GEOSTANOWISKA

Uwagi Komunikacja dojazd samochodem dojazd rowerem dojście pieszo Dostępność dla osób niepełnosprawnych łatwa trudna Ekspozycja dobra obiekt zasłoniety słaba (do przygotowania) Bezpieczeństwo obiekt bezpieczny należy zachować ostrożność obiekt niebezpieczny Inne wymagana zgoda właściciela występowanie minerałów punk widokowy Więcej informacji po najechaniu kursorem na ikonę

Nr	Nazwa	Jednostka fizyczno-geograficzna	Jednostka geologiczna	Typ geostanowiska	Info	Uwagi
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°. Geostanowisko nr 1.
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. Geostanowisko nr 2a.
2 b	Skałki pod szczytem wzgórza Garnczarek	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Grzbiet Garnczarka jest miejscem, w którym możemy zaobserwować, jak procesy rzeźbotwórcze typowe dla klimatu zimnego przeobraziły rzeźbę grzbietów i stoków Wzgórz Strzelińskich. Intensywne wietrzenie mrozowe gnejsów strzelińskich, a następnie odprowadzenie zwietrzeliny na drodze tzw. płynięcia gleby (soliflukcji) spowodowało wypreparowanie ciągu kanciastych gnejsowych ścianek o wysokości do 3 m. Są one obecne wyłącznie na stoku o wystawie południowej i ciągną się na długości około 350 m. Poniżej nich znajduje się wyraźne spłaszczenie określane jako terasa krioplanacyjna, czyli powstała wskutek procesów towarzyszących naprzemiennemu przemarzaniu i odmarzaniu gruntu. W przeszłości odsłaniające się w skałkach gnejsy strzelińskie były eksploatowane, stąd liczne jamy dawnych wyrobisk i sztuczne ściany skalne. Uroku dodaje temu miejscu świetlista dąbrowa. Geostanowisko nr 2a.
3	Kamieniołom kwarcytu oraz łupku kwarcowo-serycytowego w Jegłowej	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W kamieniołomie w Jegłowej odsłaniają się łupki kwarcowe i kwarcowo-serycytowe. Opisywane skały powstały w wyniku metamorfizmu piaskowców kwarcowych. Skały te były prawdopodobnie osadzane w okresie wczesnego dewonu w zbiorniku oceanicznym usytuowanym ponad aktywną strefą subdukcji. Basen, w którym trwała depozycja przypominał dzisiejsze Morze Japońskie. A zatem był on usytuowany pomiędzy łukiem wysp oraz kontynentem. W kamieniołomie można zobaczyć bogaty zestaw struktur deformacyjnych, który jest zapisem wydarzeń rozgrywających się w trakcie orogenezy waryscyjskiej. To właśnie w jej trakcie uformowała się struktura krystaliniku Wzgórz Strzelińskich, a piaskowce kwarcowe uległy zmetamorfizowaniu do postaci łupków kwarcowych i kwarcowo-serycytowych. Biorąc pod uwagę dostępne dane można uznać, że końcowe etapy wydarzeń związanych z metamorfizmem i deformacją na tym obszarze rozgrywały się około 324-290 mln lat temu, czyli na przełomie karbonu i permu. Nieco później, w permie w okresie 285-279 ten masyw zbudowany ze skał krystalicznych podlegał już jedynie chłodzeniu, znajdując się w płytkich partiach skorupy ziemskiej. Do ciekawostek mineralogicznych w tym kamieniołomie należy obecność kryształów górskich oraz kryształków turmalinu. Geostanowisko nr 3.
4	Skałka Geothego	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W opisywanym punkcie spotkać można kwarcyty przypominające te występujące w kamieniołomie w Jegłowej oraz tzw. kwarcyty daktylowe. W tych ostatnich skałach kwarc tworzy specyficznie wykształcone agregaty mineralne, które swoim kształtem przypominają daktyle. Z tego powodu w literaturze fachowej skały te są określane jako kwarcyty daktylowe. Kwarcyty daktylowe po raz pierwszy opisane zostały przez sławnego niemieckiego poetę J.W. Goethego, który odwiedził to miejsce podczas swojej podróży po Śląsku w roku 1791. Stąd od jego nazwiska przyjęło się nazywać to wystąpienie kwarcytów daktylowych właśnie skałką Goethego. Geneza kwarcytów daktylowych budzi do dzisiaj wątpliwości. Spór naukowy dotyczący sposobu ich powstania rozpoczął się już w dwudziestoleciu międzywojennym. Z jednej strony twierdzono, że skały te są produktem deformacji i metamorfizmu zlepieńców kwarcowych. A zatem skał, które pierwotnie zbudowane były z kwarcowych otoczaków rozproszonych w kwarcowym tle skalnym. Z drugiej strony natomiast uważano, że kwarcyty daktylowe to wyłącznie efekt deformacji towarzyszącej metamorfizmowi piaskowców kwarcowych. W odsłonięciu spotkać można również niewielkie kryształy kryształu górskiego. Obserwowany w tym odsłonięciu kryształ górski ma zapewne genezę hydrotermalną Geostanowisko nr 4.
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. Geostanowisko nr 5.
6	Kryształowa Góra	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	geologiczny	Wzniesienie, 199 m n.p.m., najbardziej wysunięte na wschód, trzeciego od północy poprzecznego grzbietu Wzgórz Strzelińskich. Znaleźć tu można naturalne kryształy górskie (stąd nazwa). Występują one w postaci pojedynczych kryształków bądź w postaci skupionych grup i odznaczają się niekiedy wprost idealną przezroczystością. W głębi Kryształowej Góry, w głębokich i długich szczelinach eksploatowano przed wiekami te piękne kryształy. W XVII w. oprawiano je w złoto, a oszlifowane służyły do cięcia tafli szklanych. W 1794 roku zaprzestano ich wydobywania z uwagi na bardzo trudne i niebezpieczne warunki pracy. Geostanowisko nr 6.
7 a	Kamieniołom marmurów w Przewornie	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	geologiczny	Kamieniołom marmurów położony jest około 1 km na NE od wsi Przeworno, po E stronie drogi do Strużyny. Obecnie kamieniołom jest zalany wodą. W kamieniołomie odsłaniają się wapienie krystaliczne (marmury) prawdopodobnie proterozoiczne. Marmury są przecięte żyłą porfiru nieznanego wieku. Marmury są zbudowane z kalcytu. Tworzą one dwie odmiany przeławicające się ze sobą: marmury czarne płytowe, które oprócz kalcytu zawierają również grafit i marmury białe, gruboławicowe lub płytowe. W miarę ubytku grafitu marmury czarne przechodzą w szare. W miarę wzrostu zawartości łyszczyków, marmury tworzą przejścia do łupków wapiennych i wapienno-łyszczykowych. Marmury białe leżą pod marmurami czarnymi. Powierzchnie foliacji w marmurach są równoległe do powierzchni uławicenia i warstwowania. W NW części kamieniołomu foliacja zapada na NE, a w części południowej na E pod kątem około 50°. Dowodzi to istnienia jednostki antyklinalnej. Lineacja, zmarszczkowanie, osie fałdów są do siebie równoległe i zapadają na NNE pod kątem około 40°. Nachylenie (wergencja) drobnych fałdów jest zmienne: NW i SE. Geostanowisko nr 7a.
7 b	Kras w Przewornie	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Kamieniołom marmurów w Przewornie jest miejscem, gdzie w początku lat 70. XX w. dokonano ważnych odkryć naukowych. W osadach wypełniających dawne kanały i poszerzone szczeliny powstałe przez rozpuszczenie wapiennego skały przez wodę znaleziono szczątki kostne i zęby zwierząt żyjących w okresie miocenu, przez 15-20 milionami lat. Były wśród nich szczątki żółwi, nosorożców, jeleniowatych i świniowatych. Ich obecność wskazuje na klimat odmienny od dzisiejszego, znacznie cieplejszy i bardziej wilgotny, zbliżony do subtropikalnego. Nieco później klimat się zmienił i stał się bardziej suchy, natomiast ówczesny krajobraz przypominał sawannę. Na ścianach wyrobiska do dzisiaj można dostrzec przykłady starych form krasowych wypełnionych osadami. Obszar dawnego kamieniołomu jest swobodnie dostępny, ale niezagospodarowany. Najlepiej zwiedzać go wczesną wiosną lub późną jesienią, w lecie jest bardzo zarośnięty i dostępność ścian skalnych jest bardzo ograniczona. Geostanowisko nr 7b.
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. Geostanowisko nr 8a.
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. Geostanowisko nr 8b.
9 a	Łom kwarcytów na Nowoleskiej Kopie	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W geostanowisku na szczycie Nowoleskiej Kopy w starym kamieniołomie odsłaniają się skały metamorficzne kwarcyty. Skały te złożone są głównie z szarego kwarcu a podrzędnie ze srebrzyście połyskującego muskowitu. Różna wielkość ziaren kwarcowych oraz zmienna proporcja muskowitu powoduje, że w kamieniołomie obserwować możemy różne odmiany kwarcytów od masywnych przez laminowane do łupków kwarcowych o bardzo gęstych powierzchniach oddzielności. Powierzchnie te nazywamy foliacją. Kwarcyty powstały przez metamorfizm (przeobrażenie) piaskowców. Były to przede wszystkim piaskowce kwarcowe w których składzie zmieniała się zawartość minerałów ilastych co spowodowało powstanie różnych odmian skał kwarcytowych. Piaski z których powstały piaskowce a które później uległy przeobrażeniu w kwarcyty osadzały się w morzu prawdopodobnie we wczesnym i środkowym dewonie (ok. 400-390 mln lat temu). Datowanie to opiera się na podobieństwie (pod względem wyglądu, składu mineralnego oraz składu chemicznego) tych skał do kwarcytów występujących w czeskich Jesionikach, w których znaleziono liczny zespól skamieniałości dewońskich. Przeobrażenie (metamorfizm) piaskowców w kwarcyty nastąpiło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Geostanowisko nr 9a.
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. Geostanowisko nr 9b.
10 a	Skałki pod Borową	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	Skałą z której powstały obserwowane w odsłonięciu łupki były prawdopodobnie osady piaszczyste zbudowane z kwarcu z domieszką łyszczyków lub minerałów ilastych. Skały te noszą zapis metamorfizmu kontaktowego. Jego przejawem jest przede wszystkim występowanie sillimanitu i andaluzytu. Obecność tych dwóch minerałów jest dowodem na wysokie temperatury i niskie ciśnienia metamorfizmu jakiego doświadczyły opisywane łupki. W tym przypadku wspomniany metamorfizm kontaktowy zachodził najprawdopodobniej na kontakcie z intruzją granitoidu Gromnika. Była ona odpowiedzialna za dostarczenie ciepła niezbędnego do zaistnienia warunków wysokotemperaturowych. Metamorfizmowi opisywanych łupków towarzyszyła również deformacja, której zapisem jest występowanie licznych fałdów w tym odsłonięciu oraz dwóch generacji struktur planarnych. Obecność fałdów w tym odsłonięciu może być interpretowana jako zapis wielkoskalowego fałdowania, które miało miejsce w czasie kiedy formowała się ta część orogenu waryscyjskiego. Obecna w tych skałach obficie występująca mineralizacja ilmenito-hematytu i tytanomagnetytu prawdopodobnie powstała w wyniku procesów pomagmowych związanych z intruzją granitoidów Gromnika. Geostanowisko nr 10a.
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. Geostanowisko nr 10b.
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. Geostanowisko nr 11.
12	Kamieniołom granitu w Górce Sobockiej	Wzgórza Dębowe	masyw strzeliński	geologiczny	Na południe od miejscowości znajduje się tu rozległy, dwupoziomowy kamieniołom granitu. Poziom dolny zajęty jest przez ponad 20-metrowej głębokości jeziorko. Eksploatacja odbywa się na poziomie górnym. Kamieniołom stanowi najbardziej na zachód wysunięte odsłonięcie granitów strzelińskich. Występuje tu drobnoziarnisty, jasnoszary granit o chaotycznym rozmieszczeniu minerałów.Jedynie w części południowej zaznacza się nieznacznie kierunkowe ułożenie składników mineralnych. Występujący tu granit określa sie jako granit dwułyszczykowy lub granit muskowitowo-biotytowy i jest najbardziej rozpowszechniona odmiana granitu w masywie strzelińskim. Granit z Górki Sobockiej był wydobywany już w średniowieczu głównie jako surowiec budowlany. Wykorzystano go między innymi do budowy romańskich murów dawnego kościoła w Górce wzniesionego w XII stuleciu. W dawnych wiekach eksploatację znacznie ułatwiały naturalne spękania skały. Tworzą one trójwymiarową regularną sieć niemal prostopadłych do siebie zespołów szczelin o dwu niemal pionowych kierunkach (określanych symbolami Q i S) i trzecim przebiegającym prawie poziomo (L). Są to spękania ciosowe, które powstają w trakcie zastygania i ochładzania się magmy granitowej. U wylotu drogi dojazdowej do górnego poziomu eksploatacyjnegoWarto dobrze widoczna jest zalegająca na granicie kilkumetrowej grubości pokrywa lessowa. Pył lessowy utworzył się z ziarenek kwarcu z dodatkiem węglanów i minerałów ilastych w epoce ostatnich zlodowaceń. Geostanowisko nr 12.
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. Geostanowisko nr 13.
14	Kamieniołom gnejsu w Henrykowie	Kotlina Henrykowska	masyw strzeliński	geologiczny	Gnejsy odsłaniają się w nieczynnym kamieniołomie położonym ok. 1 km na SW od południowych zabudowań miejscowości Henryków. Do kamieniołomu prowadzi droga wzdłuż stawów rybackich. Odsłonięcie gnejsów znajduje się tuż za zabudowaniami gospodarczymi. Występujące tu skały są bardzo drobnoziarniste i mają szarozieloną barwę. Ich cechą charakterystyczną jest obecność lamin (drobnych warstewek), którym miejscami towarzyszą soczewki lub oczka. Jasnoszare laminy (1-2 mm grubości) składają się z agregatu kwarcowo-skaleniowego. Szarozielone dodatkowo zawierają zielony chloryt oraz muskowit. Oczka (1-5 mm) głównie tworzy mikroklin (skaleń potasowy). Większe soczewki składają się z agregatu kwarcowo- skaleniowego lub skalenia. Powierzchnie oddzielności skały (foliacji) zapadają na W pod kątem 30-40°. Na tych powierzchniach widoczne jest linijne ułożenie minerałów (lineacja), którą podkreślają wyciągnięte agregaty kwarcowo-skaleniowe z muskowitem oraz ciemniejsze smugi bogatsze w chloryt. W skałach miejscami można dostrzec fałdy różnej generacji. W gnejsach z Henrykowa często występują żyłki kwarcowe ok. 5 mm grubości. Niektóre partie skał uległy silnemu spękaniu i pokruszeniu. Powstałe spękania bywają wypełnione ciemnozielonym chlorytem i kwarcem. Gnejsy z Henrykowa należą do jednostki geologicznej zwanej masywem Strzelina. Powstały ze zmetamorfizowania i zdeformowania granitów o wieku około 500 mln lat. Geostanowisko nr 14.
17	Łom tonalitów na wzgórzu Kalinka	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	Geostanowisko składa się z dwóch łomów częściowo zarośniętych i oddalonych od siebie o ok. 30m. Lepiej zachowany jest dolny łom, gdzie fragmentarycznie widoczne są ściany zbudowane z tonalitów. Są to skały magmowe głębinowe zaliczane do granitoidów. Składają się głównie z kremowych plagioklazów, szarego kwarcu oraz czarnych agregatów zbudowanych biotytu i hornblendy. Minerały te widoczne są gołym okiem. Tonality z Kalinki są drugim co do wielkości powierzchniowym wystąpieniem tonalitów na Wzgórzach Strzelińskich (największym jest nieczynny kamieniołom w Gęsińcu), skały te znane są także z wierceń. Tonality z Kalinki podobnie jak inne skały magmowe głębinowe występujące dziś na obszarze miedzy Strzelinem a Ziębicami powstały na skutek działania procesów magmowych u schyłku orogenezy waryscyjskiej. Plutonizm trwał przeszło 30 mln lat i można go podzielić na 3 główne etapy. Efektem działania magmatyzmu na tym obszarze było powstanie szeregu małych (nieprzekraczających 1 km wielkości) intruzji często o skomplikowanej wewnętrznej budowie. Jedną z takich niewielkich intruzji są właśnie tonality z Kalinki, które powstały w trzecim, ostatnim etapie magmatyzmu ok. 295 mln lat temu. Geostanowisko nr 17.
18	Źródło Cyryla	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	hydrologiczny	Źródło Cyryla zlokalizowane jest ono na terenie Lasu Miejskiego przy czerwonym szlaku turystycznym z Ziębic na górę Gromnik i dalej aż do Strzelina. Nazwa źródła ma związek z miejscową legendą nie opartą jednak na żadnych dokumentach. Mówi ona, że w czasach wprowadzania chrześcijaństwa z inicjatywy polskiego króla Bolesława na górze położonej na północ od Ziębic został zbudowany zamek. Mieszkali w nim pobożni misjonarze, którzy głosili mieszkańcom okolic Ewangelię i chrzcili w źródle okoliczną ludność. Legenda ta odżyła w 1811 r., kiedy to w okolicy źródła przy plantowaniu gruntu natrafiono na stare mury, wskazujące na istnienie tam kiedyś jakichś budowli. Wówczas to leśnik Rössner u stóp góry zamkowej postawił altanę. Miejsce to było tradycyjnym celem sobotnio-niedzielnych spacerów. Na przełomie wieków altana została zmodernizowana, a najprawdopodobniej jeszcze w 1913 roku na wzgórzu powstała restauracja i prowadzące do niej kamienne stopnie. Na początku lat trzydziestych XX wieku wybudowano większe schronisko, którego pozostałością są jeszcze fundamenty. Przez jakiś czas oba obiekty funkcjonowały jednocześnie. Źródło Cyryla ma obudowane ujęcie i jest atrakcyjnym dla okolicy źródłem zaopatrywania się w wodę "specjalnej wartości". Niestety woda ze źródła pod względem bakteriologicznym okresowo nie jest przydatna do spożycia w stanie surowym. Jak wskazują badania stwierdza się w niej nieznacznie przekracza zawartości bakterii Coli. Geostanowisko nr 18.
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. Geostanowisko nr 19a.
19 b	Kopalnia rud niklu w Szklarach	Wzgórza Szklarskie	strefa Niemczy	geomorfologiczny	Na stokach Szklanej Góry (371,9 m n.p.m.) możemy oglądać jeden z nieczynnych od dawna kamieniołomów serpentynitu w Szklarach. Pochodzenie serpentynitu w tym miejscu związane jest z tzw. kompleksem ofiolitowym. Serpentynit to skała metamorficzna, która powstaje z przeobrażenia perydotytu i dunitu. W skałach serpentynitowych często spotykamy się ze złożami cennych minerałów i pierwiastków. Podobnie jest w przypadku Szklar – obecne są tutaj rudy bardzo cennego pierwiastka – niklu. Kamieniołom jako całość jest obiektem, który został zbudowany przez człowieka. W znacznym stopniu przemodelował on partię szczytową oraz stoki Szklanej Góry. Jest on w charakterystyczny dla tego typu form sposób – stoki są sterasowane. Każdy kolejny poziom wydobycia oddzielony jest od nadległego stromą (czasem pionową) ścianą skalną. Takie fragmenty kamieniołomu związane są z eksploatacją. Ale znajdziemy też te, gdzie materiał odkładano – tworzą one usypane hałdy. Występują tu również elementy naturalne, które związane są z typowymi procesami geomorfologicznymi. Po pierwsze, ściany skalne wykazują świadectwo tzw. wietrzenia selektywnego czyli nierównomiernego tempa wietrzenia. Po drugie, z odcinka zwietrzałego odpadają odspojone fragmenty skały – możemy je zobaczyć u podnóża tych sztucznie utworzonych ścian. Na omawianym stanowisku możemy także obserwować naturalną sukcesję roślinną. Kamieniołom porasta dość zwarty las, składający się w przewadze z sosen. Wielkość drzew wskazuje, że mają one kilkadziesiąt lat. Ich wiek współgra z zakończeniem na tym terenie działalności kamieniołomu. Geostanowisko nr 19b.
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. Geostanowisko nr 21a.
21 b	Wzgórze Rokitki	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Na północny wschód od szczytu Gromnika wybiega obły grzbiet zbudowany z łupków kwarcowo-serycytowych. W przekroju wykazuje on wyraźną asymetrię: stoki zwrócone na południowy wschód są bardziej strome niż łagodne, długie stoki opadające na północny zachód. Niejednakowe nachylenia przeciwległych stoków są związane z cechami budowy geologicznej. Miejscowe łupki posiadają wyraźne powierzchnie oddzielności, zwane powierzchniami foliacji, które są nachylone na północny zachód. Łagodny stok ogólnie naśladuje to nachylenie, natomiast stok bardziej stromy ścina powierzchnie foliacji. Dobrym miejscem do obserwacji skał podłoża i sposobu ich ułożenia jest mały nieczynny w północnym zakończeniu grzbietu. Na skalnych ściankach łatwo dostrzec pochylone w kierunku północnym wyraźne powierzchnie oddzielności. Geostanowisko nr 21b.
22	Łom kwarcytów na Krowińcu	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W kamieniołomie odsłaniają się jasne, drobno- do średnioziarnistych kwarcyty o wyraźnie widocznej płaskiej powierzchni oddzielności, która w skałach metamorficznych jest określana jako foliacja. Powstały one w wyniku metamorfizmu i towarzyszącej mu deformacji osadów piaszczystych. Osadowy natura skał wyjściowych, z których powstały omawiane kwarcyty jest dobrze widoczna dzięki zachowanym reliktom pierwotnego warstwowania wyrażonego głównie dzięki obecności lamin zbudowanych z grubszego materiału. Prawdopodobnie stanowił on żwirkowe laminki w pierwotnie piaszczystym osadzie. Biorąc pod uwagę obecny skład mineralny oraz chemiczny tych skał można stwierdzić, że skałą wyjściową, czyli protolitem, były piaskowce kwarcowe, które zawierały zmienną domieszkę minerałów ilastych. Badania dotyczące składu chemicznego tych skał dowodzą, że były one deponowane w zbiorniku oceanicznym usytuowanym ponad aktywną strefą subdukcji. Geostanowisko nr 22.
23	Kamieniołom granitów i gnejsów w Mikoszowie	Równina Kącka	masyw strzeliński	geologiczny	W kamieniołomie Mikoszów odsłaniają się ciemne gnejsy, lokalnie z wkładkami łupków biotytowo-amfibolowych i amfibolitów, należące do kompleksu Stachowa. W obrębie ciemnych gnejsów występowały wkładki jasnych, gnejsów o wieku ~500 mln lat, które zostały całkowicie wyeksploatowane. Na ścianach północnych i północno-zachodnich górnego poziomu foliacja czyli planarne uporządkowanie wewnętrznej budowy skały, ma bieg NE-SW i zapada ku NW pod kątem około 60o. Na ścianach południowych i południowo-zachodnich foliacja ma biegi NW-SE i zapada ku SW pod kątem około 70o. Taka orientacja foliacji wskazuje na istnienie fałdu o osi zanurzającej się ku zachodowi. Skały kompleksu Stachowa zostały zmetamorfizowane i zdeformowane podczas orogenezy waryscyjskiej, a następnie intrudowały w nie granity biotytowe średnio i drobnoziarniste oraz granity biotytowo-muskowitowe. W granitach występują warstwowe nagromadzenia biotytu (szliry) i porwaki (ksenolity) gnejsów sąsiadujących z żyłami. Zmiany termiczne wywołane przez granity zaznaczają się w obrębie porwaków i na kontaktach granitów i ciemnych gnejsów. Wiek granitów średnioziarnistych biotytowych z kamieniołomu Strzelin II, analogicznych do występujących w kamieniołomie Mikoszów, określono na 303 ± 2 mln lat, a drobnoziarnistych granitów biotytowych na 283 ± 7 mln lat. Geostanowisko nr 23.
24 a	Skałki Stoleckie	Kotlina Ząbkowicka	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom położony na Górze Wapiennej budują głównie łupki łyszczykowe w wkładkami marmurów i łupków kwarcowo-skaleniowych. Skały te wskazują, że opisywany fragment pasma kamienieckiego tworzy sukcesja wulkaniczno-osadowa, która była utworzona z osadów ilastych przeławiconych z wkładkami wapieni oraz intrudowanych przez kwaśne skały wulkaniczne reprezentowane zapewne ryolity. Wiek opisywanej sukcesji wulkaniczno-osadowej pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie podobieństwa do innych skał odsłaniających się w Sudetach przypuszczamy, że cała sukcesja wulkaniczno-osadowa budująca pasmo kamienieckie może być wieku neoproterozoicznego. W skałach tych zachowany jest bogaty zestaw struktur deformacyjnych dokumentujący złożoną historię deformacji tych skał. Wspomniana historia wiążę się z rozwojem orogenu waryscyjskiego, którego częścią są Sudety. Metamorfizm jaki został zapisany przez te skały przebiegał w warunkach facji amfibolitowej przy temperaturze ok. 580-590oC przy ciśnieniu rzędu 7.5 – 10.5 kbar. Przytoczone ciśnienia wskazują, że kompleks skalny odsłaniający się na Górze Wapiennej w trakcie metamorfizmu był pogrążony na głębokościach rzędu 30-40 km. Opisywane wydarzenia metamorfizmu i związanej z nim deformacji zachodziły w trakcie formowania się wschodniej części orogenu waryscyjskiego podczas kolizji struktur Sudetów Środkowych i Wschodnich. Geostanowisko nr 24a.
24 b	Góra Wapienna	Kotlina Ząbkowicka	pasmo kamienieckie	geomorfologiczny	Góra Wapienna nad Stolcem jest przykładem skalistego wzniesienia o charakterze ostańcowym, wyrastającym ponad równinne otoczenie. Jest równocześnie typem wzgórza twardzielcowego, które zawdzięcza swoje istnienie podwyższonej wytrzymałości skał i większej odporności na działanie naturalnych czynników niszczących. Wzniesienie ma urozmaiconą budowę geologiczną, występują w jego obrębie łupki łyszczykowe, gnejsy i wapienie krystaliczne. W przeszłości eksploatowano tu wapienie w dużych, powierzchniowych i podziemnych wyrobiskach, wydobywając wysokiej jakości wapień, który po wypolerowaniu prezentował się szczególnie efektownie. Pozostałością są komory wydobywcze i podziemne korytarze o łącznej długości szacowanej na 500–600 m. Na ścianach wyrobisk można dostrzec przejawy procesów krasowych w postaci poszerzonych spękań i kawern wypełnionych brekcją. Podziemne wyrobiska w Górze Wapiennej są miejscem hibernacji nietoperzy, dlatego w okresie zimowym nie należy ich zwiedzać. Geostanowisko nr 24b.
25	Łom łupków kwarcowo-skaleniowych w Kobylej Głowie	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom położony w okolicach Kobylej Głowy budują głównie łupki kwarcowo-skaleniowe, które powstały przez przeobrażenie kwaśnych skał wulkanicznych o składzie ryolitów lub też tufów ryolitowych. Wiek tych skał pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie podobieństwa do innych skał odsłaniających się w Sudetach przypuszczamy, że cała sukcesja wulkaniczno-osadowa budująca pasmo kamienieckie może być wieku neoproterozoicznego. W skałach tych zachowany jest bogaty zestaw struktur deformacyjnych dokumentujący złożoną historię deformacji tych skał. Wspomniana historia wiążę się z rozwojem orogenu waryscyjskiego, którego częścią są Sudety. Geostanowisko nr 25.
28	Kamieniołom tonalitów w Gęsińcu	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	Intruzja Gęsińca składa się głównie z diorytów i tonalitów oraz podrzędnie granodiorytów i granitów dwułyszczykowych. Skały te utworzyły się około 295 milionów lat temu, w końcowym etapie orogenezy waryscyjskiej. Pierwotne magmy, powstały w dolnej skorupie Ziemi, a następnie rozwijały się poprzez frakcjonalną krystalizację (zróżnicowane fazy mineralne powstawały w magmie, a następnie się od niej oddzielały zmieniając tym samym jej skład chemiczny) oraz asymilację skał otoczenia (magma topiła skały otoczenia, a powstałe w ten sposób stopy mieszały się z główną magmą). W ostatnim etapie magmy podróżowały w kierunku powierzchni Ziemi by ostatecznie utworzyć pień magmowy na głębokości około 10 km pod powierzchnią. Pierwszymi magmami były drobnoziarniste dioryty tworzące brzeżne części intruzji. Następnie powstała wewnętrzna, diorytowo-tonalitowa część intruzji, która została następnie przecięta przez magmy granodiorytowe. W kolejnym etapie tworzyły się skały żyłowe: aplity i pegmatyty. Ostatni etap to intruzja granitu dwułyszczykowego. Intruzja była przedmiotem szczegółowych badań naukowych zajmujących się odtwarzaniem historii magmy na podstawie składu chemicznego i izotopowego ziaren mineralnych takich jak plagioklaz, cyrkon i apatyt. Geostanowisko nr 28.
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. Geostanowisko nr 30.
31	Łomy gnejsów i granitów w Bożnowicach	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W starym nieczynnym łomie w Bożnowicach obserwować możemy 3 rodzaje graniczących ze sobą skał: ciemnoszarych gnejsów migmatycznych, szarych kierunkowych granodiorytów i jasnoszarych granitów. Gnejsy migmatyczne są skałami metamorficznymi (przeobrażonymi). Kontaktują one ze skałami magmowymi: granodiorytami. Kontakt tych skał jest ostry i niezgodny z teksturą gnejsu. Graniodioryt graniczy z kolejną skałą magmową: granitem. Jest to najjaśniejsza skała występująca w tym łomie. Składa się ona podobnie jak granodioryt z kwarcu, skaleni i biotytu ale rozmiar tych minerałów jest mniejszy, nie przekracza 2 mm co nadaje skale bardziej jednorodny wygląd. Granica między granodiorytem a granitem jest ostra i niezgodna względem przebiegu tekstury kierunkowej w granodiorycie. Miejscami na granicy granit jest wzbogacony w biotyt. Biorąc pod uwagę charakter skał oraz ich kontaktów można ustalić relacje wiekowe. Najstarszymi skałami w tym łomie są gnejsy, ponieważ są to skały przeobrażone czyli metamorficzne. Pozostałe dwie skały są skałami magmowymi nieprzeobrażonymi. Metamorfizm musiał zachodzić przed intruzją (umiejscowieniem się) skał magmowych bo inaczej wszystkie 3 skały były by przeobrażone. Z dwóch skał magmowych występujących w tym łomie młodszy jest granit ponieważ sam jest bezkierunkowy i „przecina” teksturę kierunkową granodiorytu. Geostanowisko nr 31.
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. Geostanowisko nr 32.
33 a	Romanowskie Skałki	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	Skałą z której powstały obserwowane w odsłonięciu łupki były prawdopodobnie osady piaszczyste zbudowane z kwarcu z domieszką łyszczyków lub minerałów ilastych.>br/> Skały te noszą zapis metamorfizmu kontaktowego. Jego przejawem jest przede wszystkim występowanie sillimanitu i andaluzytu. Obecność tych dwóch minerałów jest dowodem na wysokie temperatury i niskie ciśnienia metamorfizmu jakiego doświadczyły opisywane łupki. W tym przypadku wspomniany metamorfizm kontaktowy zachodził najprawdopodobniej na kontakcie z intruzją granitoidu Gromnika. Była ona odpowiedzialna za dostarczenie ciepła niezbędnego do zaistnienia warunków wysokotemperaturowych. Metamorfizmowi opisywanych łupków towarzyszyła również deformacja, której zapisem jest występowanie licznych fałdów w tym odsłonięciu oraz dwóch generacji struktur planarnych. Obecność fałdów w tym odsłonięciu może być interpretowana jako zapis wielkoskalowego fałdowania, które miało miejsce w czasie kiedy formowała się ta część orogenu waryscyjskiego. Geostanowisko nr 33a.
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. Geostanowisko nr 33b.
34	Łom kwarcytów przy niebieskim szlaku	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W kamieniołomie odsłaniają się jasne, drobno- do średnioziarnistych kwarcyty o wyraźnie widocznej płaskiej powierzchni oddzielności, która w skałach metamorficznych jest określana jako foliacja. Powstały one w wyniku metamorfizmu i towarzyszącej mu deformacji osadów piaszczystych. Osadowy natura skał wyjściowych, z których powstały omawiane kwarcyty jest dobrze widoczna dzięki zachowanym reliktom pierwotnego warstwowania wyrażonego głównie dzięki obecności lamin zbudowanych z grubszego materiału. Prawdopodobnie stanowił on żwirkowe laminki w pierwotnie piaszczystym osadzie. Biorąc pod uwagę obecny skład mineralny oraz chemiczny tych skał można stwierdzić, że skałą wyjściową, czyli protolitem, były piaskowce kwarcowe, które zawierały zmienną domieszkę minerałów ilastych. Badania dotyczące składu chemicznego tych skał dowodzą, że były one deponowane w zbiorniku oceanicznym usytuowanym ponad aktywną strefą subdukcji. Geostanowisko nr 34.
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. Geostanowisko nr 35.
36	Łom łupków łyszczykowych na wzgórzu Ciernowa Kopa	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Łupki łyszczykowe odsłaniają się na szczycie płaskiego wzgórza Cierniowa Kopa, znajdującego się 1,7 km na NW od kościoła w Sieroszowie. Tuż za południową ścianą kamieniołomu prowadzi niebieski szlak turystyczny. W rejonie wzgórza znajduje się jeszcze kilka mniejszych wyrobisk. Skały najlepiej odsłaniają się na północnej ścianie kamieniołomu. Miejscami brzegi odsłonięcia ulegają spełzywaniu, którego przejawem jest obecność drzew z wygiętym pniem. Łupki łyszczykowe występujące w stanowisku są skałami bardzo drobnoziarnistymi o barwie ciemnoszarej. Składają się głównie z łyszczyków - ciemnego biotytu oraz srebrzystego muskowitu. Minerałom tym towarzyszy szary kwarc. Na powierzchni oddzielności w niektórych partiach skały pojawiają się drobne gruzełki. Są zbudowane z pojedynczych ziaren brunatno-czerwonego granatu, o średnicy do 3 mm, które otaczają łyszczyki. Dzięki dużej ilości łyszczyków skały posiadają bardzo dobrą oddzielność (foliację). Powierzchnie oddzielności zapadają w kierunku zachodnim pod kątem około 20°. Na powierzchni foliacji można dostrzec równoległe ułożenie wydłużonych blaszek łyszczyków. Wyznaczają one tzw. lineację. W łupkach łyszczykowych spotyka się mniejsze lub większe soczewki, oczka lub żyłki złożone z szarego kwarcu i białego skalenia. Pojedyncze soczewki mogą osiągać długość kilkunastu cm. Łupki łyszczykowe widoczne w tym stanowisku należą do jednostki geologicznej określanej jako pasmo łupkowe Kamieńca Ząbkowickiego. Skały te powstały w wyniku metamorfizmu skał ilasto-mułowcowych. Geostanowisko nr 36.
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. Geostanowisko nr 37.
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. Geostanowisko nr 39.
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. Geostanowisko nr 40.
41	Kamieniołom bazaltów Janowiczki	Wzgórza Dębowe	masyw strzeliński	geologiczny	Geostanowisko nr 41.
42	Kamieniołom granitów Gębczyce	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	. Geostanowisko nr 42.
43	Kamieniołom kwarcytów koło Przeworna	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	geologiczny	W geostanowisku, w starym zalanym kamieniołomie obserwować można kwarcyty. Są to skały metamorficzne o ciemnoszarej barwie. W Przewornie występuje odmiana masywna kwarcytów złożona w prawie i wyłącznie z kwarcu. Skały są delikatnie laminowane, słabo zaznacza się powierzchnia oddzielności nazywana foliacją. Różne odmiany kwarcytów są powszechne na obszarze Wzgórz Strzelińskich. Ich najbardziej znanym wystąpieniem jest kamieniołom w Jegłowej ale budują one także wzgórze Mlecznik czy Buczek. Skały te powstały przez metamorfizm (przeobrażenie) piaskowców. Były to przede wszystkim piaskowce kwarcowe w których składzie zmieniała się zawartość minerałów ilastych co spowodowało powstanie różnych odmian skał kwarcytowych. Piaski z których powstały piaskowce a które później uległy przeobrażeniu w kwarcyty osadzały się w morzu prawdopodobnie we wczesnym i środkowym dewonie (ok. 400-390 mln lat temu). Datowanie to opiera się na podobieństwie (pod względem wyglądu, składu mineralnego oraz składu chemicznego) tych skał do kwarcytów występujących w czeskich Jesionikach, w których znaleziono liczny zespól skamieniałości dewońskich. Przeobrażenie (metamorfizm) piaskowców w kwarcyty nastąpiło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Geostanowisko nr 43.
44	Łom kwarcytów koło Kuropatnika	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W starym, zalanym kamieniołomie obserwować możemy dwie odmiany skał metamorficznych: masywne kwarcyty i łupki kwarcowe. Ich głównym składnikiem jest kwarc, a różnica polega na występowaniu licznych powierzchni złupkowacienia w łupkach co powoduje, że skała ta wygląda jak złożona z cienkich warstewek. W łupkach oprócz kwarcu zauważyć można jedwabiście połyskujący serycyt. Obie skały tworzą naprzemienne warstwy stromo zapadające na północny-zachód. Zarówno kwarcyty jak i łupki powstały na skutek przeobrażenia skał osadowych – piaskowców. Były to przede wszystkim piaskowce kwarcowe w których składzie zmieniała się zawartość minerałów ilastych co spowodowało powstanie różnych odmian skał kwarcytowych. Skały te powszechnie występują na Wzgórzach Strzelińskich, ich najbardziej znanym wystąpieniem jest kamieniołom w Jegłowej. Piaski z których powstały kwarcyty osadzały się w morzu prawdopodobnie we wczesnym i środkowym dewonie (ok. 400-390 mln lat temu). Datowanie to opiera się na podobieństwie (pod względem wyglądu, składu mineralnego oraz składu chemicznego) tych skał do kwarcytów występujących w czeskich Jesionikach, w których znaleziono liczny zespół skamieniałości dewońskich. Przeobrażenie (metamorfizm) piaskowców w kwarcyty nastąpiło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Geostanowisko nr 44.
47 a	Kamieniołom granitu w Gościęcicach Średnich	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W starym, zalanym kamieniołomie granitu pod Kozińcem obserwować możemy skały magmowe – granity. Skały te zbudowane są z szarego kwarcu, kremowych skaleni oraz czarnego biotytu. Minerały te widoczne są gołym okiem. W kamieniołomie występują różne odmiany granitu (ich zróżnicowanie polega na zmiennej ilości biotytu oraz wielkości minerałów) ale obserwacja ich wzajemnych relacji jest utrudniona ze względu na stan zachowania ścian. Doskonale widoczny jest system spękań występujących w granitach oraz postępujące wzdłuż nich wietrzenie tych skał. Polega ono początkowo na wnikaniu wody w szczeliny i powiększaniu ich aż do wyodrębnienia bloków z calizny a następnie na zaokrąglaniu krawędzi bloków. Granity występujące w Gościęcicach podobnie jak inne skały magmowe głębinowe występujące dziś na obszarze miedzy Strzelinem a Ziębicami powstały na skutek działania procesów magmowych u schyłku orogenezy waryscyjskiej. Plutonizm trwał przeszło 30 mln lat i można go podzielić na 3 główne etapy. Efektem działania magmatyzmu na tym obszarze było powstanie szeregu małych (nieprzekraczających 1 km wielkości) intruzji często o skomplikowanej wewnętrznej budowie. Forma występowania oraz zróżnicowanie skał magmowych czynią je wyjątkowymi w skali Sudetów. Geostanowisko nr 47a.
47 b	Zwietrzeliny granitu w Gościęcicach Średnich	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	W nieczynnym kamieniołomie granitu pod Kozińcem, na jego północnej ścianie, znajduje się interesujące odsłonięcie zwietrzałym granitów, ilustrujące proces selektywnego niszczenia skały przez proces podpowierzchniowego wietrzenia. Głównym motorem tego procesu jest woda krążąca w spękaniach skalnych, dlatego największe rozluźnienie skały obserwujemy właśnie wzdłuż spękań. Niszczenie skały prowadzi do zaokrąglenia krawędzi trzonów skalnych, co dobrze widać w górnej części odsłonięcia. Wietrzenie miało zarówno charakter fizyczny (rozpad), jak i chemiczny (rozkład), na co wskazuje rdzawa barwa zwietrzeliny, związana z utlenianiem związków żelaza. Geostanowisko nr 47b.
51	Łom łupków łyszczykowych w Baldwinowicach	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom łupków łyszczykowych i gnejsów znajduje się przy czerwonym szlaku turystycznym, 150 m na wschód od zabudowań Koloni Bobolice. Łupki łyszczykowe są skałami jasno lub ciemno srebrzystymi, bardzo drobnoziarnistym. W składzie mineralnym dominują łyszczyki – ciemny biotyt oraz jasny, srebrzysty muskowit. W drobnych laminach można dostrzec ziarna szarego kwarcu, podrzędnie skalenia. Duża ilość minerałów blaszkowych, ułożonych równolegle decyduje o bardzo dobrej oddzielności łupkowej skały. Powierzchnie oddzielności (foliacji) zapadają pod kątem około 30-40° na zachód. W łupkach spotyka się silnie wysłużone soczewki zbudowane z kwarcu i skalenia, które układają się równolegle do foliacji. Ich długość dochodzi do kilku cm. Gnejsy są skałami drobnoziarnistym o barwie szarej. Składają się głównie z szarego kwarcu, jasnego skalenia oraz ciemnego biotytu. Podrzędnie występuje w nich drobnołuseczkowy muskowit. Gnejsy posiadają teksturę smużystą, niekiedy pojawiają się w nich jaśniejsze laminy bogatsze w kwarc i skaleń. Gnejsy tworzą wkładki w obrębie łupków łyszczykowych. Granica pomiędzy skałami jest nieostra. Różnica między gnejsem a łupkiem łyszczykowym polega na zawartości skalenia. W łupkach łyszczykowych jest go brak lub niewiele w przeciwieństwie do gnejsów. Łupki łyszczykowe oraz gnejsy z tego odsłonięcia wchodzą w skład skał tworzących jednostkę geologiczną o nazwie pasmo łupkowe Kamieńca Ząbkowickiego. Powstały ze zmetamorfizowania skał osadowych. Geostanowisko nr 51.
52	Łom łupków łyszczykowych Sieroszów	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom ten budują łupki łyszczykowe, które powstały przypuszczalnie z przeobrażenia skał ilastych. Wiek opisywanej sukcesji osadowej pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie podobieństwa do innych skał odsłaniających się w Sudetach przypuszczamy, że cała sukcesja wulkaniczno-osadowa budująca pasmo kamienieckie może być wieku neoproterozoicznego. W skałach tych zachowany jest bogaty zestaw struktur deformacyjnych dokumentujący złożoną historię deformacji tych skał. Wspomniana historia wiążę się z rozwojem orogenu waryscyjskiego, którego częścią są Sudety. Metamorfizm jaki został zapisany przez te skały przebiegał w warunkach facji amfibolitowej przy temperaturze ok. 580-590oC przy ciśnieniu rzędu 7.5 – 10.5 kbar. Przytoczone ciśnienia wskazują, że kompleks skalny odsłaniający się na Górze Wapiennej w trakcie metamorfizmu był pogrążony na głębokościach rzędu 30-40 km. Opisywane wydarzenia metamorfizmu i związanej z nim deformacji zachodziły w trakcie formowania się wschodniej części orogenu waryscyjskiego podczas kolizji struktur Sudetów Środkowych i Wschodnich. Geostanowisko nr 52.
54	Łom łupków łyszczykowych Stolec	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom ten budują łupki łyszczykowe, które powstały przypuszczalnie z przeobrażenia skał ilastych. Wiek opisywanej sukcesji osadowej pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie podobieństwa do innych skał odsłaniających się w Sudetach przypuszczamy, że cała sukcesja wulkaniczno-osadowa budująca pasmo kamienieckie może być wieku neoproterozoicznego. W skałach tych zachowany jest bogaty zestaw struktur deformacyjnych dokumentujący złożoną historię deformacji tych skał. Wspomniana historia wiążę się z rozwojem orogenu waryscyjskiego, którego częścią są Sudety. Metamorfizm jaki został zapisany przez te skały przebiegał w warunkach facji amfibolitowej przy temperaturze ok. 580-590oC przy ciśnieniu rzędu 7.5 – 10.5 kbar. Przytoczone ciśnienia wskazują, że kompleks skalny odsłaniający się na Górze Wapiennej w trakcie metamorfizmu był pogrążony na głębokościach rzędu 30-40 km. Opisywane wydarzenia metamorfizmu i związanej z nim deformacji zachodziły w trakcie formowania się wschodniej części orogenu waryscyjskiego podczas kolizji struktur Sudetów Środkowych i Wschodnich. Geostanowisko nr 54.
56	Kamieniołom granitu w Białym Kościele	Dolina Oławy	masyw strzeliński	geologiczny	W centralnej części wsi Biały Kościół obserwować możemy zalany kamieniołom granitu strzelińskiego. Dla bezpieczeństwa teren jest ogrodzony i pozostawiono jedynie wejście na punkt widokowy. Z punktu tego podziwiać można ściany z charakterystycznymi dla granitu spękaniami: poprzecznymi, podłużnymi i poziomymi. Spękania te nazywane ciosem termicznym są charakterystyczne dla wszystkich granitów, pomagają one skalnikom w czynnych kamieniołomach uzyskiwać duże bloki skalne bez lub przy minimalnym użyciu środków wybuchowych. Spękania te oraz ich stosunek do uporządkowania minerałów w granitach badał w nieodległym Strzelinie geolog H. Closs (profesor Uniwersytetu w ówczesnym Breslau). Profesor opublikował w 1922 pracę na temat tektoniki granitu, która uzyskała szeroki rozgłos wśród geologów na świecie i do dziś jest prezentowana w podręcznikach. Aż do lat 70. XX w. uważano, że granity w tym rejonie tworzą ogromny masyw skalny na obszarze miedzy Strzelinem, Ziębicami aż po czeską Žulową (taki jak np. masyw Karkonoszy). Dziś wiemy, że skały te występują w postaci licznych, ale małych izolowanych wystąpień o wielkości nieprzekraczającej 1 km. Forma występowania oraz zróżnicowanie skał magmowych czynią je wyjątkowymi w skali Sudetów. Granity oraz inne skały magmowe są najmłodszym kompleksem skał występujących na Wzgórzach Strzelińskich związanych z orogenezą waryscyjską. Granity krystalizowały (zastygały) ok 293-285 mln lat temu w okresie geologicznym nazywanym permem. Był to ostatni etap magmatyzmu trwającego na tym terenie przeszło 30 mln lat. Geostanowisko nr 56.
57	Łom gnejsu koło Białego Kościoła	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W starym nieczynnym łomie obserwować można gnejsy. Są to skały metamorficzne (przeobrażone). Składają się one z kwarcu, skaleni oraz łyszczyków: czarnego biotytu i srebrzystego muskowitu. Minerały te tworzą tło skały z którego wyraźnie wyróżniają się większe kryształy skalenia o rozmiarach dochodzących do 5-6 mm. Łyszczyki tworzą charakterystyczne blaszki ułożone równolegle do siebie. Powoduje to powstanie w gnejsie charakterystycznej dla skał metamorficznych tekstury planarnej nazywanej foliacją. Miejscami obserwować można zafałdowanie powierzchni foliacji. Świadczy to o tym, że skały te przechodziły kilkuetapowy proces deformacji. Tego rodzaju gnejsy spotkać można w wielu miejscach na terenie Wzgórz Strzelińskich. Określane są one wspólna nazwą jako gnejsy strzelińskie i stanowią jeden z zespołów skalnych budujących Masyw Strzeliński. Gnejsy te powstały na skutek przeobrażenia (metamorfizmu) starszych skał magmowych - granitów. Granity, z których powstały gnejsy strzelińskie krystalizowały (zastygały) ok. 600 mln lat temu w eonie (jest to określenie jednostki czasu geologicznego) nazywanym proterozoikiem. Ich przeobrażenie (metamorfizm) w gnejsy zachodziło wieloetapowo i zakończyło się w trakcie orogenezy waryscyjskiej ok. 280 – 380 mln lat temu. Geostanowisko nr 57.
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. Geostanowisko nr 58a.
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. Geostanowisko nr 58b.
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. Geostanowisko nr 59.
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. Geostanowisko nr 60.
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. Geostanowisko nr 62.
64	Łom łupków kwarcowo-grafitowych na wzgórzu Buczek	Wzgórza Gumińskie	strefa niemczy	geologiczny	Odsłonięcie łupków kwarcowo-grafitowych znajduje się na wzgórzu Buczek, około 350 m na ENE od ostatnich zabudowań południowego krańca Brodziszowa. Można do niego dotrzeć polną ścieżką prowadzącą od drogi asfaltowej Brodziszów –Zwrócona. Łupki kwarcowo-grafitowe są skałami ciemnoszarymi. Składają się z bardzo drobnych ziaren kwarcu i grafitu. Wykazują bardzo dobrą oddzielność. Na powierzchni foliacji (oddzielności) widoczne są białoszare, skupienia włóknistego sillimanitu o długość do 5 mm. Miejscami sillimanit jest zastąpiony przez drobnołuseczkowy, srebrzysty muskowit. Na powierzchniach spękań skały można czasem znaleźć kilkumilimetrowej wielkości promieniste lub sferolityczne skupienia niebieskozielonego wawelitu (uwodniony fosforan glinu). Miejscami łupki kwarcowo-grafitowe przeławicają się z mylonitami (skały często wyglądem przypominające łupki łyszczykowe) lub zawierają cienkie wkładki miękkich łupków grafitowych, łupków kwarcowo-muskowitowych z domieszką grafitu i niekiedy skaleni. Pewne partie skał w odsłonięciu wyglądają jak skały krzemionkowe. Łupki kwarcowo-grafitowe są przecięte przez żyły granodiorytu, którego próbki można znaleźć w luźnych bloczkach. W łupkach dość często występują jasnoszare żyłki kwarcowe. Foliacja w odsłonięciu jest pionowa lub zapada pod dużymi kątami. Dość łatwo można znaleźć fałdy, czyli partie skały, w których foliacja skały została wygięta. Łupki kwarcowo grafitowe tworzą wkładkę w obrębie mylonitów. Razem te skały należą do jednostki geologicznej określanej jako strefa Niemczy. Geostanowisko nr 64.
67	Odsłonięcia granodiorytu Sulisławice	Wzgórza Gumińskie	strefa niemczy	geologiczny	Granitoidy (granodioryty) odsłaniają się w jednym z licznych, połączonych ze sobą wyrobisk utworzonych na południowo-zachodnim zboczu wzgórza o wysokości ok. 373 m. Wędrując zielony szlakiem na północ od Książęcego Kamienia po dojściu do lasu skręcamy ze szlaku w lewo, w leśną drogę. Po przejściu około 200 m (prawie po poziomicy) droga skręca w prawo. Tuż za zakrętem, po prawej stronie drogi, pojawiają się stare porośnięte wyrobiska. Najwięcej luźnych bloczków skalnych można znaleźć w odsłonięciu najbliżej drogi. Tam też w nielicznych miejscach pojawia się w ścianach wyrobisk granodioryt. Jest on skałą o barwie ciemnoszarej. Posiada strukturę drobnoziarnistą i teksturę kierunkową. Kierunkowość podkreślają równolegle ułożone blaszki biotytu. Wielkość ziaren minerałów wynosi około 1mm. Minerały ciemne głównie reprezentowane są przez biotyt. Rozpoznajemy go po pokroju blaszkowym. Miejscami w skale widać zielono-żółte skupienia mineralne. Prawdopodobnie jest to piroksen lub agregat mineralny utworzony z rozpadu piroksenu. Z minerałów jasnych najbardziej rozpowszechniony jest biały skaleń oraz makroskopowo ciężko dostrzegalny kwarc. W niektórych próbkach można zaobserwować dodatkowo obecność kilkumilimetrowej wielkości skupień biotytu oraz minerałów jasnych. Opisywane wystąpienie granitoidów ma formę ponad 100 m grubości żyły, która znajduje się w obrębie zmylonityzowanych gnejsów sowiogórskich i łupków kwarcowo-grafitowych. Skały te należą do jednostki geologicznej określanej jako mylonityczna strefa Niemczy. Geostanowisko nr 67.
68	Łom diorytów Brodziszów	Wzgórza Gumińskie	strefa niemczy	geologiczny	Kamieniołom diorytów znajduje się przy drodze Brodziszów – Piława Górna. Wyrobisko składa się z dwóch poziomów. Dolny poziom jest całkowicie zalany wodą. Na górnym poziomie skały można obserwować na ścianie wschodniej i południowej. W odsłonięciu występują dioryty średnioziarniste do drobnoziarnistych o barwie ciemnoszarej. Minerałem dominującym w diorytach jest biotyt. Ma ciemną barwę i pokrój blaszkowy. Towarzyszy mu jasnej barwy skaleń. Podrzędnie występują pirokseny, które niekiedy osiągają długość do 5 mm. Wówczas skała nabiera plamistego wyglądu. W odsłonięciu można spotkać również skały jaśniejsze - granodioryty o strukturze różnoziarnistej, od drobno do gruboziarnistej. Ich cechą charakterystyczną jest obecność większych, białych skaleni potasowych, których wielkość dochodzi do 1 cm długości. Skaleniowi towarzyszą drobne szare ziarna kwarcu oraz duża ilość ciemnego, blaszkowego biotytu. W części próbek diorytów i granodiorytów widoczna jest kierunkowa tekstura skały. Granodioryty są skałami młodszymi od diorytów, gdyż te pierwsze tworzą żyły w obrębie drugich. Również w obrębie granodiorytów można spotkać porwane przez magmę fragmenty diorytów. Na ścianie północno-wschodniej widoczna jest jasna żyła pegmatytu złożona głównie z gruboziarnistego kwarcu i skalenia oraz zawierająca niewielkie ilości biotytu. Wystąpienie diorytów i granodiorytów ma formę grubszej żyły, która znajduje się w obrębie zmylonityzowanych gnejsów sowiogórskich. Skały te należą do jednostki geologicznej określanej jako mylonityczna strefa Niemczy. Geostanowisko nr 68.
69	Łom amfibolitów Kluczowa	Wzgórza Bielawskie	masyw sowiogórski	geologiczny	Amfibolity odsłaniają się w nieczynnym kamieniołomie położonym przy czarnym szlaku na SW stokach bezimiennego wzgórza 368 m ok. 1 km na SE od wschodniego krańca wsi Kluczowa. Od drogi asfaltowej Kluczowa – Brodziszów do kamieniołomu prowadzi bezpośrednio ścieżka. Skały odsłaniają się głównie w NE oraz E części wyrobiska. W odsłonięciu można wyróżnić dwa rodzaje amfibolitów. Pierwszy z nich jest skałą o ciemnej barwie, o teksturze kierunkowej. W składzie mineralnym można zaobserwować 1-2 mm wielkości ciemne słupki amfibolu oraz jasne ziarna skalenia. Zdarzają się ciemne partie skały złożone głównie z amfibolu, w których słupki tego minerału mają wielkość nawet ponad 5 mm. Drugi rodzaj amfibolitu cechuje się obecnością jasnych oczek, 2-3 mm wielkości. Niekiedy ich średnica dochodzi do 5 mm. Oczka znajdują się w drobnoziarnistym tle złożonym z ciemnego amfibolu oraz jasnego plagioklazu. Oczka w większości składają się ze skalenia. Niekiedy można zobaczyć jaśniejsze obwódki wokół ciemniejszego środka. Niezbyt często udaje się znaleźć oczka z drobnymi ziarnami granatu w środku. W odsłonięciu można spotkać grubokrystaliczny aktynolit. W górnej części SE ściany odsłaniają się gnejsy migmatyczne. Opisywane wystąpienie amfibolitów tworzy soczewę w obrębie gnejsów migmatycznych. Odsłonięcie znajduje się w obrębie jednostki geologicznej zwanej masywem gnejsowym Gór Sowich. Geostanowisko nr 69.
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. Geostanowisko nr 70.
72	Łom migmatytów Kluczowa	Wzgórza Bielawskie	masyw sowiogórski	geologiczny	Odsłonięcie gnejsów migmatycznych jest zlokalizowane około 700 m na północny-wschód od miejscowości Kluczowa. Skały można obserwować w nieczynnym wyrobisku znajdującym się na południowo-zachodnim zboczu wzgórza o wysokości 364 m. Makroskopowo w gnejsach możemy zaobserwować ziarna skalenia o barwie białej lub żółtawej. W większych skaleniach widać połyskujące powierzchnie łupliwości. Drugim pospolitym minerałem jest szary kwarc. Wielkość minerałów jest zmienna i waha się od ułamków milimetra do 1-2 milimetrów. Oprócz kwarcu i skalenia w skale jest widoczny ciemny biotyt o pokroju blaszkowym. Występuje w formie rozproszonej lub tworzy laminy. W gnejsach dominuje tekstura smużysta. W niektórych próbkach laminy biotytowe rozdzielają partie skały grubiej od drobniej ziarnistych. Takie rozmieszczenie minerałów decyduje o warstewkowym wyglądzie skały. Tego typu budowa skały oraz obecność większych ziaren mineralnych i miejscami pojawiających się skupień gruboblaszkowego biotytu można zinterpretować jako przejaw migmatyzacji. Równolegle ułożone blaszki biotytu podkreślają powierzchnie oddzielności skał, które w odsłonięciu zapadają w kierunku wschodnim pod kątami rzędu 30-40°. W skałach miejscami można dostrzec fałdy, które powstały podczas jednego z kilku etapów deformacji gnejsów. Opisywane skały należą do jednostki geologicznej zwanej masywem gnejsowym Gór Sowich. Geostanowisko nr 72.
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. Geostanowisko nr 73.
74	Łom łupków łyszczykowych w Bobolicach	Wzgórza Szklarskie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Łupki łyszczykowe można oglądać w nieczynnym kamieniołomie, położonym na wschodnim skraju Bobolic, bezpośrednio przy niebieskim szlaku. Ściany wyrobiska są praktycznie całkowicie pokryte humusem i roślinnością. Skały odsłaniają się tylko w nielicznych miejscach na północno-zachodniej ścianie. Łupki łyszczykowe mają ciemnoszarą barwę. Są skałą bardzo drobnoziarnistą. Składają się głównie z łyszczyków – ciemnego biotytu i srebrzystego muskowitu. W próbkach widać jasne drobniutkie laminy, w których dominuje kwarc. Skaleń występuje w niewielkich ilościach. W łupkach miejscami są pojawiają się soczewki kwarcowe i kwarcowo-skaleniowe, których długość dochodzi do kilku cm. Duża ilość równolegle ułożonych łyszczyków decyduje o tym, że skała posiada dobrze wykształconą foliację (powierzchnie oddzielności). Miejscami w łupkach spotyka się drobne fałdki o wielkości 1-2 cm. Łupki łyszczykowe widoczne w tym stanowisku należą do jednostki geologicznej określanej jako pasmo łupkowe Kamieńca Ząbkowickiego. Powstały ze zmetamorfizowania skał osadowych - mułowców i skał ilastych. Metamorfizm przebiegał w temperaturze nieco ponad 500°C i przy ciśnieniu odpowiadającym głębokości około 25 km. Łupki łyszczykowe zarejestrowały co najmniej trzy etapy deformacji, której wyraźnym przejawem są obecne w odsłonięciu fałdki. Geostanowisko nr 74.
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. Geostanowisko nr 75.
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. Geostanowisko nr 78.
79	Łom łupków łyszczykowych na Górze Zamkowej	Obniżenie Otmuchowskie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Niewielki nieczynny kamieniołom łupków łyszczykowych znajduje się przy skrzyżowaniu leśnych dróg nieopodal niebieskiego szlaku turystycznego prowadzącego z pałacu do mauzoleum.Odsłania się tutaj drobnoziarnista srebrzystoszara skała z oddzielnością łupkową, którą nazywamy łupkiem łyszczykowym. Łupki leżą w kamienieckim kompleksie metamorficznym. Jest to skała metamorficzna, która powstała w wyniku przeobrażenia (podgrzania i ściśnięcia) skał osadowych, takich jak mułowce i łupki ilaste o wieku neoproterozoicznym (ponad 542 miliony lat) lub kambryjskim (poniżej 542 milionów lat). Przeobrażenie skały miało miejsce w czasie orogenezy waryscyjskiej, prawdopodobnie pomiędzy 390 a 340 milionami lat temu. Łupek łyszczykowy zbudowany jest głównie z kwarcu, skalenia i dwóch odmian łyszczyków- jasnego muskowitu i ciemnego biotytu. Pozostałe minerały występują podrzędnie i ze względu na niewielki rozmiar ziaren są trudne do rozpoznania gołym okiem. Oddzielność łupkowa powstała w wyniku ułożenia się blaszek łyszczyków prostopadle do kierunku działania siły podczas metamorfizmu. Taki proces nazywamy deformacją skały, a powierzchnie wykształcone w ten sposób w skałach metamorficznych określamy mianem foliacji. W stanowisku mamy do czynienia z zapadającą pod kątem około 20o ku WSW drugą generacją foliacji, która powstała w wyniku pofałdowania kamienieckiego kompleksu metamorficznego. Geostanowisko nr 79.
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. Geostanowisko nr 80.
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. Geostanowisko nr 81.
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. Geostanowisko nr 90.
91	Źródło św. Jadwigi	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	hydrologiczny	Źródło św. Jadwigi znajduje sie nieopodal kościoła w Dobroszowie,od patronki którego wzięło swoją nazwę. Wyglądem przypomina niewielką studzienkę wyłożoną kamieniami z której wysącza się woda, wpadając zaraz do pobliskiego strumyka. Niestety woda w źródle św. Jadwigi nie nadaje się do spożycia ze względu na zbyt dużą zawartość azotanów. Geostanowisko nr 91.
92	Dawny Wielki Staw w Henrykowie	Kotlina Henrykowska	masyw strzeliński	hydrologiczny	Antropogeniczna transformacja doliny Oławy rozpoczęła się w XIII w., kiedy w tym rejonie Henrykowa pojawili się cystersi. W związku z rozwojem hodowli ryb zakładali oni liczne stawy rybne w dolinach Oławy i jej dopływów. Od połowy XIV do połowy XIX w. istniał w dnie doliny Oławy na południe od Henrykowa tzw. Wielki Staw o powierzchni ok. 4 km2 lustra wody. Wody Oławy na odcinku od Ziębic do Henrykowa zostały skierowane do kanałów utworzonych w obrębie wysoczyzn. Współcześnie dawna grobla zamykająca Staw od północy zajęta jest przez nasyp drogowy. Pozostałe groble związane z Wielkim Stawem przetrwały tylko fragmentarycznie, zniszczone przez orkę lub rozcięte kanałami w wyniku późniejszych regulacji rzeki Oławy. Dawne kanały na wysoczyznach, osiągające głębokość 0,7–4 m i szerokość 1,5–6 m, są doskonale zapisane w dzisiejszej rzeźbie i na niektórych odcinkach pełnią jeszcze swoje funkcje, odprowadzając wody dopływów Oławy. Łączna długość kanałów wyciętych w obrębie wysoczyzn sięga blisko 8 km. W stosunkowo wąskich dolinach dopływów Oławy tworzono kaskadowe systemy stawów, zamkniętych groblami na całą szerokość dolin. Część spośród dawnych stawów jest do dzisiaj użytkowana, m.in. ciąg stawów z największymi Karol i Henryk na niewielkim dopływie Oławy w pd.-zach. części Henrykowa. Stworzony przez cystersów spójny system hydrotechniczny przetrwał w formie użytkowej do połowy XIX w. Wówczas osuszona została większość stawów hodowlanych. Część z tych zbiorników zaznacza się w krajobrazie jako system wałów przecinających doliny i spłaszczeń będących pozostałością dawnych zbiorników. Geostanowisko nr 92.
93	Skałki i mały łom kwarcytu na wzgórzu Buczek	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	Na wschodnim stoku wzgórza Buczek, ok. 150 m od szlaku odsłania się grzęda skalna zbudowana ze skał o jasnoszarej barwie. Są to kwarcyty – skały metamorficzne powstające przez przeobrażenie piaskowców. Na wzgórzu Buczek występuje odmiana masywna tych skał zbudowana prawie wyłącznie z kwarcu o słabo zaznaczonej oddzielności. Jednak na obszarze Wzgórz Strzelińskich można spotkać różne odmiany kwarcytów, łupków kwarcowych oraz łupków kwarcowo-serycytowych. Jednym z najbardziej znanych ich wystąpień jest kamieniołom w Jegłowej ale skały te można odnaleźć także na wzgórzu Mlecznik i szczycie Nowoleskiej Kopy. Wszystkie te odmiany powstały przez przeobrażenie piaskowców kwarcowych które zawierały różne proporcje minerałów ilastych co doprowadziło do powstania różnych odmian kwarcytów. Materiał z którego powstały kwarcyty gromadził się w morzu prawdopodobnie ok. 400 mln lat lemu. Datowanie to opiera się na podobieństwie (pod względem wyglądu, składu mineralnego oraz składu chemicznego) tych skał do kwarcytów występujących w czeskich Jesionikach, w których znaleziono liczny zespól skamieniałości dewońskich. Przeobrażenie (metamorfizm) piaskowców w kwarcyty zachodziło wieloetapowo i zakończyło się w trakcie orogenezy waryscyjskiej ok. 280 – 380 mln lat temu. Geostanowisko nr 93.
94	Łom kwarcytu na wzgórzu Mlecznik	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W łomie na zboczu Miecznika obserwować można skały metamorficzne – kwarcyty. Skały te powstały przez metamorfizm (przeobrażenie) osadów piaszczystych. Piaski z których powstały kwarcyty osadzały się w morzu, prawdopodobnie we wczesnym i środkowym dewonie (ok. 400-390 mln lat temu). Datowanie to opiera się na podobieństwie (pod względem wyglądu, składu mineralnego oraz składu chemicznego) tych skał do kwarcytów występujących w czeskich Jesionikach, w których znaleziono liczny zespól skamieniałości dewońskich. Przeobrażenie (metamorfizm) piaskowców w kwarcyty nastąpiło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Kwarcyty, które możemy obserwować na zboczach Mlecznika to skały złożone głównie z widocznego gołym okiem szarego kwarcu oraz podrzędnie ze srebrzyście połyskującego muskowitu. Agregaty kwarcowe i blaszki muskowitu układają się równolegle do siebie co powoduje obecność w kwarcytach wyraźnych powierzchni oddzielności. Teksturę taką nazywamy foliacją. W centralnej części łomu możemy zauważyć, że foliacja jest ujęta w drobne fałdy. Dzięki badaniu m. in tego typu struktur deformacyjnych można „odtworzyć” etapy deformacji jaka przechodziły te skały w trakcie waryscyjskich przeobrażeń. Podobnego rodzaju kwarcyty i łupki kwarcowe powszechnie występują na Wzgórzach Strzelińskich, ich najbardziej znanym wystąpieniem jest kamieniołom w Jegłowej. Geostanowisko nr 94.
95	Diabelska Kręgielnia	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Diabelska Kręgielnia pod Gromnikiem jest najlepszym w regionie przykładem skutków erozji wodnej w mało zwięzłych utworach lessowych. Wskutek skoncentrowanego spływu wody deszczowej i roztopowej są żłobione bruzdy, które następnie powiększają się do postaci głębokich rynien erozyjnych, a wreszcie kilkumetrowej głębokości wąwozów o wąskim, niewyrównanym dnie i stromych zboczach. W Diabelskiej Kręgielni najgłębsze formy osiągają 8 m. Na zboczach dolin są miejscami widoczne przejawy sufozji, czyli mechanicznego wymywania cząstek gruntu przez skoncentrowany spływ wody pod powierzchnią. W dalszym etapie rozwoju zbocza wąwozów ulegają spłaszczeniu, a dna rozszerzeniu – wąwóz przechodzi w fazę parowu, co jest widoczne w dolnej części Diabelskiej Kręgielni. W powstaniu wąwozów pewną rolę odegrała działalność ludzka. Inicjalne obniżenia były zapewne wykorzystywane jako drogi dojazdowe, co w warunkach miękkiego, nasiąkliwego podłoża prowadziło do stałego obniżania poziomu dna. Obecnie wąwozy są całkowicie ukryte w lesie, ale powstały zapewne w bardziej otwartym krajobrazie. Geostanowisko nr 95.
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. Geostanowisko nr 96.
97	Piaskownia w Żeleźniku	Równina Grodkowa	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Na północnym skraju miejscowości Żeleźnik widzimy drogę prowadzącą do bardzo dużych rozmiarów piaskowni. Eksploatuje się w niej piaski, które pochodzą z czasów zlodowaceń plejstoceńskich – tak zwanej epoki lodowcowej. Część obecnych tam osadów to piaski i żwiry, które budują znajdującą się w tym miejscu tzw. terasę plejstoceńską. Część zalegających skał to z kolei materiał fluwioglacjalny. Z kolei osady terasy plejstoceńskiej, związane są z sedymentacją dużej ilości materiału skalnego w chłodnym klimacie epoki lodowcowej. W omawianym przez nas przypadku są to osady niewielkiej dzisiaj rzeki Krynki. Geostanowisko nr 97.
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. Geostanowisko nr 98.
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. Geostanowisko nr 106.
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. Geostanowisko nr 107.
108	Żwirownia w Kaszówce	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	geologiczny	Na południowym końcu przysiółóka Kaszówka znajduje się nieczynne wyrobisko piasków i żwirów rzecznych, które do lat 80-tych XX w. wykorzystywane były w tamtejszej betoniarni. Występujące tu osady związane są ze stadiałem Warty zlodowacenia południowopolskiego. Są to piaski i żwiry terasy nadzalewowej Krynki wzniesione 11,0-13,0 m nad poziom rzeki. Utwory te są źle wysortowane, obok dominujących składników kwarcowych duży jest udział skał krystalicznych masywu Strzelina. W ich obrębie spotykane są dość często głazy narzutowe (eratyki) skał skandynawskich osiągające wymiary przekraczające nawet 1 m. Głazy narzutowe są różnie zachowanymi, wyselekcjonowanymi i zaokrąglonymi bryły o dużej wytrzymałości i odporności na działanie czynników klimatycznych. Zbudowane są przeważnie z granitów, amfibolitów, gnejsów, porfirów, kwarcytów. Głazy te zostały wymyte przez Krynkę z glin zwałowych stadiału maksymalnego zlodowacenia południowopolskiego. Geostanowisko nr 108.
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. Geostanowisko nr 111.
119	Łom łupków łyszczykowych Księginice Wielkie	Wzgórza Dębowe	pasmo kamienieckie	geologiczny	Kamieniołom ten budują łupki łyszczykowe, które powstały przypuszczalnie z przeobrażenia skał ilastych. Wiek opisywanej sukcesji osadowej pozostaje nieznany. Jedynie na podstawie podobieństwa do innych skał odsłaniających się w Sudetach przypuszczamy, że cała sukcesja wulkaniczno-osadowa budująca strefę mylonityczną Niemczy jak i pasmo kamienieckie może być wieku neoproterozoicznego. W skałach tych zachowany jest zestaw struktur deformacyjnych dokumentujący złożoną historię deformacji tych skał. Wspomniana historia wiążę się z rozwojem orogenu waryscyjskiego, którego częścią są Sudety. Metamorfizm jaki został zapisany przez te skały przebiegał w warunkach facji amfibolitowej przy temperaturze ok. 580-590oC przy ciśnieniu rzędu 7.5 – 10.5 kbar. Przytoczone ciśnienia wskazują, że kompleks skalny odsłaniający się na Górze Wapiennej w trakcie metamorfizmu był pogrążony na głębokościach rzędu 30-40 km. Opisywane wydarzenia metamorfizmu i związanej z nim deformacji zachodziły w trakcie formowania się wschodniej części orogenu waryscyjskiego podczas kolizji struktur Sudetów Środkowych i Wschodnich. Geostanowisko nr 119.
120	Skarpa z amfibolitów przy drodze Sienice-Księginice	Wzgórza Dębowe	pasmo kamienieckie	geologiczny	W niewysokiej skarpie polnej drogi odsłaniają się skały barwy szaro-zielonej i bardzo drobnych ziarnach, z trudem dostrzegalnych gołym okiem. Zwraca uwagę uporządkowanie składników skały. Są one uporządkowane w dwojaki sposób – poprzez naprzemianległe ułożenie warstewek jasnych i ciemnych oraz jednorodną orientacje składników (zwłaszcza ciemnych) skały. Rozpoznanie składu mineralnego skały gołym okiem jest, ze względu na małe rozmiary ziaren, bardzo utrudnione. Badania mikroskopowe pozwoliły stwierdzić, że warstewki jasne zbudowane są przede wszystkim ze skaleni sodowo-wapniowych (plagioklazów) oraz podrzędnie z kwarcu i amfiboli, zaś na warstewki ciemne składają się głownie amfibole. Skład mineralny (amfibole i plagioklazy) oraz uporządkowana budowa wewnętrzna tych skał pozwala nam nazwać ją amfibolitem. Amfibolity to skały metamorficzne powstające w wyniku metamorfizmu regionalnego średniego stopnia. Skałami, z których powstały amfibolity były bazalty. Do ich zmetamorfizowania (i powstania z nich amfibolitów) doszło w trakcie orogenezy waryscyjskiej. Opisywane odsłonięcie jest jednym z kilku, w których obserwować można amfibolity niewielkiego pasma tych skał występujących pomiędzy Wilkowem Wielkim a Sienicam. Geostanowisko nr 120.
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. Geostanowisko nr 125.
126	Łom ortognejsów Stachów 2	Wzgórza Lipowe	masyw strzeliński	geologiczny	Gnejsy odsłaniają się w nieczynnym kamieniołomie znajdującym się przy niebieskim szlaku, około 100 m na S od ostatnich, zachodnich zabudowań Stachowa. Gnejsy występujące w tym stanowisku odsłonięciu są skałami o barwie jasnoszarej a odmiany nieco zwietrzałe przyjmują barwę rdzawo brązową, która pochodzi od obecności wodorotlenków Fe. W gnejsach występuje tekstura kierunkowa podkreślona równoległym ułożeniem ciemnych blaszek biotytu i soczewek kwarcowo-skaleniowych. Dominują skały o teksturze smużystej i soczewkowej, rzadziej spotyka się odmiany oczkowe. Oczka i soczewki osiągają przeciętnie wielkości 1-2 cm. Gnejsy składają się z szarego kwarcu, skalenia potasowego i plagioklazu (oba skalenie jasnoszare) oraz występującego w mniejszej ilości ciemnego biotytu. W niewielkich ilościach pojawia się w nich muskowit oraz granat. Gnejsy są skałami o strukturze od drobno do średnioziarnistej. Ziarna minerałów mają wielkość od poniżej 1 mm do 2-3 mm, a niekiedy nawet do 5 mm. Ziarna granatu ze względu na rozmiary nieprzekraczające 0,5 mm są trudno dostrzegalne nieuzbrojonym okiem. Powierzchnie foliacji (oddzielności) występujące w gnejsach w zależności od miejsca są lepiej lub gorzej wykształcone. Są one podkreślone przez równolegle ułożone blaszki biotytu oraz spłaszczone oczka skaleniowo-kwarcowe. Foliacja zapada na W pod kątem około 25°. Miejscami jest delikatnie pofałdowana. Na powierzchni foliacji dobrze widoczna jest lineacja podkreślona przez obecność naprzemianległych jasnych smug kwarcowo-skaleniowych oraz ciemnych biotytowych. Lineacja zapada w przybliżeniu na S pod kątem około 20°. Gnejsy powstały z przeobrażenia i deformacji granitów o wieku 500 mln lat. Skały te należą do jednostki geologicznej zwanej masywem Strzelina. Geostanowisko nr 126.
127	Łom skał kwarcowo-skaleniowych na Kawiej Górze	Wzgórza Dobrzenieckie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Odsłonięcie metamorficznych skał kwarcowo-skaleniowych znajduje się 650 m na N od wschodniego krańca Zakrzowa, na południowym zboczu Kawiej Góry. Przy odsłonięciu przebiega czerwony szlak rowerowy a poniżej czarny szlak pieszy. Na północnej ścianie wyrobiska, tuż za wiatą turystyczną możemy obserwować szare, często z żółtawym odcieniem (zabarwienie pochodzi od wodorotlenków żelaza) skały kwarcowo-skaleniowe o oddzielności grubopłytowej. Mają wyraźną laminację a ich cechą charakterystyczną jest obecność białych oczek skalenia (mikroklinu) o wielkości około 2 mm. Tło skały składa się z bardzo dronoziarnistego agregatu kwarcowo-skaleniowego. Na powierzchniach oddzielności (foliacji) miejscami połyskuje drobnoblaszkowy biotyt lub muskowit. Również na powierzchni foliacji dobrze widać równoległe, linijne ułożenie składników skały oraz „wyciągnięte” oczka skaleniowe. Jest to tzw. lineacja. Foliacja w obserwowanych skałach zapada w kierunku zachodnim pod kątem około 25°, a lineacja w przybliżeniu w kierunku południowym pod kątem około 5°. Przed wejściem do odsłonięcia po prawej stronie występują laminowane skały kwarcowo-skaleniowe o oddzielności cienkopłytowej. Obserwując skałę można dostrzec jaśniejsze laminy – bogatsze w skaleń oraz ciemniejsze – bogatsze w kwarc. Niekiedy na powierzchni foliacji można spotkać drobne igiełki lub słupki czarnego turmalinu. Skały kwarcowo-skaleniowe należą do jednostki geologicznej zwanej pasmem łupkowym Kamieńca Ząbkowickiego. Skały te powstały w wyniku zmetamorfizowania kwaśnych skał wulkanicznych – głównie ryolitów oraz tufów ryolitowych. Geostanowisko nr 127.
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. Geostanowisko nr 129.
137	Skarpa koło Kamieńca Ząbkowickiego	Obniżenie Otmuchowskie	pasmo kamienieckie	geologiczny	Punkt położony jest na południowym zboczu wzgórza na zakręcie drogi z Kamieńca Ząbkowickiego do Byczenia, przy moście nad potokiem Budzówka. W skarpie przy drodze oraz w wyrobisku powyżej odsłaniają się srebrzystoszare gruboziarniste łupki łyszczykowe. Są to skały metamorficzne, zbudowane głównie z kwarcu i łyszczyków- jasnego muskowitu oraz ciemnego biotytu. Z minerałów pobocznych do najważniejszych należy granat- minerał o ciemnoczerwonym zabarwieniu i izometrycznym kształcie, który łatwo można dostrzec w odsłonięciu. Łupki łyszczykowe powstały w efekcie podgrzania i ściskania starszych skał osadowych. Skały zostały dodatkowo zdeformowane poprzez nasuwanie i fałdowanie. To przeobrażenie miało miejsce podczas waryscyjskich ruchów górotwórczych przed 340 milionami lat. Strukturą tektoniczną świadczącą o deformacji jest widoczna w odsłonięciu foliacja skały, czyli planarne uporządkowanie jej budowy wewnętrznej, które powstało w wyniku działania na skałę ukierunkowanej siły. Foliacja wyraża się poprzez złupkowanie, czyli zdolność do łatwej oddzielności skały wzdłuż równoległych powierzchni. W skali całej Europy waryscyjskie ruchy górotwórcze doprowadziły do powstania ciągnącego się na setki kilometrów wysokiego pasma górskiego Waryscydów, którego szczątki możemy dzisiaj oglądać w tym oraz w wielu innych miejscach w zachodniej i środkowej Europie. Geostanowisko nr 137.
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. Geostanowisko nr 138.
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. Geostanowisko nr 139.
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. Geostanowisko nr 141.
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. Geostanowisko nr 144.
145	Wąwóz lessowy w Strachowie	Wzgórza Dębowe	pasmo kamienieckie	geomorfologiczny	Wędrując ścieżką przecinającą stok Starca (345 m n.p.m.) natrafiamy na interesującą formę rzeźby terenu. W pewnym momencie po jednej i po drugiej stronie ścieżki pojawia się wyraźne, linijne zagłębienie, którym jednak nie płynie żaden ciek. Zbocza tej formy są bardzo strome, dno znajduje się kilkanaście metrów niżej a jej długość jest znaczna – wynosi ponad 200 m. Tak nagła zmiana rzeźby w obrębie wzgórz, których cechami charakterystycznymi są pojedyncze kopulaste wzniesienia oraz rozległe, równinne tereny pomiędzy, rodzi pytanie o jej genezę. Forma, z którą mamy do czynienia na niniejszym geostanowisku to wąwóz lessowy. W rzeczywistości na omawianym stoku wąwozu tworzą całą sieć. Podobnie zresztą jest w pozostałych częściach Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich – wąwozy występują tu bardzo powszechnie. Skąd się wzięły? W czasie zlodowacenia północnopolskiego na terenie tym panował bardzo mroźny klimat. Wiatr przenosił pył i osadzał go na wzniesieniach. Ponieważ sytuacja taka trwała przez wiele tysięcy lat, ilość nagromadzonego w poszczególnych miejscach pyłu urosła nawet do 10 metrów. Skały lessowe szczególnie łatwo poddają się erozji na skutek działania wód opadowych. Nawalne deszcze powodują upłynnienie materiału pylastego i z łatwością porywają go w dół stoku. Wąwozy są na co dzień suchymi dolinami – nie przepływa nimi żaden stały ciek. Są odwadniane jedynie epizodycznie, podczas katastrofalnych opadów deszczu. Świadectwem aktywności procesów erozyjnych na omawianym przez nas wąwozie są wyraźnie odsłonięte korzenie drzew w części poniżej drogi. Geostanowisko nr 145.
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. Geostanowisko nr 146.
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. Geostanowisko nr 147.
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. Geostanowisko nr 148.
149	Osuwisko w Ziębicach	Dolina Oławy	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Strefa osuwiskowa znajduje się w obrębie Parku Miejskim w Ziębicach, powyżej Zamku Wodnego. Osuwisko ma około 300 m długości i 200 szerokości, jednak. znaczna jego część została przekształcona, zniwelowana i pocięta gęstą siecią alejek i ścieżek spacerowych, co uniemożliwia wyznaczenie dokładnych granic osuwiska. Różnica wzniesienia terenu w strefie osuwiskowej wynosi około 6 m. Na obszarze osuwiska obserwowany jest zsuw gliny zwałowej po stropie iłów mioceńskich stanowiących płaszczyznę poślizgu. Zsuw związany jest z wytypowaniem w spągu glin zwałowych nawodnionej warstwy piasków i żwirów. Obecnie osuwisko mało aktywne, a zmiany obserwowane mogą być jedynie w cyklu wieloletnim. Strefa osuwiskowa może stanowić zagrożenie dla stacja uzdatniana wody przy wyraźnych zmianach klimatycznych i długotrwałych opadach atmosferycznych zwiększających przepływy wód gruntowych w strefie stropu miocenu. Geostanowisko nr 149.
152	Osuwisko w Czerńczycach	Wzgórza Dobrzenieckie	masyw strzeliński	geomorfologiczny	Osuwisko położone jest w zachodnim krańcu wsi Czerńczyce, na prawym zboczu doliny potoku Czerna. Ruchy osuwiskowe obserwowane są na szerokości około 380 m. Długość osuwiska wynosi 180 m, wysokość 6 m, a nachylenie niszy 45o. Ruchom osuwiskowym w dolinie Czernej sprzyja niekorzystna budowa geologiczna. Ruchy masowe polegające na zsuwaniu się mas skalnych (glin lessowych, piasków i żwirów) generowane są po powierzchni stropu iłów mioceńskich, łatwo lasujących się pod wpływem wody gruntowej spływającej do dna doliny po ich nieprzepuszczalnym ekranie. Stałym uszkodzeniom podlega szosa oraz zabudowania. Obserwuje się świeże pęknięcia asfaltu oraz świeże odsłonięcia w skarpie niszy potwierdzające aktywność osuwiska i wysokie prawdopodobieństwo dalszych ruchów. Nasilenie ruchów następuje zawsze w przypadku wystąpienia okresów intensywnych, długotrwałych opadów deszczu. Geostanowisko nr 152.
156	Dolina kopalna Krynki	Wzgórza Wawrzyszowskie	masyw strzeliński	hydrologiczny	Założenie doliny kopalnej Krynki ma charakter tektoniczny – przebieg osi doliny jest zgodny z przebiegiem uskoku Krynki. Uskok Krynki ma bliżej nieokreślony zrzut i odcina od wschodu skłon Wzgórz Strzelińskich, oddzielając główną ich część od wyspowych wychodni podłoża metamorficznego w rejonie Przeworna i Strużyny. Dolina kopalna Krynki na 300-500 m szerokości i 11 km długości. Wcina się ona w utwory ilaste neogenu. Przeciętna jej głębokość wynosi od 40 do 60 m, a maksymalnie prawie 100 m. Ulega ona łagodnemu wypłyceniu w kierunku północnym (okolice Żelaźnika-Karszówka), natomiast w kierunku południowym kończy się wyraźnym progiem w rejonie Przeworna i nie wykazuje dalszej kontynuacji. Zdeponowane są w niej osady zlodowaceń południowopolskiego (piaszczysto-żwirowa seria rzeczna, glina zwałowa) i środkowopolskiego (osady zastoiskowe, piaski i żwiry, glina zwałowa). Kopalny system dolin w Polsce zachodniej jest ważnym zbiornikiem wód podziemnych stwarzającym perspektywy zaopatrzenia w wodę. Geostanowisko nr 156.
158	Rotunda św. Gotarda w Strzelinie	Równina Kącka	masyw strzeliński	kulturowy	Romańsko-Gotycki kościół filialny pod wezwaniem św. Gotarda położony przy pl. Michała Archanioła w Strzelinie. Najciekawsza pierwotna część kościoła, w formie romańskiej rotundy, wzniesiona została w XII w. z łamanego granitu strzelińskiego. Kościół w późniejszych latach poddawany był rozbudowom w stylu gotyckim. W początku XIV w. absydę rozebrano i zbudowano prostokątną dwuprzęsłową nawę, a rotundę nadbudowano jako wieżę. Nietypową bryłę, jaką kościół wtedy uzyskał, możemy oglądać do dzisiaj. Ten dwunawowy kościół przykrywają sklepienia krzyżowo-żebrowe i odrębne dwuspadowe dachy. Okna w nawach są ostrołukowe z maswerkami wykonanymi z piaskowca. W rotundzie wykonane z granitu rozglifione okna. Od strony południowej rotundy zachował się kamienny, wykonany z piaskowca romański portal. Na elewacjach znajdują się wykonane z granitu, piaskowca i marmuru epitafia i płyty nagrobne z XVII i XVIII w. Geostanowisko nr 158.
159	Kościół w Jegłowej	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	kulturowy	Kościół parafialny św. Antoniego Padewskiego w Jegłowej jest neogotycką budowlą wykonaną z granitu strzelińskiego. Pierwotny kościół pochodził z 1293 r. Kościół ten był przebudowywany lub zbudowany na nowo w XV lub XVI w. Z tego okresu pochodzi wieża. W 1888r. zrujnowany kościół odbudowano w istniejącym do dziś kształcie, pozostawiając wieżę. Kościół założono na rzucie krzyża łacińskiego z prezbiterium i transeptem. Jest to budowla oskarpowana z ostrołukowymi oknami. Na osi stoi kwadratowa wieża zakończona iglicowym hełmem. Na wieży dzwon z 1597r. W ostrołukowych oknach oraz łuku w murze wykorzystano granit o jaśniejszym odcieniu (prawdopodobnie granit gębczycki), podkreślających te elementy architektoniczne kościoła. Elementy granitowe zostały bardzo precyzyjnie obrobione, co podkreśla kunszt i umiejętności XIX. wiecznych kamieniarzy. W murze otaczającym kościół wmurowano krzyż pokutny. Granit stanowi główny budulec kościoła, ale w wieży kościelnej zastosowano również kwarcyty i łupki serycytowo-kwarcowe. W kościele marmurowa chrzcielnica. Geostanowisko nr 159.
160	Kościół w Nieszkowicach	Wzgórza Lipowe	masyw strzeliński	kulturowy	Wykonany z gnejsów kościół filialny św. Jana Kantego położony jest we wsi Nieszkowice. Powstał jako budowla gotycka w 2. poł. XV w., w XVII w. był nieznacznie przebudowany, remontowany w XVIII w. i 1962 r. Jest to niewielka budowla orientowana, oskarpowana, z prostokątną nawą i węższym, wielobocznie zamkniętym prezbiterium. W prezbiterium okna ostrołukowe, rozglifione, w nawie w dwóch rzędach: dolne prostokątne, górne zamknięte półkoliście. Przy prezbiterium stoi piętrowa zakrystia, a przy nawie - kaplica. Na kalenicy dachu wyrasta 8. boczna sygnatura z iglicowym hełmem. Szczyt kalenic wieńczą kamienne krzyże. W murze otaczającym kościół płyty nagrobne. Schody prowadzące do kościoła wykonane z granitu. Geostanowisko nr 160.
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. Geostanowisko nr 161.
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. Geostanowisko nr 162.
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. Geostanowisko nr 163.
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. Geostanowisko nr 164.
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. Geostanowisko nr 165.
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. Geostanowisko nr 166.
167	Sudecki uskok brzeżny	Masyw Grochowski	strefa Niemczy	geomorfologiczny	Sudecki uskok brzeżny (SUB) jest jedną z głównych dyslokacji Europy biegnącą w kierunku ESE–WNW na długości ponad 300 km, z czego na docinku blisko 200 km od okolic Vidnavy (Republika Czeska) do Złotoryi reprezentuje wyraźnie zaznaczona skarpa morfotektoniczna. Stanowi go strefa nieciągłości oddzielająca Sudety od Przedgórza Sudeckiego i Niziny Śląskiej, a pod względem geologicznym Sudety od bloku przedsudeckiego. W wyniku ruchów zapoczątkowanych w neogenie (ok. 23 mln lat) sudecki uskok brzeżny rozdzielił te dwie jednostki morfologicznie, powodując wyniesienie Sudetów oraz względne obniżenie bloku przedsudeckiego. Obniżający się blok przedsudecki został przykryty młodszymi osadami, spod których starsze skały odsłaniają się na powierzchni jedynie w postaci wysp. Wysokość krawędzi waha się od 50 do 300 m; w części południowo-wschodniej, do wysokości Bielawy (obszar Gór Sowich) osiąga wysokość 120 - 300 i obniża się w kierunku północno-zachodnim, do 50 m w okolicach Złotoryi (Pogórze Kaczawskie). Wyniki analiz morfometrycznych krawędzi brzeżnej Sudetów wykazują na jego ciągłą aktywność, a największa stwierdzana jest na odcinku Gór Bardzkich. Geostanowisko nr 167.
168	Perydotyty i serpentynity lizardytowo-chryzotylowe na wzgórzu Grochowiec	Masyw Grochowski	strefa Niemczy	geologiczny	We wkopie na szczycie wzgórza Grochowiec występują prawie niezmienione skały perydotytowe zbudowane z wysokomagnezowego oliwinu (forsterytu), piroksenu jednoskośnego (diopsydu) oraz spinelu chromowego. Są to skały barwy czarnej o afanicznej strukturze i masywnej teksturze, a czasem na ich powierzchniach można dostrzec pojedyncze połyskujące słupki piroksenów lub wąskie, bladozielone żyłki serpentynowe. Jest to jedno z niewielu miejsc na Dolnym Śląsku, gdzie możemy zaobserwować niezmienione skały perydotytowe pochodzące z górnego płaszcza Ziemi. Poniżej szczytu w niewielkim łomiku zlokalizowanym na północno-wschodnim zboczu wzgórza Grochowiec odsłaniających się serpentynity lizardytowo-chryzotylowe, które występują w postaci niewielkich soczew w perydotytach. Są to masywne i bardzo twarde skały o zmiennej barwie od jasnozielonej do jasnowiśniowej, często o plamistym charakterze, miejscami porozcinane drobnymi żyłkami zawierającymi drobnowłókienkowy azbest chryzotylowy lub nieco grubsze żyłki bladozielonego serpentynu szlachetnego. Miejscami występują też drobne wpryśnięcia srebrzystego hematytu, czasem pokrytego ciemnoczerwonymi nalotami martytu. Powstanie żyłkowych serpentynitów lizardytowo-chryzotylowych na Grochowcu należy wiązać z epizodycznym oddziaływaniem roztworów serpentynizujących w strefie nieciągłości tektonicznych. Źródłem tych roztworów mogły być sąsiadujące z perydotytami w tym rejonie granitoidy. Geostanowisko nr 168.
169	Łom gnejsów na stoku wzgórza Stróżnik	Masyw Grochowski	strefa Niemczy	geologiczny	Na wschodnim zboczu wzgórza Stróżnik w obrębie perydotytów występuje niewielki gnejsowy blok tektoniczny. Są to przeważnie gnejsy średnio i drobnoziarnistych, które składają sie z kwarcu, plagioklazów i skalenia potasowego i ze smugi łyszczyków. Ich odmiana o teksturze oczkowej zawiera oczka skaleniowe o wielkości do 5 mm opłynięte cienkimi smugami porozrywanego biotytu oraz przeobrażonej horblendy. przypuszcza się, że jest to tektonicznie włączony w obręb masywu Braszowic-Brzeźnicy fragment gnejsów sowiogórskich. Zarówno gnejsy, jak i towarzyszące im perydotyty są porozcinane białymi żyłami aplitowymi o miąższości dochodzącej do 1,5 metra. Geostanowisko nr 169.
170	Serpentynity antygorytowe na szczycie wzgórza Brzeźnica	Masyw Grochowski	strefa Niemczy	geologiczny	Skalistą grzędę szczytową Brzeźnicy tworzą ciemnozielone, masywne serpentynity zwykle zbudowane z antygorytu, którego zawartość w składzie przekracza zwykle 70% obj. Podrzędnie występują w skale relikty oliwinów i klinopiroksenów, spinele chromowe oraz magnetyt. Serpentynity antygorytowi są poprzecinane dajkami i apofizami gabrowymi, odchodzącymi od głównego ciała zlokalizowanego u podnóża południowego zbocza wzgórza Brzeźnica, osiągając miąższości 0,2–3,0 m. Serpentynity antygorytowe w strefach kontaktów z dajkami gabrowymi charakteryzują się teksturą łupkową. Są to tzw. serpentynity „ścięciowe”. Geostanowisko nr 170.
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. Geostanowisko nr 177.
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. Geostanowisko nr 178.
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. Geostanowisko nr 190.
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. Geostanowisko nr 201.
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). Geostanowisko nr 209.
210	Park Skalny w Strzelinie	Wzgórza Strzelińskie	masyw strzeliński	geologiczny	W Strzelinie na skwerku, naprzeciw dworca PKP, ustawionych jest 9 brył skalnych prezentujących skały eksploatowane na terenie powiatu strzelińskigo. Na skwerku znajduję się również dwie tablice. Pierwsza jest mapą geoturystyczną Wzgórz Strzelińskich i Lipowych, na której można zobaczyć m.in. gdzie występują skały zgormadzone w Pakru Skalnym. Druga przybliża granit - podając podstawową wiedzę o tej skale, tak ważnej dla Strzelina. W Parku Skalnym znajduje się również gra edukacyjna pt. "Znajdź granit strzeliński", która polega na rozpoznaniu granitu strzelińskiego wśród pól znajdujących się na ścieżkach skweru a wyłożonych różnymi odmianami skalnymi. Geostanowisko nr 210.

Europejski Fundusz Rolny na rzecz Rozwoju Obszarów Wiejskich - Europa inwestująca w obszary wiejskie  

W ramach realizacji projektów "Przewodnik geoturystyczny po ziemi ząbkowickiej" i "Portal internetowy o geoatrakcjach i wybranych walorach turystycznych Wzgórz Strzelińskich, Lipowych i Dębowych" współfinansowanych ze środków Unii Europejskiej w ramach Programu Rozwoju Obszarów Wiejskich na lata 2007-2013, oś IV LEADER, działanie 413 "Wdrażanie Lokalnych Strategiii Rozwoju w zakresie małych projektów", opracowano opis geoatrakcji z obszaru gmin Kondratowice, Strzelin, Przeworno, Ciepłowody, Ziębice, Ząbkowice Śląskie i Kamieniec Ząbkowicki. Do prezentacji geoatrakcji przygotowano stronę internetowa i aplikację na telefony komórkowe pod systemem Android. Przejdź do aplikacji

Instytucja Zarządzająca Programem Rozwoju Obszarów Wiejskich na lata 2007-2013 – Ministerstwo Rolnictwa i Rozwoju Wsi