Geoturistické atrakce okolí Czaple (okres Pielgrzymka)

Geologický průvodce

 

Aleksander Kowalski

Instituce geologických věd

Univerzita Wroclawská

V době rostoucího zájmu o přírodní vědy a souvisejících s nimi odvětví turistického ruchu, je velmi důležité šíření znalostí a zvýraznění potřeby ochrany míst s mimořádnými turistickými hodnotami. V posledních letech pozorujeme rostoucí zájem o tzv. „geoturistiku“, jehož hlavním cílem je aktivní poznávání prvků přírodní krajiny. Předpona "geo" se týká geologie, geomorfologie, které charakterizují krajinu a jsou ovlivňovány procesy formující naši planetu. Místa, ve kterých můžeme vidět vliv těchto procesů se nazývají geostanoviště. Navíc objekty úzce spojené s geoturismem jsou spjaty s činností člověka. Patří sem doly, haldy nebo architektonické objekty. Za účelem ochrany těchto lokalit vznikla koncem XX. století síť tzv. geoparků. V blízkosti obce Czaple – ležící mezi městy Zlotoryja a Lwówek Śląski - najdeme mnoho takových zajímavých geostanovišť a objektů souvisejících s těžbou a zpracováním kamene, který se zde využíval již ve středověku. Cílem tohoto průvodce, je přiblížit geologické rozmanitosti „Obce písku a kamene“ a také poukázat na turistické atrakce z hlediska geologie, které můžete v okolí navštívit. Doufáme, že tento průvodce bude pouhým začátkem poznávání rozmanité historie, která se zaznamenala v horninách této oblasti.

Czaple – „Obec písku a kamene“

 

Czaple je malebná, turisticky zajímavá obec Dolního Slezska, položena v nadmořské výšce 250-270 m, v kraji Złotoryja, okrese Pielgrzymka. Nachází se mezi městy Złotoryja a Lwówek Śląski. Zástavba, včetně několika menších osad (Bedlno, Ciemniak, Choiniec, Jasionek), je rozmístěna na severních kopcích zalesněného Plakowického pohoří, v Kačavské pahorkatině v oblasti Západních Sudet (Obr. 1). Přímo nad obcí, severovýchodně se vztyčuje Kopka 343 m n. m. zvaná "mladší bratr

Grodźca". Na jihu, v blízkosti osady Choiniec, cestou od západu, stoupají zalesněné vrcholy Strażnika, Velkého Wójcika s rozhlednou, Malého Wójcika a Długotki. Okolí Czaple je velmi atraktivní - vrcholky obklopující obec nabízejí široké panorama včetně Kačavské pahorkatiny spolu s nejvyšším vrcholem Ostrzyca (501 m n.m.), Grodziec (389 m n.m.) a Wilcza Góra (363 m n.m.). Za dobré viditelnosti na jihu uvidíme mírně rýsující se Kačavské hory a dále Krkonošský masiv, který na západě přechází do pásma Jizerských hor.

Obr. 1. Poloha obce Czaple v okrese Pielgrzymka

Nejstarší záznamy o malé osadě Hokenow (dnešní Czaple), která se nachází na území tzv. Złotoryjského lesa, v katastrální oblasti města Złotoryja, pochází ze 14. století. V té době to byla malá obec s několika budovami rozptýlenými mezi hustými lesy. Vzhledem k lesnímu charakteru okolí se zemědělství rozvíjelo velmi pomalu. Z kronikářských záznamů je však známo, že život obyvatel Czaple od počátku její existence byl úzce spojen s kamenickým řemeslem. Již ve středověku byla obec spjata s nedalekým zámkem v Grodźci, ke kterému byl dodáván stavební materiál. O rozvoji těžby pískovců na Kopce, kde se nacházely dva velké lomy se dozvídáme v 18. století. Z pískovce byly vyráběny dekorativní prvky, sloužil také jako stavební materiál pro většinu budov. V té době byl v obci lenní statek, kovárna, lihovar, mlýn a koncem osmnáctého století zde byla založena první evangelická škola. V roce 1833 byl v osadě Jasionek vznesen malý kostel také z místního kamene.

Obr. 2. Czaple (něm. Hockenau) – pohlednice z roku 1934 (zdroj: www.dolnyslask.org.pl). V dáli Kopka (343 m n.m.), horní část pohlednice).

Po roce 1896, kdy byla v blízkosti vesnice vybudována železniční trať z města Lwówek Śląski a v roce 1906 z města Bolesławiec, Czaple prožívala svůj rozkvět a stala se velkou obcí se školou, třemi hostinci a větrným mlýnem (Obr. 2). Většina obyvatel obce Czaple byla spjata s kamenickým řemeslem a zpracováním pískovců, ze kterých se vyráběly sochy a dekorativní prvky. V roce 1970 došlo k likvidaci železniční trati do města Bolesławiec, což vedlo k významnému snížení těžby suroviny. Dnes, na zploštělém vrcholu Kopky (Obr. 3), je občas v provozu několik malých lomů a dva štěrkové doly v osadě Jasionek.

Kromě své zajímavé historie související s lidskou činností Czaple skrývá jiný, možná mnohem zajímavější příběh o minulosti, který je starý ne tisíc, ale milion let.

 

Obr. 3. Trojrozměrný digitální model Kopky (343,8 m n.m.). Model je značen body popsané v další části průvodce. Na vrcholu jsou viditelná četná pískovcová ložiska.

Ve světě hornin a minerálů

S dílčí částí zdánlivě obtížné, ale fascinující historie zaznamenané v minerálech a horninách se můžeme seznámit během krátké procházky okolí obce. Nicméně, než půjdeme na Kopku, musíme se dozvědět jak této historii porozumět.

Minerály jsou nejmenší složky, které tvoří zemskou kůru - chemické sloučeniny, zřídka primární prvky, jako je zlato, měď nebo síra - které vznikají v přirozených geologických procesech vyskytujících se na naší planetě, jak na povrchu, tak pod povrchem. V současné době je známo a popisováno asi 5 000 minerálů. Během horské turistiky, pouhým okem jich vidíme jen několik. Nejčastější minerál jaký se vyskytuje zároveň v okolí Czaple je křemen (Obr. 4).

 

Obr. 4. Průhledný krystal křemene (křišťál) pochází z okolí Strzelina (Jeglowa) v Sudetech. (A) Stmelená zrna křemene budující pískovec střednězrnitý. Pohled na horninu pod mikroskopem (B).

Minerály se na povrchu země vyskytují nejčastěji v krystalické formě a identifikují se dle fyzikálních vlastností, z nichž nejdůležitější je barva, čirost, lesk, štěpnost, tvrdost a specifická hmotnost. Vzhledem k výše uvedeným vlastnostem, minerály poznáme již pouhým okem během procházky přírodou, nebo pomocí jednoduchých nástrojů, jako je lupa, kladivko nebo nůž, kterým můžeme díky vrypu zjistit jeho relativní tvrdost. Minerály jsou základními složkami hornin, které na základě procesů jejich vzniku dělíme do tří hlavních skupin: - magmatické, sedimentární a metamorfované horniny.

První skupinou jsou magmatické horniny, které jsou výsledkem vnitřních (endogenních) procesů, jaké probíhají ve vnitru planety. Tyto horniny vznikly z minerálů utvořených během tuhnutí magmatu (pod povrchem země) nebo lávy (na povrchu země) a dělí se na hlubinné horniny (např. žula, Obr. 5A) a výlevné (např. čedič, Obr. 5B).

 

Obr. 5. Žulový lom v Paszowicích nedaleko Jawora (A) a čedičový lom Wilcza Góra poblíž obce Złotoryja (B) Dolny Śląsk

Další a zároveň nejčastější skupinou hornin na naší planetě jsou usazené neboli sedimentární horniny. Vznikají v důsledku fyzikálních a chemických procesů a / nebo biologických přímo na povrchu nebo v těsné blízkosti zemského povrchu. Zvětrávání a rozpad starších hornin (magmatických, metamorfovaných nebo sedimentárních) a přemístění usazenin vede k jejich hromadění v oblastech tomuto přizpůsobených. Tyto oblasti jsou nazývány sedimentačními pánvemi.

Obr. 6. Příklady sedimentárních hornin: slepenec (A) a jemnozrnný pískovec / jílovec (B).

 

Pohyb a usazování klastů v sedimentačním prostoru může postupovat dle fyzikálních procesů, jako je průtok vody (proud) nebo pohyb vzduchu (vítr). K usazování může také docházet díky chemickým procesům, jako vysrážení solí z roztoku (mořská sůl, sádra) nebo biologickým, jako je vývoj a odumření schránek organismů (vápence) nebo rostlin (rašelina, uhlí). Za určitých podmínek, jako je např. diageneze sedimentu (včetně lityfikace) a propadem usazenin do určité hloubky může dojít ke zpevní sedimentu. Příkladem jsou slepence a pískovce, čily horniny vzniklé v důsledku diageneze nezpevněného štěrku a písku (Obr. 6A) nebo jílovce, které vznikly jako důsledek zpevnění jílových sedimentů (Obr. 6B).

Metamorfované horniny jsou třetí skupinou skal, které vznikly přeměnou sedimentárních a magmatických hornin. Proces metamorfozy je výsledkem zvýšeného tlaku a / nebo teploty, které vedou ke změnám struktury a chemického složení minerálů, které tvoří horninu. Příkladem metamorfovaných hornin je mramor, který vznikl jako výsledek metamorfozy vápence (Obr. 7A) a dále břidlice, které vznikly v důsledku metamorfozy jemnozrnných sedimentárních hornin, jako jsou kalovce a jílovce. (Obr. 7B).

 

Obr. 7. Příklady metamorfovaných hornin: mramor (A) a sericitická břidlice (B).

Putujíc po stezkách Kačavské pahorkatiny, setkáváme se s různými horninami a minerály. Tyto prošly etapami nebo událostmi, které se v nich natrvalo zaznamenaly a díky výzkumu se seznamujeme s geologickými dějinámi tohoto regionu. Toto zkoumání přineslo a stále přináší geologům velkou satisfakci, ale má také významný dopad na současný hospodářský rozvoj v mnoha oblastech. Přírodní bohatství této oblasti Dolního Slezska jsou známá od nejstarších dob. Kámen sloužil ne jenom jako surovina pro výrobu prvních nástrojů, ale především jako stavební materiál pro výstavbu obytných domů, obranných objektů a kostelů. Dodnes se zachovaly těžiště kamenů pro malé místní společnosti. Již od středověku, v oblasti Kačavské pahorkatiny, existovalo několik desítek malých dolů, které těžily kovové rudy. V padesátých letech XX stol., než byly objeveny ložiska mědi v Lubině a Polkowicích, 20% roční poptávku po mědi v Polsku zajišťovaly ložiska, nacházející se nedaleko Złotoryje (doly v Leszczyni a Nowym Kościele) a stejnou poptávku zajistil Grodziec (důl Konrád). Dodnes v oblasti Kačavské pahorkatiny se těží suroviny potřebné ke stavebnímu průmyslu. Jedním z ložisek je pískovcový lom Nowa Wieś Grodziska II na kopci Kopka.

Náčrt geologické struktury okolí Czaple

Od počátků vývoje geologie – vědeckého oboru zabývajícího se historií naší planety geologové oddělovali oblasti charakteristických skalních seskupení dle původu a věku. Jsou to tzv. horninové jednotky. Sudety - horská oblast s extrémně složitou geologickou strukturou, často označovanou jako "mozaikovou", byla rozdělena na řadu takových jednotek, které byly často děleny na dílčí části. Obec Czaple je umístěna v oblasti jedné z těchto jednotek označovaných jako Severnísudetské synklinorium (Obr. 8). Severosudetské synklinorium bylo utvořeno v rámci metamorfovaných hornin klasifikovaných jako tzv. Kačavská struktura (Kačavský metamorfik). Nachází se v severní části tzv. sudetského bloku, čili vyzdviženého segmentu zemské kůry, který od severu přez okrajový sudetský zlom (SMF na Obr. 8) hraničí se sníženým blokem předsudetským.

Obr. 8. Poloha okresu Pielgrzymka (červená přerušovaná linie) v pozadí geologická struktura severní Kačavské pahorkatiny a Slezsko-lužické nížiny (obr. 1). Vysvětlivky: NSS – Severní sudetské synklinorium, LSG – Leszczynský polopříkop, GS – Grodzké synklinorium, KMC – Kačavský metamorfik, JF – Jerzmanický zlom, LSF – Swierzawsko-Lwowský zlom; SMF – okrajový sudetský zlom. Základ – NMT SRTM 90x90 m. Geologická mapa na základě kartografické studie (zdroj: Kłos, 1971; Marszałek, Zaczek, 1971; Cymerman, 2004).

Mezi nejrozšířenější horniny Kačavského metamorfika patří sedimentární a magmatické neboli vulkanické horniny, metamorfované v podmínkách vysokého tlaku a teplot (tzv. facie zelených břidlic, teplota 250-450 ° C a tlak 2-8 kb). Název této facie pochází od tmavě zelené barvy hornin. Horniny Kačavské struktury vznikly v sedimentační pánvi, která zde existovala v paleozoikum od spodního kambrium do spodního karbonu (věkové rozmezí 540-340 Ma - viz Obr. 9). Původně byly to především mořské sedimentární horniny, jako jsou kalovce, jílovce, pískovce a vápence, stejně jako horniny podmořského vulkanismu a plutonismu: bazalty (polštářová láva) a bazaltové tufy, ryolity, ryodacity, dolerity a gabry. Během tzv. varijské orogenézy (asi 360-325 Ma) sedimentární a vulkanické horniny prošly regionálním zvrásněním a metamorfovanými procesy. A tak se zde objevily: fylity, sericitická břidlice, chloritická a grafitická břidlice, metallidity, stejně jako mramor a z magmatických hornin, metabazalty (zelenokámen), metaryolity a metaryodacity (dříve keratofyry) a metagabry (diabasy). Tyto metamorfované horniny tvoří tzv. spodní kačavské patro (Teisseyre, 1957). Severosudetské synklinorium tvoří sedimentární a vulkanické horniny permského období, triasu a křídy, které spolu s útvary pozdního karbonu (Obr. 9) tvoří tzv. svrchní (nemetamorfované) kačavské patro (Teisseyre, 1957). Jedná se jak o mořské tak i kontinentální sedimenty, které spolu s permským vulkanickým materiálem, naplnily tzv. severní sudetskou pánev v různých fázích jejího vývoje (Śliwiński aj., 2003).

Obr. 9. Zjednodušená stupnice geologického času (fanerozoikum). Vznik sedimentů a hornin Severního sudetského synklinoria a hornin Kačavské struktury jsou popsány v další části průvodce.

Severosudetské syklinorium je geologická jednotka, která byla vytvořena zvrásněním a zlomem vulkanických usazenin v sedimentační pánvi. V následujících etapách geologického vývoje této části Sudet byly sedimentární a vulkanické horniny vystaveny povětrnostním a erozním vlivům, které byly také podmíněny tektonickými procesy - vyzvednutí a pokles jednotlivých vrstev hornin. Jednotlivé vrstvy se pohybovaly vzájemně vůči sobě podél zlomové plochy (Obr. 10) a vytvářely hrástě (část zemské kry vystupující nad své okolí) a příkopy (snížené vrstvy). Schéma vzniku příkopu a hrástí se nachází na Obr. 10.

Obr. 10. Kartografické znázornění tektonických hrástí a koryta vzniklé posunem zemské kůry podél zlomů (A). Hlavní typy zlomů zemské kůry jsou uvedeny níže.

Abychom mohli důkladně prozkoumat vývoj geologické struktury Severosudetského synklinoria, musíme se vrátit zpět k pozdnímu karbonu (cca 320-300 ml. lety). Zároveň zjistíme, jaké geologické procesy proběhly v Sudetech až do současnosti. Metamorfované horniny Kačavské pahorkatiny byly v minulosti vyzvednuté a nacházely se na povrchu země - tento proces je často nazýván exhumací. Kačavská struktura byla rozdělena do řady úzkých bloků a příkopů omezených tektonickými zlomy. Pravděpodobně v oblasti dnešní Świerzawy se tehdá utvořila mezihorská deprese (Solecki, 2011, Wojewoda a Mastalerz, 1989). Poté se vyplnila hrubými zrnitými usazeninami materiálů, které tvořily základ pro horský řetězec, a také štěrkovými sedimenty z okolního řečiště. Podobný tektonický příkop ve směru severozápad – jihovýchod vznikl ve svrchním karbonu rovněž nedaleko Wlenie (Milewicz a Górecka, 1965; Milewicz a Frąckiewicz, 1988). Sedimentární materiál byl přepravován řekami z jihu - z vyzvednutých sousedních tektonických hrástí vzniklých z metamorfovaných hornin Krkonošsko-jizerského masivu a Kačavské struktury. Tektonické příkopy, které vznikly v kačavské oblasti byly základem pro rozvoj severosudetské deprese. Ve spodním permu (před 298-272 ml. lety) severosudetská deprese se postupně zvětšovala zvlášť díky eolické sedimentaci v říčním a jezerním prostředí. Ve spodním permském období bylo v Sudetech polosuché klima (Mastalerz a Nehyba, 1997). Směry migrace sedimentů poukazují na nepřetržitý průtok povrchových vod severním a severo-západním směrem. Ve střední části spodního permu se v oblasti deprese projevila intenzivní vulkanická aktivita (Kozłowski a Parachoniak, 1967). To dokazují výskyty neutrálních a kyselých vyvřelin, zejména trachyandezitů, trachybazaltů a ryolitoidů, které tvoří subvulkanická tělesa nebo relikty vulkanické aktivity. Často jsou doprovázeny vulkanickými tufy. Magmatické horniny permského stáří nalezneme v okolí Wojcieszyn a Nowa Wieś Grodziska (viz Obr. 8, 11) Mocnost vulkanogenních útvarů v oblasti severního sudetského synklinoria dosahuje 500 m (Milewicz a Frąckiewicz, 1988). Koncem spodního permského období, oblast severosudetské deprese připomínala rozsáhlou rovinu s malými výškovými rozdíly. To způsobilo rychlou záplavu této oblasti stoupajícími vodami epikontinentálního moře (svrchní perm). V mělkém epikontinentálním moři došlo k sedimentaci uhličitanových úlomků: vápence, vápencové kalovce a také dolomitů (Raczyński, 1997). Z důvodu výskytu slitiny mědi, těžilo se v této oblasti až do konce 80 let XX. století v oblasti tzv. Staré měděné pánve (měděné doly Konrad poblíž města Bolesławiec a Lena a Nový kostel nedaleko Złotoryje). Ulomkovité a uhličitanové útvary permského stáří se protlačily do spodního triasu – pestrý pískovec. Spodní trias je v Severosudetském synklinoriu prezentován díky růžově zbarveným jemně a středně zrnitým arkozovým pískovcům. Tyto útvary jsou interpretovány jako typické sedimenty periodického divočení vodních toků (Mroczkowski, 1972). Dále v okolí obce Jerzmanice-Zdrój, v blízkosti Jerzmanického zlomu se zachovaly útvary pestrého pískovce – stupeň svrchního rétu, stejně jako horniny středního triasu – lasturnatý vápenec. Jedná se o vápence a slínovce, které byly vytvořeny během periodického zaplavování této části Sudet zhruba před 245 miliony let (koncem spodního triasu). Útvary triasu jsou pokryty sedimenty křídového stáří. Stratigrafická mezera, tj. nevyvinutý skalní profil od středního triasu po svrchní křídu (Obr. 9), neumožňuje jednoznačně určit tehdejší geologickou historii severosudetské deprese. Víme jen, že v té době, která trvala téměř 140 milionů let (!), došlo v této oblasti k intenzivnímu chemickému zvětrávání, které vedlo k utvoření rozlehlého zvětralinového pláště (např. Migoń a Lidmar-Bergström, 2001).

Moře v období pozdního cenomanu (svrchní křída, před cca 98 ml let) pokrývalo téměř celou oblast dnešních Sudet, které kdysi představovaly nížiny s malými výškovými rozdíly (Scupin, 1913, Voivode, 1986, Čech, 2011). Sedimenty pokrývající velkou část pevniny byly poté zcela splavené do mořské pánve (Wojewoda aj., 2011). Mělké křídové tzv. epikontinentální moře v sudetské oblasti bylo podmíněné větry a periodickými bouřkami (Wojewoda, 1997, Jerzykiewicz a Wojewoda, 1986). Velmi rychle se zde usadili organismy žijící na mořském dně (tzv. bentické organismy). To dokazují četné fosilie živočichů, jako jsou mlži z rodu Chlamys, Janira, Lima nebo Inoceramus, nalezené již v nejstarších křídových usazeninách nacházejících se jižně od obce Pielgrzymka, např. v okolí Kamenné hory. Ve spodním křídovém období v polopříkopové struktuře Leszczyny se nachází hrubě a středně zrnité křemenné pískovce a glaukonit svrchní cenomanie (tzv.

spodní kvádrové pískovce) zahrnuté do členění z Wilkowy (Milewicz, 1997).

Cenomanské pískovce byly vyzdviženy do jemnozrnných útvarů – turonské vápnité jílovce a slínovce. V oblasti jemnozrnných útvarů vystupuje další vrstva pískovců (střední kvádrový pískovec) patřící k pískovcům z Chmielna. Střední kvádrové pískovce budují vrcholy Wójcika Małego a Wielkiego, stejně jako hřeben, na kterém se nachází Cikánské skály. Nejmladší křídové horniny ve výzkumné oblasti zastávají křemenné a arkozové pískovce z období coniaku a tvoří masív Kopky (Obr. 11).

V období paleogenu a neogenu došlo k protáhnutí synklinorium což vedlo k opětovnému prohloubení reliéfu (tektonické příkopy a polopříkopy) a elevaci (tektonických hrástí). Výsledkem takových procesů došlo k rozdělení Sudet do dílčích bloků – sudetský a přední sudetský blok. Jejich vzájemný topografický vztah se změnil což nazýváme paleogeografickou inverzí. Tektonické příkopy a hrástě jsou zvlášť dobře viditelné v kartografickém zobrazení Kačavských hor a podhůří. V oblasti hrástí se odhalují metamorfované horniny a mladší sedimentární a vulkanické horniny se zachovaly v prohlubních oddělených od metamorfovaných hornin zlomami. K takovým snížením reliéfu patří polopříkop Leszczyny. V synklinoriu se vyskytují i zlomy klasifikované jako posuvné (Obr. 10). Důležitý regionální zlom, který dělí horniny různého stáří severního sudetského synklinoria je tzv. WNW-ESE Jerzmanický zlom, probíhající severně od Czaple a protínající mimo jiné severní svahy Kopky (viz Obr. 8, Obr. 11).

 

Obr. 11. Zjednodušená geologická mapa okolí Czaple (na základě výzkumu autora a dále: Kühn, Zimmermann, 1918; Milewicz, Jerzmański, 1959) Geologický průřez je označen žlutou linií (obr. 25). JF – Jerzmanický zlom. Čísly jsou označeny geostanoviště: 1 kamenolom "Oczko", 2 - kamenolom, 3 – východní vrchol Kopky a další stanoviště popsané v průvodci (kapitola "Stojí za to vidět"): 4 – čedičový lom, 5 - Cikánské skály. Vysvětlivky symbolů: K - kamenolom, Ż – štěrkový lom. Červená přerušovaná linie znamená navrhovanou trasu z Kamienny Skwerek v Czapli do geostanovišť v okolí Kopky. Červené tečky na mapě znamenají umístění tabule.

V neogénu, v důsledku dalšího protažení podloží, podél hlubokých zlomů docházelo k erupcím a následným průnikům lávy s čedičovou kompozicí. Výchozy těchto hornin tvoří charakteristické vulkanické sopouchy nebo lávové polštáře, které jsou pozůstatky po lávových potocích. Jeden z takových čedičových výchozů, který tvoří dílčí část bývalého vulkanického komína, byl odhalen během provozu lomu na severních svazích Kopky (Obr. 11). K nejmladším skalním formacím v oblasti výzkumu (s výjimkou říčních a svahových sedimentů) patří pleistocénní glacifluviální písky a štěrky, stejně jako místami se vyskytující till (ledovcového období) mocnosti až desítky metrů (Milewicz i Jerzmański, 1959). Pokrývají významnou část Kačavského podhůří a těží se západně od Czaple v štěrkových dolech.

Kdy moře vstupuje do vnitrozemí

 

Koncem období nazývaného geology křídou (před 145 - 66 miliony let), se zvýšila hladina Světového oceánu, což vedlo k záplavě území dnešního Polska. Název křídového období pochází od vrstev psací křídy, které se tvořily v mělkých mořských pánví na mnoha místech po celém světě. Geologové proces postupného pronikání moře do vnitrozemí nazývají transgrese. V pozdním cenomanu (asi před 100 ml. lety) došlo k transgresi v oblasti dnešních Sudet. V počátečním období tato transgrese proběhla z jihu, z oblasti mělkého moře, které pokrývalo území dnešní České republiky (tzv. české křídové pánve, Obr. 12). Transgresi předcházelo období intenzivního zvětrávání a vyrovnání úrovně sudetské krajiny, které trvalo od svrchního triasu přes juru až k pozdní křídě (asi 140 ml. let). Po tak dlouhém období v pozdní křídě, Sudety nepřipomínaly horská pásma, a dnešní Krkonoše, Jizerské hory, Soví hory nebo Sněżnický masív byly pravděpodobně prodlouženými nízkými hrástěmi (Obr. 12).

Rozmístění těchto hrástí pravděpodobně způsobilo, že mělké moře nezaplavilo Sudety úplně, a vyzvednuté oblasti se staly úzkými ostrovy. Moře pokrývalo tuto oblast po dobu asi 15 ml. let. Procesy, které tvarují tuto poměrně malou mořskou pánev můžeme pozorovat dodnes.

Obr. 12 Paleografická mapa znázorňující rozlohu mělkého moře a elevací ("ostrovů" žlutá) v oblasti Slezska a České republiky (podle: Čech, 2011). Modré šipky ukazují směr mořských proudů v turonu a coniaku. Zelenou barvou je označena současná škála výskytu křídových hornin v Sudetech.

 

Sedimenty křídového moře v obci Czaple

Mezi nejrozšířenější sedimentární horniny křídového období v Sudetech patří pískovce a jílovce, které nyní tvoří přerušovanou, poměrně rozsáhlou oblast (Obr. 8). Mezi nejoblíbenější turistické oblasti Dolního Slezska, kde se nachází horniny z křídového období patří Stolové hory. V Západních Sudetech jsou to mimo jiné okolí obce Bolesławiec, Lwówek Śląski, Czapla a Złotoryja. Úzce vymezený rozsah výskytu křídových hornin v této oblasti byl označen německými geology již v 19. století (Obr. 13). Tyto horniny se zachovaly v centrální části Severosudetského synklinoria.                   Charakteristickýmí útvary křídového období v okolí obce Lwówek Śląski jsou pískovce složené převážně z křemenných zrn - horninotvorných minerálů tvořící většinu skalních útvarů vyskytující se v Sudetech. Pískovce tvoří protáhlé vrcholky Plakowického pohoří nedaleko Czaple včetně Kopky. Od počátku geologického výzkumu prováděného v Sudetech byly identifikovány tři hlavní vrstvy křídového pískovce: spodní, střední a svrchní vrstva (obr. 14). Z důvodů charakteristických prasklin, které se obvykle překrývají v pravém úhlu, jsou tyto pískovce nazývány kvádrovými. Tyto pískovce se vyznačují vynikajícím blokováním, díky kterému našli využití jako stavební materiál. Kopka sestává z nejmladší úrovně (vrstvy) křídových pískovců – svrchních kvádrových pískovců coniakového stáří (cca. před 89-86 ml. lety). Vrstvy pískovců jsou od sebe odděleny jemnozrnnými útvary - vápnitými jílovci, méně často vápenci a křemitými jílovci. (Obr. 14). Právě na jílovcích, které se vyskytují pod svrchní vrstvou kvádrových pískovců byla postavena obec Czaple. Z důvodu nízké odolnosti jílovců vůči ničivým přírodním vlivům nejsou v obci odkrývány. Kromě toho jsou pokryty čtvrtohorními sedimenty - písky, štěrky a jíly ledovcového původu (srovnej Obr. 11).

 

Obr. 13. Historická geologická mapa okolí obce Lwówek Śląski, jejíž autorem je Williger v roce 1882.

Zelenou barvou byly vyznačeny křídové horniny.

Obr. 14. Zjednodušený profil křídových útvarů v okolí Czaple

 

Rozmístění a litologie (jinými slovy: druh hornin) křídového stáří v Sudetech úzce souvisí s probíhajícími procesy v mělké mořské pánvi. Sedimenty z nichž později vznikly kvádrové pískovce se přemisťovaly z pobřeží (z tzv. východních a západních Sudetských ostrovů, Obr. 12) směrem k otevřenému moři. Písek a bahna se dostávaly do moře také malými řekami. Mořské proudy, poháněné hlavně větry, které se pohybovaly břehem vodní nádrže, přemisťovaly písek podél dna, obvykle směrem k severozápadu. Migrace písečných částic v tomto směru je zaznamenána v sedimentárních strukturách pískovce, které lze pozorovat v neaktivních lomech v obci Czaple. Na stěnách lomů vidíme šikmé zvrstvení, které vzniklo při pohybu forem připomínajících malé eolické duny. Tyto formy, které se nazývají v závislosti na velikosti čeřiny nebo pískové vlny, jsou tvořeny v důsledku dopadů vln na mořské dno. Velikost a tvar dna závisí na rychlosti, hloubce nebo velikosti pohybujících se částic. Během vlnění se na dně tvoří nejčastěji zaoblené symetrické čeřiny (Obr. 15).

 

Obr. 15. Čeřiny na dně dnešního jezera (vlevo) a zachované formy na povrchu pískovce (negativ).

Takové formy lze pozorovat na povrchu pískovcových bloků v lomech na hoře Kopka. V případě asymetrických forem, sklon pískových vrstev je v souladu se směrem jejich pohybu po mořském dně, tj. také označuje směr mořských proudů. Během bouře se do mořské pánve dostalo mnohem více sedimentu, který ve formě jakési suspenze dosáhl vzdálených míst v mořské pánvi, kde se pak usadil na její dně. Hrubší materiál, jako je hrubozrnný písek, oblázky nebo velké ulity byly příliš těžké, aby jej mořské proudy mohly přenést na větší vzdálenost. Tímto způsobem se dále od břehu usazoval jíl a kal, často s přídavkem uhličitanu vápenatého - dnešní jílovce a kalovce. K mořským plážím bylo řekami dodáváno čím dál více klastů, ty se pak rozšiřovaly a pokrývaly čím dál větší území (tzv. regrese). Současně, když celá oblast klesala v důsledku tektonické činnosti, došlo opět k zaplavení kontinentu, čili transgresi. Z důvodů těchto probíhajících procesů břeh křídového moře v Sudetech několikrát měnil svůj rozsah. Tyto periodické změny hloubky mořské pánve dokládají vrstvy pískovce, které se prolínají s jemnězrnnými sedimenty (kalovce, jílovce). Křídové moře se definitivně stáhlo ze sudetské oblasti asi před 85 miliony lety. Musíme zde podotknout, že dnešní přítomnost křídových hornin v Sudetech tvoří pouze část původní sedimentační pokrývky pravděpodobně většího rozsahu.

Život na mořském dně

Obr. 18. Rytina fosílie Calianassa antiqua, která byla nalezena v křídových horninách Saska zveřejněna v díle Geinitze (1871-1875). Podobný exemplář popsal Scupin (1913) z oblasti severosudetského synklinoria.

 

Obr. 19 Mapa okolí Czaple. Čísly jsou označeny geostanoviště: 1 - kamenolom "Oczko", 2 - kamenolom, 3 – východní vrchol Kopky a další stanoviště popsané v průvodci (kapitola "Stojí za to vidět"): 4 – čedičový lom, 5 - Cikánské skály. Vysvětlivky symbolů: K - kamenolom, Ż – štěrkový lom. Červená přerušovaná linie znamená navrhovanou trasu z Kamienny Skwerek v Czapli do geostanovišť v okolí Kopky. Červené tečky na mapě znamenají umístění tabule.

Mnoho zajímavých geologických jevů lze sledovat na povrchu pískovcových bloků a tabulí, které leží podél příjezdových cest aniž bychom museli stoupat na vrchol Kopky. Na tabulích a blocích najdeme mimo jiné četné stopové fosílie rodu Ophiomorpha (Obr. 17) a Thallassinoides, stejně jako několik málo otisků tvrděskořepinové mušle. Stojí za zmínku, že některé tabule nepocházejí z lomů na Kopce - byly přivezeny z lomu v Żeliszowie. Na tabulích ze skorzynických pískovců si důkladný pozorovatel všimne krásné fosilie hlemýždě rodu Nerinea bicincta (Scupin 1913; Obr. 24).

 

Obr. 24. Fosílie hlemýžďů z rodu Nerinea bicincta zachovalá ve svrchních kvádrových pískovcích z Żeliszowa.

Některé nesouměrné povrchy pískovcových lavic, zejména v severní části Kopky jsou pokryté symetrickými vlnovými čeřinami (Obr. 15). Jdouce po cestě směrem na sever na pískovcových blocích můžeme také bez námahy najít hladký povrch pokrytý rekrystalizovaným křemenem (tektonická zrcadla) s tzv. hřebeny a tektonickými rysy (obr. 25A). V pískovcích se nachází také početné, úzké deformované struktury uvedené v literatuře jako kataklazity (Obr. 25B). Mají tvar proužků světlé barvy, tloušťky cca 1cm, které prostupují pískovce nejčastěji v ostrém nebo pravém úhlu. V oblasti této zóny se vyskytují silně popraskaná, drcená a nesoudržná křemenná zrna (kataklazity), často nasycená oxidem křemičitým. Tyto struktury svědčí o vzájemném přemístění skalní hmoty, které způsobují intenzivní, obvykle křehké deformace zrn tvořících horninu, a také rekrystalizaci oxidu křemičitého z rozpuštěných křemičitých zrn. Toto rozpouštění nezpůsobuje zvýšená teplota, ale vysoký tlak generovaný během tření. Některé struktury typu shear bands byly vytvořeny nezpevněnými nebo částečně zpevněnými sedimenty (Solecki, 1988). Na základě orientace a geometrie těchto struktur geologové určují směr tektonických poruch. Přítomnost popsaných struktur svědčí o existenci jedné z regionálních tektonických poruch v Sudetech – Jerzmanický zlom (Obr. 26), který vede přez severní svahy Kopky. Část tohoto zlomu se nachází v blízkosti Czaple a sousedí zde spolu horniny křídového a permského stáří, takže relativní posun (pokles) zlomu musel být značný a pravděpodobně dosáhl několika set metrů (Solecki, 2011). Je také pravděpodobné, že Jerzmanický zlom zasáhl vzájemný horizontální posun ( viz. Wojewoda 2003).

Obr. 25. Hladký povrch tektonického zrcadla na pískovcovém bloku (A) pokrytý rýhami a zlomovými lineacemi. Na základě orientace a geometrie těchto struktur, geologové mohou rozlišit směr pohybu tektonické poruchy (bílé šipky). Kataklazity mají formu pruhů světlé barvy, které se protínají cca v pravém úhlu. V oblasti této zóny se vyskytují silně popraskaná, drcená a nesoudržná křemenná zrna (kataklazity), často nasycená oxidem křemičitým.

 

Obr. 26. Geologický průřez směrem SW-NE (viz obr. 11) přes severní část Leszczynského polopříkopu nedaleko Czaple.

Severní svahy Kopky jsou velmi atraktivní - odtud můžeme obdivovat Slezsko-Lužickou nížinu. V popředí uvidíme klenutý vrch Grodziec (389 m n.m.) vztyčující se nad obcemi Nowa Wieś Grodziska a Grodziec (Obr. 27).

Obr. 27. Pohled ze severních svahů Kopky na vrchol Grodziec (389 m n.m.) a zástavbu Nowa Wieś Grodziska (v popředí) a obec Grodziec (na úpatí kopce).

 

Stojí za to vidět!

Čedičový lom na severních svazích Kopky

Souřadnice GPS: 51 ° 08 '44 .54 'N, 15 ° 45' 32 .32 'E

 

Zhruba 600 m severovýchodně od vrcholu Kopky v malém, v současné době uzavřeném a částečně zatopeném lomu se těžily magmatické čedičové horniny neogenového stáří (Miocene, Milewicz a Jerzmański, 1959). Vyskytující se zde čedičové horniny jsou tmavě šedé nebo černé barvy, afanitové struktury a všesměrné textury. Termín afanitová struktura znamená, že se v hornině nachází minerální zrna nerozlišitelná pouhým okem. Je to proto, že čedičové magma se dostalo na povrch zemské kůry příliš rychle, aby minerály mohly krystalizovat ve formě větších krystalů. Složení čedičových hornin lze vidět pod mikroskopem - jedná se především o minerály skupiny pyroxenů, olivínů, plagioklasů vápníku a rudné minerály. Čedičové ložisko se objevuje jižně od Jerzmanického zlomu a je s ním geneticky spojené - čedičové magma se dostalo na povrch systémem trhlin a prasklin souvisejících s tímto zlomem - na úseku od Czaple do Złotoryje se vyskytuje ještě alespoň 5 podobných čedičových ložisek.

Při odhalení čediče na severních svazích Kopky vidíme zajímavé jevy související s ochlazením magmatu – jsou to především tzv. sloupové odlučnosti, projevující se výskytem charakteristických sloupů, v průřezu dosahující mocnost až 40 cm a mají tvar čtyř, pěti nebo šestiúhelníku. Tyto struktury jsou charakteristické pro výlevné a subvulkanické horniny a vznikají v důsledku ochlazování lávy na povrchu nebo v blízkosti zemského povrchu. Osy těchto sloupů jsou nejčastěji orientovány kolmo k ploše ochlazování (Mallet, 1875). V případě lávových potoků, jejichž chlazení probíhá ve dvou směrech (z povrchu terénu a od podloží) osy sloupů mají vertikální směr. V centrální části vertikálních vulkanických žil (vyskytujících se v Czapli), které byly chlazeny jak ze shora, tak ze stěn vulkanického komína, čedičové sloupy mohou mít tvar varhanů nebo jsou soustředné. Sloupy ve zdejších kamenolomech mají obvykle vertikální orientaci a v okrajových částech zlomu takřka horizontální (Obr. 28), co naznačuje, že centrální část zlomu byla v minulosti částí vulkanického komína.

 

Obr. 28. Průřez čedičovými sloupy nacházející se v lomu na severním svahu Kopky.

V oblasti Kačavského podhůří se výskytují desítky výstupů čedičových útvarů, které obvykle tvoří tzv. "Neky" (angl. neck - šíje) jinak sopouchy, tj. odervané fragmenty sopečných komínů. Čedič je obvykle tvrdší a odolnější vůči ničivým přírodním vlivům než horniny, které ho obklopují, tudíž výstupy těchto hornin tvoří často izolované kopce. Nejvíce známé vulkanické sopouchy v oblasti Kačavského podhůří jsou: Ostrzyca (501 m n.m.), Grodziec (389 m n. m.) a Wilcza Góra (373 m n.m.) u Złotoryje. Termín "vyhaslá sopka ", který se často nachází v turistických průvodcích není správný, zejména v souvislosti s genezí těchto forem. Vulkanický komín v Czapli byl zcela zničen v důsledku povětrnostních a erozních vlivů trvající několik milionů let a na povrchu země nezbyla po něm žádná stopa - byl odhalen až během těžby v lomu.

Cikánské skály

Souřadnice GPS: 51 ° 07 '31 .49' N, 15 ° 44 '30 .31' E

Další stanoviště se nachází zhruba 2 km jihozápadně od vrcholu Kopky a můžete jej navštívit na zpáteční cestě z Czaple do Złotoryje nebo Lwówka Śląského. Stanoviště se nachází východně od osady Choiniec a Jasionek, kde jsou křemenné pískovce svrchní křídy patřící k střednímu turonu (střední kvádrové pískovce). Tyto pískovce v Złotoryjských lesích, severně od Choińce, tvoří pás skalních výchozů orientace WNW-ESE a délky asi 2,5 km. Těžilo se zde v několika malých lomech. Na výstupech se utvořily nízké (cca 2,5 m) skalní formace s mírným sklonem do 10 ° severním a severovýchodním směrem nazvané Cikánské skály. Lavice tvoří rozptýlená štěrková zrna, která jsou hrubá více než 4 cm. Sedimentační struktury pískovce jsou dobře viditelné - převážně jde o tabulární šikmé zvrstvení, které vzniklo v důsledku migrace čeřin a pískových dun. V horní části odhalených skalních útvarů si bystré oko povšimne fosilie z řádu Ophiomorpha. Tento pískovec je téměř zbaven primárních struktur - sediment, který stanoví pískovcovou lavici, je silně bioturbován - to znamená, že jeho původní struktura byla téměř narušena v důsledku životních aktivit organismů obývajících mořské dno. Pískovec přechází ve výšších vrstvách do jemnozrnných sedimentů - vápnitých jílovců a vápenců, na kterých byla vybudována obec Czaple.

Pískovce v okolí Cikánských skal nejsou nějak velkolepé – jednotlivé horniny mají výšku do 2,5 m (Obr. 29). Ale stojí za to věnovat pozornost formě jejich výskytu. Skální formace se nacházejí na jižní straně hřebene a mají podobu nižších skalních věží. Tyto formace mají asymetrickou, morfologickou stavbu, která je spojena s erozí a povětrnostními vlivy. Tyto jevy přispěly k poznání , že pískovce jsou odolnější vůči povětrnostním vlivům od těch níže- i výše nacházejících se jemnozrnných (vápnitých jílovců; viz Obr. 14).

 

Obr. 29. Cikánské skály

V souvislosti se severním sklonem pískovců je jejich základ asymetrický – jejich severní svah je mírně nakloněný, zatímco na jižním se utvořily skalní formace. Zajímavé jsou procesy, které ovlivňující tvar těchto forem. Největší podíl na vzniku skalních forem měl vodní průtok (drenáž) svislými trhlinami a dále tzv. sufoze - geologický a hydrodynamický jev, který spočívá na mechanickém vyplachování zrn (minerálních částic) sedimentu podzemními vodami, které prosakují horninou nebo půdou. Vymývaný materiál se přemisťuje v pórovitých prostorách, štěrbinách atd. V případě Cikánských skal to byly hraniční plochy lavice, soubory šikmého zvrstvení a nepropustná zona kataklyze spojená s nedalekým zlomem. Vlivem takového vymývání byla vytvořena zřetelná sufoze, která tvarovala asymetrické věže nebo malé skalní hřiby. Horní část věže obvykle tvoří masivní, bioturbovaný pískovec s malou pórovitostí (asi 15%). Silněji zvětralá místa, kde se rozvíjejí sufozní tvary vznikají v místech šikmého zvrstvení nebo v místě výskytu slepence s mnohem vyšší porézností někdy dosahující až 50%. To způsobuje, že srážková voda nebo tající voda ze sněhové pokrývky proniká do skalního prostoru a vyústí v horninách s vyšší porézností, tj. té, která v současnosti tvoří základ věže nebo hřiba (Wojewoda aj., 2011). Tento proces je periodický a vede k vytváření malebných skalních forem. Podobné, ale mnohem velkolepější formy (věže a skalní hřiby) se vyvinuly v okolí Jerzmanice-Zdrój (Krucze Skały) v rámci turonských pískovců patřících rovněž k pásmu Chmielno.

 

 

Cymerman, Z. (2004). Tectonic map of the Sudetes and the Fore-Sudetic Block (1: 200 000).

Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Čech, S. (2011). Palaeogeography and Stratigraphy of the Bohemian Cretaceous Basin (Czech Republic) - An Overview. Geologické Výzkumy Na Moravě a ve Slezsku 1, 18–21.

Geinitz, H.B. (1871). Das Elbthalgebirge in Sachsen. Zweiter Theil. Der mittlere und obere Quader. Palaeontographica - Beiträge Zur Naturgeschichte Der Vorwelt, 20, 1–245.

Jerzykiewicz, T., Wojewoda, J. (1986). The Radków and Szczeliniec sandstones: an example of giant foresets on a tectonically controlled shelf of the Bohemian Cretaceous Basin (Central Europe). [W:] Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists, 1–15.

Kłos, T. (1971). Złoże rud miedzi synkliny grodzieckiej. [W:] Monografia przemysłu miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz): t. 1, 23-24. Wyd. Geol. Warszawa.

Kozłowski, S., Parachoniak, W. (1967). Wulkanizm permski w depresji północnosudeckiej. Prace Muzeum Ziemi, 11,191-221. Warszawa.

Kühn, B., Zimmermann, E. (1918). Geologische Karte von Preußen und benachbarten Bundesstaaten. Blatt Gröditzberg. Preußischen Geologischen Landesalstalt, Berlin.

Mallet, R. (1875). On the origin and mechanism of production of the prismatic (or columnar) structure of basalt. The London, Edinburgh, and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science, 50, 329, 122-135.

Marszałek, R., Zaczek, F. (1971). Złoże rud miedzi synkliny złotoryjskiej. [W:] Monografia przemysłu miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz): t.1: 84-11. Wyd. Geol. Warszawa

Mastalerz, K., Nehyba S. (1997). Porównanie wybranych sekwencji osadów jeziornych czerwonego spągowca z basenów: śródsudeckiego, północnosudeckiego i boskowickiego. Geologia Sudetica, 30, 21-46.

Migoń, P., Lidmar-Bergström, K. (2001). Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic. Earth-Science Reviews, 56, 285–324.

Milewicz, J. (1997). Górna kreda depresji północnosudeckiej (lito- i biostratygrafia, paleogeografia, tektonika oraz uwagi o surowcach). Prace Geologiczno-Mineralogiczne, LXI, 1–58. Milewicz, J., Frąckiewicz, W. (1988). Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Sudetów, Arkusz Wleń 1:25 000. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

Milewicz, J., Górecka, T. (1965). Wstępne uwagi o karbonie w depresji północnosudeckiej. Kwartalnik Geologiczny, 9, l, 113-114.

Milewicz, J., Jerzmański, J. (1959). Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000, Arkusz Pielgrzymka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

Mroczkowski, J. (1972). Sedymentacja pstrego piaskowca w niecce północnosudeckiej. Acta Geologica Polonica, 22, 2, 351-377.

Raczyński, P. (1997). Warunki sedymentacji osadów cechsztynu w niecce północnosudeckiej. Przegląd Geologiczny, 45, 7: 693–699.

Scupin, H. (1913). Die Löwenberger Kreide und ihre Fauna. Palaeontographica -

Palaeontographica – Supplement (E. Schweizerbart), 6, 1–275. Stuttgart

Seilacher, A. (2007). Trace Fossil Analysis (Berlin Heidelberg: Springer-Verlag).

Solecki, A.T. (1988). Komplementarne strefy kataklazy w piaskowcach synklinorium pólnocnosudeckiego. Przegląd Geologiczny, 10, 577-581.

Solecki, A.T. (2011). Rozwój strukturalny epiwaryscyjskiej struktury platformowej w obszarze synklinorium północnosudeckiego. [W:] Mezozoik i Kenozoik Dolnego Śląska. Przewodnik LXXXI Zjazdu Polskiego Towarzystwo Geologicznego, 19–36.

Staffa, M., Mazurski, K., Pisarski, G., Czerwiński, J. (2002). Słownik geografii turystycznej Sudetów: Pogórze Kaczawskie. I-BIS, Wrocław.

Śliwiński, W., Raczyński, P., and Wojewoda, J. (2003). Sedymentacja utworów epiwaryscyjskiej pokrywy osadowej w basenie północnosudeckim. [W:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu, 1–8.

Teisseyre, H. (1957). Budowa Geologiczna Sudetów Zachodnich. [W:] M. Ksiązkiewicz (red.) – Regionalna Gelogia Polski, tom III, Sudety, s. 178-281. Polskie Towarzystwo Geologiczne.

Williger, G. (1882). Die Löwenberger Kreidemulde, mit besonderer Berücksichtigung ihrer Fortsetzung in der preussischen Ober-Lausitz. Jahrbuch Der Könglich Preussischen Geologischen Landesanstalt Und Bergakademie, 2, 55–124. Berlin.

Wojewoda, J. (1986). Fault scarp induced shelf sand bodies in Upper Cretaceous of Intrasudetic Basin. [W:] 7th IAS Regional Meeting. Kraków, Polish Academy of Sciences, Ossolineum, 31–52. Wojewoda J. (1997). Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the Intrasudetic Basin and Nysa Trough, Sudety Mts. [W:] Obszary Źródłowe: Zapis w Osadach, 1, 81–96.

Wojewoda, J. (2003). Piaskowce ciosowe kredy i uskok Jerzmanic. [W:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu. Przewodnik do wycieczek, 13-15.

Wojewoda, J., Mastalerz, K. (1989). Ewolucja klimatu oraz allocykliczność i autocykliczność sedymentacji na przykładzie osadów kontynentalnych górnego karbonu i permu w Sudetach. Przegląd Geologiczny, 432, 173–180.

Wojewoda, J., Białek, D., Bucha, M., Głuszyński, A., Gotowała, R., Krawczewski, J., Schutty,

B. (2011). Geologia Parku Narodowego Gór Stołowych – wybrane zagadnienia. Geoekologiczne Warunki Środowiska Przyrodniczego Parku Narodowego Gór Stołowych, 53–96. WIND, Wrocław.

Geo-Attraktionen in Czaple

und Umgebung

(Gemeinde Pielgrzymka)

Geologischer Reiseführer

Aleksander Kowalski

Institut für geologische Wissenschaften

Universität Wrocław

 

In Zeiten des wachsenden Interesses an Naturwissenschaften und der damit verbundenen Tourismuszweigen ist es von großer Bedeutung, Wissen über Orte mit außergewöhnlichen touristischen Werten zu verbreiten und die Notwendigkeit zu betonen, diese zu schützen. In den letzten Jahren beobachten wir das wachsende Interesse an den sog. Geotourismus, dessen Hauptzweck es ist, Objekte der unbelebten Natur zu besichtigen und zu erkunden. Das Präfix "Geo" bezieht sich auf Geologie, Geomorphologie sowie natürliche Landschaftsmerkmale, die von den Formungsprozessen beeinflusst werden. Orte, an denen wir diese Prozesse und Vorgänge beobachten können, werden Geotope genannt. Zu den Orten, die eng mit dem Geotourismus verbunden sind, zählen auch Objekte der menschlichen Tätigkeit, wie Bergwerke, Halden oder auch architektonische Bauwerke. Um Geotope mit herausragenden geotouristischen Werten in Schutz nehmen zu können, wurden Ende des 20. Jahrhunderts sog. Geopark-Netzwerke gegründet. In der Nähe von Czaple [Hockenau] - einer kleinen Ortschaft zwischen Złotoryja [Goldberg] und Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien] - finden wir viele interessante Geotope, sowie Anlagen zur Gewinnung und Verarbeitung von Steinen, die hier schon im Mittelalter abgebaut wurden. Der Zweck dieses Reiseführers ist es, die Geo-Vielfalt des "Sand- und Steindorfes" näher zu bringen, sowie geotouristische Attraktionen in der Umgebung von Czaple darzustellen. Wir hoffen mit diesem Reiseführer Anregung zur weiteren Erforschung der außergewöhnlichen Geschichte, die in den Felsen und Landschaften der Umgebung von Czaple steckt, geben zu können.

Czaple - "Sand- und Steindorf"

Czaple ist eine malerische, attraktive Ferienortschaft in Niederschlesien in einer Höhe von 250-270 m ü. d. M. im Bezirk Złotoryja, in der Gemeinde Pielgrzymka [Pilgramsdorf], zwischen Złotoryja [Goldberg] und Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien]. Gebäudekomplexe des Dorfes und der Weiler (Bedlno, Ciemniak, Choiniec, Jasionek) liegen verstreut zwischen bewaldeten Hügeln des nördlichen Teils von Wzniesienia Płakowickie - einer geographischen Region im Pogórze Kaczawskie [Bober-Katzbach-Vorgebirge] in den Westsudeten (Abb. 1). Direkt über dem Dorf, im Nordosten überragt Kopka – ein kapselförmiger Hügel mit einer Höhe von 343 m ü. d. M., der auch "der jüngere Bruder von Grodziec [Gröditzberg]" genannt wird. Im Süden, in der Nähe des Weilers Choiniec, erheben sich bewaldeten Gipfel von Strażnik, Wójcik Wielki mit einem Aussichtsturm, Wójcik Mały und Długotka. Die Umgebung von Czaple ist reich an attraktiven Aussichtspunkten - aus den umliegenden Bergen erstreckt sich ein breites Panorama, das Pogórze Kaczawskie [Bober-Katzbach-Vorgebirge] mit dem höchsten Gipfel Ostrzyca [Spitzberg] (501 m ü. d. M.), und Grodziec [Gröditzberg] (389 m ü. d. M.) sowie Wilcza Góra [Wolfsberg] (363 m ü. d. M.) umfasst. Im Süden kann bei klarem Wetter auch das leicht erkennbare Góry Kaczawskie [Bober-Katzbach-Gebirge] und massive Bergkette von Karkonosze [Riesengebirge], die westlich fließend in die Góry Izerskie [Isergebirge] übergehen, erblickt werden.

 

Abb. 1. Lageplan der Ortschaft Czaple in der Gemeinde Pielgrzymka [Pilgramsdorf]

 

Die ältesten aus dem 14. Jh. stammenden Aufzeichnungen über die kleine Siedlung Hokenow (heute Czaple) befinden sich auf dem Gebiet des sog. Goldberger Forstes, der zur Stadt Złotoryja [Goldberg] gehört. Zu dieser Zeit war Hokenow eine kleine Ortschaft mit etwa einem Dutzend Gebäuden, die in dichten Wäldern verstreut lagen. Aufgrund des Waldcharakters der Umgebung konnte sich die Landwirtschaft hier kaum entwickeln. Aus den Aufzeichnungen ist jedoch bekannt, dass das Leben der Czaple-Bewohner von Anfang an mit der Steinindustrie verbunden war. Schon im Mittelalter war Czaple mit dem nahe gelegenen Schloss in Grodziec wegen der Lieferung vom Baumaterial eng verbunden. Den Informationen aus dem 18. Jahrhundert ist zu entnehmen, dass der Sandstein in zwei großen Steinbrüchen auf dem Berg Kopka intensiv abgebaut wurde. Sandstein wurde zu verschiedenen Zwecken genutzt, unter anderem für die Herstellung der Dekorationen oder als Baustein eingesetzt. In dieser Zeit fungierten bereits ein Vorwerk des Landverwalters, ein Eisenwerk, eine Branntweinbrennerei und eine Mühle. Ende des 18. Jahrhunderts wurde hier die erste evangelische Schule errichtet. Im Jahre 1833 wurde ebenfalls aus örtlichen Steinressourcen eine kleine Kirche im Bereich des Weilers Jasionek errichtet.

 

Abb. 2. Czaple (deutsch: Hockenau) – Postkarte aus dem Jahre 1934 (Quelle: www.dolny-slask.org.pl). Im Hintergrund Kopka (343 m ü. d. M., oberes Foto auf der Postkarte).

 

Nach 1896, als eine Eisenbahnlinie von Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien] und 1906 aus Bolesławiec [Bunzlau] neben dem Dorf gebaut wurde, erlebte Czaple seine Blütezeit und wurde zum bedeutenderen Dorf mit einer Schule, drei Gasthäusern und einer Windmühle (Abb. 2). Die meisten Bewohner von Czaple waren damals mit der Steinindustrie und Sandsteinverarbeitung beschäftigt. Aus dem Sandstein wurden Skulpturen und Dekorationselemente hergestellt. Im Jahr 1970 wurde die Bahnstrecke nach Bolesławiec [Bunzlau] abgeschafft, was zu einer deutlichen Minderung der Gewinnung von Gesteinsrohstoffen führte. Heutzutage in Czaple, auf dem abgeflachten Gipfel von Kopka (Abb. 3), werden zeitweise einige kleine Steinbrüche und zwei Kiesgruben im Weiler Jasionek betrieben.

Neben der interessanten Geschichte, die Folge menschlicher Tätigkeiten ist, verbirgt Czaple eine andere, vielleicht viel interessantere Vergangenheit, die nicht Tausende, sondern Millionen von Jahren umfasst.

 

Abb. 3. Dreidimensionales, numerisches Modell des Kopka-Berges (343,8 m ü. d. M.). Auf dem Modell sind die im weiteren Teil des Reiseführers beschriebenen Punkte markiert. Auf dem Gipfel sind zahlreiche Abbauräume von Sandsteinbrüchen.

 

In der Welt der Gesteine und Minerale

 

Während eines kurzen Spaziergangs um die Ortschaft Czaple herum können wir einen Bestandteil der scheinbar komplizierten aber sicherlich faszinierenden Geschichte, die in den Felsen geschrieben wurde, erfahren. Bevor wir uns auf den Weg nach Kopka oder Cygańskie Skały [Ziegeunerfelsen] machen, empfiehlt es sich, herauszufinden, wie man diese Geschichte entschlüsseln kann...

Minerale sind die kleinsten Bestandteile, die die Erdkruste bilden - chemische Verbindungen, seltener gediegen vorkommende Elemente wie Gold, Kupfer oder Schwefel, die in natürlichen geologischen Prozessen sowohl auf als auch unter der Erdoberfläche entstehen. Bisher konnten etwa 5000 Minerale nachgewiesen und beschrieben werden. Während der Bergwanderungen können nur einige Minerale mit bloßem Auge erkannt werden. Das am häufigsten vorkommende Mineral, auch in der Nähe von Czaple, ist Quarz (Abb. 4).

 

Abb. 4. Bergkristall (Quarz) in transparenter Qualität aus dem Gebiet um Strzelin [Strehlen] (Jegłowa) in Sudeten. (A). Quarzkörner, die den mittelkörnigen Sandstein bilden. Mikroskopansicht (B)

 

Minerale treten an der Erdoberfläche am häufigsten in kristalliner Form auf und zeichnen sich durch spezifische physikalische Eigenschaften aus, von denen die wichtigsten sind Farbe, Transparenz, Glanz, Spaltbarkeit, Härte und spezifisches Gewicht. Unter Berücksichtigung der vorgenannten Eigenschaften können Minerale bereits unter Freilandbedingungen mit bloßem Auge oder mit einfachen Werkzeugen wie Lupe, Hammer oder Messer - mit dem die relative Härte geprüft werden kann - erkannt werden. Gesteine werden grundsätzlich aus Mineralen aufgebaut und können nach ihrer Entstehungsart in drei Hauptgruppen aufgeteilt werden: Magmatite, Sedimentgesteine und Metamorphite

Die erste Gruppe bilden magmatische Gesteine, die aus der Aktivität innerer (endogener) Prozesse tief im Erdinneren resultieren. Diese Gesteine bestehen aus Mineralen, die durch abkühlungsbedingtes Erstarren des Magmas (unter der Erdoberfläche) oder der Lava (an der Erdoberfläche) entstehen, und lassen sich dementsprechend in Tiefengesteine (Plutonite, z.B. Granit; Abb. 5A) und Ergussgesteine (Vulkanite, z.B. Basalt; Abb. 5B).

 

Abb. 5. Granitsteinbruch in Paszowice bei Jawor (A) und Basaltsteinbruch auf dem Berg Wilcza Góra bei Złotoryja

 

 

(B); Niederschlesien.

Die nächste Gesteingruppe bilden Sedimentgesteine, die in der Oberflächenschicht unseres Planeten vorherrschen. Sie entstehen durch physikalische, chemische und/oder biologische Prozesse an der Erdoberfläche oder in unmittelbarer Nähe zur Erdoberfläche. Sedimente werden durch Verwitterung und Erosion älterer Gesteine (Magma-, Metamorphe oder Sedimentgesteine) sowie Transport durch Schwerkraft oder ein strömendes Medium verfestigt und abgelagert. Solche abgesunkenen Gebiete werden Sedimentbecken genannt.

 

Abb. 6. Beispiele für Sedimentgesteine: Konglomerat (A) und feinkörniger Sandstein/Schluff (B).

 

Transport und Ablagerung von Ablagerungsmaterial im Sedimentbecken können durch physikalische Prozesse wie Wasserströmung (Strömung) oder Luftbewegung (Wind) erfolgen. Die Ablagerung kann auch durch chemische Prozesse, wie Fällung der Feststoffe von Lösungen (Meersalz, Gips) oder biologische Prozesse, wie Wachstum und Absterben von Meeresorganismen (Kalksteine) oder Pflanzen (Torf, Kohlen) erfolgen. Wenn bestimmte Bedingungen wie z.B. die Diagenese des Sediments (einschließlich der Verfestigung) sowie die Ablagerung in einer bestimmten Tiefe erfüllt sind, kann das Lockersediment zu einem Festgestein werden. Beispiele dafür sind Konglomerate und Sandsteine, d. h. Gesteine, die durch Diagenese von losem Kies und Sand entstanden sind (Abb. 6A) oder Schluffe, die infolge der Diagenese der schluff haltigen Sedimente entstanden sind (Abb. 6B).

Metamorphite bilden die dritte Gruppe von Gesteinen, die im Umwandlungsprozess der beiden vorgenannten Gesteinsgruppen (Sedimentgesteine oder Magmatite) entstehen. Die Gesteinsmetamorphose erfolgt durch erhöhte Temperatur- und/oder Druckbedingungen, was zur Umbildung der Struktur und Änderung der chemischen Zusammensetzung von Gesteinsmineralien führt. Beispiele für metamorphe Gesteine sind Marmore, die infolge der Umwandlung von Kalksteinen entstanden sind (Abb. 7A) oder Schiefer, die infolge der Metamorphose von feinkörnigen Sedimentgesteinen wie Schluffe oder Tonsteine entstanden sind.

(Abb. 7B).

 

Abb. 7. Beispiele für Metamorphite: Marmor (A) und Serizitschiefer (B).

 

Beim Wandern im Bober-Katzbach-Vorgebirge begegnen wir diverse Gesteine und Minerale, in denen man wie in einem Buch lesen und die geologische Geschichte der Region entziffern kann. Entschlüsselung der Vergangenheit bereitete und bereitet den Geologen immer noch viel Zufriedenheit, und übt einen beherrschenden Einfluss auch auf die heutige wirtschaftliche Entwicklung vieler Städte oder Gebiete aus. Natürliche Ressourcen dieser Region von Niederschlesien sind dem Menschen seit frühester Zeit bekannt. Gesteine haben der Menschheit in der Steinzeit in Form von Werkzeugen gedient, später überwiegend als Baustein für Häuser, Verteidigungsanlagen, Kirchen. Bis heute sind Spuren von Steinbrüchen erhalten geblieben, in denen Stein für die Bedürfnisse kleiner lokaler Gemeinschaften gewonnen wurde. Schon seit dem Mittelalter sind mehrere Dutzend kleiner Bergwerke auf dem Gebiet des Bober-Katzbach-Vorgebirges und Bober-Katzbach-Gebirges betrieben worden, in denen die Metallerze abgebaut wurden. Noch vor der Entdeckung von Kupfervorkommen bei Lubin [Lüben] und Polkowice [Polkwitz] in den 1950er Jahren wurde 20 % des jährlichen Bedarfs an Kupfer in Polen durch Abbaugebiete bei Złotoryja (Bergwerke in Leszczna und Nowy Kościół) und bei Grodziec (Bergwerk Konrad) gedeckt. Bis heute werden Natursteinlagerstätte im Gebiet von Bober-Katzbach-Vorgebirges und hauptsächlich für die Bedürfnisse der Bauindustrie genutzt. Zu diesen Lagerstätten gehört die Sandsteinlagerstätte Nowa Wieś Grodziska II auf dem Kopka-Berg.

 

Überblick zum geologischen Aufbau des Czaple-Gebiets

 

Seit Beginn der Entwicklung der Geologie - der Wissenschaft von der Entwicklungsgeschichte der Erdkruste - haben Geologen Gebiete aufgrund charakteristischer zeitlicher und ursprünglicher Bauweise gegliedert.

Diese Gebiete werden geologische Einheiten genannt. Sudeten - ein langer Gebirgszug mit einer äußerst komplexen geologischen Struktur, die oft als "Mosaik" bezeichnet wird, wurden in eine mehrere solche Einheiten gegliedert, die wiederum in weitere kleinere Untereinheiten unterteilt wurden. Die Wohngebäude von Czaple befinden sich in einer solchen Einheit, die als nordsudetisches Synklinorium bezeichnet wird. (Abb. 8). Das nordsudetische Synklinorium ist innerhalb der Metamorphite, die zur sog. Bober-Katzbach-Struktur (Bober-Katzbach-Metamorphik) zählen, entstanden. Es befindet sich im nördlichen Teil des sog. Sudetenblocks - einem erhobenen Fragment der Erdkruste, das von Norden her über die sudetische Diskontinuität (SMF in Abb. 8) an einen abgesunkenen Vorsudetenblock grenzt.

 

Abb. 8. Lage der Gemeinde Pielgrzymka [Pilgramsdorf] (rote gepunktete Linie) auf dem Hintergrund des geologischen Aufbaus vom Grenzgebiet des nördlichen Teils des Bober-Katzbach-Vorgebirges und des Tieflandes der Schlesischen Lausitz (vgl. Abb. 1). Erläuterungen: NSS - nordsudetisches Synklinorium; LSG - Leszczyna-Halbgraben; GS - Grodziec-Synklinale; KMC - Bober-Katzbach-Metamorphik; JF - Jerzmanice-Verwerfung; LSF - Świerzawa-Lwówek-Verwerfung; SMF - Sudeten-Verwerfung. Grundlage

– NMT SRTM 90x90 m. geologische Karte auf der Grundlage der kartographischen Darstellungen (nach: Kłos, 1971; Marszałek, Zaczek, 1971; Cymerman, 2004).

 

Bober-Katzbach-Metamorphik besteht aus Sedimentgesteinen und Magmatiten, die bei hohem Druck und hohen Temperaturen (sog. Grünschiefer-Fazies, Temperatur 250-450 C und Druck 2-8 kb) umgewandelt wurden. Ihr Name geht auf die dunkelgrüne Farbe der Gesteine zurück. Die Bildungen im Bereich der Bober-Katzbach-Struktur entstanden im Sedimentbecken, das hier im Paläozoikum vom frühen Kambrium bis zur frühkarbonischen Zeit bestanden hat (Zeitraum 540-340 Ma - vgl. Abb. 9). Ursprünglich handelte es sich hauptsächlich um Meeressedimente, wie Schluffe, Tonsteine, Sandsteine und Kalksteine, aber auch um Gesteine des Unterwasservulkanismus und Plutonismus: Basalte (Basaltlava) und Basalttuffs, Rhyolithe, Rhyodazite, Dolerite und Gabbros. Im Laufe der sog. variszischen Orogenese (ca. 360-325 Ma) sind die Sedimentite und Magmatite regionalen Faltungs-und Metamorphoseprozessen unterlaufen. Aus den Sedimentbildungen entstanden damals Metamorphite: Phyllite, Serizitschiefer, Chloritschleifer und Graphitschiefer, Kieselschiefer sowie Marmore, und aus Magmatiten Metabasalte, Metariolite und Metariodaktite (früher Keratophyre) und Metagabbros (Diabas). Die vorgenannten Metamorphite bilden sog. untere Bober-Katzbach-Stufe (Teisseyre, 1957). Das nordsudetisches Synklinorium besteht aus Sedimentgesteinen und Erdgussgesteinen des Perms-, Trias- und Kreidezeitalters, die zusammen mit spätkarbonischen Ablagerungen (Abb. 9) sog. obere (nicht metamorphe) Bober-Katzbach-Stufe (Teisseyre, 1957) bilden. Das sind fossile Ablagerungen, sowohl an Land und als auch im Meer, sowie postvulkanische Produkte aus dem Perm, die das sog. nordsudetische Becken in verschiedenen Phasen seiner Entwicklung auffüllten (Śliwiński und andere, 2003).

 

Abb. 9. Vereinfachte Geozeitskala (Phanerozoikum). Unter der Skala sind die Perioden der Bildung von Sedimenten und Gesteinen des nordsudetischen Synklinoriums und Bildung von Gesteinen der Bober-Katzbach-Struktur markiert.

 

Das nordsudetische Synklinorium ist eine geologische Einheit, die durch Falten und Verwerfungen der sedimentisch-vulkanischen Schichtenlagerung dieses Beckens entstanden ist. In den folgenden Phasen der geologischen Entwicklung dieses Teils der Sudeten wurden Sediment- und Vulkangesteine Verwitterungs- und Erosionsprozessen ausgesetzt, die ebenfalls durch tektonische Vorgänge bedingt waren - Senkung und Anhebung einzelner Elemente dieses spezifischen Gesteinsmosaiks. Die einzelnen Blöcke

wurden entlang der Abschiebungen (Abb. 10) aneinander vorbeigeschoben und bildeten die Horste (herausgehobene Fragmente der Erdkruste) und Gräben (gesunkene Fragmente). Das Schema der Formung von Gräben und Horsten ist in Abb. 10 dargestellt.

 

Abb. 10. Blockdiagramm, das die Entstehung tektonischer Horste und tektonischer Gräben durch Verschiebungen von Gesteinsmassen entlang der Abschiebungen (A) zeigt. Darunter sind die wichtigsten Verwerfungstypen, die in der Erdkruste auftreten, dargestellt.

 

Gehen wir zurück zum späten Karbon (vor etwa 320-300 Millionen Jahren), um die Entwicklung der geologischen Struktur des nordsudetischen Synklinoriums genau verfolgen zu können. Nebenbei erfahren wir, welche geologischen Vorgänge im Sudetenland von damals bis Jetztzeit erfolgt haben. Metamorphe Gesteine der Bober-Katzbach-Struktur sind damals an die Erdoberfläche aufgestiegen - in der Geotektonik wird dieser Vorgang auch Exhumierung genannt. Der Bober-Katzbach-Bereich wurde in mehrere enge Blöcke und tektonische Gräben geteilt. In der Nähe von Świerzawa ist derzeit höchstwahrscheinlich eine Absackung nach Art des Grabens aufgetreten (Solecki, 2011; Wojewoda i Mastalerz, 1989).

Diese Absackung wurde mit grobkörnigen Ablagerungen des Schwemmkegels, die sich auf dem Vorland bildender Gebirgszüge bildeten, sowie mit Ablagerungen von kiesführenden Flüssen aufgefüllt. Ein ähnlicher tektonischer Graben mit nordwest-südöstlicher Achse wurde im späten Karbon auch um Wleń [Lähn] gebildet (Milewicz und Górecka, 1965, Milewicz und Frąckiewicz, 1988). Das Ablagerungsmaterial wurde von den Flüssen aus dem Süden mitgeführt - von den in der Umgebung gehobenen Absackungen der Horste, die aus metamorphen Gesteinen des Riesengebirge-Isergebirge-Blocks und der Bober-Katzbach-Struktur gebildet waren. Tektonische Gräben, die im Bober-Katzbach-Gebiet im späten Karbon entstanden, bildeten die erste Entwicklungsstufe des sog. nordsudetischen Beckens. Im frühen Perm (vor 298-272 Millionen Jahren) vergrößerte sich das nordsudetische Becken allmählich und wurde von Sedimentation in Fluss- und Seeumgebungen, untergeordnet äolisch, dominiert. Im frühen Perm herrschte in den Sudeten ein halbtrockenes Klima (Mastalerz und Nehyba, 1997). Transportrichtungen des Sedimentmaterials weisen auf einen gleichmäßigen Abfluss von Oberflächenwasser (Paläoflüsse) nördlich und nordwestlich hin. Im zentralen Teil des frühen Perm fand auch intensive vulkanische Aktivität am Rand des Beckens statt (Kozłowski und Parachoniak, 1967). Dies wird durch das Auftreten von subalkalinen Magmatiten und Alkali-Magmatiten, vor allem Trachyandesite, Trachybasalte und Rhyolithe, die subvulkanische Intrusionen oder Lavaböden bilden. Sie werden oft von Tuffsteinen begleitet. In der Nähe von Wojcieszyn und Nowa Wieś Grodziska sind permische Erstarrungsgesteine auf der Erdoberfläche freigelegt (vgl. Abb. 8, 11). Die erhaltene Mächtigkeit der vulkanogenen Ablagerungen im Bereich des nordsudetischen Synklinoriums beträgt 500 m (Milewicz und Frąckiewicz, 1988). Am Ende des frühen Perms war das Gebiet des nordsudetischen Beckens eine umfangreiche Ebene mit geringen Höhenunterschieden. Dies ermöglichte eine schnelle Überflutung des Gebietes durch das aufsteigende Wasser des Zechsteinmeers (im späten Perm). In der flachen Bucht des epikontinentalen Meeres, im nordsächsischen Gebiet, erfolgte die Sedimentation von Karbonat-Ablagerungen: Kalksteine, Kalkschluffe und Dolomite (Raczyński, 1997). Aufgrund der Mineralisierung mit Kupferverbindungen wurden diese Gesteine bis Ende der 1980er Jahre auf dem Gebiet des sog. Alten Kupferreviers (Kupferbergwerk Konrad bei Bolesławiec [Bunzlau] sowie Lena und Nowy Kościół bei Złotoryja [Goldberg]) im nordsudetischen Synklinorium abgebaut. Klasten und Kohlegesteine des Perms gehen ohne ausdrückliche Divergenz in die Formationen der Untertrias - Buntsandsteine über. Die Untertrias wird im nordsudetischen Synklinorium durch fein- und mittelkörnige Arkosen mit rosa Färbung vertreten. Diese Formationen werden als typische Sedimente aus der saisonalen verflochtenen Flüssen interpretiert (Mroczkowski, 1972). In der Nähe von der Jerzmanice-Verwerfung bei Jerzmanice-Zdrój sind auch die Sedimente des Oberen Buntsandsteines - der Röt-Formation, sowie die zum Mitteltrias gehörenden Gesteine - Muschelkalke erhalten geblieben. Dies sind Kalksteine und mergelige Kalksteine, die während der nächsten Seeüberflutung entstanden, die vor etwa 245 Millionen Jahren in diesem Teil

der Sudeten stattfand (der höchste Teil der jüngeren Trias). Die Trias-Formationen sind von Sedimentgesteinen der Kreidezeit bedeckt. Die stratigraphische Lücke, d.h. fehlende Gesteine eines bestimmten stratigraphischen Alters, die den Bereich von der Mitteltrias bis zum unteren Teil der Oberkreide umfasst (Abb. 9), erlaubt keine eindeutige Bestimmung der geologischen Geschichte des nordsudetischen Beckens zu dieser Zeit. Wir wissen nur, dass Sudetenland zu dieser Zeit, vor fast 140 Millionen Jahre (!), einer intensiven chemischen Verwitterung ausgesetzt war, die zur Bildung ausgedehnter verwitterter Abdeckungen führte (z.B. Migoń und Lidmar-Bergström, 2001).

Die im späten Cenomanium (Oberkreide vor etwa 98 Millionen Jahren) stattfindende Meerverschiebung umfasste fast das gesamte Gebiet des heutigen Sudetenlandes, das damals ein flaches Tiefland mit geringen Höhenunterschieden bildete (Scupin, 1913; Wojewoda, 1986; Čech, 2011). Die Verwitterungsprodukte, die einen großen Teil des Festlandes bedeckten, wurden dann vollständig entfernt und im sich bildenden Seebecken wieder abgelagert (Wojewoda und andere, 2011). Das flache Kreidemeer im Gebiet der Sudeten war ein sog. interkontinentales Becken, das von Windströmungen und saisonalen Stürmen dominiert wurde (Wojewoda, 1997, Jerzykiewicz und Wojewoda, 1986). Dieses Becken wurde sofort von Meeresorganismen (sog. Benthonten) besiedelt. Der Nachweis dafür sind zahlreiche Tierfossilien, u.a. Muscheln aus der Gattung Chlamys, Janira, Lima oder Inoceramus, die in den ältesten aufgetretenen Kreideablagerungen südlich von Pielgrzymka [Pilgramsdorf], z.B. bei Góra Kamienna gefunden wurden. Im unteren Teil des kreidezeitlichen Profils im Leszczyna-Halbgraben kommen grob- und mittelkörnige Quarz- und Glaukonit-Sandsteine des Obercenomaniums, die zur Wilkowa-Subformation zählen, vor (Milewicz, 1997). Die cenomanischen Sandsteine gehen in feinkörnige Formationen - Schluffsteine und Kalktonsteine des Turoniums - über. Innerhalb der feinkörnigen Formationen befindet sich eine weitere Sandsteinebene (sog. mittlere Kluftsandsteine), die als Sandsteinsubformationen aus Chmielno bezeichnet wird. Mittlere Sandsteine bilden die Spitzen von Wójcik Mały und Wielki, sowie den Gebirgskamm, auf dem sich Cygańskie Skały [Ziegeunerfelsen] befinden. Die jüngsten Kreidezeitgesteine im Forschungsgebiet sind Quarz- und Arkose-Sandsteine des Coniaciums, die das Kopka-Gebirgsmassiv bilden (Abb. 11).

Die zahlreichen tektonischen Bruchstellen des Synklinoriums in Paläogen und Neogen führten erneut zur Entstehung von Absenkungen (tektonischen Gräben und Halbgräben) und Horsten. Als Folge solcher Prozesse hat sich das gesamte Sudetengebiet in zwei Blöcke unterteilt - Sudeten und Vorsudeten. Ihre gegenseitigen topographischen Beziehungen haben sich geändert, was als paläogeographische Inversion bezeichnet wird. Die tektonischen Horste und Gräben sind besonders gut im kartographischen Bild des Bober-Katzbach-Gebirges und Bober-Katzbach-Vorgebirges zu sehen. Die metamorphen Gesteine sind gewöhnlich innerhalb der Horste freigelegt, wobei die jüngeren sedimentären und vulkanischen Gesteine in den mit Abschiebungen von metamorphen Gesteinen getrennten Absackungen erhalten geblieben sind. Eine solche Absackung ist der Leszczyna-Halbgraben. Im Synklinorium gibt es auch Blattverschiebungen (Abb. 10). Einer der wichtigen regionalen Verwerfungen, die die ungleichartigen Gesteine des nordsudetischen Synklinoriums voneinander trennen, ist die sogenannte Jerzmanice-Verwerfung mit der WNW-ESE-Ausrichtung, nördlich von Czaple verläuft und u.a. nördliche Abhänge des Kopka durchschneidet (siehe Abb. 8, Abb. 11).

 

Abb. 11. Vereinfachte geologische Karte der Umgebung von Czaple (basierend auf der Eigenforschung des Autors und: Kühn, Zimmermann, 1918; Milewicz, Jerzmański, 1959) Die Linie des geologischen Profils ist gelb markiert. (Abb. 25). JF - Jerzmanice-Abschiebung. Die Reiseziele sind mit Nummern markiert: 1

- "Oczko" Steinbruch, 2 - Steinbruch, 3 - östlicher Gipfel von Kopka und zusätzliche im Reiseführer beschriebene Reiseziele (Kapitel "Sehenswertes“): 4 - Basaltsteinbruch, 5 - Cygańskie Skały. Erläuterungen zu Buchstabensymbolen: K - Steinbruch, Ż - Kiesgrube. Die vorgeschlagene Ausflugsstrecke von Kamienna Skwerek in Czaple zu den Geotopen bei Kopka ist mit einer roten, gepunkteten Linie markiert. Rote Punkte stehen für Orte, wo die Tafeln platziert wurden.

 

der ein Fragment des ehemaligen Vulkanschlotes darstellt, wurde während der Abbauarbeiten im Steinbruch an den nördlichen Abhängen von Kopka enthüllt (Abb. 11). Zu den jüngsten Formationen im Forschungsgebiet (ohne Fluß- und Hangablagerungen) gehören pleistozäne Sande und Kiese wasserglazialen Ursprungs sowie lokal vorkommende Geschiebemergel (vom Gletscher abgelagert) mit einer Mächtigkeit von bis zu mehreren Metern (Milewicz und Jerzmański, 1959). Sie decken einen erheblichen Teil vom Pogórze Kaczawskie [Bober-Katzbach-Vorgebirge] bei Czaple und werden in Kiesgruben westlich der Ortschaft abgebaut.

 

Wenn das Meer in das feste Land eintritt

 

Gegen Ende der Kreide (vor 145 - 66 Millionen Jahren) nahm das Wasserniveau im Welt-Ozean zu, was zur Überflutung des heutigen Polens führte. Der Name der Kreidezeit ist auf die Schichten der Schreibkreide zurückzuführen, die sich damals an vielen Orten der Welt in flachen Seebecken gebildet haben. Der Prozess des allmählichen landwärtigen Vorrückens einer Küstenlinie wird durch Geologen als Transgression bezeichnet. Im späten Cenomanium (vor etwa 100 Millionen Jahren) fand im Bereich der heutigen Sudeten eine marine Transgression statt. Die Transgression in der Anfangszeit erfolgte von Süden her, genau aus dem Gebiet einer seichten See in heutigem Tschechien (das sog. tschechische Kreide-Meer; Abb. 12). Der Überflutung ging ein Zeitraum der intensiven Gesteinsverwitterung und der Nivellierung der Sudeten voraus, der von der Spättrias über den Jura bis in die Unterkreide (ca. 140 Millionen Jahre) reichte. Nach diesem langen Zeitabschnitt ähnelten die Sudeten in der Oberkreide nicht mehr einer Bergkette. Schon die ersten Forscher der Gesteine aus der Kreidezeit behaupteten, dass die Höhenunterschiede zu dieser Zeit gering waren und die uns bekannten Gebirgszüge wie Riesengebirge, Isergebirge, sowie - Gebirge und Massiv des Glatzer Schneebergs waren höchstwahrscheinlich langgestreckte, niedrige Erhebungen (Abb. 12). Die Verteilung dieser Erhebungen führte dazu, dass die flachen Meeresgewässer sie wahrscheinlich nicht vollständig überfluteten und die erhabenen Gebiete zu schmalen Inseln wurden. Das heutige Sudetengebiet war für etwa 15 Millionen Jahre unter Wasser. Die Spuren der Formungsprozesse in diesem Meeresbecken können bis dato verfolgt und erforscht werden.

 

Abb. 12. Paläogeografische Karte der Verteilung von flachen Meeren und Erhebungen ("Inseln" - gelb) im Gebiet von Schlesien und der Tschechischen Republik (basierend auf: Čech, S. (2011). Die blauen Pfeile zeigen die Richtungen der Meeresströmungen im Turonium und im Coniacium. Der gegenwärtige Umfang der Gesteine aus der Kreide in Sudeten ist mit grün markiert.

 

Sedimente des Kreidemeeres in Czaple

 

als Baumaterial verwendet werden. Kopka wurde aus kreidezeitlichen Sandsteinen der jüngsten Stufe (Platte) - oberen Kluftsandsteinen - gebildet. Sie sind im Coniacium (vor ca. 89-86 Millionen Jahren) entstanden. Die Sandsteinschichten werden durch feinkörnige Formationen - Kalkschluffe (oft als Mergel bezeichnet), seltener Kalksteine und Kalkschluffe voneinander getrennt (Abb. 14). Die Ortschaft Czaple wurde auf den unter den oberen Sandsteinen auftretenden Schluffsteinen errichtet. Die Schluffsteine sind wegen ihrer geringen Wetterbeständigkeit in Czaple nicht sichtbar. Zusätzlich sind sie mit quartären Sedimenten wie Sand, Kiese und Gletschertone bedeckt (siehe Abb. 11).

 

 Abb. 13. Historische geologische Übersichtskarte der Umgebung von Löwenberg in Schlesien [Lwówek Śląski] bearbeitet von Williger im Jahre 1882 Kreidegesteine sind in grün markiert.

 

Abb. 14. Vereinfachtes Profil von Kreideformationen bei Czaple

 

Die Verteilung und Lithologie der Kreide in den Sudeten sind mit den Vorgängen in einem flachen Seebecken eng verbunden. Das Sedimentmaterial, aus dem die späteren Sandsteine geformt wurden, wurde z.B. bei Stürmen aus den an die Landflächen grenzenden Stränden (von den sog. ost- und westsudetischen Inseln, Abb. 12) ins offene Meer transportiert. Die Ablagerungen von Sand und Schlamm wurden über kleine Flüsse ins Meer hinausgeschoben. Die Meeresströmungen, die überwiegend von den entlang der Gewässerrandstreifen wehenden Winden hervorgerufen wurden, brachten die Sandkörner auf dem Meeresboden, hauptsächlich in Richtung Nordwesten, in Bewegung. Die Fortbewegung von Sandablagerungen in diese Richtung ist in sedimentären Sandsteinstrukturen der inaktiven Steinbrüche in Czaple nachzuvollziehen. An den Wänden von Steinbrüchen ist diagonale Stratifikation sichtbar, die durch die Fortbewegung der äolischen Dünenformen auf dem Boden entstehen. Diese Formen, die je nach der Größe Rippelmarken oder Sandwellen genannt werden, entstehen durch die Erzeugung der Hin- und Herbewegung auf dem Boden durch jede Oberflächenwelle. Die Größe und Form der Bodenformen hängt unter anderem von der Strömungsgeschwindigkeit, Tiefe oder Größe der transportierten Sandkörner ab. Das Ergebnis dieser Pendelbewegungen sind Rippelmarken mit einem symmetrischen Querschnitt und abgerundeten Dünenkamm (Abb. 15).

Abb. 15. Rippelmarken auf dem Boden eines gegenwärtigen Sees (links) und deutlich erhaltene Formen auf der Oberfläche einer Sandbank (Abdruck).

 

Solche Formen können auf den Oberflächen von Sandsteinplatten in den Steinbrüchen auf dem Kopka beobachtet werden. Bei asymmetrischen Formen entspricht die Neigung der Sandschichten der Richtung ihrer Pendelbewegung auf dem Boden, was auch die Richtung der Meeresströmung beweist. Bei Seestürmen gelang viel mehr Ablagerungsmaterial ins Meer, das dank sämiger Konsistenz die entfernten Meeresstellen erreichte und sich dort dann auf dem Boden ablagerte. Grobkörniger Sand, Kieselsteine oder große Muscheln waren jedoch zu schwer und konnten durch die Strömung nicht mitgenommen und fortbewegt werden. So wurden Lehm und Schlamm, oft mit enthaltenem Kalziumkarbonat - heutige Schluffe und Tonsteine - weiter von der Küstenlinie abgelagert. Infolge der fortschreitenden Ablagerung von Sedimenten in den Küstenbereich ist die Küstenlinie seewärtig zurückgewichen und dementsprechend erweiterte sich die Landmasse (sog. Regression) Zur gleichen Zeit, als das gesamte Gebiet infolge der tektonischen Bewegungen senkte, kam es wieder zur Flutung der Landmasse, also zur Transgression. Infolge dieser Prozesse änderte die Küstenlinie des Kreidemeeres in den Sudeten mehrmals ihre Reichweite. Die Vorkommnisse der lokalen Verflachung und Vertiefung des Seebeckens werden durch Sandsteinschichten, die abwechselnd mit feinkörnigen Sedimenten (Schluffe, Tonsteine) auftreten, bewiesen. Das Kreidemeer hat sich vor etwa 85 Millionen Jahren endgültig aus dem Sudetengebiet zurückgezogen. Es ist darauf hinzuweisen, dass das gegenwärtige Vorkommen von Kreidegesteinen im Sudetengebiet wahrscheinlich ein Fragment der ursprünglichen noch umfangreicheren Sedimentendecke sei.

 

Das Leben auf dem Meeresboden

 

Abb. 18. Die Abbildung von Fossilien der Calianassa antiqua gefunden in den Kreidegesteinen in Sachsen, veröffentlicht von Geinitz (1871-1875). Ähnliche Fossilien aus dem nordsudetischen Synklinorium wurden durch Scupin (1930) veröffentlicht.

 

GEO-Ausflug durch die Gegend bei Czaple

 

Abb. 19. Landkarte der Umgebung von Czaple. Die Reiseziele sind mit Nummern markiert: 1 - "Oczko" Steinbruch, 2 - Steinbruch, 3 - östlicher Gipfel von Kopka und zusätzliche im Reiseführer beschriebene Reiseziele (Kapitel "Sehenswertes“): 4 - Basaltsteinbruch, 5 - Cygańskie Skały. Erläuterungen zu Buchstabensymbolen: K - Steinbruch, Ż - Kiesgrube. Die vorgeschlagene Ausflugsstrecke von Kamienny Skwerek in Czaple zu den Geotopen bei Kopka ist mit einer roten, gepunkteten Linie markiert. Rote Punkte stehen für Orte, wo die Tafeln platziert wurden.

 

Viele interessante Geo-Phänomene können auch außerhalb der Steinbrüche an den Oberflächen der Sandsteinblöcke und -platten um den Steinbruch herum betrachtet werden. An den Blöcken und Platten sind u.a. zahlreiche Spurenfossilien aus der Ophiomorpha-Gruppe (Abb. 17) und Thallassinoides, sowie wenige Abdrücke von dickschaligen Muscheln zu finden. Es ist erwähnenswert, dass einige der Platten nicht aus Steinbrüchen auf dem Kopka stammen - sie wurden aus den Steinbrüchen in Żeliszów gebracht. An den aus dem Sandstein des Gebiets bei Skorzynice geschnittenen Platten findet der aufmerksame Beobachter die schönen Fossilien der Nerinea bicincta-Schnecken (Scupin 1913, Abb. 24).

 

Abb. 24. Fossilien: Nerinea bicincta-Schnecken in oberen Sandsteinen aus Żeliszów.

 

An einigen der bearbeiteten Sandsteinschichtungen, besonders im nördlichen Teil des Kopka, gibt es Oberflächen, die mit symmetrischen Wellenrippelmarken bedeckt sind (Abb. 15). Von dort in nördlicher Richtung finden wir auch leicht glatte Gesteinsoberflächen mit rekristallisiertem Silicatenanteil (Spiegelharnisch) mit sog. Längs- und Querbrüchen (Abb. 25A). In den Sandsteinen kommen auch zahlreiche, schmale Verformungsstrukturen vor, die in der Literatur als Kataklasezonen bezeichnet werden (Abb. 25B). Ihre Form ähnelt den geraden oder gebogenen, hellen, bis zu 1 cm dicken Streifen, die die Sandsteine meist im spitzen oder fast rechten Winkel durchqueren. Innerhalb der Kataklasezonen kommen stark rissige, zerkleinerte und geriebene - meist sekundär silikonisierte - Quarzkörner (Kataklasite) vor. Diese Strukturen zeugen von den gegenseitigen Verschiebungen der Gesteinsmassen, wodurch intensive, meist spröde Verformungen der Gesteinskörner sowie die Umkristallisation von den aus der Lösung von Quarzkörnern stammenden Silicaten auftreten. Die Lösung nicht wegen erhöhten Temperatur, sondern aufgrund des hohen Reibungsdrucks. Einige Strukturen „shear bands“ wurden in der nicht konsolidierten oder wenig konsolidierten Ablagerung gebildet (Solecki, 1988). Dank der Ausrichtung und Geometrie dieser Strukturen lässt sich die Richtung der Bewegungsspur an einer Verwerfungsfläche feststellen. Das Vorhandensein der vorgenannten Strukturen deutet auf die Verwerfung in

Jerzmanice (Abb. 26) hin, die die nördlichen Abhänge von Kopka durchqueren. Bei der Verwerfungszone bei Czaple liegen Gesteine der Kreide und des Perms nebeneinander, so dass die relative Verschiebung (Abschiebung) an der Verwerfung signifikant sein musste und wahrscheinlich einige hundert Meter betrug (Solecki, 2011). Es ist auch wahrscheinlich, dass die Bewegungen in fast horizontaler Ebene in der Jerzmanice-Verwerfung erfolgten (Verschiebung; siehe Wojewoda 2003).

 

Abb. 25. Glatte Oberfläche des Spiegelharnisches am Sandsteinblock (A) mit Gleitrissen und tektonische Querbrüchen bedeckt. Dank der Ausrichtung und Geometrie dieser Strukturen lässt sich die Richtung der Bewegungsspur an einer Verwerfungsfläche feststellen (weiße Pfeile). Kataklasezonen in Form von hellen Streifen, die sich im fast rechtem Winkel durchqueren. Innerhalb der Kataklasezonen kommen stark rissige, zerkleinerte und geriebene - meist sekundär silikonisierte - Quarzkörner (Kataklasite) vor.

 

Abb. 26. Geologischer Querschnitt auf der SW-NE-Linie (siehe Abb. 11) durch den nördlichen Teil des Leszczyna-Halbgrabens bei Czaple.

 

Die Nordhänge von Kopka bieten attraktive Ansichten - von hier aus kann das Panorama der Schlesisch-Lausitzer Tiefebene bewundert werden. Im Vordergrund sehen wir den Gipfel vom Grodziec [Gröditzberg] (389 m. ü. d. M.) über den Dörfern Nowa Wieś Grodziska und Grodziec (Abb. 27).

 

Abb. 27. Blick von den Nordhängen von Kopka auf den Gipfel vom Grodziec [Gröditzberg] (389 m ü. d. M.) und das Wohngebiet von Nowa Wieś Grodziska (im Vordergrund) und Grodziec (am Fuße des Hügels).

 

Sehenswertes!

Basaltsteinbruch an den Nordhängen von Kopka GPS-Koordinaten: 51° 08' 44.54" N, 15° 45' 32.32" E

 

Etwa 600 m nordöstlich des Kopka-Gipfels wurden in dem kleinen, derzeit inaktiven und teilweise überfluteten Steinbruch magmatische Vulkanite aus der Basaltgruppe abgebaut. Diese Gesteine stammen aus dem Neogen (Miozän; Milewicz i Jerzmański, 1959) Die im Steinbruch auftretende Basalte sind dunkelgrau oder schwarz mit einer aphanitischen Struktur und einer regellosen Textur. Aphanitisch nennt man das Gefüge eines Gesteins, dessen Einzelbestandteile so feinkörnig sind, dass sie mit dem bloßen Auge nicht voneinander zu unterscheiden sind. Dies ist darauf zurückzuführen, dass das Basaltmagma zu schnell an die Erdoberfläche austrat, so dass die Mineralien in Form von großen Kristallen nicht kristallisieren konnten. Die Basaltbestandteile sind unter dem Mikroskop zu sehen - das sind überwiegend Mineralien der Pyroxengruppe, Olivingruppe, Calcium-Plagioklasen sowie Erzmineralien. Die Basaltader liegt südlich der Jerzmanice-Verwerfung, mit der sie eng verbunden ist- Basaltmagma drang durch Brüche und Risse in dieser Verwerfung durch - es gibt etwa 5 ähnliche Basaltvorkommen zwischen Czaple und Złotoryja [Goldberg].

An den Basaltvorkommen an den Nordhängen von Kopka können wir interessante Phänomene im Zusammenhang mit der Magma-Abkühlung erkennen - das ist sog. säulenförmige Klüftung mit regulären vier-, fünf- oder sechseckige Abschnitte mit einem Durchmesser von bis zu 40 cm im Querschnitt. Diese Struktur ist charakteristisch für magmatische Vulkanite und subvulkanische Gesteine. Sie entstehen durch Abkühlung von Lava beim Austritt an die Erdoberfläche oder noch kurz vor der Erdoberfläche. Die Orientierung von längeren Säulenachsen ist in der Regel senkrecht zur Oberfläche, ab der die Erstarrung der Gesteinschmelze erfolgt (Mallet, 1875). Bei Lavaströmen, deren Abkühlung aus zwei Richtungen (von der Oberfläche und vom Boden) erfolgt, sind die Achsen der Säulen gewöhnlich vertikal orientiert. In den mittleren Teilen der vertikalen vulkanischen Adern (der Fall bei der Freilegung in Czaple), die sowohl von oben als auch seitens der Wände des Vulkanschlots abgekühlt werden, können Basaltsäulen eine fächerförmige oder konzentrische Struktur annehmen. Im Steinbruch in Czaple sind die Säulen normalerweise vertikal und in den Randbereichen - fast horizontal ausgerichtet (Abb. 28). Daraus lässt sich schließen, dass der mittlere Teil des Steinbruchs in der Vergangenheit den zentralen Teil der Volkanschlote bildete.

 

Abb. 28. Querschnitt durch Basaltsäulen, die im Steinbruch an den Nordhängen von Kopka freigelegt wurden.

 

Im Gebiet des Bober-Katzbach-Vorgebirges gibt es zahlreiche Vorkommen von Basaltgesteinen, die meistens die sog. "Necken“ (Englisch neck), d.h. getrennte Teile der Vulkanschlote. Basalt ist härter und widerstandsfähiger gegen zerstörerische Prozesse als andere umgebende Gesteine, daher bilden die Basaltgesteine oft isolierte Hügel an der Erdoberfläche. Zu den bekanntesten vulkanischen Necken im Gebiet des Bober-Katzbach-Vorgebirges gehören Ostrzyca (501 m ü. d. M.), Grodziec [Gröditzberg] (389 m ü. d. M.) und Wilcza Góra [Wolfsberg] (373 m ü. d. M.) bei Złotoryja [Goldberg]. Der Begriff "erloschener Vulkan", der oft in Reiseführern oder Touristenkarten zu finden ist, ist daher falsch, insbesondere im Hinblick auf die Genese dieser Formen. Der Vulkanschlot in Czaple wurde durch mehrere Millionen Jahre dauernde Erosion und Verwitterung vollständig zerstört und heutzutage gibt es keine Spur an der Erdoberfläche mehr - seine Überreste wurden erst im Rahmen des Steinabbaus freigelegt.

 

Cygańskie Skały [Zigeunerfelsen]

GPS-Koordinaten: 51° 07' 31.49" N, 15° 44' 30.31" E

 

Der nächste Geotop befindet sich ca. 2 km südwestlich vom Kopka-Gipfel und kann auf dem Rückweg von Czaple nach Złotoryja [Goldberg] oder Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien] besichtigt werden. Dieser Geotop liegt auf der östlichen Seite der Straße zwischen den Weilern Choiniec und Jasionek in Czaple, wo Quarzsandsteine der Oberkreide des zentralen Turoniums (mittlere Kluftsandsteine) freigelegt sind. Diese Sandsteine im Goldberger Forst, nördlich von Choiniec, bilden einen Streifen von Aufschlüssen mit der Richtung von WNW nach ESE und einer Länge von etwa 2,5 km. Sie wurden in mehreren kleineren Steinbrüchen gefördert. Auf den Aufschlüssen wurden bis zu 2,5 m hohe Gesteinsformationen, nämlich Cygańskie Skały [Zigeunerfelsen] gebildet. Diese Sandsteine weisen eine leichte bis zu 10º Neigung nach Norden und Nordosten auf. Der Baustoff der Sandsteinschichtungen enthält zerstreute Kieskörner bis zu einer Dicke von über 4 cm. Die sedimentären Strukturen in Sandsteinen sind deutlich sichtbar - das sind überwiegend flache diagonale Schichtungen, die infolge der Migration von Rippelmarken und Sandwellen entstanden. Im oberen Teil die freigelegten Gesteine sind Spurenfossilien der Ophiomorpha-Gruppe zu sehen. Der örtliche Sandstein weist keine sedimentären Strukturen auf - das Sandsteinschichtung bildende Sediment wird stark bioturbiert - seine ursprüngliche Struktur ist infolge der Lebensaktivität der am Meeresgrund vorkommenden Lebewesen fast vollständig gestört. Sandsteine werden nach oben transportiert und in feinkörnige Sedimente - Kalkschluffe (Mergel) und Kalksteine verwandelt, auf denen das Dorf Czaple gegründet wurde.

Die Freilegung von Sandsteinen in der Nähe von Cygańskie Skały ist nicht so spektakulär - einzelne Felsen haben eine Höhe von bis zu 2,5 m (Abb. 29). Hervorzuheben ist schließlich auch die Form ihres Vorkommens. Die Felsen kommen auf der Südseite des Rückens in Form von kleinen Basteien vor. Diese Formen liegen auf der asymmetrischen, morphologischen Schwelle, deren Entstehung auf die Erosion und Verwitterung zurückzuführen ist. Diese Prozesse haben zur Freilegung der Sandsteine beigebracht, die witterungsbeständiger als die unteren und oberen feinkörnigen Gesteine (Kalkschluffe; Abb. 14) sind.

 

Abb. 29. Cygańskie Skały [Zigeunerfelsen]

 

Aufgrund der nördlichen Neigung von Sandsteinen ist die Schwelle asymmetrisch - ihr Nordhang ist leicht geneigt, während sich die Felsenformen auf dem Südhang bildeten. Allerdings sind die Prozesse der Felsenformung genauso interessant. Der größte Anteil an der Entstehung solcher Formen hatte der Wasserdurchfluss (Entwässerung) entlang der vertikalen Kluftflächen und die sog. Suffosion - ein geologisches und hydrodynamisches Phänomen, bei dem die feinen Körner (Mineralpartikeln) von der Strömungskraft des Grundwassers aus dem Boden gelöst. Die gelösten Bodenteilchen werden durch die vorhandenen Porenräume, Spalten usw. transportiert. Bei den Basteien der Cyganskie Skały [Ziegeunerfelsen] waren dies die Grenzflächen der Schichtungen, die diagonalen Schichten und undurchlässige Kataklasezonen, die mit den nahe gelegenen Verformungen eng verbunden sind. Durch die konzentrierte Wasserströmung bildeten sich deutliche Nischen, die dem Gestein die Form einer asymmetrischen Bastei oder eines kleinen Felsenpilzes verleihen. Der obere Teil der Bastei ist in der Regel ein massiver, bioturbierter Sandstein mit einer kleinen (wie für Sandsteine) Porosität (ca. 15%). Die stärker verwitterten Parteien, d. h. die Nischen-Stellen, bilden diagonal geschichtete Sandsteine oder Konglomerate mit viel größerer Porosität

sogar bis zu 50%. Ergebnis dieser Prozesse führt dazu, dass das Regen- oder Schneewasser durch den Felsraum durchsickert und durch den Porenraum im Gestein, das derzeit den Unterbau der Bastei oder des Felsenpilzes bildet, hervor rinnt (Wojewoda und andere,2011). Dieser Prozess ist zyklisch und führt zur Entstehung malerischer Felsformationen. Ähnliche, aber spektakulärere Formen (Basteien und Felsenpilze) entstanden bei Jerzmanice-Zdrój (Krucze Skały) innerhalb der Sandsteine aus dem Turonium, die auch zur Sandsteinsubformationen aus Chmielno zählen.

Wrocław, den 2.11.2017

Blatt Pilgramsdorf/Pielgrzymka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

Mroczkowski, J. (1972). Sedymentacja pstrego piaskowca w niecce północnosudeckiej. Acta Geologica Polonica, 22, 2, 351-377.

Raczyński, P. (1997). Warunki sedymentacji osadów cechsztynu w niecce północnosudeckiej. Przegląd Geologiczny, 45, 7: 693-699

Scupin, H. (1913). Die Löwenberger Kreide und ihre Fauna. Palaeontographica - Palaeontographica – Supplement (E. Schweizerbart), 6, 1–275. Stuttgart

Seilacher, A. (2007). Trace Fossil Analysis (Berlin Heidelberg: Springer-Verlag).

Solecki, A.T. (1988). Komplementarne strefy kataklazy w piaskowcach synklinorium pólnocnosudeckiego. Przegląd Geologiczny, 10, 577-581.

Solecki, A.T. (2011). Rozwój strukturalny epiwaryscyjskiej struktury platformowej w obszarze synklinorium północnosudeckiego. [in:] Mezozoik i Kenozoik Dolnego Śląska. Przewodnik LXXXI Zjazdu Polskiego Towarzystwo Geologicznego, 19–36.

Staffa, M., Mazurski, K., Pisarski, G., Czerwiński, J. (2002). Słownik geografii turystycznej Sudetów: Pogórze Kaczawskie. I-BIS, Wrocław.

Śliwiński, W., Raczyński, P., and Wojewoda, J. (2003). Sedymentacja utworów epiwaryscyjskiej pokrywy osadowej w basenie północnosudeckim. [in:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu, 1–8.

Teisseyre, H. (1957). Budowa Geologiczna Sudetów Zachodnich. [in:] M. Ksiązkiewicz (red.) – Regionalna Gelogia Polski, tom III, Sudety, s. 178-281. Polskie Towarzystwo Geologiczne.

Williger, G. (1882). Die Löwenberger Kreidemulde, mit besonderer Berücksichtigung ihrer Fortsetzung in der preussischen Ober-Lausitz. Jahrbuch Der Könglich Preussischen Geologischen Landesanstalt Und Bergakademie, 2, 55–124. Berlin.

Wojewoda, J. (1986). Fault scarp induced shelf sand bodies in Upper Cretaceous of Intrasudetic Basin. [in:] 7th IAS Regional Meeting. Kraków, Polish Academy of Sciences, Ossolineum, 31–52. Wojewoda J. (1997). Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the Intrasudetic Basin and Nysa Trough, Sudety Mts. [in:] Quellen: Zapis w Osadach, 1, 81–96.

Wojewoda, J. (2003). Piaskowce ciosowe kredy i uskok Jerzmanic. [in:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu. Przewodnik do wycieczek, 13-15.

Wojewoda, J., Mastalerz, K. (1989). Ewolucja klimatu oraz allocykliczność i autocykliczność sedymentacji na przykładzie osadów kontynentalnych górnego karbonu i permu w Sudetach. Przegląd Geologiczny, 432, 173–180.

Wojewoda, J., Białek, D., Bucha, M., Głuszyński, A., Gotowała, R., Krawczewski, J., Schutty,

B. (2011). Geologia Parku Narodowego Gór Stołowych – wybrane zagadnienia. Geoekologiczne Warunki Środowiska Przyrodniczego Parku Narodowego Gór Stołowych, 53–96. WIND, Wrocław.

(Abb. 7B).

Atrakcje geoturystyczne okolic

Czapli (gmina Pielgrzymka)

Przewodnik geologiczny

 

Aleksander Kowalski

Instytut Nauk Geologicznych

Uniwersytet Wrocławski

 

W czasach narastającego zainteresowania naukami przyrodniczymi i powiązanymi z nimi gałęziami turystyki, bardzo istotne jest propagowanie wiedzy i podkreślanie potrzeby ochrony miejsc o wyjątkowych walorach turystycznych. W ostatnich latach obserwujemy coraz większe zainteresowanie tzw. geoturystyką, której głównym celem jest zwiedzanie i poznawanie obiektów przyrody nieożywionej. Przedrostek „geo” odnosi się tak do geologii, geomorfologii, jak i naturalnych cech krajobrazu, na które wpływają procesy kształtujące naszą planetę. Miejsca, w których możemy zobaczyć świadectwo działalności tych procesów nazywamy geostanowiskami. Ponadto, miejscami powiązanymi ściśle z geoturystyką, są obiekty związane z działalnością człowieka, takie jak kopalnie, hałdy czy obiekty architektoniczne. W celu ochrony stanowisk o wybitnych walorach geoturystycznych, pod koniec XX wieku, powstała sieć tzw. geoparków. W okolicach Czapli – niewielkiej miejscowości pomiędzy Złotoryją a Lwówkiem Śląskim – znajdziemy wiele interesujących geostanowisk, a także obiektów związanych z ekploatacją i obróbką kamienia, wydobywanego tu od czasów średniowiecznych. Celem niniejszego przewodnika jest przybliżenie georóżnorodności okolic „Wioski piasku i kamienia”, a także zaprezentowanie atrakcji geoturystycznych, które można zwiedzić w jej pobliżu. Mamy nadzieję, że niniejszy przewodnik będzie dopiero początkiem poznawania niezwykłej historii, którą zapisały w sobie skały i krajobrazy okolic Czapli.

 

Czaple - "Wioska Piasku i Kamienia"

Czaple to malownicza, atrakcyjna turystycznie miejscowość na Dolnym Śląsku, położona na wysokości 250-270 m n.p.m. w powiecie złotoryjskim, w gminie Pielgrzymka, pomiędzy Złotoryją a Lwówkiem Śląskim. Zabudowania wsi, obejmujące również kilka mniejszych przysiółków (Bedlno, Ciemniak, Choiniec, Jasionek), rozsiane są wśród zalesionych wzniesień północnej części Wzgórz Płakowickich – regionu geograficznego na Pogórzu Kaczawskim w Sudetach Zachodnich (Fig. 1). Bezpośrednio nad miejscowością, na północnym wschodzie góruje Kopka – kopulaste wzgórze o wysokości 343 m n.p.m., nazywane „młodszym bratem Grodźca”. Na południu, w okolicach przysiółka Choiniec, idąc od zachodu, wznoszą się zalesione kulminacje Strażnika, Wójcika Wielkiego z wieżą obserwacyjną na szczycie, a także wierzchołki Wójcika Małego i Długotki. Okolice Czapli są bardzo atrakcyjne widokowo – ze wzgórz otaczających miejscowość roztaczają się rozległe panoramy obejmujące Pogórze Kaczawskie z najwyższą Ostrzycą (501 m n.p.m.), a także Grodźcem (389 m n.p.m.) i Wilczą Górą (363 m n.p.m.). Przy dobrej widoczności, na południu dostrzeżemy stąd również łagodnie zarysowane wzniesienia Gór Kaczawskich, a także masywny wał Karkonoszy przechodzący ku zachodowi w pasmo Gór Izerskich.

 

Fig. 1. Mapa lokalizacyjna miejscowości Czaple w gminie Pielgrzymka

Najstarsze zapiski o małej osadzie Hokenow (dzisiejsze Czaple), położonej na terenie tzw. Złotoryjskiego Lasu, należącego do miasta Złotoryja, pochodzą z XIV w. Wówczas była to niewielka miejscowość z kilkunastoma zabudowaniami rozsianymi wśród gęstych lasów. To właśnie z uwagi na leśny charakter okolic miejscowości, rolnictwo rozwijało się tu słabo. Z kronikarskich zapisków wiadomo jednak, że życie mieszkańców Czapli od początku istnienia miejscowości łączyło się z przemysłem kamieniarskim. Już w średniowieczu Czaple były związane z pobliskim zamkiem w Grodźcu, do którego dostarczano materiał budowlany. Z XVIII wieku pochodzą informacje o zwiększonym wydobyciu piaskowca na górze Kopka, gdzie funkcjonowały dwa duże kamieniołomy. Z piaskowca wykonywano elementy dekoracyjne, służył również jako budulec dla większości domostw. Już wtedy w miejscowości funkcjonował folwark zarządcy ziemskiego, kuźnia, gorzelnia i młyn, a pod koniec XVIII stulecia wybudowano tu pierwszą szkołę ewangelicką. W 1833 roku, również z miejscowego kamienia, na terenie przysiółka Jasionek wzniesiono niewielki kościół.

Fig. 2. Czaple (niem. Hockenau) – pocztówka z 1934 r. (źródło: www.dolny-slask.org.pl). W tle Kopka (343 m n.p.m., zdjęcie u góry karty pocztowej).

Po 1896 r. kiedy obok miejscowości przeprowadzono linię kolejową z Lwówka Śląskiego, a w 1906 r. z Bolesławca, Czaple przeżywały swój rozkwit i stały się sporą wsią ze szkołą, trzema gospodami i wiatrakiem (Fig. 2). Większość mieszkańców Czapli związana była wtedy z przemysłem kamieniarskim i obróbką piaskowca, z którego wykonywano rzeźby i elementy dekoracyjne. W 1970 r. linię kolejową do Bolesławca zlikwidowano, co doprowadziło do znacznej redukcji wydobycia surowca skalnego. Dzisiaj w Czaplach, na spłaszczonym wierzchołku Kopki (Fig. 3) okresowo funkcjonuje kilka małych kamieniołomów oraz dwie żwirownie w przysiółku Jasionek.

Poza swoją ciekawą historią związaną z działalnością człowieka, Czaple skrywają inną, być może znacznie bardziej interesującą opowieść o przeszłości sięgającej nie tysięcy, a milionów lat.

 

Fig. 3. Trójwymiarowy, numeryczny model góry Kopka (343,8 m n.p.m.). Na modelu zaznaczono punkty opisane w dalszej części przewodnika. Na wierzchołku widoczne liczne wyrobiska kamieniołomów piaskowca.

W świecie skał i minerałów

 

Fragment pozornie trudnej, ale za to fascynującej historii zapisanej w minerałach i skałach możemy poznać podczas krótkiego spaceru wokół Czapli. Zanim jednak wybierzemy się na Kopkę czy na Cygańskie Skały, warto dowiedzieć się, jak tą historię rozszyfrować…

Minerały to najmniejsze składniki budujące skorupę ziemską - związki chemiczne, rzadziej pierwiastki rodzime takie jak złoto, miedź czy siarka - które powstają w naturalnych procesach geologicznych zachodzących nieustannie na naszej planecie, tak na powierzchni, jak i pod nią. Obecnie znanych i opisanych jest około 5000 minerałów. W trakcie górskich wędrówek gołym okiem dostrzeżemy ich zaledwie kilkanaście. Najpospoliciej występującym minerałem, również w okolicach Czapli, jest kwarc (Fig. 4).

 

Fig. 4. Przezroczysty kryształ kwarcu (krzyształ górski) pochodzący z okolic Strzelina (Jegłowa) w Sudetach. (A). Obtoczone ziarna kwarcu budujące piaskowiec średnioziarnisty. Widok skały pod mikroskopem (B).

Minerały występują na powierzchni ziemi najczęściej w postaci krystalicznej i cechują się określonymi właściwościami fizycznymi, z których najważniejsze to m.in. barwa, przezroczystość, połysk, łupliwość, twardość i ciężar właściwy. Ze względu na wymienione wyżej cechy, minerały możemy rozpoznawać już w warunkach terenowych, gołym okiem, lub z użyciem prostych narzędzi takich jak lupa, młotek czy ostrze noża, którym zarysujemy minerał określając przy tym jego względną twardość. Minerały są podstawowymi składnikami skał, które w zaleźności od sposobu powstania zaliczamy do trzech głównych grup – skał magmowych, osadowych i metamorficznych.

Pierwszą grupą są skały magmowe, które są wynikiem działalności procesów wewnętrznych (endogenicznych) zachodzących w głębi skorupy ziemskiej. Skały te zbudowane są z minerałów powstałych w czasie krzepnięcia magmy (pod powierzchnią ziemi) lub lawy (na powierzchni ziemi) i dzielą się odpowiednio na skały głębinowe (np. granit; Fig. 5A) oraz wylewne (np. bazalt; Fig. 5B).

 

Fig. 5. Kamieniołom granitu w Paszowicach k/Jawora (A) i bazaltu na Wilczej Górze k/Złotoryi (B); Dolny Śląsk.

Kolejną grupą skał są osady i skały osadowe, które przeważają w powierzchniowej warstwie naszej planety. Powstają one w wyniku procesów fizycznych, chemicznych i/lub biologicznych na powierzchni lub w bliskim sąsiedztwie powierzchni ziemi. Wietrzenie i erozja starszych skał (magmowych, metamorficznych lub osadowych) oraz transport osadów prowadzi do jego gromadzenia na obszarach w sposób naturalny do tego predysponowanych. Takie obniżone obszary nazywamy basenami sedymentacyjnymi.

Fig. 6. Przykłady skał osadowych: zlepieniec (A) i drobnoziarnisty piaskowiec/ mułowiec (B).

 

Transport i depozycja (osadzanie) materiału osadowego w basenie sedymentacyjnym może następować w następstwie procesów fizycznych, jak np. przepływ wody (prąd), czy ruch powietrza (wiatr). Osadzanie może również nastąpić wskutek procesów chemicznych, jak np. wytrącanie substancji z roztworów (sól morska, gips) lub biologicznych, jak np. wzrost i obumieranie organizmów morskich (wapienie), czy roślin (torfy, węgle). Przy spełnieniu określonych warunków, takich jak np. tzw. diageneza osadu (obejmująca m.in. lityfikację), a także pogrzebaniu go na określoną głębokość, luźny osad może przekształcić się w zwięzłą skałę. Przykładem są zlepieńce i piaskowce, czyli skały powstałe odpowiednio w wyniku diagenezy luźnego żwiru i piasku (Fig. 6A) lub mułowce, które utworzyły się w wyniku diagenezy mułu (Fig. 6B).

Skały metamorficzne to trzecia grupa skał, która powstaje w wyniku przeobrażenia dwóch wymienionych wyżej grup skał (osadowych lub magmowych). Metamorfizm skał zachodzi w wyniku podwyższonego ciśnienia lub/i temperatury, które prowadzą do przebudowy struktury i zmiany składu chemicznego minerałów budujących skałę. Przykładami skał metamorficznych są marmury, które powstały w wyniku przeobrażenia wapieni (Fig. 7A) lub łupki, które powstały wskutek metamorfizmu skał drobnoziarnistych skał osadowych, takich jak mułowce czy iłowce (Fig. 7B).

 

Fig. 7. Przykłady skał metamorficznych: marmur (A) i łupek serycytowy (B).

Wędrując po Pogórzu Kaczawskim spotykamy na swojej drodze różne skały i minerały. Wszystkie one przeszły przez etapy lub zdarzenia, które na trwałe zostały w nich zapisane i umiejętnie odczytane wiele mówią geologicznej historii tego regionu. Jej rozszyfrowanie przynosiło i nadal przynosi geologom wiele satysfakcji, ale ma również istotny wpływ na dzisiejszy rozwój gospodarczy wielu miejscowości, czy obszarów. Bogactwa naturalne tej części Dolnego Śląska znane są człowiekowi od najdawniejszych czasów. Kamień służył jako surowiec do wyrobu pierwszych narzędzi, ale przede wszystkim jako budulec dla domostw, budowli obronnych, kościołów. Do dzisiaj zachowały się ślady kamieniołomów, w których eksploatowano kamień na potrzeby małych, lokalnych społeczności. Poczynając od średniowiecza, na obszarze Gór i Pogórza Kaczawskiego istniało kilkadziesiąt niewielkich kopalń głębinowych eksploatujących rudy metali. Przed odkryciem złóż miedzi w okolicach Lubina i Polkowic, w latach 50. XX wieku, 20% rocznego zapotrzebowania na na miedź w Polsce zaspokajała eksploatacje tego surowca w okolicach Złotoryi (kopalnie w Leszczynie i Nowym Kościele), a także Grodźca (kopalnia Konrad) zaspokajała 20% rocznego zapotrzebowania na ten surowiec w Polsce. Do dzisiaj na obszarze Pogórza i Gór Kaczawskich eksploatowane są złoża surowców skalnych, głównie na potrzeby przemysłu budowlanego. Jednym z takich złóż jest złoże piaskowców Nowa Wieś Grodziska II znajdujące się na górze Kopka.

Zarys budowy geologicznej okolic Czapli

 

Od początków rozwoju geologii – dziedziny wiedzy odtwarzającej historię naszej planety – geolodzy wydzielali obszary zbudowane z charakterystycznych zespołów skał o konkretnym pochodzeniu i wieku. Są to tzw. jednostki geologiczne. Sudety – pasmo górskie o wyjątkowo skomplikowanej budowie geologicznej, określanej często mianem „mozaikowej”, zostały podzielone na szereg takich jednostek, które dzielono często na mniejsze podjednostki. Zabudowania Czapli znajdują się w obrębie jednej z takich jednostek określanej jako synklinorium północnosudeckie (Fig. 8). Synklinorium północnosudeckie powstało w obrębie skał metamorficznych zaliczanych do tzw. struktury kaczawskiej (metamorfiku kaczawskiego). Znajduje się w północnej części tzw. bloku sudeckiego, czyli wyniesionego fragmentu skorupy ziemskiej, który od północy, poprzez uskok sudecki brzeżny (SMF na Fig. 8), graniczy z obniżonym blokiem przedsudeckim.

 

Fig. 8. Położenie gminy Pielgrzymka (czerwona, przerywana linia) na tle budowy geologicznej pogranicza północnej części Pogórza Kaczawskiego i Niziny Śląsko Łużyckiej (por. Fig. 1). Objaśnienia: NSS – synklinorium północnosudeckie; LSG – półrów Leszczyny; GS - synklina Grodźca; KMC – metamorfik kaczawski; JF – uskok Jerzmanic; LSF – uskok Świerzawy-Lwówka; SMF – uskok sudecki brzeżny. Podkład – NMT SRTM 90x90 m. Mapa geologiczna na podstawie opracowań kartograficznych (na podstawie: Kłos, 1971; Marszałek, Zaczek, 1971; Cymerman, 2004).

 

Utwory budujące metamorfik kaczawski to skały osadowe i magmowe, przeobrażone w warunkach wysokich ciśnień i temperatur (tzw. facja zieleńcowa, temperatura 250-450 C i ciśnienie 2-8 kb). Nazwa tej facji pochodzi od ciemnozielonej barwy skał, określanych tradycyjnie jako zieleńce. Utwory występujące na obszarze struktury kaczawskiej powstawały w basenie sedymentacyjnym, który istniał tu w erze paleozoicznej od wczesnego kambru do wczesnego karbonu (przedział wiekowy 540-340 Ma – por. Fig. 9). Pierwotnie były to przede wszystkim morskie skały osadowe, takie jak mułowce, iłowce, piaskowce i wapienie, a także skały stanowiące produkty podmorskiego wulkanizmu i plutonizmu: bazalty (lawy poduszkowe) i tufy bazaltowe, riolity, riodacyty, doleryty i gabra. Podczas tzw. orogenezy waryscyjskiej (ok. 360-325 Ma) skały osadowe i magmowe uległy regionalnym procesom fałdowania i metamorfizmu. Z utworów osadowych powstały wówczas skały metamorficzne: fyllity, łupki serycytowe, chlorytowe i grafitowe, metalidyty, a także marmury, a ze skał magmowych metabazalty (nazywane tradycyjnie zieleńcami), metariolity i metariodacyty (dawniej keratofiry) i metagabra (diabazy). Wymienione skały metamorficzne tworzą tzw. dolne piętro kaczawskie (Teisseyre, 1957). Synklinorium północnosudeckie budują skały osadowe i wulkaniczne wieku permskiego, triasowego i kredowego, które wraz z utworami późnego karbonu (Fig. 9) stanowią tzw. górne (niezmetamorfizowane) piętro kaczawskie (Teisseyre, 1957). Są to kopalne osady, zarówno lądowe jak i morskie, a także produkty permskiego wulkanizmu, które wypełniały tzw. basen północnosudecki na różnych etapach jego rozwoju (Śliwiński i in., 2003).

Fig. 9. Uproszczona skala czasu geologicznego (fanerozoik). Poniżej zaznaczono okresy tworzenia się osadów i skał synklinorium północnosudeckiego oraz skał struktury kaczawskiej.

Synklinorium północnosudeckie to jednostka geologiczna, która powstała przez sfałdowanie i przecięcie uskokami wypełnienia osadowo-wulkanicznego tego basenu. W kolejnych etapach rozwoju geologicznego tej części Sudetów, skały osadowe i wulkaniczne poddawane były procesom wietrzenia i erozji, uwarunkowanych również procesami tektonicznymi – blokowym obniżaniem i wypiętrzaniem poszczególnych elementów tej swoistej mozaiki skał. Poszczególne bloki przemieszczały się względem siebie wzdłuż uskoków zrzutowych-normalnych (Fig. 10) tworząc zręby (podniesione fragmenty skorupy ziemskiej) i rowy tektoniczne (fragmenty obniżone). Schemat tworzenia się rowów i zrębów tektonicznych przedstawia Fig. 10.

 

Fig. 10. Blokdiagram ilustrujący powstanie zrębów tektonicznych i rowu tektonicznego na skutek przemieszczeń mas skalnych wzdłuż uskoków normalnych (A). Poniżej przedstawiono główne typy uskoków występujące w skorupie ziemskiej.

Cofnijmy się w czasie do późnego karbonu (ok. 320-300 milionów lat temu), tak aby dokładnie prześledzić rozwój struktury geologicznej synklinorium północnosudeckiego. Przy okazji dowiemy się jakie procesy geologiczne zachodziły na obszarze Sudetów od tego czasu do dzisiaj. Skały metamorficzne struktury kaczawskiej zostały wówczas wypiętrzone i znalazły się na powierzchni ziemi – proces ten nazywany jest czasami przez geologów ekshumacją. Obszar kaczawski został rozdzielony na szereg wąskich bloków i rowów tektonicznych ograniczonych uskokami. Prawdopodobnie w okolicach dzisiejszej Świerzawy utworzyło się wtedy śródgórskie zapadlisko o charakterze rowu tektonicznego (Solecki, 2011; Wojewoda i Mastalerz, 1989).

Zapadlisko było wypełniane grubookruchowymi osadami stożków napływowych tworzących się na przedpolu formujących się łańcuchów górskich, a także osadami wypływających z nich żwirodennych rzek. Podobny rów tektoniczny o orientacji północny zachód - południowy wschód utworzył się w późnym karbonie również w okolicach Wlenia (Milewicz i Górecka, 1965; Milewicz i Frąckiewicz, 1988). Materiał osadowy był dostarczany przez rzeki z południa – z wypiętrzanych w sąsiedztwie zapadlisk zrębów (elewacji) tektonicznych, zbudowanych ze skał metamorficznych bloku karkonosko-izerskiego i struktury kaczawskiej. Rowy tektoniczne, które powstały na obszarze kaczawskim w późnym karbonie stanowiły pierwszy etap rozwoju tzw. basenu północnosudeckiego. We wczesnym permie (298-272 milionów lat temu) basen północnosudecki sukcesywnie powiększał się i był zdominowany przez sedymentację w środowiskach rzecznych i jeziornych, podrzędnie eolicznych. We wczesnym permie na obszarze Sudetów panował klimat półpustynny (Mastalerz i Nehyba, 1997). Kierunki transportu materiału osadowego wskazują na konsekwentny odpływ wód powierzchniowych (paleorzek) w kierunku północnym i północnozachodnim. W środkowej części wczesnego permu, na obszarze basenu miała również miejsce intensywna aktywność wulkaniczna (Kozłowski i Parachoniak, 1967). Świadczą o tym wystąpienia zasadowych i kwaśnych skał magmowych, głównie trachyandezytów, trachybazaltów i riolitoidów, które tworzą subwulkaniczne intruzje lub pokrywy lawowe uformowane przez powierzchniowe wylewy lawy. Towarzyszą im bardzo często tufy wulkaniczne. Permskie skały magmowe odsłaniają się w okolicach Wojcieszyna i Nowej Wsi Grodziskiej (por. Fig. 8, 11). Zachowana miąższość utworów wulkanogenicznych na obszarze synklinorium północnosudeckiego sięga 500 m (Milewicz i Frąckiewicz, 1988). Pod koniec wczesnego permu obszar basenu północnosudeckiego był rozległą równiną o niewielkich różnicach wysokości. Umożliwiło to szybki zalew obszaru przez podnoszące się wody morza cechsztyńskiego (późny perm). W płytkiej zatoce epikontynentalnego morza, na obszarze północnosudeckim miała miejsce sedymentacja utworów węglanowych: wapieni, mułowców wapnistych, a także dolomitów (Raczyński, 1997). Ze względu na okruszcowanie związkami miedzi, skały te były eksploatowane w synklinorium północnosudeckim do końca lat 80. XX w. na obszarze tzw. Starego Zagłębia Miedziowego (kopalnie miedzi Konrad koło Bolesławca oraz Lena i Nowy Kościół w pobliżu Złotoryi). Okruchowe i węglanowe utwory permu przechodzą ku górze, bez wyraźnej niezgodności, w utwory dolnego triasu - pstrego piaskowca. Dolny trias reprezentowany jest w synklinorium północnosudeckim przez drobno– i średnioziarniste piaskowce arkozowe o różowym zabarwieniu. Utwory te są interpretowane jako typowe osady okresowych rzek roztokowych (Mroczkowski, 1972). W okolicach Jerzmanic-Zdroju, w pobliżu uskoku Jerzmanic, zachowały się także osady pstrego piaskowca górnego – retu, a także skały zaliczane do triasu środkowego – wapienia muszlowego. Są to skały wapienne i marglistowapienne, które powstały w trakcie kolejnego zalewu morskiego, który miał miejsce w tej części Sudetów ok. 245 milionów lat temu (najwyższa część wczesnego triasu). Utwory triasu przykryte są przez skały osadowe wieku kredowego. Luka stratygraficzna, czyli brak w profilu skał o określonym wieku, obejmująca przedział od środkowego triasu po dolną część górnej kredy (Fig. 9), nie pozwala wprost i jednoznacznie określić historii geologicznej basenu północnosudeckiego w tym okresie. Wiemy jedynie, że w tym czasie, obejmującym niemal 140 milionów lat (!), na obszarze Sudetów miało miejsce intensywne wietrzenie chemiczne, które doprowadziło do powstania rozległych pokryw zwietrzelinowych (np. Migoń i Lidmar–Bergström, 2001).

Zalew morski, który miał miejsce w późnym cenomanie (późna kreda, ok. 98 milionów lat temu) objął niemal cały obszar dzisiejszych Sudetów, które stanowiły wówczas zrównany teren nizinny o nieznacznych różnicach wysokości (Scupin, 1913; Wojewoda, 1986; Čech, 2011). Zwietrzeliny pokrywające znaczną część lądów zostały wtedy całkowicie usunięte i były redeponowane w tworzącym się zbiorniku morskim (Wojewoda i in., 2011). Płytkie morze kredowe na obszarze Sudetów było tzw. zbiornikiem śródkontynentalnym, zdominowanym przez prądy wiatrowe i okresowe sztormy (Wojewoda, 1997; Jerzykiewicz i Wojewoda, 1986). Zbiornik ten został bardzo szybko zasiedlony przez organizmy żyjące na dnie morza (tzw. organizmy bentoniczne). Świadczą o tym liczne skamieniałości zwierzęce, m.in. małże z rodzaju Chlamys, Janira, Lima czy Inoceramus, znajdowane już w najstarszych osadach kredy odsłaniających się na południe od Pielgrzymki, np. w okolicy Góry Kamiennej. W dolnej części profilu kredy, w półrowie Leszczyny występują grubo- i średnioziarniste piaskowce kwarcowe i glaukonitowe górnego cenomanu (tzw. dolne piaskowce ciosowe) zaliczane do ogniwa z Wilkowa (Milewicz, 1997). Piaskowce cenomanu przechodzą ku górze w utwory drobnoziarniste - mułowce i iłowce wapniste turonu. W obrębie utworów drobnoziarnistych występuje kolejny poziom piaskowcowy (środkowe piaskowce ciosowe) określany jako ogniwo piaskowców z Chmielna. Środkowe piaskowce ciosowe budują wierzchołki Wójcika Małego i Wielkiego, a także grzbiet, na którym znajdują się Cygańskie Skały. Najmłodszymi skałami wieku kredowego na obszarze badań są piaskowce kwarcowe i arkozowe wieku koniackiego budujące masyw Kopki (Fig. 11).

Rozcięcie obszaru synklinorium licznymi uskokami w paleogenie i neogenie doprowadziło po raz kolejny do wytworzenia obniżeń (rowów i półrowów tektonicznych) i elewacji (zrębów tektonicznych). W następstwie takich procesów doszło w skali całych Sudetów do zróżnicowania obszaru na dwa bloki - sudecki i przedsudecki. Ich wzajemne relacje topograficzne zmieniły się, co określa się mianem inwersji paleogeograficznej. Zręby i rowy tektoniczne są szczególnie dobrze widoczne w obrazie kartograficznym Gór i Pogórza Kaczawskiego. W obrębie zrębów odsłaniają się zazwyczaj skały metamorficzne, a młodsze skały osadowe i wulkaniczne zachowały się w zapadliskach oddzielonych od skał metamorficznych uskokami. Jednym z takich obniżeń jest półrów Leszczyny. Na obszarze synklinorium występują także uskoki o charakterze przesuwczym (Fig. 10). Jednym z ważnych, regionalnych uskoków rozdzielających od siebie różnowiekowe skały synklinorium północnosudeckiego jest tzw. uskok Jerzmanic o orientacji WNW-ESE, przebiegający na północ od Czapli i przecinający m.in. północne stoki Kopki (por. Fig. 8, Fig. 11) .

 

Fig. 11. Uproszczona mapa geologiczna okolic Czapli (na podstawie badań autora oraz: Kühn, Zimmermann, 1918; Milewicz, Jerzmański, 1959) Żółtą linią zaznaczono linię przekroju geologicznego (Fig. 25). JF – uskok Jerzmanic. Numerami zaznaczono stanowiska wycieczkowe: 1 – kamieniołom „Oczko”, 2 – kamieniołom, 3 – wschodni wierzchołek Kopki oraz dodatkowe stanowiska opisane w przewodniku (rozdział „Warto zobaczyć”): 4 – kamieniołom bazaltu, 5 – Cygańskie Skały. Objaśnienia symboli literowych: K – kamieniołom, Ż – żwirownia. Czerwoną, przerywaną linią zaznaczono proponowaną trasę wycieczki z Kamiennego Skwerku w Czaplach do geostanowisk w okolicach góry Kopka. Czerwonymi kropkami zaznaczono miejsca, w których umieszczono tablice.

 

W neogenie na skutek dalszego rozciągania podłoża, wzdłuż głębokich uskoków dochodziło do wypływów i erupcji law o składzie bazaltowym. Wychodnie tych skał tworzą obecnie neki wulkaniczne, czyli dawne kominy wulkanów, występujące w formie charakterystycznych ostańców, a także pokrywy lawowe będące pozostałością potoków lawowych. Jedną z takich wychodni bazaltu, stanowiącą fragment dawnego komina wulkanicznego odsłonięto w trakcie eksploatacji w kamieniołomie na północnych stokach Kopki (Fig. 11). Do najmłodszych utworów występujących na obszarze badań (nie uwzględniając osadów rzecznych i zboczowych) należą plejstoceńskie piaski i żwiry pochodzenia wodnolodowcowego oraz lokalnie występujące gliny zwałowe (polodowcowe) o miąższości do kilkunastu m (Milewicz i Jerzmański, 1959). Przykrywają one znaczną część Pogórza Kaczawskiego w okolicach Czapli i są eksploatowane w żwirowniach na zachód od miejscowości.

 

Gdy morze wkracza na ląd

 

Pod koniec okresu geologiczego nazywanego przez geologów kredą (145 - 66 milionów lat temu) doszło do podniesienia poziomu wód w Oceanie Światowym, co doprowadziło do zalania terenu dzisiejszej Polski. Nazwa okresu kredowego pochodzi od warstw kredy piszącej, które tworzyły się wówczas w płytkich zbiornikach morskich w wielu miejscach na świecie. Proces stopniowego wkraczania morza na ląd nazywany jest przez geologów transgresją. W późnym cenomanie (około 100 milionów lat temu) miała miejsce transgresja morska na obszar dzisiejszych Sudetów. Transgresja w początkowym okresie nastąpiła z południa, a dokładnie z obszaru płytkiego morza obejmującego obszar dzisiejszych Czech (tzw. czeskie morze kredowe; Fig. 12). Zalew morski był poprzedzony okresem intensywnego wietrzenia skał i zrównywania Sudetów, który trwał od późnego triasu, przez jurę aż do wczesnej kredy (ok. 140 milionów lat). Po tym długim czasie, w późnej kredzie, Sudety w niczym nie przypominały łańcucha górskiego. Już pierwsi badacze skał wieku kredowego twierdzili, że różnice wysokości były wówczas niewielkie, a znane nam współczesne łańcuchy górskie takie jak m.in. Karkonosze, Góry Izerskie, Góry Sowie czy Masyw Śnieżnika stanowiły najprawdopodobniej wydłużone, niewysokie elewacje (Fig. 12). Rozmieszczenie tych elewacji sprawiło, że wody płytkiego morza prawdopdoobnie nie zatopiły ich w całości, a podniesione obszary stały się wąskimi wyspami. Morze przykrywało obszar dzisiejszych Sudetów przez około 15 milionów lat. Zapis procesów, kształtujących ten stosunkowo niewielki zbiornik morski, możemy obserwować do dzisiaj.

 

Fig. 12. Mapa paleogeograficzna przedstawiająca rozmieszczenie obszarów płytkich mórz i elewacji („wysp” - żółte) na obszarze Śląska i Czech (na podstawie: Čech, 2011). Niebieskie strzałki pokazują kierunki prądów morskich w turonie i koniaku. Kolorem zielonym zaznaczono współczesny zasięg występowania skał wieku kredowego w Sudetach.

 

Osady morza kredowego w Czaplach

 

Skały osadowe wieku kredowego w Sudetach to głównie piaskowce i mułowce, które obecnie tworzą nieciągłą pokrywę na stosunkowo dużym obszarze (Fig. 8). Do najpopularniejszych turystycznie obszarów występowania skał kredy w Sudetach należą m.in. Góry Stołowe. W Sudetach Zachodnich są to m.in. okolice Bolesławca, Lwówka Śląskiego, Czapli i Złotoryi. Dość precyzyjny zasięg występowania skał kredowych na tym terenie został wyznaczony już przez geologów niemieckich już w XIX w. (Fig. 13). Skały te zachowały się w osiowej części synklinorium północnosudeckiego.

Najbardziej charakterystycznymi utworami kredy w okolicach Lwówka Śląskiego są piaskowce zbudowane w przewadze z ziaren kwarcu – minerału skałotwórczego większości skał występujących w Sudetach. Z piaskowców zbudowane są wydłużone wzniesienia Wzgórz Płakowickich w okolicach Czapli, w tym wzniesienie Kopka górujące nad miejscowością. Od początku badań geologicznych prowadzonych na obszarze Sudetów, w kredzie wydzielono trzy główne poziomy piaskowcowe: dolny, środkowy i górny (Fig. 14). Z uwagi na charakterystyczny system spękań krzyżujących się najczęściej pod kątem prostym, piaskowce te nazywane są ciosowymi. Piaskowce ciosowe cechują się znakomitą blocznością, dzięki czemu znalazły zastosowanie jako surowiec budowlany. Góra Kopka zbudowana jest z najmłodszego poziomu (płyty) piaskowców kredowych – górnych piaskowców ciosowych. Powstały one w koniaku (ok. 89-86 milinów lat temu). Poziomy piaskowcowe rozdzielone są od siebie utworami drobnoziarnistymi – mułowcami wapnistymi (nazywanymi często marglami), rzadziej wapieniami i mułowcami krzemionkowymi (Fig. 14). To właśnie na mułowcach występujących poniżej górnych piaskowców ciosowych wybudowano miejscowość Czaple. Mułowce z uwagi na swoją niewielką wytrzymałość na procesy niszczące nie odsłaniają się w miejscowości. Ponadto są przykryte pokrywą osadów czwartorządowych – piasków, żwirów i glin pochodzenia polodowcowego (por. Fig. 11).

 

 Fig. 13. Historyczna mapa geologiczna okolic Lwówka Śląskiego wykonana przez Willigera w 1882 r. Zielonym kolorem oznaczono na niej skały wieku kredowego

 

Fig. 14. Uproszczony profil utworów kredy występujących w okolicach Czapli

 

Rozmieszczenie i litologia (inaczej: rodzaj skał) kredy w Sudetach są ściśle związane z procesami zachodzącymi w płytkim zbiorniku morskim. Materiał osadowy, z którego powstały późniejsze piaskowce ciosowe był transportowany w kierunku otwartego morza np. podczas sztormów z plaż obrzeżających obszary lądowe (z tzw. wysp wschodnio- i zachodniosudeckiej; Fig. 12). Piasek i muł był dostarczany do morza również przez małe rzeki. Prądy morskie, napędzane głównie przez wiatry wiejące wzdłuż brzegów zbiornika, przemieszczały piasek po dnie, głównie w kierunku północno-zachodnim. Transport materiału piaszczystego w tym kierunku zapisany jest w strukturach sedymentacyjnych w piaskowcach, które możemy obserwować w nieczynnych kamieniołomach w Czaplach. Na ścianach kamieniołomów dostrzeżemy warstwowania przekątne, które powstają podczas przemieszczania się po dnie form o kształtach przypominających wydmy eoliczne. Formy te, nazywane w zależności od skali riplemarkami lub falami piaskowymi, tworzą się w wyniku oddziaływania fal na dno w zbiornikach wodnych. Rozmiar i kształt form dna zależy m.in. od prędkości przepływu, głębokości czy wielkości transportowanych ziaren. W trakcie falowania, na dnie powstają najczęściej symetryczne riplemarki o zaokrąglonych grzbietach (Fig.

15).

Fig. 15. Riplemarki falowe na dnie współczesnego jeziora (z lewej) oraz formy zachowane na powierzchni ławicy piaskowca (negatyw).

Takie właśnie takie formy można zaobserwować na powierzchniach płyt piaskowcowych w kamieniołomach na Kopce. W przypadku form asymetrycznych, nachylenie warstw piasku w ich obrębie jest zgodne z kierunkiem ich przemieszczania się po dnie, czyli również wskazuje na kierunek przepływu prądu morskiego. Podczas sztormów do morza dostawało się znacznie więcej materiału osadowego, który w formie zawiesiny docierał do bardziej oddalonych od brzegu miejsc w zbiorniku morskim, gdzie następnie osadzał się na dnie. Jednak grubszy materiał, jak gruboziarnisty piasek, otoczaki, czy duże muszle, był zbyt ciężki, aby prądy mogły go na dłużej oderwać od dna i przenieść na większe odległości. Tym samym dalej od brzegu osadzał się ił i muł, często z dodatkiem węglanu wapnia – dzisiejsze mułowce i iłowce. Gdy większa ilość materiału była dostarczana przez rzeki na plaże morskie, te rozbudowywały się i tym samym powiększał się zasięg lądu (tzw. regresja). Jednocześnie, kiedy cały obszar obniżał się w następstwie ruchów tektonicznych, dochodziło ponownie do zalewania lądu, czyli transgresji. W następstwie tych procesów brzeg morza kredowego w Sudetach kilkukrotnie zmieniał swój zasięg. Epizody lokalnego spłycania i pogłębiania się zbiornika dokumentują poziomy piaskowca występujące na przemian z osadami drobnoziarnistymi (mułowcami, iłowcami). Morze kredowe definitywnie wycofało się z obszaru Sudetów około 85 milionów lat temu. Należy pamiętać, że obecny zasięg występowania skał kredowych w Sudetach stanowi zapewne fragment pierwotnej pokrywy osadowej, przypuszczalnie o większym zasięgu.

Życie na dnie morza

 

Fig. 18. Rycina skamieniałości Calianassa antiqua znalezionej w skałach kredy na terenie Saksonii zamieszczona w pracy Geinitza (1871-1875). Podobny okaz został opisany przez Scupina (1913) z obszaru synklinorium półocnosudeckiego.

 

Wycieczka geologiczna po okolicach Czapli

Fig. 19. Mapa okolic Czapli. Numerami zaznaczono stanowiska wycieczkowe: 1 – kamieniołom „Oczko”, 2 – kamieniołom, 3 – wschodni wierzchołek Kopki oraz dodatkowe stanowiska opisane w przewodniku (rozdział „Warto zobaczyć”): 4 – kamieniołom bazaltu, 5 – Cygańskie Skały. Objaśnienia symboli literowych: K – kamieniołom, Ż – żwirownia. Czerwoną, przerywaną linią zaznaczono proponowaną trasę wycieczki z Kamiennego Skwerku w Czaplach do geostanowisk w okolicach góry Kopka.Czerwonymi kropkami zaznaczono miejsca, w których umieszczono tablice.

Wiele ciekawych zjawisk geologicznych można obserwować bez wejścia do kamieniołomów, śledząc powierzchnie piaskowcowych bloków i płyt zgromadzonych przy drogach wokół kamieniołomów. Na płytach i blokach można znaleźć m.in. liczne skamieniałości śladowe z grupy Ophiomorpha (Fig. 17) i Thallassinoides, a także nieliczne odciski gruboskorupowych małży. Warto zwrócić uwagę, że niektóre z płyt nie pochodzą z kamieniołomów na Kopce – zostały one przywiezione z kamieniołomów w Żeliszowie. Na płytach wyciętych z piaskowców skorzynickich uważny obserwator dostrzeże piękne skamieniałości ślimaków z gatunku Nerinea bicincta (Scupin 1913; Fig. 24).

 

Fig. 24. Skamieniałości ślimaków z gatunku Nerinea bicincta zachowane w górnych piaskowcach ciosowych z Żeliszowa.

 

Na niektórych odpreprarowanych powierzchniach uławicenia piaskowców, zwłaszcza w północnej części Kopki, występują powierzchnie pokryte symetrycznymi riplemarkami falowymi (Fig. 15). Idąc ścieżką w kierunku północnym na blokach piaskowców odnajdziemy także bez trudu gładkie powierzchnie pokryte zrekrystalizowaną krzemionką (lustra tektoniczne) z tzw. zadziorami i rysami tektonicznymi (Fig. 25A). W piaskowcach występują również liczne, wąskie struktury deformacyjne określane w literaturze jako strefy kataklazy (Fig. 25B). Mają one kształt prostych lub zakrzywionych, jasnych wstęg o grubości do 1 cm, które przecinają piaskowce najczęściej pod kątem ostrym lub zbliżonym do prostego. W obrębie stref występują silnie spękane, pokruszone i roztarte ziarna kwarcu (kataklazyty), często przepojone wtórnie krzemionką. Struktury te świadczą o wzajemnych przemieszczeniach mas skalnych, w wyniku których dochodzi do intensywnych, zazwyczaj kruchych deformacji ziaren budujących skałę, a także do rekrystalizacji krzemionki pochodzącej z rozpuszczania ziaren kwarcu. Rozpuszczanie nie zachodzi na skutek zwiększonej temperatury, lecz w wyniku wysokiego ciśnienia wytworzonego podczas tarcia. Niektóre ze struktur typu shear bands tworzyły się w nieskonsolidowanym lub słabo skonsolidowanym osadzie (Solecki, 1988). Na podstawie orientacji i geometrii tych struktur geolodzy rekonstruują kierunek ruchu na uskokach tektonicznych. Obecność opisanych struktur świadczy o sąsiedztwie jednego z regionalnych uskoków tektonicznych w Sudetach - uskoku Jerzmanic (Fig. 26), przecinającego północne stoki Kopki. Na odcinku uskoku zlokalizowanym w pobliżu Czapli sąsiadują ze sobą skały kredy i skały permu, tak więc względne przemieszczenie (zrzut) na uskoku musiał być znaczny i sięgał prawdopodobnie kilkaset metrów (Solecki, 2011). Prawdopodobne jest również, że na uskoku Jerzmanic zachodziły ruchy zbliżone do poziomych (przesuwcze; por. Wojewoda 2003).

 

Fig. 25. Gładka powierzchnia lustra tektonicznego na bloku piaskowca (A) pokryta rysami ślizgowymi i zadziorami tektonicznymi. Na podstawie orientacji i geometrii tych struktur geolodzy rekonstruują kierunek ruchu na uskokach tektonicznych (białe strzałki). Strefy kataklazy przyjmujące formę jasnych wstęg przecinających się pod kątem zbliżonym do prostego. W obrębie stref występują silnie spękane, pokruszone i roztarte ziarna kwarcu (kataklazyty), często wtórnie przepojone krzemionką.

Fig. 26. Przekrój geologiczny na linii SW-NE (por. Fig. 11) przez północną część półrowu Leszczyny w okolicach Czapli

 

Północne stoki Kopki są atrakcyjne widokowo – podziwiać stąd można panoramy na Nizinę Śląsko-Łużycką. Na pierwszym planie dostrzeżemy stąd kopulasty wierzchołek Grodźca (389 m n.p.m.) górującego nad miejscowościami Nowa Wieś Grodziska i Grodziec (Fig. 27).

 

Fig. 27. Widok z północnych stoków Kopki na wierzchołek Grodźca (389 m n.p.m.) i zabudowania miejscowości Nowa Wieś Grodziska (na pierwszym planie) i Grodziec (u podnóża wzniesienia).

 

 

Kamieniołom bazaltu na północnych stokach Kopki Współrzędne GPS: 51° 08' 44.54" N, 15° 45' 32.32"

Około 600 m na północny-wschód od szczytu Kopki w niewielkim, obecnie nieczynnym i częściowo zalanym kamieniołomie eksploatowane były magmowe skały wylewne z grupy bazaltów. Skały te są zaliczane do okresu neogenu (miocen; Milewicz i Jerzmański, 1959). Bazalty występujące w kamieniołomie to skały ciemnoszare lub czarne o strukturze afanitowej i teksturze bezładnej. Określenie struktura afanitowa oznacza, że w skale nie dostrzeżemy gołym okiem minerałów, które ją tworzą. Dzieje się tak dlatego, że bazaltowa magma wydobywała się na powierzchnię ziemi zbyt szybko, aby minerały mogły krystalizować w formie dużych kryształów. Składniki budujące bazalt możemy dostrzec jednak pod mikroskopem – są to głównie minerały z grupy piroksenów, oliwinów, plagioklazów wapniowych, a także minerały rudne. Żyła bazaltu występuje na południe od uskoku Jerzmanic i jest z nim genetycznie związana – magma bazaltowa wydobywała się systemem szczelin i spękań związanych właśnie z tym uskokiem – na odcinku od Czapli do Złotoryji znajduje się jeszcze około 5 podobnych wystąpień bazaltów.

W odsłonięciu bazaltu na północnych stokach Kopki dostrzeżemy ciekawe zjawiska związane ze stygnięciem magmy – jest to przede wszystkim tzw. cios kolumnowy, przejawiający się występowaniem charakterystycznych słupów, przyjmujących w przekroju regularne, cztero-, pięciolub sześcioboczne zarysy o średnicy do 40 cm. Tego typu struktury są charakterystyczne dla magmowych skał wylewnych i subwulkanicznych. Powstają one w wyniku stygnięcia lawy na powierzchni lub w pobliżu powierzchni ziemi. Orientacja dłuższych osi słupów jest najczęściej prostopadła do powierzchni, od której następuje chłodzenie stopu magmowego (Mallet, 1875). W przypadku potoków lawowych, których chłodzenie postępuje z dwóch kierunków (od powierzchni terenu i od podłoża) osie słupów mają najczęściej orientację pionową. W środkowych partiach pionowych żył wulkanicznych (z takim przypadkiem mamy do czynienia w odsłonięciu w Czaplach), które mogą być chłodzone zarówno z góry, jak i ze strony ścian komina wulkanicznego, słupy bazaltowe mogą przyjmować układ wachlarzowaty lub koncentryczny. W kamieniołomie w Czaplach słupy przyjmują zazwyczaj orientację pionową, a w brzeżnych częściach łomu - zbliżoną do poziomej (Fig. 28), co pozwala stwierdzić, że środkowa część łomu stanowiła w przeszłości centralną część komina wulkanicznego.

 

Fig. 28. Przekrój poprzeczny przez słupy bazaltowe odsłaniające się w kamieniołomie na północnych stokach Kopki.

Na obszarze Pogórza Kaczawskiego znajduje się kilkadziesiąt wystąpień skał bazaltowych, które tworzą najczęściej tzw. „neki” (ang. neck – szyja), czyli odpreparowane fragmenty kominów wulkanicznych. Bazalt jest zazwyczaj twardszy i bardziej odporny na procesy niszczące niż skały, które go otaczają, stąd wychodnie tych skał tworzą często izolowane wzgórza. Do najbardziej znanych neków powulkanicznych na obszarze Pogórza Kaczawskiego należą m.in. Ostrzyca (501 m n.p.m.), Grodziec (389 m n.p.m.) i Wilcza Góra (373m n.p.m.) koło Złotoryi. Określenie „wygasły wulkan” spotykane często w przewodnikach lub na mapach turystycznych jest zatem nieprawidłowe, zwłaszcza w kontekście genezy tych form. Komin wulkaniczny w Czaplach został całkowicie zniszczony w wyniku procesów wietrzenia i erozji, trwających kilkanaście milionów lat i nie ma już po nim śladu na powierzchni terenu - został odsłonięty w wyniku działalności kamieniołomu.

 

Cygańskie Skały Współrzędne GPS: 51° 07' 31.49" N, 15° 44' 30.31"

Kolejne stanowisko jest oddalone ok. 2 km na południowy-zachód od szczytu Kopki i można je zwiedzić w drodze powrotnej z Czapli do Złotoryji lub Lwówka Śląskiego. Stanowisko położone jest po wschodniej stronie drogi pomiędzy przysiółkami Choiniec i Jasionek w Czaplach, gdzie znajdują się odsłonięcia piaskowców kwarcowych górnej kredy zaliczanych do środkowego turonu (środkowe piaskowce ciosowe). Piaskowce te na terenie Złotoryjskiego Lasu, na północ od Choińca, tworzą pas wychodni o rozciągłości WNW-ESE i długości ok. 2,5 km. Były one przedmiotem eksploatacji w kilku niewielkich kamieniołomach. Na wychodniach utworzyły się niewysokie (do 2,5 m) formy skałkowe nazywane Cygańskimi Skałami. Piaskowce nachylone są pod niewielkim kątem do 10º w kierunku północnym i północno-wschodnim. Materiał budujący ławice zawiera rozproszone ziarna żwiru do grubości ponad 4 cm. Struktury sedymentacyjne w piaskowcach są dobrze widoczne – są to głównie warstwowania przekątne typu płaskiego, które powstały w wyniku migracji riplemarków i fal piaskowych. W górnej części odsłonięć wprawne oko dostrzeże skamieniałości śladowe z grupy Ophiomorpha. Występujący tu piaskowiec nie przejawia obecności struktur sedymentacyjnych – osad budujący ławice piaskowca jest silnie zbioturbowany – oznacza to, że jego pierwotna struktura została niemal całkowicie zaburzona w wyniku aktywności życiowej zwierząt zasiedlających dno zbiornika morskiego. Piaskowce przechodzą ku górze w osady drobnoziarniste – mułowce wapniste (margle) i wapienie, na których została wybudowana wieś Czaple.

Odsłonięcia piaskowców w okolicach Cygańskich Skał nie są spektakularne – pojedyncze skałki mają wysokość do 2,5 m (Fig. 29). Warto zwrócić jednak uwagę na formę ich występowania. Skałki występują po południowej stronie grzbietu i przyjmują formę niewysokich baszt skalnych. Formy te znajdują się na asymetrycznym, morfologicznym progu, którego powstanie jest związane ze zjawiskami erozji i wietrzenia. Zjawiska te przyczyniły się do odsłonięcia piaskowców, jako skał bardziej odpornych na wietrzenie od niżej- i wyżejległych skał drobnoziarnistych (mułowców wapnistych; por. Fig. 14 ).

 

Fig. 29. Cygańskie Skały.

W związku z nachyleniem piaskowców w kierunku północnym, próg jest asymetryczny – jego północny stok jest łagodnie nachylony, natomiast na południowym powstały formy skałkowe. Niemniej ciekawe są procesy, które wpływają na kształt skałek. Największy udział w powstaniu takich form miał przepływ wody (drenaż) wzdłuż pionowych powierzchni spękań ciosowych oraz tzw. sufozja - zjawisko geologiczne i hydrodynamiczne polegające na mechanicznym wypłukiwaniu ziaren (cząstek minerałów) z osadu przez wody podziemne wsiąkające w skałę lub glebę. Wypłukany materiał przemieszcza się w przestrzeniach porowych, szczelinach itp. W przypadku baszt Cygańskich Skałek były to powierzchnie graniczne ławic, zestawy warstwowane przekątnie i nieprzepuszczalne straf kataklazy związane z uskokami występującymi w pobliżu. Na skutek skoncentrowanego wypływu wód tworzyły się wyraźne nisze sufozyjne, nadające skałce kształt asymetrycznej baszty lub małego grzyba skalnego. Górną część baszty stanowi zazwyczaj masywny, zbioturbowany piaskowiec o niewielkiej, jak na piaskowce, porowatości (ok. 15%). Partie silniej zwietrzałe, czyli miejsca, w których rozwijają się nisze sufozyjne, tworzą warstwowane przekątnie lub zlepieńcowate piaskowce o znacznie większej porowatości dochodzącej czasem do 50%. Takie następstwo sprawia, że wody pochodzące z opadów lub topniejącej pokrywy śniegowej infiltrują w przestrzeń skalną, a miejscem ich wypływu jest skała bardziej porowata, czyli ta, która obecnie stanowi podstawę baszty lub grzyba (Wojewoda i in., 2011). Proces ten jest cykliczny i w rezultacie prowadzi do powstania malowniczych form skalnych. Podobne, aczkolwiek bardziej spektakularne formy (baszty i grzyby skalne) rozwinęły się w okolicach Jerzmanic-Zdroju (Krucze Skały) w obrębie piaskowców turońskich zaliczanych również do ogniwa z Chmielna

 

Dane LiDAR użyte do wykonania figur nr 3 i 19 zostały wykorzystane przez autorów na podstawie licencji DFT.7211.2876.2017_PL_CL8 wydanej przez Głównego Geodetę Kraju dla Gminy Pielgrzymka.

 

Literatura

Cymerman, Z. (2004). Tectonic map of the Sudetes and the Fore-Sudetic Block (1: 200 000).

Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Čech, S. (2011). Palaeogeography and Stratigraphy of the Bohemian Cretaceous Basin (Czech Republic) - An Overview. Geologické Výzkumy Na Moravě a ve Slezsku 1, 18–21.

Geinitz, H.B. (1871). Das Elbthalgebirge in Sachsen. Zweiter Theil. Der mittlere und obere Quader. Palaeontographica - Beiträge Zur Naturgeschichte Der Vorwelt, 20, 1–245.

Jerzykiewicz, T., Wojewoda, J. (1986). The Radków and Szczeliniec sandstones: an example of giant foresets on a tectonically controlled shelf of the Bohemian Cretaceous Basin (Central Europe). [W:] Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists, 1–15.

Kłos, T. (1971). Złoże rud miedzi synkliny grodzieckiej. [W:] Monografia przemysłu miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz): t. 1, 23-24. Wyd. Geol. Warszawa.

Kozłowski, S., Parachoniak, W. (1967). Wulkanizm permski w depresji północnosudeckiej. Prace Muzeum Ziemi, 11,191-221. Warszawa.

Kühn, B., Zimmermann, E. (1918). Geologische Karte von Preußen und benachbarten Bundesstaaten. Blatt Gröditzberg. Preußischen Geologischen Landesalstalt, Berlin.

Mallet, R. (1875). On the origin and mechanism of production of the prismatic (or columnar) structure of basalt. The London, Edinburgh, and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science, 50, 329, 122-135.

Marszałek, R., Zaczek, F. (1971). Złoże rud miedzi synkliny złotoryjskiej. [W:] Monografia przemysłu miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz): t.1: 84-11. Wyd. Geol. Warszawa

Mastalerz, K., Nehyba S. (1997). Porównanie wybranych sekwencji osadów jeziornych czerwonego spągowca z basenów: śródsudeckiego, północnosudeckiego i boskowickiego. Geologia Sudetica, 30, 21-46.

Migoń, P., Lidmar-Bergström, K. (2001). Weathering mantles and their significance for geomorphological evolution of central and northern Europe since the Mesozoic. Earth-Science Reviews, 56, 285–324.

Milewicz, J. (1997). Górna kreda depresji północnosudeckiej (lito- i biostratygrafia, paleogeografia, tektonika oraz uwagi o surowcach). Prace Geologiczno-Mineralogiczne, LXI, 1–58. Milewicz, J., Frąckiewicz, W. (1988). Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Sudetów, Arkusz Wleń 1:25 000. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

Milewicz, J., Górecka, T. (1965). Wstępne uwagi o karbonie w depresji północnosudeckiej. Kwartalnik Geologiczny, 9, l, 113-114.

Milewicz, J., Jerzmański, J. (1959). Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000, Arkusz Pielgrzymka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

Mroczkowski, J. (1972). Sedymentacja pstrego piaskowca w niecce północnosudeckiej. Acta Geologica Polonica, 22, 2, 351-377.

Raczyński, P. (1997). Warunki sedymentacji osadów cechsztynu w niecce północnosudeckiej. Przegląd Geologiczny, 45, 7: 693–699.

Scupin, H. (1913). Die Löwenberger Kreide und ihre Fauna. Palaeontographica -

Palaeontographica – Supplement (E. Schweizerbart), 6, 1–275. Stuttgart

Seilacher, A. (2007). Trace Fossil Analysis (Berlin Heidelberg: Springer-Verlag).

Solecki, A.T. (1988). Komplementarne strefy kataklazy w piaskowcach synklinorium pólnocnosudeckiego. Przegląd Geologiczny, 10, 577-581.

Solecki, A.T. (2011). Rozwój strukturalny epiwaryscyjskiej struktury platformowej w obszarze synklinorium północnosudeckiego. [W:] Mezozoik i Kenozoik Dolnego Śląska. Przewodnik LXXXI Zjazdu Polskiego Towarzystwo Geologicznego, 19–36.

Staffa, M., Mazurski, K., Pisarski, G., Czerwiński, J. (2002). Słownik geografii turystycznej Sudetów: Pogórze Kaczawskie. I-BIS, Wrocław.

Śliwiński, W., Raczyński, P., and Wojewoda, J. (2003). Sedymentacja utworów epiwaryscyjskiej pokrywy osadowej w basenie północnosudeckim. [W:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu, 1–8.

Teisseyre, H. (1957). Budowa Geologiczna Sudetów Zachodnich. [W:] M. Ksiązkiewicz (red.) – Regionalna Gelogia Polski, tom III, Sudety, s. 178-281. Polskie Towarzystwo Geologiczne.

Williger, G. (1882). Die Löwenberger Kreidemulde, mit besonderer Berücksichtigung ihrer Fortsetzung in der preussischen Ober-Lausitz. Jahrbuch Der Könglich Preussischen Geologischen Landesanstalt Und Bergakademie, 2, 55–124. Berlin.

Wojewoda, J. (1986). Fault scarp induced shelf sand bodies in Upper Cretaceous of Intrasudetic Basin. [W:] 7th IAS Regional Meeting. Kraków, Polish Academy of Sciences, Ossolineum, 31–52. Wojewoda J. (1997). Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the Intrasudetic Basin and Nysa Trough, Sudety Mts. [W:] Obszary Źródłowe: Zapis w Osadach, 1, 81–96.

Wojewoda, J. (2003). Piaskowce ciosowe kredy i uskok Jerzmanic. [W:] Sudety Zachodnie: Od Wendu do Czwartorzędu. Przewodnik do wycieczek, 13-15.

Wojewoda, J., Mastalerz, K. (1989). Ewolucja klimatu oraz allocykliczność i autocykliczność sedymentacji na przykładzie osadów kontynentalnych górnego karbonu i permu w Sudetach. Przegląd Geologiczny, 432, 173–180.

Wojewoda, J., Białek, D., Bucha, M., Głuszyński, A., Gotowała, R., Krawczewski, J., Schutty,

B. (2011). Geologia Parku Narodowego Gór Stołowych – wybrane zagadnienia. Geoekologiczne Warunki Środowiska Przyrodniczego Parku Narodowego Gór Stołowych, 53–96. WIND, Wrocław.