Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

16

3.

BUDOWA GEOLOGICZNA

3.1

PRZEGLĄD BADAŃ GEOLOGICZNYCH

Najstarsze opracowania geologiczne dotyczące utworów kenozoicznych bloku

przedsudeckiego sięgają połowy XVIII wieku. Są to kopalniane dokumentacje

geologiczne w których zbierano informacje o surowcach i otaczających je skałach

płonych.

Pierwszymi publikacjami w których podjęto próbę nawiązań regionalnych

i bardziej szczegółowo opracowano budowę geologiczną poszczególnych złóż węgla

brunatnego i towarzyszących im iłów poznańskich są prace Göpperta (1841, 1852),

Glockera (1857), Heincke`a (1903, 1904, 1906), Berga (1913,1931) oraz Jentscha (1910,

1913) (vide Dyjor, 1969; Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999). Zawarte w pracy Jentscha

poglądy dotyczące genezy i wieku osadów przetrwały z niewielkimi zmianami do dziś.

Podobne przyczynkowe prace ukazywały się od lat 20-tych XX wieku. Wnosiły one

uzupełnienia odnośnie zasięgu i wykształcenia litologicznego warstw (Wunschük 1925;

Weber 1928). Obszerniejsze opracowania porównawcze i podsumowujące zebrany

materiał z kopalń i badań terenowych zaczęto publikować w latach 30-tych (Berger,

1936, 1937, 1941; Illner, 1937) (vide Dyjor, 1969; Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

W czasie trwania II wojny światowej, z obszaru Dolnego Śląska ukazało się niewiele

publikacji. Również po wojnie w latach 1945-1960 prace geologiczne publikowane są

nielicznie (Dyjor, 1969; Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

W latach 60-tych pojawiły się publikacje syntetyczne wybranych grup surowców

jak i osadów trzeciorzędowych. Pierwszą taką syntezą było zestawienie badań nad

formacją trzeciorzędu Sudetów i bloku przedsudeckiego przedstawioną przez Teisseyre

(1960) zawartą w tomie „Sudety” – Regionalnej Geologii Polski.

Od lat 70-tych rozpoczęto prace obejmujące problematykę ruchów tektonicznych

oraz pierwsze próby analizy palogeograficznej i określenia wieku utworów

trzeciorzędowych w ujęciu regionalnym. Główne etapy rozwoju neotektonicznego

przedstawiono w publikacjach Oberca i Dyjora (1969), Dyjora (1969, 1975) oraz Oberca

(1972). Problematyka ta wciąż się rozwijała i była poruszana w kolejnych latach na

3 sympozjach pt. „Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce

(Dyjor (red.), 1999).

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

17

Lata 80 i 90 to okres licznych prac podsumowujących kilkudziesięcioletnie

badania bloku przedsudeckiego. Do obszerniejszych opracowań zaliczyć należy prace

Dyjora (1983, 1986, 1987, 1993, 1995), Dyjora, Sadowskiej (1984, 1986), Grabowskiej,

Skłodowskiej (1993) oraz Sadowskiej (1989, 1990, 1995) (vide Dyjor (red.), 1999).

W pracach tych przedstawiano zasięg poszczególnych serii skalnych oraz ich

zróżnicowanie litologiczne jak i wiek, głównie w oparciu o badania paleobotaniczne

(Dyjor (red.), 1999).

Nieco później niż utwory kenozoiczne, poddano badaniom podłoże krystaliczne

bloku przedsudeckiego. Pierwsze wzmianki pojawiły się w pracy Roemera (1883) (vide

Kłapciński in., 1975), który sygnalizował występowanie łupków łyszczykowych

w otworze wiertniczym. Również liczne wiercenia wykonane w latach 30-tych XX wieku

opisane w pracach Scupina (1931), Bergera (1933) i Eisentrauta (1939) potwierdziły

występowanie łupków łyszczykowych pod utworami kenozoicznymi (vide Kłapciński in.,

1975).

Kolejne wzmianki o skałach krystalicznych obszaru przedsudeckiego pojawiły się

dopiero w latach powojennych w pracach Zwierzyckiego (1951) i Kłapcińskiego (1959,

1971) (vide Kłapciński in., 1975). Pierwsze wstępne opracowanie petrograficzne

i geologiczne skał krystalicznych zawiera praca Osiki z 1961 roku. Przedstawia ona

szczegółowe opracowanie kaledońskiech lub starohercyńskich granodiorytów z otworów

wiertniczych Gościszowice i Nowiny. W opublikowanych później pracach Wyżykowski

(1961, 1964) (vide Kłapciński in., 1975), podejmuje dyskusję na temat wieku

granodiorytów, szacując ich wiek na waryscyjski, a następnie starszy od permu. W roku

1969 na podstawie analizy lokalnych anomalii magnetycznych Dąbrowski podał

przypuszczalną lokalizację masywów skał krystalicznych, a w 3 lata później Oberc na

podstawie zebranych do tej pory danych i analiz kilkunastu otworów wiertniczych

przedstawił swoją koncepcję tektoniczną (vide Kłapciński i in., 1975).

Na podstawie materiałów z coraz liczniejszych i głębszych wierceń Kłapciński

i in. (1975) przedstawili charakterystykę geologiczną, petrograficzną i geochemiczną skał

fundamentu krystalicznego obszaru przedsudeckiego, wyróżniając na badanym terenie

pięć najprawdopodobniej prekambryjskich masywów granitowych.

W ostatnich latach dodatkowym źródłem danych o budowie podłoża bloku

przedsudeckiego są wyniki badań geofizycznych (Pepel i in., 1985; Soćko i in., 1990)

i geochemicznych (Mikulski i in., 1990) (vide Cwojdziński i śelaźniewicz, 1995). Obszar

bloku został pokryty półszczegółowym zdjęciem grawimetrycznym i magnetycznym.

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

18

Wykonano na jego obszarze liczne badania geoelektryczne i mikrograwimetryczne. Przez

obszar ten przebiega międzynarodowy profil refrakcyjny (Guterch i in., 1975) oraz

sejsmiczny profil refleksyjny (Cwojdziński i in., 1995) (vide Cwojdziński i śelaźniewicz,

1995). Badania te dostarczyły nowych informacji na temat wgłębnej budowy bloku

i umożliwiły jego charakterystykę geofizyczną przedstawioną m.in. na LXVI zjeździe

PTG przez Cwojdzińskiego i śelaźniewicza (1995).

Istotny wkład w rozpoznanie wieku i genezy skał krystalicznych bloku przedsudeckiego

wnieśli Pin i in. (1989), Puziewicz (1990), Jamrozik (1995), Puziewicz, Oberc-Dziedzic

(1995), Sachanbiński i in., (1995), Turniak, Bröcker (2002).

W roku 2004 została opublikowana przez Cymermana mapa tektoniczna Sudetów

i bloku przedsudeckiego w skali 1:200 000. Mapa ta powstała na podstawie map

geologicznych Polski i Czech publikowanych od lat 60-tych XX wieku.

3.2

TEKTONIKA

Blok przedsudecki stanowi dużą jednostkę tektoniczną o wyraźnych

indywidualnych cechach geofizycznych. Jednostka ta jest wydłużoną w kierunku NW-SE,

położona na NE od Sudetów i graniczy na północy z monokliną przedsudecką

(Cymerman, 2004).

Ukształtowanie bloku jako jednostki tektonicznej nastąpiło w trzeciorzędzie

(oligocen - miocen aż po pliocen), kiedy to blok przedsudecki został wyraźnie obniżony

w stosunku do Sudetów, wzdłuż uskoku sudeckiego brzeżnego. Uskok ten jest ważną

dyslokacją przebiegającą od okolic Jesenika (Czechy) po okolice Bolesławca. Amplituda

uskoku jest zmienna, a jej maksymalną wartość notuje się w górach Sowich, gdzie

przekracza ona 300 metrów (Oberc, Dyjor, 1969; Cwojdziński, śelaźniewicz, 1995).

Północno-wschodnia granica bloku przedsudeckiego to zespół uskoków strefy

Odry oddzielający blok od obniżonej w stosunku do niego monokliny przedsudeckiej. Od

północnego zachodu blok przedsudecki graniczy z perykliną śar, od wschodu zaś granicę

stanowią

uskoki

wyznaczające

zachodnie

brzegi

basenu

permsko-triasowego

(Cwojdziński, śelaźniewicz, 1995).

Obszar badań obejmuje środkową część bloku przedsudeckiego i pogranicze

dwóch struktur (blok przedsudecki/monoklina przedsudecka) w okolicach Wrocławia. Na

terenie tym wydzielić można szereg etapów rozwoju tektonicznego i odpowiadające im

piętra strukturalne.

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

19

Najstarszy etap moldanubski obejmuje okres sedymentacji geosynklinalnej, oraz

fałdowanie, podczas którego powstała gnejsowa formacja sowiogórska. Formacja ta

stanowi krystaliczny fundament dla osadów kenozoicznych w SE części obszaru badań,

często pojawiając się na powierzchni bloku przedsudeckiego (śelaźniewicz, 1995). Piętro

staroassyntyjskie obejmuje sedymentację proterozoiczną i jej fałdowanie. Na terenie

badań w skład pietra staroassyntyjskiego zaliczyć można metamorfik Imbramowic

i metamorfik środkowej Odry. Piętro intruzyjne młodoasyntyjskie występuje

w sąsiedztwie bloku sowiogorskiego i jest reprezentowane przez serpentynity i gabra

budujące masyw Ślęży. Piętro starowaryscyjskie reprezentowane jest na bloku

przedsudeckim przez serie skalne, których sedymentacja rozpoczęła się na różnych

terenach w różnym czasie. Na terenie badań piętro to występuje jako obszar fałdowy

starowaryscyjski strefy kaczawskiej, który od NW wcina się klinem w skały metamorfiku

Imbramowic i środkowej Odry. Obszar strefy kaczawskiej przefałdowany jest z piętrem

staroasyntyjskim w strukturze Wzgórz Strzelińskich. Skały piętra intruzyjnego

ś

rodkowowaryscyjskiego reprezentowane są przez szeroko rozprzestrzenione intruzyjne

granitoidy masywu Strzegom-Sobótka o przebiegu równoległym do uskoku sudeckiego

brzeżnego. Najmłodsze piętro młodoalpejskie pokrywa wszystkie wymienione piętra

i jest reprezentowane przez młodszy trzeciorzęd i czwartorzęd. W jego obrębie zostały

wykształcone liczne podpiętra o rożnym zasięgu (Oberc, 1972; Majerowicz,

Mierzejewski, 1995).

Obszar Polski SW w młodszym trzeciorzędzie leżał na pograniczu trzech dużych

jednostek tektoniczno – strukturalnych, które powstały w wyniku młodoalpejskich (piętro

młodoalpejskie) ruchów tektonicznych. Na południu były to wypiętrzone masywy górskie

Sudetów z występującymi niewielkimi płatami osadów trzeciorzędowych. Część

północna składała się ze słabo wypiętrzonego bloku przedsudeckiego, przechodzącego ku

północy w trzeciorzędową bruzdę Polsko – Niemiecką. Jednostki te charakteryzował

odrębny rozwój tektoniczny oraz warunki sedymentacji osadów w nich złożonych (Dyjor,

1995; Dyjor (red.), 1999).

Na przedpolu Sudetów rozwinął się pod koniec paleogenu rozległy basen

sedymentacyjny

związany

z

polskim

odcinkiem

trzeciorzędowej

bruzdy

ś

rodkowoeuropejskiej, gdzie powstał ponad 400 metrowy kompleks osadów. Nastąpił

także etap wstępnego rozwoju głównych stref tektonicznych, rowów przedgórskich

i uskoku sudeckiego brzeżnego (Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

20

Kolejny etap dolno- i środkowomioceński związany jest z nasileniem ruchów

tektonicznych fazy sawskiej i styryjskiej, podczas których wypiętrzone zostały Sudety

i blok przedsudecki. Po regresji morza na Niżu Śląskim rozwinęły się rozległe torfowiska

a następnie powstał lokalny zbiornik jeziorny (Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

Silne ruchy tektoniczne związane z rozwojem orogenu karpackiego spowodowały

rozbicie blokowe masywów krystalicznych Sudetów i bloku przedsudeckiego. Przez

młodszy trzeciorzęd blok Sudetów był podnoszony i stanowił źródło materiału

klastycznego dla basenu niżowego. Obszar bloku przedsudeckiego był znacznie słabiej

wypiętrzony i został rozbity na wiele lokalnych rowów i zrębów tektonicznych. Na dużą

skalę rozwijały się na nim procesy wietrzenia chemicznego oraz organiczna sedymentacja

w obrębie lokalnych zapadlisk tektonicznych i niecek sedymentacyjnych (Dyjor, 1995;

Dyjor (red.), 1999).

W neogenie ruchy tektoniczne rozwijały się cyklicznie. Intensywna tektonika

dysjunktywna rozbiła blok na podrzędne struktury – rowy i zręby oraz na liczne uskoki,

gdzie na skrzydłach zrzuconych odbywała się sedymentacja. Na obszarze bloku

przedsudeckiego przy uskoku sudeckim brzeżnym powstała lokalna strefa zapadlisk

tektonicznych, która rozpadła się na część zachodnią określoną jako rów Roztoki-

Mokrzeszowa, oraz część wschodnią –rów Paczkowa – Kędzierzyna (Oberc, Dyjor, 1969;

Dyjor, 1993; Dyjor (red.), 1999). Rozpoznanie rowu Roztoki – Mokrzeszowa jest słabe,

jednak badania geofizyczne, które korelowano z nielicznymi wierceniami pozwalają

określić granice tej jednostki. W części zachodniej rów Roztoki – Mokrzeszowa

rozpoczyna się w rejonie Złotoryi i ciągnie się po okolice Świdnicy – Dzierżoniowa.

Z basenem niżowym rów ten łączył się przez lokalne obniżenia i strefy zapadliskowe

powstałe w zrębie Strzegomia, natomiast w rejonie Jawora stwierdzono lokalne

zapadlisko tektoniczne, gdzie zalega 150 – 200 metrowy kompleks utworów osadowych

i wulkanicznych, złożonych z pokryw bazaltów i przedzielających je utworów

piroklastycznych. Ruchy tektoniczne fazy attyckiej pod koniec badenianu przyczyniły się

do założenia basenu serii poznańskiej na Niżu Śląskim. W pliocenie ruchy tektoniczne

fazy walachijskiej spowodowały zanik basenu serii poznańskiej i sedymentację

gruboklastyczną serii Gozdnicy. W wyniku tych ruchów ukształtowały się obserwowane

współcześnie pasma górskie w Sudetach oraz ciągi wzgórz i wzniesień na bloku

przedsudeckim (Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

21

3.3

PODŁOśE KRYSTALICZNE

Podłoże krystaliczne bloku przedsudeckiego jest słabo rozpoznane z powodu

pokrycia osadami kenozoiku o miąższości do 300 metrów, a lokalnie nawet ponad 600

metrów. Skały fundamentu krystalicznego pojawiają się na powierzchni w postaci

wyspowych wychodni, skoncentrowanych głównie w środkowej i południowo-

wschodniej, przysudeckiej części bloku przedsudeckiego. Na pozostałym obszarze

podłoże krystaliczne rozpoznane zostało przy pomocy około 1500 otworów wiertniczych.

Niestety ich nierównomierne rozmieszczenie i często uproszczone i niepewne

udokumentowanie sprawia, że rozpoznanie wgłębnej budowy bloku przedsudeckiego jest

bardzo słabe. Dodatkowym źródłem danych o budowie fundamentu krystalicznego są

wyniki badań geofizycznych i geochemicznych (Cwojdziński, śelaźniewicz, 1995).

Na podstawie dotychczasowych badań wyodrębniono główne jednostki składowe

bloku przedsudeckiego. Jego budowa, podobnie jak i budowa Sudetów, jest mozaikowa

i skomplikowana (Sokołowski (red.), 1968; Kłapciński i in., 1975; Cwojdziński,

ś

elaźniewicz, 1995). Wyodrębnione przez Cwojdzińskiego i śelaźniewicza (1995)

główne kompleksy to:

1). Gnejsowo-migmatyczny kompleks sowiogórski jest najstarszym zespołem

skalnym. Tworzy on blok trójkątnego kształtu o uskokowych granicach. Wiek protolitu

określa się na ryfej - środkowy kambr. W skład bloku wchodzą różnorodne odmiany

gnejsów a także granulity, amfibolity, kwarcyty, wapienie krystaliczne i granity.

2). Kompleks zasadowo-ultrazasadowy, który na terenie badań stanowi wschodnie

otoczenie bloku sowiogorskiego budując gabrowo-serpentynitowo-amfibolitowy masyw

Ś

lęży. Czas krystalizacji gabr określono na 350-420 milionów lat (Majerowicz,

Mierzejewski, (1995).

3). Epizonalny kompleks fyllitowo-łupkowy wraz z podobnym do niego pod

względem wiekowym i litologicznym epizonalnym kompleksem wulkanogenicznym

stanowi przedłużenie asocjacji skalnej Gór Kaczawskich. Buduje on podłoże krystaliczne

w zachodniej części obszaru badań. Kompleks fyllitowo-łupkowy reprezentowany jest

przez fyllity, łupki serycytowo-kwarcytowe i krzemionkowe oraz lidyty, metamułowce

i metaszrogłazy wieku ordowik-dolny karbon. Kompleks wulkanogeniczny składa się

z zieleńców, łupków zieleńcowych lub łupków tufogenicznych oraz diabazów

i porfiroidów o wieku zbliżonym do kompleksu fyllitowo-łupkowego.

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

22

4).

Mezonalny

przedsudecki

kompleks

łupkowo-gnejsowy

zbudowany

z ortognejsów i amfibolitów zajmuje na terenie badań wąski pas wzdłuż północnej

granicy bloku przedsudeckiego tworząc metamorfik środkowej Odry (kompleks

Odrzański) i metamorficzną osłonę granitów masywu Strzegom-Sobótka (Majerowicz,

Mierzejewski, 1995).

5). Granitoidy waryscyjskie, które tworzą kilka wystąpień na bloku

przedsudeckim. W obrębie terenu badań reprezentowane są przez granity masywu

Strzegom-Sobótka (Cwojdziński, śelaźniewicz, 1995; Jamrozik, 1995). Intruzja

granitowa Strzegom-Sobótka występuje między północno-zachodnimi stokami masywu

Ś

lęży a brzegiem Sudetów w okolicy Jawora i uznawana jest za intruzję magmową. Wiek

intruzji na podstawie relacji geologicznych należało by wiązać z fazą sudecką. Jednak

badania geochronologiczne dają wartość 268 milionów lat, co odpowiada fazie saalskiej

(Oberc, 1972). W późniejsze badania metodą Rb-Sr wskazują, że wiek granitoidów

wynosi około 280 mln lat. Wyjątek stanowi granit dwułyszczykowy, który ma 325-330

mln lat (Pin i in., (1989); Puziewicz, Oberc-Dziedzic, (1995). W badaniach Turniaka

z 2005 roku (mat. niepublikowane) oszacowano wiek granitoidów metodą Pb

207

/Pb

205

.

W zależności od rodzaju granitoidów ich wiek wyniósł od 303 do 308 mln lat.

3.4

OSADY TRZECIORZĘDOWE

Osady kenozoiczne od początku lat 60-tych rozpoznawane były głównie dzięki

pracom poszukiwawczym i dokumentacyjnym występowania złóż. W oparciu o materiały

uzyskane z wierceń i badań w odkrywkach kopalń powstały pierwsze schematy

litostratygraficzne podziału osadów trzeciorzędowych (Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

Etap rozwoju paleograficznego i sedymentacji palogeńskiej na obszarze bloku

przedsudeckiego jest słabo poznany. Brak tu serii osadowych, które dokumentowały by

rozwój sedymentacji paleogeńskiej. Na obszarze badań, stwierdzono jedynie niewielkie

pokrywy górnooligoceńskie w rowie Roztoki-Mokrzeszowa (Dyjor, 1995; Malinowska,

Piwocki (red.), 1996).

W neogenie obszar badań wchodził w skład prowincji: brzeżnej części basenu

niżowego bruzdy środkowo europejskiej. Oddzielony był na wschodzie od basenu

morskiego Paratetydy wałem metakarpackim. Etap wypiętrzania Sudetów i obniżania się

bloku przedsudeckiego ma swój zapis w seriach osadowych, gromadzących się na całym

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

23

bloku przedsudeckim, a w szczególności przedgórskich rowach tektonicznych (Dyjor,

1995; Dyjor (red.), 1999).

Pierwszy cykl sedymentacji trzeciorzędowej po zachodniej stronie wału

metakarpackiego datuje się na przełom oligocenu i miocenu. Sedymentację tę inicjowały

osady gruboklastyczne. Są to cienkie pokrywy osadów, głównie piaszczysto-żwirowych

(dobrze wysegregowanych), z przeławiceniami glin, mułków, iłów kaolinowych,

sapropelitów piaszczystych i węgli brunatnych. Miąższość tych utworów jest zmienna.

Od kilkudziesięciu metrów w rowie tektonicznym (zachowane są w najgłębszych partiach

rowu), do kilkunastu poza rowem, głównie w rejonie Jaworzyny Śląskiej i śarowa.

Podobnie wykształcone osady tego wieku stwierdzono w obrębie stożka napływowego

pra-Bystrzycy (Dyjor, Kuszel, 1977; Dyjor, 1987; Dyjor, 1995; Malinowska, Piwocki,

(red.) 1996).

Pod koniec badenianu w wyniku ruchów obniżających, powstał rozległy zbiornik

wodny w obrębie którego osadziły się utwory serii poznańskiej (drugi cykl

sedymentacyjny). W jej obrębie wydzielono trzy poziomy litostratygraficzne: poziom

iłów szarych, iłów zielonych i iłów płomienistych. Sedymentację utworów serii

poznańskiej w rowie Roztoki-Mokrzeszowa charakteryzuje przewaga osadów

gruboklastyczynych nad ilastymi i organogenicznymi. Osady ilaste poprzeławicane są

piaszczystymi glinami oraz piaskami i żwirami zaglinionymi powstałymi w warunkach

spływów błotnych i krótkiego transportu w przeładowanych wyerodowanym sudeckim

materiałem rzekach. Utwory serii poznańskiej posiadają zmienną miąższość

i zróżnicowanie poziome osadów. Generalnie w strefie przy uskoku sudeckim brzeżnym

występują grube kompleksy utworów gruboklastycznych. Im dalej na północ tym osady

serii poznańskiej osiągają znacznie mniejsze miąższości (około 100 m) i przeważają

osady ilasto-piaszczyste. Do osadów serii poznańskiej zaliczyć należy występujące

w obrębie rowu Roztoki-Mokrzeszowa węgle brunatne i gliny zawęglone (Teisseyre,

1960; Dyjor, 1968; Dyjor i in., 1968; Oberc, Dyjor, 1969; Dyjor, Kuszel, 1977; Dyjor,

1995).

Pod koniec sarmatianu, basen serii poznańskiej spłycił się. W obrębie brzeżnych

części basenu rozwinęła się sedymentacja gruboklastyczna składana u wylotu rzek

sudeckich, które sypały rozległe stożki napływowe. Utwory te charakteryzują się dużą

zmiennością litologiczną w profilu pionowym i poziomym. Osady te zalegające na serii

poznańskiej zaliczono do nowego kompleksu – serii Gozdnicy (pliocen). Są to głównie

ż

wiry i żwirowce kwarcowo-skaleniowe oraz piaski gruboziarniste, z otoczakami

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

24

kwarcytów, gnejsów, porfirów itp. Materiał ten zlepiony jest często piaszczystą gliną

kaolinową i tworzy zwięzłe warstwy żwirowców, przeławiconych piaszczystymi glinami

kaolinowymi. W miarę przesuwania się linii brzegowej basenu serii poznańskiej ku

północy, delty te zajmowały coraz większą powierzchnię na bloku przedsudeckim,

tworząc strefy wzbogacone w materiał gruboklastyczny. Sedymentacja ta trwała do

górnego pliocenu (Dyjor (red.), 1999). Na terenie badań wydzielić można dwa duże

stożki napływowe: pra-Bystrzycy w centralnej części obszaru badań i pra- Strzegomki na

wschodzie. Układ tych dolin rzecznych ma przebieg południkowy, odwadniający Sudety

do basenu poznańskiego. Osady serii Gozdnicy kończą cykl sedymentacji

trzeciorzędowej na bloku przedsudeckim. Całkowita miąższość trzeciorzędowych

utworów aluwialnych i jeziornych dochodzi do około 500 metrów w okolicy

Mokrzeszowa. Wykształcenie neogeńskich serii skalnych wskazuje na powstanie ich

w zapadlisku, w pobliżu krawędzi morfologicznej w klimacie ciepłym, z okresowymi

intensywnymi opadami (Dyjor, Kuszel, 1977; Dyjor, 1995; Dyjor (red.), 1999).

Budowę geologiczną terenu badań (bez utworów czwartorzędu) przedstawia

załącznik 2 opracowany na podstawie mapy Sawickiego (1995).

3.5

OSADY CZWARTORZĘDOWE

Osady czwartorzędowe Niżu Polskiego i wyżyn środkowopolskich powstały

w wyniku powszechnie znanych następstw globalnych zmian warunków klimatycznych

i różnych, zmiennych w czasie warunków regionalnych i lokalnych. Osady

czwartorzędowe bloku przedsudeckiego wykazują cechy wspólne z osadami

czwartorzędowymi z innych części kraju. Na rozmieszczenie i stratygrafię tych osadów

miał wpływ, zasięg lądolodów dwóch starszych zlodowaceń (zlodowacenia południowo-

i środkowopolskiego) oraz duża grubość masy lodowej (Walczak, 1970; Sokołowski,

1984; Stankowski, 1996).

Po zaniku, pod koniec pliocenu basenu serii poznańskiej najbliższym basenem

morskim było Morze Północne, do którego kierowały swe odpływy rzeki sudeckie jak

i cały układ rzek z zachodniej Polski. Dzięki temu powstał nowy system dolin

o przebiegu SE-NW, łączący się z basenem Morza Północnego. Wytworzony układ

odwadniający dopasował się do bazy erozyjnej Morza Północnego, wcinając się na

obszarze przedsudeckim w granicach 50-100 m. Głębokie rozcięcia erozyjne na terenie

badań zaznaczyły się na obszarze między Świdnicą a Kątami Wrocławskimi, w okolicy

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

25

Imbramowic (dolina Bystrzycy), w rejonie Jaworzyny Śląskiej i śarowa (dolina

Pełcznicy). System ten funkcjonował do czasu zlodowaceń, które zmodyfikowały układ

dolin zasypując ich fragmenty osadami o zróżnicowanej genezie. W obszarach

międzyrzeczy, powstały natomiast osady glacjalne i fluwioglacjalne, nieznacznej

w porównaniu ze strefami dolinnymi miąższości (Stankowski, 1996).

Znajomość osadów eoplejstoceńskich i wczesnoplejstoceńskich ograniczona jest

do nielicznych zbadanych stanowisk. Osady te reprezentowane są przez: żwiry, piaski

i gruzy peryglacjalne, które zalegają bezpośrednio na utworach trzeciorzędowych. Tego

samego wieku są żwiry, głównie kwarcowe nie zawierające materiału północnego, które

zazębiają się z utworami deluwialnymi w dolinach rzek (Sokołowski, 1984; Kłapciński,

Niedźwiecki, 1996).

Osady zlodowacenia południowopolskiego reprezentowane są w głównej mierze

przez ilastą glinę zwałową. W strefie pogórza powstanie gliny poprzedziła akumulacja

rzeczna żwirów. Ze zlodowaceniem południowopolskim na Dolnym Śląsku wiążą się

także gliny i piaski zwałowe, bruk morenowy, piaski i żwiry fluwioglacjalne, iły

zastoiskowe oraz żwiry rzeczne i pokrywy stokowe (Sokołowski, 1984; Stankowski,

1996).

Podczas stopniowego ocieplenia (interglacjał wielki) powstawały osady

wykształcone w facji jeziornej, rzecznej i eluwialnej. Najczęściej były to różnoziarniste

piaski oraz mułki (Sokołowski, 1984; Stankowski, 1996).

Kolejne

ochłodzenie

(zlodowacenie

ś

rodkowopolskie)

spowodowało

sedymentację żwirów rzecznych oraz piasków, żwirów i mułków fluwioglacjalnych.

Szerokie rozprzestrzenienie w strefie przysudeckiej ma glina zwałowa z której

zbudowane są Równina Wrocławska i Równina Świdnicka (Sokołowski, 1984;

Stankowski, 1996).

Do interglacjału emskiego na terenie bloku przedsudeckiego oprócz osadów

piaszczystych należy zaliczyć mułki jeziorne. Ponadto na terenie rowu Roztoki-

Mokrzeszowa osady interglacjału emskiego wykształcone są w formie utworów żwirowo-

piaszczystych, które zalegają na wysoczyznach wododziałowych oraz przy ujściach

sudeckich rzek do rowu tektonicznego. Szczególnie rozległe stożki zostały usypane na

terenie badań przez Strzegomkę i Bystrzycę. Średnia miąższość tych osadów wynosi 10-

15 m, osiągając lokalnie wartość 30 metrów (Sokołowski, 1984; Stankowski, 1996).

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...

26

Podczas zlodowacenia północnopolskiego osady powstały w różnych facjach:

rzecznej, deluwialnej, eolicznej i eluwialnej. W dolinie Odry i jej dopływów zaliczono

redeponowane żwiry i piaski (Sokołowski, 1984; Stankowski, 1996).

Z wczesnym holocenem wiąże się rozcięcie pokryw zasypania rzecznego wieku

zlodowacenia północnego oraz pogłębienie dolin rzecznych widoczne szczególnie

w górnych odcinkach rzek sudeckich. W rozcięcia o amplitudzie kilku metrów zostały

włożone osady mineralne i organiczne. Na obszarze Przedgórza Sudeckiego na

powierzchni terenu powszechnie występuje pokrywa lessowa lub pokrywa mady rolnej

której miąższość dochodzi do 2-3 metrów (Sokołowski, 1984; Kłapciński, Niedźwiecki,

1996; Stankowski, 1996).