OFERTA DLA GRUP STUDYJNYCH OFERTA DLA GRUP SZKOLYCH OFERTA DLA TURYSTY MAPA ATRAKCJIFILM PROMOCYJNY

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.

1

 

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.

2

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.

 

3

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).

 

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).

 

5

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.

6

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).

 

7

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.

 

8

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).

9

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.

 

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) .

 

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.

 

12

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).

 

13

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

 

14

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).


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

 

Spacer po dnie morza (nawet tego sprzed milionów lat) nie ogranicza się do obserwacji form związanych z procesami sedymentacyjnymi. Od ponad 200 lat w okolicach Czapli geolodzy odnajdowali ślady podwodnego życia, które toczyło się tu miliony lat temu. Płytki i dobrze natleniony zbiornik kredowy zamieszkiwały liczne gatunki małży, krewetek, rozgwiazd, ślimaków, krabów i jeżowców (Fig. 16).


16

Fig. 16. Zdjęcia skamieniałości znalezionych na górze Kopka (niem. Hockenberg) zamieszczone w pracy Scupina z 1913 r. Z lewej: rozgwiazda z gatunku Asterias Schulzei; z prawej: jeżowiec z gatunku Cardiaster ananachytis.

Na podstawie pojedynczych znalezisk zębów wiemy również, że w wodach morza kredowego żyły również dość sporych rozmiarów rekiny. Szczątki tych zwierząt możemy znaleźć w okolicach Czapli do dzisiaj. Nie wszystkie zachowały się w porowatych, gruboziarnistych piaskowcach – wody przesączające się przez pory w skale wypłukały pierwotną substancję budującą ich szkielety i pancerze. Uważny obserwator odnajdzie jednak szereg śladów wskazujących na działalność życiową tych zwierząt. Są to tak zwane skamieniałości śladowe lub ichnoskamieniałości. Najczęściej są one wytwarzane przez zwierzęta drążące lub zamieszkujące w miękkich osadach na dnie zbiorników wodnych. Do najciekawszych skamieniałości śladowych, znajdowanych w piaskowcach Czapli, należą ślady zamieszkiwania i zagrzebywania się w piaszczystym dnie, utworzone przez skorupiaki podobne do żyjących współcześnie krewetek. Te ślady noszą łacińską nazwę Ophiomorpha. Stawonogi wytwarzały w piasku system korytarzy i nor, które dzisiaj zachowały się w skałach w formie rurek o zakrzywionych kształtach (Fig. 17). Większość popaleozoicznych skorupiaków (Crustacea) drążących w osadzie to krewetki reprezentowane przez rodzaj Calianassa. Krewetki te spędzają większość życia w tworzonych przez siebie norkach i tunelach. Gatunek Calianassa antiqua opisany został w kredzie północnosudeckiej przez Scupina (1913) i z dużym prawdopodobieństwem to właśnie ten gatunek pozostawił po sobie większość dzisiejszych śladów Ophiomorpha, jakie znajdujemy w skałach kredowych. Krewetki chroniąc swoje podwodne budowle przed zapadnięciem się, wyklejają ich ścianki grudkami piasku zlepionymi wydzielanym przez siebie śluzem, co tworzy rodzaj sklepienia. Zachowania te obserwowano u współcześnie żyjących krewetek (Seilacher, 2007). W skałach osadowych jest to szczególnie dobrze widoczne w przekrojach poprzecznych przez jamki. Ściany tuneli pokryte takim materiałem charakteryzują się widoczną „groszkową” ornamentacją. W obrębie tuneli spotykane są często zgrubienia, które umożliwiały krewetkom zmianę położenia i tym samym zmianę kierunku przemieszczania się w tuneliku. Korytarze mieszkalne, które nie były już wykorzystywane przez zwierzęta były zanieczyszczane odchodami mieszkających w nich stawonogów, co przejawia się wyraźnie drobniejszym osadem, najczęściej ilastym, znajdującym się w ich wnętrzu.


17

Fig. 17. Norki mieszkalne stawonogów (najprawdopodobniej krewetek) na przeciętej płycie piaskowca (A) i na ścianie kamieniołomu (B, stanowisko nr 1) - skamieniałość śladowa z grupy Ophiomorpha. Widoczne charakterystyczne rozgałęzianie się korytarzy.

 

18

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

19

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.

Stanowisko nr 1 Kamieniołom „Oczko” na zachodnich stokach Kopki Współrzędne GPS: 51° 08' 40.31" N, 15° 44' 53.28" E

W częściowo zatopionym kamieniołomie „Oczko”, położonym na zachodnich stokach góry Kopka, w pobliżu drogi łączącej przysiółek Jasionek z Nową Wsią Grodziską (Fig. 19), odsłaniają się piaskowce kwarcowe zaliczane do koniaku (górna kreda). Spękane piaskowce (tzw. górne piaskowce ciosowe) eksploatowano tu na tzw. polu A złoża Nowa Wieś Grodziska II, na wysokości 263-288 m n.p.m. Na ścianach kamieniołomu bardzo dobrze widoczne są powierzchnie uławicenia piaskowców nachylone nieznacznie (ok. 3-6°) w kierunku północno-wschodnim. Ponadto w obrębie ławic piaskowców o miąższości od 1 do 3 m widoczne są zestawy warstwowań przekątnych typu płaskiego. Powstały one w wyniku przemieszczania (migracji) form dna typu fal piaskowych i diun w przybrzeżnym środowisku płytkiego, kredowego zbiornika morskiego. Formy udokumentowane w kamieniołomie miały pierwotnie wysokość do ok. 1 metra. Nachylenie warstwowań w obrębie tych form wskazuje na konsekwentny transport piaszczystego materiału w kierunku zachodnim i północno-zachodnim. Wskazuje to na istnienie prądu morskiego napędzanego prawdopodobnie wiatrem, który w późnej kredzie (koniaku) wiał z południowego wschodu. Prąd ten związany był najprawdopodobniej z wąskim przesmykiem (cieśniną), która łączyła baseny północnosudeckie z położonym dalej na północny zachód kredowym basenem Morza Północnego. Cieśninię ograniczały od północy i południa obszary lądowe (lub podmorskie elewacje): wyspa wschodnio- i zachodniosudecka.


20

Fig. 20. Częściowo zatopiony kamieniołom „Oczko” na zachodnich stokach Kopki (A). Na zdjęciu B widoczny zestaw warstwowań przekątnych typu płaskiego. Powstały one w wyniku przemieszczania (migracji) form dna typu fal piaskowych i diun w środowisku przybrzeżnym płytkiego, kredowego zbiornika morskiego. Warstwowania nachylone konsekwentnie w kierunku zachodnim wskazują na istnienie prądu morskiego napędzanego wiatrem w późnej kredzie (koniaku).

 

21

Fig. 21. Schemat obrazujący powstanie asymetrycznych form dna typu riplemarków i fal piaskowych.

 

Stanowisko nr 2 Kamieniołom Współrzędne GPS: 51° 08' 32.79" N, 15° 45' 10.75" E

Około 400 m na południowy wschód od kamieniołomu nr 1, nieopodal najwyższego szczytu masywu Kopki (343,8 m n.p.m.) znajduje się rozległe wyrobisko o wymiarach ok. 130 x 60 m, położone na wysokościach 289-330 m n.p.m. Odsłania się tu środkowa część profilu piaskowców kwarcowych koniaku (górna kreda). Ze względu na dużą wysokość ścian (do 23 m; Fig. 22) w kamieniołomie można prześledzić zjawiska tektoniczne związane z utworami piaskowcowymi kredy. Bardzo dobrze widoczne są tu powierzchnie uławicenia piaskowców, nachylone w kierunku północno-wschodnim pod kątem do 10-14°. Maksymalna miąższość ławic sięga tu 4 m. Sieć wzajemnie prostopadłych spękań przecinających piaskowce (tzw. spękania ciosowe) jest tu bardzo regularna. Spękania mają orientację NE-SW i NW-SE i są nachylone pod wysokim kątem, dochodzącym czasami do 90°. To właśnie obecność takich spękań, umożliwiająca dzielenie piaskowców na niemal prostopadłościenne bloki spowodowała, że surowiec ten znalazł szerokie zastosowanie w budownictwie.

Istnieje wiele hipotez, które próbowały wytłumaczyć genezę spękań ciosowych. Jedną z najczęściej przyjmowanych jest hipoteza ich tensyjnego pochodzenia. Według tego założenia cios na obszarze synklinorium północnosudeckiego powstał w wyniku rozciągania górnych partii skorupy ziemskiej i pogrążenia skał osadowych na określoną głębokość. W wyniku tego procesu doszło do ugięcia się masywnej płyty zbudowanej ze skał osadowych (np. piaskowców) w dużej, regionalnej skali, a w konsekwencji do powstania zespołów spękań. Warto zaznaczyć, że spękania ciosowe o orientacji zbliżonej do NE-SW i NW-SE są obserwowane na całym obszarze synklinorium północnosudeckiego w różnowiekowych skałach osadowych.


22

Fig. 22. Kamieniołom górnych piaskowców ciosowych na Kopce.

Stanowisko nr 3 Wschodni wierzchołek Kopki Współrzędne GPS: 51° 08' 30.61" N, 15° 45' 48.14" E


Po opuszczeniu kamieniołomu nr 2 wycieczkę po górze Kopka można kontynuować wchodząc na wschodnią część spłaszczonego wierzchołka wzniesienia. Obecnie w kilku niewielkich, aczkolwiek głębokich kamieniołomach (należy zachować ostrożność i nie wchodzić na teren eksploatacji!), trwa okresowa eksploatacja piaskowców ciosowych budujących najwyższą części profilu utworów kredy w okolicach Czapli (Fig. 23). Z krawędzi wzniesienia rozciąga się widok na Pogórze Kaczawskie z najwyższym szczytem Ostrzycy (501 m n.p.m.). Przy dobrej pogodzie widać stąd również Karkonosze.

 

23

Fig. 23. Kamieniołomy piaskowca na wierzchołku Kopki.
 

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).

 

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).

 

25

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.

26

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).

 

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.

 

28

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 ).

 

29

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.

 

szlak geologiczny

Noclegi

Kalendarz

Pn Wt Śr Cz Pt So N
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31

Logowanie

Licznik odwiedzin

Dzisiaj 1

Wczoraj 12

Wizyt w tygodniu 112

Wizyt w miesiącu 357

Łącznie wizyt 30001

Wspierają nas

KAMIENIARZ

kamieniarz 2

gmina pilegzrymka

 


Copyright © 2015. Wszelkie prawa zastrzeżone.