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.

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

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).

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 amfibolowo-

biotytowych, 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

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 wapniowo-

krzemianowe (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.

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.

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).

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 290-303 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

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).

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 50-70o (spękania poprzeczne). Na powierzchniach tych spękań

występują rysy tektoniczne. Drugi system tworzą pionowe spękania o kierunku wschód-

zachód (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.

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

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-piaszczysto-

mułowcowych, 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 15-20 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 (416-385 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).

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 291-301 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

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 (730-430 tys. lat) i środkowopolskiego (300-170 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. 75–97.

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. 508–526.

Oberc J., 1966: Geologia krystaliniku Wzórz Strzelińskich. Stud. Geol. Pol., vol. 20, s. 1–187.

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. 217–229.

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. 225–236.

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. 301–324.

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. 701–711.

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. 363–378.

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. 39–58.

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.

355–369.

Oberc-Dziedzic T., Szczepański J, 1995: Geologia krystaliniku Wzgórz Strzelińskich.

Przewodnik LXVI Zjazdu PTG, s. 111-126.

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. 63-71.