jurand wojewoda

GEOATRAKCJE GR STOOWYCH- przewodnik geologiczny

po Parku Narodowym Gr Stoowych

Jurand Wojewoda - geolog, hydroge-olog i zyk. Studia magisterskie i dokto-rat z sedymentologii ska osadowych w Grach Stoowych na Uniwersytecie Wrocawskim. Absolwent prestiowych stypendiw, m.in. Stypendium Hum-boldta. Wsptwrca kierunku geologia

na Uniwersytecie A. Mickiewicza w Poznaniu. Pracownik Instytutu Nauk Geologicznych, wychowawca pokole geologw, promotor ponad 30 magi-strw i doktorw. Autor ponad 160 publikacji naukowych, w tym blisko 60 dotyczcych geologii i sedymentologii Gr Stoowych. Wydawca lub redak-tor ponad 20 ksiek z zakresu geologii i czasopism o rnej tematyce (m.in. Magazyn Windsurngowy DESKA, REGION, GEOCHRONOMTERIA). Z zamiowania turysta, sportowiec i rymokleta. Cae swoje dorose ycie powci Grom Stoowym.

1

GEOATRAKCJE GR STOOWYCH -przewodnik geologiczny

po Parku Narodowym Gr Stoowych

Jurand Wojewoda

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocawski, Pl. Maksa Borna 9,

50-204 Wrocaw, e-mail: jurand.wojewoda@ing.uni.wroc.pl

Wydawca: Park Narodowy Gr Stoowych 2011.

Nakad: 1000 egz.

Sfinansowano ze rodkw Wojewdzkiego Funduszu Ochrony rodowiska i Gospodarki Wodnej we Wrocawiu

POOENIE OBSZARU PARKU NARODOWEGO GR STOOWYCH

Park Narodowy Gr Stoowych powsta 16 wrzenia1993 r. (dalej w tekcie po prostu Park). Jako jeden z niewielu obszarw na wiecie, powsta gwnie z myl o walorach skalnych tej czci Sudetw. Obszar Parku w caoci znajduje si w Sudetach rodkowych (Walczak 1968; Kondracki 1994). Jest regionalnym wododziaem dla zlewni Morza Pnocnego (dorzecza Metuji-aby) i Batyku (dorzecza Nysy-Odry). To szczeglna pozycja, ktra sprawia, e obszar Parku ma wyjtkowe znaczenie dla bilansu zarwno wd powierzchniowych, jak i wd podziemnych. Gdy te ostatnie od wiekw stanowi dobrodziejstwo dla regionu (liczne uzdrowiska), to lokalne strumienie, potoki oraz rzeki mog okresami stwarza wiele zagroe, w tym powodziowych (Fig. 1 & Fig. 2).

Niezwykle malownicze i ciekawe pod wzgldem genezy s formy skalne wystpujce w Grach Stoowych, ktre od zawsze przycigay uwag przyrodnikw, turystw i artystw. Dominujcy wpyw na rozwj krajobrazu tego obszaru ma wspczesna budowa geologiczna oraz historia jej rozwoju.

OBSZARY KRAJOBRAZOWE

Gry Stoowe

Park obejmuje tereny kilku obszarw krajobrazowych, ktre wyrniaj tak rzeba, jak i struktura geologiczna (Fig. 3). Najwikszym obszarem, ktry stanowi ponad 80% caej powierzchni Parku, s Gry Stoowe. Pod t nazw z reguy rozumie si do paski obszar zbudowany w przewadze ze ska osadowych kredy, na ktrym dominuj rozlege masywy zbudowane z piaskowcw, o charakterystycznych, rwnie paskich powierzchniach wierzchowinowych (plateau) i pionowych zboczach (progi). W centralnej czci Gr Stoowych wystpuje wyduony rwnolenikowo masyw, rozbity poprzecznymi dolinami na cztery mniejsze. Idc od zachodu s to kolejno Masyw Skalnika, Wzgrze Ptak, Masyw Biaych cian i Masyw Batorowa. Jednak najbardziej charakterystycznym elementem krajobrazu Gr Stoowych, o ktrym mona wrcz powiedzie, e jest unikalnym symbolem Sudetw, jest rozbity na dwie czci Masyw Szczelica (Fig. 4). Jego charakterystyczny ksztat, przypominajcy najeon basztami warowni, od zawsze przyciga turystw i inspirowa artystw

Pozostaa cz obszaru Gr Stoowych agodnie zapada ku wschodowi i miejscami jest niemal idealnie paska, tworzc rozlege rwninne tereny nazywane rwniami - Rwnia ycka (zwana Sawann Afrykask) (Fig. 5), czy Rwnia Pasterska (zwana Sawann Pastersk) (Fig. 6). W okolicach yc-Zotna rozpoczyna si rozlege obnienie drenowane przez Potok Zotnowski, tzw. Obnienie ycko-Dusznickie (por. Staffa i in., 1996).

Do najbardziej malowniczych i zrnicowanych pod wzgldem rzeby nale progi morfologiczne, ktre kocz paskowye i rwnie. Najwikszy zasig ma Prg Radkowa pnocna krawd Gr Stoowych, ktra ogldana od pnocy, np. z okolic Gajewa, oddaje sens nazwy tych gr (Fig. 7). Drugi prg skalny, tzw. Urwisko Batorowa, wyznacza poudniowe, krajobrazowe granice Gr Stoowych, a po granice Szczytnej. Mniej znany, jednak rwnie malowniczy, jest tzw. Prg Pasterki stroma skarpa ograniczajca od poudnia dolin Pasterskiego Potoku.

Regionalnym ewenementem krajobrazowym jest tzw. Obnienie Czerwonej Wody. Potok, ktry da nazw tej czci Gr Stoowych, ma swoje rda na pnocnych zboczach Skalniaka, po czym pynie niemal dokadnie wzdu wododziau zlewni Bystrzycy Dusznickiej i cinawy. Jest tak dlatego, e dolina Czerwonej Wody uformowaa si ponad stref uskokw tektonicznych, przy ktrych do dzisiaj trwa systematyczne obnianie terenu (Wojewoda 2007 a). Lokalnie, na obszarach, gdzie odpyw wd powierzchniowych jest szczeglnie utrudniony, doszo do powstania terenw bagnistych i torfowych. Do takich obszarw nale Wielkie Torfowisko Batorowskie oraz Niknca ka obszary ochrony cisej na terenie Parku (Marek 1998; Wojewoda 2010).

Wzgrza Lewiskie

Park obejmuje pooon na pnoc od potoku Bystra cz obszaru krajobrazowego, znanego jako Wzgrza Lewiskie (por. Staffa 1996). Teren ten rozdzielony jest przez Potok Daczowski na dwie czci zachodni, tzw. Wzgrza Kudowskie (zbudowane w przewadze z granitw) i wschodni, tzw. Wzgrza Daczowskie (zbudowane w przewadze ze ska metamorficznych).

Obnienie Kudowy

Obnienie Kudowy to niewielka kotlina rdgrska, powstaa wskutek tektonicznego obniania terenu, ktre rozpoczo si w neogenie, i ktre trwa do dzisiaj. Otoczona ze wszystkich stron masywami grskimi stanowi niewielki fragment Parku, chocia siedziba Dyrekcji Parku znajduje si wanie w jej obrbie (Fig. 8).

BUDOWA GEOLOGICZNA OBSZARU PNGS

POZYCJA GEOLOGICZNA OBSZARU

Park znajduje si na pograniczu 3 regionalnych jednostek geologicznych (mezoregionw geologicznych) synklinorium rdsudeckiego, basenu Nachodu i tzw. kopuy orlicko-nienickiej (Wojewoda 2008 a; elaniewicz 2006) (Fig. 9). Obszar Parku tworz fragmenty 6 jednostek strukturalnych (mikroregionw geologicznych) - niecki Batorowa, zapadliska Kudowy, rowu Lewina, masywu Kudowy i masywu Orlicy, ktre zaliczane s do wikszego obszaru - nazywanego przez geologw zachodni czci bloku sudeckiego (elaniewicz 2007 a & b). Granice midzy w/w jednostkami wyznaczaj pojedyncze uskoki tektoniczne lub strefy uskokowe (Wojewoda 2009 a).

Do najwaniejszych rozamw tektonicznych obszaru Parku nale: uskok brzeny Kudowy (BK) oraz uskok Duszniki-Gorzanw (DG), uskok Duszniki-Wambierzyce (DW) oraz strefa uskokw Czerwonej Wody (CW), ktra stanowi przeduenie najwikszej sudeckiej strefy uskokowej Poii-Hronov (PH) (Fig. 10) w kierunku wschodnim.

JEDNOSTKI GEOLOGICZNE

Zapadlisko Kudowy

Zapadlisko Kudowy jest czci wikszej jednostki regionalnej tzw. basenu Nachodu (Wojewoda 2007 c). Jest to romboidalna w zarysie struktura, zbudowana z utworw kredy, ktrej ramy wyznaczaj wspczenie granice rdgrskiego obnienia, dla ktrego w literaturze polskiej przyja si zwyczajowa nazwa obnienie Kudowy (Klimaszewski 1948). Obszar Parku obejmuje may fragment zapadliska Kudowy (Gra Kocielny Las na pnoc od Jeleniowa).

Pierwsze wzmianki o skaach osadowych okolic Kudowy i Nachodu znajduj si w pracy Raumera (1819). Nazwa zapadlisko Kudowy (niem. Kreidescholle von Cudova), jednak tylko w odniesieniu do osadw

kredowych, pojawia si przy okazji publikacji objanie mapy Dolnego lska (arkusz Reinerz) (Roth 1867, w Beyrich i in., 1867), opartych dla tego arkusza gwnie na wynikach prac Beyricha (1849 a & b, 1854). Pierwsz monografi powicon wycznie zapadlisku Kudowy napisa w 1893 roku Richard Michael (1869-1928, autor lub wspautor m.in. wielu map geologicznych Grnego lska). Petrascheck (1904) zaproponowa inn nazw dla zapadliska Kudowy rw plenerski (niem. Plnergraben von Cudova), nazwa ta jednak nie przyja si. Dzisiejsz nazw zapadliska Kudowy ostatecznie utrwaliy prace kartograficzne i strukturalne Rodego (1934) i Gierwielaca (1965).

Zapadlisko Kudowy wypeniaj utwory permu i kredy. O ile miszo permu nie przekracza na obszarze zapadliska Kudowy 200 m, o tyle kreda osiga tutaj lokalnie, w okolicach Czermnej, miszo ponad 300 m. Utwory permu wystpuj lokalnie, w strefach roww tektonicznych, natomiast kreda tworzy synklin o skrzydach nachylonych ku osi zapadliska zorientowanej NWW-ESE. Przy uskokach ramowych zapadliska, gdzie nachylenie utworw kredy dochodzi do 70 (Fig. 11), s one silnie spkane w charakterystyczny sposb zwany kliwaem. W osiowej czci zapadliska podoe metamorficzne kredy jest wypitrzone i tworzy horst o szerokoci do 1,5 km wyduony zgodnie z osi zapadliska.

Rw Lewina

Rw Lewina jest poudnikow struktur, o dugoci ok. 12 km i szerokoci do 1,5 km, ktra rozciga si midzy Kudow Grn i Olenic (Wojewoda 2007 c). Na obszarze Parku znajduje si jedynie niewielki fragment pnocnej czci rowu Lewina, midzy Jerzykowicami Wielkimi a Daczowem (Fig. 12). Rw wypeniaj piaskowce i zlepiece permu, ktre tworz synklin o osi zgodnej z osi rowu. Uskoki ramowe rowu w kilku miejscach przecinaj rwnie pokryw ska kredowych, co wiadczy o ich czciowej, pokredowej reaktywacji. Nazw rw Lewina wprowadzi do literatury Gierwielaniec (1965), chocia pierwszym badaczem, ktry rozpozna i opisa t struktur pod nazw pyty czerwonego spgowca (niem. Rotliegend Tafel) by Rode (1934).

Masyw Kudowy

Masyw Kudowy jest zoon struktur geologiczn i obejmuje skay metamorficzne zaliczane do tzw. kopuy orlicko-nienickiej (por. elaniewicz 2006) i granitoidy intruzji Kudowy-Olenic. Warto wspomnie, e ju w 1804 roku von Buch zaznaczy obszar dzisiejszych Wzgrz Kudowskich na swojej mapie geognostycznej, jako pnocne zakoczenie Gr Bystrzyckich (niem. Habelswerder Gebirge). Obszar Parku obejmuje wiksz cz masywu Kudowy, w tym Wzgrza Kudowskie i Darnkowskie.

Masyw Kudowy tworzy blok tektoniczny o wyranych granicach tektonicznych (Fig. 13). Jego pnocn granic wyznacza przesuwczo-zrzutowa strefa uskokowa arky-Jakubowice (por. Wojewoda 2007 b). Granic wschodni wyznacza strefa uskokw zrzutowych Darnkowa. Granic poudniowo-zachodni masywu Kudowy wyznacza uskok brzeny Kudowy oraz uskok ramowy rowu Lewina. O ile przemieszczenie poziome wzdu strefy uskokowej arky-Jakubowice jest trudne do oszacowania, o tyle zrzuty pionowe na w/w uskokach tylko w odniesieniu do utworw kredy wynosz co najmniej 700 m. Niecka Batorowa

Niecka Batorowa stanowi najwikszy procentowo (ponad 80%) obszar Parku. Nieck buduj utwory kredowe, ktre tworz synklinaln struktur niszego rzdu na obszarze synklinorium rdsudeckiego (Fig. 14) (Flegel i in., 1904). W podou niecki wystpuj osady karbonu, permu oraz skay metamorficzne i granitoidy, takie same, jak w masywie Kudowy. Utwory kredy tworz tutaj pen sekwencj od grnego cenomanu po koniak i osigaj miszo powyej 300 m. Granice poudniowe niecki s tektoniczne (por. Wojewoda & Burliga 1996).

LITOLOGIA I WIEK SKA

Skay wystpujce na obszarze PNGS mona podzieli na 5 piter strukturalno-wiekowych: podoe metamorficzne, intruzj granitow Kudowy-Olenic, osady karbonu, permu oraz kredy (Fig. 15). Pitra rozdzielone s powierzchniami niezgodnoci, ktre stanowi zapis dugookresowych luk stratygraficznych (hiatusw) w historii formowania si grotworu.

Podoe (pitro) metamorficzne

Opisane dalej skay stanowi podoe innych, modszych utworw, jednak na pewno nie s one prostym zapisem najstarszych procesw i wydarze geologicznych w tej czci Sudetw. Mimo to, geolodzy cz je w grup, tzw. pitro strukturalne uznajc, e obecnie jest to zesp najgbszych i najstarszych ska (protolitw), o najduszej udokumentowanej historii geologicznej.

Najstarsze skay, ktre buduj podoe Gr Stoowych, powstay w tzw. starszym paleozoiku. Oczywicie chodzi o wiek powstania materiau pierwotnego - tzw. protolitu, ktry w trakcie swojej ewolucji geologicznej mg ulec odksztaceniu, przebudowie lub znacznym zniszczeniom. Wiek protolitw okrelony zosta metodami datowania bezwzgldnego, midzy innymi metod Rb/Sr, wykorzystujc naturalny rozpad pierwiastkw radioaktywnych. Skay tworzce obecnie podoe metamorficzne byy w przewadze osadami, a w znacznie mniejszej czci skaami magmowymi gbinowymi i wylewnymi. W trakcie orogenezy waryscyjskiej (ca. 360 325 Ma) (Ma milion lat) protolity byy co najmniej 2-krotnie silnie zdeformowane i 4-krotnie przeobraone (zmetamorfizowane), a przeobraziy si w dzisiejsze kwarcyty, upki yszczykowe oraz upki amfibolowe i amfibolity (elaniewicz 1977 a & b). Obecnie wiek protolitw kwarcytw i upkw yszczykowych ocenia si na ordowik (494 19 Ma), natomiast upkw amfibolitowych i amfibolitw nawet na kambr (588 25 Ma) (Bachliski 2002). Skay pitra metamorficznego w okolicach Kudowy, Darnkowa i Daczowa zaliczane s do tzw. serii stroskiej.

Skay te, pod ogln nazw upki krystaliczne (niem. Glimmerschiefer), po raz pierwszy byy opisane przez Leopolda von Bucha (1774-1853) niemieckiego geologa i paleontologa, w jego historycznym raporcie (1802) z podry przyrodoznawczej po lsku, do ktrego doczony zosta pierwszy szkic budowy geologicznej tego obszaru - mapa mineralogiczna z opisem geognostycznym (w tamtym czasie, to co dzisiaj nazywamy geologi nosio historyczn ju nazw geognozja). L. v. Buch by te autorem pierwszych opisw

mineralogiczno-geognostycznych Sudetw (1797), jak rwnie jako pierwszy zebra niezwykle bogaty zbir skamieniaoci. Jego kolekcja koralowcw i gowonogw, rozsypana jest po caym wiecie, cz znajduje si rwnie w posiadaniu Muzeum Geologicznego Uniwersytetu Wrocawskiego (Buch 1885). Kolekcja daa podstaw dla stratygrafii grnego dewonu i najniszego karbonu, nie tylko Dolnego lska, ale i caej Europy (np. Soliclymenia solaroi des von Buch, w pracy Schindenwolf 1937). Rwnie mao znany jest fakt, e L.v.B., jako jeden z pierwszych badaczy opisa metodycznie poprawnie trzsienie ziemi na Dolnym lsku w 1799 roku, podejmujc jednoczenie prb ustalenia jego zasigu, przebiegu i epicentrum (Buch 1801). Inn ciekawostk jest to, e pierwszy opis przestrzennego wystpowania ska metamorficznych powsta przy okazji budowy tunelu na odcinku linii kolejowej czcej Duszniki z Kudow. Opis w 1905 roku wykona geolog niemiecki K. Flegel, jeden z bardziej zasuonych badaczy Sudetw, profesor Uniwersytetu we Wrocawiu.

Masywy granitowe Kudowy-Olenic

Nazwa masywy granitowe Kudowy-Olenic jest jak najbardziej uzasadniona. Pod wzgldem ilociowym w obydwu tych masywach dominuj rne odmiany granitw, nazywane odpowiednio granitem z Kudowy (gK) oraz granitem z ermnej (gC). Nazwy granit z Kudowy jako pierwszy uy geolog niemiecki R. Michael w 1893 r. w pierwszym opracowaniu powiconym budowie geologicznej okolic Kudowy. Z kolei druga nazwa pochodzi od maej przygranicznej miejscowoci nieopodal Nachodu - esk ermn, a uy jej jako pierwszy geolog austriacki W. Petrascheck w 1910 r. Polscy geolodzy po II Wojnie wiatowej przejli to nazewnictwo (Gierwielaniec 1965).

Poza rnymi odmianami granitw, obydwa masywy s bardzo bogate w inne odmiany skalne, w tym rne skay magmowe i yowe, takie jak granodioryty, tonality czy porfiry (Gierwielaniec 1965). Skay obydwu masyww s bardzo silnie popkane, poprzecinane uskokami i yami. Powszechnie wystpuj skay, ktre powstay na skutek

tektonicznego rozkruszenia i ponownej krystalizacji (brekcje tektoniczne, kataklazyty i mylonity). W takich sytuacjach nierzadko cae partie ska s okruszcowane i napotyka si na niezwykle ciekawe okazy mineraw. W wielu miejscach skay krystaliczne obydwu masyww s silnie zmienione przez wietrzenie chemiczne.

Granit jest zwykle ska zwiz, nierwnoziarnist, rednioziarnist, o barwie czerwonobrunatnej i wykazujc istotne zmiany pierwotnej budowy. Skada si z kwarcu, plagioklazu, skalenia potasowego i biotytu. Tekstura granitu jest najczciej bezadna, miejscami lekko kierunkowa, co spowodowane jest nieznacznie rwnolegym uoeniem blaszek biotytu i agregatw kwarcowych. Skaa jest wyranie skataklazowana, co przejawia si reorganizacj pierwotnej wiby i spkaniem ziaren skaleni i kwarcu, jak rwnie obecnoci w nich szczelin wypenionych drobnoziarnistymi agregatami skaleniowo-kwarcowymi, czsto zabarwionymi zwizkami elaza. Skupienia tlenkw i wodorotlenkw elaza, zajmujcych interstycjalne pozycje, s powszechnym skadnikiem zmienionych granitw (Fig. 16 i 17).

Granodioryt to skaa, ktra wykazuje struktur rnokrystaliczn, czsto okrelan jako porfirowata. Polega ona na tym, e krysztay plagioklazw o rozmiarach do 10 mm tkwi w drobnokrystalicznej masie kwarcowo-skaleniowej. Tekstura w tych skaach jest najczciej kierunkowa, co wyraa si rwnolegym uoeniem biotytu i agregatw drobnokrystalicznego kwarcu. Tonality to rnoziarniste skay o masywnej i kierunkowej teksturze (Fig. 18). Kataklazyty to skay o rnym skadzie, najczciej jednak zblione do granodiorytu. Krysztay skalenia s silnie spkane, a otwarte spkania zablinione kwarcem. Czci brzene ziaren s wyranie pokruszone. Czsto taki pokruszony materia wraz z serycytem i tlenkami/wodorotlenkami elaza wypenia spkania w skale (Fig. 19).

Wiek masyww granitowych

Szacowany wiek radiometryczny granitu Kudowy to ~ 301-378 Ma. Oznaczenie wykonane zostao metod Rb/Sr na krysztaach biotytu przez Boruckiego (1966). Jednoczenie oznaczenie wykonane nieco inn metod (K/Ar), chocia rwnie na krysztaach biotytu, przez Przewockiego i innych (1962) dao wynik 307-328 Ma. Oznaczenia wieku t sam metod wykonane przez geologw czeskich dla gabro- i granodiorytw z Novho Hrdka, uwaanych za odpowiedniki granitu kudowskiego (Domeka & Opletal 1974), s nastpujce: 318-352 Ma, 327-361 Ma oraz 342-378 Ma. Podobny wiek granitw (331 11 Ma) potwierdzaj wyniki

Bachliskiego (2002) uzyskane dziki zastosowaniu metody (Rb/Sr). Biorc pod uwag inne przesanki geologiczne, jak np. wiek karboskich zwietrzelin na skaach granitowych i metamorficznych (August & Wojewoda 2005), mona przyj z duym prawdopodobiestwem dolny karbon za najbardziej prawdopodobny okres tworzenia si intruzji (313 360 Ma), ze wskazaniem na pny missisip (serpuchov, dawniej namur).

Intruzja magmy granitowej

Granity wystpujce na obszarze Parku s opisywane ju od pocztku XX w. (Petrascheck 1910), a szczegowe rozpoznanie historii deformacji tych ska zawdziczamy pracom elaniewicza (1977 a & b). Petrascheck wyrnia, co prawda, dwie lokalne odmiany granitw (granit z Kudowy i granit z ermnej), jednak w swojej pracy nigdy nie przeciwstawia ich sobie, dostrzegajc raczej liczne podobiestwa.

Magma o skadzie granitu, najprawdopodobniej na przeomie wizenu i namuru, intrudowaa w ju zdeformowany i zmetamorfizowany kompleks ska pitra metamorficznego wykorzystujc zlunienia, spkania i pojawiajc si nadwyk przestrzeni w pobliu przesuwczej strefy uskokowej Poii-Hronov (Fig. 20)(Wojewoda 2007 b & 2009 a).

Dla regionalnych stref przesuwczych bardzo charakterystyczne jest tworzenie si, romboidalnych w zarysie, stref zlunie, tzw. stref relaksacji (ang. relaxation) lub z odcigania (ang. pull-apart), ktre chtnie wykorzystywane s zarwno przez rozgrzane, migrujce od dou magmy, jak i przez zachodzce na powierzchni procesy sedymentacji (Fig. 21 i 22). Intruzja zarwno poudniowej czci granitu, jak i pnocnej, odbywaa si w tym samym czasie, chocia ze zmieniajcym si nateniem. Tym samym, rne granity wystpujce w obrbie tzw. jednostki Nachodu-Kudowy, mona traktowa jako analogiczne biorc pod uwag histori rozwoju geologicznego obszaru Parku.

Zwietrzeliny rezydualne (chemiczne) Specyficzn odmian skaln stanowi zwietrzeliny i pokrywy

zwietrzelinowe (saprolity) rozwinite na granitach (August & Wojewoda 2005). Saprolit to zesp utworw-ska, ktre tworz si w rnych warunkach na podou geologicznym w trakcie wietrzenia chemicznego (Ollier 1969). Profil saprolitowy (Fig. 23) wykazuje charakterystyczne

nastpstwo zjawisk, ktre ukazuje postpujce w gb zwietrzenie skay. Czynnikami sprzyjajcymi wietrzeniu chemicznemu s klimat i chemizm wd gruntowych. Proces wietrzenia zachodzi najintensywniej w klimacie wilgotnym i gorcym, a szczeglnie sprzyja mu bogata rolinno. Rozkad celulozy wzbogaca wody podziemne w humus, a w konsekwencji w CO2.

Na obszarze Parku saprolity spotykamy w rnych miejscach midzy Pstrn i Daczowem. Czasem wystpuj bezporednio na powierzchni, czciej jednak s przykryte permskimi lub kredowymi skaami osadowymi. Klasyczny profil saprolitowy opisany zosta w stanowisku Kudowa Grna w bezporednim ssiedztwie Parku (August & Wojewoda 2005) (Fig. 24). Najnisz cz saprolitw tworzy granit o charakterystycznej winiowo brunatnej barwie, ktry pomimo silnego spkania jest sabo zmieniony chemicznie. Prawie nie s zmienione skalenie potasowe, ale rwnie biotyt nie posiada oznak przeobrae chemicznych. Analizy XRD i termiczne wykazuj obecno kaolinitu oraz hydrobiotytu wyksztaconego z biotytu. Wysze czci saprolitu wyksztacone s najczciej jako typowa ziarnista pokrywa wietrzeniowa typu grus (por. Migo & Lidmar-Bergstrm 2001) (Fig. 25).

Z duym prawdopodobiestwem mona uzna, e zwietrzeliny bezporednio przykryte skaami osadowymi permu powstaway w klimacie umiarkowanym i niezbyt wilgotnym, w krajobrazie o ubogiej rolinnoci. Takie warunki mogy panowa w pnym karbonie, a konkretnie w okresie przed ok. 313 Ma (westfal B i C, August & Wojewoda 2005).

Nieco inny charakter maj zwietrzeliny wystpujce pod skaami osadowymi kredy. Dua ilo kaolinu w skadzie mineraw ilastych budujcych te sparolity wskazuje na bardzo ciepy klimat. Jest bardzo

prawdopodobne, e zwietrzeliny te powstay w czasie od pnej jury po wczesn kred (tyton-alb, ~ 151-111 Ma, por. Migo & Lidmar-Bergstrm 2001 & 2002). Najbardziej sprzyjajce klimatycznie byy okresy wyranego ocieplenia klimatu (walanyn, ~143-134 ma) i globalnego wzrostu zawartoci CO2 (apt, ~126-111 Ma) (por. Weissert & Erba 2004). Prawdopodobnie wanie w tym ostatnim okresie powstay zwietrzeliny kaolinowe w okolicach Jerzykowic.

Karbon

Skay osadowe wieku karboskiego s to w przewadze zlepiece i piaskowce z pokadami wgla kamiennego. S to rwnie najstarsze, niezmetamorfizowane i paleontologicznie udokumentowane osady, ktre le bezporednio na granitach Kudowy lub na skaach metamorficznych, tworzc wski pas wychodni midzy Pstrn na zachodzie i Czarn Kop na wschodzie, ktry stanowi wschodnie przeduenie tzw. kopuy arky -Pstrna (Wojewoda 2007 b) (Fig. 26 i 27).

Po raz pierwszy wiek tych utworw zosta okrelony jako karbon przez Raumera (1818) na mapie przegldowej Sudetw (1:178 600). Friedrich von Raumer (1781-1873) by geologiem-kartografem, ktry od 1811 roku piastowa funkcj profesora Uniwersytetu Wrocawskiego. W 1904 roku, wspomniany wczeniej K. Flegel, wychodnie karbonu opisa jako karboski blok Hronova-Pstrnej i jako pierwszy w odniesieniu do utworw karbonu okolic Kudowy uy nazwy ottweiler (pod t nazw utwory karbonu okolic Kudowy Zdroju byy pniej wielokrotnie opisywane).

Wymienione wyej skay, ju na pocztku XX w. zostay uznane za cz tzw. warstw aclerskich (lub aclskich vrstv, cz.) i tym samym wiek tych ska zosta okrelony jako westfal (Petrascheck 1922, 1923; Berg 1925; Nmejc 1933; Hynie 1949). Pniejsze prace precyzuj wiek powyszych utworw osadowych na westfal B (m.in. Nmejc 1953, 1958; Tsler i in., 1979) (Fig. 28). Tak samo jest okrelany wiek ska osadowych rwnowanych ottweilerowi w polskiej czci synklinorium rdsudeckiego (Nemec i in., 1979) (Fig. 29). W pracach powiconych rekonstrukcjom paleogeografii basenu rdsudeckiego (m.in. Bossowski, Ihnatowicz 1994 a & b) ottweiler zosta zaliczony do najwyszej czci formacji z aclea (westfal B-C) (por. Fig. 29). Podsumowujc, mona z duym prawdopodobiestwem przyj, e najstarsze niezmetamorfizowane osady lece na skaach metamorficznych lub na granicie Kudowy powstay w okresie od ~308 Ma do ~313 Ma. Perm

Skay osadowe permu wystpuj na powierzchni w poudniowym i pnocnym obrzeeniu Parku, odpowiednio w obrbie zapadliska Kudowy (tektonicznych roww Lewina Kodzkiego i Brzozowia) oraz na obszarze synklinorium rdsudeckiego w okolicach Radkowa. Ich poudniowy zasig pod skaami osadowymi kredy wyznacza linia uskokw Czerwonej Wody, przecinajca centralnie i niemal rwnolenikowo gwny masyw Gr Stoowych. S to osady pochodzenia ldowego w przewadze rzeczne oraz jeziorne, podrzdnie eoliczne. Miszo osadw permu na obszarze zapadliska Kudowy przekracza 600 m w okolicach Nachodu, jednak na obszarze Parku (w rowach tektonicznych Lewina Kodzkiego i Brzozowia) nie przekracza 200 m (Fig. 31).

Przez analogi do okolic Trutnova i Nachodu (Holub 1976) oraz do obszaru synklinorium rdsudeckiego (Petrascheck 1933; Dziedzic 1957; Gierwielaniec 1965; Mastalerz i in., 1993) s zaliczane do grnej czci czerwonego spgowca - skasonu. Ich cechy teksturalne i strukturalne, jak rwnie obecno wyranych poziomw wzbogaconych w wglan wapnia (kalicze), pozwalaj te osady skorelowa z najwyszym ogniwem dolnego permu rozpoznanym w okolicach Radkowa, tzn. ze zlepiecem z Wambierzyc (zW) (liwiski 1984; Aleksandrowski i in., 1986). O wieku tych osadw mona jedynie powiedzie, e nie s modsze ni ok. 268 Ma.

Paleogeografia okolic Kudowy w permie

Jak wspomniano wyej wikszo ska permskich na terenie Parku to dawne osady ldowe, ktre gromadziy si zarwno w dolinach wczesnych rzek, jak i na powierzchniach aluwialnych stokw

napywowych. Zachowane w osadach tekstury i struktury sedymentacyjne pozwalaj na okrelenie kierunku przepywu wody w wczesnych rzekach (paloetransportu) i rekonstrukcj ksztatu dawnych dolin. W skali caego regionu, transport osadw odbywa si ku zachodowi (Fig. 31), w kierunku tzw. basenu Trutnova (Burliga i in., 2008; Wojewoda 2008 b), gdzie mniejsze potoki uchodziy do gwnej rzeki pyncej najpierw ku pnocy a nastpnie skrcajcej ponownie na zachd, w kierunku tzw. niecki pnocnosudeckiej. Co ciekawe, pozycja dawnych rzek niemal dokadnie naladuje przebieg dzisiejszych struktur tektonicznych w obrbie zapadliska Kudowy (por. Fig. 31). Przypuszczalnie, dzisiejsze rowy tektoniczne Brzozowia i Lewina zaczy si tworzy ju w trakcie sedymentacji osadw rzecznych w permie, wymuszajc lokalizacj wczesnych dolin rzecznych (paleotraktw fluwialnych).

Kalicze

Na szczegln uwag zasuguj wystpujce w obrbie osadowych ska okruchowych permu wkadki wapieni. Na wielu mapach

geologicznych warstwa wapienia wystpujca w stropie zlepiecw z Wambierzyc (Trutnova) do dzisiaj jest zaznaczana jako cechsztyn (grny perm), co implikowao w przeszoci liczne nieporozumienia, m.in. domniemania o morskim pochodzeniu wapieni. Odkrycie prawdziwej genezy tych wapieni zawdziczamy wrocawskiemu geologowi W. liwiskiemu, ktry w 1984 rozpozna w wapieniach kopalne gleby typu kalicze i tym samym powiza je z ldowymi warunkami sedymentacji. Gleby typu kalicze powstaj w warunkach klimatu suchego i psuchego w nastpstwie powtarzajcych si okresw parowania (dzie) i skraplania (noc) wody w gruncie. Szybkie odparowanie sprawia, e w gruncie krystalizuje wglan wapnia, ktrego ilo stopniowo wzrasta, kosztem pierwotnych skadnikw osadu. Stan dojrzay kalicze osiga wtedy, gdy w przypowierzchniowej warstwie gruntu tworzy si wapie masywny lub rzadziej wapie laminowany (Fig. 32). Poziomy kalicze, opisane w pnocnej otulinie Parku, kocz dugi okres denudacji obszaru Sudetw, ktry nastpi po orogenezie waryscyjskiej (Wojewoda 2008 a) i s najmodsz ska osadow, ktra wsptworzy synklinorium rdsudeckie (Fig. 33).

Kreda

Skay osadowe kredy to utwory morskie, w przewadze drobnoziarniste, wapniste osady muowcowe i rednioziarniste do gruboziarnistych, nawet zlepiecowatych, piaskowce kwarcowo-skaleniowe, kwarcowe (arenity kwarcowe) i glaukonitowe wystpujce na obszarze synklinorium rdsudeckiego i w zapadlisku Kudowy. Trzeba podkreli, e utwory kredy nie wsptworz struktury synklinorium rdsudeckiego, lecz zalegaj niezgodnie na jego rnowiekowych utworach.

Litologia utworw kredy, jak rwnie ich rozprzestrzenienie, zostay rozpoznane ju w XIX w. (Raumer 1918 & 1819; Zobel & Carnall 1931 & 1932; Geinitz 1843 & 1848; Goeppert 1848; Beyrich 1849 a & b; Beyrich i in., 1867; Michael 1893). Obowizujcy do dzisiaj (z niewielkimi korektami schemat litostratygraficzny kredy rdsudeckiej, oparty na inoceramach, zosta rwnie wypracowany na przeomie XIX i XX w. (Michael 1893; Flegel 1904 a & b; Flegel i in., 1904) (Fig. 34). Mona z duym prawdopodobiestwem przyj, e osady kredy wystpujce w obrbie PNGS nie s starsze ni ok. 98 Ma.

Zlepiece muszlowe z Kudowy

Najstarszymi skaami osadowymi w zapadlisku Kudowy s zlepiece i piaskowce wapniste z Kudowy oraz zlepiece muszlowe (pM) i piaskowce krzemionkowo-wapniste z Jakubowic odkryte przez geologa niemieckiego R. Michaela. W 1883 r. Michael opisa je i zaliczy do rodkowego cenomanu. Tym samym okreli przypuszczalny pocztek zalewu morskiego na obszar Sudetw, ktry nastpi w pnej kredzie. Utwory te wystpuj jednak lokalnie i maj niewielki zasig - najprawdopodobniej obocznie i ku grze przechodz w piaskowce glaukonitowe ze skamieniaoci Actinocamax plenus belemnita yjcego na przeomie cenomanu i turonu (Fig. 35).

Zlepiece muszlowe stanowi najprawdopodobniej rezydualny bruk sztormowy najgrubszy osad, ktry pozosta na przybrzenych, podmorskich wyniesieniach terenu, gdzie fale pytkiego morza na przemian nanosiy i erodoway osady. Zbyt silne falowanie (przybj) nie sprzyja stabilnemu yciu zwierzt, ktrych organizmy chronione s przez zewntrzne szkielety, w tym przypadku muszle. Czsto, w czasie sztormw gin i pozostawiaj po sobie w osadzie skorupy muszli. Te ostatnie stanowi gwny skadnik zlepiecw muszlowych.

Plener

Bardzo charakterystycznym osadem kredy na obszarze synklinorium s drobnoziarniste osady krzemionkowe i spongiolity (skay zbudowane gwnie z krzemionkowych fragmentw szkieletw gbek), ktre zawieraj skamieniao Inoceramus labiatus maa yjcego we wczesnym turonie (Fig. 36).

Jednak najwiksz objto w obrbie ska osadowych kredy, zarwno w synklinorium rdsudeckim, jak i na obszarze zapadliska Kudowy, stanowi wapniste muowce zawierajce skamieniao Inoceramus lamarcki maa yjcego w rodkowym turonie (Fig. 37). Utwory te, potocznie nazywane marglami, s bardzo zrnicowane pod wzgldem skadu oraz struktur sedymentacyjnych. W czci poudniowej Gr Stoowych dominuj muowce krzemionkowe i wapniste (ogniwo muowcw ze Szczytnej), ponad ktrymi wystpuj iowce wapniste formacji Karowa. Utwory te Raumer (1819) oglnie okreli cznie nazw plener (niem. Plner). Z uwagi na to, e w pnocnej czci Gr Stoowych, gdzie pyta osadw kredowych tworzy strom krawd morfologiczn (Prg Radkowa), w obrbie pleneru wystpuj poziomy piaskowcowe (dalej w tekcie). Geolog niemiecki Flegel (1904 a, b, c & d) podzieli plener na dwa poziomy dolny i grny, odpowiednio poniej i powyej piaskowcw Progu Radkowa.

Skamieniaoci ladowe

Wspczesne metody sedymentologiczne pozwoliy okreli warunki i rodowisko sedymentacji osadw, z ktrych zbudowany jest plener. J. Rotnicka w latach 2000-2007 opisaa w tych utworach relikty pierwotnych struktur sedymentacyjnych oraz zespoy tzw. skamieniaoci ladowych zaliczanych do grup Zoophycos i Cruziana. Skamieniaoci ladowe (ichnofosylia) to lady po aktywnoci yciowej zwierzt zasiedlajcych dno zbiornika morskiego. Mog to by lady zamieszkiwania lub erowania w osadzie, lady ucieczki z osadu oraz rnego rodzaju tropy i lady na powierzchniach sedymentacyjnych (dawnych powierzchniach dna) dokumentujce rne sposoby zachowa. Wedug Rotnickiej utwory zaliczane do pleneru gromadziy si na szelfie poniej tzw. podstawy falowania i na tzw. odbrzeu dolnym (Rotnicka 2007) (Fig. 38).

Warto podkreli, e dzisiejsza miszo ska osadowych stanowi jedynie ok. poowy (43,6-51,6%) miszoci dawnych osadw. Miszo ulega znacznej redukcji w nastpstwie tzw. kompakcji, ktra zachodzi w osadach pogrzebanych, gdy znajd si na znacznej gbokoci i pod naciskiem gromadzcych si ponad nimi modszych utworw. Kompakcja trwa tak dugo, dopki moliwa jest przebudowa wntrza osadu i w zasadzie koczy si wraz z lityfikacj, czyli jego zeskaleniem. Procesy kompakcji i lityfikacji okrela si cznie mianem diagenezy geostatycznej lub diagenez z pogrzebania. Na podstawie tzw. wskanikw kompakcji ocenia si, e ponad dzisiejszymi utworami kredy znajdowao si w przeszoci dodatkowo ok. 900 metrw osadw. Zostay one cakowicie usunite w pniejszych etapach rozwoju geologicznego, gwnie w neogenie, od pnego miocenu do pnego pliocenu. Og procesw niszczcych skay (erozja) oraz usuwanie produktw zniszczenia (transport) z danego obszaru nazywamy denudacj. Dzisiejszy wygld Gry Stoowe zawdziczaj najpierw wypitrzeniu ska kredowych i pniejszej ich denudacji, ktrej mimowolnymi wiadkami jestemy wspczenie i na co dzie. O wspczesnym, szybkim tempie niszczenia ska kredowych wiadcz m.in. strome progi skalne, gboko wcite jary potokw, a zwaszcza rozlege blokowiska skalne gromadzce si u podny progw.

Budowa pytowa Gr Stoowych

Gry Stoowe swj, jake specyficzny wygld, zawdziczaj tzw. pytowej budowie geologicznej. Niemal rwnolege i na przemian wystpujce litosomy (warstwy, pyty) ska o rnej odpornoci, w tym przypadku drobnoziarniste skay wapienne lub krzemionkowe oraz gruboziarniste, masywne piaskowce sprawiy, e w Grach Stoowych jedne obszary s paskie i prawie poziome, na innych natomiast formuj si niemal pionowe progi morfologiczne. Pierwsze s na og zbudowane z mao odpornych na wietrzenie chemiczne muowcw, drugie natomiast ze znacznie odporniejszych piaskowcw (Fig. 39).

Piaskowce ciosowe

Skaami, ktre narzucaj Grom Stoowym ich styl budowy, s niewtpliwie piaskowce. Od pocztku bada geologicznych na terenie Gr Stoowych wyrniono trzy gwne poziomy (pyty) piaskowcowe, ktre z powodu charakterystycznego, ortogonalnego i regularnego systemu

spka, tzw. ciosu, nazwane zostay piaskowcami ciosowymi. Po raz pierwszy takiej nazwy w odniesieniu do piaskowcw w Grach Stoowych uy wspominany wczeniej geolog Raumer w pracy z 1819 r. Propozycj korelacji litosomw piaskowcowych w skali regionalnej przedstawi Wojewoda w pracy z 1997 r.

Dolny piaskowiec ciosowy. Najniej w profilu wystpuje tzw. dolny piaskowiec ciosowy (dpc). Typowy dla obszaru Gr Stoowych najpeniejszy profil mona spotka w rejonie Chocieszowa, std w nazewnictwie wspczesnym stosowana jest wymiennie z dpc nazwa piaskowiec z Chocieszowa. Piaskowiec ten mona zaklasyfikowa pod wzgldem skadu jako arenit lityczny, czyli piaskowiec o zrnicowanym skadzie mineralnym i niewielkiej domieszce materiau bardzo drobnoziarnistego (tzw. matriks). Wyrniajcym go skadnikiem jest glaukonit minera o charakterystycznej zielonkawo-brzowej barwie, ktry tworzy nieregularne, groniaste skupienia w skale i sprawia, e caa skaa ma odcie szaro-zielony. Miszo dpc zmienia si od kilku do kilkunastu metrw, jednak zasig tego piaskowca jest ponadregionalny (Don, Wojewoda 2004 a & b, 2005). Tworzy si jako typowy osad transgresyjny, czyli taki, jaki powstawa w pocztkowym okresie zalewu morskiego.

rodkowy piaskowiec ciosowy. W rodku profilu wystpuje tzw. rodkowy piaskowiec ciosowy (spc). Typowy dla obszaru Gr Stoowych i najpeniejszy profil tego piaskowca wystpuje w obrbie morfologicznego progu Radkowa, std w nazewnictwie wspczesnym stosowana jest wymiennie z spc nazwa piaskowiec Progu Radkowa. T ostatni nazw po raz pierwszy w odniesieniu do spc wprowadzi geolog niemiecki Flegel (1904 a, b, c & d). Piaskowiec Progu Radkowa to w przewadze rednio- do gruboziarnistego (w stropie zlepiecowaty) subarenit kwarcowo-skaleniowy. Jego charakterystyczn cech jest obecno w szkielecie ziarnowym zwietrzaych skaleni lub pseudomorfoz kaolinitowych po skaleniach. Miszo spc jest najwiksza na pnocy, gdzie w rejonie Progu Radkowa osiga ponad 80 m i stopniowo maleje ku

poudniowi, gdzie w okolicy Zotna spc ma ok. 16 m, a cakowicie zanika w okolicach Szczytnej i Dusznik. Jest to zatem typowa klinforma - litosom wyklinowujcy si w jednym kierunku. Tworzy si w trakcie zasypywania zbiornika morskiego przez osady przybrzea, ktre sukcesywnie przesuwao si ku poudniowi (tzw. progradacja wybrzea) (Wojewoda 1986 & 1997; Rotnicka 2000 & 2007).

Prg Radkowa. Prg morfologiczny, ktry wzi swoj nazw od lecego u jego podna Radkowa, powsta w nastpstwie lateralnego (bocznego) niszczenia litosomu spc (por. Fig. 39). Cignie si jednak znacznie dalej w kierunku zachodnim, gdzie na terenie Republiki Czeskiej nosi nazw Broumovske Steny, a w okolicach Mieroszowa Mieroszowskie ciany. Jego czna dugo w linii prostej od okolic Wolan na wschodzie po Mieroszw na zachodzie wynosi ok. 40 km, z czego na terenie Parku znajduje si ponad 7 km. Warto podkreli, e rzeczywista dugo skarpy jest znacznie wiksza i przekracza 12 km (!), a to za spraw urozmaiconej rzeby progu, zwaszcza licznych cypli i amfiteatrw skalnych (Fig. 40) (Migo 2008).

Grny piaskowiec ciosowy. Ska, ktra koczy profil utworw

kredowych Gr Stoowych jest tzw. grny piaskowiec ciosowy (gpc). Typowy i najpeniejszy profil tego piaskowca wystpuje w obrbie gwnych masyww Gr Stoowych: Szczelica, Skalniaka, Biaych cian i Masywu Batorowa, std we wspczesnym nazewnictwie litostratygraficznym stosowana jest wymiennie z gpc nazwa piaskowiec Szczelica-Skalniaka. Nazwa ta pojawia si w cytowanych ju wczeniej pracach Flegela (1904 a, b, c, d). Piaskowiec ten klasyfikuje si pod wzgldem petrograficznym jako arenit kwarcowy, czyli skaa, ktra skada si niemal z krzemionki i kwarcu. Nazwa ta pojawia si u Flegela (1904 a, b, c & d) i jest do dzisiaj stosowana (Jerzykiewicz 1966 & 1968, Wojewoda 1997 & 2008 a; Rotnicka 2007).

Piaskowce midzyplenerskie. Midzy gwnymi litosomami piaskowcowymi spc i gpc wystpuje od 1 do 4 poziomw piaskowcowych o znacznie mniejszej gruboci, kolejno idc od dou od 20 do ok. 2 m. S to tzw. piaskowce midzyplenerskie (mpc), ktre wykazuj skad petrograficzny przejciowy od spc do gpc. Piaskowce te wyklinowuj si ku poudniowi, ale rwnie rwnolenikowo wzdu pnocnych zboczy Gr Stoowych. Najniszy z poziomw mpc oddzielony jest od piaskowcw Progu Radkowa utworami drobnoziarnistymi o gruboci zaledwie 1-2 m. Dotychczas nie by on wydzielany jako odrbny litosom, jednak jego specyfika nakazuje, aby tak wanie go traktowa. T rozdzielno litologiczn szczeglnie wyranie wida w czci zachodniej Progu Radkowa (tzw. Skalne Wrota-cianki), w Pasterce, oraz w rejonie wystpowania tzw. Skalnych Grzybw i Dziczego Grzbietu, gdzie skarpa rozdziela si na dwa wyrane progi. Pierwotny skad mineralny tego piaskowca jest niemal identyczny do skadu piaskowcw progu Radkowa, jednak w skale daleko bardziej zaawansowany jest proces zwietrzenia skaleni. Nadaje to skale szczeglnie jasn barw. Z piaskowca tego zbudowany jest znaczny obszar Gr Stoowych, w tym wychodnie w okolicach Zotna i Szczytnej (std nazwa piaskowce ze Zotna).

Formy skalne w piaskowcach

W Grach Stoowych, poza stromymi progami skalnymi (Prg Radkowa, Urwisko Batorowskie, czy Pasterskie Skaki), do najbardziej malowniczych nale formy skalnych grzybw, skalnych baszt oraz labirynty skalne i bloki piaskowcowe (Migo 2008 & 2010). Wikszo z tych form powstaa w obszarach, gdzie zachodz intensywne procesy

erozji powierzchniowej, ale jednoczenie ma miejsce infiltracja wd powierzchniowych w gb masyww skalnych. Zwaszcza infiltracja sprawia, e materia skalny, a przede wszystkim gwnie spoiwa mineralne, podlegaj intensywnemu wietrzeniu i wypukiwaniu ze skay, co oglnie okrela si jako sufozj. Jednak dominujcy wpyw na ksztat i rozmieszczenie form skalnych ma struktura grotworu Gr Stoowych. O ile na ksztat form skalnych wikszy wpyw ma struktura pierwotna, czyli sedymentacyjna, o tyle ich rozmieszczenie i ilo zaley przede wszystkim od struktury wtrnej, spowodowanej zniszczeniem tektonicznym.

Skalne grzyby. Skalne grzyby zawdziczaj swoja nazw ksztatom przypominajcym grzyby wyrana noga i zwykle jedno lub dwa zgrubienia w ksztacie kapelusza. Na obszarze Parku najwiksze nagromadzenia skalnych grzybw wystpuj na obszarze midzy dolin Cedronu a Batorowem (Skalne Grzyby), na pce skalnej midzy kamienioomem w Radkowie a Pasterk, w rejonie Pasterskiego Progu, na wierzchowinie Dziczego Grzbietu, w zboczach doliny Zotnowskiego Potoku w Zotnie oraz na wierzchowinie Skalniaka w Bdnych Skaach (Fig. 41, Fig. 42 i Fig. 43). Poza ostatnim skupiskiem, ktre znajduje si w stropowej czci grnych piaskowcw ciosowych, wszystkie pozostae powstay w stropowej czci najniszego piaskowca midzyplenerskiego (mpc) piaskowca ze Zotna.

Swoje powstanie grzyby zawdziczaj kilku czynnikom, ale przede wszystkim pierwotnej (sedymentacyjnej) strukturze ska, jak rwnie jej skadowi petrograficznemu. Stropowa cz piaskowcw ze Zotna, piaskowcw Progu Radkowa oraz piaskowcw Skalniaka-Szczelica ma w wielu miejscach charakterystyczn budow. Najwysz cz profilu tworzy silnie wymieszany przez bioturbacj osad piaskowcowy (facja Hb). Jest on rnoziarnisty i zawiera znaczn domieszk frakcji drobnoziarnistego piasku. Skaa ta stanowi najsabiej przepuszczaln odmian w obrbie piaskowcw ciosowych. Poniej wystpuj bardzo dobrze wysortowane, warstwowane przektnie osady piaskowca zlepiecowatego oraz zlepieca muszlowego o znacznie wikszej porowatoci (Fig. 44).

Nastpstwo ska o takich cechach sprawia, e wody opadowe lub topniejca pokrywa niegowa najpierw wysyca przestrze skaln, a nastpnie wypywa na powierzchni skay w strefach o wikszej przepuszczalnoci, czyli bardziej porowatych. Powtarzajcy si cyklicznie proces, wypukuje w miejscu wypywu wody najdrobniejszy materia skalny, w tym przede wszystkim spoiwa, co z czasem prowadzi do znacznego ubytku masy skalnej w tej czci skaek. W konsekwencji, na wycienionej wskutek sufozji i erozji stopie pozostaje zwykle znacznie wikszych rozmiarw czapka, ktra nadaje skale charakterystyczny ksztat grzyba (Fig. 44).

Skalne bastiony i baszty. Skalne bastiony i baszty wystpuj na og w brzenych czciach progw morfologicznych (por. Fig. 41). Powstaj we wszystkich litosomach piaskowcowych i prawie zawsze w obszarach o bardzo regularnym spkaniu ciosowym. Do najciekawszych nale formy skalne w Progu Radkowa (tzw. Warownia, Skalne Wrota-cianki) oraz w masywie Biaych cian (tzw. Skalna Furta) (Fig. 45 i 46).

Skalne bastiony i baszty powstaj dokadnie wedug tego samego schematu, jak skalne grzyby, jednak proces sufozji i erozji nie jest tak daleko zaawansowany (Fig. 47).

Skalne kawerny. W piaskowcach ciosowych wystpuj charakterystyczne, niemal idealnie kuliste formy wietrzeniowe - kawerny. Ju w roku 1961 Dumanowski sugerowa, e kawerny powstay w wyniku

lokalnego wypukiwania ze skay materiau znacznie sabiej scementowanego ni cao skay. Dumanowski uwaa, e te sabo lub w ogle nie scementowane strefy byy, w trakcie diagenezy przesycone gazem (metanem) (Fig. 48).

Samo gromadzenie si gazu w osadach na dnie morza nie jest niczym niezwykym. Proces taki powszechnie obserwuje si chociaby na obszarach, gdzie obecnie intensywnie eksploatuje si gaz ziemny spod powierzchni morza, np. na Morzu Pnocnym. Nie jest jednak do koca

jasne pochodzenie takiego gazu. Wspczenie przyjmuje si dwie rwnorzdne moliwoci. Zgodnie z hipotez organicznego pochodzenia gazu ziemnego powstaje on przede wszystkim z rozkadu materii organicznej. rodowiska morskie obfituj w rne formy ycia, a obumare szcztki ulegaj degradacji chemicznej do prostych substancji, w tym metanu i CO2. Zupenie inn moliwo zakada hipoteza o nieorganicznym pochodzeniu metanu (Gold 1993). Zgodnie z t hipotez metan i CO2 s pierwotnym materiaem powstajcym w gbi Ziemi, a konkretnie w paszczu ziemskim, skd dalej migruj ku powierzchni wszelkimi moliwymi sposobami i ciekami. Zgodnie z t hipotez, obszarami na powierzchni Ziemi, gdzie pojawienie si tych gazw jest najbardziej prawdopodobne s strefy czynnych gbokich rozamw tektonicznych.

Na obszarze Gr Stoowych obserwuje si wyrany zwizek wystpowania kawern z regionalnymi strefami uskokowymi np. ze stref uskokw Czerwonej Wody, czy uskokami Szczelica. Z drugiej strony kawerny maj idealnie kulisty ksztat, co dowodzi, e gaz gromadzi si w lunym, przesyconym wod morsk osadzie, kiedy rozpoczy si pierwsze procesy diagenetyczne przeobraajce piasek w piaskowiec. Tylko w takich okolicznociach woda przesycona metanem gromadzi si w formy kuliste, a to za spraw napicia powierzchniowego na granicy roztworw (mieszanin) o rnej lepkoci. Nie rozstrzyga to jednak o genezie samego gazu, ktry mg si przedosta do osadw morskich zarwno migrujc ku grze konkretn stref, jak i przez postpujc koncentracj z fazy rozproszonej w masie osadu.

Znacznie pniej odkryte zostay kanay ucieczkowe gazu, ktre jak si okazao maj cisy zwizek z kawernami i potwierdzaj hipotez Dumanowskiego (Wojewoda 1987 & 1997). Procesy odgazowania osadu miay charakter eksplozywny i najprawdopodobniej byy spowodowane wstrzsami sejsmicznymi. Przemawiaj za tym liczne zjawiska osady i struktury deformacyjne wystpujce w piaskowcach ciosowych tzw. sejsmity. Sejsmity tworz si w lunym jeszcze osadzie, kiedy poszczeglne ziarna lub fragmenty osadu maj jeszcze moliwo przemieszczania si pod wpywem naciskw lub wstrzsw, co prowadzi

do powstania rnego rodzaju zniszcze (np. powierzchni ci, upynnienia, zbrekcjonowania) (Wojewoda 1987 & 1997) (Fig. 49).

Skalne labirynty. Skalne labirynty powstay wszdzie tam, gdzie masywy piaskowcowe s spkane regularnym systemem ciosu. Do najbardziej znanych nale labirynt Bdnych Ska i Szczelica (Fig. 50, Fig. 51 & Fig. 52). Mniejsze, mniej znane i nieudostpnione skalne labirynty, wystpuj w rejonie Skalnych Bastionw, Masywu Biaych cian oraz w tzw. Piekieku koo Pasterki.

Na og przyjmuje si dla labiryntw skalnych podobn genez, jak dla innych form skalnych w Grach Stoowych, tzn. sukcesywne powikszanie szczelin wzdu spka ciosowych wskutek sufozji, a do uformowania si korytarzy, a nawet jaski (Pulina 1989; Migo 2008).

Istniej jednak liczne przesanki, w tym geomorfologiczne, ktre jako alternatywn pozwalaj postawi tez o gwnie erozyjnym pochodzeniu tych form (Wojewoda 2011 a). Po pierwsze, labirynty wystpuj w centralnych czciach masyww, gdzie zwykle tworz system lokalnych obnie wierzchowiny (Fig. 53). Takie obnienia nie sprzyjaj odprowadzaniu poza masywy wypukanego wczeniej materiau. Jego rozkad chemiczny (rozpuszczenie) te jest raczej wykluczony, gdy jest to czysta krzemionka (SiO2). Po drugie, powierzchnie skalne bardzo czsto s niszczone niezgodnie, wrcz jakby na przekr, pierwotn (sedymentacyjnej) i wtrn (tektonicznej) struktur ska. wiadcz o tym powierzchnie erozyjne inaczej nachylone i nie naladujce powierzchni spka (Fig. 54).

wiadcz o tym rwnie liczne zasklepione tunele i jaskinie skalne, szczeglnie natomiast osady w dnie korytarzy, ktre wykazuj cechy osadw typowych dla wody pyncej (Wojewoda 2011 a).

Bardzo szczegowa analiza morfometryczna wierzchowiny Skalnika, z wykorzystaniem zdj lidarowych, pozwolia zrekonstruowa przypuszczalne paleodoliny rzeczne, ktre, jak si okazuje maj orientacj poprzeczn do wyduenia Masywu Skalnika i wychodz w powietrze zarwno ku pnocy, jak ku poudniowi (por. Fig. 53). Niewykluczone, e s to relikty dawnego krajobrazu, z okresu kiedy rozpocza si stopniowa denudacja pyty kredowej Gr Stoowych. Zarwno kierunki warstwowa w osadach korytarzy skalnych, jak i orientacja paleodolin wskazuj e przepyw wody odbywa si w kierunku poudniowym. Takie warunki, po tzw. ekshumacji utworw kredowych, panoway do schyku miocenu, kiedy to wikszo rzek wpadaa do Pra-Morawy, ta natomiast uchodzia dalej do tzw. zapadliska przedkarpackiego.

Sawanny i Skalne Bloki. Nazw sawanna okrela si na obszarze Gr Stoowych charakterystyczne, paskie obszary poronite traw, z ktrej w rnych miejscach wystaj izolowane skaki (por. Fig. 6). Do najbardziej znanych naley tzw. Sawanna ycka, ktra ley na paskiej i niemal poziomej pce u podna Naronika oraz tzw. Sawanna

Pasterska, znajdujca si na sabo zaznaczajcym si, spaszczonym wyniesieniu morfologicznym midzy masywami Szczelica i Skalniaka o nazwie Pustelnik (788 m n.p.m.). W rzeczywistoci wspomniane skaki stanowi odrbne i nie zwizane z podoem bloki skalne, ktre zanim znalazy si w dzisiejszej pozycji prawdopodobnie ulegy wielokrotnej rotacji (Fig. 55).

O ile wystpujce tam bloki wie si bezporednio z piaskowcami masywu Skalnika, o tyle pochodzenie blokw na Sawannie Pasterskiej wzbudza wtpliwoci, gdy wystpuj one w pozycji lokalnego wododziau, ktry jest oddzielony niewielkimi obnieniami zarwno od Masywu Szczelica, jak i Skalnika. W 2010 roku P. Migo przedstawi dwa alternatywne modele rozwoju geomorfologicznego, tumaczcego powstanie blokw na Pustelniku (Fig. 56). Wedug pierwszego skaki s reliktem rumowisk spod cofajcych si skarp obydwu masyww. Wedug drugiego, skaki na Pustelniku miayby stanowi relikt (echo wg. P. Migonia) nieistniejcego ju masywu skalnego, ktry pierwotnie znajdowa si midzy Szczelicem i Skalniakiem, a ktry uleg cakowitemu zniszczeniu przez erozj.

Zalew morski w Sudetach w pnej kredzie

Zalew morski w Sudetach w pnej w kredzie (transgresj) (Hancock & Kauffmann 1979) poprzedzi dugi okres (pny trias, jura i wczesna kreda) intensywnego wietrzenia chemicznego caego obszaru masywu czeskiego, w tym rwnie Sudetw (Migo & Lidmar-Bergstrm 2001 & 2002). Tworzyy si w tym czasie pokrywy zwietrzelin - saprolity. Ich relikty do dzisiaj zachoway si w wielu miejscach, bezporednio pod morskimi osadami cenomanu (Gierwielaniec 1965; Gierwielaniec & Turnau-Morawska 1965; August & Wojewoda 2005). Materia zwietrzelinowy jest produktem bardzo niestabilnym i bezporednio dostpnym na powierzchni. Moe si zachowa in situ, jako osad kopalny, czyli jako skaa osadowa, jedynie w sytuacji, kiedy bardzo szybko zostanie przykryta modszymi osadami. W warunkach postpujcego zalewu morskiego zwietrzeliny s na og cakowicie usuwane z ldu i przenoszone do

morza, gdzie osadzaj si ju jako nowe osady morskie. Zachowanie si zwietrzelin pod transgresywnymi utworami kredy wiadczy o niezwykle szybkim zalewie morskim, jaki w pnym cenomanie nastpi w Sudetach.

Pocztkowa faza transgresji

Szybkie zalanie duego terenu prowadzi do znacznego ujednolicenia warunkw sedymentacji na takim obszarze. Prowadzi rwnie do pomniejszenia roli zalewanych ldw, ktre dostarczaj materiau osadowego do basenu morskiego. Wanie takie warunki zapisay si w osadach grnego cenomanu w Sudetach. Zlepiece muszlowe, piaskowce glaukonitowe lub wapniste, muowce lub iowce wapniste oraz spongiolity stanowi typowy zesp osadw agradacyjnych, czyli przyrostu pionowego, o w przyblieniu poziomych i korelatywnych (rwnowiekowych, izochronicznych) powierzchniach uawicenia. O szybkim zalaniu obszarw ldowych wiadczy obecno glaukonitu w osadach grnego cenomanu oraz wspwystpowanie blisko siebie obszarw pokrytych zwietrzelinami i cakowicie ich pozbawionych (Gierwielaniec 1965; Gierwielaniec & Turnau-Morawska 1965). Ju Rode (1934) uwaa, e w czasie transgresji kredowej w Sudetach niemal jednoczenie zosta zalany obszar ldowy na dystansie dziesitkw kilometrw (!) a elewacje terenu nie przekraczay w tym czasie wysokoci kilku metrw!

Faza najwikszego zalewu

Po szybkim zalaniu ldu w pnym cenomanie, redepozycja zwietrzelin z masyww krystalicznych ograniczaa si w Sudetach do lokalnych elewacji. Pniej, we wczesnym turonie, na miejscach pozbawionych zwietrzelin, bezporednio na krystalicznych skaach podoa, osadzay si drobnoziarniste osady pelagiczne (Nove Mesto, Gry Orlickie, Masyw nienika). Cz z tych utworw powstawaa w warunkach sabego natlenienia (tzw. czarne osady), co dokumentuje osabienie wymiany wd w basenie morskim, spowodowane zapewne wzrostem gbokoci z jednej strony, ale rwnie znacznie zmniejszon rol wczesnych ldw, jako obszarw dostarczajcych osad do basenu.

Faza zasypywania basenu i odmodzenia krajobrazu w Sudetach

Zalew morski w kredzie postpowa od poudnia, z obszaru masywu czeskiego, gdzie w tamtym czasie powsta pytki, rdldowy zbiornik morski - morze epikontynentalne (tzw. czeskie morze kredowe). Morze to, poprzez obszar lska i Moraw, miao poczenie z tzw. Oceanem Tetydy, czyli obszarem, na ktrym ju wtedy rozpoczo si formowanie orogenu karpackiego (dzisiejszych Karpat). Potwierdzaj to zarwno podobiestwa paleontologiczne osadw z tych obszarw, jak i rekonstrukcje sedymentologiczne.

Po zalewie obszar Sudetw przez dugi czas stanowi pytk zatok morza czeskiego. Zatoka od wschodu bya obrzeona obszarem ldowym, tzw. wysp pnocno-wschodni (dzisiejsze poczone obszary masywu nienika, Gr Bardzkich i Sowich), a od zachodu wysp lub podwodn elewacj, tzw. wysp zachodni (dzisiejsze poczone masywy Karkonoszy i Gr Izerskich) (Fig. 57). Prawie na pewno, w pnym turonie i wczesnym koniaku, zatoka sudecka morza kredowego miaa okresow czno z obszarem Morza Pnocnego (Wojewoda 1986). Wskazuj na to zarwno rekonstrukcje sedymentologiczne, jak i zaznaczajce si wpywy tzw. fauny pnocnej w zespoach paleontologicznych najmodszych osadw kredy w Sudetach.

W okresie od rodkowego turonu po koniak linia brzegowa wczesnego morza kilkukrotnie zmieniaa swj zasig, co byo spowodowane postpujcym zasypywaniem morza od brzegu przerywanym okresowymi pogbieniami basenu, najprawdopodobniej wskutek tektonicznego obniania jego dna. W nastpstwie tych zmian powstay opisane wczeniej diachroniczne litosomy piaskowcw ciosowych, w ksztacie klinoform. W zapisie wydarze geologicznych litosomy piaskowcowe stanowi najmodsze ogniwa tzw. cyklotemw zespow osadw brzegowo-szelfowych, ktre stopniowo zasypujc basen morski od brzegu (proces taki nazywamy progradacj wybrzea) - naday ostatecznie charakterystyczny, pytowy rys budowie geologicznej Gr Stoowych (por. Fig. 39). Cyklotemy (nazwa pochodzca od cyklicznoci, powtarzania si procesu w duej regionalnej skali) w utworach kredowych s korelowalne w skali caego regionu (Wojewoda 1997). Cyklotemy, ktre u gry s zakoczone litosomami piaskowcw Progu Radkowa (turon) i piaskowcami Szczelica-Skalniaka (koniak), powstay w nastpstwie bardzo intensywnego usuwania zwietrzelin z obszarw obrzeajcych kredow zatok sudeck. Co ciekawe, hydrauliczny proces transportu osadu w poczeniu z geologiczno -czasowym procesem progradacji wybrzey spowodowa, e w czci zachodniej tzw. niecki rdsudeckiej litosomy spc i gpc (turon-koniak) cz si, i ich rozdzielenie moliwe jest tylko w oparciu o kryteria sedymentologiczne...

Rw Grnej Nysy - schyek zasypywania Sudetw w kredzie

Na obszarze rowu Grnej Nysy Kodzkiej (RGNK), ktry ssiaduje z Grami Stoowymi na poudniowym wschodzie, i ktry stanowi naturalne przeduenie niecki rdsudeckiej w kierunku poudniowo-wschodnim, w koniaku rozpocza si sedymentacja drobnoziarnistych, ilastych osadw szczeglnie bogatych w elazo (tzw. margle syderytowe). Obszarem, ktry zasila t wschodni cz zatoki sudeckiej w materia osadowy by obszar poczonych masyww dzisiejszych Gr elaznych i Krowiarek. Prawdopodobnie, redepozycja

bogatych w elazo zwietrzelin (laterytw?), poprzedzona erozj starszych osadw kredy, wyznacza moment pojawienia si na wschodzie wanego w skali regionu obszaru zasilania dla kredowej zatoki sudeckiej. Obszar RGNK wykazywa w tym okresie niski tzw. potencja akomodacyjny, czyli mg przyj znacznie wicej osadw ni w tym czasie byo dostarczane z ldu. Byo to spowodowane wzgldnym obnianiem si dna RGNK w stosunku do brzegw basenu. Jednak postpujce zasypywanie kredowej zatoki sudeckiej, poczone z powolnym obnianiem si poziomu morza (regresja), spowodowao znaczne, wzgldne wyniesienie wczesnego brzegu morskiego w okolicach dzisiejszych, zachodnich zboczy masywu nienika. Sprawio to, e lokalnie znacznie powikszy si potencja akomodacyjny w tym obszarze i, przy zachowaniu staej, pytkiej gbokoci morza, przy brzegu zaczy gromadzi si misze serie osadw plaowych i przybrzenych (Wojewoda 1997).

Warunki i rodowiska sedymentacji w kredzie na obszarze Gr Stoowych

W turonie i koniaku, materia osadowy, z ktrego pniej powstay opisane wczeniej piaskowce ciosowe na obszarze Gr Stoowych, by dostarczany do morza z ldu oddalonego ok. 20 km w kierunku pnocnym od dzisiejszych Gr Stoowych. Brzeg morza kredowego w okresie jego najwikszego zasigu (wczesny turon?) znajdowa si w okolicach dzisiejszej, poudniowej granicy Gr Sowich (por. Fig. 57). Piasek i wir z obrzeajcych pla by roznoszony prdami po caym obszarze basenu.

Wzdu brzegu zatoki sudeckiej pyn prd napdzany wiatrem - dryf wiatrowy, podobny do tego, jaki wspczenie opywa w kierunku wschodnim wybrzea Batyku w Polsce. Ten dawny paleoprd znakomicie dokumentuj struktury sedymentacyjne zachowane w piaskowcu, zwaszcza przektne warstwowania w maej i duej skali, ktre powstay w trakcie wdrwki po dnie form dna o rnej wielkoci, od maych i duych riplemarkw, poprzez redniej wielkoci diuny, po wysokie na ponad 2 metry fale piaskowe) (Fig. 58). Nachylenie warstwowa,

dokumentuje paleotransport materiau osadowego pocztkowo w kierunku pnocno-zachodnim (turon), a nastpnie poudniowo-wschodnim (koniak) (Jerzykiewicz 1966 & 1968; Jerzykiewicz & Wojewoda 1986; Wojewoda 1997) (por. Fig. 57).

Transport, ktry gownie odbywa si wzdu brzegu, by okresowo przerywany sztormami. Sztormy, rwnie wiatrowe (Wojewoda 1986), erodoway wybrzea i niszczyy plae. W ich trakcie, przy brzegu powstaway rozlege pokrywy rezydualnych brukw sztormowych - osadw zbyt gruboziarnistych i cikich, aby falowanie i prdy morskie mogy je usun. Materia brukw jest zlepiecowaty i bardzo czsto zawiera nagromadzenia olbrzymich iloci pokruszonych skorup muszli (por. Fig. 44). Gdy muszle dominuj w budowie skay, wtedy bruki te nabywaj cech opisanych wczeniej zlepiecw muszlowych. Co ciekawe muszle w brukach s uoone w bardzo charakterystyczny sposb zwykle wypukymi stronami ku grze. Takie uoenie nazywamy uoeniem stabilnym hydraulicznie muszl w takie pozycji (podobnie, jak np. talerz) jest bardzo trudno oderwa od dna, przenie w inne miejsce, zniszczy

Bruki sztormowe jest to osad wielowydarzeniowy, ktry ma zapisan w sobie histori powtarzajcych si w danym miejscu setek, a moe

tysicy sztormw. Ideogram na figurze 59 pokazuje sposb formowania si awicy bruku sztormowego (tempestytu bliskiego) w miar upywu czasu. Dolna granica awicy, czyli jej spg, powstaa w trakcie najsilniejszego ze sztormw, ktry nawiedzi dno morza w konkretnym miejscu. Natomiast grna granica awicy, czyli jej strop, wyznacza moment, kiedy sztormy przestay w tym miejscu oddziaywa na dno. Mogo to nastpi albo wskutek wzrostu gbokoci wody w basenie (gboko do ktrej falowanie sztormowe uruchamia osad na dnie nazywamy podstaw falowania), albo przez wyczenie tej czci osadu z ycia, czyli jego pogrzebania przez osady modsze, a nastpnie diagenez. Wobec jednej ze wspomnianych moliwoci regresji morza kredowego i progradacji wybrzea zatoki sudeckiej, ta druga jest bardziej prawdopodobna w odniesieniu do piaskowcw Progu Radkowa oraz piaskowcw Szczelica-Skalniaka.

W czasie, kiedy blisko brzegu materia by erodowany i unoszony przez fale w zawiesin, spitrzone przez sztorm wody przybrzea musiay odpywa w kierunku otwartego basenu. Odpyw taki, zwany odpywem kompensacyjnym, rwnoway cigy nabieg fal na brzeg dziki czemu

nie dochodzi do zalania ldu (Fig. 60). Prdy kompensacyjne pync prostopadle od brzegu w kierunku otwartego morza, rozrywaj rozfalowan stref, std nazwa prdy rozrywajce, i wynosz poza ni wczeniej powsta zawiesin. Czasem zawiesina taka dociera, pync tu przy dnie morza, na wiele kilometrw od miejsca, gdzie powstaa. Zwykle, jako osad prdu zawiesinowego (turbidyt) osadza si daleko poza obszarem falowania sztormowego (tempestyt daleki). Kompensacja hydrauliczna w basenie jest gwnym mechanizmem, ktry dostarcza materia detrytyczny do oddalonych od brzegu czci basenu. Osadza si on tam jako drobnoziarnisty mu lub i, czsto wzbogacony w CaCO3. Cyklotemy Gr Stoowych, ktre u dou rozpoczynaj si osadami muowcowymi i kocz u gry coraz grubiejziarnistymi piaskowcami ciosowymi, powstay wanie jak wyej opisano

Aby doszo do kompensacyjnego odpywu wody, brzeg morski musi by wzgldnie stromo nachylony. Kiedy brzeg jest paski i sabo nachylony, falowanie napdzane wiatrem sprawia, e woda wlewa si na

brzeg, czasem zalewajc due obszary ldu. Kiedy sztorm cichnie, masy wody spywaj powrotem do morza. Proces taki zwany pywami wiatrowymi powoduje, e materia przybrzea i play jest wielokrotnie transportowany do i od brzegu. Odbywa zatem wielokrotnie dusz drog transportu, ni w przypadku stromo nachylonego wybrzea. Takie warunki panoway w koniaku, kiedy w zatoce sudeckiej osadzay si grne piaskowce ciosowe. Wielokrotnie przemieszczany po dnie osad, w okresach wynurzenia dodatkowo przewiewany wiatrem, nabra cech osadu bardzo dojrzaego (arenit kwarcowy), niemal pozbawionego wszelkich lekkich i nietrwaych skadnikw. Przedstawiony wyej mechanizm potwierdzaj do powszechnie spotykane w piaskowcu Skalniaka-Szczelica tzw. warstwowania jodekowe, ktre dokumentuj naprzemian dwukierunkowy transport osadu (por. Jerzykiewicz 1967). Oczywicie osady z przybrzea docieray a do szelfu, a to dziki szelfowym kanaom rozprowadzajcym i podwodnym ergom obszarom pokrytym formami dna typu fale piaskowe (por. Fig. 58).

Geodynamika dna basenu w kredzie

W okresie od turonu po koniak obszar Sudetw by szczeglnie aktywny tektonicznie i sejsmicznie co oglnie nazywamy geodynamik tego obszaru. Najwyraniej aktywno ta przejawia si w naprzemiennym wystpowaniu osadw drobnoziarnistych (plener) i piaskowcw ciosowych, ktre powstaway w warunkach staej regresji morza, jednak przerywanej epizodami pogbienia basenu (subsydencji). Mona z du pewnoci przyj, e okresy pogbiania byy nage, krtkotrwae i miay charakter wydarze geodynamicznych. Z duym prawdopodobiestwem mona te przyj, e przemieszczenia tektoniczne dna basenu byy zlokalizowane w kilku obszarach (strefach uskokowych) i nie obejmoway caego basenu.

Tarasy akumulacyjne. W okresie tym na dnie basenu powstay charakterystyczne podwodne formy dna - tarasy akumulacyjne (Fig. 61). Formy te rozpoznane i nazwane przez Jerzykiewicza i Wojewod (1986) zostay nastpnie bardzo szczegowo opisane i zinterpretowane

przez Wojewod (1986 & 1997). Impulsem dla rozwoju tarasw akumulacyjnych byy skarpy uskokowe, ktre tworzyy si na pnoc od dzisiejszego Progu Radkowa oraz wzdu strefy, gdzie wspczenie dokumentujemy obecno uskokw tektonicznych Czerwonej Wody (Wojewoda 2008 a). Skarpy, o zygzakowatym przebiegu byy zasypywane przez osady dostarczane z brzegu i w ten sposb tworzyy si z czasem tarasy akumulacyjne z charakterystycznymi obszarami progradacji podskarpowym, skarpowym oraz nadskarpowym (w miejscach tych zachodziy zupenie odmienne procesy sedymentacji i powstaway inne osady). W dzisiejszych skaach to zrnicowanie przejawia si trjdzielnoci profili piaskowcw ciosowych, typowej dla obszaru Gr Stoowych. Dolna cz profilu odpowiada obszarowi podskarpowemu i zbudowana jest z silnie zbioturbowanych wapnistych piaskowcw z glaukonitem. rodkowa cz profilu to wielozestawy zbudowane w przewadze z piaskowca warstwowanego przektnie tabularnie w gigantycznej skali i piaskowcw bestrukturowych, ktre stanowi odpowiednio osady powierzchni skarp i osady redeponowane jako spywy lub osuwiska podwodne. Grna cz profilu to osady nadskarpowe. Dla tej czci charakterystyczny jest zesp facjalny przybrzea piaskowce warstwowane przektnie w duej skali (osady rewowe) oraz zlepiecowate piaskowce muszlowe (osady brukw sztormowych) (Wojewoda 1986 & 1997).

Ekshumacja i inwersja reliefu

Pod pojciem ekshumacji geolodzy rozumiej okres (moment w sensie geologicznym) kiedy doszo do wypitrzenia jakiego obszaru, po jego wczeniejszym, basenowym etapie rozwoju, ktry obejmuje sedymentacj, diagenez geostatyczn oraz przebudow tektoniczn. Zwykle ten ostatni etap historii rozwoju basenowego w sposb automatyczny wie si ju z ekshumacj. Terminu ekshumacja uywa si zwykle wtedy, kiedy mamy do czynienia z tak zwan gbok diagenez, a nawet daleko posunitym przeobraeniem ska pierwotnych, czyli tzw. metamorfizmem regionalnym. Procesy te, zgodnie z przyjtymi w geologii modelami termodynamicznymi, wymagaj wysokich temperatur i cinie, czyli gbokiego pogrzebania ska.

Pod pojciem inwersji geolodzy rozumiej okres lub moment w sensie geologicznym, kiedy nastpuje istotna zmiana np. kierunku odksztacania tektonicznego ska (tzw. inwersja tektoniczna) lub zamiana relacji basen-obszar zasilania (tzw. inwersja paleogeograficzna). Na obszarze Parku zostay udokumentowane zarwno przykady ekshumacji, jak i inwersji. Niewtpliwie mona mwi o powaryscyjskiej ekshumacji ska pitra metamorficznego i granitw, ktre nastpio w przedziale czasu midzy ok. 331 a 312 Ma, czyli we wczesnym karbonie. Drugi etap ekshumacji jest ju wyranie zapisany w skaach osadowych obszarw przylegych do Parku i najprawdopodobniej mia miejsce w okresie midzy ok. 82 a 65 Ma, czyli w pnej kredzie. Obecnie jestemy w trakcie kolejnego etapu wypitrzania, ktry rozpocz si przed ok. 25 Ma, czyli w oligocenie (Martinek i in., 2005).

Reliktem i zapisem powierzchniowym ekshumacji powaryscyjskiej s saprolity rozwinite na granitach i skaach metamorficznych. Okres ekshumacji powaryscyjskiej definitywnie koczy si we wczesnym permie. Wtedy dochodzi do niemal cakowitej denudacji poudniowej czci obszaru dzisiejszego Parku, czyli masywu Kudowy. Towarzyszy temu pedyplenizacja na obszarze basenu rdsudeckiego, ktry zostaje cakowicie zasypany co koczy w Sudetach etap rozwoju synklinorium rdsudeckiego.

Kolejny etap ekshumacji rwnie pozostawi po sobie zapis powierzchniowy. Przede wszystkim s to relikty saprolitw jurajsko-wczesnokredowych, jakie znamy z okolic Jerzykowic. Ale rwnie relief dzisiejszych wzgrz Kudowskich stanowi w duej czci odreparowan etchplen z tamtego okresu. To, e obecnie ten paleorelief znajduje si na powierzchni jest nastpstwem intensywnej abrazji, jaka miaa miejsce w pocztkowej fazie zalewu morskiego w kredzie oraz procesw erozji bocznej pyty kredowej na obszarze Parku.

Klasycznym przykadem inwersji paleogeograficznej jest obszar dzisiejszego Progu Radkowa. Z rekonstrukcji sedymentologicznych jednoznacznie wynika lokalizacja brzegu basenu kredowego (wtedy morskiego) na pnocy. Dzisiaj to obszar pyty kredowej Gr Stoowych jest obszarem denudowanym i niszczonym, a materia osadowy jest dostarczany potokami Pony i Cedronu na pnoc, do doliny gwnej rzeki regionu - cinawy. Ustalenie wieku zarwno ekshumacji, jak i inwersji pokredowej jest nadal niejasne. Przyjmujc prawdopodobny wiek kaolinizacji w piaskowcach ciosowych na oligocen-wczesny miocen i uznajc rzeczne pochodzenie dolin w masywie Skalnika za fakt, do ekshumacji obszaru Gr Stoowych musiao doj w pliocenie. Kiedy natomiast nastpia inwersja lokalnej sieci rzecznej? Najprawdopodobniej nastpio to dopiero na przeomie pliocenu i plejstocenu, kiedy uksztatowa si istniejcy do dzisiaj regionalny odpyw rzek sudeckich ku pnocy (Suhr 2003; Tyrek 2003).

Wspczesna geodynamika obszaru Gr Stoowych w zapisie geologicznym i geomorfologicznym

Obszar Parku naley do tych obszarw w Sudetach, gdzie obserwuje si od czasw historycznych wysok aktywno sejsmiczn. Jedno z pierwszych na wiecie naukowych opracowa skutkw trzsienia ziemi zostao zrobione w 1883 roku przez profesora Uniwersytetu w Pradze Gustava C. Laubego (1839-1923) i dotyczyo trzsienia ziemi, ktrego epicentrum znajdowao si w Trutnovie, miecie pooonym blisko omawianej wczeniej strefy Poii-Hronov. Rwnie Ernst Dathe

w trakcie opisu trzsienia ziemi, ktre miao miejsce w lipcu 1895 roku wyranie wskazuje na nadaktywne zachowanie si obszaru Gr Stoowych w jego trakcie (Dathe 1987).

Pyta kredowa obszaru niecki Batorowa nie jest silnie zdeformowana. Do najwaniejszych stref deformacji naley strefa uskokowa Czerwonej Wody i zwizane z ni Obnienie Czerwonej Wody. Struktura ta, o charakterze wskiego rowu tektonicznego sprawia, e wzdu regionalnego wododziau uformowaa si dolina potoku. O neotektonicznej aktywnoci tej strefy wiadcz liczne miejsca, gdzie od plejstocenu odbywa si sedymentacja fitogeniczna (Wielkie Torfowisko Batorowskie) (Marek 1998), a cigle powstajce zniszczenia nawierzchni drg w jej ssiedztwie przemawiaj wrcz za jej dzisiejsz aktywnoci (Wojewoda 2007 a). Analiza geometrii zniszcze sugeruje przewag prawoskrtnych przemieszcze na uskokach Czerwonej Wody. Jest to zapewne objaw reaktywacji istniejcego od dawna w tym miejscu uskoku, o czym wiadcz opisane wczeniej zaburzenia sejsmotektoniczne w piaskowcu Skalniaka-Szczelica.

GEOSTANOWISKA NA TERENIE PARKU NARODOWEGO GR STOOWYCH

1. CZERWONA SKAA2. WISZCA SKAA3. PODMORSKIE KANAY4. PODWODNE TARASY5. SAWANNA PASTERSKA6. RADKOWSKIE BASTIONY

LITERATURA CYTOWANA

Aleksandrowski, P., liwiski, W., Wojewoda, J., 1986. Frontally and surficially fluidized slump to debris flow sheets in an alluvial sequence, Lower Permian, Intrasudetic Basin. 7th IAS Regional Meeting, Excursion Guidebook, Excursion A-1, 9-29.

August, C., Wojewoda, J., 2005. Late Carboniferous weathering and regolith at the Kudowa Trough, West Sudetes: palaeogeographic, palaeoclimatic and structural implications. Geologia Sudetica, 36, 5366.

Bachliski, R., 2002. Studium petrologiczno-geochemiczno-geochronologiczne ska krystalicznych z okolic Kudowy Zdrj. Praca doktorska, s. 110, Archiwum Biblioteki ING PAN w Warszawie.

Berg, G., 1925. Die Gliederung des Oberkarbons und Rotliegenden im Niederschlesisch-Bhmischen Becken. Jahrbuch der Kniglichen Preuischen Geologischen Landesanstalt, 46, 68-84.

Beyrich, E., 1849 a. Nachricht von dem Erscheinen einer geologischen Karte Schlesien. Zeitschrift Deutschen Geologischen Gesellschaft, 1, 41-43.

Beyrich, E., 1849 b. Das Quadersandsteingebirge in Schlesien. Zeitschrift Deutschen Geologischen Gesellschaft, 1, 390-393.

Beyrich, E., 1854. ber die Lagerung der Kreideformation im Schlesien. Abhandlungen Preuen Akademie der Wissenschaften, 26, 57-80.

Beyrich, E., Rose, G., Roth, J., Runie, W., 1867. Geologische Karte von dem Niederschlesischen Gebirge und den angrenzenden Gegenden, 1 : 100 000. Verlag der S. Schropp'schen Landkarten-Handlung, Berlin.

Bossowski, A., Ignatowicz, A., 1994 a. Palaeogeography of the Upper Carboniferous coal-bearing deposits in the NE part of the Intra-Sudetic Depression. Geological Quaterly, 38, 2, 231-248.

Bossowski, A., Ignatowicz, A., 1994 b. Palaeogeography of the uppermost Carboniferous and lowermost Permian deposits in the NE part of the Intra-Sudetic Depression. Geological Quaterly, 38,2, 709-726.

Buch, Von L., 1801. Nachricht von dem Erdbeben in Schlesien 1799. Neue. Schr. Ges. Naturforsch. Fr. Berl., Bd. 3, 191-194. To samo w: L. Buchs Gesammelte Schriften. Berlin 1867, Bd. 1, 124-126.

Buch, L., von, 1802. Geognostische Beobachtungen auf Reisen durch Deutschland und Italien, 1: Ertwurf einer geognostischen Beschreibung von Schlesien, Mineralogische Karte von Schlesien (1796), 1 : 500 000. Haude und Spener, Berlin.

Buch, von L., 1885. ber Goniatiten und Clymenien in Schlesien. To samo w: L. Buchs Gesammelte Schriften. Berlin 1885, Bd. 4, 476-496.

Burliga, S., Martinek, K., Wojewoda, J., 2008. Perm karkonoskiego basenu piedmontowego i basenu Nachodu. W: Wojewoda, J., [red.] - Baseny rdgrskie: Kontekst Regionalny rodowisk i Procesw Sedymentacji, Kudowa Zdrj, 15-21.09.2008, Materiay Konferencyjne, wycieczka C, 64-110. WIND, Wrocaw.

Dathe, E., 1897. Sclesisch-sudetische Erdbeben vom 11. Juni 1895. Abh. Koenigllich Preussischen geologischen Landesanstalt, H. 22.

Don, J., Wojewoda, J., 2004 a. Tektonika rowu grnej Nysy Kodzkiej: sporne problemy. Przegld Geologiczny, 52, 9, 883-886.

Don, J., Wojewoda, J., 2004 b. Tectonics of the Upper Nysa Kodzka Graben: Contentious Issues. Acta Geodyn. Geomater., 1, 3, 173-178.

Don, J., Wojewoda, J., 2005. Tektonika rowu grnej Nysy Kodzkiej: sporne problemy - dyskusja. Przegld Geologiczny, 53, 3, 212-221.

Dumanowski, B., 1961. Forms of spherical cavities in the Stolowe Mountains (Heuscheur Gebirge). Acta Universitatis Vratislaviensis, Ser. B, 8, 123-137.

Dziedzic, K., 1957. Stratygrafia, tektonika i paleogeografia grnego karbonu i czerwonego spgowca Ziemi Kodzkiej. Przewodnik do XXX Zjazdu PTG w Ziemi Kodzkiej, Duszniki Zdrj 19-21 maja 1957, 120-133.

Flegel, K., 1904 a. Heuscheuer und Adersbach-Weckelsdorf. Eine Studie ber die obere Kreide im bhmisch-schlesichen Gebirge. Jahres-Bericht Schlesichen der Gesellschaft fr vaterlndische Cultur, 82, 114-144.

Flegel, K., 1904 b. Heuscheuer und Adersbach-Weckelsdorf. Eine Studie ber die obere Kreide im bhmisch-schlesichen Gebirge. Zur Geologie des bhmisch-schlesien Grenzgebirges. 123-158.

Flegel, K., 1904 c. Exkursion in das Kreidegebirge der sdlichen Grafschaft Glatz. Zeitschrift Deutschen geologischen Gesellschaft, 56, 297-299.

Flegel, K., 1904 d. Exkursion auf die Heuscheuer. Zeitschrift Deutschen geologischen Gesellschaft, 56, 303-305.

Flegel, K., 1905. Aufschlsse der neuen Bahnlinie Reinerz-Cudowa (Grafschaft Glatz) in der Kreide-Formation im Rotliegenden und in Urgebirge. Zeitschrift Deutschen geologischen Gesellschaft, 57, 74-79.

Flegel, K., Herbing J., Schmidt, A., 1904. Geologische Exkursionskarte des Heuscheuer- und Adersbachgebirges, 1 : 75 000. Deutschen geologischen Gesellschaft und Schlesichen der Gesellschaft fr vaterlndische Cultur. Breslau.

Geinitz, H. B., 1843. Die Versteinerungen von Kieslingswalde und Nachtrag zur Charakteristik des schsisch-bhmischen Kreidegebirges. Dresden, s. 23.

Geinitz, H. B., 1848. ber obern Quader. Neues Jahrbuch fr Mineralogie, Geognosie, Geologie und Petrefakten-Kunde. Heidelberg, 778-780.

Geppert, H. R., 1848. Flora des Quader-Sandsteines in Schlesien. Neues Jahrbuch fr Mineralogie, Geognosie, Geologie und Petrefakten-Kunde. Heidelberg, 269-278.

Gierwielaniec, J., 1965. Budowa geologiczna okolic Kudowy Zdroju. Biuletyn Pastwowego Instytutu Geologicznego, 185, 23108.

Gierwielaniec, J., Turnau-Morawska, M., 1965. Geneza galukonitu przy transgresji morza kredowego na krystalinik na obszarze midzy Kudow a Spalon. Archiwum Mineralogiczne, 25, 1-2, 261-275

Gold, T., 1993. The Origin of Methane (and Oil) in the Crust of the Earth. U.S.G.S. Professional Paper 1570, The Future of Energy Gasek.

Hancock, J. M., Kaufmann, , E. G., 1979. The great transgressions of the Late Cretaceous. Journal of Geological Society, 136, 175-186.

Holub, V.M., 1976. Permian Basins in the Bohemian Massif. M. Falke (ed.) The Continental Permian in Central, West and South Europe. D. Reidel Publs. Co., 53-79.

Hynie, O., 1949. Monosti objevu novch dobyvatelnch uhelnch sloji w eskm kidle dolnoslezk kamenouheln panve. Sbornk sttnho geologickho stavu esk republik, 16, 265-292.

Jerzykiewicz, T., Wojewoda, J., 1986. The Radkw and Szczeliniec sandstones: an example of giant foresets on a tectonically controlled shelf of the Bohemian Cretaceous Basin (Central Europe). Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists, 11, 1-15.

Klimaszewski, M., 1948. Krajobraz Sudetw. W: Oblicze Ziem Odzyskanych. Dolny lsk, Ksinica-Atlas, Wrocaw-Warszawa, 1, 113-164.

Kondracki, J., 1994. Geografia Polski mezoregiony fizycznogeograficzne. PWN, Warszawa.

Laube, G.C., 1883. Das Erdbeben von Trautenau am 31q. Jnner 1883. Jahrbuch Kaiserlich-Kniglichen Geol. Reichsanst., 33, 331-372.

Marek, S., 1998. Rozwj Wielkiego Torfowiska Batorowskiego w wietle bada biostratygraficznych. Szczeliniec, 4: 49-88.

Martinek, K., Svojtka, M., Filip, J., 2005. Post-Sedimentary Mesozoic-Cenozoic Thermotectonic Evolution of the Krkonoe Piedmont Basin (Bohemian Massif) Interpreted from Apatite Fission-Track Analysis. Geolines, 19, 81-84.

Mastalerz, K., Kurowski, L., Wojewoda, J., 1993. Litostratygrafia i ewolucja basenu rdsudeckiego w karbonie i permie. W: Baseny Sedymentacyjne: Procesy, Osady, Architektura. II Krajowe Spotkanie Sedymentologw, Wrocaw-Sudety, 4-5 wrzesnia 1993. Przewodnik: Wycieczki-Referaty-Postery, 65-85.

Michael, R., 1893. Cenoman und Turon in der Gegend von Cudowa in Schlesien. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 45, 195244.

Migo, P., 2008. Rzeba i rozwj geomorfologiczny Gr Stolowych, 49-69. W: Witkowski, A., Pokryszko, B.M. & Cikowski, W., [red.] - Przyroda Parku Narodowego Gr Stoowych. 404 p. Wydawnictwo PNGS.

Migo, P., 2010. Geneza blokw piaskowcowych na Pustelniku (Gry Stoowe). Przyroda Sudetw, 13, 263-274.

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

Migo, P., Lidmar-Bergstrm, K., 2002. Deep weathering through time in central and northwestern Europe: problems of dating and interpretation of geological record. Catena, 49, 25-40.

Nemec, W., Porbski, S., Teisseyre, A. K., 1982. Explanatory notes to the lithotectonic molasse profile of the Intra-Sudetic Basin, Polish part. Verffentlichungen des Zentralinstituts fr Physik der Erde, Akademie der Wissenschaften der DDR, 66, 267278.

Nmejc, R., 1933. Floristicke-stratigrafick studie o pomerech v uhelnch revirach u acle, Svatoovic a u drk (ble Hronova). Vestnik Krlove eske Spolenosti Nauk, 5, 134.

Nmejc, R., 1953. vod do floristick stratigrafie kamenouhelnch oblast SR. Nakladstvi. eskoslovenske Akademie Ved. Praha, 174 p.

Nmejc, R., 1958. Biostratigrafick studie v karbonu eskho kdla vnitrosudetsk pnve. Rozpravy eskoslovenske Akademie Ved, 68, 6. Praha.

Ollier, C. D., 1969. Weathering. Oliver and Boyd, Edinburgh.

Petrascheck, W., 1904. Zur neuesten Literatur ber das bhmisch-schlesische Grenzgebiet. Jahrbuch Keiserlich-Kniglichen Geologischen Reichsanstalt, (ed. 1905), 54, 511-540.

Petrascheck, W., 1910. Die kristallinen Schiefer des nrdlichen Adlergebirges. Jahrbuch d. k. k. geol. Reichenanstalt, 59, 3, 427-523.

Petrascheck, W., 1922. Zur Entstehungsgeschichte der sudetischen Karbon- und Rotliegendablagerungen. Zeitschrift Deutschen Geologischen Gesellschaft, (ed. 1923), 74, 244-262.

Petrascheck, W., 1933. Der bhmische Anteil der Mittelsudeten und sein Vorland. Mitteilungen Geologischen Gesellschaft, 26, 9-136.

Przewocki, K., Magda W., Thomas H.H. & Faul, H., 1962. Age of some granitic rocks in Poland. Geochimica Cosmochimica Acta, 26, 10, 10691075.

Pulina, M., 1989. Rzeba Gr Stoowych. Prace Naukowe Uniwersytetu lskiego w Katowicach, 1008, 218 p.

Raumer, K., 1818. Geognostiche Karte von einem Theile des Schlesischen, Bhmischen und Lausitzer Gebirgs, 1 : 178 600. Berlin, 1819.

Raumer, K., 1819. Das Gebirge Niederschlesiens, der Grafschaft Glatz und eines Theils von Bhmen und der Oberlausitz geognostisch dargestellt. Berlin, 55-71.

Rode, K., 1934. Die Tektonik der Scholle von Kudowa. Geologische Rundschau, 25, 81-94.

Rotnicka, J., 2000. Zrnicowanie facjalne margli plenerskich na obszarze Gr Stoowych (Sudety, kreda grna). Praca doktorska. Archiwum WNGiG UAM.

Rotnicka, J., 2001. Porosity, compaction and cementation of the Upper Cretaceous Plnermergel (Stoowe Mountains, Sudetes). Pol. Tow. Mineral. Prace Spec., 18, 157-163.

Rotnicka, J., 2005. Ichnofabrics of the Upper Cretaceous fine-grained rocks from the Stoowe Mountains (Sudetes, SW Poland). Geological Quarterly, 49, 15-30.

Schindewolf, O. H., 1937. Zur Stratigraphie und Palontologie der Wocklumer Schichten (Oberdevon). Abh. Preuss. Geol. Landesanst., N.F., 178, 132 p.

Suhr, P., 2003. The Bohemian Massif as a Catchment Area for the NW European Tertiary Basin. Geolines, 15, 147-159.

Staffa, M., Janczak, J., Mazurski, K.R., Zajc, C., Czerwiski, J., 1996. Sownik Geografii Turystycznej Sudetw: Gry Stoowe. Wydawnictwo PTTK Kraj, Warszawa. 285 p.

liwiski, W., 1984. Proposed revision of the stratigraphic position of Chemsko lskie Beds (Permian, Intrasudetic Basin). Geologia Sudetica, 16, 2, 167-174.

Tasler, R., Prouza, V., Steda, J., 1979. Stratigrafie a litologie svrhnho paleozoika a jeho podlo. In: Tsler et al. [eds.] Geologie esk sti vnirtosudetsk pnve. 26122. stedn stav geologick, Praha.

Tyrek, J., 2003. The Quaternary/Tertiary boundary In continental sediments of the Bohemia Massie. Quaternary International, 79, 37-53.

Walczak, W., 1968. Sudety, PWN, Warszawa. 384 p.

Weissert, H., Erba, H., 2004. Volcanism, CO2, and palaeoclimate: a Late Jurassic Early Cretaceous carbon and oxygen isotope record. Journal of Geol. Soc., London, 161, 695-702.

Wojewoda, J., 1986. Fault scarp induced shelf sand bodies in Upper Cretaceous of Intrasudetic Basin. 7th IAS Regional Meeting, Excursion Guidebook, Excursion A-1, 31-52.

Wojewoda, J., 1987. Sejsmotektoniczne osady i struktury w kredowych piaskowcach niecki rdsudeckiej. Przegld Geologiczny, 408, 169-175.

Wojewoda, J., 1997. Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the Intrasudetic Basin and Nysa Trough, Sudety Mts. Obszary rdowe: Zapis w Osadach, 1, 81-96.

Wojewoda, J., 2007 a. The Czerwona Woda Creek: a tectonically controlled mountain river basin. In: 8th Czech-Polish workshop on recent geodynamics of the Sudeten and adjacent areas. Kodzko, Poland, March 29-31.

Wojewoda, J., 2007 b. rky-Pstrna Dome - dextral strike-slip fault-related structure at the eastern termination of the Poii-Hronov Fault Zone (Sudetes, Gry Stoowe Mts.). In: 5th Meeting of the Central European Tectonic Studies Group, Tepla, April 11-14, 93-95.

Wojewoda, J., 2007 c. Perm basenu Nachodu. W: Wojewoda, J. [red.] Review of Permian sedimentary successions of Boskovice Trough, Nachod Basin and Trutnov Basin. Sedimentologica, 1, 1, 85-99.

Wojewoda, J., 2008 a. Budowa Geologiczna Obszaru PNGS, 24-37. W: Witkowski, A., Pokryszko, B.M. & Cikowski, W., [red.] - Przyroda Parku Narodowego Gr Stoowych. 404 p. Wydawnictwo PNGS.

Wojewoda, J., 2008 b. Basen Nachodu. W: Wojewoda, J., [red.] Baseny rdgrskie: Kontekst Regionalny rodowisk i Procesw Sedymentacji. 3 Polska Konferencja Sedymentologiczna (POKOS3), 15-21.09.2008, Kudowa Zdrj. Materiay Konferencyjne, pp. 86-97. WIND, Wrocaw.

Wojewoda, J., 2009 a. arky-Pstrna Dome: a strike-slip fault-related structure at the eastern termination of the Po-Hronov Fault Zone (Sudetes). Acta Geodynamica et Geomaterialia, 6, 3, 273-290.

Wojewoda, J., 2010 a. Kontekst geologiczny Wielkiego Torfowiska Batorowskiegow Grach Stoowych. W: Ludwikowska-Kdzia, M., Zieliski, A., [red.] - Badania interdyscyplinarne - przeszo, teraniejszo, przyszo nauk przyrodniczych, 15-16.04.2010 Golejw k. Staszowa, 119-121.

Wojewoda, J. i Burliga, S., 1996. Wiek i struktura poudniowego obrzeenia obszaru Gr Stoowych. Mat. Symp. "rodowisko Przyrodnicze Parku Narodowego Gr Stoowych, Kudowa, 11-13.10.1996, 13-19.

Zobel, J., Carnall, R., 1831 a & b. Geognostische Beschreibung von einem Theile des Nieder-Schlesischen, Gltzischen und Bhmischen Gebirges. Archiv fr Mineralogie, Geognosie, Bergbau und Httenkunde, 3, 3-95, 277-361.

elaniewicz, A., 1977 a. Rozwj spka w skaach metamorficznych Gr Orlickich. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 47, 163191.

elaniewicz, A., 1977 b. Granitoidy masywu Kudowy-Olenic. Geologia Sudetica, 12, 137162.

elaniewicz, A., 2006. Dzieje Ziemi. Przeszo geologiczna. W: Fabiszewski, J. [red.] - Przyroda Dolnego lska. Oddzia Wrocawski PAN, Wrocaw, 61134.

GEOATRAKCJE GR STOOWYCH -przewodnik geologiczny

po Parku Narodowym Gr Stoowych

Jurand Wojewoda

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wrocawski, Pl. Maksa Borna 9,

50-204 Wrocaw, e-mail: jurand.wojewoda@ing.uni.wroc.pl

Wydawca: Park Narodowy Gr Stoowych 2011.

Nakad: 1000 egz.

Sfinansowano ze rodkw Wojewdzkiego Funduszu Ochrony rodowiska i Gospodarki Wodnej we Wrocawiu

2

POOENIE OBSZARU PARKU NARODOWEGO GR STOOWYCH

Park Narodowy Gr Stoowych powsta 16 wrzenia1993 r. (dalej w tekcie po prostu Park). Jako jeden z niewielu obszarw na wiecie, powsta gwnie z myl o walorach skalnych tej czci Sudetw. Obszar Parku w caoci znajduje si w Sudetach rodkowych (Walczak 1968; Kondracki 1994). Jest regionalnym wododziaem dla zlewni Morza Pnocnego (dorzecza Metuji-aby) i Batyku (dorzecza Nysy-Odry). To szczeglna pozycja, ktra sprawia, e obszar Parku ma wyjtkowe znaczenie dla bilansu zarwno wd powierzchniowych, jak i wd podziemnych. Gdy te ostatnie od wiekw stanowi dobrodziejstwo dla regionu (liczne uzdrowiska), to lokalne strumienie, potoki oraz rzeki mog okresami stwarza wiele zagroe, w tym powodziowych (Fig. 1 & Fig. 2).

Niezwykle malownicze i ciekawe pod wzgldem genezy s formy skalne wystpujce w Grach Stoowych, ktre od zawsze przycigay uwag przyrodnikw, turystw i artystw. Dominujcy wpyw na rozwj krajobrazu tego obszaru ma wspczesna budowa geologiczna oraz historia jej rozwoju.

OBSZARY KRAJOBRAZOWE

Gry Stoowe

Park obejmuje tereny kilku obszarw krajobrazowych, ktre wyrniaj tak rzeba, jak i struktura geologiczna (Fig. 3). Najwikszym obszarem, ktry stanowi ponad 80% caej powierzchni Parku, s Gry Stoowe. Pod t nazw z reguy rozumie si do paski obszar zbudowany w przewadze ze ska osadowych kredy, na ktrym dominuj rozlege masywy zbudowane z piaskowcw, o charakterystycznych, rwnie paskich powierzchniach wierzchowinowych (plateau) i pionowych zboczach (progi). W centralnej czci Gr Stoowych wystpuje wyduony rwnolenikowo masyw, rozbity poprzecznymi dolinami na cztery mniejsze. Idc od zachodu s to kolejno Masyw Skalnika, Wzgrze Ptak, Masyw Biaych cian i Masyw Batorowa. Jednak najbardziej charakterystycznym elementem krajobrazu Gr Stoowych, o ktrym mona wrcz powiedzie, e jest unikalnym symbolem Sudetw, jest rozbity na dwie czci Masyw Szczelica (Fig. 4). Jego charakterystyczny ksztat, przypominajcy najeon basztami warowni, od zawsze przyciga turystw i inspirowa artystw

Pozostaa cz obszaru Gr Stoowych agodnie zapada ku wschodowi i miejscami jest niemal idealnie paska, tworzc rozlege rwninne tereny nazywane rwniami - Rwnia ycka (zwana Sawann Afrykask) (Fig. 5), czy Rwnia Pasterska (zwana Sawann Pastersk) (Fig. 6). W okolicach yc-Zotna rozpoczyna si rozlege obnienie drenowane przez Potok Zotnowski, tzw. Obnienie ycko-Dusznickie (por. Staffa i in., 1996).

Do najbardziej malowniczych i zrnicowanych pod wzgldem rzeby nale progi morfologiczne, ktre kocz paskowye i rwnie. Najwikszy zasig ma Prg Radkowa pnocna krawd Gr Stoowych, ktra ogldana od pnocy, np. z okolic Gajewa, oddaje sens nazwy tych gr (Fig. 7). Drugi prg skalny, tzw. Urwisko Batorowa, wyznacza poudniowe, krajobrazowe granice Gr Stoowych, a po granice Szczytnej. Mniej znany, jednak rwnie malowniczy, jest tzw. Prg Pasterki stroma skarpa ograniczajca od poudnia dolin Pasterskiego Potoku.

Regionalnym ewenementem krajobrazowym jest tzw. Obnienie Czerwonej Wody. Potok, ktry da nazw tej czci Gr Stoowych, ma swoje rda na pnocnych zboczach Skalniaka, po czym pynie niemal dokadnie wzdu wododziau zlewni Bystrzycy Dusznickiej i cinawy. Jest tak dlatego, e dolina Czerwonej Wody uformowaa si ponad stref uskokw tektonicznych, przy ktrych do dzisiaj trwa systematyczne obnianie terenu (Wojewoda 2007 a). Lokalnie, na obszarach, gdzie odpyw wd powierzchniowych jest szczeglnie utrudniony, doszo do powstania terenw bagnistych i torfowych. Do takich obszarw nale Wielkie Torfowisko Batorowskie oraz Niknca ka obszary ochrony cisej na terenie Parku (Marek 1998; Wojewoda 2010).

Wzgrza Lewiskie

Park obejmuje pooon na pnoc od potoku Bystra cz obszaru krajobrazowego, znanego jako Wzgrza Lewiskie (por. Staffa 1996). Teren ten rozdzielony jest przez Potok Daczowski na dwie czci zachodni, tzw. Wzgrza Kudowskie (zbudowane w przewadze z granitw) i wschodni, tzw. Wzgrza Daczowskie (zbudowane w przewadze ze ska metamorficznych).

Obnienie Kudowy

Obnienie Kudowy to niewielka kotlina rdgrska, powstaa wskutek tektonicznego obniania terenu, ktre rozpoczo si w neogenie, i ktre trwa do dzisiaj. Otoczona ze wszystkich stron masywami grskimi stanowi niewielki fragment Parku, chocia siedziba Dyrekcji Parku znajduje si wanie w jej obrbie (Fig. 8).

BUDOWA GEOLOGICZNA OBSZARU PNGS

POZYCJA GEOLOGICZNA OBSZARU

Park znajduje si na pograniczu 3 regionalnych jednostek geologicznych (mezoregionw geologicznych) synklinorium rdsudeckiego, basenu Nachodu i tzw. kopuy orlicko-nienickiej (Wojewoda 2008 a; elaniewicz 2006) (Fig. 9). Obszar Parku tworz fragmenty 6 jednostek strukturalnych (mikroregionw geologicznych) - niecki Batorowa, zapadliska Kudowy, rowu Lewina, masywu Kudowy i masywu Orlicy, ktre zaliczane s do wikszego obszaru - nazywanego przez geologw zachodni czci bloku sudeckiego (elaniewicz 2007 a & b). Granice midzy w/w jednostkami wyznaczaj pojedyncze uskoki tektoniczne lub strefy uskokowe (Wojewoda