Pobierz Charakterystyka budowy geologicznej Dolnego Śląska i więcej Poradniki, Projekty, Badania w PDF z Geologia tylko na Docsity!
Charakterystyka budowy geologicznej Dolnego Śląska
- Wprowadzenie............................................................................................................................
- Obszar Dolnego Śląska na tle jednostek strukturalnych Polski i Europy Środkowej................
- Budowa geologiczna Dolnego Śląska
- Neoproterozoik – dolny ordowik (kompleks kadomski)............................................................
- Dolny paleozoik (kompleks sowiogórski i ultramaficzno-maficzny kompleks ofiolitowy)......
- Dolny paleozoik (ordowik – dewon) (syntektoniczny kompleks kaledońsko-waryscyjski)......
- Paleozoik górny (górny dewon – dolny perm) (synorogeniczny kompleks waryscyjski)
- Cechsztyn – mezozoik (kompleks platformowy).......................................................................
- Kenozoik - trzeciorzęd
- Paleogen
- Paleogen – Neogen...................................................................................................................
- Neogen
- Miocen......................................................................................................................................
- Pliocen......................................................................................................................................
- Czwartorzęd
- Literatura
Charakterystyka budowy geologicznej Dolnego Śląska
Stefan Cwojdziński
Wprowadzenie
Z geologicznego punktu widzenia na obszarze województwa dolnośląskiego mamy do czynienia z kilkoma jednostkami tektonicznymi ukształtowanymi w wyniku kenozoicznych ruchów blokowych. Są to od południa: blok Sudetów, z wyjątkiem skrawka Sudetów Wschodnich, blok przedsudecki oraz SW fragment monokliny przedsudeckiej (Don, Żelaźniewicz, 1990). Jednostki te są rozdzielane przez strefy uskokowe o głębokich założeniach reprezentowane dziś przez kruche uskoki normalne. We współczesnym obrazie morfologicznym obniżają się one progowo ku NE. Wewnętrzna budowa geologiczna obszaru województwa jest bardzo skomplikowana (Sawicki, 1967, 1995). Zawdzięcza ona powstanie polifazowej ewolucji geologicznej trwającej od górnego proterozoiku po czwartorzęd. W toku tej ewolucji wyróżnić można kilka zasadniczych etapów: (1) neoproterozoiczno-dolnoordowicki (kadomski), (2) dolnopaleozoiczny (ordowik–dewon), (3) górnodewońsko-karbońsko-dolnopermski, (4) cechsztyńsko-mezozoiczno-trzeciorzędowy i (5) czwartorzędowy. Procesy typowe dla poszczególnych etapów ewolucji zazębiały się zarówno przestrzennie jak i czasowo. Etap 1 i 2 reprezentowane są dziś przez kompleksy skał metamorficznych i magmowych, które podlegały kilkufazowym deformacjom fałdowo-nasunięciowym i ścięciowym odbywającym się na różnych poziomach skorupy ziemskiej. Etap 3 odpowiada waryscyjskim procesom orogenicznym i synorogenicznej sedymentacji i działalności magmowej i jest reprezentowany przez kompleksy skał osadowych o charakterze fliszowym i molasowym, granitoidy oraz zróżnicowane geochemicznie kompleksy skał wulkanogenicznych. Etap 4 to etap typowej sedymentacji platformowej i deformacji blokowych.
Obszar Dolnego Śląska na tle jednostek strukturalnych Polski i Europy Środkowej
Obszar Dolnego Śląska leży w obrębie szerokiego pasa Waryscydów środkowo- europejskich, które dziś tworzą na znacznym obszarze podłoże platformy paleozoicznej. Obszar deformacji waryscyjskich, fałdowo - nasunięciowych obejmuje SW Polskę i stanowi wschodnie przedłużenie wydzielanych w Niemczech jeszcze przez Kossmata (1927) stref: saksońsko- turyngskiej, reńsko - hercyńskiej i subwaryscyjskiej. Część wewnętrzna orogenu waryscyjskiego to Sudety i blok przedsudecki (Żelaźniewicz, 1997), część zewnętrzna jest ukryta pod platformową pokrywą monokliny przedsudeckiej i znana głównie na podstawie danych geofizycznych i wierceń. Granicą obu części pasma waryscyjskiego jest strefa Odry - wąski pas skał mezozonalnych z granitoidami o kierunku NW - SE obramowany z obu stron przez, wykazywane wierceniami lub metodami geofizycznymi, kompleksy ultrazasadowo- zasadowe (Cwojdziński, Żelaźniewicz, 1995). Z punktu widzenia neoproterozoiczno- paleozoicznych etapów ewolucji obszar Dolnego Śląska leży w obrębie strefy saksońsko- turyngskiej orogenu waryscyjskiego Europy Środkowej graniczącej od południa z masywem czeskim (strefa moldanubska) (internidy sudeckie) (Żelaźniewicz et al., 1995). Metamorfik odrzański stanowi granicę z zewnętrzną częścią orogenu odpowiadającą strefie reńsko- hercyńskiej (eksternidy wielkopolskie). Ta część jest dziś całkowicie ukryta pod pokrywą platformową monokliny przedsudeckiej (Pożaryski, Karnkowski, 1992). Permsko-mezozoiczne etapy ewolucji tego obszaru są związane ze stopniowym rozpadem orogenu waryscyjskiego i kształtowaniem się platformy postwaryscyjskiej. Z kolei w trzeciorzędzie Dolny Śląsk wszedł w skład obszaru intensywnych deformacji blokowych na
omawiane skały przeszły progresywny metamorfizm regionalny od niskiego stopnia w wypadku szarogłazów łużyckich przez facje zieleńcowe (łupki pasma złotnickiego, fyllity z Włosienia) przy T=400 – 450°C i p=4 kb do facji amfibolitowych przy T=560 - 630°C i różnych ciśnieniach p=3-4 do 7-8 kb. Podłoże suprakrustalnej serii kadomskiej nie jest znane. W skały serii suprakrustalnej intrudowały ciała granitoidowe, które w następstwie deformacji mylonitycznej zostały przekształcone w zróżnicowane strukturalnie i teksturalnie kompleksy ortognejsowe. Skały te są dziś reprezentowane przez (1) granodioryty zawidowskie (540- Ma), granity rumburskie i izerskie (514 – 480 Ma), leukogranity i leukognejsy oraz gnejsy granodiorytowe, izerskie i kowarskie(500 ma) w bloku karkonosko-izerskim, (2) gnejsy Wądroża Wielkiego (548 Ma) występujące na bloku przedsudeckim wśród skał kompleksu kaczawskiego, (3) ortognejsy i gnejsy jednostki Orlej – Gołogłów (500 - 590Ma) w SW części metamorfiku kłodzkiego, (4) ortognejsy śnieżnickie i bystrzyckie oraz migmatyczne gnejsy gierałtowskie (488 – 522 Ma – U-Pb i Pb-Pb na cyrkonach) w skałach kopuły orlicko- śnieżnickiej, (6) gnejsy strzelińskie (568-600 Ma) w krystaliniku Wzgórz Strzelińskich Dotychczasowe dane na temat ewolucji tektono-metamorficznej tych skał nie zawsze pozwalają na stwierdzenie wieku zgnejsowania. Dane radiometryczne dotyczące gnejsów gierałtowskich i śnieżnickich (Rb-Sr, U-Pb) sugerują metamorfizm tych skał o wieku około 340 Ma. Ulegały one metamorfizmowi w warunkach T=520-550°C i p=4,5 – 8,5 kb. (M.in.: Borkowska i in., 1980; Borkowska, Dörr, 1998, Korytowski i in., 1993, Oliver i in., 1993, Kröner i in., 1994, Hegner, Kröner, 2000, Seston i in., 2000, Oberc-Dziedzic i in., 2003, A.Żelaźniewicz, 2003).
Dolny paleozoik (kompleks sowiogórski i ultramaficzno-maficzny kompleks ofiolitowy)
Trójkątny dziś w zarysie blok sowiogórski występujący w centralnej partii dolnośląskiej mozaiki tektonicznej, stanowi pod względem zarówno litologicznym jak i strukturalnym element obcy wśród skał sąsiadujących jednostek metamorficznych. Blok ten jest natomiast związany przestrzennie z otaczającymi, a częściowo podścielającymi go, wystąpieniami skał ultramaficzno-maficznych tworzącymi tzw. kompleks ofiolitowy. W skład kompleksu sowiogórskiego, który odsłania się zarówno w Górach Sowich, jak i na ich przedpolu na bloku przedsudeckim, wchodzą: 1) paragnejsy i migmatyty, te ostatnie bardzo urozmaicone teksturalnie występują jako migmatyty warstewkowe, nebulityczne, szlirowate lub homofaniczne, często z granatami, syllimanitem i pinitem pokordierytowym, (2) gnejsy syllimanitowe podobne strukturalnie, lecz ze znacznie większym udziałem syllimanitu - fibrolitu, (3) granitognejsy (migmatyty homofaniczne), (4) granitognejsy oczkowe silnie zdeformowane mylonitycznie, (5) gnejsy amfibolowe i amfibolity oraz (6) granulity (Szałamacha, Szałamacha, 1996; Cymerman, 1996). Kompleks sowiogórski zbudowany jest więc z zespołu gnejsów i migmatytów z niewielkimi ciałami amfibolitów, granulitów i zserpentynizowanych perydotytów (niewidoczne w skali mapy 1:200 000). Zarówno wiek, jak i charakter protolitów tych skał jest dyskutowany (Żelaźniewicz, 1987, 1990, 1995). Jasne granulity sowiogórskie i perydotyty granatowe uległy metamorfizmowi w dolnej skorupie w czasie około 402 Ma, następnie razem z gnejsowym otoczeniem w warunkach facji amfibolitowej i wielofazowej migmatyzacji w czasie 384 – 370 Ma. Szybkie wypiętrzanie kompleksu sowiogórskiego w górne partie skorupy jest dokumentowane radiometrycznie (Ar-Ar i Rb-Sr) na 370 – 360 Ma (M.in.: van Breemen i in., 1988, Bröcker i in., 1997, A.Żelaźniewicz, 2003). Dane te nie potwierdzają, długo uznawanego za pewnik, prekambryjskiego wieku kompleksu, choć taki wiek jest możliwy dla protolitów niektórych z tych skał (Gunia, 1985).
Wzdłuż wschodniej krawędzi bloku sowiogórskiego rozwinęła się struktura strefy mylonitycznej Niemczy, skomplikowana strefa przesuwcza, w której dominują zmylonityzowane gnejsy kompleksu sowiogórskiego (mylonity i kataklazyty), wśród których występują łupki łyszczykowe z andaluzytem i kordierytem, kwarcyty i metaszarogałazy oraz granitoidy niemczańskie (Szałamacha, Szałamacha, 1996; Cymerman, 1996, Cwojdziński, Żelaźniewicz, 1995). W obrębie tej strefy występują też serpentynity masywu Szklar. Zarówno geneza strefy Niemczy, jak i jej znaczenie w regionalnej geologii Dolnego Śląska są nadal przedmiotem kontrowersji. Niewątpliwie jej geneza jest ściśle związana z późną, waryscyjską, ewolucją bloku Gór Sowich (m.in.: Dziedzicowa, 1979, Gunia, 1985, Cymerman, Piasecki, 1994; Mazur i in., 1995; Aleksandrowski, Mazur, 2002). Górne partie kompleksu sowiogórskiego były erodowane już w późnym dewonie dostarczając materiału klastycznego do depresji Świebodzic i basenu bardzkiego. Transgresja wizenu wkroczyła na wyrównaną powierzchnię erozyjną bloku sowiogórskiego.
Kompleks ofiolitowy składa się z kilku odrębnych struktur pojawiających się dziś na powierzchni w masywie Ślęży, Szklar, Braszowic – Brzeźnicy i Nowej Rudy. Z litologicznego punktu widzenia składa się on z (1) członu ultramaficznego przekształconego w swej zasadniczej masie w serpentynity (serpentynity antygorytowe i chryzotylowe) z reliktowymi partiami perydotytów, piroksenitów i dunitów, oraz (2) członu maficznego (gabra oliwinowe i diallagowe, metagabra, amfibolity i diabazy) (Szałamacha, Szałamacha, 1996; Cymerman, 1996). Nietypowo wykształcone pełne sekwencje ofiolitowe występują w masywie Ślęży i Nowej Rudy, pozostałe dwa masywy są złożone tylko z serpentynitów (masyw Szklar) lub serpentynitów i gabr (masyw Braszowic –Brzeźnicy), strefowo zamfibolityzowanych. Nie istnieją jednoznaczne dowody na to, iż kompleks ten stanowi fragment dna zbiornika paleooceanicznego. Wiek gabr (U-Pb) określony na cyrkonach wynosi 420 Ma, a plagiogranitów tworzących żyły w serpentynitach – 403 Ma (górny sylur – dolny dewon) (M.in.: Pin i in., 1988, Majerowicz, Pin, 1989, Oliver i in., 1993, Żelaźniewicz, 2003).
Dolny paleozoik (ordowik – dewon) (syntektoniczny kompleks kaledońsko-waryscyjski)
Skały paleozoiczne (ordowik – dewon) są reprezentowane na Dolnym Śląsku przez zmetamorfizowane serie osadowo–magmowe związane z paleozoiczną ewolucją krawędzi skorupy kadomskiej w obrębie strefy saksońsko-turyngskiej tektogenu waryscyjskiego Europy Środkowej (Żelaźniewicz i in., 1995). Ich ewolucja przebiegała różnie i zakończyła się w różnych okresach czasu. Należą do nich jednostki Leszczyńca i Przybkowic w Karkonoszach Wschodnich, metamorfik kaczawski, część metamorfiku kłodzkiego, staropaleozoiczne elementy litologiczne jednostki bardzkiej. Skały budujące te jednostki tworzyły się w niewielkich basenach suboceanicznych lub umiejscowionych na ścienionej skorupie kontynentalnej - świadczy o tym wysoka aktywność magmowa i obecność bimodalnych serii intruzywnych i wulkanogenicznych. W skład omawianego kompleksu wchodzą: (1) metamagmowe skały zasadowe (łupki kwarcowo-albitowo-chlorytowe, łupki chlorytowe, amfibolity, metadiabazy, zieleńce, metagabra – 488 – 502 Ma) i kwaśne (gnejsy paczyńskie, metadioryty, plagiogranity) jednostki Leszczyńca we Wschodnich Karkonoszach, (2) fyllity z wkładkami wapieni i zieleńce jednostki Przybkowic (prawdopodobny ordowik) nasunięte na struktury Wschodnich Karkonoszy od strony metamorfiku kaczawskiego (M.in.: Szałamacha, Szałamacha, Milewicz, 1995, Cymerman, 1996, Narębski, 1994, Kryza, Mazur, 1994, Kryza i in., 1994, Floyd i in., 2000, Kozdrój 2003), (3) osadowo-wulkanogeniczna sekwencja ordowicko – sylursko - dewońska kompleksu kaczawskiego (Baranowski i in.,
- reprezentowana przez różne typy skał fyllitowych (łupki serycytowo-albitowe,
poziomach skorupy mamy natomiast do czynienia z syn i posttektonicznym magmatyzmem granitoidowym, który osiągnął swoje maksimum w górnym karbonie. Do synorogenicznego kompleksu waryscyjskiego należą (M.in.: Szałamacha, Szałamacha, Milewicz, 1995, Szałamacha, Szałamacha, 1996, Cymerman, 1996): w strukturze bardzkiej: utwory autochtoniczne (wapienie najwyższego dewonu, szarogłazy, mułowce, łupki ilaste, porzędnie zlepieńce wizenu w typowej facji fliszowej), w obrębie których występują olistolity skał starszych, na bloku Gór Sowich: skały pokrywy kulmowej (szarogłazy i łupki ilaste z wkładkami wapieni i zlepieńców, w depresji Świebodzic: górnodewońsko-dolnokarboński kompleks osadowy (szarogłazy, mułowce i zlepieńce polimiktyczne dewonu górnego z olistolitami wapieni górnego franu i dolnego famenu, zlepieńce gnejsowe (kulm z Książa) i polimiktyczne (kulm z Chwaliszowa) (turnej), złożone z otoczaków gnejsów i granitów sowiogórskich, zieleńców, kwaśnych wulkanitów i osadowych skał dewońskich, w depresji śródsudeckiej: (1) dolnokarboński kompleks osadowy (zlepieńce, fanglomeraty, brekcje osadowe górnego turneju – kulm z Sadów Górnych, zlepieńce, szarogłazy, iłowce i mułowce wizenu – formacje ze Starych Bogaczowic, Lubomina i Szczawna), (2) górnokarboński kompleks osadowo-wulkanogeniczny typu molasowego (piaskowce, zlepieńce, mułowce i iłowce z pokładami węgla kamiennego namuru – westfalu – formacje: wałbrzyska, z Białego Kamienia, żaclerska, zlepieńce i piaskowce z wkładkami mułowców – formacja z Glinika (westfal C-D), wulkanity: trachybazalty, ryolity, dellenity, tufy i brekcje lawowe, zlepieńce, piaskowce, mułowce i iłowce stefanu), (3) osadowo-wulkanogeniczny kompleks czerwonego spągowca (mułowce i iłowce (łupki antrakozjowe), piaskowce miejscami zlepieńcowate (łupki walchiowe), wulkanity dwóch cykli wulkanicznych: trachybazalty, ryolity, trachity i latyty, tufy ryolitowe, ignimbryty, fanglomeraty porfirowo-gnejsowe, piaskowce i iłowce czerwone, w depresji północno-sudeckiej: stefańsko - dolnopermski kompleks osadowo- wulkaniczny (mułowce, piaskowce podrzędnie zlepieńce stefanu ze Starej Kraśnicy, czerwony spągowiec: mułowce z wkładkami piaskowców i zlepieńców (trzy cykle sedymentacyjne), wulkanity bimodalne: ryolity, tufy ryolitowe, ryodacyty, trachity oraz trachybazalty). Kompleks waryscyjski struktury bardzkiej został osadzony w pierwszej fazie na cokole bloku kontynentalnego (platforma węglanowa) w stopniowo pogłębiającym się basenie, a w ostatniej, fliszowej fazie, na podmorskim skłonie basenu, na którym nastąpiły ześlizgi grawitacyjne na dużą skalę. Sedymentacja w basenie bardzkim była powiązana przestrzennie z płytkowodną sedymentacją szelfową na bloku sowiogórskim. Pierwotny zasięg całego basenu waryscyjskiego był znacznie szerszy od dzisiejszej struktury bardzkiej (Wajsprych, 1978, 1986). Wszystkie pozostałe synorogeniczne formacje osadowe i osadowo-wulkanogeniczne związane były z szybkim rozwojem śródgórskich zapadlisk tektonicznych. Ich pojawienie się następowało w najwyższym dewonie (depresja Świebodzic), w dolnym karbonie (depresja śródsudecka) lub w górnym karbonie (depresja północnosudecka) i było przejawem tensyjnego rozpadu orogenu waryscyjskiego.
W karbonie miał też miejsce intensywny plutonizm granitoidowy. Procesowi temu zawdzięcza powstanie grupa intruzji występujących w obrębie wszystkich jednostek metamorficznych Dolnego Śląska oraz zespół skał żyłowych reprezentowanych przez mikrogranity, aplity, pegmatyty, żyły kwarcowe i lamprofiry różnych odmian. Do zespołu granitoidów należą: (1) masyw granitowy Karkonoszy w centrum bloku karkonosko - izerskiego (granity porfirowate - 327 Ma, granity równoziarniste – grzbietowe i granity granofirowe -310 Ma (Borkowska, 1966, Mierzejewski, Oberc-Dziedzic, 1990, Pin i in., 1987),
(2) masyw granitoidowy Strzegom – Sobótka intrudujący w obręb skał kompleksu kaczawskiego oraz gabr Ślęży na bloku przedsudeckim (tonality, granodioryty biotytowe, monzogranity dwułyszczykowe i biotytowe) (Majerowicz, 1972, Maciejewski, Morawski, 1975, Pin i in., 1989), (3) ciała granitoidowe Niemczy w obrębie strefy mylonitycznej Niemczy i krawędziowej partii bloku sowiogórskiego (granodioryty hornblendowe i monzodioryty kwarcowe – 340 Ma) (Dziedzicowa, 1963, Cwojdziński, Augustyniak, 1989, Oliver i in., 1993, Kröner i in., 1997), (4) granitoidy strzelińskie – tworzące w dzisiejszym poziomie intersekcyjnym większe i mniejsze ciała żyłowe w skałach metamorficznych krystaliniku Wzgórz Strzelińskich (granity dwułyszczykowe i biotytowe – 330 Ma) (Puziewicz, Oberc-Dziedzic, 1995), (5) masyw kłodzko-złotostocki – sierpokształtna intruzja położona na granicy między metamorfikiem wschodniej części kopuły orlicko-śnieżnickiej (Góry Złote i Krowiarki), strukturą bardzką i metamorfikiem kłodzkim (granodioryty porfirowate oraz drobno i średnioziarniste, tonality, monzonity i monzodioryty – 297 do 309 Ma) (Wojciechowska, 1975, Cwojdziński, 1977), (6) granitoidowe intruzje brzeżne kopuły orlicko-śnieżnickiej – masyw Kudowy, Nowego Hradka, granitoidy jawornickie i bialskie (tonality, granodioryty, granity monzonitowe – 289 - 330 Ma). Intrudują one w strefach dyslokacyjnych w zewnętrznych partii kopuły orlicko-śnieżnickiej, w obrębie jej kontaktów ze słabiej zmetamorfizowanymi kompleksami obrzeży (jednostki Starego Miasta, Nowego Miasta i Zabrzeska – rozwinięte głównie po stronie czeskiej) Granitoidy dolnośląskie tworzą masywy plutoniczne syn i późnokinematyczne (np. 3, 5, 6) odznaczające się obecnością tekstur kierunkowych zgodnych z powierzchniami kontaktów oraz plutony postkinematyczne (np. 1, 2, 4). Granitoidy często wytworzyły w swojej osłonie strefy metamorfizmu kontaktowego (hornfelsy, łupki plamiste), którego zasięg w znaczym stopniu jest uzależniony od litologii skał osłony.
Cechsztyn – mezozoik (kompleks platformowy)
Z końcem czerwonego spągowca następuje zmiana warunków geotektonicznych na obszarze Dolnego Śląska. Od cechsztynu rozpoczyna się platformowy etap ewolucji obszaru Dolnego Śląska związany z rozwojem platformy postwaryscyjskiej Europy Środkowej. Sedymentacji morskiej (cechsztyn, ret, wapień muszlowy, kreda górna), o charakterze płytkowodnym, i lądowej (piaskowiec pstry dolny i środkowy) towarzyszą deformacje blokowe, o zmiennym natężeniu (Oberc, 1972). Przez cały ten okres obszar Dolnego Śląska znajduje się w południowej, marginalnej strefie sedymentacji platformowej Niżu Polskiego, stąd dominacja brzeżnych facji basenowych i liczne luki stratygraficzne. W okresie triasu górnego, jury i dolnej kredy cały ten obszar wchodzi w skład denudowanego lądu dostarczającego materiału detrytycznego do basenu środkowoeuropejskiego. Kompleks platformowy jest przez ten okres rozdzielony na dwie części: dolną - od cechsztynu po trias środkowy, i górną – obejmującą utwory górnej kredy. Skały dolnej części kompleksu platformowego Dolnego Śląska występują w obrębie: (1) depresji północnosudeckiej (piaskowce, iłowce, wapienie, dolomity, anhydryty i gipsy cechsztynu, piaskowce pstre, piaskowce kwarcowe oraz iłowce z wkładkami wapieni, margli i dolomitów triasu dolnego, dolomity, wapienie, wapienie margliste i margle dolnego wapienia muszlowego), i (2) depresji śródsudeckiej (dolomity, szarogłazy, zlepieńce dolomityczne, piaskowce z soczewami wapieni cechsztynu oraz piaskowce, miejscami zlepieńcowate, reprezentujące piaskowiec pstry – dolny i środkowy) (M.in.: Szałamacha, Szałamacha, Milewicz, 1995, Szałamacha, Szałamacha, 1996, Cymerman, 1996). Transgresja górnokredowa objęła znaczną część Dolnego Śląska z wyjątkiem kilku obszarów wyspowych. Skały tego kompleksu występują na obszarze (1) depresji północno-sudeckiej (piaskowce kwarcowe, zlepieńce, margle i wapienie margliste cenomanu i turonu, piaskowce
strzegomskie. Ze względu na obecność bazaltów osady te błędnie uznano za tufy wulkaniczne (Grocholski, 1977). Wiek największego bloczka bazaltowego metodą Ar-K określono na 44 Ma lat. Data ta wydaje się zaniżona, na co wskazuje mała ilość argonu. Na osadach morskich i brakicznych w rejonie głogowskim leżą piaski, żwiry i mułki formacji leszczyńskiej (Piwocki, Ziembińska-Tworzydło, 1995) lub warstwy lubińskie (Dyjor, 1978). Miąższość tego kompleksu skalnego dochodzi do 60 m. Strop osadów górnooligoceńskich w poszczególnych otworach znajduje się między 190,0 m p. p. m., a 80, m p. p. m.. We wschodniej części obszaru powierzchnia stropu opada ku północy, zgodnie z nachyleniem skał podłoża podtrzeciorzędowego. Wykształcenie litologiczne formacji leszczyńskiej (warstw polkowickich wg Dyjora, 1978) jest zmienne. Najczęściej w spągu serii występują mułki, a ku stropowi zwiększa się udział grubych warstw piaszczystych z przewarstwieniami żwirów. W niektórych otworach poszukiwawczym za węglem brunatnym występują brunatne piaskowce i mułowce z detrytusem roślinnym o miąższości do 120,0 m, których barwa może pochodzić z rozmywanych czerwono-brunatnych piaskowców triasowych. W stropie występuje kilkumetrowej miąższości pokład głogowski węgla brunatnego. Pokład ten według Piwockiego (Piwocki, 1992, 1998) należy już do dolnomioceńskiej formacji rawickiej (Tab. I).
Paleogen – Neogen
Od ustąpienia morza górnokredowego w santonie ok. 84 mln lat temu do oligocenu górnego na obszarze Dolnego Śląska nie zachowały się żadne osady. Przypuszcza się, że wprzez cały paleogen i część neogenu rozwijały się pokrywy wietrzeniowe zachowane przeważnie na podłożu skał krystalicznych (Walczak, 1970; Stoch, 1974; Stőrr, 1975; Kural, 1979; Kościówko, 1982). W procesie głębokiego podpowierzchniowego wietrzenia fizycznego i chemicznego następował rozpad skał krystalicznych na zwietrzeliny ziarnowe (kasza granitowa). Dalszy rozpad skaleni i łyszczyków prowadził do powstania minerałów ilastych w tym kaolinów. Obecne ukształtowanie powierzchni, jaką tworzą skały krystaliczne prawie w całości jest odbiciem procesów dawnego podpowierzchniowego wietrzenia. Jedynie pod bazaltami i osadami neogenu zachowały się miąższe pokrywy zwietrzelinowe. W rejonie Ziębic, Świdnicy, Żarowa miąższość regolitów, skał zwietrzałych in situ jak i przemieszczonych, dochodzi do 80 m, a nawet przekracza 150 m (Kural, 1979; Kościówko, 1982). Zwietrzeliny typu kaszy granitowej rozwinęły się głównie na granitach i gnejsach. W profilach często obserwuje się stopniowe przejście od podłoża silnie spękanego poprzez skałę zdezintegrowaną do poszczególnych ziarn mineralnych, aż do skały ilasto-piaszczystej z zachowaną teksturą skały pierwotnej. Barwa skały jest zmienna od brązowo-rdzawej, żółto- czerwona lub jasno-szaro-białą. Tylko całkowicie zwietrzały skały składające się prawie wyłącznie z minerałów ilastych w tym kaolinów są białe. Zmienna obecność kwarcu w masie ilastej często powoduje złe genetyczne określenie rodzaju opisywanej skały. Zatarcie pierwotnej tekstury np. w procesie wiercenia powoduje, że zwietrzałe skały krystaliczne opisuje się jako skały osadowe (Badura i in., w druku). Zwietrzałe łupki krystaliczne znacznie wyraźniej zachowują swoje pierwotne tekstury. Ich zwietrzeliny są też bardziej kolorowe. Mogą one mieć barwy od szarych, srebrnych, stalowo-czarnych, fioletowych, ceglastoczerwonych, żółtych, zgniłozielonych do śnieżno białej. Zmienność kolorystyczna może następować, co kilka centymetrów.
Dolnośląskie bazalty należą do centralnoeuropejskiej prowincji bazaltowej ciągnącej się od Francji, przez Niemcy i Czechy (Alibert i in., 1987; Blusztajn, Hart, 1989). Na Śląsku występuj one od Zgorzelca na zachodzie po Górę Św. Anny na wschodzie. Wystąpienia
bazaltów grupują się w kilku centrach (Cwojdziński, Jodłowski, 1982). Najważniejsze centra występują w rejonie Zgorzelca-Bogatyni, Lubania, Złotoryi, Jawora i Niemczy. Lawy wulkaniczne na obszarze Dolnego Śląska są typowe dla sztywnych kratonów. Nazwa bazalt jest tu stosowana jako zbiorcze określenie różnych zasadowych skał magmowych o strukturze afanitowej. Tak określona grupa skał obejmuje: bazalty, trachity, tefryty, bazanity, bazanity fonolitowe, latyty kwarcowe, bazalty foidonosne, nefelinity, doleryty, bazanitoidy, limburgity, ankaryty, trachyandezyty, trachyfonolity (Bolewski, Parachoniak, 1982; Kozłowska-Koch, 1987; Wierzchołowski, 1993). Oprócz skał magmowych w skład dolnośląskiej formacji bazaltowej wchodzą również związane z wulkanizmem utwory piroklastyczne: brekcje wulkaniczne, tufy, tufity. Na powierzchni bazalty występują w formie neków, pokryw lawowych i dajek. Łącznie na obszarze Dolnego Śląska stwierdzono 314 powierzchniowych wystąpień skał bazaltowych, w tym: 156 drobnych żył bazaltowych, 89 fragmentów potoków lawowych, 44 kominy wulkaniczne, 22 kominy i żyły z fragmentami pokryw lawowych oraz 3 izolowane płaty tufów i konglomeratów (Jerzmański J., Śliwa Z., 1979). Z badań geofizycznych przeprowadzanych metodami magnetycznymi i grawimetrycznymi wynika, że z obszarami występowania bazaltów kenozoicznych na Dolnym Śląsku związane są także tzw. anomalie „bazaltowe”, które mogą wskazywać na stosunkowo płytkie występowanie w skorupie ziemskiej, a nawet w pokrywie osadowej, skał wulkanicznych o znacznie większym zasięgu niż te, które ukazują się na powierzchni (Cwojdziński S., Jodłowski S., 1982). W niecce żytawskiej najstarsza trzeciorzędowa faza wulkanizmu miała miejsce 41 Ma temu, zaznaczając się wylewami law typu nefelinitów oliwinowych. Młodsza faza wieku 30-31 Ma charakteryzowała się wylewami law trachitowych. Faza najmłodsza wieku około 20 Ma związana była z erupcjami law fonotefrytowych (alibert i in., 1987). W rejonie Niemczy, Strzegomia, Jawora główne fazy aktywności wulkanicznej miały miejsce w oligocenie górnym między 25-31 Ma lat oraz w miocenie dolnym 18-22 Ma lat (Birkenmajer i in., 2002a, b, 2004).
Neogen
Neogen dzieli się na miocen i pliocen. Był to okres geologiczny trwający ponad 22 ma lat. W tym czasie przypadał czas największego różnicowania się ssaków w tym naczelnych oraz rozwój traw. Zasięg osadów neogeńskich stopniowo obejmował coraz większy obszar Dolnego Śląska rozprzestrzeniając się od strefy dyslokacji środkowej Odry na południe na blok przedsudecki. Największe miąższości występują w strefie dyslokacji środkowej Odry. Wydaje się, że ta strefa dyslokacyjna w miocenie była osią największej subsydencji. Miąższości osadów mioceńskich dochodzą do 250 m. Lokalnie na bloku przedsudeckim zarejestrowano miąższości jeszcze większe, ale są one związane z zapadliskami tektonicznymi. Najgłębsze z nich to zapadlisko Roztoki-Mokrzeszowa, choć nie można wykluczyć, że są to dwa oddzielne. W zapadlisku Roztoki głębokości dochodzą do 320 m, a w Mokrzeszowie do 420 m (Badura i in., w druku).
Miocen
Miocen rozpoczął się 23,03 Ma lat i zakończył się 5,33 Ma lat temu. Osady poszczególnych formacji są prawie identycznie wykształcone na całym obszarze Dolnego Śląska. Jedynie poziomy węgla brunatnego umożliwiają na podział litostratygraficzny osadów mioceńskich. Tradycyjnie osady mioceńskie dzieli się na 4 główne serie / formacje zbudowane z osadów klastycznych i biogenicznych kończących poszczególne cykle sedymentacyjne. Osady tych formacji tworzyły się diachronicznie, co znacznie utrudnia ich
w formie toczeńców nieuzbrojonych wysuszonych pakietów. W obrębie mułków czasami widoczne są poziomy z duża ilością materii organicznej. Materia ta występuje zarówno w postaci napławionych szczątków jak też częściowo zmineralizowanych mat liściowych. Skład petrograficzny zarówno frakcji żwirowej jak i minerałów ciężkich przeważnie umożliwia rozpoznanie obszaru alimentacyjnego, który był odwadniany. Nysa Łużycka transportowała niebieskawe kwarce pochodzące z rozpadu granitów rumburskich oraz duże szaro-różowawe skalenie karkonoskie. Osady Bobru zawierają paleozoiczne skały krzemionkowe oraz chemicznie wybielone porfiry. Każda z tych rzek różni się także głównymi minerałami ciężkimi. W składzie minerałów ilastych zmienności wyrażają się spadkiem udziału kaolinitów w stosunku do minerałów mieszano-pakietowych wraz z oddalaniem się od Sudetów. Obecnie ponownie dyskutowana jest geneza osadów ilastych fm. poznańskiej. Na podstawie charakterystycznej zielonej barwy iłów oraz znalezienia otwornic wysnuto hipotezę o ich częściowo morskim pochodzeniu (Dyjor, 1968, 1970, Łuczkowska, Dyjor, 1971). Hipotezę tę podważał między innymi Różycki (1972) wskazujący na terygeniczne środowisko akumulacji w zamkniętym śródlądowym basenie sedymentacyjnym. Także Giel (1979) wskazywała na redepozycję otwornic. Analiza paleogeograficzna ukształtowania powierzchni Europy Centralnej wskazuje na stałe nachylenie terenu w kierunku Morza Północnego (Vinken ed., 1988). Nachylenie ku NW było efektem stałej subsydencji obszaru niżu północno- wschodniego Niemiec oraz zachodniej i środkowej Polski szczególnie silnej w miocenie górnym (Ludwig, Schwab, 1995; Ludwig, 2001). Także nie jest możliwe w tym czasie wyprowadzenie transgresji morskiej z basenu zapadliska przedkarpackiego, ponieważ w miocenie górnym obszar ten już był lądem (Alexandrowicz, 1997). Obecnie za Różyckim (1972) należy przyjąć, że osady fm. poznańskiej powstawały na lądzie przy udziale szeroko rozlewających się wód rzecznych (Badura, 2003). Nie wykluczone, że w akumulacji osadów drobnoziarnistych miały też udział procesy eoliczne przewiewające pyły w okresach letnich lub zimowych susz.
Pliocen
Pliocen był okresem trwającym ok. 3,5 Ma lat. Jednak dopiero teraz lepiej poznajemy paleośrodowiska, jakie w nim panowały. Wynika to z wielu przyczyn. Do najważniejszych należą: błędnie przyjęty czas zakończenia sedymentacji osadów fm. poznańskiej na późny pliocen (Ciuk, 1970) oraz nieumiejętność odróżniania osadów rzecznych od wodnolodowcowych (Badura, Przybylski, 1999, 2004). Osady plioceńskie wyróżnione jako fm. Gozdnicy (Dyjor, 1966, 1970) występują na całym Obszarze Przedsudeckim oraz mogą one występować też w Sudetach. W głębi górskiej najlepiej poznane zostały w Kotlinie Kłodzkiej oraz Obniżeniu Żytawskim (Jahn i in., 1984; Kasiński i in., 2003). Specyficzny skład petrograficzny żwirów umożliwia ich odróżnienie od osadów plejstoceńskich. W składzie tym występują wyłącznie skały sudeckie. Problemem jest tylko umiejętność rozróżniania skał krystalicznych sudeckich od eratycznych. Wydaje się prawdopodobne, że rozprzestrzenienie tych osadów na Dolnym Śląsku jest znacznie większe niż to wynika z map geologicznych. Miąższość osadów plioceńskich jest zmienna w rejonie Polkowic przekracza 60 m, ale przeważnie nie jest ona większa niż 20 m. Osady fm. Gozdnicy budują dwa różniące się litosomy, dolny piaszczysty, z przeławiceniami żwirów i soczewami mułków oraz górny żwirowy. Osady litosomu dolnego powstały w rzekach meandrujących, gdy osady piaszczysto-żwirowe lub żwirowe w rzekach roztokowych (Badura i in., 2001) lub w warunkach gwałtownych spływów wysokoenergetycznych. Podziały osadów piaszczystych oparte na wyróżnianiu litosomów jako odrębnych ogniw o znaczeniu stratygraficznym jak to
uczynili Wojewoda i Krzyszkowski (Wojewoda i in., 1995; August i in., 1995; Czerwonka, Krzyszkowski, 2001) nie mają racjonalnego uzasadnienia (Badura, Przybylski, 2004). Na podstawie przesłanek pośrednich można przypuszczać, że osady drobno piaszczyste wraz z wkładkami mułków reprezentują pliocen, a osady żwirowe eoplejstocen. Wskazują na to między innymi klasty piaszczyste transportowane w stanie zamrożonym (Wroński, 1974). Ostatnio tego typu przykład stwierdzono w żwirowni w Bielanach koło Wądroża Wlk. W rejonie Lądka Zdroju i Lutyni na przełomie miocenu górnego i pliocenu powstały niewielkie wulkany. Są to najmłodsze w Polsce wystąpienia skał bazaltoidowych (Birkenmajer i in., 2002b).
Czwartorzęd
W czwartorzędzie na obszarze całej Polski powstawały wyłącznie skały osadowe. Zwykle dla ogółu skał powstałych w tym okresie używa się określenia czwartorzędowa pokrywa osadowa. W rozwoju czwartorzędowej pokrywy osadowej Dolnego Śląska można wyróżnić trzy główne etapy, zróżnicowane pod względem dominującego środowiska depozycji. Pierwszy etap obejmuje część plejstocenu do czasu pojawienia się na tym obszarze pierwszego lądolodu. Okres ten trwał około 1,3 Ma lat. Dominujące wówczas procesy aluwialnego kształtowania tutejszego krajobrazu kontynuowane były od trzeciorzędu. Rzeki wynosiły wówczas materiał z gór daleko na przedpole. Zapisem ówczesnych procesów są dzisiaj szeroko rozprzestrzenione osady żwirowo-piaszczyste wypełniające doliny, które miały w przewadze charakter rozległych nieckowatych zagłębień. Stwierdzono, że charakterystyczną cechą preglacjalnych rzek przedpola Sudetów była częsta zmiana kierunków przepływów wywoływana ruchami tektonicznymi (Przybylski i in. 1998; Badura, Przybylski, 1999). W efekcie lateralnego przesuwania się koryt nastąpiło utworzenie pozornych stref rozległych stożków napływowych, będących faktycznie stożkami rozrzutu materiału. Preglacjalne żwiry i piaski, czasami muły rzeczne tworzą dziś wystąpienia w położeniu wysoczyznowym przy dolinach wszystkich większych rzek wypływających z Sudetów. Miąższość tych serii osadowych zwykle nie przekracza 20 m, dochodząc maksymalnie do 40 m. Ze względu na ciągłość sedymentacji tych osadów od trzeciorzędu w ich obrębie trudno jednak zwykle postawić granicę oddzielającą ściśle osady czwartorzędowe. Można tu opierać się jedynie na zmianie charakteru osadów, na bardziej grubookruchowy, co związane jest najprawdopodobniej ze zmianami klimatycznymi jakie zaznaczyły się już w górnym pliocenie. Preglacjalne serie rzeczne zachowały się także fragmentarycznie na obszarze Sudetów. Większe wystąpienia tego rodzaju osadów stwierdzono w rejonie Kłodzka.
Drugi etap rozwoju czwartorzędowej pokrywy osadowej Dolnego Śląska to trwająca około 300 ka lat epoka, w czasie której na obszar ten docierały plejstoceńskie lądolody. Najnowsze rekonstrukcje zakładają, że do północnej krawędzi Sudetów dotarły trzy lądolody, dwa w czasie zlodowaceń południowopolskich i jeden w zlodowaceniach środkowopolskich (Czerwonka, Krzyszkowski, 1992, Badura, Przybylski, 1998). Pionowy zasięg lądolodu zlodowaceń południowopolskich w Sudetach pokrywa się mniej więcej z izohipsą 500 m n.p.m., maksymalnie osiągając około 540-550 m n.p.m. Dochodzące do Sudetów lądolody zmieniały bazę erozyjną i powodowały zmiany układu sieci rzecznej. Lodowce przyniosły na ten obszar duże ilości materiału, osadzając go w postaci glin lodowcowych, osadów wodnolodowcowych i zastoiskowych. W skład osadów lodowcowych włączony został także materiał sudecki wyniesiony wcześniej przez rzeki na dalekie przedpole.
rzecznych. Wiązane z interglacjałami, bądź interstadiałami, serie rzeczne występują mniej więcej w położeniu ówczesnych wysoczyzn. Żwiry i piaski rzeczne występujące pod glinami zwałowymi korelowanymi ze zlodowaceniem Odry znane są z wielu miejsc na przedpolu Sudetów. Budują one wysoczyzny w rejonie Parowej (Urbański, 1999), Świdnicy, Jaroszowie (Krzyszkowski, Biernat, 1998; Krzyszkowski, Allen, 2001) i na Płaskowyżu Głubczyckim (Badura, Przybylski, 1999a). Wiek tych żwirów zawierających głównie sudecki materiał skalny nie jest jednoznacznie określony. Ponieważ leżą one na ogół nad glinami lodowcowymi zlodowaceń południowopolskich i są przykryte glinami zlodowacenia Odry czas ich akumulacji może być bardzo szeroki, obejmujący okres około 200 ka lat. Charakter osadów wskazuje na rzeki zasobne w wody, raczej o okresowych silnych wezbraniach. Słabo zaznaczające się warstwowania, raczej masywna budowa żwirów sugeruje akumulację katastrofalnych spływów przeciążonej materiałem skalnym rzeki. W maksymalny zasięgu lądolód stadiału Warty oparł się o Wał Śląski i łuk Mużakowa (Badura, Przybylski, 2002). W kilku miejscach niewielkie loby miały większy zasięg, przekraczający Wał Śląski, np. w rejonie Nowogrodu Bobrzańskiego, na północ od Oleśnicy czy w rejonie Sycowa. W czasie maksymalnego postoju lądolodu akumulowane były niewielkie pagórki moren czołowych oraz półki kemowe doklejone do północnych stoków starszych wałów. Na przedpolu lądolodu tworzyły się rozległe stożki sandrowe oraz uformowała się pradolina wrocławsko-magdebursko-bremeńska. Po odstąpieniu lądolodu poza później utworzoną pradolinę głogowsko-barucką, w rejonie Ścinawy i Żagania, nastąpiła zmiana kierunku przepływu wód ku północy przy wykorzystaniu dawnych dolin marginalnych. W miejscu zalegania mas lodu formujących czoło lądolodu utworzyły się głębokie zbiorniki jeziorne wypełniane osadami mineralnymi i organicznymi od końca stadiału Warty, przez interglacjał eemski do zlodowacenia Wisły (Kuszell, 1997; Malkiewicz, 1998). Na obszarze przedsudeckim w strefie peryglacjalnej także tworzyły się płytkie zbiorniki wodne wypełnione osadami organicznymi w interglacjale eemskim. Zbiorniki takie znane są z Imbramowic i Jaworzyny Śląskiej (Mamakowa, 1989; Kuszell, 1997).
Trzeci etap rozwoju rzeźby to okres po ustąpieniu z tego obszaru ostatniego lądolodu. Dla przeważającej części Dolnego Śląska był to lądolód zlodowacenia Odry, którego zanik przyjmuje się na około 180-170 ka lat. Odcinek doliny Odry położony między Opolem a Ścinawskim Przełomem Odry zaczął się formować wraz z deglacjacją Wału Śląskiego w zlodowaceniu Warty. Najstarsze tarasy, tworzące formy dolinne na obszarze Dolnego Śląska, wiązane są, więc z okresem schyłku zlodowaceń środkowopolskich. Starszych form i osadów tarasowych można spodziewać się jedynie w Sudetach, tam gdzie nie dotarł lądolód zlodowacenia Odry. Intensywne procesy denudacji w obszarach górskich spowodowały jednak, że brak jest tam ewidentnych śladów akumulacji rzecznej na wyższych poziomach lub zachowane są jedynie erozyjne spłaszczenia stokowe, o bliżej nie sprecyzowanej genezie i nieokreślonym wieku. W dolinach dolnośląskich rzek można wyróżnić od 2 do 6 teras, w dolinie Odry maksymalnie 4 (Badura, Przybylski, 2000). Najwyższe stwierdzane terasy plejstoceńskie sięgają 35 m ponad poziom rzek. Wyższy poziom terasowy, 55 m ponad rzeką, stwierdzono jedynie w przełomie bardzkim. Wyższe poziomy opisywane jako terasy są zwykle związane z akumulacją glacjalną lub są to odpreparowane starsze serie rzeczne. Długi okres zlodowaceń północnopolskich na Dolnym Śląsku charakteryzował się zasypywaniem dolin rzecznych. Głębokość zasypania w północnej części Śląska dochodziła do 30 m, a w części przysudeckiej do 15 m. W rejonie obniżeń położonych na północ od Wału Śląskiego, w zagłębieniach jeziornych tworzyły się torfy i mułki z pyłkami roślin wskazującymi na klimat typu borealnego (Kuszell, 1997). Najmłodsza faza trzeciego etapu powstawania pokrywy osadowej, trwająca praktycznie do dziś, związana jest z formowaniem den dolin rzecznych. Na obszarze
przedsudeckim mułki, piaski i żwiry rzeczne stanowiące fundament tarasów zalewowych są włożone zwykle w osady tarasów nadzalewowch. Z kolei na nich bardzo często leżą utwory facji powodziowej – mady. Ich miąższość wynosi średnio 2-3 m i tylko w starorzeczach mogą osiągać łącznie z namułami do 5 m. Pokrywy mad w dolinach rzecznych powstały w większości po wylesieniu znacznych obszarów Dolnego Śląska związanym z bardziej intensywnie rozwijającym się rolnictwem. W dolinie Nysy Kłodzkiej w rejonie Pilc stwierdzono, że pod pokrywą 2 m mad pogrzebane są ślady wczesnośredniowiecznej działalności człowieka. Lokalnie na obszarze Dolnego Śląska znaczenie w budowie powierzchniowej pokrywy osadowej miał również czynnik eoliczny. Mniej lub bardziej zwarte pokrywy lessowe osadzane były głównie w zimnych okresach plejstocenu. Większość lessów występujących dziś na Dolnym Śląsku związana jest z ostatnim zlodowaceniem – północnopolskim. Starsze lessy znane są z sąsiedniego obszaru Opolszczyzny, z rejonu Płaskowyżu Głubczyckiego. Na dolnym Śląsku największe powierzchnie pokryte przez pyły eoliczne występują w rejonie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich i Wzgórz Trzebnickich. Mniejsze płaty lessów pokrywają powierzchnie wysoczyzn w wielu miejscach Przedgórza Sudeckiego. W obrębie samych Sudetów większe wystąpienia lessów znane są z okolic Kłodzka. Lessy osiągają największe miąższości (lokalnie nawet do 10 m) w rejonie Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich i Wzgórz Trzebnickich. Miąższość pokryw lessowych na pozostałych obszarach zwykle nie przekracza 2 m, wzrastając lokalnie do kilku metrów w miejscach gdzie pyły zasypały dawne zagłębienia. W najmłodszym plejstocenie i we wczesnym holocenie na rozległych powierzchniach akumulacji piaszczystej, tak wodnolodowcowej jak i rzecznej powstawały pola piasków przewianych i wydmy. Większe nagromadzenia piaszczystych osadów i form eolicznych znane są z rejonu Borów Dolnośląskich, rejonu Przemkowa i Doliny Baryczy. Kształt form eolicznych wskazuje, że cyrkulacja w okresie ich formowania była podobna do obecnej z dominacją wiatrów z zachodu. W rejonie Sudetów, w Masywie Ślęży, a także na stokach wzgórz i krawędziach dolin na Przedgórzu Sudeckim istotne zacznie miały procesy związane z ruchami masowymi. Procesy stokowe zachodziły w czasie całego czwartorzędu, a ich intensyfikacja następowała w okresach glacjalnych przy silniejszym wietrzeniu mrozowym i skąpej szacie roślinnej. Materiał skalny przemieszczany grawitacyjnie po stoku i częściowo spłukiwany utworzył w dolnej części i u podnóży zboczy pokrywy gruzów, glin i piasków deluwialnych. Ostatni etap intensyfikacji procesów erozji zboczy związany jest już z czynnikiem rolniczego użytkowania stoków.
BADURA J., PRZYBYLSKI B., 2004 - Recesja lądolodu zlodowacenia warty w zachodniej części Wzgórz Dalkowskich. W: M. Harasimiuk & S. Terpiłowski (red.), Zlodowacenie warty w Polsce. Wyd. UMCS: 37-50. Lublin. BADURA J., PRZYBYLSKI B., ZUCHIEWICZ W., (w druku) - Cainozoic structural evolution of Lower Silesia, SW Poland: a new interpretation. Acta Montana IRSM AS CR (2004), Ser. A, Baranowski Z., Haydukiewicz A., Kryza R., Lorenc S., Muszyński A., Urbanek Z., 1998 – Litologia i geneza zmetamorfizowanych skał osadowych i wulkanicznych jednostki Chełmca (Góry Kaczawskie). Geol. Sudetica, 31: 33-59. Baranowski Z., Haydukiewicz A., Kryza R., Lorenc S., Muszyński A., Solecki A., Urbanek Z., 1990 - Outline of the geology of the Góry Kaczawskie (Sudetes, Poland). N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 179. Stuttgart: 223 – 257. BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M.W., ZAGOŻDŻON P.P., 2002a - Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. III. K-Ar and palaeomagnetic data from Early Miocene basaltic rocks near Jawor, Fore-Sudetic Block. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 72: 241-253. BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M.W., ZAGOŻDŻON P.P., 2002b - Radiometric dating of the Tertiary Volcanics in Lower Silesia, Poland. II. K-Ar and palaeomagnetic data from Neogene basanites near Lądek Zdrój, Sudetes Mts. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 72: 119-129. BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M.W., ZAGOŻDŻON P.P., 2004 - Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. IV. Further K- Ar and palaeomagnetic data from Late Oligocene to Early Miocene basaltic rocks of the Fore- Sudetic Block. Annales Societatis Geologorum Poloniae, 74: 1-19. BLUSZTAJN J., HART S. R., 1989 – Sr, Nd, and Pb izotopic charakter of Tertiary basalts from southwest Poland. Geoch. et Cosmochimica Acta, V. 53:2689-2696. BOLEWSKI, PARACHONIAK W., 1982 – Petrografia. PWN, Warszawa. Borkowska M., 1966 - Petrografia granitów Karkonoszy. Geol. Sudetica 2. Borkowska M., Dörr W., 1998 – Some remarks on the age and mineral chemistry of orthogneisses from the Lądek-Śnieżnik metamorphic unit. Poland. Terra Nostra 98,2: 27-30. Borkowska M., Hameurt J., Vidal P., 1980 - Origin and age of Izera gneisses and Rumburk granites in the Western Sudetes. Acta geol. Polonica,.30/2. Bröcker M., Żelaźniewicz A., Enders M., 1997 – Rb-Sr und U-Pb Untersuchungen an Migmatiten der Góry sowie (Sudeten, Polen) W: SPP Kolloquim “Orogene Prozesse” Bayeruth, Terra Nova: 27-28. BRODZIKOWSKI K. 1987, Środowiskowe podstawy analizy i interpretacji glacitektonizmu Europy Środkowej, Acta Universitatis Wratislaviensis, 934, Studia Geograficzne, 63, s. 3-
CIUK E.,1970 - Schematy litostratygraficzne trzeciorzędu Niżu Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: 754-771, Warszawa. Cwojdziński S., 1977 – Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Sudetów 1:25 000, arkusz Złoty Stok. Wyd. Geol. PIG Warszawa. Cwojdziński S., Augustyniak M., 1989 – Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, arkusz Jordanów Śląski. Wyd. Geol. PIG Warszawa Cwojdziński S., Żelaźniewicz A., 1995 – Podłoże krystaliczne bloku przedsudeckiego. Przewod. LXVI Zjazdu PTG Roczn. Pol. Tow. Geol. Wyd. Sp.:.11 – 28. Cymerman Z., 1996 – Objaśnienia do Mapy Geologicznej Polski 1:200 000, arkusz Kłodzko (red. J.E.Mojski, L.Sawicki). PIG Warszawa. Cymerman Z., 2001 – Mapa tektoniczna Sudetów i bloku przedsudeckiego w skali 1:200 000. Państw. Inst.Geol. CAG Warszawa, Wrocław.
Cymerman, Z. Piasecki, M.A.J., 1994. The terrane concept in the Sudetes, Bohemian Massif. Geol. Quarterly, 38(2): 191-210. CZERWONKA J. A., KRZYSZKOWSKI D., 1992, Pleistocene stratigraphy of the central part of Silesian Lowland, Southern Poland, Bulletin of the Polish Academy of Science, Earth Sciences, 40, s. 203-233. CZERWONKA J.A., KRZYSZKOWKI D., 2001 – Preglacial (Pliocene – Early Middle Plejstocene) deposits in Southwestern Poland: lithostratigraphy and reconstruction of drainage pattern. In: D. Krzyszkowski (Ed.), Late Cainozoic Stratigraphy and Palaeogeography of the Sudetic Foreland. Wind J. Wojewoda: 147-195. Don J., Żelaźniewicz A., 1990 - The Sudetes-boundaries, subdivision and tectonic position. N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 179. Stuttgart. DYJOR S., 1966 - Młodotrzeciorzędowa sieć rzeczna zachodniej części Dolnego Śląska. Z geologii Ziem Zachodnich: 317–318. Wyd. Nauk. PWN, Warszwa. DYJOR S., 1968 – Poziomy morskie w obrębie serii iłów poznańskich. Kwart. Geol., 12, 4: 941-957. DYJOR S., 1970 - Seria poznańska w Polsce Zachodniej. Kwart. Geol., 14, 4: 819–833. DYJOR S., 1974 - Oligocen niżowej części Dolnego Śląska i Ziemi Lubuskiej. Biul. Inst. Geol., 281: 119–134. DYJOR S., 1978 – Wykształcenie i stratygrafia utworów trzeciorzędowych na obszarze Legnicko-Głogowskiego Okręgu Miedziowego. W: Przew. 40 Zjazdu PTG, Zielona Góra: 210-214. Dziedzicowa H., 1963. "Syenity" strefy Niemczy. "Syenites" of the Niemcza Zone. Arch. Miner., 24 (2): 5-126. Dziedzicowa H., 1979. Zarys budowy geologicznej wschodniego obrzeżenia gnejsów sowiogórskich.W: Gunia T. (ed.), Wybrane zagadnienia stratygrafii, petrografii i tektoniki wschodniego obrzeżenia gnejsów sowiogórskich i metamorfiku kłodzkiego. Wyd.Uniw.Wrocł., Wrocław, pp. 43-51. Floyd P.A., Winchester J., Seston R., Kryza R, Crowley Q.G., 2000 - Review if geochemical variation in Lower Paleozoic metabasites from the NE Bohemian Massif: intracratonic rifting and plume-ridge interaction. Geol.Soc.London, Sp.Papers 179: 155 – 174. Furnes H., Kryza R., Muszyński A., 1989 - Geology and geochemistry of Early Paleozoic volcanics of the Świerzawa Unit, Kaczawa Mts., W. Sudetes, Poland. N. Jb. Geol. Paläont. Mh.3. Stuttgart GIEL M.D., 1979 - Obserwacje mikropaleontologiczne utworów górnomioceńskich i plioceńskich z rejonu Ostrzeszowa i Kępna. Kwart. Geol., 23, 3: 663-668, Warszawa. Gunia, T., 1981. Mikroskamieniałości metamorfiku na wschód od Niemczy. Polska południowo-zachodnia. Geol. Sudetica, 16 (2): 25-45. Gunia, T., 1985. Pozycja geologiczna bloku sowiogórskiego i jego wpływ na paleogeografię Sudetów Środkowych. Geol. Sudetica, 20: 83-119. Gunia, T., 1997 – Problem wieku marmurów okolic Stronia Ślaskiego na podstawie mikroskamieniałości. Acta Univ.Wrat. 1974. Pr. Geol.-Miner. T.62. Haydukiewicz A., 1977 – Litostratygrafia i rozwój strukturalny kompleksu kaczawskiego w zachodniej części jednostki Jakuszowej i w jednostce Rzeszówka. Geol. Sudetica 12: 7-68. Hegner E., Kröner A., 2000 – Review of Nd isotopic data and xenocristic and detrital zircon ages from the pre-Variscan basement in the eastern Bohemian Massif: speculations on palinspatic reconstructions. Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 113 – 129. ISC, 2003 - International Stratigraphic Chart, International Commission on Stratigraphy. JAHN A., ŁAŃCUCKA-ŚRODONIOWA M., SADOWSKA A., 1984 – Stanowisko utworów plioceńskich w Kotlinie Kłodzkiej. Geologia Sudetica 18: 7-43.
