Robert SKRZYPCZAK Instytut Gospodarki Surowcami Mineralnymi i Energi¹ Polska Akademia Nauk Zak³ad Energii Odnawialnej ul.wybickiego7,31-261kraków Technika Poszukiwañ Geologicznych Geotermia, Zrównowa ony Rozwój nr 1 2/2010 SKA Y MAGMOWE I METAMORFICZNE SUDETÓW I ICH PRZEDGÓRZA IMPLIKACJE DLA TECHNOLOGII HDR STRESZCZENIE Artyku³ zawiera przegl¹d wiedzy na temat wystêpowania ska³ magmowych i metamorficznych (krystalicznych) w obszarze Sudetów i ich Przedgórza. Na tle krystaliniku innych rejonów Polski, teren ten jest najlepiej rozpoznany. Jednoczeœnie wydaje siê najbardziej perspektywicznym dla poszukiwania struktur geologicznych przydatnych do zastosowania technologii gor¹cych suchych ska³ (HDR Hot Dry Rock) odzysku skumulowanego w nich ciep³a dla produkcji energii elektrycznej. Artyku³ prezentuje wyniki wieloletnich badañ indywidualnych i zespo³owych wielu specjalistów ró nych dziedzin szczegó³owych w ramach badañ geologicznych. Koncentruje uwagê na przestrzennej lokalizacji tektonostrukturalnych zmetamorfizowanych jednostek i masywów oraz tektonopetrograficznych plutonów, a tak e na ich historii termicznej. Sugeruje bardziej szczegó³owe rozpoznanie ska³ krystalicznych w obrêbie plutonu Karkonoszy. S OWA KLUCZOWE Technologia gor¹cych suchych ska³, Sudety i ich Przedgórze, tektonostrukturalne zmetamorfizowane jednostki i masywy, tektonopetrograficzne plutony, historia termiczna ska³ * * * WPROWADZENIE Niniejszy artyku³ stanowi kontynuacjê tematyki dotycz¹cej wystêpowania kompleksów ska³ krystalicznych w Polsce, omawianych w kontekœcie ich potencjalnej przydatnoœci dla potrzeb geotermalnej technologii gor¹cych suchych ska³ (HDR Hot Dry Rock). Zogniskowano uwagê na regionie Sudetów i ich Przedgórzu, gdzie warunki dla wystêpowania poszukiwanych struktur geologicznych wydaj¹ siê najkorzystniejsze w skali kraju (spodziewane relatywnie p³ytkie po³o enie struktur perspektywicznych). W artykule dotycz¹cym Recenzowa³ dr hab. in. Antoni Barbacki Artyku³ wp³yn¹³ do Redakcji 15.11.2010 r., zaakceptowano do druku 24.11.2010 r. 99
krystaliniku pozasudeckiego wskazano bowiem, e struktury geologiczne potencjalnie przydatne dla technologii HDR wystêpuj¹ na linii Miêdzyrzec-Leszno (przypuszczalnie na g³êbokoœci ok. 5 km, w najlepszym przypadku) oraz w jej przed³u eniu ku NW (200 o Cna g³êbokoœci ok. 6 km). W Sudetach i na ich Przedgórzu poszukiwane struktury geologiczne mog¹ siê wi¹zaæ ze ska³ami m³odopaleozoicznego magmatyzmu g³ównego. Kompleksy skalne, zwi¹zane z tym magmatyzmem (lecz nie tak rozleg³e), wystêpuj¹ równie w Tatrach (stanowi¹cych jednoczeœnie obszar cenny przyrodniczo, w ca³oœci chroniony prawnie) oraz w obszarze œl¹sko-krakowskim (wystêpuj¹ tam na jeszcze mniejszych powierzchniach i pod p³ytkim nadk³adem m³odszych ska³ osadowych). Dzisiejsze Sudety i ich Przedgórze (rys. 1) stanowi¹ czêœæ waryscyjskiego pasma Europy Œrodkowej. W jego obrêbie przedpermskie kompleksy skalne zawieraj¹ fragmenty paleo- pas mo ³upk owe Zgorzelca LM P Z masyw izerski IM 16 17 metamor fik kaczawski KMB - uskok sudecki brze ny - pluton S tr zegomia-s obótk i SSP 0 10 20 km pluton K ar k onos zy KP SEKMB metamorfik po³udniowych i wschodnich K arkonoszy ISO - ofiolit œródsudecki LM - masyw ³u ycki MN - masyw NiedŸwiedzia StM - masyw strzeliñski KuP - pluton Kudowej KZPS - k³odzko-z³otostocki pluton granitowy SP - pluton strzeliñski ZP - pluton Zulowej KM - metamorfik k³odzki NK MB - metamorfik niemczañsko-kamieniecki SSS - strefa œcinania Skrzynki SSN - strefa œcinania Niemczy NP - pluton Niemczy - uskok œródsudecki - metamor fik Noveho Mesta NMB KuP masyw orlicki OM 50 mas yw s owiogór s k i GS M ISO KM ISO NP SSN ISO KZPS SSS mas yw Œnie nika SM NK MB NK MB SP StM MN SMB pasmostarehomesta ZP mas yw Jeseników JM ZP ZP Rys. 1. Krystalinik Sudetów Polska i Czechy (na podstawie mapy Mazura i in. 2010) SSS, SSN mylonity (C); KP, SSP, KuP, KZPS, NP, SP, ZP granitoidy waryscyjskie (C 1 2 ); ISO serpentynity i gabra (S 2 -D 1 ); KMB, NMB zieleñce i fyllity (Pz 1 ); SEKMB zieleñce, fyllity, metabazyty i gnejsy (Pz 1 ) oraz gnejsy (Cm 3,Pt 3 -Cm) i metapelity (Pt 3?); GSM gnejsy (Pt 3 -Cm); IM, OM, SM, NKMB gnejsy (Cm 3 ) i metapelity (Pt 3?); StM gnejsy (Cm 3 ) oraz gnejsy i ska³y metaosadsowe (Pt 3 -D); JM gnejsy i ska³y metaosadowe (Pt 3 -D); KM zmetamorfizowane osady i wulkanity (Pt 3 -D); SMB, MN amfibolity i metapelity (Pt 3 -D); LM granitoidy kadomskie (Pt 3 -Cm 1 ) Fig. 1. Cristalinic of the Sudetes Poland and Czech Republik SSS, SSN mylonites (C); KP, SSP, KuP, KZPS, NP, SP, ZP Variscan granitoids (C 1 2 ); ISO serpentinite & gabbros (S 2 -D 1 ); KMB, NMB greenstones & phyllites (Pz 1 ); SEKMB greenstones, phyllites, metabasites & gneisses (Pz 1 ), gneisses (Cm 3,Pt 3 -Cm) & mica schists (Pt 3?); GSM gneisses (Pt 3 -Cm); IM, OM, SM, NKMB gneisses (Cm 3 ) & mica schists (Pt 3?); StM gneisses (Cm 3 ), gneisses & metasediments (Pt 3 -D); JM gneisses & metasediments (Pt 3 -D); KM metamorphosed sediments & metavolcanics (Pt 3 -D); SMB, MN amphbolites & mica schists (Pt 3 -D); LM Cadomian granitoids (Pt 3 -Cm 1 ) 100
zoicznych p³yt litosferycznych, ró nych genetycznie, oraz produkty ró nych procesów tektonicznych, oddzielone od siebie szwami tektonicznymi, uskokami walnymi (nasuwczymi, przesuwczymi, czasem normalnymi) lub strefami œcinania. Te kompleksy to tzw. terrany tektonostratygraficzne (Mazur i in. 2010). Ska³y krystaliczne s¹ produktami magmatyzmu i wulkanizmu oraz zwi¹zanego z nimi metamorfizmu. Ska³y metamorfizmu regionalnego, towarzysz¹ce starszemu magmatyzmowi, tworz¹ m.in. os³ony metamorficzne (masywy tektonostratygraficzne) otaczaj¹ce m³odsze od nich ska³y magmowe (plutony tektonopetrograficzne). Intruduj¹ca magma m³odowaryscyjska miejscami wtórnie metamorfizowa³a masywy kontaktowo. Ska³y ulega³y te zmianom metasomatycznym i hydrotermalnym o zró nicowanym zasiêgu, lokalnie metamorfizmowi dynamicznemu, a tak e procesom wietrzenia. W Sudetach i ich Przedgórzu po fazie m³odopaleozoicznego magmatyzmu g³ównego zaznaczy³ siê wulkanizm nastêpczy i koñcowy (m³odopaleozoiczny) oraz wulkanizm dolnoœl¹skiej formacji bazaltowej zwi¹zany z mezo-kenozoiczn¹ epok¹ magmow¹ i przebudow¹ tektoniczn¹, ostatni¹ tak intensywn¹ w dziejach geologicznych tego obszaru. Litologia ska³ krystalicznych wskazuje na ich petrogenezê, w tym na szczególn¹ genezê Ÿróde³ ciep³a, zwi¹zan¹ z niektórymi z nich. 1. PRZEDWARYSCYJSKIE SKA Y KRYSTALICZNE I WARYSCYJSKIEGO METAMORFIZMU KONTAKTOWEGO Krystaliczne ska³y Sudetów i bloku przedsudeckiego, starsze od waryscydów, to niemal wy³¹cznie serie ska³ metamorficznych. Wyj¹tek stanowi¹ granitoidy masywu ³u yckiego, intruduj¹ce oko³o 545 530 Ma temu (Kröner i in. 1994; Tikhomirova 2002), w koñcowych fazach orogenezy kadomskiej (Linnemann i in. 2000). Na niewielkiej przestrzeni siêgaj¹ one w granice Polski (na NW od masywu izerskiego) jako granitoidy zawidowskie. Zale nie od ciœnienia pary wodnej te kwaœne magmy powsta³y w temperaturze 650 950 o C, malej¹cej wraz ze wzrostem tego ciœnienia (Yoder, Eugster, vide Ksi¹ kiewicz 1979). 1.1. Sudety Zachodnie Oprócz wspomnianych granitoidów zawidowskich, ska³y krystaliczne tworz¹: masyw izerski (w pó³nocnej okrywie waryscyjskiego plutonu Karkonoszy), metamorfik po³udniowych i wschodnich Karkonoszy, metamorfik kaczawski. Geneza ska³ gnejsowych kompleksu izerskiego oraz granitognejsów (np. izerskich, rumburskich praktycznie nie zdeformowanych, a w przesz³oœci tak e zawidowskich) od dawna by³a dyskutowana (Berg 1941; Borkowska i in. 1980; Koz³owska-Koch 1960b, 1961, 1965; aba 1984; Oberc 1958, 1961; Smulikowski 1958, 1972). Wed³ug Mazura i in. (2010) intrudowa³y tu póÿnokambryjskie magmy granitowe, podobnie jak w masywach sowiogórskim i orlicko-œnie nickim. S¹ one zwi¹zane z rozwojem ryftu kontynentalnego (Oberc- -Dziedzic i in. 2005; Pin i in. 2007) lub powsta³y nadsubdukcyjnie przy aktywnej krawêdzi 101
kontynentu (Kröner i in. 2001), za czym przemawia zachowany w nich (lokalnie) ordowicki metamorfizm niskociœnieniowy (do 2 kb) i wysokotemperaturowy (ponad 600 o C), który jest wynikiem œcieniania skorupy kontynentalnej (Kröner i in. 2000; Štipská i in. 2001). Nale y dodaæ, e na kontakcie z waryscyjsk¹ intruzj¹ plutonu Karkonoszy gnejsy izerskie zosta³y przekszta³cone termicznie w hornfelsy z andaluzytem i kordierytem (temperatura do 300 o C; Ksi¹ kiewicz 1979). Metamorficzn¹ okrywê plutonu Karkonoszy tworz¹ na po³udniu prekambryjskie (prawdopodobnie) ska³y metamorficzne grupy gnejsowej z Kowar, przeobra one w bezpoœrednim s¹siedztwie plutonu w niskotemperaturowe hornfelsy andaluzytowo-kordierytowe (Teisseyre 1971, 1973). Z kolei na wschodzie okrywê tworz¹ sylurskie ska³y metamorficzne grupy Rudaw Janowickich, z formacjami niskotemperaturowej facji zieleñcowej (ok. 400 o C, ok. 6 kb Ksi¹ kiewicz 1979): wulkaniczn¹ z Leszczyñca i ³upkow¹ z Czarnowa. Jedynie wystêpuj¹ca tam seria niedamirowska (Koz³owski i in. 1986) powsta³a z law i tufów bazaltowych w warunkach przejœciowych pomiêdzy facj¹ zieleñcow¹ i amfibolitow¹ (wy ej temperaturow¹, oko³o 600 o C Ksi¹ kiewicz 1979), a przy tym przy znacznym udziale ciœnienia kierunkowego. W odró nieniu od okryw plutonu Karkonoszy, o których wspomniano powy ej, utwory metamorfiku kaczawskiego charakteryzuje wyraÿna dwudzielnoœæ metamorficzna. Wiêkszoœæ ska³ dolnego piêtra eokambryjskie warstwy radzimowickie (Teisseyre 1967) zosta³a przeobra ona w niskotemperaturowej facji zieleñcowej. Przykrywaj¹ca je górnokambryjsko-ordowicka seria zieleñcowa o ³¹cznej mi¹ szoœci ponad 1000 m (Bolewski, Parachoniak 1974) jest koñcowym produktem zespilityzowania, a nastêpnie zmetamorfizowania inicjalnych podmorskich wulkanitów: paleobazaltów, diabazów, keratofirów i ich tufów (Narêbski 1965). Zawieraj¹ one intraspilitowy osad wêglanowy (Baranowski, Lorenc 1981), okreœlany wczeœniej (Gunia 1967) jako wapienie krystaliczne (wojcieszowskie). Piêtro górne to ordowickie i sylurskie, a lokalnie tak e dewoñskie i dolnokarboñskie, bardzo s³abo przeobra one metasedymenty (Urbanek 1975; Urbanek i in. 1975; Chodorowska, Sawicki 1975; Chodorowska, Ozonkowa 1975). P³aszczowiny Sudetów Zachodnich (Gór Kaczawskich i po³udniowych Karkonoszy), nasuniête ku NW, zawieraj¹ m.in. zmetamorfizowane ska³y magmowe (metabazyty) o charakterystyce chemicznej typu MORB (mid-ocean ridge basalts bazalty grzbietów œródoceanicznych) Mazur i in. (2010). Metabazyty tworzy³y siê tam ju po przekszta³ceniu basenów ekstensyjnych (ensialicznych) strefy inicjalnej ryftu kontynentalnego w otwarty zbiornik podœcielony przez skorupê oceaniczn¹ (Furnes i in. 1994; Patoèka, Smulikowski 2000). 1.2. Sudety Œrodkowe Ska³y krystaliczne tworz¹: masyw sowiogórski, ofiolit œródsudecki (ods³aniaj¹ siê jego fragmenty odrêbne masywy), metamorfik niemczañsko-kamieniecki i strefê œcinania Niemczy, metamorfik k³odzki i strefê œcinania Skrzynki, 102
masyw orlicki, masyw Œnie nika, metamorficzne pasmo ³upkowe Starého Mìsta, masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia. Niewykluczone, i masyw sowiogórski, o powierzchni oko³o 600 km 2, stanowi fragment oderwany i przesuniêty na pó³noc od macierzystego masywu czeskiego. Masyw sowiogórski powsta³ w wyniku skomplikowanej ewolucji ska³ w wysokich temperaturach, tj. w facjach metamorficznych granulitowej (700 800 o C, 5 7 kb Ksi¹ kiewicz 1979), a nastêpnie amfibolitowej (ok. 600 o C, 6 kb; Polañski 1956; Juskowiak, Ryka 1960; Grocholski 1967; Kryza 1981). Przemianie uleg³ pierwotny sedyment, deponowany od górnego proterozoiku po byæ mo e dolny kambr, w który intrudowa³y póÿnokambryjskie magmy granitowe oraz pok³adowe y³y diabazów (Koz³owski i in. 1986). W póÿnym sylurze lub wczesnym dewonie (Oliver i in. 1993; Dubiñska i in. 2004), tj. mniej wiêcej w tym samym czasie, gdy w metamorfiku kaczawskim powstawa³y ska³y o charakterystyce chemicznej typu MORB, tworzy³ siê perydotytowo-serpentynitowy ofiolit œrodkowosudecki (Mazur i in. 2010). Jego fragmentami s¹ obecnie: masywy gabrowe Œlê y i BrzeŸnicy, masywy serpentynitowe Gogo³ów Jordanów, Szklar i Braszowic, masyw gabrowo-diabazowy Nowa Ruda S³upiec. Perydotytowo-serpentynitowy ofiolit œródsudecki jest efektem inicjalnego magmatyzmu ultrazasadowego, tj. intruzji magmy perydotytowej, a potem gabrowej, pochodz¹cej z g³êbokich warstw skorupy ziemskiej (Stupnicka 1978). Perydotyt topi siê w temperaturze 1800 o C, przy czym ciœnienie ska³ nadk³adu zwiêksza tê temperaturê o 2 4 o Cna1km g³êbokoœci (Ksi¹ kiewicz 1979). Magma wydostawa³a siê wzd³u szczelin w obrze eniu gnejsowego masywu sowiogórskiego, wyciskanego przez ruchy wczesnopaleozoiczne (Bolewski, Parachoniak 1974). Ofiolit stanowi pozosta³oœæ skorupy oceanicznej podœcielaj¹cej basen, którego zamkniêcie doprowadzi³o do utworzenia sudeckiego odcinka pasma waryscyjskiego (Mazur i in. 2010). Prawdopodobnie stanowi on te p³aszczowinê podœcielaj¹c¹ (Znosko 1981) lub nadœcielaj¹c¹ (Aleksandrowski, Mazur 2002) masyw sowiogórski. Œlady ofiolitu œródsudeckiego tworz¹ce dzisiaj odrêbne masywy, wymienione powy ej, uleg³y przeobra eniu wskutek póÿniejszych procesów pomagmowych, m.in. silnemu wietrzeniu w tropikalnym klimacie trzeciorzêdu (mi¹ sze zwietrzeliny masywu Szklar). St¹d te, spêkania masywów Œlê y i BrzeŸnicy wype³nia wtórny magnezyt. Gabra sk³onów perydotytowych masywów Œlê y i Nowej Rudy zosta³y zsaussurytyzowane. W masywach tych (i innych) zaznaczy³y siê równie procesy metamorficzne: w masywie Œlê y silnie, w masywie Nowej Rudy najs³abiej (Bolewski, Parachoniak 1974). Metamorfik niemczañsko-kamieniecki to utwory staroproterozoiczne i m³odsze, g³ównie metapelity (Mazur i in. 2010). Tam, gdzie os³aniaj¹ one masyw Szklar (fragment ofiolitu œródsudeckiego) wystêpuj¹ jako gnejsy (Niœkiewicz 1967). Strefa œcinania Niemczy, która utworzy³a siê w karbonie pomiêdzy metamorfikiem niemczañsko-kamienieckim i masywem sowiogórskim, stanowi obszar bardzo silnie zmylonityzowany, jak siê wydaje g³ównie jednak kosztem gnejsów sowiogórskich; lokalnie utworzy³y siê pseudotachylity, a w wyniku rekrystalizacji blastomylonity (Koz³owski i in. 1986). 103
Utwory metamorfiku k³odzkiego w wiêkszoœci powsta³y w facji zieleñcowej metamorfizmu regionalnego, a tylko czêœæ z nich (silniej zmetamorfizowana na zachodzie i po³udniu) w facji almandynowo-albitowej (Wojciechowska 1966, 1975, 1982). Wystêpuj¹ one na pow. oko³o 100 km 2 i sk³adaj¹ siê z trzech pierwotnych formacji (osadowej górnodewoñskiej, osadowo-piroklastyczno-efuzyjnej, efuzyjnej). Po zmetamorfizowaniu regionalnym zosta³y objête intensywn¹ kataklaz¹ i mylonityzacj¹, zwi¹zanymi z metamorfizmem kontaktowym. Kataklastyczne metawulkanity dodatkowo uleg³y alkalicznej metasomatozie (feldspatyzacji). Skataklazowane gabra i diabazy, wskutek silnej granityzacji utworzy³y tam tzw. blastomylonityczne gnejsy Œcinawki (Koz³owska-Koch 1960a). Formacje metamorficzne masywu orlickiego to ró norodne ska³y serii suprakrustalnej, m³odoproterozoiczne i staropaleozoiczne (Dumicz 1964; Oberc 1972; Juroszek 1972; elaÿniewicz 1977; Lorenc 1981), zmienione regionalnie w facji albitowo-epidotowo-amfibolitowej (Lorenc 1981) w metapelity i gnejsy, przy czym efektem metasomatozy serii pierwotnie ³upkowej s¹ przypuszczalnie gnejsy bystrzyckie (odpowiednik gnejsów œnie nickich), które w wielu regionach, wskutek kataklazy przesz³y w gnejsy prêtowe, a nawet o³ówkowe. Wed³ug Koz³owskiego i in. (1986) formacja metamorficzna masywu Œnie nika to pierwotne ska³y osadowe z domieszk¹ materia³u piroklastycznego i wêglanowego, tworz¹ce metapelityczno-gnejsow¹ seriê stroñsk¹ (najm³odszy proterozoik-kambr). Zosta³y one zmetamorfizowane w facji amfibolitowej, przewa nie przy powoli wznosz¹cej siê temperaturze i prawie stabilnym ciœnieniu, czemu towarzyszy³ dop³yw lotnych emanacji z wiêkszych g³êbokoœci. Efektem nasilenia tych procesów s¹ gnejsy giera³towskie i miejscami œnie - nickie. Granityzacja koñczy³a siê tutaj w polu temperatur 580 670 o C. Lokalnie, z niewyjaœnionych przyczyn, ciœnienie wzrasta³o do 8 12 kb, bez odpowiedniego wzrostu temperatury i prê noœci pary wodnej, prowadz¹c do wytworzenia eklogitowych paragenez mineralnych. Natomiast w miejscach bogatych w materia³ piroklastyczny, przy równomiernym wzroœcie ciœnienia i temperatury, lecz przy niskiej prê noœci pary wodnej, powsta³a seria granulitowa. PóŸniejsze zaanga owanie tektoniczne obszaru, zw³aszcza w skataklazowanej i zmylonityzowanej strefie œcinania Skrzynki, spowodowa³o diaftorezê zaznaczon¹ wzrostem chlorytyzacji, epidotyzacji i serycytyzacji (Smulikowski 1979). Metamorficzne pasmo ³upkowe Starého Mìsta (niewielki fragment w granicach Polski) tworz¹ amfibolity i metapelity (górny proterozoik-dewon) efekt zmetamorfizowania ska³ z rodziny gabra i bazaltu (Bolewski, Parachoniak 1974). Ska³y ultrazasadowe o stopniowym przejœciu od hornblendytu przez hornblendyt oliwinowy po perydotyt oliwinowy (obecnie silnie zmienione) tworz¹ w okolicy Bielic przy granicy z Czechami, w obrêbie tego pasma, komin lub pieñ przebijaj¹cy amfibolity (Wierzcho³owski 1960). Tego samego wieku co pasmo Starého Mìsta jest niewielki masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia, po³o ony na pó³noc od niego (Mazur i in. 2010). 1.3. Sudety Wschodnie W granicach Polski ska³y krystaliczne, zaliczane przez Mazura i in. (2010) do Sudetów Wschodnich, to wystêpuj¹ca jedynie w niewielkich ods³oniêciach formacja metamorficzna okolic G³ucho³azów (fragment czeskiego masywu Jeseników). 104
Stanowi ona czêœæ stosu p³aszczowin morawsko-œl¹skich zbudowanych ze zdeformowanych i zmetamorfizowanych ska³ pod³o a terranu Brunovistulicum (Mazur i in. 2010). M³odoproterozoiczne ³upki i paragnejsy z wk³adkami amfibolitów, ska³ wapienno-krzemionkowych i wapieni krystalicznych (marmury S³awniowic) oraz zalegaj¹ce na nich dolnodewoñskie warstwy vrbneñskie serii kwarcytowo-³upkowej, powsta³y podczas almandynowo-amfibolowej facji metamorficznej (Majerowicz, Sawicki 1958; Dumicz 1961; Bereœ i in. 1966). Zaznaczy³ siê tam tak e efekt termicznego i metasomatycznego oddzia³ywania z pod³o a waryscyjskich granitoidów (szczytowe partie Góry Chrobrego) wyst¹pienie salitu i w³óknistych minera³ów szeregu tremolit-aktynolit (Majerowicz, Sawicki 1958; Koz³owski, aba 1983). Le ¹ce wy ej utwory facji kulmu warstw andelhorskich (okolice Pokrzywnej, Jarno³tówka) zosta³y zmetamorfizowane w facji zieleñcowej (Koz³owski i in. 1986). 1.4. Blok przedsudecki Przedwaryscyjskie utwory krystaliczne ska³y zmetamorfizowane ukryte pod osadami m³odszyni od dolnokarboñskich (za wyj¹tkiem ods³oniêæ w okolicach Strzelina) to trzy zespo³y skalne: obszar œrodkowej Odry, os³ona plutonów strzeliñskiego i ulowej, os³ona plutonu Strzegomia-Sobótki. Metamorfik œrodkowej Odry wed³ug Grocholskiego (1982) stanowi czêœæ formacji wroc³awskiej, która mo e podœcielaæ znaczne obszary jeszcze innych czêœci bloku przedsudeckiego. W obrêbie tego bloku metamorfik œrodkowej Odry przykrywaj¹ utwory kenozoiczne, a poza uskokiem œrodkowej Odry ju w obrêbie monokliny przedsudeckiej utwory permsko-mezozoiczne. Pierwotne osady proterozoiczne, zró nicowane litologicznie, wzbogacone czasem w bituminy, wêglany oraz wulkanity typu toleitów i diabazów, zosta³y tutaj zmetamorfizowane g³ównie w œredniociœnieniowych warunkach facji amfibolitowej, a miejscami epidotowo-amfibolitowej (Maciejewski, Morawski 1979), ale te i s³abiej w facji zieleñcowej (Koz³owski i in. 1986). W szeroko pojêtej os³onie waryscyjskich plutonów strzeliñskiego i ulowej, wœród m³odszych utworów osadowych wystêpuj¹ nieregularne wyspy ska³ metamorficznych ró nych typów litologicznych. Opisywali je Borkowska (1956), Dziedzicowa (1966), Wójcik (1968, 1974) i Oberc (1972). Mazur i in. (2010) widz¹ w nich nie tyle fragment formacji wroc³awskiej, na któr¹ wskazywa³ Grocholski (1982), co za Oberc-Dziedzic i in. (2003) przed³u enie ku pó³nocy kadomskiego pod³o a terranu Brunovistulicum i jego dewoñsk¹ pokrywê osadow¹ (kontynuacjê masywu Jeseników). Metamorficzna os³ona waryscyjskiego plutonu granitoidowego Strzegom Sobótka w niewielkiej czêœci zaliczana jest do Sudetów Œrodkowych. Dotyczy to wspominanych ju masywów: gabrowego Œlê y i serpentynitowego Gogo³ów Jordanów rozleg³ych pozosta³oœci ofiolitu œródsudeckiego. Zasadnicza czêœæ os³ony pó³nocno-wschodnia i fragmentarycznie ods³oniêta po³udniowo-zachodnia, znajduj¹ siê w obrêbie bloku przedsudeckiego. Tworz¹ j¹ g³ównie ³upkowe utwory ordowiku, syluru (Jerzmañski 1965) i znane z wier- 105
ceñ dewonu (Koz³owski i in. 1986), zaliczane przez Grocholskiego (1982) do grupy formacji kaczawskich. Wed³ug niego w ich pod³o u zalega proterozoiczna formacja wroc³awska, zmetamorfizowana w stopniu œrednim, sporadycznie ods³aniaj¹ca siê lub osi¹gana wierceniami wzd³u ca³ej pó³nocno-wschodniej os³ony plutonu granitoidowego, a na pó³nocy (okolice W¹dro a Wielkiego) i wschodzie (okolice Pustkowa Wilczkowickiego) lokalnie metasomatycznie zgranityzowana. Znane z wierceñ ko³o Parkoszowa (na N od Boles³awca), Œrody Œl¹skiej, W¹dro a Wielkiego i K¹tów Wroc³awskich eokambryjsko- -dolnokambryjskie (?) metasedymenty o cechach osadów fliszowych, niekiedy z metawulkanitami, okreœla³ on robocz¹ nazw¹ formacji ³u yckiej. Metasedymenty na kontakcie z waryscyjsk¹ intruzj¹ granitoidow¹ plutonu Strzegom Sobótka przechodz¹ w pas hornfelsów o szerokoœci oko³o 1 km i choæ s¹ zmetamorfizowane w zmiennym stopniu, to najczêœciej reprezentuj¹ warunki facji hornblendowo-hornfelsowej (Majerowicz 1972, 1973). 2. GRANITOIDY SCHY KU I ZAKOÑCZENIA OROGENEZY WARYSCYJSKIEJ (OK. 340 227 MA) Efektem najintensywniejszych w Sudetach ruchów górotwórczych waryscyjskich s¹ kwaœne plutony granitoidowe, powsta³e zale nie od ciœnienia pary wodnej w temperaturze 650 950 o C, malej¹cej wraz ze wzrostem tego ciœnienia do 3 kb (Yoder, Eugster, vide Ksi¹ kiewicz 1979): Plutony schy³ku orogenezy (ok. 340 330 Ma Mazur i in. 2007): pluton k³odzko-z³otostocki, granitowy. Wczeœniejsze dane sugerowa³y konsolidacjê plutonu 298 Ma temu (Depciuch 1972), tj. w czasie póÿnego zakoñczenia orogenezy. Pierwotna intruzja skoœnie œcina³a tutaj ró ne zespo³y ska³ os³ony, czemu towarzyszy³o powstawanie kilkusetmetrowych aureoli przeobra eñ granityzacyjno-metasomatycznych, a dodatkowo pluton i jego os³onê tn¹ liczne m³odsze y³y leuko- i melanokratyczne (Wojciechowska 1979). W obrêbie plutonu wystêpuj¹ granitoidy jawornickie efekt granityzacji ska³ metamorficznych ods³oniête w okolicy L¹dka Zdroju, Z³otego Stoku i jako cia³o y³owe w dolinie ko³o Or³owca (Bolewski, Parachoniak 1974). W obszarze Polski to cia³o ma d³. oko³o 11 km i szer. oko³o 0,8 km, zalegaj¹c zgodnie w dynamicznie zmienionych ³upkach strefy Z³otego Stoku (Majerowicz 1979). Z omawianym plutonem zwi¹zane s¹ tak e granitoidy i granity Ÿródlisk Bia³ej L¹deckiej (granitoidy bialskie zwane te tonalitami bialskimi) i Œcinawki K³odzkiej. Granitoidy bialskie ods³aniaj¹ siê w niewielkich wyst¹pieniach w obrêbie póÿnokambryjskiego nasuniêcia amfibolitów pasma Starého Mìsta (pobli e Bielic), natomiast granity wystêpuj¹ w obrêbie metamorfiku K³odzkiego w obszarze o powierzchni 0,5 km 2 w okolicy Œcinawki Dolnej (Bolewski, Parachoniak 1974); pluton Kudowej. Granitoidy Kudowej (granity monzonitowe, granodioryty, tonality, rzadziej granity alkaliczne) s¹ efektem feldspatyzacji ³upków metamorficznych, przemieszczonych z miejsca powstania bez wiêkszego udzia³u fazy ciek³ej (Borkowska 106
1959). Granitoidy wymienionych dominuj¹cych typów znane s¹ tutaj z Darnkowa, Dañcowa i Go³aczowa (Bolewski, Parachoniak 1974). Natomiast granity alkaliczne wystêpuj¹ w Czermnie (na pó³noc od Kudowej) oraz w okolicy Brzozowic (na po³udnie od Kudowej, w wê szej czêœci plutonu, na obszarze o powierzchni ok. 20 km 2 ), tj. w ówczesnym masywie Czermna, nazywanym póÿniej masywem z Nowego Hradka (od miejscowoœci w Czechach, gdzie siê kontynuuje) Borkowska (1959); pluton Niemczy. Wczeœniejsze dane sugerowa³y konsolidacjê plutonu 300 270 Ma temu (Depciuch 1972), tj. w czasie póÿnego zakoñczenia orogenezy. Zgodne y³y pok³adowe (o d³ugoœciach 50 300 m) wystêpuj¹ zarówno w obrêbie ³upków metamorficznych strefy Niemczy, jak i w brze nej czêœci gnejsów pobliskiego masywu sowiogórskiego. W strefie Niemczy, w Brodziszowie, Pilawie Górnej i Przedborowej tworz¹ je drobnoziarniste syjenodioryty (Dziedzicowa 1979), przechodz¹ce w Przedborowej w granodioryty (Bolewski, Parachoniak 1974). W Karczowicy, Koœminie, Niemczy, Piekielniku i Przerzeczynie Zdroju w y³ach wystêpuj¹ œrednioziarniste granodioryty porfirowate (Dziedzicowa 1963, 1973, 1979). Plutony zakoñczenia orogenezy (ok. 320 300 Ma Mazur i in. 2007): pluton Karkonoszy. Zosta³ utworzony oko³o 298 Ma temu (Depciuch, Lis 1971), przez granitoidy intruduj¹ce w d³u szym okresie czasu, a nastêpnie pociête licznymi y³ami pegmatytowymi, aplitowymi, mikrodiorytowymi i lamprofirowymi (Bolewski, Parachoniak 1974). Wyró niono tutaj trzy g³ówne odmiany granitów. Równoziarniste granity grzbietowe ods³oniête s¹ w Karkonoskim Parku Narodowym i poza nim na po³udnie od Piechowic (pomiêdzy Pogórzem a Borowicami) oraz na wschód od Mi³kowic (pomiêdzy Kostrzyc¹ a Kowarami), a po wojnie eksploatowane by³y w Trzciñsku (na wschód od Jeleniej Góry, a na pó³noc od Karpnik Sza³amacha 1979). PóŸniej zaczêto ich eksploatacjê tak e w Szklarskiej Porêbie Hucie (ko³o huty Józefina ) i napotykano je w kamienio³omie w Micha³owicach. Granity centralne, dominuj¹ce w pozosta³ej czêœci plutonu, to przypuszczalny efekt metasomatozy granitów grzbietowych (Bolewski, Parachoniak 1974). Granity granofirowe wielu odmian, z obfitoœci¹ deuterycznych struktur mikropegmatytowych (Bolewski, Parachoniak 1974), wystêpuj¹ z kolei we wschodniej, pó³nocnej i NE czêœci plutonu oraz miêdzy Cieplicami i Jeleni¹ Gór¹, a tak e Cieplicami i Staniszowem (Sza³amacha 1979); pluton strzeliñski. Zosta³ utworzony wskutek przebicia ska³ metamorficznych dajkami i pniami pochodz¹cymi z jednego ogniska magmowego (Morawski 1973). Wyró niono tutaj trzy typy granitoidów (Kulikowski, Mikulski 1968; Morawski 1979; Bolewski, Parachoniak 1974). Granit biotytowy strzeliñski œrednioziarnisty (normalny) wystêpuje w Strzelinie ³omie g³ównym, Mikoszowie (Strzelin) i Strzelinie cukrowni. Granit biotytowy strzeliñski drobnoziarnisty (normalny) wystêpuje tak e w Strzelinie ³omie g³ównym i Mikoszowie, a oprócz tego w Goœciêcicach. Granit typu Bia³ego Koœcio³a (tj. granit gnejsowy powsta³y z przeobra enia ska³ metamorficznych, g³ównie tonalit amfibolowo-biotytowy i dioryt kwarcowy z Gromnika Bolewski, Parachoniak 1974) wystêpuje w Bia³ym Koœciele (sporadycznie z andaluzytem), oraz Strzelinie cukrowni, Górce Sobockiej, Strzegowie, Gêsiñcu, Gêbczycach, Gromniku i okolicach Kalinki; 107
pluton ulowej. Zosta³ utworzony z tego samego ogniska magmowego co pluton strzeliñski, lecz w przeciwieñstwie do niego jest bardziej zwarty, ale dopiero w Czechach (Morawski 1973), a w Polsce te zwarte fragmenty wystêpuj¹ niemal w ca³oœci pod osadami kenozoicznymi. Tutejsze typy granitoidów to: granit strzeliñski drobnoziarnisty Maciejowice, Starowice, Nadziejów; granit typu Bia³ego Koœcio³a (granodioryty, granity monzonitowe) Kamienna Góra, Jarno³tów i okolice Otmuchowa (Kulikowski, Mikulski 1968; Morawski 1979; Bolewski, Parachoniak 1974). Pluton zakoñczenia orogenezy (ok. 318 227 Ma Mazur i in. 2007, wg Depciucha 1971 przeciêtnie 266 Ma): pluton Strzegomia-Sobótki. W ujêciu Majerowicza (1972) wystêpuj¹ tutaj: w czêœci SE plutonu granodioryty biotytowe (granit strzeblowski); w czêœci œrodkowej granit alkaliczny z przejœciem do monzonitowego, dwu³yszczykowy (granit wierzbicki); w czêœci NW granit monzonitowy miejscami z hornblend¹ (granit strzegomski); lokalnie wystêpuj¹ granity wtórnie zlekokratyzowane w Strzeblowie, czy te bêd¹ce wynikiem nacisków dynamicznych (z efektami p³yniêcia magmy) Strzeblów, Chwa³ków; oprócz wskazanych wystêpuj¹ równie drobnoziarniste odmiany granitów, wczeœniejsze od intruzji g³ównej: tonalit z azan, granit monzonitowy z Zimnika. W ujêciu Bolewskiego i Parachoniaka (1974) tutejsze granitoidy biotytowe i dwumikowe mo na zaliczyæ do granitów dwóch g³ównych typów: Kostrzy i Chwa³kowa. W pierwszym przypadku s¹ to granity typu Kostrzy i ich porfirowe odmiany z Gniewkowa i Zimnika, z kontaktu ze ska³ami otaczaj¹cymi. W drugim granity typu Chwa³kowa zwi¹zane z dzia³alnoœci¹ s³abo up³ynnionej magmy anatektycznej i ich odmiany: granity typu Granicznej, granodioryty lub tonality, tj. granity typu Strzegomia i Goli, granodioryty Przenna oraz Strzeblowa z cechami ska³ metamorficznych, w tym granit zmieniony metasomatycznie i silnie skaolinizowany w stropie, tonalit z azan k/ arowa, granity monzonitowe okolic Borowa, granity monzonitowe z aplitami i alkalicznymi granitami aplitowymi okolic Paszowic. Sudeckie granitoidy metasomatyczne i reomorficzne powsta³y oko³o 340 330 Ma temu, jak wskazano powy ej, tj. u schy³ku orogenezy waryscyjskiej (Mazur i in. 2007) wœród nich granitoidy jawornickie, wystêpuj¹ce w formach zgodnych z u³o eniem utworów blastomylonitycznych (Bolewski, Parachoniak 1974). S¹ one efektem magmatyzmu zwi¹zanego ze wzrostem temperatury w dolnej i œrodkowej skorupie erupcji magmy, która nast¹pi³a wskutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych w strefie korzeniowej orogenu (Mazur i in. 2010). Strefa ta zosta³a bowiem pogrubiona w czasie g³ównej fazy spiêtrzania p³aszczowin waryscydów EuropyŒrodkowej (Franke 2000). Towarzyszy³ temu m.in. wysokotemperaturowy i niskociœnieniowy metamorfizm ska³ os³ony (Marheine i in. 2002). Geneza granitoidów powsta³ych po zakoñczeniu orogenezy waryscyjskiej (ok. 320 300 i 318 227 Ma temu) nawi¹zuje do wzrostu przep³ywu ciep³a z litosferycznego p³aszcza do skorupy ziemskiej. Mog³a go spowodowaæ regionalna ekstensja orogenu (Henk 1997) lub delaminacja litosferycznego p³aszcza, pogrubionego pod Masywem Czeskim (Finger i in. 2007). 108
3. WARYSCYJSKI WULKANIZM NASTÊPCZY I KOÑCOWY ORAZ ALPEJSKA PRZEBUDOWA TEKTONICZNA Schy³ek orogenezy waryscyjskiej zaznaczy³ siê w Sudetach i ich Przedgórzu intensywnym wulkanizmem. Nastêpowa³ on fazowo, pocz¹wszy od dolnego karbonu (w obrêbie facji kulmu, a potem warstw wa³brzyskich), z o ywieniem w westfalu œrodkowym, a s³abiej zaznaczy³ siê w stefanie. Wulkanizm karboñski zosta³ odnowiony w dolnym permie, dziêki linijnym erupcjom melafirów (trachybazaltów) i porfirów (ryolitów) trzech cykli wulkanicznych (Bolewski, Parachoniak 1974). Dalsze dzieje geologiczne omawianego obszaru to etap rozwoju p³ytowego i zwi¹zana z nim sedymentacja epikontynentalna. Towarzyszy³a temu aktywnoœæ tektoniczna (znacznie silniejsza ni na platformie prekambryjskiej Polski NE). Przebiega³a ona w kilku fazach, przewa nie synchronicznych z ruchami w geosynklinie alpejskiej po³udniowej Europy (Stupnicka 1978). W okresie od póÿnej kredy po kenozoik Sudety wraz z ca³ym Masywem Czeskim zosta³y podniesione blokowo w polach naprê eñ zwi¹zanych z alpejskimi kolizjami i ekstensj¹ wystêpuj¹c¹ po nich a tak e z otwieraniem siê pó³nocnego Atlantyku (Ziegler 1990; Dìzes i in. 2004; Ziegler, Dìzes 2005). Uskoki zainicjowane w paleocenie rozwija³y siê w neogenie, przy czym szczególnie silne ruchy nast¹pi³y w miocenie. Wœród powsta³ych wówczas wielkich jednostek geologicznych, pocz¹wszy od paleogenu zaczê³y tworzyæ siê rowy tektoniczne, którym towarzyszy³y obfite wylewy zasadowych ska³ wulkanicznych od górnego eocenu (okolice Jawora) po plejstocen (Bia³a L¹decka, Dêbowiec k/z¹bkowic Œl¹skich Bolewski, Parachoniak 1974; Stupnicka 1978). Rowy te tworzy³y siê tutaj zwykle wzd³u uskoków o dwóch kierunkach: NNE reñskim i NNW eggijskim (Carlé 1955). Bazalty na powierzchni topi¹ siê w temperaturze nieco ponad 1000 o C, a zatem powsta³y w wy szych temperaturach, osi¹gaj¹cych oko³o 1500 o C, na g³êbokoœci oko³o 150 km (Machado, vide Ksi¹ kiewicz 1979). 4. IMPLIKACJE DLA TECHNOLOGII HDR Petrogeneza przedwaryscyjskich ska³ krystalicznych Sudetów i ich Przedgórza wskazuje m.in. na warunki termiczne towarzysz¹ce ich powstawaniu. Granity (Cm 3 ) powstawa³y w temperaturze 650 950 o C; im wy sze by³o ciœnienie pary wodnej tym ni sza temperatura tworz¹cej siê magmy. Granity te lokalnie wystêpuj¹ w masywach: izerskim, sowiogórskim i orlicko-œnie nickim. Bazalty grzbietów œródoceanicznych stwierdzono w niektórych sudeckich metabazytach (S-D). Bazalty tworzy³y siê w temperaturze ponad 1100 o C (wzrastaj¹cej z g³êbokoœci¹). Na wyst¹pienia takich metabazytów natrafiono lokalnie w metamorfiku kaczawskim i po³udniowej okrywie metamorficznej plutonu Karkonoszy. Ofiolit œródsudecki to efekt inicjalnego magmatyzmu ultrazasadowego, perydotytowo- -gabrowego (S-D). Powstawa³ on w temperaturze co najmniej 1800 o C, tj. w temperaturze odpowiadaj¹cej punktowi topliwoœci perydotytu. Œladami ofiolitu s¹ dzisiaj masywy gabrowe Œlê y i BrzeŸnicy, masywy serpentynitowe Gogo³ów-Jordanów, Szklar 109
i Braszowic oraz masyw gabrowo-diabazowy Nowa Ruda-S³upiec. Ultrazasadowy pieñ lub komin, z utworami powsta³ymi w podobnych warunkach termicznych, przebija z kolei amfibolity (Pt 3 -D) wpaœmie ³upkowym Starého Mìsta. Wysokie temperatury towarzysz¹ce powstawaniu wymienionych ska³ to ju zamierzch³a przesz³oœæ. Pomimo tego, miejsca ich wystêpowania mog¹ wskazywaæ na uprzywilejowane rejony potencjalnego odm³adzania siê podziemnej aktywnoœci termicznej górotworu, szczególnie w rejonie ofiolitu œródsudeckiego œladu inicjalnego magmatyzmu ultrazasadowego siêgaj¹cego p³aszcza ziemi. Sudety i ich Przedgórze s¹ rozleg³ym obszarem wystêpowania utworów metamorficznych, zw³aszcza zwi¹zanych z metamorfizmem regionalnym nastêpuj¹cych facji, charakteryzowanych odmiennymi warunkami temperatury i ciœnienia: zieleñcowej (temperatura tworzenia ok. 400 o C, ciœnienie ok. 6 kb); warstwy radzimowickie (Pt 3 ) dolnego piêtra metamorfiku kaczawskiego i przykrywaj¹ca go seria zieleñcowa (Cm 3 -O); lokalnie metamorfik œrodkowej Odry (Pt); ska³y grupy Rudaw Janowickich we wschodniej os³onie metamorficznej Karkonoszy (S); metamorfik k³odzki (Pt 3 -D); facja kulmu warstw andelhorskich (C 1 ) w okolicach G³ucho³azów; amfibolitowej (temperatura tworzenia ok. 600 o C, ciœnienie ok. 6 kb); metamorfik œrodkowej Odry i pod³o a NE os³ony plutonu Strzegom-Sobótka (formacja wroc³awska Pt); drugi etap zmetamorfizowania masywu sowiogórskiego (Pt 3 -Cm 1 ); masyw Œnie nika (Pt-Cm) - w tym przypadku przy powolnie wzrastaj¹cej temperaturze i prawie stabilnym ciœnieniu; pasmo ³upkowe Starého Mìsta (Pt 3 -D); przejœciowej od zieleñcowej do amfibolitowej: epidotowo-amfibolitowej lokalnie w metamorfiku œrodkowej Odry (Pt); zieleñcowo-amfibolitowej seria niedamirowska wschodniej os³ony metamorficznej Karkonoszy (S); almandynowo-albitowej lokalnie nieco silniej zmetamorfizowane utwory w metamorfiku k³odzkim (Pt 3 -D); albitowo-epidotowo-amfibolitowej masyw orlicki (Pt 3 -Pz 1 ); almandynowo-amfibolitowej warstwy vrbneñskie w okolicach G³ucho³azów (D 1 ); granulitowej (temperatury tworzenia ok. 700 800 o C, ciœnienie ok. 5 7 kb); pierwszy etap zmetamorfizowania masywu sowiogórskiego (Pt 3 -Cm 1 ); zbli onej do eklogitowej; masyw Œnie nika (Pt-Cm) lokalne eklogitowe paragenezy mineralne utworzone przy temperaturach 580 670 o C, którym towarzyszy³o ciœnienie 8 12 kb. Wystêpowanie utworów zmetamorfizowanych regionalnie nie oznacza istnienia tam dziœ anomalii termicznych, o ile nie wystêpuj¹ w nich strefy bezpoœrednio s¹siaduj¹ce z odm³odzonymi rejonami aktywnoœci termicznej (np. postmagmatycznej, postwulkanicznej czy posttektonicznej). Strefy kumuluj¹ce ciep³o (ewentualnie tam wówczas powsta³e) i izoluj¹ce je przed rozproszeniem nale a³oby wi¹zaæ g³ównie z mo liwie jak najmniej stektonizowanymi utworami metamorficznymi facji amfibolitowej. Efektem najintensywniejszych w Sudetach ruchów górotwórczych waryscyjskich s¹ ska³y magmatyzmu g³ównego, kwaœnego. U schy³ku orogenezy powsta³y plutony: granitowy k³odzko-z³otostocki, Kudowej i Niemczy. S¹ one efektem magmatyzmu zwi¹zanego ze wzrostem temperatury w dolnej i œrodkowej skorupie ziemskiej, a w konsekwencji erupcji magmy, która nast¹pi³a wskutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych w strefie korzeniowej orogenu. 110
Zakoñczeniu orogenezy waryscyjskiej towarzyszy³o powstanie plutonów: Karkonoszy, strzeliñskiego i ulowej (faza starsza) oraz plutonu Strzegomia-Sobótki (faza m³odsza). S¹ one efektem wzrostu przep³ywu ciep³a z litosferycznego p³aszcza do skorupy ziemskiej, zwi¹zanego z regionaln¹ ekstensj¹ orogenu lub delaminacj¹ litosferycznego p³aszcza, pogrubionego pod Masywem Czeskim. Magmy kwaœne, jak ju wspomniano, tworz¹ siê w zakresie temperatur 950 650 o C. Temperatura zale y od wzrostu prê noœci towarzysz¹cej magmie pary wodnej do 3 kb przy wzroœcie ciœnienia, obni a siê. Waryscyjska magma przebi³a starsze, zapewne wystudzone utwory krystaliczne. Prawdopodobnie pochodz¹ce stamt¹d ciep³o uruchamia³o karboñski i permski wulkanizm nastêpczy i koñcowy. Przypuszczalnie czêœæ ciep³a tej magmy zachowa³a siê jeszcze do dzisiaj w strefach korzeniowych powsta³ych wówczas plutonów, zw³aszcza tych o relatywnie du ych rozmiarach i zwi¹zanych z zakoñczeniem orogenezy, ale równie i p³ycej. Ciep³o mog¹ kumulowaæ te g³êbsze partie ska³ zmetamorfizowanych kontaktowo, zwi¹zane z plutonami waryscyjskiego magmatyzmu g³ównego. Tew¹skiestrefyskalne towarzysz¹ w Sudetach i na ich Przedgórzu dwóm najwiêkszym plutonom. Strefy hornfelsów zwi¹zane z plutonem Karkonoszy wskazuj¹ na niski stopieñ ówczesnego metamorfizmu kontaktowego (temperatury tworzenia ok. 400 o C; hornfelsy andaluzytowo-kordierytowe w okolicach Kowar i w masywie izerskim), a œredni jedynie bli ej intruzji (temperatury tworzenia ok. 600 o C; gnejsy granatowe na Œnie ce). Oznacza to doœæ szybkie zaizolowanie plutonu przed utrat¹ ciep³a. W przypadku plutonu Strzegomia-Sobótki dominuj¹ca tam facja hornblendowo-hornfelsowa wskazuje na œredni stopieñ metamorfizmu kontaktowego (temperatury tworzenia ok. 600 o C) i w efekcie nieco szybsze jego stygniêcie. W krystaliniku Sudetów i ich Przedgórza zaznacza siê dolnoœl¹ska formacja bazaltowa mezo-kenozoicznej epoki magmowej zwi¹zana z ruchami orogenezy alpejskiej, w tym z intensywn¹ dzia³alnoœci¹ tektoniczn¹. Bazalty, jak ju wspomniano, topi¹ siê w temperaturze wy szej ni 1000 o C. Powszechnoœæ w omawianym obszarze m³odych utworów bazaltowych (wulkanów, pokryw wulkanicznych) sugeruje mo liwoœæ trwania kumulacji ciep³a w g³êbszych partiach plutonów m³odopaleozoicznych lub odm³odzenie podziemnych zbiorników ciep³a wskutek nowych jego dop³ywów z wnêtrza ziemi, szczególnie w obrêbie kontynentalnych ryftów o kierunkach reñskim i eggijskim. M³ody wulkanizm bazaltowy, najs³abiej zaznaczony w plutonach, sugeruje tak e wiêksz¹ szczelnoœæ plutonów ni masywów metamorficznych, a tym samym potencjaln¹ wiêksz¹ kumulacjê ciep³a w ich partiach wg³êbnych. WNIOSKI 1. Miejsca wystêpowania w Sudetach i na ich Przedgórzu przedwaryscyjskich ska³ magmowych, tworz¹cych siê w wysokich temperaturach, mog¹ wskazywaæ na uprzywilejowane rejony potencjalnego odm³adzania siê podziemnej aktywnoœci termicznej górotworu, szczególnie w rejonie ofiolitu œródsudeckiego œladu inicjalnego magmatyzmu ultrazasadowego siêgaj¹cego p³aszcza ziemi. 111
2. W utworach zmetamorfizowanych regionalnie (g³ównie facji amfibolitowej i jak najmniej stektonizowanych) mog¹ wystêpowaæ w Sudetach i na ich Przedgórzu strefy anomalii termicznych w bezpoœrednim s¹siedztwie odm³odzonych rejonów takiej aktywnoœci (np. postmagmatycznej, postwulkanicznej czy posttektonicznej), kumuluj¹ce ciep³o i izoluj¹ce je przed rozproszeniem. 3. W Sudetach i na ich Przedgórzu czêœæ ciep³a kwaœnej magmy waryscyjskiej zachowa³a siê przypuszczalnie do dzisiaj w strefach korzeniowych powsta³ych wówczas plutonów (a nie wykluczone, e i p³ycej), zw³aszcza tych o relatywnie du ych rozmiarach i zwi¹zanych z zakoñczeniem orogenezy (czêœæ ciep³a tej magmy uruchamia³a karboñski i permski wulkanizm nastêpczy i koñcowy). 4. Pluton Karkonoszy zosta³ doœæ szybko izolowany od utraty ciep³a, która nastêpowa³a m.in. drog¹ migracji przez ska³y przebijane przez ten batolit. W przypadku plutonu Strzegomia-Sobótki jego stygniêcie na skutek rozpraszania ciep³a w otaczaj¹ce ska³y by³o nieco szybsze. 5. Powszechnoœæ wystêpowania w Sudetach i na ich Przedgórzu trzecio-, a nawet czwartorzêdowych utworów bazaltowych (wulkanów, pokryw wulkanicznych) kana³ów dop³ywu ciep³a juwenilnego sugeruje mo liwoœæ trwania kumulacji ciep³a w g³êbszych partiach plutonów m³odopaleozoicznych lub odm³odzenie podziemnych zbiorników ciep³a na skutek nowych jego dop³ywów z wnêtrza ziemi, szczególnie w obrêbie kontynentalnych ryftów o kierunkach reñskim i eggijskim. M³ody wulkanizm bazaltowy, najs³abiej zaznaczony w plutonach, wskazuje tak e na wiêksz¹ szczelnoœæ plutonów ni masywów metamorficznych, a tym samym na potencjalnie wiêksz¹ kumulacjê ciep³a we wg³êbnych partiach plutonów. 6. Uwzglêdniaj¹c implikacje wynikaj¹ce z przesz³oœci geologicznej i pertogenetycznej ska³ krystalicznych Sudetów i ich Przedgórza, najbardziej perspektywicznym obszarem poszukiwania p³ytko po³o onych struktur geologicznych przydatnych dla technologii HDR wydaje siê byæ pluton Karkonoszy. LITERATURA ALEKSANDROWSKI P., MAZUR S., 2002 Collage tectonics in the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. s. 237 277, [W:] Paleozoic Amalgamation of Central Europe. Red. J.Winchester,T.Pharaoh,L.Verniers.Geological Society, London, Special Publications, 201. BARANOWSKI Z., LORENC S., 1981 Pozycja geologiczna wapieni wojcieszowskich wzglêdem serii zieleñcowej (spilitowo-keratofirowej) w SE czêœci Gór Kaczawskich. Geol. Sudetica, 16, 2, s. 49 59. BEREŒ B., DUMICZ M., KOZ OWSKI S., 1966 Wapienie krystaliczne (marmury) ze S³awniowic na Dolnym Œl¹sku. Biul. Inst. Geol. 201, s. 121 155. BERG G., 1941 Geologische Karte des Deutschen Reiches 1:25 000; Erläuterungen zu Blatt Schreiberhau und Scheegruben-Baude, Lief 241, Reichsstelle f. Bodenforschung. Berlin. BOLEWSKI A., PARACHONIAK W., 1974 Petrografia. Wyd. Geol. BORKOWSKA M., 1956 Granit ze Strzelina i towarzysz¹ce mu ska³y krystaliczne. Arch. Minerral. 19, 1, s. 17 36. BORKOWSKA M., 1959 Granitoidy kudowskie na tle petrografii g³ównych typów kwaœnych intruzji Sudetów i ich przedpola. Arch. miner. t. XXI, z. 2. 112
BORKOWSKA M., HAMEURT J., VIDAL P., 1980 Origin and age of Izera gneisses and Rumburk granites in the Western Sudetes. Acta Geol. Pol., 30, 2, s. 121 146. CARLÉ M., 1955 Bau und Entwiklung des Sûdwestdeutschen Grossscholle. Belh. Geol. Jb., H. 16. CHRONOWSKA M., OZONKOWA H., 1975 Pozycja stratygraficzna wapieni z rejonu Lubania Œl¹skiego. Keart. Geol. 19, 4. s. 929 930. CHRONOWSKA M., SAWICKI L., 1975 O wystêpowaniu zmetamorfizowanych utworów górnego dewonu i dolnego karbonu w Górach Kaczawskich. Kwart. Geol. 19, 2, s. 261 276. DÌZES P., SCHMID S.M., ZIEGLER P.A., 2004 Evolution of the Europen Cenzoic Rift System: interaction of the Pyrenean and Alpine orogens with the foreland lithosphere. Tectonophysics, 389, s. 1 33. DEPCIUCH T., 1971 Wiek bezwzglêdny granitoidów strzegomskich okreœlony metod¹ K-Ar. Kwart. Geol. t. 15, nr 4. DEPCIUCH T., 1972 Wiek bezwzglêdny (K-Ar) granitoidów strzeliñskich. Kwart. Geol. t. 16, nr 1. DEPCIUCH T., LIS J., 1971 Wiek bezwzglêdny (K-Ar) granitoidów masywu Karkonoszy. Kwart. Geol. t. 15, nr 4. DUBIÑSKA E., BYLINA P., KOZ OWSKI A., DÖRR W., NEJBERT K., SCHASTOK J., KULICKI C., 2004 U-Pb dating of serpentinization: hydrothermal zircon from a metasomatic rodingite shell (Sudetic ophiolite, SW Poland). Chemical Geology 203, s. 183 203. DUMICZ M., 1961 Budowa geologiczna metamorfiku Sudetów Wschodnich w okolicy S³awniowic. Zesz. Nauk.Uniw.Wroc³.,Ser.B,6,s.67 85. DUMICZ M., 1964 Budowa geologiczna krystaliniku Gór Bystrzyckich. Geol. Sudetica 1, s. 169 208. DZIEDZICOWA H., 1963 Syenity strefy Niemczy. Arch. miner. t. XXIV, z. 2. DZIEDZICOWA H., 1966 Seria ³upków krystalicznych na wschód od strefy Niemczy w œwietle nowych badañ. [W:] Sesja naukowa dwudziestolecia polskich badañ 1945 1965: Z geologii Ziem Zachodnich. PWN Wroc³aw, s. 101 120. DZIEDZICOWA H., 1973 The Niemcza Zone Granitoids. [W:] Revue des problèmes géologiques des zones profondes de l écorce terrestre en Basse Silésie. Wyd. Geol., Warszawa. DZIEDZICOWA H., 1979 Granitoidy niemczañskie. [W:] Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska, 1979 Red. K. Dziedzic, S. Koz³owski, A. Majerowicz, L. Sawicki. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³., Inst. Geol. Wroc³aw Warszawa. Wyd. PAN, Z-d Narodowy im. Ossoliñskich, Wroc³aw Warszawa Kraków Gdañsk. FINGER F., GERDES A., JANOUŠEK V., RENE M., RIEGLER G., 2007 Resolving the Variscan evolution of the Moldanubian sector of the Bohemian Massif: The significance of the Bavarian and the Moravo-Moldanubian tectonometamorphic phases. Journal of Geosciences 52, s. 9 28. FRANKE W., 2000 The mid-europen segment of the Variscides: tectonostratigraphic units, terrane boundaries and plate tectonic evolution. [W:] Orogenic processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Red. W. Franke, V. Haak, O. Oncken, D. Tanner. Geological Society, London, Special Publications 179, s. 35 61. FURNES H., KRYZA R., MUSZYÑSKI A., PIN C., GARMANN L.B., 1994 Geochemical evidence for progressive, rift-related early Paleozoic volcanism in the western Sudetes. Journal Geological Society London 151, s. 91 109. GROCHOLSKI A., 1967 Tektonika Gór Sowich. Geol. Sudetica 3, s. 181 249. GROCHOLSKI A., 1982 Serie krystaliczne bloku przedsudeckiego i zwi¹zane z nimi perspektywy surowcowe. Biul. Inst. Geol. 341, s. 97 116. GUNIA T., 1967 Cambrotrypa (Tabulata) z metamorfiku Sudetów Zachodnich. Rocz. PTGeol. 37, 3, s. 417 427. HENK A., 1997 Gravitational orogenic collapse vs plate boundary stresses: A numerical modelling approach to the Permo-Carboniferous evolution of Central Europe. Geologische Rundschau 86, s. 39 55. JERZMAÑSKI J., 1965 Budowa geologiczna pó³nocno-wschodniej czêœci Gór Kaczawskich i ich wschodniego przed³u enia. Biul. Inst. Geol. 185, s. 109 193. JUROSZEK Cz., 1972 Granitognejsy Gór Bystrzyckich. Arch. Mineral. 30, 1 2, s. 173 242. JUSKOWIAK O., RYKA W., 1960 Uwagi o granulitach z okolic Zagórza Œl¹skiego i Bystrzycy Górnej. Kwart. Geol. 4, 2, s. 291 310. 113
KOZ OWSKA-KOCH M., 1960a Gnejsy Œcinawki i towarzysz¹ce im ska³y krystaliniku k³odzkiego. Arch. Mineral. 22, 2, s. 349 400. KOZ OWSKA-KOCH M., 1960b Some new petrologic observations concerning the Iser granite gneisses of West Sudeten. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. Geol. Geogr. 8, 3, s. 181 190. KOZ OWSKA-KOCH M., 1961 On the origin of the Iser Gneisses of Leœna in the West Sudetes. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. Geol. Geogr. 9, 3, s. 143 148. KOZ OWSKA-KOCH M., 1965 Granitognejsy Pogórza Izerskiego. Arch. Mineral. 25, 1 2, s. 123 261. KOZ OWSKI K., ABA J., 1983 Clinopyroxenes in skarn from the vicinity of G³ucho³azy (Eastern Sudetes). Bull. Acad. Pol. Sci., Earth Sci. 31, 1 4, s. 79 87. KOZ OWSKI K., ABA J., FEDIUK F., 1986 Petrologia ska³ metamorficznych. Sktypty Uniwer. Œl¹sk. 383, Uniwersytet Œl¹ski, Katowice. KRÖNER A., HEGNER E., HAMMER J., HAASE G., BIELICKI K.H., KRAUSS M., EIDAM J., 1994 Geochronology and Nd-Sr systematics of Lusatian granitoids: significance for the evolution of the Variscan orogen in east-central Europe. Geol. Rundsch. 83, s. 375 376. KRÖNER A., ŠTIPSKÁ P., SCHULMANN K., JAECKEL P., 2000 Chronological constraints on the pre-variscan evolution of the northeastern margin of the Bohemiam Massif, Czech Republic. [W:] Orogenic processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Red. W. Franke, V. Haak, O. Oncken, D. Tanner. Geological Society, London, Special Publications, 179, s. 175 197. KRÖNER A., JAECKEL P., HEGNER E., OPLETAL M., 2001 Single zircon ages and whole-rock Nd isotopic systematics of early Paleozoic granitoid gneisses from the Czech and Polish Sudetes (Jizerské hory, Krkonoše and Orlice-Sne nik Complex). Int. J. Earth Sci. 90, s. 304 324. KRYZA R., 1981 Migmatyzacja w gnejsach pó³nocnej czêœci Gór Sowich. Geol. Sudetica 16, 1, s. 7 100. KULIKOWSKI W., MIKULSKI J., 1968 Monografia z³ó materia³ów kamiennych w Polsce i ich przydatnoœæ do celów drogowych. Okrêgi Po³udniowo-Zachodni i Pó³nocno-Centralny Polski. Wyd. Komun. i ¹cz., Warszawa. KSI KIEWICZ M., 1979 Plutonizm. Metamorfizm. [W:] Geologia dynamiczna. Wyd. pi¹te. Wyd. Geol., Warszawa. LINNEMANN U., GEHMLICH M., TICHOMIROVA M., BUSCHMANN B., NASDALA L., JONAS P., LÜTZNER H., BOMBACH K., 2000 From Cadomian subduction to Early Paleozoic rifting: the evolution of Saxo-Thuringia at the margin of Gondwana in the light of single zircon geochronology and basin development (Central European Variscides, Germany). [W:] Franke W., Haak V., Oncken O., Tanner D. (eds.) Orogenic processes: Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London Spec. Publ. 179, s. 131 153. LORENC M., 1981 Petrografia ³upków metamorficznych okolic Dusznik i Zieleñca, Acta Uniw. Wratisl. 521, s. 77 99. MACHADO F., vide Ksi¹ kiewicz M., 1979. MACIEJEWSKI S., MORAWSKI T., 1979 Metamorphism in Lower Silesia. Biul. Inst. Geol. 318, s. 25 42. MAJEROWICZ A., 1972 Masyw granitowy Strzegom-Sobótka. Studium petrologiczne. Geol. Sudetica vol. VI., s. 7 96. MAJEROWICZ A., 1973 Uwagi o krystalicznych ska³ach Przedgórza Sudetów w strefie le ¹cej na pó³noc od bloku sowiogórskiego. Biul. Inst. Geol. 264, s. 283 297. MAJEROWICZ A., 1979 Granity masywu Strzegom-Sobótka. [W:] Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska, 1979 Red.K.Dziedzic,S.Koz³owski,A.Majerowicz,L.Sawicki. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³., Inst. Geol. Wroc³aw Warszawa. Wyd. PAN, Z-d Narodowy im. Ossoliñskich, Wroc³aw Warszawa Kraków Gdañsk. MAJEROWICZ A., SAWICKI L., 1958 Wschodniosudeckie serie metamorficzne w okolicy G³ucho³azów. Biul. Inst. Geol. 127, s. 37 121. MARHEINE D., KACHLIK V., MALUSKI H., PATOÈKA F., ELA NIEWICZ A., 2002 The 40 Ar- 39 Ar ages from the West Sudetes (NE Bohemian Massif): constraints on the Variscan polyphase tectonothermal development. [W:] Paleozoic Amalgamation of Central Europe.Red.J.Winchester,T. Pharaoh, L. Verniers. Geological Society, London, Special Publications, 201, s. 133 155. 114
MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., SZCZEPAÑSKI J., 2010 Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów. Przegl¹d Geologiczny 58, 2, s. 133 145. MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., TURNIAK K., AWDANKIEWICZ M., 2007 Geology, tectonic evolution and Late Paleozoic magmatism of Sudetes an overview. [W:] Koz³owski A, Wiszniewska J. (eds.) Granitoids in Poland. AM Monograph No. 1 Faculty of Geology of the Warsaw University, Warszawa. s. 59 87. MORAWSKI T., 1973 Granity masywu Strzelin- ulowa. Kwart. Geol. t. 17, nr 4. MORAWSKI T., 1979 Granity masywu Strzelin- ulowa. [W:] Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska, 1979 Red.K.Dziedzic,S.Koz³owski,A.Majerowicz,L.Sawicki. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³., Inst. Geol. Wroc³aw Warszawa. Wyd. PAN, Z-d Narodowy im. Ossoliñskich, Wroc³aw Warszawa Kraków Gdañsk. NARÊBSKI W., 1965 Pertochemia law puklistych Gór Kaczawskich i niektóre ogólne problemy petrogenezy spilitów. Prace Muzeum Ziemi 7, s. 69 205. NIŒKIEWICZ J., 1967 Budowa geologiczna masywu Szklar (Dolny Œl¹sk). Roczn. PTGeol. 37, 3, s. 387 416. OBERC J., 1958 Izerska seria suprakrustalna. Przegl. Geol. 8 9, s. 389. OBERC J., 1961 An outline of the geology of the Karkonosze Izera block (Studies on geology of the Sudetic Mountains). Zesz. Nauk. Uniw. Wroc³., Ser. B, 8, s. 139 170. OBERC J., 1972 Budowa geologiczna Polski. Tom 4: Tektonika; Czêœæ 2: Sudety i obszary przyleg³e. Wyd. Geol., Warszawa. OBERC-DZIEDZIC T., KLIMAS K., KRYZA R., FANNING C.M., 2003 SHRIMP- U-Pb ziecon geochronology of the Strzelin gneiss, SW Poland: evidence for a Neoproterozoic thermal event in the Fore-Sudetic Block, Central European Variscides. Int. J. Earth Sci., 92, s. 701 711. OBERC-DZIEDZIC T., PIN C., KRYZA R., 2005 Geodynamic setting of the Early Palaeozoic granitoid magmatism in the Variscides: Sm-Nd constrains from the Izera granitogneisses (W Sudetes, SW Poland). International Journal of Earth Sciences, 94, 3, s. 354 368. OLIVER G.J.H., CORFU F., KROGH T.E., 1993 U-Pb ages from SW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. Journal Geological Society London 150, s. 355 369. PATOÈKA F., SMULIKOWSKI W., 2000 Early Paleozoic intracontinental rifting and incipiend oceanic spreading in the Czech/Polish East Krkonoše/Karkonosze Complex, West Sudetes (NE Bohemian Massif). Geologica Sudetica, 33, s. 1 15. PIN C., KRYZA R., OBERC-DZIEDZIC T., MAZUR S., TURNIAK K., WALDHAUSROVA J., 2007 The diversity and geodynamic significance of Late Cambrian (ca. 500 Ma) felsic anorogenic magmatism in the northern part of the Bohemian Massif: a review based on Sm-Nd isotope and geochemical data, s. 209 229. [W:] The evolution of the Rheic Ocean: From Avalonian-Cadomian active margin to Alloghenian-Variscan collision. Red. U. Linnemann, R.D. Nance, P. Kraft, G. Zulauf. Geological Society Special Publication, 423. POLAÑSKI A., 1956 Studia nad metamorfoz¹ krystalicznych Gór Sowich. Arch. Mineral. 18, 2, s. 211 284. SMULIKOWSKI K., 1958 upki mikowe i granitognejsy na pó³nocnych zboczach Pasma Kamienickiego w Sudetach Zachodnich. Biul. Inst. Geol. 127, s. 5 31. SMULIKOWSKI K., 1979 Ewolucja polimetamorficzna krystaliniku Œnie nika K³odzkiego i Gór Z³otych w Sudetach. Geol., Sudetica 14, 1, s. 7 76. SMULIKOWSKI W., 1972 Petrogenetyczne i strukturalne problemy pó³nocnej okrywy granitu Karkonoszy. Geol. Sudetica, 6, s. 97 188. ŠTIPSKÁ P., SCHULMANN K., THOMPSON A.B., JE EK J., KRÖNER A., 2001 Thermo-mechanical role of a Cambro-Ordovician paleorift during the Variscan collision: the NE margin of the Bohemian Massif. Tectonophysics 332, s. 239 253. STUPNICKA E., 1978 Zarys geologii regionalnej œwiata. Wyd. Geologiczne, Warszawa. SZA AMACHA J., 1979 Granity masywu Karkonoszy. [W:] Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska, 1979 Red.K.Dziedzic,S.Koz³owski,A.Majerowicz,L.Sawicki. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³., Inst. Geol. Wroc³aw Warszawa. Wyd. PAN, Z-d Narodowy im. Ossoliñskich, Wroc³aw Warszawa Kraków Gdañsk. TEISSEYRE J.H., 1971 O wieku i nastêpstwie warstw w ska³ach metamorficznych Rudaw Janowickich i Grzbietu Lasockiego. Geol. Sudetica 5, s. 165 210. 115
TEISSEYRE J.H., 1973 Ska³y metamorficzne Rudaw Janowickich i Grzbietu Lasockiego. Geol. Sudetica 8, s. 7 118. TEISSEYRE H., 1967 Najwa niejsze zagadnienia geologii podstawowej w Górach Kaczawskich. [W:] Przewodnik do XL zjazdu PTGeol. w Zgorzelcu, Warszawa. TIKHOMIROVA M., 2002 Zircon inheritance in diatexite granodiorites and its consequence on geochronology a case study in Lusatia and the Erzgebirge (Saxo-Thuringia, eastern Germany). Chem. Geol., 191, s. 209 224. URBANEK Z., 1975 On the occurrence of Upper Devonian rocks in the epimetamorohic complex of the Kaczawa Mts (Western Sudetes). Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Sci. de la Terre, 22, 3 4, s. 167 171. URBANEK Z., BARANOWSKI Z., HAYDUKIEWICZ A., 1975 Geologiczne konsekwencje wystêpowania dewoñskich konodontów w metamorfiku pó³nocnej czêœci Gór Kaczawskich. Geol. Sudetica, 10, 1, s. 155 169. WIERZCHO OWSKI B., 1960 Ska³y ultrafemiczne okolicy Bielic w Sudetach Wschodnich. Arch. Miner. t. 2, z. 4. WOJCIECHOWSKA I., 1966 Budowa geologiczna metamorfiku dorzecza Œcinawki K³odzkiej. Geol. Sudetica 2, s. 261 293. WOJCIECHOWSKA I., 1975 Tektonika k³odzko-z³otostockiego masywu granitoidowego i jego os³ony w œwietle badañ mezostrukturalnych. Geol. Sudetica 10, 2, s. 61 121. WOJCIECHOWSKA I., 1979 Granitoidy k³odzko-z³otostockie. [W:] Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska 1979 Red. K. Dziedzic, S. Koz³owski, A. Majerowicz, L. Sawicki. Inst. Nauk Geol. Uniw. Wroc³., Inst. Geol. Wroc³aw Warszawa. Wyd. PAN, Z-d Narodowy im. Ossoliñskich, Wroc³aw Warszawa Kraków Gdañsk. WOJCIECHOWSKA I., 1982 Rozwój budowy geologicznej rejonu k³odzkiego w œwietle badañ mezostrukturalnych. Biul. Inst. Geol. 341, s. 75 96. WÓJCIK L., 1968 The Strzelin granitoid massif and ist cover. Biul. Inst. Geol. 227, s. 121 145. WÓJCIK L., 1974 Budowa geologiczna masywu strzeliñskiego w okolicach Strzelina. Biul. Inst. Geol. 279, s. 5 57. YODER H.S., EUGSTER H.P., vide Ksi¹ kiewicz M., 1979. ZIEGLER P.A., 1990 Geological atlas of Western and Central Europe. 2 nd edition. Shell Internationale Maatschappij B.V. Geological Society Publishing House, Bath. ZIEGLER P.A., DÈZES P., 2005 Evolution of the lithosphere in the area of the Rhine Rift System. International Journal of Earth Sciences, 94, s. 594 614. ZNOSKO J., 1981 The problem of oceanic crust and of ophiolites in the Sudetes. Bulletin de l Academie Polonaise des. Sciences, Série de les Sciences de la Terre 29, s. 185 197. ABA J., 1984 Geneza oraz metamorficzna ewolucja gnejsów i granitognejsów masywu Izerskiego Stogu, Sudety Zachodnie. Geol. Sudetica, 19, 2. s. 89 190. ELE NIEWICZ A., 1977 Tectonic and metamorphic events in the Polish part of the Orlickie Mts. Geol. Sudetica 11, 1. s. 101 177. 116
IGNEOUS AND METAMORPHIC ROCKS OF SUDETES AND THEIR FORALAND IMPLICATION FOR THE HOT DRY ROCK (HDR) TECHNOLOGY ABSTRACT The article contains an overview of knowledge about the occurrence of igneous and metamorphic (crystalline) rocks in the Sudetes and their Foreland. At the background of the other Polish crystalline regions, this area is best recognized. At the same time, it seems most promising for exploration of geological structures suitable for the deployment of hot dry rock (HDR) technology recovery of the accumulated heat to produce electricity. The article presents the results of long-term individual and teamwork studies within the detailed geological research. It focuses attention on the spatial location of tecto-structural metamorphic units and massifs and tecto-petrographic plutons, as well as on their thermal history. This suggests a more detailed identification of crystalline rocks in the extent of Karkonosze pluton. KEY WORDS Hot dry rock technology, Sudetes and their Foreland, tecto-structural metamorphic units and massifs, tecto-petrographic plutons, thermal history of rocks