O ścieżce
Ścieżka geoturystyczna „Stanowiska dokumentacyjne gminy Pielgrzymka” łączy pięć stanowisk geologicznych i w całości przebiega przez obszar dolnośląskiej gminy Pielgrzymka (powiat złotoryjski, województwo dolnośląskie).
Trasa liczy łącznie poniżej 15 km. Możliwe jest jej pokonanie pieszo, ogólnodostępnymi drogami i wyznaczonymi szlakami turystycznymi, jak i rowerem – w tym korzystając z gminnego systemu wypożyczania rowerów. System Rower Gminny Pielgrzymka posiada obecnie trzy stacje (Proboszczów, Twardocice, Czaple) i jest zarządzany przez Urząd Gminy.
Na przejście wszystkich punktów ścieżki i zapoznanie się z nimi należy zaplanować około 4 godzin (rowerem około 2 godzin). Po drodze możliwe jest skorzystanie z ogólnodostępnych miejsc wypoczynkowych dla turystów.
Galeria zdjęć
Mapa po ścieżce geoturystycznej „Stanowiska dokumentacyjne gminy Pielgrzymka”
Więcej o tym interesującym obszarze można dowiedzieć się z
pdf
Przewodnika geologiczno-przyrodniczego po gminie Pielgrzymka.
(20.95 MB)
O okolicy
Gmina Pielgrzymka położona jest na malowniczym Pogórzu Kaczawskim i znajduje się na obszarze Geoparku Kraina Wygasłych Wulkanów, obecnie aspirującego do Sieci Światowych Geoparków UNESCO. W związku z zaangażowaniem w ideę Geoparku gmina kładzie szczególny nacisk na wykorzystanie swoich walorów geologicznych. Jedną z wizytówek okolicy jest geologiczna wioska tematyczna: Czaple – „Wioska Piasku i Kamienia”.
Trasa ścieżki
Świątek – odsłonięcie bazaltów -> Kamieniołom w Złotoryjskim Lesie – „Piekiełko” -> Cygańskie Skały – odsłonięcie piaskowców -> Żwirownia w Czaplach -> Kamieniołom bazaltu na Kopce (343,8 m n. p. m.)
Stanowiska dokumentacyjne
W celu zachowania dziedzictwa geologicznego i ochrony miejsc ważnych pod kątem naukowym i dydaktycznym, cztery przystanki ścieżki objęte zostały prawną ochroną przyrody nieożywionej jako stanowiska dokumentacyjne. Obowiązuje zatem zakaz niszczenia i uszkadzania tych odsłonięć.
Stanowisko 1: Świątek – odsłonięcie bazaltów
Współrzędne 51°06'06.4759"N, 15°44'09.6120"E
Pierwszy przystanek ścieżki prezentuje fragment nieczynnego kamieniołomu bazaltu oraz skałki szczytowe. Odsłonięcie znajduje się w szczytowych partiach wzgórza Świątek (330 m n.p.m.), położonego we wschodniej części Wzniesień Płakowickich, na Pogórzu Kaczawskim, pomiędzy miejscowościami Twardocice (przysiółek Rochów) na południu i Czaple (przysiółek Choiniec) na północy.
image
Tablica 1 "Świątek - odsłonięcie bazaltów" (wysoka rozdzielczość)
(12.80 MB)
Przed II wojną światową istniał tu niewielki kamieniołom, który odsłonił skały wulkaniczne: bazalty z wyraźną oddzielnością słupową (Beck 1897). Dzisiaj dostęp do skał jest mocno utrudniony. Ciemnoszare bazalty wieku neogeńskiego (miocen; Milewicz 1961) przebiły różowo-szare piaskowce triasu dolnego (pstrego piaskowca), które nie tworzą odsłonięć na stokach Świątka – można je rozpoznać jedynie po różowej barwie piaszczystej zwietrzeliny i gleby, występujących na polach i w skarpach dróg leśnych wokół wzniesienia.
Świątek - odsłonięcie bazaltów, fot. A. Kowalski
Bazalty Świątka są skałami masywnymi: w jednorodnym tle skalnym nie widać zazwyczaj pojedynczych minerałów, cechują się zatem strukturą afanitową. Jedynym wyjątkiem są zielone oliwiny (krzemiany magnezu i żelaza), które miejscami występują w formie okrągłych lub nieregularnych skupień małych kryształów o wielkości do 5 mm, tzw. ksenolitów. Uważa się, że są to fragmenty płaszcza ziemskiego porwane przez bazaltową magmę wydobywającą się na powierzchnię ziemi z głębokości niekiedy większej niż 30 km.
Świątek - odsłonięcie bazaltów, fot. A. Kowalski
W odsłonięciach bazaltów na Świątku występują regularne, pięcio- lub sześcioboczne słupy, których średnica wynosi od 25 do 50 cm. Jest to szczególnie dobrze widoczne w ścianach przedwojennego kamieniołomu oraz w skałkach w szczytowej, niezarośniętej partii wzgórza. Tego typu struktury pojawiają się pospolicie w skałach magmowych. Powstają one w wyniku stygnięcia lawy lub magmy, na powierzchni lub w pobliżu powierzchni ziemi, np. w kominach wulkanicznych. Orientacja dłuższych osi słupów jest najczęściej prostopadła do powierzchni, od której następuje chłodzenie stopu magmowego.
Świątek - odsłonięcie bazaltów, fot. A. Kowalski
Słupy na Świątku układają się w koncentryczny i wachlarzowaty sposób – są one nachylone w różnych kierunkach pod kątami ok. 35-45 stopni, natomiast w brzeżnych częściach odsłonięć słupy są zorientowane niemal poziomo. Pozwala to stwierdzić, że centralna część wzgórza stanowiła w przeszłości środkową część komina wulkanicznego, gdzie chłodzenie magmy następowało z wielu kierunków. Bazalty Świątka powstały więc poprzez zastygnięcie magmy w kominie wulkanu.
Świątek - odsłonięcie bazaltów, fot. A. Kowalski
Według Śliwy (1967) na Świątku miały miejsce dwa etapy erupcji i wypływu magmy bazaltowej. Obecnie Świątek jest zachowanym fragmentem komina wulkanicznego, który ostał się w wyniku większej odporności na wietrzenie bazaltu w stosunku do skał osłony – piaskowców triasu dolnego. Wzniesienie przyjmuje postać charakterystycznego stożka, wznoszącego się ok. 50 m ponad okoliczne pola.
Historycznie na wzniesieniu mogło istnieć miejsce słowiańskiego kultu (Beck 1897), a według legend i podań ludowych (Staffa i in. 2002) w średniowieczu wybudowano tu kapliczkę lub kościół, stanowiący popularne miejsce pielgrzymek. Stąd miała wziąć swą nazwę dzisiejsza Pielgrzymka (niem. Pilgramsdorf), gdzie przed wejściem na szczyt mogli odpoczywać pielgrzymi i pątnicy. Niektórzy podobno wchodzili na Świątek na kolanach, specjalnie do tego przygotowaną drogą z Rochowa.
Obecnie obok szczytu Świątka przebiega zielony Szlak Zamków Piastowskich. Omija on jednak szczyt, na który trzeba wejść ścieżką oznakowaną niewielkim drogowskazem. Z wierzchołka roztacza się piękny widok w kierunku południowym, sięgający przez Góry i Pogórze Kaczawskie aż po masywny wał Karkonoszy z najwyższą Śnieżką.
Stanowisko 2: Kamieniołom w Złotoryjskim Lesie – „Piekiełko”
Współrzędne 51°06'38.9794"N, 15°46'19.1481"E
Stary, nieczynny kamieniołom, nazywany potocznie „Piekiełkiem”, znajduje się w Złotoryjskim Lesie, około 1,2 km na południowy zachód od przysiółka Choiniec. Do kamieniołomu prowadzi utwardzana droga leśna.
image Tablica 2 "Kamieniołom Piekiełko" (wysoka rozdzielczość) (11.95 MB)
Do II wojny światowej eksploatowano tu piaskowce o wyraźnej bloczności (tzw. piaskowce ciosowe), które służyły jako materiał budowlany dla mieszkańców pobliskich miejscowości.
W kamieniołomie odsłaniają się skały dwóch ważnych okresów geologicznych – triasu i kredy (Kühn i Zimmermann 1918). W tych dwóch okresach na obszarze Krainy Wygasłych Wulkanów panowały odmienne warunki klimatyczne i zachodziły inne procesy. Pomiędzy wczesnym triasem a późną kredą występuje luka czasowa, sięgająca niemal 150 milionów lat. We wczesnym triasie, w okresie 251 247 milionów lat temu, na tym obszarze panował suchy i ciepły klimat. Po rozległych, nachylonych w kierunku północnym i północno-wschodnim równinach płynęły płytkie rzeki, w których osadzał się piaszczysto-żwirowy materiał, pochodzący z pozostałości po łańcuchach górskich, utworzonych w późnym karbonie i permie (Mroczkowski 1972).
Powstały wówczas piaskowce o różowym, szaro-białym lub pstrym zabarwieniu. Zabarwienie takie nadają związki żelaza obecne w spoiwie skał i jest ono charakterystyczne dla skał utworzonych w środowisku lądowym. W związku z barwą tych skał, od dawna określane są one jako pstry piaskowiec (niem. Buntsandstein) (Scupin 1933).
Tablica ścieżki geoturystycznej w Kamieniołomie Piekiełko, fot. A. Kowalski
W kamieniołomie „Piekiełko” skały pstrego piaskowca występują w dolnej części ścian, do wysokości około 1,5-2 m. Jest to najlepiej widoczne po lewej stronie, przy wejściu do kamieniołomu. Odsłaniają się tu szaro-różowe, a miejscami żółte piaskowce o wyraźnych powierzchniach warstwowania. W piaskowcach widoczne są wklęsłe powierzchnie, będące zapisem obecności płytkich koryt rzecznych. W ich dolnej części widoczne są nagromadzenia niewielkich otoczaków o średnicy do 2 cm, zalegających niegdyś na dnie triasowych rzek.
Powyżej piaskowców triasowych znajdują się skały kredy: żółto-szare lub oliwkowozielone piaskowce. Tworzyły się one na dnie zbiornika morskiego, które przykryło obszar niemal całych Sudetów ok. 100 milionów lat temu. Pomiędzy tymi odmianami skał istnieje więc luka czasowa sięgająca niemal 150 milionów lat. W tym czasie, na obszarze Sudetów miało miejsce intensywne wietrzenie chemiczne i niszczenie obszarów lądowych (Migoń i Lidmar-Bergström 2001).
Zalew morski, który miał miejsce w cenomanie późnym (kreda późna, ok. 98 milionów lat temu) objął niemal cały obszar dzisiejszych Sudetów, które stanowiły wówczas zrównany teren nizinny o nieznacznych różnicach wysokości. Zwietrzeliny pokrywające dużą część lądów zostały wtedy całkowicie usunięte i były przenoszone przez fale i prądy, tworzące się w płytkim zbiorniku morskim (Wojewoda 1997). Zapis tego procesu znajdziemy na granicy pomiędzy skałami triasu i kredy.
W kamieniołomie, na wysokości około 2 m, znajduje się cienka (ok. 10 cm) warstwa żwiru, zalegająca powyżej wyraźnej, niemal poziomej granicy geologicznej. Jest to warstwa tak zwanego zlepieńca transgresywnego, która powstała w wyniku wielokrotnego przemywania i przemieszczania po płytkim dnie morskim większych otoczaków i ziaren piasku, pochodzących z niżej leżących osadów pstrego piaskowca. Określenie „transgresywny” ma podkreślić charakter i genezę tego osadu, który powstał w wyniku dość szybkiej transgresji morskiej, czyli zalania obszaru przez płytkie morze, a w dalszej kolejności przeróbki zwietrzelin i niżejległych osadów przez wzburzone wody morskie.
Płytkie morze kredowe na obszarze Sudetów było zbiornikiem śródkontynentalnym, czyli morzem otoczonym lądami i niewielkimi wyspami. To właśnie z tych wysp był znoszony piasek budujący piaskowce występujące w górnej części ścian kamieniołomu. Dobrze natlenione wody zbiornika zostały bardzo szybko zasiedlone przez organizmy żyjące na dnie morza (tzw. organizmy bentoniczne). Świadczą o tym liczne skamieniałości zwierzęce, m.in. małże z rodzaju Chlamys, Janira, Lima czy Inoceramus, znajdowane już w najstarszych osadach kredy. Odciski małży kredowych można znaleźć w blokach skalnych zalegających w kamieniołomie.
Piaskowce występujące w „Piekiełku” zaliczane są do tzw. ogniwa z Wilkowa (Milewicz 1997). Nazwa tego ogniwa pochodzi od miejscowości Wilków k. Złotoryi, gdzie piaskowce te są najlepiej odsłonięte. Jest to jeden z trzech głównych poziomów piaskowcowych kredy na obszarze gminy Pielgrzymka. Piaskowce są rozdzielone drobnoziarnistymi skałami mułowcowo-ilastymi o dużej zawartości węglanu wapnia (mułowce wapniste, iłowce wapniste i wapienie).
Stanowisko 3: Cygańskie Skały – odsłonięcie piaskowców
Współrzędne 51°07'24.7970"N, 15°45'45.7738"E
Cygańskie Skały położone są ok. 550 m na północny wschód od przysiółka Choiniec w Czaplach i znajdują się po wschodniej stronie drogi prowadzącej z przysiółka Choiniec do przysiółka Jasionek w Czaplach.
image Tablica "Cygańskie Skały - piaskowce" (wysoka rozdzielczość) (11.03 MB)
Odsłaniają się tu piaskowce kwarcowe, tworzące na terenie Złotoryjskiego Lasu pas o przebiegu WNW-ESE i długości ok. 2,5 km. Zaliczane są one do środkowego turonu (ogniwo piaskowców z Chmielna, środkowe piaskowce ciosowe; Milewicz 1997). Piaskowce nachylone są pod niewielkim kątem (do 10°) w kierunku północnym i północno-wschodnim oraz tworzą niewielkie formy skałkowe. Eksploatowano je w kilku płytkich kamieniołomach, położonych w sąsiedztwie skałek.
Cygańskie Skały, fot. A. Kowalski
Materiał budujący Cygańskie Skały to piasek gruboziarnisty, który zawiera rozproszone ziarna żwiru o grubości do ponad 2 cm. W piaskowcach dobrze widoczne są liczne struktury, takie jak warstwowania przekątne, które tworzyły się na dnie płytkiego morza, istniejącego na obszarze Sudetów w późnej kredzie (od ok. 100 do 85 milionów lat temu).
Warstwowania przekątne powstają podczas przemieszczania się po dnie zbiornika wodnego form o kształtach przypominających lądowe wydmy. W zależności od wielkości nazywa się je riplemarkami (niewielkie formy o wysokości do kilku centymetrów) albo falami piaskowymi (formy duże, o wysokości kilkudziesięciu centymetrów lub nawet kilku metrów). Tworzą się w wyniku oddziaływania fal lub prądów morskich na piaszczyste dno zbiornika. Rozmiar i kształt tych form zależy między innymi od prędkości przepływu, głębokości wody czy wielkości transportowanych ziaren piasku. Nachylenie warstw piasku jest zgodne z kierunkiem przemieszczania się form po dnie, czyli wskazuje bezpośrednio na kierunek przepływu prądu morskiego.
Odsłonięcia piaskowców Cygańskich Skał pozornie nie są spektakularne – pojedyncze skałki mają wysokość zaledwie do 2,5 m. Uwagę zwraca jednak forma ich występowania. Skałki zlokalizowane są po południowej stronie grzbietu i przyjmują kształty niewysokich baszt skalnych. Znajdują się one na asymetrycznym progu morfologicznym, którego powstanie jest związane ze zjawiskami erozji i wietrzenia. Zjawiska te przyczyniły się do odsłonięcia piaskowców jako skał bardziej odpornych na wietrzenie od niżej- i wyżejległych skał drobnoziarnistych (mułowców wapnistych). W związku z nachyleniem płyty piaskowców w kierunku północnym, próg jest asymetryczny – jego północny stok jest łagodnie nachylony, natomiast na południowym powstały formy skałkowe.
Cygańskie Skały, fot. A. Kowalski
Nie mniej ciekawe są procesy, które wpływają na kształt skałek. Największy udział w powstaniu takich form miał bardzo wolny przepływ wody (drenaż) wzdłuż pionowych powierzchni spękań oraz tzw. sufozja – zjawisko geologiczne polegające na wypłukiwaniu ziaren (cząstek minerałów) z osadu przez wody wsiąkające w skałę lub glebę. Wypłukany materiał przemieszcza się w przestrzeniach porowych, szczelinach itp. W przypadku baszt Cygańskich Skałek wypływ wód koncentruje się na granicach ławic piaskowcowych. Na skutek tego tworzą się tzw. nisze sufozyjne, nadające skałce kształt asymetrycznej baszty lub małego grzyba skalnego.
Cygańskie Skały, fot. A. Kowalski
Górną część baszty stanowi zazwyczaj masywny piaskowiec o niewielkiej (jak na piaskowce) porowatości (ok. 15%). Partie silniej zwietrzałe, czyli miejsca, w których rozwijają się nisze, tworzą warstwowane, zlepieńcowate piaskowce o znacznie większej porowatości, dochodzącej czasem do 50%. Taki układ sprawia, że wody pochodzące z opadów lub topniejącej pokrywy śnieżnej infiltrują w przestrzeń skalną, a miejscem ich wypływu jest skała bardziej porowata, czyli ta, która obecnie stanowi podstawę baszty lub grzyba. Proces ten jest cykliczny i w rezultacie prowadzi do powstania malowniczych form skalnych.
Stanowisko 4: Żwirownia w Czaplach
Współrzędne 51°08'00.5276"N, 15°44'05.1288"E
Czynna żwirownia w Czaplach (Zakład Górniczy „Czaple II”) położona jest ok. 400 m na północ od skrzyżowania dróg asfaltowych w Czaplach, po wschodniej stronie drogi z Czapli do Nowej Wsi Grodziskiej. Żwirownia Czaple II jest jednym z większych tego typu zakładów górniczych w Krainie Wygasłych Wulkanów, a obszar eksploatacji bardzo szybko się powiększa. Wejście na teren żwirowni możliwe jest wyłącznie po uzyskaniu zgody właścicieli, natomiast obiekt jest widoczny także z drogi gminnej.
image Tablica "Żwirownia w Czaplach" (wysoka rozdzielczość) (12.23 MB)
Badania geologiczne prowadzone w żwirowni w ostatnich latach wykazały obecność struktur związanych z pobytem lodowców na obszarze Pogórza Kaczawskiego. Piaski i żwiry odsłaniające się w żwirowni zaliczane są do zlodowacenia środkowopolskiego (Saale II), które miało miejsce w plejstocenie, w okresie 243-191 tysięcy lat temu.
Żwirownia w Czaplach, fot. A. Kowalski
Badania wykazały, że osady odsłaniające się w Czaplach związane są z wodami roztopowymi, które wypływały z lodowców i pozostawionych przez nie ogromnych brył lodu. Wody roztopowe wiążą się prawdopodobnie z okresem silnego topnienia i wycofywania się lądolodów z tego obszaru wskutek ocieplenia klimatu, które miało miejsce pod koniec zlodowacenia środkowopolskiego. Wody płynęły wówczas wąskimi i krętymi korytami, osadzając dużo piaszczystego i żwirowego materiału, pochodzącego przede wszystkim z obszaru Sudetów, jak również skał obcych, przyniesionych wcześniej na obszar Pogórza Kaczawskiego przez lądolód.
Skały obce przyniesione przez lądolód to przede wszystkim czerwone i bordowe granity pochodzące ze Skandynawii i krzemienie ze środkowej Polski. Tego typu skały można oglądać w formie pojedynczych głazów na stoku Świątka lub na terenie Złotoryjskiego Lasu. W górnej części żwirowni występują ponadto gliny lodowcowe, zawierające liczne otoczaki, niekiedy w formie głazów o średnicy do 1 m. Skład otoczaków w obrębie osadów piaszczysto-żwirowych i glin lodowcowych występujących w żwirowni wskazuje na obecność przede wszystkim skał lokalnych. Są to głównie skały metamorficzne struktury kaczawskiej, osadowe i wulkaniczne skały permu, osadowe skały triasu i kredy obszaru synklinorium północnosudeckiego oraz kenozoiczne bazalty.
Skały lokalne stanowią ponad 90% udziału osadów lodowcowych. Znaczną domieszkę, zwłaszcza w glinach, stanowią skały obce, głównie narzutniaki skandynawskie (granity, w tym odmiany typu rapakiwi – ok. 20% udziału we frakcji głazowej). Szczególnie interesujące są fragmenty krzemieni (prawdopodobnie jurajskich; ok. 3-4% udziału), w tym wykorzystywane w jubilerstwie odmiany pasiaste.
Żwirownia w Czaplach, fot. A. Kowalski
Najciekawsze z geologicznego punktu widzenia są jednak zjawiska występujące w osadach odsłaniających się w górnej i środkowej części żwirowni. Stwierdzono tam obecność deformacji i innych struktur o genezie glacitektonicznej w skali niespotykanej dotychczas na obszarze Sudetów. Tego typu struktury są powszechne na wszystkich poziomach żwirowni w Czaplach.
W jej górnej części występują spektakularne formy fałdowe, które tworzyły się w drobnoziarnistych osadach lodowcowych. W gruboziarnistych piaskach i żwirach występują różnego rodzaju uskoki, nasunięcia i spękania, które ograniczają niekiedy oderwane od podłoża i przemieszczone w wyniku nacisku lodowca płaty osadów.
Na podstawie rozmieszczenia i orientacji tych struktur oraz innych wskaźników obserwowanych w osadach żwirowni, zrekonstruowano kierunki nasunięć lądolodu w tej części Krainy Wygasłych Wulkanów (Kowalski i in. 2018). Nasuwał się on z północnego zachodu na południowy wschód. Pomimo że kierunek ten był dość łatwy do przewidzenia i postulowany przez badaczy, to w tej części Dolnego Śląska nie notowano wcześniej takiej skali występowania struktur glacitektonicznych. Dlatego stanowiska osadów lodowcowych w Czaplach należy uznać za unikatowe w skali Sudetów.
Stanowisko 5: Kamieniołom bazaltu na Kopce (343,8 m n. p. m.)
Współrzędne 51°08'44.7330"N, 15°45'32.5275"E
W nieczynnym kamieniołomie, zlokalizowanym na północnych stokach wzgórza Kopka (343,8 m n.p.m.), pomiędzy miejscowościami Czaple i Nowa Wieś Grodziska, na niewielką skalę eksploatowana była żyła magmowych skał wylewnych z grupy bazaltów. Skały te są zaliczane do okresu neogenu (miocen) (Milewicz i Jerzmański 1959).
image Tablica "Kamieniołom bazaltu na Kopce" (wysoka rozdzielczość) (11.90 MB)
Żyła bazaltu występuje na południe od uskoku Jerzmanic i jest z nim genetycznie związana – magma bazaltowa wydobywała się na powierzchnię ziemi systemem szczelin i spękań związanych z tym uskokiem. Na odcinku od Czapli do Złotoryi znajduje się jeszcze około pięciu podobnych wystąpień bazaltów, jednak jedynie w odsłonięciu bazaltu na północnych stokach Kopki można dostrzec wyjątkowe zjawiska związane z wnikaniem magmy bazaltowej w starsze skały osłony – piaskowce pochodzenia morskiego kredy górnej (koniaku).
Kamieniołom bazaltu na Kopce, fot. A. Kowalski
W bazaltach występują słupy, które przyjmują w przekroju regularne, cztero-, pięcio- lub sześcioboczne zarysy o średnicy do 40 cm. Tego typu struktury występują pospolicie w skałach magmowych. Powstają one w wyniku stygnięcia lawy lub magmy na powierzchni lub w pobliżu powierzchni ziemi, np. w kominach wulkanicznych. Orientacja dłuższych osi słupów jest najczęściej prostopadła do powierzchni, od której następuje chłodzenie stopu magmowego. W starym kamieniołomie na Kopce słupy przyjmują zazwyczaj orientację pionową, a w brzeżnych częściach łomu – zbliżoną do poziomej, co pozwala stwierdzić, że środkowa część łomu stanowiła w przeszłości centralną część komina wulkanicznego.
Na obszarze Pogórza Kaczawskiego znajduje się kilkadziesiąt wystąpień skał bazaltowych, które tworzą najczęściej tzw. neki (ang. neck – szyja), czyli odpreparowane fragmenty kominów wulkanicznych. Do najbardziej znanych neków powulkanicznych na obszarze Pogórza Kaczawskiego należą m.in. Ostrzyca (501 m n.p.m.), Grodziec (389 m n.p.m.) i Wilcza Góra (373 m n.p.m.) koło Złotoryi.
Górna część komina wulkanicznego na Kopce została całkowicie zniszczona w wyniku procesów wietrzenia i erozji, trwających kilkanaście milionów lat i nie ma już po niej śladu na powierzchni terenu. Środkowa część komina została odsłonięta w wyniku działalności kamieniołomu.
Najciekawszym zjawiskiem w kamieniołomie nie jest jednak samo wystąpienie bazaltu, który jest skałą występującą dość pospolicie na obszarze Dolnego Śląska. Oprócz bazaltu znajdują się tu również odsłonięcia piaskowców, czyli skał, które zostały przebite przez wulkaniczny komin bazaltowy. Gorąca bazaltowa magma odcisnęła w nich swoiste piętno – piaskowce zostały dość silnie podgrzane.
Kamieniołom bazaltu na Kopce, fot. A. Kowalski
Najbardziej unikalne są jednak struktury słupkowe, które utworzyły się w piaskowcu w wyniku jego stygnięcia. Podgrzany piaskowiec zachował się bowiem jak skała magmowa, w której w wyniku stygnięcia i kurczenia wytwarza się regularna sieć spękań, czyli tzw. cios kolumnowy. W piaskowcach utworzyły się kilkunastocentymetrowe, pięcio- i sześcioboczne słupki, do złudzenia przypominające struktury występujące w bazaltach. Tego typu zjawiska występują w piaskowcach bardzo rzadko, a w Polsce zostały stwierdzone jedynie w kilku stanowiskach, położonych w większości – co ciekawe – na Dolnym Śląsku.
Podobne zjawiska można oglądać w okolicach Wlenia, gdzie piaskowcowe fragmenty (tzw. porwaki) zostały porwane przez wnikającą w nie i przedzierającą się ku górze magmę bazaltową (Wagner 1961; Kowalski 2017). W nich również utworzył się piękny cios kolumnowy, podobnie jak ma to miejsce w Czaplach. Wystąpienie porwaków piaskowcowych koło Wlenia jest jednak znane od czasów przedwojennych i obecnie chronione jako pomnik przyrody o nazwie „Porwaki”.
Na górze Kopka zjawiska kontaktowe zostały po raz pierwszy opisane w przewodnikach geoturystycznych (Kowalski 2019; Kowalski 2021) i zasługują na ochronę oraz zachowanie.
Literatura:
- Beck, S., 1897. Das Bober-Katzbach-Gebirge : ein Handbüchlein für Geographen, Naturfreunde und Vergnügungsveisende. 71 s. Hirschber: Bote a.d. Riesengebirge.
- Kowalski, A., 2017. 500 milionów lat historii geologicznej okolic Wlenia (Pogórze Izerskie, Sudety Zachodnie). Przewodnik do wycieczki terenowej. XVII Konferencja Doktorantów i Młodych Uczonych, 23-26 maja 2017, Szklarska Poręba. Wydział Geoinżynierii, Górnictwa i Geologii Politechniki Wrocławskiej, 31 pp. ISBN 978-83-7493-982-9.
- Kowalski, A., Makoś, M., Pitura, M., 2018. New insights into the glacial history of southwestern Poland based on large-scale glaciotectonic deformations – a case study from the Czaple II Gravel Pit (Western Sudetes). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 88: 341-359.
- Kowalski, A., 2019. Atrakcje geoturystyczne Czapli i okolic (w gminie Pielgrzymka, w Krainie Wygasłych Wulkanów). Przewodnik Geologiczny. 64 s.
- Kowalski A., 2021. Przewodnik geologiczno-przyrodniczy po gminie Pielgrzymka w Krainie Wygasłych Wulkanów. Gmina Pielgrzymka, Fundacja Wulkan Energii, Pielgrzymka.
- Kühn, B., Zimmermann, E., 1918. Geologische Karte von Preußen und benachbarten Bundesstaaten. Blatt Gröditzberg. Preußischen Geologischen Landesalstalt, Berlin.
- 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., Jerzmański, J., 1959. Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000, Arkusz Pielgrzymka. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
- Milewicz, J., 1961. Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000, Arkusz Skorzynice. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.
- Milewicz, J., 1997. Górna kreda depresji północnosudeckiej (lito- i biostratygrafia, paleogeografia, tektonika oraz uwagi o surowcach). Prace Geologiczno-Mineralogiczne, 61, 1–58.
- Mroczkowski, J., 1972. Sedymentacja pstrego piaskowca w niecce północnosudeckiej. Acta Geologica Polonica, 22, 2, 351–377.
- Scupin, H., 1933. Der Buntsandstein der Nordsudeten. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gessellschaft, 85, 161–189.
- Staffa, M., Mazurski, K., Pisarski, G., Czerwiński, J., 2002. Słownik geografii turystycznej Sudetów: Pogórze Kaczawskie. I-BIS, Wrocław.
- Śliwa, Z., 1967. Własności strukturalne bazaltów Śląska. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 37: 435-454.
- Wagner, S., 1961. Kolumnowa oddzielność porwaków piaskowca w bazalcie z okolicy Wlenia. Kwartalnik Geologiczny, 5, 217–220.
- 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.