Uncategorised

W dniu 27.08.2018 roku Fundacja HERON podpisała umowę z Województwem Dolnośląskim  na realizację Inwestycji w ramach projektu " Jasionkowa chata, czyli budowa nowego obiektu turystycznego (altany wolnostojącej) w ramach poddziałania 19.2 „Wsparcie na wdrażanie operacji w ramach strategii rozwoju lokalnego kierowanego przez społeczność” z wyłączeniem projektów granatowych oraz operacji  w zakresie podejmowania działalności gospodarczej objętego Programem Rozwoju Obszarów Wiejskich na lata 2014-2020.

Środki w wysoki 70 000 zł (100% wartości inwestycji) zostały nam przyznane przez Stowarzyszenie "Lokalna Grupa Działania Partnerstwo Kaczawskie". W wyniku realizacji inwestycji powstanie nowy obiekt turystyczny – z bali oraz wyposażony w gabloty do ekspozycji wystawy geologii lokalnej.

 

ZAPYTANIE-NR-3-PROW-2018-ALTANA-I-WYPOSAŻENIE

protokół_z_przebiegu_postępowania_3_PROW_2018.pdf

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.

 

1Abb. 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.

 

2

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.

 

3

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).

 

4Abb. 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

 

5

 

(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.

 

6

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).

 

7Abb. 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.

 

8Abb. 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).

 

9

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.

 

10Abb. 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).

 

11Abb. 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.

 

Entlang tiefer Verwerfungen kam es im Neogen zu Lavaströmen und -eruptionen mit einer Basaltzusammensetzung infolge weiterer Ausdehnung des Bodens. Aufschlüsse dieser Gesteine bilden derzeit vulkanische Necke, d.h. damalige Vulkanschlote, die in Form von spezifischen Zeugenbergen sowie Lavaböden - Restmaterialien aus Laveströmen - vorkommen. Einer dieser Basaltaufschlüsse,


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.

 

12Abb. 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

 

Zu den Sedimentgesteinen der Kreidezeit in den Sudeten gehören vor allem Sandsteine und Schluffe, die in einem relativ großen Gebiet eine unstetige Decke bilden (Abb. 8). Zu den beliebtesten touristischen Gebieten mit Kreidefelsen in den Sudeten gehören: Góry Stołowe [Heuscheuergebirge]. In den Westsudeten sind sie bei Bolesławiec [Bunzlau], Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien], Czaple und Złotoryja [Goldberg] zu finden. Der Umfang der in diesem Gebiet vorkommenden Kreidegesteine wurde schon im 19. Jahrhundert von deutschen Geologen festgelegt (Abb. 13). Diese Gesteine sind im axialen Teil des nordsudetischen Synklinoriums erhalten geblieben.

Die charakteristischsten Kalkformationen bei Lwówek Śląski [Löwenberg in Schlesien] sind Sandsteine, die vorwiegend aus Quarzkörnern - dem Gesteinsmineral der meisten Gesteineinheiten in den Sudeten - bestehen. Sandsteine bilden langgestreckte Hügel von Wzgórza Płakowickie in der Nähe von Czaple, einschließlich der überragenden Kopka. Seit Beginn der geologischen Forschung im Sudetenbereich wurden drei Hauptstufen der Kreidesandsteine unterschieden: die untere, mittlere und obere Stufe (Abb. 14). Aufgrund des charakteristischen Systems von Rissen, die sich in der Regel rechtwinklig kreuzen, werden diese Sandsteine als Kluftsandsteine bezeichnet. Die Kluftsandsteine zeichnen sich durch hervorragende monolithische Struktur aus, dank der sie


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).

 

13

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

 

14Abb. 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).


15Abb. 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

 

Ein Spaziergang auf dem Meeresboden beschränkt sich nicht auf die Beobachtung von Ergebnissen der Sedimentation. Seit über 200 Jahren finden Geologen in der Nähe von Czaple Spuren von Unterwasserleben, das es vor Millionen von Jahren gab. Der flache und gut mit Sauerstoff angereicherte

Meeresbecken in der Kreidezeit wurde von zahlreichen Arten von Miesmuscheln, Garnelen, Seesternen, Schnecken, Krabben und Seeigeln bewohnt (Abb. 16).

16Abb. 16. Fotos von Fossilien gefunden auf Kopka (dt. Hockenberg), die von Scupin im Jahre 1913 veröffentlicht wurden. Links: Seestern (Asterias Schulzei); rechts: Seeigel (Cardiaster ananachytis).

 

Anhand einzelner Zahnfunde wissen wir auch, dass es in den kreidezeitlichen Gewässern auch ziemlich große Haie gab. Bis heute können die Überreste dieser Wassertiere in der Nähe von Czaple gefunden werden. Nicht alle von ihnen sind in porösen, grobkörnigen Sandsteinen erhalten geblieben - das durch Poren im Gestein einsickernde Wasser spülte den ursprünglichen Baustoff für ihre schützenden Panzer und Skelette aus. Ein guter Beobachter wird jedoch zahlreiche Spuren von ihrer Lebenstätigkeit ausfindig machen. Dies sind sog. Spurenfossilien oder ihre Ichnofossilien. Diese stammen meistens von Tieren, die in weichen Sedimenten am Meeresboden lebten. Zu den interessantesten Spurenfossilien, die in Sandsteinen bei Czaple entdeckt wurden, gehören die Lebens-Spuren und Freßbauten von Krebstieren, die den derzeitigen Garnelen ähneln. Diese Spuren tragen den lateinischen Namen Ophiomorpha. Die Arthropoden erzeugten im Sand ein System von Tunnels, die bis heute in Form von gebogenen Röhren im Gestein erhalten sind (Abb. 17). Die meisten Krebstiere nach Paläozoikum (Crustacea), die im Sediment bohrten und Kriechspuren im Sediment hinterließen, sind Garnelen Calianassa. Diese Garnelen verbringen die meiste Zeit ihres Lebens in den von ihnen gebohrten Tunnels. Die Garnelenart Calianassa antiqua wurde von Scupin (1913) an der nordsudetischen Kreide beschrieben und es wird davon ausgegangen, dass diese Garnelenart die meisten der heutigen Ophiomorpha-Spuren in den Kreidegesteinen hinterlassen hat. Um die Unterwasserbauten vor dem Zusammenstürzen zu schützen, nutzen die Garnelen eine Mischung von Sandklumpen und ihrem Schleim zum Bau von festen Wänden, die eine Art von Gewölbe darstellen. Diese Verhaltensweise wurde bei gegenwärtig lebenden Garnelen beobachtet (Seilacher, 2007). In Sedimentgesteinen ist dies in den Querschnitten der Gruben besonders gut sichtbar. Tunnelwände,

die mit solchem Baumaterial bedeckt sind, sind durch sichtbare „Tupfen-Ornamente“ gekennzeichnet. In den Tunnels gibt es häufig Verdickungen, die es den Garnelen ermöglichten, ihre Position zu wechseln und somit die Bewegungsrichtung im Tunnel zu ändern. Die ungenutzten Wohnkorridore wurden mit den Exkrementen der dort lebenden Arthropoden kontaminiert, was sich an einem deutlich feinkörnigen Sediment, meist Tonablagerungen, im Inneren der Tunnels erkennen lässt.

 

17Abb. 17. Wohnbauten der Arthropoden (höchstwahrscheinlich der Garnelen) auf der durchgeschnittenen Sandsteinplatte (A) und an der Wand im Steinbruch (B, Geotop Nr. 1) - Spurenfossil aus der Ophiomorpha-Gruppe. Sichtbare Verzweigung der Korridore.

18Abb. 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

 

19Abb. 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.

 

Geotop Nr. 1

Steinbruch „Oczko“ an den westlichen Abhängen von Kopka. GPS-Koordinaten: 51° 08' 40.31" N, 15° 44' 53.28" E

 

Im teilweise überfluteten Steinbruch "Oczko", der an den westlichen Abhängen vom Kopka nahe der Straße zwischen dem Weiler Jasionki und Nowa Wieś Grodziska liegt (Abb. 19), sind Quarzsandsteine aus dem Coniacium (Oberkreide) freigelegt. Rissige Sandsteine (sog. obere Kluftsandsteine) wurden hier auf dem sog. Feld A der Lagerstätte Nowa Wieś Grodziska II, in einer Höhe von 263-288 m, abgebaut. An den Wänden des Steinbruchs sind Oberflächen der Sandsteinschichtung mit einer leichten Neigung nach Nordosten (ca. 3-6 °) sehr gut sichtbar. Zusätzlich sind flache Schrägschichtungen in der Sandsteinschichtung mit einer Mächtigkeit von 1 bis 3 m sichtbar. Sie entstanden als Folge der Verdrängung (Migration) der Bodenformen von Sandwellen und Dünen im Küstenbereich eines flachen Meeresbeckens aus der Kreidezeit. Die im Steinbruch festgestellten Formen waren ursprünglich etwa 1 Meter hoch. Die Neigung

der Schichtflächen innerhalb dieser Formen weist auf den konsistenten Transport von Sandmaterial nach Westen und Nordwesten hin. Dies deutet auf eine wahrscheinlich vom Wind angetriebene Meeresströmung hin, die in der Oberkreide (Coniacium) aus dem Südosten wehte. Diese Strömung ist höchstwahrscheinlich auf einen schmalen Isthmus (Meerenge) zurückzuführen, der das nordsudetische Becken mit dem nordwestlich gelegenen Kreidebecken der Nordsee verband. Diese Meerenge wurde durch die Landmassen (oder unterseeische Formationen) von Norden und Süden begrenzt: die ost- und westsudetische Insel.

 

20Abb. 20. Teilweise überfluteter Steinbruch „Oczko” an Westhängen von Kopka (A). Auf der Abbildung B sichtbare flache diagonale Schichtflächen. Sie entstanden als Folge der Verdrängung (Migration) der Bodenformen von Sandwellen und Dünen im Küstenbereich eines flachen Meeresbeckens der Kreidezeit. Die konsequent westlich geneigten Schichtungen weisen auf eine vom Wind angetriebene Meeresströmung in der Oberkreide (Coniacium) hin.

 

21Abb. 21. Darstellung der Bildung von asymmetrischen Bodentypen von Rippelmarken und Sandwellen.

 

Geotop Nr. 2 Steinbruch

GPS-Koordinaten: 51° 08' 32.79" N, 15° 45' 10.75" E

 

Etwa 400 m südöstlich des Steinbruchs Nr. 1, in der Nähe des höchsten Gipfels des Kopka-Massivs (343,8 m ü. d. M.), befindet sich ein großer Abbauhohlraum mit einer Größe von ca. 130 x 60 m in einer Höhe von 289-330 m ü. d. M. Der zentrale Teil der Quarzsandsteine aus dem Coniacium (Oberkreide) wird hier freigelegt. Aufgrund der hohen Wände (bis 23 m, Abb. 22) können im Steinbruch die tektonischen Phänomene von Sandsteinablagerungen aus der Kreidezeit genau verfolgt werden. Die Bereiche der Sandsteinschichtung sind sehr gut sichtbar, die eine nordöstliche Richtung in einen Neigungswinkel von 10-14 ° aufweisen. Die maximale Mächtigkeit der Schichtungen beträgt hier 4 m. Ein Netz von senkrecht aufeinander laufenden Rissen, die Sandsteine (sog. Kluftrisse) überqueren, ist hier sehr regelmäßig. Diese Risse haben die NE-SW- und NW-SE-Ausrichtung und sind in einem hohen Winkel von bis zu 90° geneigt. Dank dieser Risse konnten die Sandsteine in nahezu rechteckige Blöcke geteilt und somit als Baustoff eingesetzt werden.

Es gibt viele Hypothesen, die die Entstehung von Kluftrissen zu erklären versuchten. Eine der am häufigsten verbreiteten Hypothesen ist die positive Spannung. Nach dieser Annahme entstand die Kluft im Bereich des nordsudetischen Synklinoriums durch die Dehnung der oberen Teile der Erdkruste und das Einsinken von Sedimentgesteinen in eine bestimmte Tiefe. Als Ergebnis dieses Prozesses kam es zur Neigung einer massive Platte aus Sedimentgesteinen (z. B. Sandsteine) in einem großen regionalen Umfang und somit zu Rissbildungen. Hierzu ist anzumerken, dass die Kluftrisse mit einer ähnlichen Ausrichtung wie NE-SW und NW-SE in Sedimentgesteinen unterschiedlichen Alters im gesamten Bereich des nordsudetischen Synklinoriums zu sehen sind.

 

22

Abb. 22. Steinbruch der oberen Kluftsandsteine auf Kopka.

 

Geotop Nr. 3

östlicher Gipfel von Kopka

GPS-Koordinaten: 51° 08' 30.61" N, 15° 45' 48.14" E

 

Nachdem Sie den Steinbruch Nr. 2 verlassen haben, können Sie die Wanderung auf dem östlichen Teil des abgeflachten Gipfels von Kopka fortsetzen. In einigen kleinen, aber tiefen Steinbrüchen (seien Sie vorsichtig und betreten Sie nicht das Abbaugebiet!), werden die Kluftsandsteine, die das höchste Profil der Kreideformationen bei Czaple (Abb. 23) bilden, immer noch abgebaut. Hier erstreckt sich eine gute Ansicht auf das Bober-Katzbach-Vorgebirge mit dem höchsten Gipfel von Ostrzyca (501 m ü. d. M.). Bei guten Wetterbedingungen können auch Riesengebirge erblickt werden.

 

23

Abb. 23. Sandsteinbruch auf dem Gipfel von Kopka
 

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).

 

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).

 

25Abb. 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.

 

26Abb. 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).

 

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.

 

28Abb. 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.

 

29

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

Die zur Erstellung der Abbildungen Nr. 3 und 9 verwendeten LiDAR-Daten wurden von den Autoren anhand der Lizenz DFT.7211.2876.2017_PL_CL8 ausgestellt durch den Landeshauptgeodäten für die Gemeinde Pielgrzymka/Pilgramsdorf in Anspruch genommen.


Literaturverzeichnis

Cymerman, Z. 2004). Tectonic map of the Sudetes and the Fore-Sudetic Block (1: 200.000). Polnisches Geologisches Institut, 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). [in:] Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists, 1–15.

Kłos, T. (1971). Złoże rud miedzi synkliny grodzieckiej. [in:] 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. [in:] Monografia przemysłu miedziowego w Polsce (red. E. Konstantynowicz): t. 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). Detaillierte geologische Karte von Sudeten Maßstab 1: 25 000,


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).

 

 

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.

1

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.

2

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.

 

3

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).

 

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).

 

5

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.

6

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).

 

7

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.

8

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).

9

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.

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).

 

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.

12

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).

 

13

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

Zelenou barvou byly vyznačeny křídové horniny.

14

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).

 


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

Procházka po mořském dně (dokonce i ta před ml. lety) není omezena pouze na pozorování forem souvisejících s sedimentačními procesy. Již před více než 200 lety v Czapli geologové nalézali stopy mořského života, který zde existoval v dávné minulosti. Mělké a dobře okysličené křídové moře bylo obýváno četnými druhy mlžů, krevet, hvězdic, hlemýžďů, krabů a mořských ježků (Obr. 16).


16

Obr. 16. Fotografie fosílií nalezených na vrcholu Kopky (něm. Hockenberg) umístěné v Scupinově práci z roku 1913. Vlevo: Hvězdice z rodu Asterias Schulzei; vpravo: mořský ježek z rodu Cardiaster ananachytis.

Na základě jednotlivých nálezů zubů víme také, že v mořích křídového stáří žili poměrně velcí žraloci. Pozůstatky těchto zvířat se dodnes nacházejí v okolí obce Czapla. Ne všechny se zachovaly v porovatých hrubozrnných pískovcích – voda, která prosakovala skrze póry v hornině, vypláchla prvotní substanci budující jejich kostry a ulity. Bedlivý pozorovatel však najde řadu stop, které poukazují na existenci těchto organismů. Jedná se o tzv. fosilní stopy nebo ichnofosilie. Nejčastěji se jedná o otisky nebo jen drobné dírky po vrtání zvířat žijících v měkkých sedimentech na dně vodních nádrží. K nejzajímavějším ichnofosíliím, nalezeným v pískovcových sedimentech v okolí Czaple patří korýši připomínající dnešní krevety, které se zabydlovaly nebo schovávaly v písčitém dně. Nesou latinský název Ophiomorpha. Tito členovci vytvářely systém šachet a tunelů, které se dodnes zachovaly ve skalách ve formě trubek se zakřivenými tvary (Obr. 17). Většina korýšů (Crustacea) z období svrchního paleozoika, které si razily cestu v sedimentu jsou krevety druhu Calianassa. Většinu svého života trávily v šachtách a tunelech, které si sami vytvořily. Druh Calianassa antiqua popsal v Severosudetské křídě Scupin (1913) a s velkou pravděpodobností právě tento druh zanechal většinu dnešních stop Ophiomorpha ve skalách jaké nalézáme v křídových horninách. Krevety slepovaly stěny dutin vlastním slizem a pískem čímž chránily své vodní konstrukce před zasypáním. Toto chování je pozorováno i u dnešních krevet (Seilacher, 2007). V sedimentárních horninách můžeme toto vidět v průřezu dutiny. Stěny dutin mají charakteristický "hrachovitý" vzhled. V dutinách jsou často viditelné výdutě, které umožnily krevetám změnit polohu nebo směr pohybu. Dutiny, které členovci již neobývaly, byly zanečištěny jejich výkaly, což se projevuje jemnějším jílovým sedimentem uvnitř nich.


17

Obr. 17. Dutiny členovců (pravděpodobně krevet) v průřezu pískovcové lavice (A) a na stěně lomu (B, stanoviště 1) - fosilie z rodu Ophiomorpha. Viditelné charakteristické rozvětvení dutin.

 

18

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.

 

19

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.

Stanoviště 1

Lom "Oczko" na západních svazích Kopky

GPS souřadnice: 51 ° 08 '40 .31 'N, 15 ° 44 '53 .28' E

V částečně zatopeném lomu „Oczko“, který se nachází na západním svahu Kopky, nedaleko silnice spojující osadu Jasionek a Nowa Wies Grodziska (Obr. 19), nalezneme křemenné pískovce z období coniaku (svrchní křída). Odlučné pískovce (tzv. svrchní kvádrové pískovce) zde těžili na tzv. poli A v Nowa Wieś Grodziska II v nadmořské výšce 263-288 m. Na stěnách lomu jsou dobře viditelné pískovcové lavice s mírným sklonem (přibl. 3-6 °) na severovýchod. Kromě toho, v oblasti pískovcových lavic mocnosti 1 až 3 m jsou viditelná šikmá vstvení plochého typu. Byly vytvořeny během pohybu (migrace) částic ve formě písečných vln v mělkém pobřežním prostředí, křídové mořské pánve. Formy nacházející se v lomu byly původně asi 1 metr vysoké. Sklon vrstev v těchto formách poukazuje na konzistentní přepravu písečných částic směrem na západ a severozápad. To je důkaz na existenci mořského proudu poháněného pravděpodobně větrem, jež během svrchní křídy (coniaku) proudil z jihovýchodu. Tento proud byl pravděpodobně spojen s úžinou spojující severní Sudetské pánve a odlehlý severozápadním směrem křídový bazén Severního moře. Úžinu od severu a jihu omezovalo vnitrozemí (nebo podmořské elevace): východní a západní sudetský ostrov.


20

Obr. 20. Částečně zatopený lom “Oczko” na západních svazích Kopky (A). Na obrázku B viditelná tabulární šikmá zvrstvení. Byly vytvořeny během pohybu (migrace) částic ve formě písečných vln v mělkém pobřežním prostředí, křídové mořské pánve. Sklon vrstev západním směrem poukazuje na existenci mořského proudu poháněného pravděpodobně větrem v období svrchní křídy (coniaku).

 

21

Obr. 21. Schéma znázorňující tvorbu asymetrických forem čeřiny a písečných vln.

Stanoviště 2

Kamenolom

GPS souřadnice: 51° 08' 32.79" N, 15° 45' 10.75" E

Cca 400 m jihovýchodně od kamenolomu č. 1, nedaleko nejvyššího vrcholu masivu Kopky 343,8 m n.m. se nachází rozsáhlý lom jehož rozloha je cca 130 x 60 m, v nadmořské výšce 289-330 m. Zde je odhalena centrální část profilu křemenného pískovce z období coniaku (svrchní křída). Vzhledem k vysoké výšce stěn (až 23 m, Obr. 22) lze v lomu sledovat tektonické jevy spojené s křídovými pískovcovými útvary. Velmi dobře jsou zde viditelné povrchy pískovcových lavic, orientované severovýchodním směrem se sklonem 10-14 °. Maximální mocnost lavic je 4 m. Je zde pravidelná síť vzájemně kolmých puklin pískovce (tzv. kvádrové). Pukliny jsou orientovány směrem NE-SW a NW-SE se sklonem někdy až 90 °. Přítomnost takových puklin, které umožnily rozdělit pískovce na téměř kvádrové bloky, zajistila široké využití ve stavebnictví.

Existuje mnoho hypotéz, které se snažily vysvětlit vznik kvádrovité odlučnosti. Jedna z nich se vztahuje na jejich původ. Podle tohoto předpokladu, trhlina vznikla v oblasti severosudetského synklinoria v důsledku roztahování horních částí zemské kůry a propadnutí sedimentárních hornin do určité hloubky. Výsledkem tohoto procesu došlo k deformaci masivní plochy sestavené ze sedimentárních hornin (např. pískovce) ve velkém, regionálním měřítku a následně k utvoření systémů trhlin. Za zmínku stojí kvádrové trhliny orientovány směrem NE-SW a NW-SE a jsou pozorovány v celé oblasti Severosudetského synklinoria v sedimentárních horninách různého stáří.


22

Obr. 22. Kamenolom svrchních kvádrových pískovců na Kopce.

Stanoviště 3

Východní vrchol Kopky

GPS souřadnice: 51 ° 08 '30 .61 'N, 15 ° 45 '48 .14' E


Z tohoto místa můžeme pokračovat ve své cestě přes Kopku na její východní svah. V současné době je zde několik malých, ale hlubokých lomů (buďte opatrní a nechoďte do oblasti těžby!). Periodicky zde těží kvádrové pískovce, které tvoří svrchní vrstvu křídových útvarů v okolí Czaple (Obr. 23). Z tohoto svahu Kopky se nabízí krásný výhled na Kačavské podhůří a nejvyšší vrchol Ostrzyca (501 m n. m.). Za dobrého počasí můžeme vidět Krkonoše.

23

Obr. 23.   Pískovcový lom na vrcholu Kopky.

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).

 

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).

25

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.

 

26

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).

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.

 

28

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).

 

29

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.

 

Pro zpracování obr. 3 a 9 byly použity údaje LiDAR na základě licence

DFT.7211.2876.2017_CN_CL8 vydané Głównym Geodetą Kraju pro obec Pielgrzymka


 

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.