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.