1 |
Odsłonięcie gnejsów z Gościęcic |
Równina Kącka |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Odsłonięcie gnejsów w Gościęcicach (dawniej Gościęcice Dolne) znajduje się około 120 m na północny zachód od skrzyżowania szosy prowadzącej do Gościęcic z szosą do Przeworna. Odsłonięcie składa się z trzech części. Pierwsza część położona jest na pagórku, na NE od polnej drogi o przebiegu NW-SE, zaczynającej się na wspomnianym skrzyżowaniu szos. Druga część odsłonięcia położona jest na południe od części pierwszej, tuż poniżej niej, po północno-wschodniej stronie drogi. Trzecią część odsłonięcia stanowi skałka kilkumetrowej wysokości usytuowana po południowo-zachodniej stronie drogi.
W odsłonięciu można obserwować zmiany budowy gnejsów z Gościęcic od odmiany o teksturze słabo uporządkowanej, miejscami prawie bezładnej, typowej dla skał magmowych, występującej w części północnej odsłonięcia do odmian laminowanych, mylonitycznych występujących w skałce południowej. Zmiany te są związane z nasilaniem się deformacji, w miarę zbliżaniu się do powierzchni nasunięcia gnejsów z Gościęcic o wieku 500 mln lat, należących do kompleksu Stachowa na amfibolity kompleksu Strzelina, których bloki występują na Szańcowej Górze. Nasunięcie to nosi nazwę nasunięcia Strzelina i należy do grupy nasunięć moldanubskich, ciągnących się na przestrzeni 300 km od południowych Moraw do Wrocławia. W okolicy Gościęcic powierzchnia nasunięcia jest zgodna z foliacją w gnejsach, która zapada ku NNW pod kątem 25-30°.
|
|
| |
|
|
|
2 a |
Odsłonięcie gnejsów pod szczytem wzgórza Garnczarek |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Odsłonięcie gnejsów znajduje się kilkanaście metrów na S od szczytu wzgórza Garnczarek (278,8 m n.p.m.). W odsłonięciu występują drobnoziarniste gnejsy ze Strzelina o wieku około 600 mln lat.
Gnejs ze wzgórza Garnczarek jest skałą jasnoszarą o strukturze drobnoziarnistej i teksturze smużystej lub prawie bezkierunkowej. Gnejs ten jest zbudowany z kwarcu, plagioklazu, mikroklinu i niewielkiej ilości biotytu i muskowitu. Część ziaren plagioklazu i mikroklinu tworzy większe kryształy – fenoblasty.
Foliacja w gnejsach wykazuje zmienną orientację co świadczą zapewne o istnieniu fałdu, większego niż odsłonięcie. W środkowej części odsłonięcia widoczne są dwa fałdy. Starszy fałd jest fałdem izoklinalnym, leżącym, pochylonym ku wschodowi, o powierzchni osiowej zapadającej na wschód. Oś tego fałdu ma prawdopodobnie kierunek zbliżony do południkowego. Młodszy fałd jest fałdem załomowym o osi 0/30 i krótszym zachodnim skrzydle. Cechy morfologiczne obu fałdów świadczą, że powstawały one w różnych warunkach: fałd starszy utworzył się, gdy gnejsy były plastyczne, fałd młodszy wówczas, gdy skała była już dosyć sztywna.
|
|
| |
|
|
|
2 b |
Skałki pod szczytem wzgórza Garnczarek |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
3 |
Kamieniołom kwarcytu oraz łupku kwarcowo-serycytowego w Jegłowej |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
4 |
Skałka Geothego |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
5 |
Kopalnia granitu Strzelin I i Strzelin II |
Równina Kącka |
masyw strzeliński |
geologiczny |
W kamieniołomach Strzelin I i II można studiować budowę złożonej intruzji strzelińskiej, która składa z granitów, różniących się składem chemicznym i wiekiem.
Osłonę intruzji stanowią jasne (~500 mln lat) i ciemne gnejsy kompleksu Stachowa, odsłonięte w południowej części kamieniołomu Strzelin II. Południowa część intruzji jest zbudowana z jasnoszarego, biotytowego granitu średnioziarnistego, a część północna z granitu drobnoziarnistego. Obie odmiany granitu różnią się zawartością kwarcu mikroklinu, plagioklazu i biotytu i wykazują słabe uporządkowanie ziarna w kierunku ENE-WSW.
Słabo widoczna granica między granitem średnio i drobnoziarnistym ma przebieg E-W i zapada stromo ku N. W pobliżu granicy, w granicie średnioziarnistym pojawiają się smugi granitu drobnoziarnistego, a w granicie drobnoziarnistym występują ksenolity skał osłony.
Granity biotytowe są przecięte stromymi żyłami białego, drobnoziarnistego granitu biotytowo-muskowitowego, o grubości kilku m do kilkudziesięciu cm. W NE części kamieniołomu Strzelin I, granit biotytowo-muskowitowy tworzy pień. Granit biotytowo-muskowitowy oprócz kwarcu, mikroklinu, plagioklazu i biotytu zawiera również muskowit, pinit i granat. Wszystkie rodzaje granitu są poprzecinane cienkimi żyłami aplitu.
W granitach strzelińskich występują trzy systemy spękań:
1. spękania poprzeczne (Q) o rozciągłości NNW-SSE do N-S, zapadające pod kątem 55-70o ku WWS do W, prostopadłe do lineacji w granitach;
2. spękania podłużne S, pionowe, o kierunku ENE-WSW, równoległe do lineacji;
3 spękania L, poziome
Na spękaniach Q występują rysy tektoniczne. Wzdłuż powierzchni Q zaznaczają się strefy wybieleń.
Granity strzelińskie znacznie różnią się wiekiem. Wiek granitu średnioziarnistego wynosi 303 ± 2 mln lat, a granitu drobnoziarnistego 283 ± 8 mln lat.
|
|
| |
|
|
|
6 |
Kryształowa Góra |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
7 a |
Kamieniołom marmurów w Przewornie |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
7 b |
Kras w Przewornie |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
8 a |
Skalickie Skałki |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Gnejsy sillimanitowe odsłaniają się na Skalickich Skałkach, na SE od wsi Skalice. Są to jasnoszare, drobnoziarniste skały, o teksturze smużystej, zbudowane z kwarcu, mikroklinu, plagioklazu i biotytu Równolegle do foliacji ułożone są białe warstewki kwarcowo-plagioklazowe o grubości 5-10 mm, które są interpretowane jako przejaw pierwszego etapu migmatyzacji (I) gnejsów. Gnejsy zawierają nodule sillimanitowe, o eliptycznych zarysach, zbudowane z kwarcu i sillimanitu, widoczne, jako guzki wystające ze skały. Gnejsy, zostały zdeformowane w otwarte fałdy a nodule sillimanitowe, są równoległe do ich powierzchni osiowych.
W gnejsach sillimanitowych występują pegmatyty i białe granity w postaci żył i gniazd. Zawierają one ostrokrawędziste kry i roztrawione fragmenty gnejsów. Pegmatyty i białe granity powstały w drugim etapie migmatyzacji.
Gnejsy i pegmatyty w południowej części odsłonięcia są przecięte żyłą granitu biotytowo-muskowitowego, o grubości 30 cm i przebiegu E-W. Wiek gnejsów sillimanitowych z odsłonięcia w Skalicach wynosi ~600 mln lat.
|
|
| |
|
|
|
8 b |
Skalickie Skałki |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Wędrując zielonym szlakiem w kierunku południowym, na skraju wsi Skalice natrafiamy na niewielkich rozmiarów wzniesienie. W jego obrębie, nagle i niespodziewanie, z ziemi wynurzają się spektakularnych kształtów i rozmiarów skały - gnejsy sillimanitowe. Są to jasnoszare, drobnoziarniste skały, o teksturze smużystej, zbudowane z kwarcu, mikroklinu, plagioklazu i biotytu. Równolegle do foliacji ułożone są białe warstewki kwarcowo-plagioklazowe o grubości 5-10 mm, W gnejsach tych występują także pegmatyty i białe granity w postaci żył i gniazd. Ich wiek szacuje sie na około 600 mln lat. Spróbujmy odpowiedzieć na pytanie, skąd właściwie wzięły się skałki, które teraz podziwiamy? Obiekty będące przedmiotem naszego zainteresowania na tym geostanowisku nazywane są przez naukowców ostańcami denudacyjnymi, a więc formami, które okazały się być odporniejsze na niszczące procesy zewnętrzne niż skały je otaczające. O powstawaniu form skałkowych decyduje różna gęstość systemu spękań. Te fragmenty skał, które są najbardziej spękane, najszybciej poddają się wietrzeniu chemicznemu. Woda z rozpuszczonymi agresywnymi chemicznie substancjami niszczy skałę, doprowadzając do jej rozpadu na pojedyncze ziarna mineralne. Fragmenty mniej spękane uniemożliwiają tak wydajne krążenie wody, w związku z czym opierają się wietrzeniu chemicznemu – jako jedyne pozostają wśród zniszczonych fragmentów skały w niemal niezmienionej formie. Gdy klimat się ochładza wietrzenie chemiczne odgrywa coraz mniejszą rolę – zamiast niego coraz istotniejsze staje się usuwanie zwietrzeliny poprzez szereg procesów na powierzchni ziemi. Gdy drobny materiał zostanie usunięty, na powierzchni pozostają jedynie najbardziej odporne fragmenty – na przykład obserwowane przez nas skałki.
|
|
| |
|
|
|
9 a |
Łom kwarcytów na Nowoleskiej Kopie |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
9 b |
Skałki na Nowoleskiej Kopie |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Znajdując się na szczycie jednego z najwyższych wzniesień Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich – Nowoleskiej Kopy – doskonale widzimy wyrastające ze stoku skały. W odcinku południowym tej wychodni, tuż przy skrzyżowaniu szlaku niebieskiego z zielonym, tworzą one pionową ścianę, przemieszczając się zaś w kierunku północnym wyrastają one coraz mniej śmiało, w dolnej części zupełnie ginąc pod mniej nachylonym odcinkiem stoku. Szczególna regularność formy w odcinku południowym oraz wypełnione wodą zagłębienie poniżej świadczą, że fragment ten był w przeszłości niewielkim łomem. Odcinek północny to jednak naturalne odsłonięcie.
Nowoleska Kopa jest pod względem geologicznym szczególnie interesującym wzniesieniem. W jej obrębie bowiem możemy dyskutować o rzeźbie denudacyjnej, a więc takiej, w której wyraźnie zaznaczają się relacje pomiędzy rzeźbą terenu a budową geologiczną. Wzniesienie Nowoleskiej Kopy zbudowane jest z trzech rodzajów skał. Są to: łupki syllimanitowo-kwarcowo-skaleniowe, granity oraz kwarcyty. Na przestrzeni milionów lat, w gorącym klimacie trzeciorzędu, wszystkie te skały były jednocześnie poddane oddziaływaniu intensywnego wietrzenia chemicznego. Te z nich, które okazały się najbardziej odporne na procesy niszczące znajdują się obecnie w pozycji najwyższej. Są nimi kwarcyty.
Powstanie tworzących stromy stok skałek także było uwarunkowane zróżnicowaną budową geologiczną. Tym razem jednak decydującym czynnikiem była struktura skały. Te fragmenty, które cechowały się większą gęstością systemu spękań zostały zniszczone na skutek wietrzenia chemicznego, a zdegradowany, luźny materiał został usunięty wskutek denudacji powierzchniowej. Fragmenty mniej spękane – bardziej odporne, pozostały w swojej pierwotnej pozycji i możemy je obserwować po dziś dzień.
|
|
| |
|
|
|
10 a |
Skałki pod Borową |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
10 b |
Skałki pod Borową |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Znajdujące się na zachód i na wschód od szlaku formy skałkowe zbudowane są ze starych skał metamorficznych (przeobrażonych) wieku dewońskiego. Chociaż te same skały występują w podłożu, jedynie w tych dwóch wskazanych miejscach wyłaniają się one na powierzchnię ziemi, tworząc malownicze zgrupowania wysokie na kilka metrów. Formy tego typu przyjęło się nazywać w literaturze skałkami (ang. tors). Te, które możemy zaobserwować na niniejszym stanowisku są jednymi z najbardziej efektownych na Przedgórzu Sudeckim - tym bardziej więc rodzi się pytanie o ich genezę. W odniesieniu do tego typu obiektów najczęściej przyjmuje się model, który zakłada dwu-etapowość rozwoju. W pierwszym etapie, w warunkach gorącego i wilgotnego klimatu (a taki panował na tym obszarze ok. 50 mln lat temu) skała niszczona jest pod powierzchnią na skutek intensywnego, głębokiego wietrzenia chemicznego. Krążąca w obrębie skały woda z rozpuszczonymi, agresywnymi chemicznie substancjami niszczy jednak skałę w sposób selektywny, degradując najszybciej te jej części, które cechują się najgęstszym systemem spękań. W ten sposób, najmniej odporne części skały stają się drobnoziarnistą zwietrzeliną w obrębie której tkwią niezwietrzałe fragmenty. W drugiej fazie, najczęściej w zimnym klimacie z jakim na tym terenie mieliśmy do czynienia w plejstocenie, dochodzi do usunięcia zwietrzeliny drobnoziarnistej. W ten sposób, na powierzchni pozostają jedynie formy najbardziej odporne na wietrzenie mechaniczne. |
|
| |
|
|
|
11 |
Kamieniołom bazaltów w Kowalskich |
Wzgórza Dębowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
W nieczynnym kamieniołomie w pobliżu kościoła w Kowalskich, spod szaty roślinnej bogato go porastającej miejscami odsłaniają się ściany skalne. Skała ta na powierzchniach zwietrzałych ma barwę szarą z odcieniem zielonym, po rozbiciu zaś jest ciemnoszara. Można w niej gołym okiem dojrzeć pojedyncze kryształy oliwinów (zielonkawe) i piroksenów (czarne). Istotnymi składnikami, choć widocznymi dopiero pod mikroskopem są nefelin i plagioklaz. Powyższy skład mineralny pozwala nazwać skałę widoczną w kamieniołomie nefelinitem lub bazaltem nefelinowym, czyli skałą magmową , wylewną o składzie zbliżonym do bazaltu. W niższych partiach kamieniołomu zwraca uwagę specyficzna forma oddzielności tych skał – tworzą one jak gdyby słupy ustawione jeden obok drugiego. Oddzielność ta jest efektem stygnięcia lawy. Lawa, tak jak większość ciał, stygnąc kurczy się, a naprężenia wewnętrzne towarzyszące temu procesowi powodują powstanie regularnego zespołu spękań prostopadłych do powierzchni stygnięcia. W przekroju poprzecznym słupy te mają najczęściej zarys szescio- lub pięcio- kątów. W częściach kamieniołomu położonych bliżej powierzchni terenu zauważyć można skały barwy jasnej, szarożółtej. W dolnej części składa się ona z bloków zwietrzałego nefelinitu i minerałów ilastych i można ją nazwać gliną zwietrzelinową. W części górnej dominują minerały ilaste.
Wystąpienie nefelinitów w Kowalskich jest częścią potoku lawowego, który wylał się na tym obszarze ok. 28 mln lat temu. W tym czasie działalność wulkaniczna na terenie obecnego Dolnego Śląska była bardzo intensywna. |
|
| |
|
|
|
12 |
Kamieniołom granitu w Górce Sobockiej |
Wzgórza Dębowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
13 |
Odsłonięcie skał wapniowo-krzemianowych w Gębczycach |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Odsłonięcie w Gębczycach jest położone około 1,5 km w kierunku SE od wsi Gębczyce.
Skały wapniowo-krzemianowe, występujące w odsłonięciu, są szarymi skałami, z żółtawymi wykwitami, rozsypującymi się na ziemisty agregat. Zbudowane są z kalcytu, diopsydu, tremolitu, plagioklazu, kwarcu, granatu, wollastonitu, grafitu i siarczków żelaza. W ich obrębie występują gniazda skały diopsydowo-granatowej, zawierającej duże granaty, hessonity.
aa Na NW krańcu ściany kamieniołomu, w jej górnej części, nad skałami wapniowo-krzemianowymi, odsłaniają się łupki biotytowe z podrzędnym muskowitem. Łupki te wykazują objawy migmatyzacji. Pod łupkami łyszczykowymi i skałami wapniowo-krzemianowymi występują białe marmury, które poprzez odmiany smugowane, zawierające nagromadzenia minerałów krzemianowych, przechodzą w skały wapniowo-krzemianowe.
Na północno-zachodnim krańcu ściany, łupki łyszczykowe, skały wapniowo-krzemianowe i marmury kontaktują z granitem z Gębczyc. W dolnej części ściany, na kontakcie utworzyła się brekcja magmowa (agmatyt).
Na SE krańcu ściany występuje próg skalny, oddzielający wyrobisko zachodnie od wschodniego, zbudowany z białego granitu, który zamiast łyszczyków zawiera aktynolit. Ten niezwykły skład mineralny granitu jest spowodowany kontaminacją magmy granitowej przez występujące w sąsiedztwie skały wapienne.
|
|
| |
|
|
|
14 |
Kamieniołom gnejsu w Henrykowie |
Kotlina Henrykowska |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
17 |
Łom tonalitów na wzgórzu Kalinka |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
18 |
Źródło Cyryla |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
hydrologiczny |
|
|
19 a |
Kopalnia rud niklu w Szklarach |
Wzgórza Szklarskie |
strefa Niemczy |
geologiczny |
Geostanowisko jest położone w centralnej części masywu Szklar, na terenie dawnej kopalni rud niklu. Na tym obszarze znajduje się szereg mniejszych i większych odkrywek połączonych ze sobą. Zwietrzałe w różnym stopniu serpentynity, o barwie szarozielonej lub pomarańczowo brązowej, są najbardziej rozpowszechnionymi skałami na terenie geostanowiska. Procesy wietrzenia doprowadziły do powstania różnego typu zwietrzelin np. ziemistej, która zawiera około 1 % niklu. Najbogatsze rudy niklu mają barwę zieloną i zawierają nawet kilka % tego pierwiastka. Składają się one z talkopodobnych minerałów – krzemianów Ni. Minerały tego typu mogą tworzyć w obrębie zwietrzelin zielone skupienia gniazdowe, impregnacje oraz żyłki. Bardzo często w serpentynitach występują żyłki białego magnezytu. Rzadziej w tych skałach lub ich zwietrzelinie spotyka się żyłki białego chalcedonu i opalu. Chalcedon charakteryzuje się matowym połyskiem i często nierównym przełamem o zadziorowatej powierzchni. Opal ma połysk tłusty, szklisty oraz przełam muszlowy. Najcenniejszym kamieniem szlachetnym występującym w Szklarach jest chryzopraz, który jest zielonym chalcedonem zabarwionym minerałami niklu. Podobne wyglądem do chryzoprazu są żyłki minerałów niklonośnych. Różnią się od niego niewielką twardością, są kruche lub plastyczne w stanie wilgotnym. Wysychając staja się bladozielone. W Szklarach występują także różnobarwne odmiany chalcedonu (jaspis) oraz jednorodnie zabarwiony na brązowo (sard). Opale mleczne należą do najczęściej spotykanych opali. Rzadsze są odmiany o barwie żółtej lub złocistej (chryzoopal) lub zielonej (prazoopal). W północnej części kopalni znajduje się żyła pegmatytu, składająca się ze skalenia, kwarcu, muskowitu, biotytu oraz turmalinu. Z tego pegmatytu zostały opisane po raz pierwszy na świecie trzy minerały, m.in. szklaryit. Masyw Szklar, w którym występują wyżej wymienione skały i minerały należy do jednostki geologicznej zwanej strefą Niemczy. |
|
| |
|
|
|
19 b |
Kopalnia rud niklu w Szklarach |
Wzgórza Szklarskie |
strefa Niemczy |
geomorfologiczny |
|
|
21 a |
Kamieniołom skały wapniowo-krzemianowych na wzgórzu Rokitki |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Stary kamieniołom skał wapniowo krzemianowych na wzgórzu Rokitki, położony jest około 1,3 km na NW od wsi Samborowiczki, przy żółtym szlaku. Skały wapniowo-krzemianowe można obserwować na ścianie północnej i wschodniej kamieniołomu.
Skały wapniowo-krzemianowe z Rokitek mają biało-zielonawą barwę, na którą nakładają się smugi barwy beżowej z pomarańczowym odcieniem i brunatne plamki o średnicy 0,5 cm. Skała wapniowo-krzemianowa z Rokitek jest zbudowana z piroksenu (diopsyd), który nadaje jej zielonawe zabarwienie, wollastonitu, plagioklazu, kwarcu i kalcytu. Udział granatu (hessonit) waha się od 0 do 23,6%. Smugi barwy beżowej oznaczają, że skała jest wzbogacona w wezuwian, a brunatne plamki odpowiadają większym kryształom tego minerału, które mogą osiągać kilka cm. Skały wapniowo-krzemianowe ze wzgórza Rokitki powstały z osadów wapiennych oraz margli, wzbogaconych w pewnych poziomach w Ca, Al, Mg, Fe i krzemionkę, które zostały zmetamorfizowane w warunkach metamorfizmu regionalnego. W warunkach metamorfizmu kontaktowego wykrystalizował wezuwian i granat. |
|
| |
|
|
|
21 b |
Wzgórze Rokitki |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
22 |
Łom kwarcytów na Krowińcu |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
23 |
Kamieniołom granitów i gnejsów w Mikoszowie |
Równina Kącka |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
24 a |
Skałki Stoleckie |
Kotlina Ząbkowicka |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
24 b |
Góra Wapienna |
Kotlina Ząbkowicka |
pasmo kamienieckie |
geomorfologiczny |
|
|
25 |
Łom łupków kwarcowo-skaleniowych w Kobylej Głowie |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
28 |
Kamieniołom tonalitów w Gęsińcu |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
30 |
Łom ortognejsów Stachów 1 |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Gnejsy odsłaniają się w płytkim wyrobisku znajdującym się około 90 m na SE od miejsca zwanego „Las nad Stachowem” (900 m na S od Stachowa), w którym znajduje się rozwidlenie szlaków turystycznych - niebieskiego i żółtego. Kamieniołom dzieli się na dwa mniejsze wyrobiska, północne i południowe. Gnejsy odsłaniają się w części południowej, tylko miejscami, głównie w spągu wyrobiska. W odsłonięciu łatwo można spotkać luźne bloczki gnejsu. W geostanowisku występują gnejsy o barwie szarej, jasnoszarej. Miejscami bywają pokryte rdzawymi nalotami, które powstały z wodorotlenków żelaza. Gnejsy są skałami bardzo drobnoziarnistymi, w większości złożonymi z agregatu kwarcowo-skaleniowego, który tworzy jasne partie skały. Kwarc ma barwę szarą a skaleń jasnoszarą. Składniki te mają rozmiary poniżej 1 mm. W gnejsach występują soczewki, oczka składające się ze skaleni lub agregatu kwarcowo-skaleniowego. Ich wielkość dochodzi do 3 cm. Ciemniejsze laminy lub smużki składają się w przewadze z gruboblaszkowego biotytu. Blaszki tego minerału osiągają do 2 mm długość i maja lekko czerwonawy odcień. Gnejsy posiadają nierówne powierzchnie oddzielności (foliacji). Na tych powierzchniach bardzo dobrze jest widoczna jest lineacja, wyrażająca się istnieniem naprzemianległych jasnych i ciemnych smug mineralnych. Jasne składają się z kwarcu i skalenia a w ciemnych dominuje biotyt. W przekroju prostopadłym do powierzchni oddzielności (foliacji) i równoległym do lineacji skała ma wygląd gnejsu laminowanego, warstewkowego, a w przekroju prostopadłym smużystego, soczewkowego rzadziej oczkowego. Gnejsy powstały z przeobrażenia i deformacji granitów o wieku 500 mln lat. Skały te należą do jednostki geologicznej zwanej masywem Strzelina.
|
|
| |
|
|
|
31 |
Łomy gnejsów i granitów w Bożnowicach |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
32 |
Kamieniołom bazaltu Targowica |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Na północny-wschód od miejscowości Targowica na wzgórzu Sośnica położony jest duży kamieniołom bazaltu. Skały w nim eksploatowane związane są z kenozoiczną działalnością wulkaniczną jaka miała miejsce na Dolnym Śląsku, a była echem wypiętrzenia się Sudetów i Karpat. Jednak właściwe stożki wulkaniczne zostały zniszczone przez późniejszą erozję i do naszych czasów przetrwały tylko głównie wypełnienia komina. Tylko nieliczne wystąpienia stanowią lepiej zachowane relikty dawnych wulkanów. Wulkan w Targowicy jest najlepiej zachowanym wulkanem na Dolnym Śląsku, Chociaż silnie zerodowany, wciąż tworzy wzgórze Sośnica. Stożek wulkaniczny wprawdzie zniszczony już w 3/4 zbudowany jest z popiołu, „żużla” i bomb wulkanicznych (utwory piroklastyczne) powstających przy erupcjach eksplozyjnych i osadzanych wokół wylotów wulkanów, W późniejszym czasie z wulkanu zaczęły wypływać potoki lawowe, wykazujące charakterystyczna oddzielność kolumnową powstającą przy stygnięciu lawy. Wulkany Sośnica miał niewielkie rozmiary: szerokość u podstawy ok. 500-1000 m, wznosił się 90-180 m nad okoliczny teren, a centralny krater miał średnicę 200-400 m.
Kamieniołom w Targowicy jest czynny i wstęp na jego teren jest ograniczony, jednak na hałdach przy drodze można zobaczyć fragmenty utworów piroklastycznych, z których zbudowany był stożek wulkanu. Stożki wulkaniczne tego typu jak w Sośnica są najbardziej rozpowszechnionym typem wulkanów na współczesnych lądach.
|
|
| |
|
|
|
33 a |
Romanowskie Skałki |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
33 b |
Romanowskie Skałki |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Znajdujące się przy czerwonym szlaku, kilkaset metrów na północny-wschód od skrzyżowania dróg w Romanowie skałki zbudowane są z dewońskich (era paleozoiczna) skał metamorficznych zwanych łupkami syllimenitowo-kwarcowo-skaleniowymi. Chociaż skałki są niewielkich rozmiarów i ze zdecydowanie bardziej spektakularnymi formami możemy spotkać się w Karkonoszach czy Górach Izerskich, są one warte poświęcenia uwagi, gdyż stanowią jeden z nielicznych przykładów tego typu form na Przedgórzu Sudeckim. Formy skałkowe powstają według modelu, który zakłada dwu-etapowość ich rozwoju. W pierwszym etapie, w warunkach gorącego i wilgotnego klimatu (a taki panował na tym obszarze ok. 50 mln lat temu) skała niszczona jest pod powierzchnią na skutek intensywnego, głębokiego wietrzenia chemicznego. Krążąca w obrębie skały woda z rozpuszczonymi, agresywnymi chemicznie substancjami niszczy jednak skałę w sposób selektywny, degradując najszybciej te jej części, które cechują się najgęstszym systemem spękań. W ten sposób, najmniej odporne części skały stają się drobnoziarnistą zwietrzeliną w obrębie której tkwią niezwietrzałe fragmenty. W drugiej fazie, najczęściej w zimnym klimacie z jakim na tym terenie mieliśmy do czynienia w plejstocenie, dochodzi do usunięcia zwietrzeliny drobnoziarnistej. W ten sposób, na powierzchni pozostają jedynie formy najbardziej odporne na wietrzenie mechaniczne.
|
|
| |
|
|
|
34 |
Łom kwarcytów przy niebieskim szlaku |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
35 |
Łom serpentynitów na wzgórzu Siodlasta |
Wzgórza Szklarskie |
strefa niemczy |
geologiczny |
Geostanowisko obejmuje obszar nieczynnego kamieniołomu, który znajduje się na NW stokach wzgórza Siodlasta, przy drodze nr 8, około 2 km na S od parkingu w miejscowości Szklary – Huta. Skały najlepiej odsłaniają się na ścianach wschodnich wyrobiska. W kamieniołomie dominującą skałą jest zwietrzały, pomarańczowobrązowy, niekiedy szary lub zielonkawy serpentynit. Jego charakterystyczną cechą jest obecność ciemnych plam, które złożone są głównie z magnetytu. Taka budowa skały często odzwierciedla wygląd skały pierwotnej (perydotytu), z której powstał serpentynit. Ziarna minerałów tworzących serpentynit są najczęściej bardzo małych rozmiarów i możemy je zaobserwować dopiero przy użyciu mikroskopu. Na ścianie wschodniej występuje pionowa strefa, o przebiegu w przybliżeniu N-S, w której serpentynit tworzy zwietrzelinę rozsypliwą, ziemistą o brunatnobrązowej barwie lub w odcieniach czerwieni pochodzących od dużej ilości hematytu. Miejscami w zwietrzelinie można znaleźć żyłki chalcedonu, oraz żyłki stosunkowo miękkich, zielonych krzemianów Ni. Niekiedy minerały Ni bywają impregnowane chalcedonem lub opalem, których obecność nadaje im wyższą twardość. Mogą one też tworzyć większe skupienia, często nieregularne w formie. W serpentynitach spotyka się również białe żyłki magnezytu, który w odróżnieniu od chalcedonu posiada niższą twardość, co pozwala go łatwo zarysować ostrzem stalowym. Serpentynity wraz ze zwietrzeliną, która powstała nieco ponad 20 mln lat temu, tworzą masyw Szklar. Znajduje się on w obrębie silnie zdeformowanych gnejsów sowiogórskich należących do strefy Niemczy. Masyw Szklar wraz z ofiolitem Ślęży, Nowej Rudy i Braszowic–Brzeźnicy tworzą tzw. ofiolit sudecki. |
|
| |
|
|
|
36 |
Łom łupków łyszczykowych na wzgórzu Ciernowa Kopa |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
37 |
Kamieniołom gnejsów w Chałupkach |
Wysoczyzna Ziębicka |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Na południowym zboczu wzgórza Łowiec ulokowany jest niewielki i nieczynny już kamieniołom. W kamieniołomie tym dominującą odmianą skalną są gnejsy, składające się z kwarcu, skaleni sodowo-wapniowych, skaleni potasowych, muskowitu, biotytu i podrzędnie granatu. Są to skały o barwie ogólnie szarej i wyraźnej budowie warstewkowej. Warstewki jasne utworzone są z kwarcu i skaleni a ciemniejsze głownie z łyszczyków oraz kwarcu i skaleni. Górne i dolne powierzchnie tych warstewek mają barwę srebrzystą i silnie połyskują ze względu na dużą zawartość muskowitu. Drugą odmianą skalną, tworzącą wkładki w obrębie gnejsów, są łupki łyszczykowe. Składają się one w głównej mierze z biotytu, muskowitu, kwarcu oraz granatów. Trzecia odmiana jest trudna do zobaczenia w ścianie, gdyż występuje w najwyższych ich partiach. Są to amfibolity zbudowane w głównej mirze z amfiboli, epidotu i plagioklazów. Wszystkie trzy wymienione skały należą do skał metamorficznych. Tego typu skały powstawać mogą z przeobrażenia skał magmowych, osadowych lub starszych skał metamorficznych. Badania chemiczne i mineralogiczne pokazały że ta konkretna sekwencja skalna powstała w wyniku metamorfozy sekwencji ilasto-szarogłazowej z wkładkami bazaltów i tufów bazaltowych.
Nie jest znany dokładny wiek tej pierwotnej sekwencji skalnej, lecz z relacji przestrzennych z pobliskimi gnejsami z Doboszowic wiadomo, że są one starsze od skał wyjściowych dla tych ostatnich, czyli granitów. Wiek skał wyjściowych dla gnejsów z Doboszowi określono metodami izotopowymi na 488 mln. lat. |
|
| |
|
|
|
39 |
Skałki gnejsów w Doboszowicach |
Wysoczyzna Ziębicka |
masyw strzeliński |
geologiczny |
W urokliwym przełomie potoku Grzmiąca znajdującym się tuż przy pochodzącym z XV-XVIII wieku zespole kościoła parafialnego pw. św. Mikołaja, znajduje się odsłonięcie gnejsów. Są to skały metamorficzne powstałe z przeobrażenia granitoidów. Gnejsy te zbudowane są przede wszystkim z kwarcu, skalenia potasowego oraz oligoklazu, czyli skalenia sodowo-wapniowego. W mniejszych ilościach występują minerały z grupy łyszczyków – biotyt i muskowitu, a podrzędnie granaty, chloryt i albit. Gnejsy te, zwane gnejsami z Doboszowi odsłaniają się w sposób naturalny jedynie w kilku miejscach w okolicach Doboszowic, Pomianowa i Mrokocimia. Odsłonięto je jednak spod pokrywy skał młodszych i są obecnie eksploatowane w dużych kamieniołomach w Doboszowicach i Pomianowie, a w wielu miejscach w okolicy można napotkać nieczynne już łomiki, w których pozyskiwano tę skałę do potrzeb lokalnych. Choć skład tej skały jest jednorodny to można jej wiele odmian różniących się pomiędzy sobą wielkością ziaren, a przede wszystkim sposobem porządkowania składników. Wyróżnia się gnejsy warstewkowe, smużyste, oczkowe, pręcikowe oraz masywne. W opisywanym odsłonięciu dominują gnejsy warstewkowe i smużyste.
Wiek granitoidów z których powstały gnejsy określono metodami izotopowymi na ok. 488 mln. lat. Do przeobrażenia ich w gnejsy doszło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. |
|
| |
|
|
|
40 |
Stary kamieniołom bazaltów w Kowalskich |
Wzgórza Dębowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Odsłonięcie to dawny dwupoziomowy kamieniołom, silnie zarośnięty z tylko punktowo odsłaniającymi się ścianami skalnymi. Na poziomie niższym odsłania się skała zwięzła na świeżych powierzchniach mająca barwę ciemnoszarą. Tylko nieliczne składniki skały są widoczne gołym okiem; są to silnie zwietrzały oliwin barwy zielono-żółtej oraz czarny piroksen. Skała ta w niektórych partiach jest wyraźnie porowata, a pustki w skale mają dwojaką genezę – część z nich to pustki po gazach zawartych pierwotnie w lawie, a część to pustki wtórne powstałe po całkowitym zwietrzeniu (i usunięciu materiału zwietrzałego) oliwinów. W niektórych partiach odsłonięcia widoczna jest charakterystyczna dla tego typu skał oddzielność słupowa – ścina zbudowana jest jak gdyby ze słupów ustawionych jeden przy drugim. Skład mineralny skały, obecność pustek pogazowych oraz wspomniana oddzielność słupowa wskazuje, że jest to skała magmowa, wylewna o składzie zbliżonym do bazaltu. Lawa, tak jak większość ciał, stygnąc kurczy się, a naprężenia wewnętrzne towarzyszące temu procesowi powodują powstanie regularnego zespołu spękań prostopadłych do powierzchni stygnięcia. W przekroju poprzecznym słupy te mają najczęściej zarys sześcio- lub pięcio- kątów i średnicę dochodzącą do 1 m. Długość słupów widocznych w tym odsłonięcie rzadko przekracza 1,5 m., lecz jest to wynikłego złego zachowania ścian kamieniołomu, a nie ich cecha pierwotna. Słupy te mogą mieć długość nawet kilku metrów.
Na wyższym poziomie kamieniołomu odsłaniają się skały słabo zwięzłe, barwy szaro-żółtej. W ich obrębie natrafić można na większe bloki bazaltów tkwiące w materiale ilastym. Jest to glina zwietrzelinowa powstała w wyniku wietrzenia skał niżej ległych.
Skały wylewne widoczne w tym odsłonięciu powstały w efekcie zastygnięcia potoku lawowego, który płynął na tym obszarze ok. 28 mln lat temu. W tym czasie działalność wulkaniczna na terenie obecnego Dolnego Śląska była bardzo intensywna. |
|
| |
|
|
|
41 |
Kamieniołom bazaltów Janowiczki |
Wzgórza Dębowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
42 |
Kamieniołom granitów Gębczyce |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
43 |
Kamieniołom kwarcytów koło Przeworna |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
44 |
Łom kwarcytów koło Kuropatnika |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
47 a |
Kamieniołom granitu w Gościęcicach Średnich |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
47 b |
Zwietrzeliny granitu w Gościęcicach Średnich |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
51 |
Łom łupków łyszczykowych w Baldwinowicach |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
52 |
Łom łupków łyszczykowych Sieroszów |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
54 |
Łom łupków łyszczykowych Stolec |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
56 |
Kamieniołom granitu w Białym Kościele |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
57 |
Łom gnejsu koło Białego Kościoła |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
58 a |
Skałki na szczycie wzgórza Gromnik |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Skały występujące w tym geostanowisku to granity. Są to skały magmowe, głębinowe składające się z kwarcu, skaleni, biotytu i muskowitu. Granity możemy obserwować w skałkach „in situ” (na miejscu) tuż poniżej szczytu Gromnika, w licznych luźnych bloczkach na jego zboczach ale także odsłonięte one zostały w trakcie prac wykopaliskowych. Prace te, prowadzone od 2005, odsłoniły m. in. piwnicę wybudowana pod rycerskim zamkiem rodziny Czirnów z XV w. Widać wyraźnie, że budowniczowie wykorzystali naturalnie ukształtowaną skałę jak i liczne bloki granitowe. Materiału mieli pod dostatkiem gdyż intruzja Gromnika jest jednym z większych wystąpień granitów w tym rejonie. Co ciekawe jeszcze do lat 70-tych XX w. uważano, że od Strzelina do czeskiej Žulowej podłoże jest zbudowane głównie z granitów, które tworzą tu ogromny masyw (taki jak np. Karkonosze). Dopiero wiercenia pozwoliły stwierdzić, że granitów jest znacznie mniej i tworzą one niewielkie intruzje o rozmiarach nieprzekraczających 1 km. Towarzyszą im inne skały magmowe takie jak granodioryty, tonality i dioryty. Właśnie jedną z takich intruzji o kształcie pnia od którego odchodzi płasko nachylona żyła jest intruzja Gromnika. Granity i inne skały magmowe głębinowe występujące dziś na obszarze między Strzelinem a Ziębicami powstały na skutek działania procesów magmowych u schyłku orogenezy waryscyjskiej ok. 320-290 mln lat temu. |
|
| |
|
|
|
58 b |
Góra Gromnik |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Wzniesienie Gromnika (392,6 m n.p.m.) majestatycznie góruje ponad otaczającymi je terenami i żaden inny szczyt, pomimo dość zbliżonej wysokości nad poziomem morza, nie jest w stanie dorównać jego ogromowi. Szczególne wrażenie robi Gromnik, gdy dojeżdżamy do niego od strony zachodniej – wówczas to nagle wyrasta z otaczających go, rozległych równinnych terenów. Spróbujmy sobie odpowiedź na pytanie, co sprawia, że opisywana góra – najwyższe wzniesienie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich - tak znacznie dominuje ponad otaczającymi je terenami?
Gromnik zbudowany jest z granitu wieku karbońskiego. Tereny znajdujące się dookoła położone są znacznie niżej i, jak się okazuje, zbudowane są także z innych skał. Tworzą je głównie skały metamorficzne. Wszystkie te skały od trzeciorzędu poddawane były intensywnemu wietrzeniu chemicznemu. Powstała z nich gruba warstwa zwietrzeliny, składającej się z pojedynczych ziaren mineralnych. Gdy nastał chłodny klimat plejstocenu zwietrzelina została usunięta a lita skała zalegająca pod nią odsłonięta. Skały budujące Gromnik okazały się odporniejsze na niszczenie - tworzą charakterystyczną kopułę, podczas gdy mniej odporne skały metamorficzne występują niżej. Taką górę jak Gromnik nazywamy twardzielcem – ponieważ skały je budujące są „twardsze”, bardziej odporne od skał otaczających. |
|
| |
|
|
|
59 |
Przełom Zuzanki |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Na południe od niewielkiej miejscowości Skalice znajduje się bardzo interesujący fragment doliny rzeki Zuzanka. O tym, że jest on tak ciekawy decyduje fakt, że niewielka dzisiaj Zuzanka wydarła sobie miejsce wśród twardych skał metamorficznych. Gdy spojrzymy na zbocza tej wąskiej doliny zauważymy, że sięgają one wysoko do góry i są bardzo strome. Taki odcinek doliny rzecznej nazywamy przełomowym. W tym wypadku jest to przełom epigenetyczny. Spróbujmy wyjaśnić, jak on się rozwija. W pierwszym etapie rzeka przepływa po mało urozmaiconym terenie, najczęściej zbudowanym z mało odpornych skał osadowych. Pod tymi utworami, na ograniczonym obszarze, występują skały, które są bardzo odporne na procesy erozyjne. Gdy rzeka wcina się w miękkie osady w końcu osiąga twardą, trudną do sforsowania wychodnię skał twardych. Aby utrzymać tempo pogłębiania doliny w obszarach przyległych (zbudowanych ze skał mało odpornych), rzeka znaczną część swojej energii erozyjnej musi zużyć na erozję wgłębną. W ten sposób rzeka wycina wąski i głęboki odcinek swojej doliny. Dokładnie z taką samą sytuacją spotykamy się w obrębie przełomu Zuzanki. Rzeka ta wcinała się w przeszłości w miękkie osady ze zlodowacenia środkowopolskiego, by w końcu dosięgnąć twarde skały gnejsowe pod spodem. Zmuszona była spożytkować znaczą część swojej energii do ich pokonania. Poza odcinkiem przełomowym rzeka miała więc spore zapasy energetyczne – przeznaczyła je na zbudowanie szerokiej doliny poprzez erozję boczną. |
|
| |
|
|
|
60 |
Dolina Krynki koło Karszówka |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Krynka utworzyła szeroką nawet na ponad 1 kilometr dolinę. Na przestrzeni dziejów geologicznych przepływająca tędy rzeka – której szerokość bywała znacznie większa, odkładała swoje osady. Z badań geologicznych wynika, że w dnie doliny rzeki Krynki znajdziemy bardzo stare utwory, które pochodzą jeszcze z epoki przed-lodowcowej. Tworzą je piaski oraz żwiry kwarcowe. Młodsze osady to piaski i żwiry, które odkładane były przez Krynkę w trakcie epoki lodowcowej.
Rzeka Krynka jest ciekawym przykładem do zaobserwowania zjawiska meandrowania. Bardzo rzadko zdarza się, by jakaś rzeka w warunkach naturalnych płynęła prosto – zawsze bowiem przerzuca nurt pomiędzy brzegami. W efekcie jeden brzeg jest podcinany, a na drugim, gdzie prędkość rzeki jest mniejsza, dochodzi do odkładania się osadów. Po pewnym czasie rzeka staje się coraz bardziej kręta, meandruje. Wędrując wzdłuż koryta widzimy, że rzeka zakręca nawet o 180°. Wąski pas terenu w obrębie zakrętu nazywamy szyją meandrową. W trakcie wezbrania rzeki dochodzi do przecięcia szyi meandrowej i ustanowienia nowego miejsca przepływu. Stare, zakolowe koryto zostaje na trwałe odcięte i powstaje tzw. starorzecze. Kilka takich form możemy znaleźć w pobliżu koryta Krynki na południe od Karszówka. W starorzeczu stagnuje jeszcze woda, ale po latach wypełnia się ono osadami mineralnymi i organicznymi. Kiedy dojdzie do jego zasypania w terenie widzimy półkoliste obniżenie – tzw. paleomeander. Liczne ich przykłady także znajdziemy w pobliżu koryta Krynki – są dobrze widoczne na łące w dnie doliny. |
|
| |
|
|
|
62 |
Wąwóz drogowy w Samborowiczkach |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Dojeżdżając do północno-zachodniego skraju niewielkiej wioski Samborowiczki naszym oczom niespodziewanie ukazuje się forma, z którą na co dzień nie mamy do czynienia. Oto bowiem widzimy wąską nieutwardzoną dróżkę, która biegnie w głębokim obniżeniu, z charakterystycznymi, pionowymi ścianami. Na obszarze Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich forma taka nie jest jednak wyjątkiem. Spróbujmy opowiedzieć, jak ona powstaje.
W późnym plejstocenie panujący na terenie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich klimat był bardzo mroźny. W takich warunkach szczególną rolę rzeźbotwórczą odgrywał wiatr, który na znaczne odległości transportował bardzo niewielkie ziarna mineralne, nazywane pyłem. Pył ten osadzał się, w pewnym stopniu modyfikując wcześniejszą rzeźbę terenu. W ten sposób, na przestrzeni tysięcy lat zbudowane ze starych skał krystalicznych Wzgórza Niemczańsko-Strzelińskie zostały przykryte nieciągłymi płatami pylastej skały żółtawego koloru nazywanej lessem. Skała ta jest bardzo podatna na erozję, której konsekwencją jest powstanie wąwozów.
Geneza większość wąwozów na Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich jest antropogeniczna. Przed wiekami ludzie karczowali tutejsze lasy, co zainicjowało intensywną erozję. Woda odpływała głównie ówczesnymi drogami, ciągle je pogłębiają. W ten sposób powstały głębokie nawet na kilka metrów wąwozu związane z działalnością człowieka, nazywane wąwozami drogowymi, bądź, z języka niemieckiego, holwegami.
|
|
| |
|
|
|
64 |
Łom łupków kwarcowo-grafitowych na wzgórzu Buczek |
Wzgórza Gumińskie |
strefa niemczy |
geologiczny |
|
|
67 |
Odsłonięcia granodiorytu Sulisławice |
Wzgórza Gumińskie |
strefa niemczy |
geologiczny |
|
|
68 |
Łom diorytów Brodziszów |
Wzgórza Gumińskie |
strefa niemczy |
geologiczny |
|
|
69 |
Łom amfibolitów Kluczowa |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
|
|
70 |
Łom migmatytów Koziniec |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
Gnejsy migmatyczne można oglądać w nieczynnym kamieniołomie, który został założony na SW zboczu wzgórza położonego około 1 km na N od centrum Kozińca. Odsłonięcie jest w znacznym stopniu zarośnięte. Skały odsłaniają się w jednym miejscu, na południowo-wschodniej ścianie, w osiowej części wyrobiska, około 40 m od wejścia. W odsłonięciu występują gnejsy smużyste, które na przekroju równoległym do foliacji, czyli powierzchni oddzielności skały, mają wygląd plamisty. Są skałami średnio-gruboziarnistymi. Nieuzbrojonym okiem można dostrzec drobne ziarna 1-2 milimetrowej wielkości żółtego skalenia, szarego kwarcu. Widoczny ciemny minerał to biotyt, który występuje w formie mniejszych lub większych blaszek. Te ostatnie tworzą skupienia dochodzące do 5 mm średnicy. Równolegle ułożone blaszki biotytu podkreślają powierzchnie foliacji, która zapada w kierunku SW pod średnimi kątami. Obecność większych blaszek biotytu świadczy, że skała uległa podgrzaniu, które było przejawem migmatyzacji. Widoczne w odsłonięciu gnejsy powstały z przeobrażenia skał osadowych pod wpływem podwyższonej temperatury i ciśnienia. Skałami wyjściowymi prawdopodobnie były piaskowce i mułowce o wieku ponad 500 mln lat. Około 380 mln lat temu gnejsy sowiogórskie znalazły się w temperaturze około 700°C i na głębokości dochodzącej do około 30 km. Wówczas uległy one migmatyzacji. Obserwowane w odsłonięciu skały noszą słabe ślady tego wydarzenia, dlatego też są określane jako gnejsy migmatyczne w odróżnieniu do typowych migmatytów. |
|
| |
|
|
|
72 |
Łom migmatytów Kluczowa |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
|
|
73 |
Łom skał kwarcowo-skaleniowych Jaworek |
Kotlina Ząbkowicka |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
Skały kwarcowo-skaleniowe odsłaniają się w nieczynnym kamieniołomie, który znajduje się na zachodnim zboczu płaskiego wzgórza o wysokości 351 m. Około 200 m na NE od tego miejsca prowadzi żółty szlak turystyczny. Kamieniołom jest mocno zarośnięty. Dzieli się na kilka wyrobisk. Skały odsłaniają się w wyżej położonym, niewielkim wyrobisku, tylko w jednym miejscu. Południowo-wschodnia część kamieniołomu jest niżej położona i znacznie większa. Niestety wszystkie ściany są pokryte roślinnością, co uniemożliwia prowadzenie obserwacji skał. Odsłaniające się w kamieniołomie skały kwarcowo-skaleniowe są masywne i mają barwę szarą. Często na powierzchniach skały można obserwować rdzawe przebarwienia pochodzące od nalotów wodorotlenków Fe. Skała ta składa się głównie z bardzo drobnoziarnistego agregatu kwarcowo-skaleniowego, w którym makroskopowo nie udaje się rozróżnić minerałów. Niekiedy widoczna jest w nich delikatna laminacja. Brak lub niewielka ilość łyszczyków powoduje, że skała nie wykazuje dobrej oddzielności (foliacji). W pobliżu odsłonięcia na polu, zwłaszcza w kierunku NE od kamieniołomu, można obserwować dużą ilość bloczków skał kwarcowo-skaleniowych, ciemne łupki łyszczykowe, oraz czarne łupki kwarcowo-grafitowe. Skały kwarcowo-skaleniowych występują w formie soczewy znajdującej się w obrębie łupków. Razem te skały należą do jednostki geologicznej zwanej pasmem łupkowym Kamieńca Ząbkowickiego. Skały kwarcowo-skaleniowe powstały w wyniku zmetamorfizowania kwaśnych skał wulkanicznych – głównie ryolitów oraz tufów ryolitowych. |
|
| |
|
|
|
74 |
Łom łupków łyszczykowych w Bobolicach |
Wzgórza Szklarskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
75 |
Łom perydotytów na stoku wzgórza Grochowiec |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
Geostanowisko znajduje się na NNE zboczu wzgórza Grochowiec, 1,7 km na W od Tarnowa, przy drodze do Nowego Grochowa. Ze stanowiskiem graniczy fort, przy którym prowadzi żółty szlak turystyczny. W kamieniołomie, na południowych ścianach, możemy znaleźć perydotyty oraz serpentynity. Perydotyty są skałami ciemnoszarymi, czarnymi, bardzo zwięzłymi i nie wykazującymi kierunkowej budowy. Składają się z, trudno w tym przypadku makroskopowo rozpoznawalnych, oliwinów i piroksenów, które uległy częściowym przeobrażeniom w minerały serpentynowe. W odsłonięciu bloki masywnych perydotytów są często różnie spękane. Drugim rodzajem skał, który możemy znaleźć są serpentynity. Powstały one z perydotytów w procesie serpentynizacji. Oliwiny i pirokseny (skład. perydotytu) w wyniku słabego metamorfizmu, pod wpływem podwyższonej temperatury i obecności wody przeobraziły się w minerały serpentynowe, z których zbudowane są serpentynity. Ze względu na bardzo małe rozmiary ziaren tych minerałów możemy je rozpoznawać dopiero pod mikroskopem. Obecność w skale minerałów serpentynowych nadaje jej zieloną lub oliwkową barwę. Spotykane w odsłonięciu serpentynity są na świeżym przełamie zielonkawo-żółte, miejscami pomarańczowe i posiadają ciemne plamki, które w większości tworzy magnetyt. Miejscami serpentynity wykazują łupkową oddzielność, na powierzchniach której występują tzw. zadziory i rysy ślizgowe, które wskazują na kierunek przemieszczania się fragmentów skał względem siebie. Zadziory i rysy tworzą minerały serpentynowe o barwie oliwkowożółtej, które wietrzejąc stają się białe. W obrębie serpentynitów spotyka się żyłki białego magnezytu. Skały obecne w odsłonięciu należą do masywu Braszowic-Brzeźnicy, który znajduje się w południowej części większej jednostki geologicznej tzw. strefy Niemczy. |
|
| |
|
|
|
78 |
Łom łupków łyszczykowych Byczeń |
Obniżenie Otmuchowskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
Na przedmieściach Byczenia, na zboczu góry o wysokości 308 metrów n.p.m., przy drodze prowadzącej z Chałupek do Kamieńca Ząbkowickiego, około 1100 m na NW od kościoła w Byczeniu, znajduje się nieczynny kamieniołom łupka łyszczykowego.
Łupek łyszczykowy w tym odsłonięciu można scharakteryzować jako srebrzystoszarą drobnoziarnistą skałę metamorficzną z oddzielnością łupkową, która powstała w wyniku podgrzania i sprasowania starszych skał osadowych, takich jak mułowce i łupki ilaste. Wiek tych skał szacuje się nawet na ponad 542 miliony lat.
To podgrzanie i sprasowanie, czyli metamorfoza, miało miejsce ponad 340 milionów lat temu, podczas waryscyjskich ruchów górotwórczych, które doprowadziły do powstania w Europie środkowej i zachodniej w późnym paleozoiku potężnego pasma górskiego Waryscydów.
Najważniejszą strukturą tektoniczną widoczną w odsłonięciu jest foliacja, czyli planarne uporządkowanie budowy wewnętrznej skały. Pokrywa się ona z oddzielnością łupkową skały i związana jest z równoległym ułożeniem minerałów budujących łupek- blaszkowych łyszczyków i słupkowego kwarcu. Foliacja zapada pod kątem około 40° ku WNW i powstała w wyniku waryscyjskiego fałdowania jednostek skalnych budujących kamieniecki kompleks metamorficzny. |
|
| |
|
|
|
79 |
Łom łupków łyszczykowych na Górze Zamkowej |
Obniżenie Otmuchowskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
80 |
Łom łupków łyszczykowych Kamieniec Ząbkowicki |
Obniżenie Otmuchowskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
Nieopodal mauzoleum Hohenzollernów, około 1,5 kilometra na NW od kościoła w Byczeniu znajduje się nieczynny kamieniołom łupka łyszczykowego. Jest to drobnoziarnista skała metamorficzna, która powstała w wyniku podgrzania i sprasowania starszych skał wulkaniczno-osadowych, których wiek szacuje się nawet na ponad 542 miliony lat. To podgrzanie i sprasowanie, czyli metamorfoza, miało miejsce prawdopodobnie przed około 340 milionami lat, podczas waryscyjskich ruchów górotwórczych. Ruchy te doprowadziły do powstania na przełomie karbonu i permu potężnego pasma górskiego, które ciągnęło się na długości setek kilometrów przez dzisiejszą zachodnią i środkową Europę. Łupki łyszczykowe, które oglądamy są, zatem świadectwem istnienia niegdyś potężnych gór na tym obszarze. Nazwa łupek pochodzi od charakterystycznej zdolności tej skał do łupania się wzdłuż równoległych powierzchni. Jest to możliwe dzięki obecności w składzie mineralnym skały łyszczyków- jasnego muskowitu i ciemnego biotytu, których blaszkowy pokrój i równoległe ułożenie są główną przyczyną łupkowatości skały. Powyższe cechy a nadto silny połysk i niewielka twardość czynią je łatwymi w identyfikacji. Poza łyszczykami głównymi składnikami łupków są: kwarc, plagioklaz i granat. Ten ostatni ze względu na swoją ciemnoczerwoną barwę i izometryczny kształt jest również łatwy w rozpoznaniu. |
|
| |
|
|
|
81 |
Skarpa lessowa w Biały Kościele |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
W pobliżu miejscowości Biały Kościół i Dankowice znajduje się kilkumetrowej wysokości skarpa żółtego koloru. Miejscowi nazywają ją gliniankami i rzeczywiście – w tym miejscu w przeszłości wybierano materiał skalny. Widoczna ściana nie jest więc genezy naturalnej, ale powstała na skutek działalności człowieka – jest więc formą antropogeniczną. Żółta skała, która tak bardzo rzuca się w oczy, to less. Less jest skałą osadową, która zbudowana jest z bardzo drobnych ziaren – pyłu. Jej geneza jest eoliczna, co oznacza, że została osadzona w danym miejscu na skutek działalności wiatru. Pochodzenie lessów związane jest z suchym i zimnym klimatem jaki panował w epoce lodowcowej. W takich warunkach cząsteczki pyłów były przewiewane. W okresach cieplejszych – czyli w tak zwanych interglacjałach – less nie tworzył się. Zamiast niego na zgromadzonych wcześniej lessach rozwijały się gleby. Dla geografów i geologów less jest bardzo ważną skałą ponieważ na jej podstawie możliwe jest odtwarzanie dziejów naszej planety w okresie plejstocenu. Sekwencje lessowe, takie jak ta, prezentowana na niniejszym geostanowisku, zawierają mniej lub bardziej precyzyjny zapis tego, co działo się tysiące lat temu. Na podstawie różnych cech poszczególnych warstewek można wnosić, jak zmieniał się klimat. Niniejsza sekwencja prezentuje na przykład zapis ponad 100 tys. lat. Grubość lessów w tym miejscu wynosi ok. 8 metrów. Z sekwencji tej odczytano na przykład, że kilkanaście tysięcy lat temu miała tutaj miejsce soliflukcja, co jest jednym ze świadectw klimatu peryglacjalnego. |
|
| |
|
|
|
90 |
Łom bazaltów w Pogrodzie |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Skała występująca w nieczynnym kamieniołomie w Pogrodzie na świeżej powierzchni ma barwę ciemnoszarą. Jej skład mineralny trudno określić gołym okiem, gdyż widoczne są tylko pojedyncze ziarna o wielkości rzadko przekraczającej 1mm. Użycie lupki pozwala określić, że są to oliwiny (zielone) i pirokseny (czarne). Pozostałe składniki, możliwe do identyfikacji jedynie mikroskopowo, to nefelin, plagioklazy, sodalit oraz minerały nieprzezroczyste takie jak tytanomagnetyt i ilmenit. Skład mineralny i procentowy udział poszczególnych składników pozwala te skałę zaliczyć do bazanitów. Stosunkowo niewielkie rozmiary odsłonięcia, a zwłaszcza fakt, że jest ono obecnie bardzo zarośnięte utrudnia rozpoznanie formy wystąpienia tej skały wulkanicznej. Uznaje się, że jest to czop wulkaniczny, czyli materiał zastygły w kraterze czynnego wulkanu. Wiek tych skał, oznaczony metodą izotopową K-Ar, określono na 30,33 ± 1,09 mln lat i mieści się on w przedziale wiekowym wyznaczonym dla pozostałych kenozoicznych skał wulkanicznych z bloku przedsudeckiego. |
|
| |
|
|
|
91 |
Źródło św. Jadwigi |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
hydrologiczny |
|
|
92 |
Dawny Wielki Staw w Henrykowie |
Kotlina Henrykowska |
masyw strzeliński |
hydrologiczny |
|
|
93 |
Skałki i mały łom kwarcytu na wzgórzu Buczek |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
94 |
Łom kwarcytu na wzgórzu Mlecznik |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
95 |
Diabelska Kręgielnia |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
96 |
Wąwozy Pogródki |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Dolina potoku Pogródki nie może być określana jako wąwóz ponieważ jej dnem płynie ciek, stąd kryterium dla wąwozy odwadniania jedynie epizodycznego nie jest zatem spełnione. W dolinie Pogródki możemy obserwować miejsca, gdzie ze szczelin w starych skałach krystalicznego podłoża wypływa woda podziemna, zasilając ten niewielki ciek. Na omawianym stanowisku mamy do czynienia z bardzo ważnym i interesującym zjawiskiem, jakim jest sufozja. Możemy je oglądać na lewym zboczu (ekspozycja północno-wschodnia). Zjawisko sufozji polega na wypłukiwaniu ziaren mineralnych przez wody podziemne. Jej konsekwencją jest powstanie rozmaitych form rzeźby terenu, np. korytarzy bądź obniżeń. W przypadku doliny Pogródki powstały rynny związane z kolapsem wcześniejszych tuneli sufozyjnych. Obecne są tu także tzw. studnie. Jeżeli będziemy wędrować dalej w dół doliny natkniemy się na dochodzące do niej odnogi. Tym razem mamy już do czynienia z wąwozami – są to doliny suche, o bardzo stromych zboczach. Pochodzenie tych form jest najprawdopodobniej związane z działalnością człowieka, a konkretniej z wycięciem w przeszłości drzew, które stabilizują stok i przeciwdziałają w naturalny sposób erozji. Jakie jednak procesy zadecydowały o tym, że wąwozy się rozwinęły? Najprawdopodobniej głównym czynnikiem i tym razem była sufozja oraz postępująca erozja po przygotowanej, inicjalnej formie dolinnej. |
|
| |
|
|
|
97 |
Piaskownia w Żeleźniku |
Równina Grodkowa |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
98 |
Równina aluwialna Krynki koło Żeleźnika |
Równina Grodkowa |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Stosunkowo niewielka rzeka Krynka na wysokości Żeleźnika tworzy bardzo szeroką, nawet na kilkaset metrów, równinę aluwialną. Widoczna na znacznym obszarze łąka to właśnie jej obszar. Możemy zastanawiać się, jak to możliwe, że tak mały ciek utworzył tak znacznych rozmiarów formę. Aby odpowiedzieć na to pytanie musimy zastanowić się, co kryje się pod pojęciem równiny aluwialnej. Forma taka to prawie płaski teren, który w całości zbudowany jest z osadów, które naniosła rzeka. Znaczna szerokość równiny aluwialnej związana jest ze zjawiskiem meandrowania rzeki. Bardzo rzadko zdarza się, by jakakolwiek rzeka w warunkach naturalnych płynęła prosto. Rzeka ma tendencję do przerzucania nurtu pomiędzy brzegami. W konsekwencji jeden brzeg jest podcinany a w obrębie drugiego rzeka nanosi swoje osady. Po pewnym czasie rzeka staje się coraz bardziej kręta i mówimy wówczas o jej zakolach bądź meandrach. W trakcie wezbrań bywa, że rzeka zmienia swoje koryto a dawne meandry są stopniowo zasypywane. W ten sposób powiększa się powierzchnia równiny aluwialnej.
Równina aluwialna Krynki zbudowana jest z osadów holoceńskich, a więc liczących nie więcej niż 10 tys. lat. Pod nimi znajdują się osady, które rzeka transportowała w trakcie epoki lodowcowej. Są to piaski i żwiry z czasów zlodowacenia północnopolskiego. Na opisywanym stanowisku możemy zobaczyć tzw. terasy nadzalewowe, które zbudowane są z tego materiału i sięgają na 1 do 4 m nad poziom rzeki. Większość z nich rzeka wycięła, tworząc współczesną równinę aluwialną. |
|
| |
|
|
|
106 |
Wąwóz drogowy koło Kazanowa |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Jadąc drogą wojewódzką nr 395 w kierunku południowym, tuż przed niewielką miejscowością Kazanów przejeżdżamy przez bardzo charakterystyczne miejsce. Kiedy bowiem tuż przed tą wioską droga zaczyna schodzić w dół z rozległej równiny, po jednej i po drugiej stronie jezdni pojawiają się wysokie na kilka metrów, strome zbocza. W środkowej części tej formy charakter zboczy podkreślony jest przez pionową ścianę, zbudowaną ze skały żółtego koloru. Opisywany obiekt to tzw. wąwóz drogowy. Na obszarze Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich formy tego typu są bardzo powszechne. Spróbujmy opowiedzieć, jak powstały.
W późnym plejstocenie panujący na terenie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich klimat był bardzo mroźny. W takich warunkach szczególną rolę rzeźbotwórczą odgrywał wiatr, który na znaczne odległości transportował bardzo niewielkie ziarna mineralne, nazywane pyłem. Pył ten osadzał się, w pewnym stopniu modyfikując wcześniejszą rzeźbę terenu. W ten sposób, na przestrzeni tysięcy lat zbudowane ze starych skał krystalicznych Wzgórza Niemczańsko-Strzelińskie zostały przykryte nieciągłymi płatami pylastej skały żółtawego koloru nazywanej lessem. Skała ta jest bardzo podatna na erozję, której konsekwencją jest powstanie wąwozów.
Geneza większość wąwozów na Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich jest antropogeniczna. Przed wiekami ludzie karczowali tutejsze lasy, co zainicjowało intensywną erozję. Woda odpływała głównie ówczesnymi drogami, ciągle je pogłębiają. W ten sposób powstały głębokie nawet na kilka metrów wąwozu związane z działalnością człowieka, nazywane wąwozami drogowymi, bądź, z języka niemieckiego, holwegami.
|
|
| |
|
|
|
107 |
Wąwóz drogowy w Dankowicach |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Jadąc drogą lokalną łączącą Czerwieniec z Dankowicami, na zachodnim skraju Dankowic po obu stronach jezdni zaczynają wyrastać strome zbocza. Na odcinku ok. 20 m północna ich część jest dodatkowo podkreślona przez pionowe urwisko wysokości kilku metrów, zbudowane ze skały o charakterystycznym, żółtym kolorze. Opisywany obiekt to tzw. wąwóz drogowy. Na obszarze Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich formy tego typu są bardzo powszechne. Spróbujmy opowiedzieć, jak powstały.
W późnym plejstocenie panujący na terenie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich klimat był bardzo mroźny. W takich warunkach szczególną rolę rzeźbotwórczą odgrywał wiatr, który na znaczne odległości transportował bardzo niewielkie ziarna mineralne, nazywane pyłem. Pył ten osadzał się, w pewnym stopniu modyfikując wcześniejszą rzeźbę terenu. W ten sposób, na przestrzeni tysięcy lat zbudowane ze starych skał krystalicznych Wzgórza Niemczańsko-Strzelińskie zostały przykryte nieciągłymi płatami pylastej skały żółtawego koloru nazywanej lessem. Skała ta jest bardzo podatna na erozję, której konsekwencją jest powstanie wąwozów.
Geneza większość wąwozów na Wzgórzach Niemczańsko-Strzelińskich jest antropogeniczna. Przed wiekami ludzie karczowali tutejsze lasy, co zainicjowało intensywną erozję. Woda odpływała głównie ówczesnymi drogami, ciągle je pogłębiają. W ten sposób powstały głębokie nawet na kilka metrów wąwozu związane z działalnością człowieka, nazywane wąwozami drogowymi, bądź, z języka niemieckiego, holwegami.
|
|
| |
|
|
|
108 |
Żwirownia w Kaszówce |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
111 |
Kopalnia magnezytów Grochów |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
W rejonie Braszowic odkryto w latach 30. XIX wieku bogate złoża magnezytu, którego eksploatacja bardzo szybko się rozwijała, między innymi dzięki wsparciu Wyższego Urzędu Górniczego w Złotym Stoku. W 1934 roku w masywie Grochowej funkcjonowało już 9 kopalni magnezytu: "Szczęść Boże" należąca do zakładów niklowych w Szklarach, "Grochów I, II, III", "Konstanty", "Anna", "Kojancin", "Małgorzata", "Klara", średnie miesięczne wydobycie sięgało 750 - 1000 ton, a odbiorcami magnezytu były głównie śląskie huty. W 1945 roku uciekający Niemcy zniszczyli lub zdekompletowali maszyny i urządzenia a kopalnie zostały zatopione. Po wojnie wydobycie wznowiono tylko w kopalni "Konstanty" (1946r), oraz "Szczęść Boże" (1948r). W 1956 roku kopalnię "Szczęść Boże" zamknięto, a w 1959 roku zaprzestano wydobycia w kopalni Konstanty, jednocześnie uruchomiając kopalnię odkrywkową, która funkcjonuje do dzisiaj. Wydobywany magnezyt wykorzystuje się głównie do produkcji nawozów sztucznych wieloskładnikowych oraz w procesach oczyszczania wody i ścieków. Pozostałości podziemnych kopalń stała się domeną odkrywców i poszukiwaczy wrażeń chodź wyprawy do nich nie należą do zupełnie bezpiecznych. Magnezyt jest jednym z ważniejszych minerałów magnezu, występującym często z domieszkami żelaza, manganu i wapnia. Powstaje w warunkach hydrotermalnych, wskutek rozpadu skał magmowych bogatych w magnez i tworzy w serpentynicie żyły o miąższości od kilku mm do nawet 1,5 metra. |
|
| |
|
|
|
119 |
Łom łupków łyszczykowych Księginice Wielkie |
Wzgórza Dębowe |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
120 |
Skarpa z amfibolitów przy drodze Sienice-Księginice |
Wzgórza Dębowe |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
125 |
Łom tonalitu i gnejsu Nieszkowice |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
Nieczynny kamieniołom tonalitu i gnejsu znajduje się na NW zboczu doliny bezimiennego potoku, ok. 700 m na W od dworu w Nieszkowicach. Na NW ścianie wyrobiska odsłania się tonalit a na SW ścianie gnejs. Możemy zaobserwować bezpośredni, ostry kontakt pomiędzy tymi skałami. Tonalit tworzy w obrębie gnejsów żyłę o ponad 50 m grubości. Gnejs składa się z kwarcu, skalenia oraz biotytu. Ziarna przeciętnie osiągają wielkość do 1 mm. Posiada wyraźne powierzchnie oddzielności (foliacji). Na powierzchni foliacji bardzo dobrze widoczna jest lineacja wyrażająca się istnieniem naprzemianległych jasnych (kwarc, skaleń) i ciemnych smug mineralnych (dominacja biotytu). Uważny obserwator może dostrzec, że biotyt miejscami tworzy wydłużone blaszki (do 3 mm), które są ułożone równolegle do siebie, a skośnie do smug. Minerał ten wyznacza nam drugi rodzaj lineacji. W przekroju prostopadłym do powierzchni oddzielności (foliacji) skała ma wygląd gnejsu warstewkowego (przekrój równoległy do lineacji) lub smużystego albo soczewkowego (przekrój prostopadły do lineacji). Gnejsy miejscami przecinają gruboziarniste żyłki pegmatytów złożone ze skalenia i kwarcu. Ich grubość jest zmienna, najczęściej kilkucentymetrowa. Tonalit ma barwę szarą, wykazuje teksturę delikatnie kierunkową, którą podkreśla równoległe ułożenie blaszek biotytu. Jest skałą drobnoziarnistą, składającą się z ziaren o wielkości około 1 mm. W skale można dostrzec ziarna szarego kwarcu, jasnoszare ziarna skaleni i drobne blaszki czarnego biotytu. Miejscami biotyt tworzy skupienia złożone z większych blaszek o 2-3 mm wielkości. W żyle tonalitu widoczny jest układ powtarzających się spękań. Gnejsy powstały z przeobrażenia i deformacji granitów o wieku 500 mln lat. Około 300 mln lat temu wdarła się w nie magma, która po zastygnięciu utworzyła żyłę tonalitu. Opisywane skały należą do jednostki geologicznej zwanej masywem Strzelina. |
|
| |
|
|
|
126 |
Łom ortognejsów Stachów 2 |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|
127 |
Łom skał kwarcowo-skaleniowych na Kawiej Górze |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
129 |
Morena czołowa w Krzelkowie |
Kotlina Henrykowska |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Na wschód od niewielkiej miejscowości Krzelków znajduje się wzniesienie, wyrastające pośród rozległych pól ornych. Wzniesienie to wyraźnie różni się od innych, tak świetnie znanych ze Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich, jak na przykład Gromnik. Jest wielokrotnie mniejsze, stoki nie są tak strome, jego wybitność w terenie jest minimalna. Nic dziwnego – geneza opisywanego obiektu jest zupełnie inna niż charakterystycznych, kopułowych wzgórz na tym terenie. O ile bowiem Gromnik i podobne do niego szczyty zbudowane są z bardzo starych, liczących kilkaset milionów lat skał, które przez miliony lat poddawane były niszczącym procesom zewnętrznym, o tyle wzniesienie w okolicach Krzelkowa jest znacznie młodsze. Jego geneza związana jest z obecnością na tym terenie lądolodu, co miało miejsce w plejstocenie a więc podczas tak zwanej epoki lodowcowej. Forma ta interpretowana jest jako morena czołowa, o czym świadczy materiał skalny ją budujący a odsłonięty w trakcie eksploatacji w jej obrębie piasku.
Moreny czołowe są jednym z efektów akumulacyjnej działalności lodowców i powstają wzdłuż czoła lodowca. Świadczą o tym etapie, gdy lodowiec zatrzymał się, a więc znalazł się w etapie stagnacji. Materiał budujący moreny czołowe to w głównej mierze gliny spływowe (zawierające piaski i żwiry). Powstają one wtedy, gdy lodowiec topi się, a materiał skalny zawarty w osadzie ulega nasyceniu wodą i grawitacyjnie przemieszcza się po lodowcu. Dociera w ten sposób do brzeżnych partii lodowca lub do zagłębień w jego obrębie. |
|
| |
|
|
|
137 |
Skarpa koło Kamieńca Ząbkowickiego |
Obniżenie Otmuchowskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
|
|
138 |
Źródło Ślęzy II pod Kluczową Górą |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
hydrologiczny |
Na południowo-wschodnim stoku Kluczowskiej Góry, ponad parkiem w Kluczowej, na wysokości 370 m n.p.m., znajdują się źródła potoku, który według oficjalnych opracowań hydrograficznych stanowi górną Ślęzę. Ów potok – „Ślęza 2” – zbiera kilka strumieni z Kluczowej, przecina ładnym przełomem Wzgórza Gumińskie, łączy się z Sulisławką i przepływa przez Przerzeczyn Zdrój, gdzie tworzy ciekawy, miniaturowy wodospad.
Jedno że źródeł zostało ujęte jeszcze przed II wojną światową i obudowane niedużym, murowanym budynkiem. Woda ze źródła dostarczana była do browaru, który funkcjonował w dawnym majątku w Kluczowej.
Na północnozachodnim stoku tej samej góry wypływa Piława. Dzięki sztucznemu przekopowi na polach między Kluczową a Piławą Górną wody dopływów Ślęzy odpływają częściowo do Piławy, a z nią do Bystrzycy – sytuację taką nazywa się bramą w dziale wodnym. |
|
| |
|
|
|
139 |
Łom gnejsów Koziniec |
Kotlina Ząbkowicka |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
Odsłonięcie jest położone ok. 1,5 km na E od Kozińca przy drodze z Ząbkowic do Dzierżoniowa. Jest ono łatwo dostępne. Od drogi asfaltowej bezpośrednio do kamieniołomu prowadzi droga polna. Skały odsłaniają się punktowo w nielicznych miejscach. Większość ścian jest zarośnięta. W odsłonięciu można oglądać różne odmiany gnejsów oraz amfibolity. W najniższej, centralnej części, w pobliżu oczka wodnego widoczne są wychodnie gnejsów o teksturze smużystej. Skały te składają się z ziarenek szarego kwarcu, zabarwionego na żółto wodorotlenkami Fe, skalenia oraz blaszek biotytu, który tworzy ciemne smużki i laminy. Składniki mają wielkość od 1 do 2 mm. W zależności od miejsca wystąpienia gnejsów proporcje biotytu do minerałów jasnych bywają zmienne. Zdarzają się odmiany drobniej ziarniste. Powierzchnie oddzielności w gnejsach, czyli foliacja, zapadają w kierunku południowo-wschodnim pod średnimi kątami. Miejscami gnejsy są poprzecinane przez jasnoszare żyłki kwarcu. W północno wschodniej części występują drobnoziarniste gnejsy złożone głównie z minerałów jasnych, czyli kwarcu i skalenia. Cechują się teksturą kierunkową. Amfibolity można spotkać na najwyższych poziomach południowo-wschodniej ściany. Są skałami szarozielonymi, bardzo drobnoziarnistymi. Zielona barwa pochodzi od obecności amfibolu. W składzie występuje również jasny skaleń. Niekiedy w tych skałach można też dostrzec obecność drobnych blaszek biotytu. Często w obrębie amfibolitów można spotkać jasne żyłki skaleniowe lub skaleniowo-kwarcowe. Opisywane skały należą do jednostki geologicznej zwanej masywem gnejsowym Gór Sowich. |
|
| |
|
|
|
141 |
Źródło Ślęzy I koło Bobolic |
Wzgórza Dobrzenieckie |
pasmo kamienieckie |
hydrologiczny |
Według licznych opracowań kartograficznych (mapy topograficzne, geologiczne, turystyczne), Ślęza wypływa pomiędzy Bobolicami a Kolonią Bobolice, na północno-zachodnim stoku Cierniowej Kopy. Przy Kolonii Bobolice nie ma jednego wyraźnego, wydajnego źródła, a jedynie wysięki w dolinkach, które w wyższych częściach są okresowo suche, zaś niżej pojawiają się w nich stopniowo wzbierające strumyki. Potoki te zbiegają się w zalesionej dolinie powyżej Rakowic, przyjmując także dopływy spływające ze Wzgórz Szklarskich. Najdłuższy, a więc uznawany za główny, jest najbardziej południowy ciek, a miejscem, gdzie widać już zwykle strumień jest przepust na szosie Bobolice–Ciepłowody, ok. 1 km za Bobolicami, położony na wysokości ok. 342 m.
Ze źródłami Ślęzy wiąże się także lokalna ciekawostka nazewnicza. Podmokły teren powyżej Rakowic, gdzie łączą się źródliskowe potoki, był zwany w gwarze śląskiej „kalesche”, czyli po polsku „kałuża”. Nazwa ta przetrwała od najdawniejszych, piastowskich czasów aż do 1945 r. Wkrótce po wojnie przysiółek Kolonia Bobolice nosił nazwę Kałuża. |
|
| |
|
|
|
144 |
Dolina Gajowej Wody |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Wędrując zielonym szlakiem na południe od miejscowości Kaczowice natrafiamy na niewielkich rozmiarów rzekę o nazwie Gajowa Woda. Swój początek rzeka bierze nieopodal, w znajdującej się na północny-zachód miejscowości Krasiewice. Na przestrzeni tysięcy lat ta niepozorna rzeka zdołała rozciąć starsze utwory i odsypać materiał, który stanowi dno doliny i w obrębie którego dzisiaj meandruje. Jeżeli oddalimy się na wschód lub zachód od niewielkiego mostku i przejdziemy się kilkadziesiąt metrów dnem doliny zauważymy, że Gajowa Woda wyraźnie zakręca, tworząc zakola. Z jednej strony podcina brzeg tworząc bardzo stromą skarpę, z drugiej natomiast widzimy zupełnie płaski brzeg, którego rzeka wydaje się nie erodować. Na czym polega to zjawisko? W naturalnym korycie rzeki, a takim jest koryto Gajowej Wody, dno cechuje się nieregularną rzeźbą. Część odcinków jest głębsza, część natomiast wypłycona. Nurt rzeki stara się ominąć obszar wypłycony i w efekcie zbliża się do brzegu, który zaczyna podcinać. Po drugiej stronie prędkość rzeki jest z kolei mniejsza, co prowadzi do odkładania się osadów. Po pewnym czasie rzeka staje się coraz bardziej kręta i wtedy mówimy o meandrach. Rzeka tworzy z czasem coraz większe zakola – bywa, że na kilkumetrowej długości odcinku zakręca nawet o 180°. W trakcie większego wezbrania rzeka przelewa się przez takie miejsce a zjawisko to nazywamy przerwaniem szyi meandra. Stare, zakolowe koryto zostaje na trwałe odcięte i powstaje tzw. starorzecze. |
|
| |
|
|
|
145 |
Wąwóz lessowy w Strachowie |
Wzgórza Dębowe |
pasmo kamienieckie |
geomorfologiczny |
|
|
146 |
Dolina Zamecznego Potoku |
Kotlina Henrykowska |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Zameczny Potok, którego źródła znajdują się nieopodal na zachód, tworzy w obrębie rezerwatu Muszkowickiego Lasu Bukowego efektowną dolinę, wciśniętą pomiędzy dwa szczyty: Górę Zameczną i Bucznik, które wznoszą się odpowiednio na 281 i 277 m n.p.m.
Rzeka na znacznym odcinku płynie po płaskim dnie zbudowanym z osadów, które rzeka sama naniosła w trakcie holocenu a więc w ciągu ostatnich 10 tys. lat. W obrębie tego wyrównanego dna rzeka wielokrotnie zakręca, a zjawisko takie nazywamy meandrowaniem.
Najciekawszym jednak przejawem funkcjonowania przyrody nieożywionej na tym stanowisku są spektakularne w skali Wzgórz Niemczańsko Strzelińskich formy osuwiskowe. Są one doskonale widoczne już od wejścia na niebieski szlak od strony parkingu przy drodze łączącej Piotrowice Polskie z Muszkowicami. Formy te znajdują się na południe od koryta Zamecznego Potoku i obejmują właściwie cały stok. O osuwiskach mówimy wtedy, gdy materiał skalny zsuwa się w dół stoku pod wpływem siły ciężkości (dlatego ruchy tego typu nazywamy grawitacyjnymi ruchami masowymi) wzdłuż tzw. powierzchni poślizgu. Skąd wiemy, że na opisywanym obszarze mamy do czynienia właśnie z formami osuwiskowymi? Świadczy o tym rzeźba stoków. Gdy spojrzymy na nie widzimy dwa najbardziej charakterystyczne elementy – bardzo stromy odcinek stoku u góry, który nazywamy skarpą, oraz odcinek wypłaszczony o zaokrąglonym zarysie w dolnej partii, nazywany jęzorem osuwiskowym. Materiał znajdujący się w dolnej części to ten, który odspoił się od reszty stoku i pod wpływem grawitacji przemieścił się w dół.
|
|
| |
|
|
|
147 |
Punkt widokowy koło Wilamowic |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Patrząc ze szczytu bezimiennego wzniesienia górującego nad Wilamowicami na panoramę dookoła widzimy rozległy obszar, który cechuje się falistą rzeźbą, co jakiś czas urozmaicaną wyższymi wzniesieniami. Wzgórza takie zbudowane są najczęściej ze skał metamorficznych lub magmowych, których wiek naukowcy oszacowali na wiele setek milionów lat. Jak wytłumaczyć fakt, że choć na pozostałej części omawianego obszaru w podłożu również występują bardzo stare i odporne skały, to nie tworzą one tak wysoko wyniesionego terenu? Aby to zrozumieć musimy cofnąć się do czasów gorącego i wilgotnego klimatu, jaki panował na tym obszarze w paleogenie. Skały były wówczas poddane bardzo intensywnemu wietrzeniu chemicznemu. Woda z rozpuszczonymi w niej substancjami chemicznymi dostawała się w głąb skały i powodowała rozpad najmniej odpornych części. W ten sposób powstała gruba warstwa zwietrzeliny, pod którą znajdowała się nienaruszona lita skała. Po wielu milionach lat zwietrzelina została usunięta a na powierzchni ukazała się rzeźba w nowej konfiguracji. Te skały, które cechują się większą odpornością na niszczące procesy zewnętrzne znalazły się w wyższej pozycji, ponieważ procesy wietrzeniowe nie zdołały jej „strawić”. One tworzą widoczne dzisiaj wzgórza.
W trakcie epoki lodowcowej rzeźba została przykryta osadami pylastymi. W obrębie utworów lessowych utworzyły się nowe formy terenu: wąwozy i suche dolinki denudacyjne. Przykłady tych drugich możemy oglądać na wschodnich stokach wzniesienia, na którym się znajdujemy. Formy takie są wynikiem działalności okresowo płynących wód. |
|
| |
|
|
|
148 |
Punkt widokowy koło Pomianowa Górnego |
Wysoczyzna Ziębicka |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
Bezimienne wzniesienie, na którym zlokalizowane jest stanowisko, stanowi południową, brzeżną część Przedgórza Sudeckiego. Stoki poniżej niego tworzą próg morfologiczny, który rozwinął się na uskoku tektonicznym obramowującym rów Paczkowa-Kędzierzyna. Płaski teren znajdujący się na południe od nas to właśnie ten rów. Trudno sobie dzisiaj wyobrazić, że w rzeczywistości jego głębokość wynosi kilkaset metrów, został bowiem całkowicie wypełniony osadami pochodzącymi z okresu zlodowaceń. Podczas gdy rów tektoniczny jest wynikiem zapadania się skorupy ziemskiej, terenu do niego przyległe są wypiętrzane – nazywamy je zrębami tektonicznymi. Wyrastające na południe od rowu Paczkowa-Kędzierzyna Sudety taki właśnie mają charakter. Uskok, w obrębie którego się wypiętrzyły, jest najważniejszą strukturą tektoniczną na terenie Polski południowo-zachodniej i nazywany jest sudeckim uskokiem brzeżnym.
Wszystkie opisywane struktury związane są z aktywnością tektoniczną, jaka zaznaczyła się na tym obszarze na przełomie oligocenu i miocenu (ok. 20 mln lat temu). To właśnie wtedy doszło do podziału Pra-Sudetów waryscyjskich na dwa odrębne bloki – dźwigane Sudety i obniżany Blok Przedsudecki (w obrębie którego się znajdujemy). Ciekawostką, którą warto zapamiętać jest fakt, że Sudety ciągle podlegają wypiętrzaniu. Według badaczy w ciągu ostatnich 200 tys. lat Sudety podniosły się o około 10-25 m.
|
|
| |
|
|
|
149 |
Osuwisko w Ziębicach |
Dolina Oławy |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
152 |
Osuwisko w Czerńczycach |
Wzgórza Dobrzenieckie |
masyw strzeliński |
geomorfologiczny |
|
|
156 |
Dolina kopalna Krynki |
Wzgórza Wawrzyszowskie |
masyw strzeliński |
hydrologiczny |
|
|
158 |
Rotunda św. Gotarda w Strzelinie |
Równina Kącka |
masyw strzeliński |
kulturowy |
|
|
159 |
Kościół w Jegłowej |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
kulturowy |
|
|
160 |
Kościół w Nieszkowicach |
Wzgórza Lipowe |
masyw strzeliński |
kulturowy |
|
|
161 |
Kościół w Przewornie |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
kulturowy |
Kościół parafialny Matki Boskiej Królowej Polski w Przewornie jest budowlą ceglaną z kwarcytowym wypełnieniem ścian, o cechach architektury neogotyckiej. Wzmiankowany na 1335 r., zniszczony w czasie wojen husyckich w 1428r. Odbudowany w 1575r. Ponownie zniszczony w trakcie wojny 30. letniej w XVII w. Ponownie odbudowany w 1733r. Obecna świątynia pochodzi z lat 1888-91 i była remontowana w latach 1957, 1963-1966. Kościół ma prostokątną nawę o schodkowych szczytach, wieże wieloboczne zakończone prezbiterium, do którego dostawiona jest zakrystia. Na osi kwadratowa wieża z iglicowym hełmem. Naroża, obramienia okien, drzwi, szczyty, przypory przy prezbiterium i pasy na ścianach oraz wieńczący fryz wykonane w cegle, wypełnieni ścian z kwarcytów. Naroża dolnej część wieży wykonane z jasnych granitów. Natomiast wypełniania ścian zostały wykonane z kwarcytów. Wewnątrz kościoła, w południowej ścianie, wykonane z piaskowca późnorenesansowe (ostatniej ćwierci XVI w.) epitafium dwudzielne, o bogatej dekoracji rzeźbiarskiej ze scenami biblijnymi. W prawym transepcie umieszczono rzeźbione w piaskowcu epitafium rodziny Czirnów (późnorenesansowe). W nawie głównej znajduje się wykonana z przeworniańskiego marmuru chrzcielnica z 1765 r. Przy wejściu do nawy głównej wykonana z tego samego marmuru kropielnica. W zakrystii kilka nagrobków z końca XVI w. m.in. grób ostatniego z Piastów. Ostatnim panującym Piastem z linii książąt legnicko-brzeskich był - Jerzy IV Wilhelm. Ścieżka prowadząca do kościała oraz posadzka w kościele wykonana z ciemnego i jasnego marmuru z Przeworna. Na murze została umieszczona tablica poświęcona pracy i twórczości Maxa Drischnera, niemieckiego kompozytora, który pełnił w tym kościele funkcję organisty.
|
|
| |
|
|
|
162 |
Kościół w Karszowie |
Równina Kącka |
masyw strzeliński |
kulturowy |
Kościół filialny Niepokalanego Poczęcia Najświętszej Marii Panny w Karszowie, wykonany jest z granitu pochodzącego z okolic Górki Sobockiej. Kościół wzniesiony w końcu XIII w., wzmiankowany jest w 1335 r. W XVI w. został przebudowany. Podczas II wojny światowej został zniszczony, a odbudowano go w latach 1973-76. Kościół jest budowlą gotycką, orientowaną, murowaną, jednonawową z kwadratowym prezbiterium nakrytym sklepieniem krzyżowo-żebrowym. W murach zachowane są dwa profilowane portale kamienne i przyścienne sakramentarium. Od strony południowej kościoła zachowane jest ciekawe neogotyckie mauzoleum z 2 poł. XIXw. z prezbiterium skierowanym na południe, które służy obecnie za kaplicę cmentarną. Kaplica wykonana jest granitu i piaskowca. W kościele i kaplicy cmentarnej zastosowana granit, o różnym stopniu obróbki mechanicznej. W kościele wykorzystano kamień łamany pochodzący z naturalnie spękałych fragmentów skały granitowej (po prostej obróbce) występujące m.in. w wierzchniej warstwie złoża granitu w Górce Sobockiej, natomiast w mauzoleum (obecnie kaplicy cmentarnej) łamany (kamień któremu nadano kształt prostopadłościanu), granit wydobywany w głębszych częściach kamieniołomu.
|
|
| |
|
|
|
163 |
Wystapienie eklogitów w Kamieńcu Ząbkowickim |
Obniżenie Otmuchowskie |
pasmo kamienieckie |
geologiczny |
Około 1 km na południowy zachód od stacji kolejowej w Kamieńcu Ząbkowickim na polach i na terenie osiedla mieszkaniowego można znaleźć w formie luźnych bloczków próbki eklogitu. Skała tworzy soczewy o długości od kilkudziesięciu do ponad stu metrów. Soczewki i żyły znajdują się w obrębie łupków łyszczykowych. Eklogit z Kamieńca Ząbkowickiego ma barwę ciemno szarozieloną. Jego cechą charakterystyczną jest występowanie w zielonym tle skalnym minerałów o czerwonej barwie – granatów. Granaty w eklogicie mają wielkość przeważnie kilku milimetrów i są wyraźnie większe od składników budujących tło skalne. Tło skalne składa się z bardzo drobnych minerałów, m.in. takich jak omfacyt, glaukofan, paragonit. Piroksen omfacyt i amfibol glaukofan są w różnym stopniu przeobrażone w inne minerały z grupy piroksenów i amfiboli. Zbiór tych minerałów nadaje skale barwę zieloną. Paragonit jest miką, którą można dostrzec jako drobne, srebrne i silnie połyskujące blaszki. Podrzędnie w skale pojawiają się białe, drobne, o długości kilku milimetrów i szerokości milimetra tabliczki skalenia z grupy plagioklazów. Występujący tu eklogit jest skałą bardzo interesującą ze względu na warunki powstawania. Skład mineralny podpowiada nam, przy jakiej temperaturze i ciśnieniu powstaje dana skała. Skład chemiczny granatów i omfacytu pozwolił wyznaczyć temperaturę wzrostu tych minerałów na ok. 580°C, a przy pomocy paragonitu ustalono ciśnienie na 1,5 GPa. W przypadku ciśnienia wartość 1 kbar = 0,1 GPa odpowiada głębokości 3,5–4 km. Zatem głębokość odpowiadająca ciśnieniu 1,5 GPa wynosi ok. 50–60 km. Badania składu chemicznego eklogitów z Kamieńca Ząbkowickiego wykazały, że skład chemiczny eklogitów jest zbliżony do składu bazaltów. Zatem skałą wyjściową były zasadowe skały magmowe, gabra lub bazalty, które posiadają taki sam skład chemiczny. Podobne skały w Sudetach występują m.in. w okolicy Piławy Górnej, Międzygórza i Starego Gierałtowa. Są ciekawostką kolekcjonerską i nie mają większego zastosowania użytkowego.
|
|
| |
|
|
|
164 |
Kamieniołom gabra Braszowice |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
W czynnym kamieniołomie, usytuowanym przy drodze nr 8 z Ząbkowic Śląskich do Kłodzka, na wschodnim zboczu wzgórza Bukowczyk, ok.1 km na południe od kościoła w Braszowicach eksploatowane są gabra. Skały te pierwotnie zbudowane były z piroksenów jednoskośnych oraz skaleni (zasadowych plagioklazów), a obecnie są silnie zmienione przez zaawansowaną deformację i metamorfizm. Kosztem minerałów pierwotnych powstały w nich najczęściej: po piroksenie - drobnowłóknisty amfibol wapniowo-magnezowy (aktynolit) oraz po skaleniu - drobnołuseczkowe przerosty chlorytu magnezowego, epidotu i klinozoizytu. Skały gabroidowe z Braszowic mają najczęściej barwę szarozieloną, niekiedy z odcieniem niebieskim. Wielkość składników skały jest zróżnicowana w zależności od rodzaju gabra. W najbardziej pospolitej odmianie minerały mają rozmiary od setnych części milimetra do centymetra. W odmianie bardzo grubokrystalicznej, zwanej pegmatytem, minerały osiągają wielkość przeważnie kilku centymetrów. Skały występujące w kamieniołomie w Braszowicach odsłaniaja sie również w licznych łomach na szczycie i na zboczach Bukowczyka.
Gabra z Braszowic są zaliczane do jednostki geologicznej zwanej masywem Braszowic–Brzeźnicy. Dla geologów ma on duże znaczenie, gdyż uważa się, że stanowi fragment ofiolitu sudeckiego, do którego należą również podobne skały występujące w okolicach Nowej Rudy, Szklar i Sobótki. Sekwencja ofiolitowa składa się ze skał, które budowały fragment górnego płaszcza (perydotyty) oraz skorupę oceaniczną (gabra, bazalty). W wyniku procesów tektonicznych skały te zostały umieszczone w obrębie skorupy kontynentalnej. Wystąpienie takiej sekwencji w obrębie kontynentu tłumaczy się jako zapis kolizji dwóch płyt kontynentalnych. Badania wskazują, że komora magmowa, z której powstały występujące tu gabra, utworzyła się ok. 405 mln lat temu, czyli we wczesnym dewonie. Gabro eksploatowane w kamieniołomie w Braszowicach ma zastosowanie jako kruszywo drogowe i kolejowe oraz na podsypki budowlane. |
|
| |
|
|
|
165 |
Łom serpentynitu na stoku wzgórza Brzeźnica |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
Przy drodze ze Srebrnej Góry do Brzeźnicy, na zachodnim zboczu wzgórza Brzeźnica znajduje się nieczynnym od kilkudziesięciu lat kamieniołom, w którym eksploatowano serpentynity. Dostępne do obserwacji są ściany w zachodniej i północno-zachodniej części kamieniołomu. Występujące w masywie Braszowic-Brzeźnicy serpentynity powstały z perydotytów, które wchodziły wcześniej w skład górnego płaszcza. Wraz ze skałami skorupy oceanicznej (gabra z Braszowic) są one zaliczane do tzw. sekwencji ofiolitowej. Na jednej ze ścian, w północno-zachodniej części, w obrębie serpentynitów, widoczna jest zapadająca pod stromym kątem żyła rodingitu, która ze względu na jaśniejszą barwę wyraźnie odznacza się od szarobrunatnego serpentynitu. Ma ona miąższość ok. 30 cm i daje się prześledzić do wysokości 4 m od dna kamieniołomu. Rodingitu z Mikołajowa ma barwę jasną, białą z zielonymi smugami; miejscami różową z brązowymi plamkami. Struktura skały jest bardzo drobnoziarnista z pojedynczymi, większymi (do 1 cm) ziarnami szarozielonego lub brunatnego diopsydu. W brzeżnej strefie żyły widoczne jest podkoncentrowanie chlorytu o ciemnozielonej barwie. Jego zawartość w tej części może dochodzić do 70%. Po raz pierwszy nazwa „rodingit” została użyta dla nazwania skały znalezionej nad rzeką Roding w Nowej Zelandii, a składającej się z grossularu i diopsydu. Rodingity towarzyszą zwykle serpentynitom, tworząc w ich obrębie żyły i soczewy.
|
|
| |
|
|
|
166 |
Kamieniołom monzodiorytu Przedborowa |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
Monzodioryt z Przedborowej należy do granitoidów niemczańskich, których intruzja miała miejsce ok. 340 mln lat temu, czyli pod koniec orogenezy waryscyjskiej. Skały magmowe w strefie Niemczy były opisywane już w XIX wieku. Skały te zostały wydzielone w ramach Sudetów Środkowych jako sjenity już w 1867 r. Późniejsze analizy dowiodły, że nie występują tam sjenity, a granodioryty, monzonity, monzodioryty kwarcowe i sjenodioryty. Obserwowana tu skała ma barwę ciemnoszarą i składa się z plagioklazu (ok. 45%), amfibolu (ok. 20%), biotytu (ok.10%) oraz pobocznie z piroksenu, kwarcu i skalenia potasowego. Monzodioryt z Przedborowej tworzy żyłę o miąższości ok. 100 metrów w obrębie amfibolitów. Wyróżnia się dwie odmiany: o strukturze równoziarnistej i o strukturze porfirowatej. Monzodioryt porfirowaty ma podobny skład mineralny, ale charakteryzuje się obecnością dużych ziaren biotytu, które osiągają rozmiary nawet do 5 mm. W niższych partiach kamieniołomu występuje również jasny monzodioryt. Odmiana jasna charakteryzuje się występowaniem bardzo silnie zwietrzałych skaleni, jest w nim bardzo mało biotytu, natomiast występują duże, osiągające wielkość ok. 4 mm, ziarna chlorytu. Podobna do obserwowanych w tym kamieniołomie skał w strefie Niemczy występuje także w nieczynnym kamieniołomie w Koźmicach na wzgórzu Strach. Eksploatacja w Przedborowej zaczęła się w latach 30. XX wieku. Monzodioryt został wykorzystany przy budowie wielu budynków i ulic w Polsce i w Europie, np. Rynek Główny w Krakowie, Dworzec Centralny w Warszawie, Trakt Królewski w Warszawie, metro w Wiedniu, plac Bohaterów Getta w Krakowie, place i budynki użyteczności publicznej w Hanowerze i Berlinie.
|
|
| |
|
|
|
167 |
Sudecki uskok brzeżny |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geomorfologiczny |
|
|
168 |
Perydotyty i serpentynity lizardytowo-chryzotylowe na wzgórzu Grochowiec |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
|
|
169 |
Łom gnejsów na stoku wzgórza Stróżnik |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
|
|
170 |
Serpentynity antygorytowe na szczycie wzgórza Brzeźnica |
Masyw Grochowski |
strefa Niemczy |
geologiczny |
|
|
177 |
Miejsca upadku fragmentów meteorytu "Gnadenfrei" ("Piława Górna") |
Wzgórza Bielawskie |
masyw sowiogórski |
geologiczny |
Geostanowisko to miejsca spadku dwóch fragmentów meteorytu "Gnadenfrei" ("Piława Górna"). Meteoryt ten to chondryt zwyczajny H5, złożony z minerałów takich jak żelazonikiel, piroksen, oliwin, troilit, pirotyn i chromit; na powierzchni posiada skorupę obtopieniową. Obecnie obydwa fragmenty (a dokładniej ich części) znajdują się w zbiorach muzeów geologicznych i mineralogicznych we Wrocławiu, Berlinie, Wiedniu, Budapeszcie, Londynie, Nowym Jorku i Chicago. Część poszukiwaczy meteorytów uważa, że możliwe jest znalezienie kolejnych fragmentów meteorytu w rejonie tego stanowiska. |
|
| |
|
|
|
178 |
Punkt widokowy i nieczynny łom mylonitów Piława Górna |
Wzgórza Bielawskie |
Strefa Niemczy |
geologiczny |
Geostanowisko jest punktem widokowym, z którego rozpościera się widok na Piławę Górną i Góry Sowie. Jest to zarazem widok na regionalną granicę geologiczną - uskok sudecki brzeżny - który oddziela Sudety (część górska; na dalszym planie) od bloku przedsudeckiego (pogórze; na pierwszym planie). Przy ambonie widokowej znajduje się nieczynny kamieniołom, w którym wydobywano skały metamorficzne. Skały te to gnejsy mylonityczne typu niemczańskiego, zbudowane z minerałów takich jak kwarc, skalenie, biotyt i muskowit; które przecinane są przez żyłki kwarcowe miąższości do kilku cm. Unikatowość miejsca polega na tym, że jest to pogranicze dwóch regionalnych jednostek geologicznych - bloku Gór Sowich i strefy Niemczy. Wiek protolitu (starszych skał, z których powstały obecne gnejsy) ocenia się na przedział neoproterozoik-kambr, natomiast wiek mylonityzacji (ścinania, rozwoju tekstury silnie kierunkowej, "rozcierania") na karbon. |
|
| |
|
|
|
190 |
Ośrodek szkolno-wychowawczy w Piławie Górnej |
Wzgórza Bielawskie |
Masyw sowiogórski |
kulturowy |
Duży kompleks budynków powstały pod koniec XIX w. Do jego budowy wykorzystano surowiec kamienny pochodzący z różnych rejonów Dolnego Śląska. Schody wykonane są ze średnioziarnistego granitu wieku karbońskiego, złożonego z kwarcu, skaleni, biotytu i muskowitu, pochodzącego z kamieniołomów w Strzegomiu; fundamenty i murki z porfirowatego (różnoziarnistego) granodiorytu wieku karbońskiego, złożonego z kwarcu, skaleni, biotytu i amfibolu, pochodzącego z pobliskiego Kośmina; natomiast kolumny, balustrady, gzymsy i okiennice ze średnioziarnistego, dolnośląskiego piaskowca wieku kredowego, złożonego niemal wyłącznie z kwarcu. Na uwagę zasługuje kunszt wykonania kamiennych detali architektonicznych. |
|
| |
|
|
|
201, 204 |
Kościół Marcina z Tours w Piławie Górnej i krzyż pokutny |
Wzgórza Bielawskie |
Masyw sowiogórski |
kulturowy |
Historia Kościoła sięga XV w., w kolejnych wiekach był wielokrotnie przebudowywany. Krzyż pokutny pochodzi z XVII w; do budowy murów Kościoła wykorzystano migmatyt z Piławy Górnej (zawiera minerały takie jak kwarc, skalenie, biotyt, muskowit, granat i syllimanit) i polodowcowe głazy narzutowe. Schody i bruk przed budynkiem wykonano z porfirowatego granodiorytu z Kośmina, złożonego z minerałów takich jak kwarc, skalenie, biotyt i amfibol. Płaskorzeźby, tablica pamiątkowa i krzyż pokutny wykonane są ze średnioziarnistego piaskowca dolnośląskiego, złożonego niemal wyłącznie z kwarcu. Inna tablica na ścianie Kościoła wykonana jest z marmuru śląskiego, składającego sie z kalcytu. Natomiast krzyż upamiętniający Misje posadowiono na dużym, polodowcowym głazie narzutowym. |
|
| |
|
|
|
209 |
Kopalnia migmatytów Piława Górna |
Wzgórza Bielawskie |
Masyw sowiogórski |
geologiczny |
Geostanowisko jest czynnym kamieniołomem, w którym widoczna jest sekwencji migmatytów (gnejsów migmatycznych) i amfibolitów, tj. skał średniego stopnia metamorfizmu, których wiek ocenia się na neoproterozoik-kambr, które wchodzą w skład regionalnej jednostki geologicznej blok Gór Sowich. W skały te intrudowały pegmatyty granitowe wieku dewońskiego. Migmatyty i amfibolity zbudowane są ze zmiennych proporcji skaleni, kwarcu, biotytu, muskowitu, amfibolu i syllimanitu. Żyły pegmatytów osiągają miąższość od kilku cm do kilku m, wielkość obecnych w nich kryształów dochodzi do kilkudziesięciu cm; są to m.in. kryształy minerałów takich jak: kwarc, skalenie, biotyt, granat, spodumen, beryl, turmalin, kolumbit-tantalit, cyrkon, ksenotym, piryt, tytanit, galena, oraz piławit itrowy, który to odkryto w tych właśnie pegmatytach (dotychczas jest to jedyne znane miejsce występowania tego minerału). |
|
| |
|
|
|
210 |
Park Skalny w Strzelinie |
Wzgórza Strzelińskie |
masyw strzeliński |
geologiczny |
|
|