinitowych pseudomorfoz po kordierycie, w których sporadycznie spotyka się ziarna granatu. Granity biotytowo-muskowitowe, tworzące małe plutony, mają podobny skład nie zawierają jednak pseudomorfoz po kordierycie. Cechą charakterystyczna granitu z Gębczyc są okrągłe skupienia ciemnych minerałów otoczone białymi obwódkami ( pawie oczka ) Tonality (III etap magmatyzmu) sa skałami drobno- lub średnioziarnistymi. Tonality śrenioziarniste (Gęsiniec) zawierają kwarc, plagioklaz, hornblendę, biotyt, apatyt, tytanit i minerały nieprzezroczyste. Tonality drobnoziarniste (Kalinka) zawierają lokalnie relikty piroksenu i skupienia tytanitowo-plagioklazowo-kwarcowe. Dioryty kwarcowe (III etap magmatyzmu) są znane z wierceń. Są to skały ciemne, średnio- i drobnoziarniste; często zawierają czarne agregaty hornblendy i biotytu. Dioryty są zbudowane z kwarcu, plagioklazu, hornblendy i biotytu. Niektóre dioryty kwarcowe zawierają relikty piroksenu oraz produkty rozkładu piroksenu i hornblendy. Tekstury i skład mineralny tonalitów i diorytów kwarcowych wykazują znaczące zmiany w obrębie jednego ciała magmowego (Oberc-Dziedzic, 2007). 9

10 Ryc. 6. Schematyczny model intruzji strzelińskiej wg Oberc-Dziedzic i in. (2013b). Tektonika granitu. Granity eksploatowane w kamieniołomach w Strzelinie wykazują słabo widoczne uporządkowanie ziaren mineralnych o kierunku wschód-zachód. Prostopadle do tego uporządkowania układają się spękania o przebiegu północ-południe, zapadające ku zachodowi pod kątem o (spękania poprzeczne). Na powierzchniach tych spękań występują rysy tektoniczne. Drugi system tworzą pionowe spękania o kierunku wschódzachód (spękania podłużne, równoległe do uporządkowania ziaren mineralnych). Trzeci system tworzą spękania poziome (Ryc. 7). Relacje między uporządkowaniem minerałów i spękaniami widoczne w granitach strzelińskich stały się podstawą koncepcji tektoniki granitów, sformułowanej przez profesora Uniwersytetu Wrocławskiego, Hansa Cloosa (1922). Koncepcja ta spotkała się ze światowym odzewem i na stałe weszła do podręczników tektoniki. 10

11 Ryc. 7. a) Kamieniołom Strzelin I widziany od południa. Stan z 2006 roku. Q, S, L symbole spękań wg Cloosa (1922). Bt-Ms granit biotytowo-muskowitowy; b) schemat spękań Q- spękania poprzeczne, S-spękania podłużne, L-spękania poziome, K-"sztuczne" spękania, G ciśnienie litosferyczne, D-ciśnienie boczne, F-równoległe ułożenie minerałów; c) blokdiagram pokazujący struktury linijne i żyłę aplitu równoległą do spękań Q. Historia geologiczna regionu Najstarszymi skałami na obszarze Wzgórz Strzelińskich są gnejsy ze Strzelina i gnejsy z Nowolesia należące do struktur Sudetów wschodnich. Wiek gnejsów oceniany jest na 568 mln lat, a skałami wyjściowymi były skały granitowe, których wiek krystalizacji oceniany jest 11

12 na 600 mln lat. Z gnejsami ze Strzelina blisko związane są skały tak zwanej starszej serii łupkowej, którą budują łupki łyszczykowe, skały wapienno-krzemianowe, marmury i amfibolity. Skały te powstały w wyniku przeobrażenia osadów ilasto-piaszczystomułowcowych, wapieni, margli i wulkanitów, które osadziły się na dnie ówczesnego morza (Oberc-Dziedzic, Szczepański, 1995). Spotyka się poglądy, że gnejsy ze Strzelina powstały z magmy, która wniknęła (intrudowała) w późniejszym czasie w utwory starszej serii łupkowej. Skały te zostały następnie przeobrażone głęboko w skorupie ziemskiej na głębokościach około km, pod wpływem wysokich ciśnień i temperatury. Marmury ze starszej serii łupkowej są cennym surowcem, który był eksploatowany między innymi w kamieniołomie w Gębczycach oraz Przewornie, w którym to kruszec ten zaczęto wydobywać już w XIV w (Grochowski (red.) 1990). Z kolei pozostałości po eksploatacji skał wapienno-krzemianowych można znaleźć na rozdrożu pod Gromnikiem oraz na południowych stokach Krowińca, gdzie znajdują się liczne prawie całkowicie zarośnięte małe łomiki. Po przeobrażeniu skał tworzących obecnie gnejsy i skały starszej serii łupkowej cały obszar został wydźwignięty. Stanowił on wówczas dno płytkiego morza, w którym w okresie dolnego i środkowego dewonu ( mln lat) osadziły się warstwy z Jegłowej - drobnoziarniste piaskowce i skały ilaste. Po zakończeniu sedymentacji warstw z Jegłowej obszar ten powtórnie pogrążył się w głąb skorupy ziemskiej na głębokość 5-10 km, w wyniku czego wszystkie serie skalne zostały w dalszym etapie sfałdowane i zmetamorfizowane na przełomie dewonu i karbonu (359 mln lat). W wyniku przeobrażenia skał warstw z Jegłowej powstały kwarcyty, łupki kwarcytowe i łupki serycytowe (Szczepański, 2001). Na szeroką skalę łupki kwarcytowe eksploatowane były w okolicach Jegłowej i Krzywiny. Obecnie wznawiana jest ich eksploatacja w kamieniołomie w Jegłowej. Z łupków tych zbudowane są również malownicze skałki na stokach wzgórza Borowa. W obrębie łupków kwarcytowych występują w postaci żył utwory kaolinu, z którym wiąże się występowanie kryształów górskich - niewątpliwie największej atrakcji mineralogicznej złoża w Jegłowej. Istnieją przesłanki pozwalające twierdzić, że kryształy górskie z Jegłowej używane były do wyrobu ozdób już w czasach prehistorycznych. Oprócz Jegłowej wydobywany był on również na Kryształowej Górze koło Strużyny (Żaba, 1991). 12

13 W dalszym etapie na utwory skalne Sudetów Wschodnich wzdłuż uskoku Strzelina nasunęła się płyta litosfery związana z Sudetami Zachodnimi. Pod koniec i po zakończonej waryscyjskiej kolizji obu płyt litosfery w ponasuwane na siebie struktury geologiczne wdarła się granitowa magma. Pochodziła ona prawdopodobnie z przetopienia pogrubionej, na skutek zderzenia, warstwy skał dolnej skorupy. Wiek skał magmowych Wzgórz Strzelińskich oceniany jest na mln lat. Obejmują one granity, granodioryty, tonality a także ściśle genetycznie z nimi związane dioryty kwarcowe (Oberc-Dziedzic, 1999). Granitoidy strzelińskie są tak urozmaicone albowiem przy ich powstawaniu, oprócz magmy kwaśnej, zaznaczył się również udział magmy zasadowej. Intrudowały one w obręb skał metamorficznych w 3 lub 4 głównych pulsach magmy (Pietranik A., Waight T.E., 2008). Granitoidy strzelińskie są unikalne, ponieważ nie tworzą większej intruzji, jak granit karkonoski czy granit masywu Strzegom-Sobótka, ale małe izolowane ciała - głównie pnie i płaskie żyły o grubości kilku lub kilkunastu metrów, rzadziej kilkudziesięciu. Przypuszcza się, że mogą być to pozostałości kanałów zasilające krzepnący ponad nimi pluton, który niemal w całości został zerodowany. W granitoidach tych występują gniazda pegmatytowe, żyły aplitowe i pegmatytowe oraz żyły hydrotermalne z ciekawą mineralizacją. Z granitów zbudowany jest najwyższy szczyt Wzgórz Strzelińskich Gromnik. Granitoidy strzelińskie wraz ze swoją osłoną pozostawały przez ok. 50 milionów lat głęboko w skorupie, po czym ten fragment bloku przedsudeckiego uległ bardzo szybko podniesieniu w wyniku ruchów tektonicznych. W późniejszych czasach skały na obszarze Wzgórz Strzelińskich były intensywnie erodowane. Obecny stopień ścięcia skał jest nawet o 2,5-5 km większy niż w samych Sudetach. Kolejny okres niepokoju związany był z dźwiganiem się pobliskich Karpat. Około 23 mln lat temu zaczęły wypiętrzać się Sudety, a obszar bloku przesudeckiego był pogrążany. W tym czasie na obszarze bloku przedsudeckiego dochodziło do szybkiej depozycji osadów niesionych przez wody rzeczne z obszaru Sudetów, które deponowane były na obszarach wielkich rozlewisk rzecznych. Prawdopodobnie w akumulacji osadów drobnoziarnistych miały też udział procesy eoliczne przewiewające pyły w okresach letnich lub zimowych susz. Nie wykluczone, że w tym czasie dochodziło również w rejonie Strzelina do krótkotrwałych zalewów tego obszaru wodami morskimi. Wzgórza Strzelińskie stanowiły wówczas wyspę (Dyjor S., 1995). Z okresem tym związane jest powstanie utworów piaszczysto-żwirowych oraz miąższej, nawet na 150 m, serii utworów ilastych. W okresie orogenezy alpejskiej panował tu ciepły klimat, który potęgował wietrzenie skał. W wyniku wietrzenia skał 13

14 granitowych powstały złoża kaolinu (Gębczyce, Wyszonowice). W następstwie ruchów górotwórczych powstały w skorupie głębokie pęknięcia sięgające aż do górnego płaszcza Ziemi z którymi związana była ożywiona działalność wulkaniczna. Na obszarze Sudetów oraz ich przedgórza dochodziło wówczas do wylewów law bazaltowych, których pozostałości występują w okolicach Dobroszowa, Żelowic, Kowalskich i Janowiczek. Kolejnym okresem, który pozostawił po sobie ślady w postaci osadów, o miąższości dochodzącej przeważnie do 40 m, a lokalnie (dolina kopalna Krynki) nawet do 100 m, był okres zlodowaceń plejstoceńskich. Lądolód nasuwał się na te obszary dwukrotnie: podczas zlodowacenia południowopolskiego ( tys. lat) i środkowopolskiego ( tys. lat). Wzgórza Strzelińskie tworzyły wówczas nunatak wystający ponad morze lodu. Utwory pochodzące z tego okresu to głównie piaski i żwiry sandrowe, piaski wodnolodowcowe, gliny zwałowe i ich rezydua, żwiry i piaski tarasów rzecznych (dolina Oławy i Krynki). Podczas zlodowacenia północnopolskiego (115-11,7 lat temu) na obszarze powiatu strzelińskiego panowały warunki peryglacjane, które sprzyjały takim procesom rzeźbotwórczym jak wietrzenie mrozowe, deflacja czy erozja eoliczna. Z klimatem takim związane jest powstanie najmłodszych utworów plejstoceńskich - rozległych pokryw glin pylastych lessopodobnych. To właśnie na nich rozwinęły się urodzajne gleby będące podstawą rolnictwa na tych terenach. W utworach tych na Wzgórzach Strzelińskich spływająca woda, wykształciła stosunkowo głębokie i mocno urzeźbione zespoły krótkich dolinek. Jeden z takich zespołów na wschodnich stokach Gromnika nosi nazwę Diabelskiej Kręgielni, z którą związana jest jedna z lokalnych legend. Literatura Cloos H., 1922: Die gebirgsbau Schlesien und die Stellung seiner Bodenschätze. Verlag von Gebrüder Borntraeger, Berlin. Klimas K., 2008: Geochronologia i petrogenetyczne studium cyrkonów z wybranych skał krystalicznych wschodniej części bloku przedsudeckiego. Uniwersytet Wrocławski Instytut Nauk Geologicznych, Wrocław. Lorenc M.W., 1984: Enklawy homeogeniczne (autolity) jako wskaźnik magmowego pochodzenia granitoidów strzelińskich. Geol. Sudetica vol. 19, s

15 Mazur S., Kröner A., Szczepański J., Turniak K., Hanžl P., Melichar R., Rodionov N.V., Paderin I., Sergeev S.A., 2010: Single zircon U-Pb ages and geochemistry of granitoid gneisses from SW Poland: evidence for an Avalonian affinity of the Brunian microcontinent. Geol. Mag., vol. 147, s Oberc J., 1966: Geologia krystaliniku Wzórz Strzelińskich. Stud. Geol. Pol., vol. 20, s Oberc-Dziedzic T., 2007: Internal structure of the granite and tonalite intrusions in the Strzelin massif. W: Kozłowski A, Wiszniowska J (eds) Granitoids in Poland AM Monograph 1, Warszawa, s Oberc-Dziedzic T., Kryza R., 2012: Late stage Variscan magmatism in the Strzelin Massif (SW Poland): SHRIMP zircon ages of tonalite and Bt-Ms granite of the Gęsiniec intrusion. Geol. Quart. vol. 56, s Oberc-Dziedzic T., Kryza R., Białek J., 2010: Variscan multistage granitoid magmatism in Brunovistulicum: petrological and SHRIMP U/Pb zircon geochronological evidence from the southern part of the Strzelin Massif, SW Poland. Geol. Quart. vol. 54, s Oberc-Dziedzic T., Kryza R., Klimas K., Fanning M.C., 2003: SHRIMP U/Pb zircon geochronology of the Strzelin gneiss, SW Poland: evidence for a Neoproterozoic thermal event in the Fore-Sudetic Block, Central European Variscides. Int. J. Earth Sc. (Geol. Rundsch.), vol. 92, s Oberc-Dziedzic T., Kryza R., Klimas K., Fanning M.C., Madej S., 2005: Gneiss protolith ages and tectonic boundaries in the NE part of the Bohemian Massif (Fore-Sudetic Block, SW Poland). Geol. Quart. vol. 49, s Oberc-Dziedzic T., Madej S., 2002: The Variscan overthrust of the Lower Palaeozoic gneiss unit on the Cadomian basement in the Strzelin and Lipowe Hills massifs, Fore-Sudetic Block, SW Poland; is this part of the East-West Sudetes boundary? Geol. Sudetica vol. 34, s Oliver G.J.H., Corfu F., Krough T.E., 1993: U-Pb ages from SW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. J. Geol. Soc. Londyn, vol. 150, s Oberc-Dziedzic T., Szczepański J, 1995: Geologia krystaliniku Wzgórz Strzelińskich. Przewodnik LXVI Zjazdu PTG, s Szczepański J., 2001: Warstwy z Jegłowej zapis wielofazowej deformacji w strefie kontaktu Sudetów wschodnich i zachodnich (krystalinik Wzgórz Strzelińskich, blok przedsudecki) - Prz. Geol., vol. 49, s