Wersja dla słabowidzących
Powiększ czcionkę za pomocą skrótu klawiszowego CTRL +, a pomniejsz za pomocą CTRL -

Budowa geologiczna obszaru

             Najstarsze widoczne na powierzchni skały południowej Opolszczyzny, to utwory górnego dewonu i dolnego karbonu. Ich największe odsłonięcia spotkać można w Górach Opawskich, ale drobne odkrywki zlokalizowane są w okolicach Głubczyc (zwłaszcza w głębszych dolinach rzecznych), Toszka (Góra Zamkowa) i w Żyrowej (koło remizy strażackiej, obecnie przykryte glebą i zwietrzeliną).

            Klastyczne utwory dolnokarbońskie (kulm), reprezentowane są przez osady fliszowe (Unrug 1974). Tworzą je głównie szaro-oliwkowe piaskowce i mułowce, z podrzędnym udziałem zlepieńców. Osady te zawierają dość liczne odciski roślin karbońskich, redeponowanych wraz materiałem klastycznym z obszarów źródłowych, położonych na południe i zachód od basenu kulmu. Przeważnie są to uwęglone szczątki łodyg skrzypów i paproci, rzadziej fragmenty liści, czy też nasion (tzw. „sieczka roślinna”). Cały pakiet skał formował się w głębokowodnym, oceanicznym zbiorniku, choć leżącym dość blisko lądów. Rzeki dostarczały piasek i muł (pochodzący z niszczenia skał na lądzie), który zdeponowany został w strefie przybrzeżnej na szelfie. Co pewien czas gromadzony tam materiał, pod wpływem np. trzęsień ziemi albo sztormów, spływał po stoku kontynentalnym w głębsze partie oceanu. W trakcie spływu dochodziło do selekcji ziaren pod względem wielkości i w konsekwencji na dnie basenu oceanicznego powstawały powtarzające się sekwencje ławic: zlepieniec–piaskowiec–mułowiec-iłowiec. Na powierzchni zwietrzałego i miejscami zerodowanego kulmu, leżą niezgodnie osady pstrego piaskowca o zmiennej miąższości, wynoszącej od 0 do 30 m. Są to utwory limniczno fluwialne klimatu gorącego i półsuchego (Woźniak i in. 2005). Rozpoczynają się czerwonymi piaskowcami (stąd charakterystyczna barwa gruntów ornych w pobliżu Zakrzowa i Jasiony), które przechodzą w górę w pstre mułowce z wkładkami ewaporatów. Wyżej spotyka się dolomity i margle dolomityczne z miąższymi pokładami gipsu, który miejscami tworzy niewielkie struktury diapirowe. Struktury takie można było obserwować w odsłonięciach powstałych podczas prac budowlanych przy autostradzie A-4, w rejonie na południe od Zakrzowa. Ponadto, dolomity przepełnione są muszlowcami Costatoria costata wskazującymi na ich recki wiek. Łączna miąższość retu wynosi ok. 70 m. Sekwencja wapienia muszlowego, typowego dla tej części basenu germańskiego, obejmuje utwory od dolnych warstw gogolińskich po dolną część warstw karchowickich, tworząc kompleks o miąższości około 90 m. Skały te można obserwować w licznych odsłonięciach opisanych z rejonu Góry Św. Anny. Serię rozpoczynają wapienie, wapienie margliste i margle warstw gogolińskich o miąższości około 50 m. Są to cienkoławicowe wapienie pelityczne, muszlowcowe i krynoidowe, barwy beżowej lub jasnoszarej, często laminowane (Woźniak i in., 2005).

            Dolne warstwy gogolińskie (warstwy z Pecten i Dadocrinus) reprezentują osady otwartego morza o normalnym zasoleniu, związane z pierwszym pulsem transgresywnym. Następująca po nim stagnacja poziomu morza stała się przyczyną stopniowego wypłycenia zbiornika i depozycji ewaporatów. Po ich rozpuszczeniu, zostały charakterystyczne porowate horyzonty tzw. wapieni komórkowych. Wyznaczają one granicę między dolnymi, a górnymi warstwami gogolińskimi. Te ostatnie związane są z zaawansowaną transgresją, w optimum której, doszło do masowego pojawienia się fauny alpejskiej w zbiorniku germańskim. Stagnacja fazy transgresywnej i postępujące spłycenie doprowadziły do depozycji onkolitowo-bioklastycznych diun, przemieszczanych głównie poprzez fale sztormowe. Osady warstw górażdżańskich tworzą 18 metrowy kompleks skał grubo ławicowych o miąższości od 0,8 do 1,5 m. Są to wapienie pelityczne i drobnodetrytyczne barwy beżowoszarej, bez składników terygenicznych.

            Kolejny cykl transgresywny rozpoczął się wraz z depozycją głębokich osadów warstw terebratulowych, zastąpionych później strukturami raf gąbkowo-koralowcowych warstw karchowickich. Warstwy terebratulowe odznaczają się większą marglistością i często falistym uławiceniem. Są to głównie wapienie muszlowcowe ze szczątkami ramienionogów. W dolnej części kompleksu uwydatnia się gruba ławica wapienia krynoidowego. Miąższość warstw terebratulowych wynosi około 7,0 m, grubość ławic 0,4 – 1,0 m. Warstwy karchowickie, występujące ponad warstwami terebratulowymi, tworzą kompleks gruboławicowych wapieni o miąższości około 10 m. Są to wapienie pelityczne, bez składników terygenicznych, barwy jasnoszarej lub żółtawej. Stropowa część wapieni warstw karchowickich jest zrekrystalizowana i skrasowiała (Woźniak i in. 2005).

            Ogólnoświatowy trend obniżania poziomu oceanów doprowadził do stopniowego wycofania się morza z rejonu opolskiego pod koniec środkowego triasu (około 228 - 230 mln lat temu). Powróciły wówczas warunki znane z wczesnego triasu – nizinne lądy o suchym, gorącym klimacie, z okresowo zanikającymi jeziorami i rzekami. Wskutek odparowania, woda w wysychających jeziorach była mocno słona, stad też wytrącały się z niej sole – gipsy, a sporadycznie także kryształki halitu (soli kamiennej). Powstały wtedy grube kompleksy czerwonawych rzecznych piaskowców i jeziornych iłowców. W bardziej wilgotnych okresach, na brzegach rzek i jezior, rozwijała się bujna roślinność skrzypów, drzew iglastych i paproci, na której żerowały mały zwierzęta, a na nich wielkie płazy i gady. W kilku miejscach na Opolszczyźnie wystąpiły krótkotrwałe warunki sprzyjające zachowaniu ich szkieletów i muszli. Przykłady znamy z okolic wsi Lisów, ale najcenniejsze i najsławniejsze opisano w 2000 r. z Krasiejowa koło Ozimka. Znakomicie zachowane i niezwykle liczne czaszki oraz duże fragmenty szkieletu pozaczaszkowego, stały się ogólnoświatową sensacją. W Krasiejowie wydobyto ponad 100 wielkich czaszek (przekraczających 0,5 m) drapieżnych płazów tarczogłowych (Dzik i Sulej 2004). Odkryto także szkielety rybożernego gada, którego czaszka osiągała 70 cm, a szacowana długość ciała dochodziła do 3,5 m (fitozaur). Najcenniejszym znaleziskiem są jednak szczątki dinozauromorfa, któremu nadano nazwę Sileaurus opolensis („śląski jaszczur z Opola”).

            W okolicach Góry Św. Anny obserwuje się brak młodszych osadów triasu, uległy erozji w czasie długiej emersji obszaru, między późnym triasem, a późną kredą. Utworów jury i kredy dolnej nie ma prawie na całej Opolszczyźnie. Następne wiekowo osady to piaskowce glaukonitowe cenomanu i margle turonu. Margle datowane są na podstawie skamieniałości małży (między innymi inoceramów), ramienionogów, jeżowców i gąbek, charakterystycznych dla górnej kredy (Niedźwiedzki 1994). Margle i wapienie, zaliczane wiekowo do podjednostek kredy: turonu i koniaku, były przedmiotem eksploatacji w kamieniołomach Opola, a pojawiające się w niewielkich płatach, znane są także z okolic Głubczyc (np. Boguchwałów, Nowa Cerekiew) i Góry Św. Anny. Opisane w kamieniołomie nefelinitu (Góra Św. Anny), utwory kredy górnej nie występują in situ. Zachowały się w postaci wielkich bloków, zatopionych w lawie wulkanicznej (Niedźwiedzki 1994). Bazując na podstawie pomiarów Rodego (1934) łączną miąższość pokrywy kredowej szacuje się na minimum 38 m (Woźniak i in. 2005). Za wyjątkiem paleogeńskich nefelinitów w większej części Opolszczyzny nie ma skał reprezentujących dolny odcinek ery kenozoicznej. Co prawda Assmann (1932), cytuje w swoim opracowaniu spostrzeżenie Frecha, jakoby wśród porwaków skał osadowych w lawach stożka Góry Św. Anny, były też bloki piasków i iłów paleogeńskich z fauną morską, jednak informacji tej nie da się obecnie potwierdzić.

            Fałdowanie Karpat i ich nasuwanie od południa na obszar Śląska, spowodowało ugięcie i spękanie skał, obciążonych górotworem karpackim. Jedno z tych pęknięć było na tyle głębokie, że umożliwiło wydobycie się płynnej magmy na powierzchnię i utworzenie stożka wulkanicznego Góry Św. Anny. Miało to miejsce około 27 mln lat temu (Birkenmajer i Pécskay 2002). Jednocześnie na całym przedpolu Karpat utworzyły się dość głębokie rowy tektoniczne i uskoki, zaznaczające się w morfologii terenu jako obniżenia i wyniesienia, urozmaicające rzeźbę obszaru strzeleckiego. Leżący na południe od Góry Św. Anny rów tektoniczny był tak głęboki, że 12 mln lat temu, w miocenie, od wschodu, czyli od strefy karpackiej, wtargnęło nim morze tworząc w pasie Gliwic – Kędzierzyna przesmyk morski. Morze mioceńskie nie przekroczyło jednak Garbu Chełma, z wyniesionym już stożkiem wulkanicznym Góry Św. Anny, tak że teren położony na północ od garbu nie został przez nie zalany. Tworzyły się tu natomiast, w warunkach dosyć wilgotnego i ciepłego klimatu, liczne formy krasowe, najczęściej rozległe leje sięgające do kilkuset metrów szerokości i kilkudziesięciu metrów głębokości.

            Obecnie dobrze zachowane i widoczne leje krasowe napotkać można w kamieniołomie w Ligocie Dolnej. Wypełniają je czerwone osady rezydualne typu terra rosa, zawierające konkrecje wodorotlenków żelaza. Niektóre z konkrecji mają pokrój obleczonych ziaren i reprezentują tzw. rudy bobowe. Czasami, w obrębie zamkniętych lejów formowały się małe zbiorniki wodne z bogatą florą i mikroflorą (np. w Tarnowie Opolskim). Te właśnie szczątki florystyczne wskazują na mioceński wiek tworzenia i wypełnień form krasowych, będący następnym w sukcesji utworem geologicznym, zachowanym w rejonie Góry Św. Anny. Utwory zaliczane do neogenu, pojawiają się także w podłożu osadów czwartorzędowych w odległości około 3,5 km od na południowy zachód od szczytu Góry Św. Anny. Reprezentowane są przez warstwy poznańskie – około 100 metrowy kompleks naprzemianległych warstw iłów, mułków, piasków lub żwirów. W spągu przeważają ciemnoszare i zielonkawe iły przewarstwione mułkami. Wyższą część warstw poznańskich stanowią tzw. „iły płomieniste” – smugowane i pstre o bardzo zmiennym zabarwieniu, z wkładkami piasków i żwirów, niekiedy z konkrecjami żelazistymi. Wiek tych osadów określono na miocen - sarmat (Sadowska 1975).

            Długotrwała erozja, trwająca przez kilkadziesiąt milionów lat paleogenu i neogenu, a potem czwartorzędu, wycięła w miękkich iłach górnego triasu rozległą dolinę, leżąca na północ od Garbu Chełmskiego, która można uznać za pradolinę Małej Panwi – ówczesnej wielkiej rzeki Odra w owym czasie była jedynie jej podrzędnym dopływem.

            Starsze osady czwartorzędowe zachowały się jedynie w obniżeniach okalających od północy i południa Grzbiet Chełmu. W rejonie Leśnicy – Lichyni, reprezentują je gliny zwałowe zlodowacenia południowopolskiego (630 tys. lat), które przykryte są z kolei moreną denną zlodowacenia środkowopolskiego (300 tys. lat). Te ostatnie utwory, występują także na północ od Góry Św. Anny, gdzie zawierają zarówno materiał skandynawski jak i lokalny (od kulmu, przez pstry piaskowiec, wapień muszlowy, kajper, jurę, kredę). Assmann (1932a) wspomina też o otoczakach skrzemionkowanych drzew kredowych znalezionych w okolicy Dolnej. Osadami najmłodszego zlodowacenia (Wisły), są niewątpliwie lessy przykrywające Garb Chełma. Tworzą one warstwą o zmiennej grubości od 2 do 7m. Lessy zawierają liczne konkrecje wapienne (kukiełki) oraz ślimaki lądowe – Helix hispida i Succinea oblonga. Do osadów holocenu zalicza się powszechnie występujący materiał deluwialny.

            Najciekawszym utworem holoceńskim są martwice wapienne występujące w Leśnicy. Przyjmuje się, że tworzyły się one, podobnie jak w innych miejscach Wyżyny Śląsko-Krakowskiej, w czasie od atlantyckiego optimum klimatycznego (8 tys. lat BP) do około 2000 lat temu.

Kliknij wybraną datę
Newsletter
Statystyka odwiedzin:
Dzisiaj: 248
W tym miesiącu: 7945
Wszystkich odwiedzin: 356761
Geopark Krajowy Góra Św. Anny
tel./fax: +48 77 654 65 56  |  e-mail:
Projekt i realizacja: © 2011-2017 netkoncept.com - skycms Polityka prywatności
Europejski Fundusz Rolny na rzecz Rozwoju Obszarów Wiejskich. Europa inwestująca w obszary wiejskie.
Projekt "Poznaj Geopark Krajowy Góra Św. Anny" realizowany przez Gminę Leśnica jest współfinansowany ze środków Unii Europejskiej w ramach Osi IV LEADER
Programu Rozwoju Obszarów Wiejskich na lata 2007-2013.

Instytucja Zarządzająca Programem Rozwoju Obszarów Wiejskich na lata 2007-2013 - Ministerstwo Rolnictwa i Rozwoju Wsi