IAGt

Transkrypt

IAGt

nr 3 (10) • 2007 r.
Spis treści • Contents
Tadeusz Słomka
Międzynarodowe Stowarzyszenie Geoturystyki (IAGt) .................................................... 3
International Association for Geotourism (IAGt)
Marek Łodziński
Atrakcje geoturystyczne północnego Madagaskaru ........................................................... 5
Geotouristic attraction of the northern Madagascar
Jan Golonka & Michał Krobicki
The Dunajec River rafting – one of the most interesting geotouristic excursions
in the future trans-border PIENINY Geopark ................................................................ 29
Spływ Dunajcem jako jedna z najważniejszych wycieczek geoturystycznych
przyszłego transgranicznego Geoparku PIENINY
Jakub Pająk
Sri Lanka – nie tylko herbata ...............................................................................................45
Sri Lanka – not only a tea
(Geoturism)
jest czasopismem naukowym Stowarzyszenia Naukowego im. Stanisława Staszica, wydawanym wspólnie z Wydziałem
Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej, ukazującym się jako kwartalnik w kolejnych
zeszytach.
adres e-mailowy: [email protected]
Redaguje zespół w składzie:
Tadeusz Słomka (redaktor naczelny), Marek Doktor (sekretarz), Mariusz Szelerewicz (redaktor techniczny),
Jan Golonka, Andrzej Joniec, Alicja Kicińska, Wojciech Mayer, Paweł Różycki, Elżbieta Słomka
Rada Redakcyjna:
Tadeusz Burzyński, Janusz Dąbrowski, Henryk Jacek Jezierski, Anna Nowakowska,
Krystian Probierz, Pavol Rybar, Tadeusz Słomka, Antoni Tajduś, Janusz Zdebski
Adres Redakcji:
Akademia Górniczo-Hutnicza,
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska,
Katedra Geologii Ogólnej, Ochrony Środowiska i Geoturystyki;
al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
Na ten adres należy wysyłać rękopisy, korekty i wszelką korespondencję dotyczącą redagowania pisma.
Skład i łamanie: Firma Rysunkowa Szelerewicz,
Druk: Drukarnia Leyko
Wydano ze środków Stowarzyszenia Naukowego im. Stanisława Staszica
z pomocą finansową Rektora Akademii Górniczo-Hutniczej i Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska
© Copyright by Stowarzyszenie Naukowe im. Stanisława Staszica, Kraków 2007
PL ISSN 1731-0830
Nakład 1000 egz.
www.geoturystyka.pl
Międzynarodowe Stowarzyszenie Geoturystyki
(IAGt)
Drodzy Czytelnicy,
Z wielką przyjemnością zawiadamiam wszystkich naszych
Przyjaciół, że 26 czerwca 2007 roku założone zostało w
Krakowie Międzynarodowe Stowarzyszenie Geoturystyki
(International Association for Geotourism).
Inicjatywę powołania nowej organizacji turystycznej o
zasięgu światowym podjęła jeszcze w 2005 grupa entuzjastów, skupiona w dwóch współpracujących ze sobą ośrodkach
naukowych: Wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej im. Stanisława Staszica w Krakowie i Wydziale Górnictwa, Ekologii, Kontroli
Procesów i Geotechnologii Uniwersytetu Technicznego
w Koszycach na Słowacji. W obu uczelniach od wielu lat
prowadzone są studia magisterskie w zakresie geoturystyki
oraz prace naukowe i stosowane, związane z ochroną i udostępnieniem turystyce obiektów przyrody nieożywionej.
Międzynarodowe Stowarzyszenie Geoturystyki stawia
sobie za cel integrację turystyki z naukami o Ziemi i środowisku naturalnym oraz dziedzictwem górniczym, promocję
uniwersalnego piękna przyrody nieożywionej, promocję
obiektów dziedzictwa górniczego jako atrakcji turystycznych,
promocję interdyscyplinarnych badań naukowych i kompleksowej ochrony przyrody nieożywionej i dziedzictwa górniczego, promocję działalności biznesowej w geoturystyce oraz
fundowanie stypendiów dla studentów i pracowników nauki
działających w obszarze ochrony przyrody i dziedzictwa
górniczego.
Zamierzamy realizować cele Stowarzyszenia poprzez
współpracę z innymi organizacjami i instytucjami krajowymi
i zagranicznymi, zainteresowanymi naukami o Ziemi i środowisku naturalnym oraz dziedzictwem górniczym i turystyką,
organizację konkursów na najlepsze obiekty geoturystyczne
i obiekty dziedzictwa górniczego w kraju i na świecie, udzielanie wsparcia, w tym finansowego, inicjatywom i organizacjom pozarządowym, organizowanie konferencji, sympozjów,
szkoleń i warsztatów, prowadzenie baz danych związanych
tematycznie z obiektami przyrody nieożywionej i dziedzictwa
górniczego oraz wypowiadanie się w sprawach publicznych
związanych z celami Stowarzyszenia,
Bardzo serdecznie zapraszam do pracy w Stowarzyszeniu
wszystkich zainteresowanych turystyką, ochroną przyrody
nieożywionej, naukami o Ziemi i środowisku naturalnym.
Bliższe informacje znajdziecie Państwo na naszej stronie
internetowej www.geoturystyka.pl
Zapraszam do publikowania artykułów w naszym kwartalniku GEOTURYSTYKA (Geotourism), który ukazuje się
już od roku 2004. Publikujemy artykuły w języku polskim z
obszernymi streszczeniami w języku angielskim, mile widziane są też artykuły napisane w całości w języku angielskim.
Zapraszam także na naszą stronę internetową www.geoturystyka.pl, gdzie znajdziecie Państwo relacje z wypraw
turystycznych, opisy obiektów geoturystycznych i forum
dyskusyjne. Z przyjemnością umieścimy na niej także relacje
z Państwa wypraw po Polsce i świecie. W przygotowaniu jest
angielska wersja strony: www.geotourism.online.com
Wszyscy zainteresowani geoturystyką proszeni są o kontakt na adres emailowy: [email protected].
Z serdecznymi pozdrowieniami
Prof. dr hab. inż. Tadeusz Słomka
Prezes Zarządu
Międzynarodowego Stowarzyszenia Geoturystyki
International Association for Geotourism
(IAGt)
Dear Readers,
It is my big pleasure to inform all our Friends that the
International Association for Geotourism (IAGt) has been
established in Kraków on June 26th, 2007.
The initiative of establishing the new international tourist
organization has been undertaken as early as in 2005 by a
group of enthusiasts from the two scientific centers: the Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection
at the AGH-University of Science and Technology in Kraków,
Poland and the Faculty of Mining, Ecology, Process Control
and Geopropagation at the Technical University of Kosice,
Slovakia. Since many years both universities have been successfully running the MSc-level courses in geotourism as
well as have been carrying both the basic and the applied
research projects aiming to protect and develop abiotic nature
objects for the purposes of tourist industry.
The International Association for Geotourism (IAGt)
aims to integrate the tourism with the Earth and environmental sciences (including the mining heritage), to promote the
universal beauty of abiotic nature, to promote the mining
heritage sites as touristic attractions, to promote interdisciplinary scientific research and comprehensive protection of
inanimated nature and mining heritage sites, to promote business activity in geotourism and to grant scholarships for
students and scientists active in the field of nature and mining
heritage protection.
The IAGt is ready to cooperate with other domestic and
international organizations and institutions active in the Earth
and environmental sciences, mining heritage protection and
tourism, to organize competitions for the best-developed
geotouristic and mining heritage sites in Poland and in the
world, to support (also financially) the initiatives and nongovernment organizations, to organize conferences, symposiums, workshops and professional trainings, to run databases related thematically to the abiotic nature and mining
heritage sites and to express opinions in problems related to
the statutory activity of the IAGt.
All our Friends interested in tourism, Earth and environmental sciences, and abiotic nature protection are mostly
welcome as active members of the IAGt, which is free for
everyone who obeys our statute. Detail information can be
found at our webpage: www.geoturystyka.pl I also invite all our Friends to publish papers in the quarterly GEOTURYSTYKA (Geotourism), which has been in
the market since 2004. We publish papers in Polish with extended English summaries but papers written entirely in
English are mostly welcome, as well.
Please, visit our webpage: www.geoturystyka.pl where you
will enjoy reports from excursions, descriptions of geotouristic sites and discussion forum. We will publish with big
pleasure your reports, descriptions, narrations and photographs from excursions in Poland and abroad. The English
version of our webpage: www.geotourism.online.com is currently under construction.
Please, do not hesitate to contact us at the email address:
[email protected].
With kind regards
Yours sincerely,
Prof. Tadeusz Słomka
President of the IAGt Board
Geoturystyka 3 (10) 2007: 5-28
Atrakcje geoturystyczne północnego Madagaskaru
Geotouristic attractions of the northern Madagascar
Marek Łodziński
Katedra Geologii Ogólnej, Ochrony Środowiska i Geoturystyki, Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska,
Akademia Górniczo-Hutnicza, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków;
e-mail: [email protected]
Tanzania
Wstęp
Antsiranana
Madagaskar (Republika Malgaska, Repoblikan’I Madagasikara) ma powierzchnię 587 040 km². Rozciągłość południkowa wyspy wynosi ponad 1600 km, a największa szerokość 570 km (Fig. 1). Pod względem powierzchni jest czwartą, co do wielkości wyspą na świecie. Izolacja Madagaskaru
od stałego lądu Afryki sprawia, że jest on gigantyczną atrakcją geoturystyczną z niezwykłymi osobliwościami.
Klimat wyspy sprzyja turystyce, z temperaturami w granicach 18-35ºC przez cały rok, za wyjątkiem wysokogórskich
części centrum Madagaskaru, gdzie temperatura może sporadycznie spadać nawet do kilku stopni Celsjusza. Pora
deszczowa na wyspie trwa od końca listopada do początku
kwietnia, przy czym nasilenie opadów przypada na grudzień
i styczeń. Na północno-wschodnim wybrzeżu silne opady są
przez cały rok. Dzięki deszczom wyspa kwitnie i wygląda
inaczej o każdej porze roku.
Także mentalność zamieszkujących wyspę Malgaszy jest
powodem, dla którego warto odbyć podróż życia na Madagaskar. Współcześni mieszkańcy Madagaskaru (po malgasku
„gashi”) są bardzo gościnni, życzliwi, weseli, spokojni
i beztroscy, ale także mają duży dystans do turystów (Fig. 2).
W dużych miastach zaczynają wybierać europejski styl życia
wraz z modą i zwyczajami. W mniejszych miejscowościach
nadal podtrzymywane są tradycje i wierzenia przekazywane
z ojca na syna. W rzadko odwiedzanych przez turystów rejonach wyspy tubylcy na widok przejeżdżającego samochodu
uciekają, a widząc białego człowieka panicznie chowają się
wśród kujących opuncji, nie zważając na ich kolce. Plemiona
malgaskie mają różne zwyczaje, wywodzące się od przodków.
Warto o nich wiedzieć, gdyż należy je uszanować podróżując
po wyspie. Tubylcy wierzą m.in. w święte miejsca np. niektóre wodospady, groty, góry, wyspy, grobowce, czy święte
drzewa – baobaby, do których nie wolno się zbliżać obcokrajowcom.
Madagaskar jest krajem kontrastów i paradoksów, z wyraźnymi różnicami w stosunku do krajów kontynentu afrykańskiego. Głównymi bogactwami wyspy są przyprawy
i kamienie szlachetne (Thomas, 1993, Shigley et al., 2000),
a mimo to jest jednym z najbiedniejszych krajów Afryki, choć
biedy i głodu generalnie na Madagaskarze nie widać. Główną gałęzią gospodarki jest rolnictwo (Fig. 3), a do najważniejszych upraw należą: ryż, bataty, ziemniaki, banany, kukurydza, fasola oraz bawełna i sizal. Najbardziej dochodowymi
uprawami skierowanymi na eksport są: kawa, wanilia, cukier
Mahajanga
Mozambik
Madagaskar
Toamasina
Antananarivo
Treść: W artykule przedstawiono wybrane atrakcje geoturystyczne północnego Madagaskaru (prowincje Antananarivo,
Toamasina, Mahajanga, Antsiranana), m.in. takie jak: kopalnie
kamieni szlachetnych i rzadkości mineralogicznych w dolinie Sahatany w rejonie Betafo, przejawy młodego wulkanizmu w rejonie
Betafo, przykłady krasu powierzchniowego w klimacie tropikalnym
w Parku Narodowym des Tsingy de Bemaraha i w Rezerwacie Specjalnym de lÀnkarana, kopalnie celestynu w okolicach Katsepy,
wyspy pochodzenia wulkanicznego i rozwijające się u ich brzegów
rafy koralowe: Nosy Be, Nosy Komba, Nosy Tanikely, osadowe
formacje skalne w Parku Narodowym de Montagne dÀmbre, czy
złoża korundów związane z prowincją wulkaniczną Ambohitra w
północnym Madagaskarze. Coraz większa powierzchnia obiektów
przyrody ożywionej i nieożywionej zostaje objęta na Madagaskarze prawną ochroną.
Słowa kluczowe: Madagaskar, Antananarivo, Toamasina,
Mahajanga, Antsiranana, budowa geologiczna, atrakcje geoturystyczne
Abstract: The paper presents selected geotouristic attractions of
the northern Madagascar (Antananarivo, Toamasina, Mahajanga
and Antsiranana provinces) which include e.g. precious stones
and mineralogical rarities mines in the Sahatany Valley (Betafo
region), examples of young volcanism in Betafo region, examples
of tropical surface karst features in des Tsingy de Bemaraha
National Park and de lÀnkarana Special Reserve, celestine mines
in the vicinity of Katsepy, the Nosy Be, Nosy Komba and Nosy
Tanikely volcanic islands rimmed by coral reefs, sedimentary rock
formations in de Montagne dÀmbre National Park or corundum
deposits in the Ambohitra volcanic province. The number and area
of biotic and abiotic nature sites protected by law is systematically
growing in Madagascar.
Key words: Madagascar, Antananarivo, Toamasina, Mahajanga,
Antsiranana, geology, geotouristic attractions
Antsiranana
(Diego Suarez)
12
11
10
9
8
Mahajanga
(Majunga)
6
4
7
Toamasina
(Tamatave)
5
Antananarivo
(Tanararive)
2
1
3
Fig. 2. Mieszkaniec wyspy – „gashi”, fot. M. Saks • Citizen of
Madagascar – the „gashi”, phot. M. Saks
Fianarantsoa
Obecnie ważnym elementem w gospodarce kraju zaczyna
stawać się turystyka. Znajdują się tutaj luksusowe hotele na
wybrzeżach i wyspach koralowych, jak również tańsza baza
noclegowa. Szczególnie popularne są koralowe plaże północno-zachodniego Madagaskaru oraz przybrzeżnych wysp Nosy
Be i Nosy Komba. Coraz więcej powierzchni kraju, tj. około
17 800 km 2 (około 3 % powierzchni kraju), zajmują obszary
chronione m.in. parki narodowe i rezerwaty specjalne, którymi zarządza organizacja ANGAP (Association Nationale
pour la Gestion des Aires Protegees) (http://www.parcs-madagascar.com/carte.htm). Przyroda ożywiona i nieożywiona
jest głównym magnesem, który przyciąga turystów, geologów
i przyrodników z całego świata. Obszar północnego Madagaskaru ma liczne atrakcje geoturystyczne, do których dostęp
jest jednak w znacznej mierze ograniczony ze względu na złą
infrastrukturę drogową, co uniemożliwia dotarcie do nich w
porze deszczowej.
Toliara
(Tulear)
100 km
Fig. 1. Mapa poglądowa Madagaskaru z ważniejszymi miastami.
Punktami oznaczono obiekty geoturystyczne opisywane w tekście:
1 – dolina Sahatany; 2 – Betafo; 3 – środkowokredowy pas wulkaniczny; 4 – Ille Sainte Marie; 5 – Park Narodowy des Tsingy
de Bemaraha; 6 – Katsepy; 7 – dolina Betsiboki; 8 – Maevarano;
9 – Nosy Be; 10 – Rezerwat Specjalny de lÀnkarana; 11 – Park
Narodowy de Montagne dÀmbre; 12 – Diego Suarez • Sketch map
of Madagascar with important towns. Geotouristic sites described
in the text were marked with dots: 1 – Sahatany Valley; 2 – Betafo;
3 – Middle Cretaceous volcanic belt; 4 – Ille Sainte Marie; 5 – des
Tsingy de Bemaraha National Park; 6 – Katsepy; 7 – Betsiboka
Valley; 8 – Maevarano; 9 – Nosy Be; 10 – de lÀnkarana Special
Reserve; 11 – de Montagne dÀmbre National Park; 12 – Diego
Suarez
Budowa geologiczna
północnego Madagaskaru
Madagaskar zbudowany jest z trzech kompleksów skalnych: 1) prekambryjskich skał krystalicznych, 2) fanerozoicznej pokrywy osadowej i 3) górnokredowych i neogeńskoczwartorzędowych skał wulkanicznych (De Wit, 2003,
Collins, 2006) (patrz Fig. 19, 23 i 24, Łodziński, 2007). Dwie
trzecie powierzchni Madagaskaru (na wschodzie i w centrum
wyspy) budują skały archaiczne i proterozoiczne podłoża
krystalicznego, które podlegały wielokrotnym deformacjom
m.in. w czasie orogenezy pan-afrykańskiej (590-500 Ma).
i olejki roślinne, przy czym Madagaskar jest największym
producentem wanilii na świecie, pokrywając ponad 50 %
światowego zapotrzebowania. Górnictwo i inne gałęzie przemysłu mają niewielki udział w produkcie krajowym brutto.
Głównymi surowcami mineralnymi są: grafit, węgiel, chromity, boksyty, rudy Ti (ilmenit) i Ni, flogopity oraz sól kamienna.
Fig. 3. Gospodarstwo rolne na zboczach wulkanu, fot. K. Jusis • Farm on the slopes of volcano, phot. K. Jusis
Jedna trzecia wyspy (na zachodzie) pokryta jest skałami
sekwencji osadowej od górnego karbonu po czwartorzęd.
Na podstawie badań petrograficznych, tektonicznych i
izotopowych na obszarze środkowego i północnego Madagaskaru można wyróżnić 5 jednostek tektonicznych o odmiennej budowie geologicznej. Są to: blok Antongil, blok
Antananarivo i masyw Itremo w centrum wyspy oraz jednostka Tsaratanana i pas Bemarivo na północy (De Wit, 2003,
Collins, 2006) (patrz Fig. 23, Łodziński, 2007).
Blok Antongil znajduje się na wschodnim wybrzeżu Madagaskaru i zbudowany jest ze skał archaicznych, zmetamorfizowanych w facji amfibolitowej i zieleńcowej oraz zmetamorfizowanych granitoidów, głównie ortognejsów. Skały tego
bloku należą do najstarszych na Madagaskarze i nie uległy
one odmłodzeniu w czasie orogenezy pan-afrykańskiej.
Blok Antananarivo jest największą jednostką geologiczną
Madagaskaru. Zajmuje centrum wyspy na północ od strefy
tektonicznej Ranotsara-Bongolava (patrz Fig. 23, Łodziński,
2007). Budują go neoarchaiczne granitoidy oraz neoproterozoiczne intruzje granitów, sjenitów i gabr.
Masyw Itremo od wschodu graniczy z blokiem Antananarivo. Budujące masyw zmetamorfizowane skały osadowe (kwarcyty, marmury, łupki krystaliczne) pokrywają w zachodniej
części skały krystaliczne podłoża centralnego Madagaskaru.
Jednostka Tsaratanana występuje w formie rozciągniętych
południkowo pasów w północnej części Madagaskaru. Składa
się z archaicznych skał ultrazasadowych (zieleńców) i gnejsów
oraz z młodszych intruzji gabrowych i granitowych.
Pas Bemarivo jest najbardziej na północ wysuniętą, dużą
jednostką tektoniczną Madagaskaru. Zbudowany jest z neoproterozoicznych paragnejsów, ortognejsów, granitów, kwarcytów i łupków.
W zachodniej części wyspy, w związku z rozpadem
Gondwany osadzały się od górnego karbonu grube sekwencje
skał osadowych. W trzech basenach sedymentacyjnych (od
południa kolejno: Morondavy, Mahajangi i Diego) deponowane są początkowo lądowe klastyki, a od jury głównie
morskie węglany. Najpełniejszy profil utworów osadowych
gondwańskiej formacji Karoo wykształcony jest w południowej części basenu Morondavy (patrz Fig. 24, Łodziński,
2007), gdzie odsłaniają się najstarsze warstwy grupy Sakoa
i Sakamena, a także Isalo. Całkowita miąższość sekwencji
osadowej w tym rejonie dochodzi do 10 km i wyraźnie
zmniejsza się w kierunku północnym, stąd też profile w basenach Mahajangi i Diego są mniej kompletne i miąższe, ale
zawierają wiele poziomów zasobnych w faunę morską (amonity) i lądową (dinozaury) (Rogers et al., 2000, Fanti, Therrien, 2007). Od środkowej jury obszar północno-zachodniego Madagaskaru jest przykładem pasywnej krawędzi kontynentalnej, gdzie deponowane są osady węglanowe szelfu.
Sekwencję skał osadowych gondwańskiej formacji Karoo
(górny karbon – dolna jura, 300-180 Ma) w położonym na
zachodnim wybrzeżu Madagaskaru basenie Morondavy, na
północno-zachodnim wybrzeżu (basen Mahajangi) i na północnym wybrzeżu (basen Diego), można podzielić na trzy
grupy (Besairie, 1972): 1) lądowe osady siliciklastyczne dolnej
części formacji Karoo, tzw. grupa Sakoa, górny karbon (gżel)
– środkowy perm (capitan); 2) lądowe i morskie osady siliciklastyczne środkowej części formacji Karoo, tzw. grupa Sakamena, środkowy perm (capitan) – dolny trias (olenek); 3) lądowe piaskowce górnej części formacji Karoo, tzw. grupa Isalo,
środkowy trias (ladyn) – środkowa jura (aalen, bajos?).
Najstarsza z tych grup odsłania się jedynie w południowozachodniej części Madagaskaru, w obrębie południowej
i środkowej części basenu Morondavy. W paleozoiku największy z basenów – basen Morondavy – miał charakter
infrakontynentalnego basenu ryftowego, w którym deponowane były lądowe i płytkomorskie siliciklastyki.
Najbliżej powierzchniowego kontaktu ze skałami krystalicznymi znajdują się utwory grupy Sakoa (górny karbon –
dolny perm, niekiedy podawany jest środkowy perm),
o miąższości do 2 km, pochodzące m.in. z niszczenia tarczy
krystalicznej. Obejmują one tillity, sekwencje węglonośne,
osady siliciklastyczne (głównie piaskowce arkozowe, mułowce), osady lądowe z florą Glossopteris, morskie wapienie
z stromatolitami i brachiopodami.
Wyżej w profilu widoczne są skały grupy Sakamena (środkowy perm – dolny trias, środkowy trias?): klastyczne osady
deltowe, słodkowodne i płytkomorskie, o miąższości 2-4 km,
z bogatą florą i fauną kręgowców (gadów wodnych i lądowych
oraz gadów ssakokształtnych – Therapsidae) (Smith, 2000,
Ketchum, Barrett, 2004). Często tam, gdzie utwory grupy
Sakoa zachowane są reliktowo lub nie występują, skały grupy Sakamena przykrywają bezpośrednio skały krystaliczne
tarczy, jak to ma miejsce w basenach Mahajangi i Diego.
Najwyżej w profilu znajdują się skały grupy Isalo (środkowy trias – górny trias, dolna/środkowa jura?): białe piaskowce z wielkoskalowym warstwowaniem (1-10 metrów),
zlepieńce i osady typu „red-bed”, o sumarycznej miąższości
1-6 km, powstałe w środowisku rzecznym i fluwialnym.
Grupa Isalo dzielona jest na trzy ogniwa: Isalo I (gruboziarniste arkozy, z wkładkami zlepieńcowatymi o wieku środkowotriasowym – ladyn); Isalo II (zlepieńce i piaskowce o
wieku górnotriasowym: karnik – noryk) i Isalo III (piaskowce, margle i wapienie o wieku dolno– i środkowojurajskim:
toark – aalen), przy czym Isalo III przykrywa niezgodnie
osady starszych grup Isalo I i II.
Na osadach formacji Karoo leżą niezgodnie osady jurajskie
(głównie morskie siliciklastyki i skały węglanowe) tj. łupki
anoksyczne, margle, przekątnie warstwowane piaskowce
i cienkoławicowe wapienie dwóch formacji Andafia (w basenie Morondavy) i Beronono (w basenie Mahajangi) (wczesny
toark – aalen), morskie wapienie formacji Ankara, Mariarano i Kelifely (bajos) z bogatą fauną (Pique et al., 1999, De
Wit, 2003, Geiger et al., 2004), a także wapienie, tworzące
dwie formacje (wczesny bajos – wczesny baton): Bemaraha
(dobrze zachowana w Parku Narodowym de Bemaraha – opisanym w dalszej części artykułu) (patrz Fig. 24 i 34, Łodziński, 2007) oraz Sakaraha (w pobliżu miasta Sakaraha,
z warstwami bogatymi w faunę amonitową). W batonie sedymentacja ma bardziej siliciklastyczny charakter (formacje
Ankazoabo i Sakanavaka). Od keloweju deponowane są
margle tzw. duvaliowe, łupki, wapienie oolitowe, piaskowce,
a w oksfordzie siliciklastyki (Pique et al., 1999, De Wit, 2003,
Geiger et al., 2004, Geiger, Schweigert, 2006).
Antsiranana
Masyw Ambohitra
Wychodnie
wulkanitów
w basenie Diego
Wychodnie wulkanitów w
basenie Mahajangi
Mahajanga
Antananarivo
Wychodnie
wulkanitów
w basenie
Morondavy
Toamasina
Masyw Lac Itasy
Masyw Ankaratra
Fianarantsoa
100 km
Toliara
Masyw Androy
Neogen-recent
Kreda górna
Młode wulkanity
Bazalty alkaliczne
Bazalty toleitowe i riolity
Fig. 4. Wychodnie skał wulkanicznych na Madagaskarze (na podstawie Besairie, 1964, Du Puy, Moat, 1996, De Wit, 2003, zmienione)
• Exposures of volcanics in Madagascar (after Besairie, 1964, Du
Puy, Moat, 1996, De Wit, 2003, modified)
Przewarstwiające się osady lądowe i płytkomorskie jury
w basenach Morondavy, Mahajangi i Diego świadczą o przynajmniej trzech głównych cyklach transgresywno-regresywnych w toarku, bajosie i keloweju-oksfordzie (transgresje)
oraz w aalenie, batonie i kimerydzie (regresje) (Mette, 2004,
Geiger, Schweigert, 2006). Związane one były z eustatycznymi wahaniami poziomu morza, w mniejszym stopniu
z ruchami tektonicznymi pod koniec jury (w kimerydzie).
W basenach sedymentacyjnych osady zapadają monoklinalnie w kierunku zachodnim, w stronę Kanału Mozambickiego,
pod kątem 5-20º (Mette, 2004).
W kredzie dominuje sedymentacja morska wapieni, piaskowców, łupków. W górnej kredzie pojawiają się aluwialne
i fluwialne osady lądowe, głównie piaskowce i łupki, z bogatą
fauną słodkowodną i fauną lądową kręgowców (węże, krokodyle, żółwie, żaby, jaszczurki, ryby, ptaki, dinozaury i ssaki)
należące do tzw. formacji Maevarano (kampan – mastrycht)
(Rogers, Hartman, 1998, Buckley et al., 2000, Rogers, Forster,
2001, Sampson et al., 2001, Fanti, Therrien, 2007). W paleocenie rozpoczyna się ponownie sedymentacja morska wapieni.
Odrywanie się Indii od Madagaskaru pod koniec kredy
wywołało intensywne zjawiska magmatyczne (Kusky et al.,
2007). Powstały rozległe pokrywy zbudowane głównie
z bazaltów toleitowych i riolitów, które często występują
w formie pasów zorientowanych równolegle do wschodniego
i północno-zachodniego wybrzeża Madagaskaru (Dostal et
al., 1992, Melluso et al., 1997, 2001) (Fig. 4). Datowania tych
skał metodą U-Pb na cyrkonach i Ar-Ar na biotytach pozwoliły uzyskać wieki między 92 a 84 Ma (Torsvik et al., 1998).
Geneza niektórych górnokredowych wulkanitów, np. w rejonie masywu Androy, może być związana z pióropuszami
płaszcza („hot spot” Marion).
W paleogenie i eocenie zaznaczył się okres spokoju,
a ponowne pękanie skorupy rozpoczęło się w oligocenie, co
przejawiło się powstaniem rowów tektonicznych, ryftów
(ryfty Alaotra i Ankay o rozciągłości N-S, w centrum wyspy)
oraz neogeńsko-czwartorzędowych prowincji magmowych,
zbudowanych głównie z bazaltów alkalicznych. Do największych prowincji należy Ambohitra (półwysep Ampasindava,
archipelag wysp wokół Nosy Be, rejon Ankaizina i masyw
d’Ambre) na północy oraz Ankaratra i Lac Itasy w centrum
wyspy (Melluso, Morra, 2000, Melluso et al., 2007) (Fig. 4).
Współczesnym przejawem aktywności tektonicznej są niezbyt silne trzęsienia Ziemi (o magnitudzie 2-6), regularnie
nawiedzające obszar środkowego Madagaskaru.
Fig. 5. Beryl akwamaryn w pegmatycie kwarcowym. Kryształ
o długości 3 cm. Okolice Antsirabe, prowincja Antananarivo, środkowy Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Beryl – aquamarine
in quartz pegmatite. Specimen length 3 cm, vicinity of Antsirabe,
Antananarivo province, central Madagascar. Collection and phot.
M. Łodziński
Złoża kamieni szlachetnych
Madagaskar obfituje w złoża kamieni szlachetnych, gdyż
dwie trzecie jego powierzchni zajmują wychodnie skał prekambryjskich. Pierwsze historycznie udokumentowane
znaleziska kamieni szlachetnych na Madagaskarze pochodzą
z roku 1547 i zostały dokonane przez francuską ekspedycję
pod kierunkiem kapitana Fonteneau. Następnie dopiero na
przełomie XIX i XX wieku zaczęto eksplorować Madagaskar
w celu pozyskania kamieni jubilerskich. Od lat 90-tych XX
wieku wyspa stała się liderem w wydobyciu kamieni szlachetnych takich jak rubiny, szafiry, barwne odmiany beryli
(niebieskie akwamaryny – Fig. 5, żółte heliodory, różowe
morganity – Fig. 6, zielone szmaragdy), turmalinów (niebieskie indigolity, czerwone rubelity, zielone verdelity – Fig. 7
i 8), czy granatów (czerwone i brązowawe piropy, spessartyny, almandyny, zielone granaty wanadowe), ale także rzadkości jak aleksandryty, chryzoberyle, cyrkony, kordieryty,
skapolity, spinele, spodumeny i topazy. Występują one
w złożach pierwotnych w skałach podłoża krystalicznego
i w złożach wtórnych (aluwiach rzecznych). Co roku na wyspie odkrywane są nowe złoża najcenniejszych kamieni
szlachetnych w obrębie prekambryjskich pasów, których
kontynuacja znajduje się w Afryce Wschodniej (Kenia, Tanzania, Mozambik) oraz w Azji (Indie, Sri Lanka).
Jednym z najliczniej wydobywanych kamieni szlachetnych
jest korund (czerwony rubin i niebieski szafir) (Giuliani et al.,
2007) (Fig. 9). Złoża korundów na Madagaskarze występują
w sjenitach, bazaltach alkalicznych, piroksenitach, gnejsach,
granulitach, amfibolitach, kordierytytach, marmurach i skarnach (złoża pierwotne) oraz w skałach okruchowych – piaskach i żwirach (złoża aluwialne).
Złoża pierwotne korundów związane są z podłożem prekambryjskim, które zostało zmetamorfizowane w orogenezie
pan-afrykańskiej, a także z neoproterozoicznymi pasami skał
metamorficznych. Bardzo często rozmieszczone są na granicach bloków (terranów), które są naturalnymi drogami do
migracji fluidów odpowiedzialnych za metasomatyczne
przemiany skały macierzystej.
Fig. 6. Beryl morganit w pegmatycie kwarcowo-skaleniowo-turmalinowym. Kryształ o średnicy 2,5 cm. Okolice Antsirabe, prowincja
Antananarivo, środkowy Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Beryl – morganite in quartz-feldspar-tourmaline pegmatite. Specimen diameter 2.5 cm, vicinity of Antsirabe, Antananarivo province,
central Madagascar. Collection and phot. M. Łodziński
Fig. 7. Turmalin rubelit w pegmatycie kwarcowo-skaleniowoturmalinowym. Kryształ o długości 6 cm. Dolina Sahatany koło
Antsirabe, prowincja Antananarivo, środkowy Madagaskar. Coll.
i Fot. M. Łodziński • Tourmaline – rubellite in quartz-feldspartourmaline pegmatite. Specimen length 6 cm, Sahatany Valley near
Antsirabe, Antananarivo province, central Madagascar. Collection
and phot. M. Łodziński
Złoża wtórne korundów są efektem niszczenia starszego
podłoża przez procesy erozyjne i powstania skał okruchowych
(piaskowców triasowej formacji Isalo), które zostały ponownie zerodowane w czwartorzędzie (złoża w rejonie IlakakaSakaraha – patrz Łodziński, 2007). Mogą być one związane
także z prowincjami wulkanicznymi, a głownie z kredowymi
i neogeńsko-czwartorzędowymi bazaltami na północy (Ambondromifehy, Anivorano, Nosy Be) (Gonthier, 1997, Superchi et al., 1997, Schwarz et al., 2000, Ramdohr, Milisenda,
2006), na wschodzie (Andilamena, Vatomandry) (Schwarz,
Schmetzer, 2001) i w centrum wyspy (Antanifotsy, Kianjanakanga-Mandrosohasina) (Fig. 4 i 9).
Na Madagaskarze z roku na rok odkrywane są nowe
i zasobne złoża korundów. Wśród nich na uwagę zasługują,
ze względu na wyjątkową jakość korundów jubilerskich,
wtórne złoża Ambondromifehy (w prowincji Antsiranana)
Fig. 8. Turmalin w pegmatycie kwarcowym. Kryształ o długości
12 cm. Dolina Sahatany koło Antsirabe, prowincja Antananarivo,
środkowy Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Tourmaline in
quartz pegmatite. Specimen length 12 cm, Sahatany Valley near
Antsirabe, Antananarivo province, central Madagascar. Collection
and phot. M. Łodziński
Fig. 9. Złoża szlachetnych odmian korundów (rubinów – czerwone kropki, szafirów – niebieskie kropki, różnych odmian barwnych (szafiry
typu BGY = blue, green, yellow) – żółte kropki) na Madagaskarze • Deposits of corundum precious varieties in Madagascar (rubies – red
dots, sapphires – blue dots, various coloured specimens (BGY-type sapphires – blue-green-yellow) – yellow dots
10
Fig. 10. Aluwialne złoże szafirów w Ambondromifehy, fot. M. Barski • Alluvial sapphires deposit in Ambondromifehy, phot. M. Barski
(Fig. 9 – punkt 3) oraz Andilamena (Fig. 9 – punkt 11) i Vatomandry (Fig. 9 – punkt 14) (oba w prowincji Toamasina).
Złoże Ambondromifehy zostało odkryte w 1995 roku przez
drwala, który karczując las natknął się na kryształy niebieskiego szafiru. Początkowo uznano je za bezwartościowe.
Dopiero po jakimś czasie doceniono wartość szafirów
i z całej okolicy w ten rejon zaczęli zjeżdżać górnicy z rodzinami, aby wydobywać ten szlachetny kamień (Superchi et
al., 1997, Schwarz et al., 2000).
Złoże znajduje się w północnym Madagaskarze na południe od Diego Suarez (Fig. 9 – punkt 3). Związane jest
z prowincją magmową Ambohitra o wieku neogeńsko-czwartorzędowym, która na obszarze północnego Madagaskaru
zajmuje obszar 3500 km 2, a dokładnie z masywem dÀmbre.
Jest to stratowulkan o wysokości 1475 m n.p.m. i o szerokości podstawy do 35 km, zbudowany z bazaltów alkalicznych,
tufów i piroklastyków przeciętych przez systemy dajek
i sillów. Wulkan był aktywny od późnego miocenu do plejstocenu (Melluso et al., 2007).
Złoże należy do typu aluwialnego (Fig. 10). Erozja rzeczna doprowadziła do koncentracji szafirów w pustkach skalnych w skrasowiałych wapieniach jurajskich formacji Ankarana oraz, sporadycznie, w arenitach na południe od wulkanu. Koncentracje korundów w 1 m3 zwietrzeliny dochodzą
do 30 karatów np. w pobliskim złożu Nosy Be (Fig. 9 – punkt
8) (Ramdohr, Milisenda, 2006). Poszukiwania pierwotnych
złóż szafirów na tym obszarze, w potokach lawowych, nie
przyniosły efektów, co można wiązać z tym, że formacje
bazaltowe zasobne w szafiry w przeszłości uległy erozji lub
znajdują się głębiej w profilu geologicznym.
Szafiry z tego złoża mają różne barwy: niebiesko-fioletowe,
zielonkawo-niebieskie, zielonkawo-żółte i żółte tzw. szafiry
BGY (blue-green-yellow). Kryształy tworzą typowe formy,
przypominające wydłużone butelki, zakończone heksagonalnymi piramidami lub dwuścianem podstawowym.
Złoże Andilamena znajduje się około 45 km na północnywschód od miasta Andilamena, we wsi Moramanga (Fig. 9 –
punkt 11). Korundy z rejonu Andilameny znane są od 2000
roku, ale najbardziej produktywne złoże w Moramanga zostało odkryte w 2004 roku. Na południowy-wschód od Andilameny znajduje się złoże szafirów w Andrebabe. W 2005 roku
odkryto we wsi Tananarivekel (1 km od Moramangi) nowe,
niewielkie złoże rubinów o pięknej barwie. Rubiny występują
tu w warstwie żwiru o miąższości 2-3 metrów. Lokalnie
w warstwie rubinonośnej występuje aż 500 karatów rubinu na
1 m3 żwiru. Wśród materiału mocno spękanego i nieprzeźroczystego trafia się znaczna liczba przeźroczystych, czerwonych
i purpurowo-czerwonych rubinów. Kryształy są dobrze wykształcone, mają pokroje słupkowe i ważą do 2,5 karata.
Złoże Vatomandry znajduje się około 30 km na południowy-zachód od miasta Vatomandry, w pobliżu wsi Tetezampaho (Fig. 9 – punkt 14) (Schwarz, Schmetzer, 2001).
W bliskim sąsiedztwie znajdują się też złoża Amfao, Ambodilalona, Amboditavolo i Ambodivandrika. Główne złoże
zostało odkryte we wrześniu 2000 roku i natychmiast rozpoczęła się „rubinowa gorączka” na tym obszarze, która doprowadziła do degradacji środowiska i erozji zboczy wokół
obszaru górniczego. W rejonie tym występują głównie rubiny, w mniejszym stopniu zielonkawe szafiry, w warstwie
żwirowej o miąższości do 30 cm, około 2 metry pod po11
wierzchnią terenu. Warstwa ta występuje na stożkach napływowych rzek i pochodzi z rozmycia zwietrzeliny, zawierającej otoczaki bazaltów, granitów i pegmatytów. Większość
znajdowanych tutaj rubinów ma masę między 0,5-1,5 karata.
Pod względem barwy i czystości rubiny przypominają najlepszy materiał z Birmy i są lepsze niż w złożu Andilamena.
Zawierają one charakterystyczne inkluzje: krótkie igiełki
rutylu, bezbarwne kryształy cyrkonu oraz nie mają struktur
wzrostowych.
Pochodzenie korundów ze złóż Andilamena i Vatomandry
nie jest do końca wyjaśnione. Mogą one być związane z bazaltami alkalicznymi, ze skałami metamorficznymi i zdesylifikowanymi pegmatytami lub z masywami ultramaficznymi.
Kryształy korundów nie wykazują śladów długiego transportu, więc obszary źródłowe musiały znajdować się w niedalekiej odległości, choć złóż pierwotnych na tym obszarze
nie stwierdzono. Być może są one genetycznie związane
z neogeńsko-czwartorzędowymi bazaltami alkalicznymi,
które występują na wschodnim wybrzeżu Madagaskaru.
po raz pierwszy w polu pegmatytowym Sahatany, we wsi
Manjaka. Betafit (Ca, Na, U)2(Ti, Nb, Ta)2O6(OH) to nowy
minerał, zaliczany do grupy pirochloru, po raz pierwszy
odkryty we wsi Ambolotara, w departamencie Betafo,
a licznie wydobywany w polu pegmatytowym Sahatany.
Bityit CaLiAl2[(OH)2/BeAlSi2O10] jest nowym minerałem,
należącym do grupy mik, odkrytym we wsi Maharitra,
w polu pegmatytowym Sahatany. Londonit CsAl4Be 4[(B,
Be)12O28] i manandonit LiAl2[(OH)4/(SiAl0,5B0,5)O5] to dwa
nowe minerały odkryte w Antandrokomby, w obrębie pola
pegmatytowego Sahatany. Samiresyt (U, Ca, Ce) 2(Nb,
Ta)2O6(OH, F) jest odmianą pirochloru, którego nazwa pochodzi od wsi Samiresy w obrębie pola pegmatytowego Sahatany, gdzie został po raz pierwszy znaleziony. Nazwą tsilaizyt Na(Li, Al)3Al6[(OH)4/(BO3)3/Si6O18] określa się odmianę turmalinu elbaitu z domieszką Mn, pochodzącą m.in. ze
wsi Tsilaizina (północna strona Mt. Tsilaizina), w obrębie
pola pegmatytowego Sahatany.
W polu pegmatytowym Sahatany do najbardziej produktywnych pegmatytów, które od dawna słynęły z wydobycia
barwnych odmian beryli i turmalinów należą m.in. Ampatsikahitra, Ambatonapetraka, Ambono, Andasy, Ankarinarivo, Ankitsikitsika, Antandrokomby, Antanetinilapa, Antsofimbato, Besesistra, Fiakarandava, Ilapa, Kinankaraka,
Maharitra, Manjaka, Mariana, Samiresy, Tsarafara Nord
(Ambalaroy), Tsarafara Sud (Ankadilava) i Tsilaizina.
Cały Madagaskar, a szczególnie część środkowa i wschodnia wyspy słynie z rzadkości mineralogicznych i gigantycznych kryształów kamieni szlachetnych (Behier, 1960, 1962,
Besairie, 1966, Pezzotta, 2001). Od nazw wielu miejscowości
na Madagaskarze wywodzą się nazwy minerałów, które
zostały tam odkryte lub występują w wyjątkowych formach
i rozmiarach kryształów. Są to dla przykładu: ambatoarinit
(ancylit cerowy) od miejscowości Ambatoara, ampangabeit
(samarskit itrowy) od miejscowości Ampangabe, faratsihit
(mieszanina kaolinitu i nontronitu) od miasta Faratsiho, czy
befanamit (thortveityt) od miejscowości Befanamo.
Minerały wydobyte z pegmatytów sprzedawane są kolekcjonerom i kupcom na targach minerałów w Sahanivotry,
Mahaizie, Betafo, Antsirabe, czy Antananarivo (targ Andravoahangy i mniejszy targ Analakely). W stolicy Antananarivo znajdują się także szlifiernie, w których obrabiane są kamienie szlachetne, uzyskując szlify fasetowane oraz kaboszonowe. W stolicy swoje siedziby mają również liczne firmy
zajmujące się eksportem malgaskich minerałów i skamieniałości na rynki Europy i USA. Stąd też w Antananarivo można spotkać okazy z całej wyspy np. skrzemieniałe pnie drzew
z środkowego-zachodu wyspy (Fig. 12), celestyny (Fig. 13)
i amonity (Fig. 14) z północy, czy labradoryty (Fig. 15)
z południa.
Dolina Sahatany
Dolina ta znajduje się na południowy-zachód od miasta
Antsirabe, w prowincji Antananarivo (Fig. 1 – punkt 1), w
sercu jednego z najbardziej znanych na świecie pól pegmatytowych z bogatą mineralizacją (Fig. 11 – punkt 20) (Lacroix, 1922a, 1922b, 1923, Behier, 1953, Rakotoarison, 1983,
Ranorosoa, 1986, Lefevre, Thomas, 1998, Pezzotta, 2001,
Pezzotta, Simmons, 2001).
Pole pegmatytowe Sahatany obejmuje ponad sto ciał pegmatytowych, zajmujących powierzchnię około 150 km 2.
Położone jest w obrębie serii skał metamorficznych (łupki,
kwarcyty, marmury dolomityczne, ortognejsy) na północnyzachód od górującego nad okolicą masywu kwarcytowego
Mt. Ibity. W rejonie tym skały metamorficzne pocięte są
synkinematycznymi granitami, tworzącymi dajki lub wydłużone soczewki oraz intruzjami gabrowymi (Pezzotta, Simmons, 2001). Intruzje są zgodnie lub niezgodnie ułożone
względem struktur skał otaczających. Występowanie pegmatytów w dolinie Sahatany związane jest z intruzjami granitowymi, które wyraźnie zaznaczają się w morfologii.
W tym rejonie występują pegmatyty ziem rzadkich typu
LCT: lit-cez-tantal (podtyp: berylowo-kolumbitowy) i pegmatyty złożone typu LCT (podtypy: lepidolitowy, elbaitowy i
danburytowy) (Pezzotta, 2001, Pezzotta, Simmons, 2001). Brak
jest natomiast pegmatytów ziem rzadkich typu NYF: niob-itrfluor. Pegmatyty berylowo-kolumbitowe występują w obrębie
intruzji granitowych, a pegmatyty lepidolitowe, elbaitowe
i danburytowe najczęściej bezpośrednio w marmurach.
W dolinie Sahatany Malgasze wydobywają prymitywnymi metodami (bez zastosowania specjalistycznego sprzętu
górniczego i materiałów wybuchowych) liczne kamienie
szlachetne, a wśród nich głównie beryle (Fig. 5 i 6) i turmaliny (Fig. 7 i 8), danburyty, skapolity, kunzyty oraz rzadkości
mineralogiczne np. nowe minerały odkryte w tym rejonie jak
m.in. behieryt, betafit, bityit, londonit, manandonit, czy tsilaizyt (Simmons et al., 2001, Webber et al., 2002, Pezzotta et
al., 2003).
Behieryt (Ta, Nb)[BO4] jest nowym minerałem, odkrytym
Okolice Betafo
Urozmaicony morfologicznie rejon Betafo położony jest
w południowej części prowincji Antananarivo. Wchodzi on
w skład masywu wulkanicznego Ankaratra, między Arivonimamo na północy, Ambatolampy na wschodzie, Faratsiho
na zachodzie i Betafo na południu. Wulkanizm w tym rejonie
rozpoczął się w miocenie, a najmłodsze utwory datowane są
12
Antsiranana
1 – Daraina (A: be, ty)
2 – Andravory (A: be)
3 – Andapa (A, D: be, to)
1
4 – Bas Maevarano (A: be)
5 – Sofia (A: be)
2
6 – Mansoala (A: be)
7 – Andilamena (A, D: be, ko, to)
3
8 – Tsaratanana (A, C: be, cy, ty)
4
9 – Berere (A, B: be, cy)
Mahajanga
6 10 – Mahazoma (A, C: beryl)
5
11 – Andriamena (A, C, D: be, to)
12 – Alaotra (A: be, ch, du, op, tu)
13 – Ankazobe-Vohambohitra
7
98
(A-D: be, ch, cy, ma, mi, to, tu)
14
–
Tsiroanomandidy (A: be)
11 12
10
15 – Itasy (A: be, cy, eu, ty)
13
Toamasina
16 – Betafo-Antsirabe (A, C: be, ch, cy, da,
du, fe, ha, ko, op, sp, so, to, tu, ty)
17 – Betsiriry (A: be)
14 Antananarivo
18 – Anjanabonoina (A-D: be, ch, cy, da, fe,
15
ha, so, to, tu)
17
16
19 – Analalava (A, C: be, cy, da, tu)
18
20 – Sahatany (A, C: be, ch, cy, da, ha, op,
19 21
20
sp, so, to, tu, ty)
22 23
21 – Vorondolo (A: be)
24 25
22 – Ambatofinandrahana (A-C: be, da, op,
26
so, tu, ty)
27
23 – Ambositra (A, C: be, cy, du, ga, to, tu)
Fianarantsoa
24 - Ampandramaika-Malakialina
(A, C: am, be, ch, da, di, so, to, tu)
25 – Ikalamavony (A, C: am, be, sp, tu)
26 – Irondro (A: be)
Toliara
27 – Fianarantsoa (A, C: be, tu)
28
29
28 – Itrongay (A, B: be, cy, kn, ko, op, or,
30
sa, sk, sp, tu, ty)
31
29 – Isahara (C, D: be, to, tu)
100 km
30 – Vohitany (A: ko, sp)
31 – Tranomaro (A: be, cy, ds, gr, kr, ko,
ma, me, sa, sp, tu, ty)
Fig. 11. Największe i najbardziej obfitujące w kamienie szlachetne i rzadkości mineralogiczne pola pegmatytowe na Madagaskarze.
Objaśnienia: A – pegmatyt ziem rzadkich typu LCT: lit-cez-tantal (odmiany: berylowo-kolumbitowy, berylowo-kolumbitowo-uranowy,
berylowo-kolumbitowo-fosforanowy, chryzoberylowy, szmaragdowy); B – pegmatyt ziem rzadkich typu NYF: niob-itr-fluor (odmiany:
allanitowo-monacytowy, monacytowo-thortveitytowy, bastnäsytowy); C – pegmatyt złożony typu LCT (odmiany: lepidolitowy, amblygonitowy, elbaitowy, danburytowy), D – pegmatyt miarolityczny typu NYF (według klasyfikacji Pezzotta, 2001, Pezzotta, Simmons,
2001). Skróty kamieni szlachetnych występujących w pegmatycie: am – amblygonit, be – beryl, ch – chryzoberyl, cy – cyrkon, da
– danburyt, di – diallag, ds – diaspor, du – dumortieryt, eu – euklaz, fe – fenakit, ha – hambergit, ga – garnieryt, gr – grandidieryt,
kr – kordieryt, kn – kornerupin, ko – korund, ma – marialit, me – mejonit, mi – mizzonit, op – opal, or – ortoklaz, sa – safiryn, sk
– skapolit, sp – spinel, so – spodumen, to – topaz, tu – turmalin, ty – tytanit • Largest pegmatite fields in Madagascar, most abundant
in precious stones and mineralogical rarities: A – REE-pegmatite of LCT type (Li-Cs-Ta) (varieties: beryl-columbite, beryl-columbiteuranium, beryl-columbite-phosphate, chrysoberyl, emerald), B – REE-pegmatite of NYF type (Nb-Y-F) (varieties: allanite-monazite,
monazite-thortveitite, bastnäsite), C– complex pegmatite of LCT type (varieties: lepidolite, amblygonite, elbaite, danburite), D – miarolitic pegmatite of NYF type (classification after Pezzotta, 2001, Pezzotta, Simmons, 2001). Abbreviations of precious stones names: am
– amblygonite, be – beryl, ch – chrysoberyl, cy – zircon, da – danburite, di – diallag, ds – diaspor, du – dumortierite, eu – euclase,
fe – phenakite, ha – hambergite, ga – garnierite, gr – grandidierite, kr – cordierite, kn – kornerupine, ko – corundum, ma – marialite,
me – meionite, mi – mizzonite, op – opal, or – orthoclase, sa – sapphirine, sk – scapolite, sp – spinel, so – spodumen, to – topas,
tu – tourmaline, ty – titanite
13
na czwartorzęd. Ostatnie erupcje notowane były około 5000
lat temu. W początkowej (neogeńskiej) fazie wulkanizmu
z kraterów wulkanicznych wydobywały się lawy trachitowe,
a w końcowej fazie (czwartorzędowej) skały bazaltowe
i bazanitowe.
W rejonie Antsirabe (południowa część masywu Ankaratra)
pozostałością po młodej aktywności wulkanicznej są gorące
źródła, wykorzystywane leczniczo. Na zachód od miasta Antsirabe, w okolicach Betafo, znajdują się liczne przykłady
wygasłych stożków wulkanicznych (Fig. 16) (Fig.1 – punkt 2).
Są to głównie stratowulkany o znacznym nachyleniu zboczy,
wyrzucające zróżnicowany materiał (lawy, bomby, popioły
i pyły wulkaniczne), których erupcje charakteryzowały się
dużą energią. O wysokich walorach geoturystycznych tego
obszaru świadczą nie tylko liczne, wyraźnie zaznaczające się
w morfologii formy wulkaniczne, ale także uzupełniające
krajobraz jeziora kraterowe Lac Tritriva (Fig. 17) i Lac Tatamarina. Na zboczach wulkanów, na żyznych glebach wulkanicznych, mieszkańcy plemienia Merina budują terasy pod
uprawy ryżu, manioku, batatów i kukurydzy (Fig. 3).
Młode intruzje wulkaniczne przecinają tarczę krystaliczną zbudowaną z granitognejsów, wykorzystując ścienione
partie skorupy kontynentalnej, być może świadczące o zaczątkach ryftu. Obszar wokół Betafo stanowi fragment wysokogórskiego plateau, które obniża się w kierunku zachodnim, w stronę Kanału Mozambickiego. Na zachód od Betafo,
na granitognejsowym podłożu rozwinięta jest miąższa (do
kilkunastu metrów) pokrywa laterytowa. W porze deszczowej, w wyniku gwałtownych deszczów i wymywania laterytów powstają podłużne rozpadliny, zwane „lawakami”.
Ponadto region Betafo słynie z licznych, historycznych i
aktualnie eksploatowanych stanowisk pegmatytowych w
obrębie tzw. pola pegmatytowego Betafo-Antsirabe (Fig. 11
– punkt 16), w którym wydobywa się rzadkości mineralogiczne np. aeschynit-Y, ashanit, behieryt, betafit, bityit, clinobisvanit, cookeit, faratsihit, iksiolit, litiophilit, londonit,
manandonit, pucheryt, rhodizyt, samarskit-Y, schiavinatoit,
tsilaizyt, czy uranpirochlor (samiresyt), jak również kamienie
szlachetne na potrzeby przemysłu jubilerskiego np. beryl,
chryzoberyl, cyrkon, danburyt, dumortieryt, fenakit, hambergit, spinel, spodumen, topaz, turmalin, tytanit) (Duparc
et al., 1910, Lacroix, 1912, Gratacap, 1916, Pezzotta, 2001,
Pezzotta, Simmons, 2001). W rejonie Betafo, we wsi Ambolotara odkryto betafit (Ca, Na, U)2(Ti, Nb, Ta)2O6(OH), a we
wsi Antsongombato odkryto nowy minerał schiavinatoit (Nb,
Ta)BO4. Ciała pegmatytowe związane są genetycznie z plutonami granitowych (np. plutonem Vavavato). W tym rejonie
spotykane są pegmatyty ziem rzadkich typu LCT (podtypy:
berylowo-kolumbitowy i berylowo-kolumbitowo-uranowy)
oraz pegmatyty złożone typu LCT (podtyp: lepidolitowy)
(Pezzota, 2001, Pezzotta, Simmons, 2001).
Fig. 12. Skrzemieniały pień drzewa. Jura. Basen Morondavy, pogranicze prowincji Antananarivo, Toliara i Mahajanga, środkowy
Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Silicified tree trunk, Jurassic, Morondava Basin, borderland of Antananarivo, Toliara and
Mahajanga provinces, central Madagascar. Collection and phot.
M. Łodziński
Prowincja Toamasina
W tej części Madagaskaru znajdują się przede wszystkim
unikalne w skali światowej zabytki przyrody ożywionej. Są to
bogate zespoły lasów deszczowych z liczną florą i fauną endemiczną, zgromadzoną m.in. na obszarze Parku Narodowego
DÀndasibe-Mantadia koło Moramangi (na zachód od Anta-
Fig. 13. Geody celestynowe. Kopalnia Soakany koło Katsepy,
prowincja Mahajanga, północny Madagaskar, fot. K. Dembicz
• Celestine geodes, the Soakany Mine near Katsepy, Mahajanga
province, northern Madagascar, phot. K. Dembicz
14
nanarivo), Parku Narodowego de Zahamena koło Toamasiny,
czy Parku Narodowego de Masoala na półwyspie Masoala, na
granicy prowincji Toamasina i Antsiranana. Z geologicznego
punktu widzenia interesujący jest pas środkowokredowych
wulkanitów (bazalty toleitowe i riolity), który biegnie wzdłuż
wschodniego wybrzeża, od miasta Vatomandry aż do Manakary (Fig. 1 – punkt 3). W rejonie tym odsłaniają się też lokalnie młodsze bazalty i riolity, o wieku około 30 Ma.
Inną ciekawostką jest wyspa Ille Sainte Marie (Nosy Boraha) o długości 57 km położna zaledwie 7 km od brzegów
Madagaskaru (Fig. 1 – punkt 4), wchodząca w skład bloku
tektonicznego Antongil. Wyspa, jak również inne fragmenty
bloku, zbudowane są z najstarszych skał na Madagaskarze:
gnejsów i granitów datowanych odpowiednio na środkowy
i późny archaik (Collins, 2006). Gnejsy migmatyczne z wyspy
Ille Sainte Marie wydatowano precyzyjnie na 3187 Ma (środkowy archaik) metodą Sm-Nd (Tucker et al., 1999).
Wyspa Ille Sainte Marie słynie również ze znajdujących
się tutaj cmentarzysk statków pirackich, stąd też zwana jest
„wyspą piratów”.
W środkowej i północnej części prowincji Toamasina
odsłaniają się także ortognejsy wydatowane na 2520-2490
Ma metodą Sm-Nd (Tucker et al., 1999). Towarzyszą im
skały plutoniczne o wieku środkowo-neoproterozoicznym
(800-640 Ma). W tym rejonie brak jest skał wysokiego stopnia metamorfizmu i skał intruzywnych o wieku późno-neoproterozoicznym (około 580 Ma), które stanowią główny
komponent północnego Madagaskaru, na obszarze położonym bardziej na zachód (blok Antananarivo) i północ (blok
Bemarivo). Skały te interpretowane są jako efekt kolizji
między wschodnią i zachodnią Gondwaną (Tucker et al., 1999,
Collins, 2006).
Fig. 14. Amonit Cleoniceras cleon. Dolna kreda (alb). AmbatoBoeni, basen Mahajangi, prowincja Mahajanga, północny Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Ammonite Cleoniceras cleon,
Lower Cretaceous (Albian). Ambato-Boeni, Mahajanga Basin,
Mahajanga province, northern Madagascar. Collection and phot.
M. Łodziński
Park Narodowy
des Tsingy de Bemaraha
Masyw des Tsingy de Bemaraha znajduje się pomiędzy
miejscowościami Bekopaka nad rzeką Manambolo (blisko jej
ujścia do Kanału Mozambickiego) na południu i doliną rzeki
Demoka na północy, w południowo-zachodniej części prowincji Mahajanga, około 70 km od zachodniego wybrzeża
Madagaskaru (Fig. 1 – punkt 5). Jest to rezerwat w całości
objęty ochroną od 1927 roku, zajmujący powierzchnię 72 340
ha. W 1990 roku występujące w parku niesamowite formy
krasu powierzchniowego zostały wpisane na listę światowego dziedzictwa przyrodniczego UNESCO.
Park jest trudno dostępny, a dojazd do niego w porze deszczowej od końca listopada do początku kwietnia jest z reguły
niemożliwy. Najprostszym sposobem dotarcia do parku jest
przelot samolotem do Morondavy, a następnie przejazd samochodem terenowym przez Belo sur Tsiribihina do Bekopaki,
gdzie pirogą należy przeprawić się przez rzekę Manambolo.
Masyw zbudowany jest z masywnych, lokalnie grubouławiconych wapieni środkowej jury, wchodzących w skład tzw.
formacji Bemaraha (patrz Fig. 34, Łodziński, 2007). Wapienie Bemaraha (wczesny bajos – wczesny baton) tworzą soczewki o miąższości od 30 do 1000 metrów (Geiger et al.,
2004), przy czym w Parku Bemaraha odsłaniają się starsze
partie profilu (bajos) (Geiger, Schweigert, 2006). Są to osady
Fig. 15. Odmiana skalenia (labradoryt), iryzująca na niebiesko
i żółto. Bekily, prowincja Toliara, południowy Madagaskar. Dłuższa
średnica okazu 16 cm. Coll. i Fot. M. Łodziński • Feldspar variety
(labradorite) showing blue and yellow irridescence. Bekily, Toliara
province, southern Madagascar. Specimen longer axis 16 cm. Collection and phot. M. Łodziński
15
Fig. 16. Wulkaniczny krajobraz w okolicach Betafo. Na zboczach widoczne są pola ryżowe, fot. K. Jusis • Volcanic landscape in the
vicinity of Betafo with rice fields on the slopes, phot. K. Jusis
Fig. 17. Kaldera wulkanu wypełniona jeziorem Lac Tritriva, fot. K. Jusis • Caldera occupied by the lake Lac Tritriva, phot. K. Jusis
16
Fig. 18. Wapienne „tsingi” w Parku Narodowym des Tsingy de Bemaraha, fot. K. Dembicz • Limestone „tsings” in the des Tsingy de
Bemaraha National Park, phot. K. Dembicz
płytkiego morza, które wkroczyło na obszar zachodniego
i północnego Madagaskaru (baseny sedymentacyjne Morondavy, Mahajangi i Diego) już we wczesnym bajosie. W tym
zbiorniku na północy (północna część basenu sedymentacyjnego Morondavy oraz baseny Mahajangi i Diego) deponowane były na platformie węglanowej wapienie, a na południu
basenu Morondavy w tym samym czasie osadzane były piaskowce, iłowce, margle i wapienie oolitowe.
W obrębie wapieni Bemaraha można wyróżnić cztery
formacje: Sakaraha, Bemaraha, Ankarana i Mariarano (Clark,
Ramanampisoa, 1998). Formację Sakaraha reprezentują
margle, iłowce, drobnoziarniste piaskowce i wapienie. Osady
tego typu powstawały w środowisku nadmorskiej równi lub
sebkhi. Występują one w najbardziej wschodniej, brzeżnej
części basenu sedymentacyjnego Morondavy i w jego części
południowej. W skład formacji Bemaraha wchodzą masywne wapienie, margle i wapienie oolitowe, deponowane na
platformie węglanowej, w środowisku lagunowym. Występują bardziej na zachód od osadów formacji Sakaraha, tworząc płaskowyż Bemaraha (w basenie Morondavy). Głównymi skałami formacji Ankarana są ciemnoszare wapienie
zasobne w materię organiczną, z liczną fauną cienko-skorupowych małży, amonitów, małżoraczków i ryb, osadzane w
środowisku anoksycznym, na podmorskim skłonie. Ponadto
w jej skład wchodzą wapienie z bioklastami. Skały tej for-
Fig. 19. Wnętrze geody celestynowej. Największy kryształ celestynu
ma wymiary 3,5 × 3,5 cm. Kopalnia Soakany koło Katsepy, prowincja Mahajanga, północny Madagaskar. Coll. i Fot. M. Łodziński • Interior of celestine geode. Largest celestine crystal is 3.5×3.5 cm.
The Soakany Mine near Katsepy, Mahajanga province, northern
Madagascar. Collection and phot. M. Łodziński
macji występują w zachodniej części basenów sedymentacyjnych, budując m.in. płaskowyż Ankarana (w basenie
Diego). Skały formacji Mariarano, nieznane z odsłonięć
powierzchniowych, reprezentowane są przez ciemnoszare
i czarne, anoksyczne wapienie i mułowce, deponowane
w głębszych, niedotlenionych strefach basenu.
17
Fig. 20. Jedna z większych rzek Madagaskaru - Betsiboka, przecinająca wysokogórski płaskowyż w centrum wyspy w pobliżu miejscowości Maevatanana, fot. K. Dembicz • Betsiboka – one of the largest rivers in Madagascar, breaking through the highland plateau near
Maevatanana, central Madagascar, phot. K. Dembicz
Fig. 21. Kotły eworsyjne w dnie doliny rzeki Betsiboka, fot. K. Dembicz • Potholes in the bottom of the Betsiboka River, phot. K. Dembicz
18
Wapienie w masywie Bemaraha od trzeciorzędu ulegają
procesowi krasowienia i to stanowi o niezwykłości tego rejonu. Tempo rozpuszczania skał nasila się w porze deszczowej
(od listopada do kwietnia) oraz zależy od zawartości minerałów ilastych w wapieniach. W porze deszczowej dolne
partie rozpadlin wypełnia woda i wtedy najszybciej zachodzą
procesy krasowienia. Woda deszczowa i zmieniająca jej
odczyn materia organiczna są głównymi przyczynami rozpuszczania skały. Tworzą się żłobki i żebra, a w końcowym
etapie powstają formy zwane przez miejscowych „tsingami”.
Nazwa „tsingi” jest nazwą dźwiękonaśladowczą i pochodzi
o dźwięku, jaki słychać przy uderzaniu w szpice skalne.
Dolne piętro masywu Bemaraha odznacza się obecnością
licznych jaskiń z szatą naciekową, a górne piętro budują ostro
zakończone formy, czyli „tsingi”. Udostępnione turystycznie
jest jedynie 5 % masywu, a szlaki w parku poprowadzone są
w tzw. Małe Tsingi o wysokości do 20 metrów i Duże Tsingi,
dochodzące do 90 metrów. Często szlaki wymagają znajomości technik wspinaczkowych (trasy po drabinach, z asekuracją linami). Dla turystów udostępnione do zwiedzania
są jedynie południowe fragmenty parku, w rejonie Bekopaki.
Środkowe i północne rejony znane są jedynie z wycieczek
lotniczych i nie są osiągalne drogą lądową, gdyż poruszanie
się po spiczastych iglicach – „tsingach” (Fig. 18) jest niemożliwe i niebezpieczne.
Między skałami licznie żyją różne gatunki lemurów (11
gatunków) i żółwi oraz rozwija się niesamowity świat roślin
(350 gatunków), wśród nich orchidee.
kambryjskich skał krystalicznych, które rozcięte są przez
rzeki tworzące przełomy i wodospady. W górnych biegach
rzeki intensywnie erodują skały tarczy, przez co niosą dużą
ilość rdzawobrązowej zawiesiny (Fig. 20). Jeden z bardziej
malowniczych przełomów tworzy rzeka Betsiboka (Fig. 1
– punkt 7). Na brzegach, przy niskim stanie wód widoczne
są formy erozyjne np. kotły eworsyjne (Fig. 21). W górnym
biegu rzeki Betsiboka, w pobliżu miejscowości Maevatanana, znajdują się kopalnie złota w tzw. warstwowanych rudach
żelaza (banded iron formation, BIF). W tym rejonie natrafiono także na złoża kamieni szlachetnych (akwamaryn,
morganit, rubin, spessartyn, szafir, czy topaz) (Pezzotta,
2001) oraz odkryto rzadkości mineralogiczne: guanglingit,
micheneryt, sperrylit i nowe minerały Pd (arsenoantymonki, tlenki, wodorotlenki) (McDonald et al., 1999). W swoim
dolnym biegu rzeka Betsiboka przecina mezozoiczne formacje osadowe basenu Mahajangi (Rogers et al., 2000),
głównie wapienie dolnej i górnej kredy przepełnione fauną
amonitową np. w rejonie między Ambato-Boeni, a Sitampiki (Fig. 14).
Maevarano
Ewolucja tektoniczna i stratygraficzna północno-zachodniego Madagaskaru zapisana jest w profilach basenu sedymentacyjnego Mahajangi, które reprezentują lądowe i morskie
osady o wieku od permu po neogen (Fig. 22). Sekwencja
osadowa od permu po dolną jurę (formacja Karoo) ma charakter syntektoniczny i osadzana była w infrakontynentalnym
basenie ryftowym, a współcześnie odsłania się jedynie we
wschodniej części basenu. Natomiast osady od jury środkowej
po neogen związane były z impulsami transgresywnymi
i regresywnymi wzdłuż pasywnej krawędzi basenu i nie mają
charakteru syntektonicznego (Razafindrazaka et al., 1999).
Wypełniają one centralną i zachodnią część basenu Mahajangi (Fig. 23).
Na południe i wschód od Mahajangi znajdują się profile
górnokredowe z licznymi szczątkami fauny słodkowodnej
i fauny lądowej kręgowców m.in. w formacji Maevarano,
o wieku kampan-mastrycht (Fig. 1 – punkt 8) (Besairie, 1972,
Rogers, Hartman, 1998, Buckley et al., 2000, Rogers et al.,
2000, Rogers, Forster, 2001, Fanti, Therrien, 2007).
Osady górnej kredy w basenie Mahajangi rozpoczynają
cenomańskie, morskie margle (na północy basenu) i lądowe
piaskowce Ankarafantsika (na południu) (Fig. 24). Wyżej
w profilu występują turońskie bazalty toleitowe (o wieku ok.
88 Ma) o miąższości do 400 metrów, odsłaniające się m.in.
na południe i wschód od Mahajangi na płaskowyżu Antanimena, Bongolava i Manasamody (Melluso et al., 1997). Geneza wulkanizmu związana jest z procesami ryftowymi,
zachodzącymi między Madagaskarem, a Seszelami. Na bazaltach występują skały osadowe górnej kredy, o miąższości
do 960 metrów w północno-wschodniej części basenu, malejącej w kierunku południowo-zachodnim do 170 metrów.
W ich obrębie wyróżniono 4 jednostki litostratygraficzne
(Besairie, 1972, Rogers, Hartman, 1998, Papini, Benvenuti,
1998, Gottfried et al., 2001, Fanti, Therrien, 2007): formację
Ankazomihaboka (turon – lądowe piaskowce z warstwowaniami przekątnymi i łupki ilasto-węglanowe o łącznej miąż-
Okolice Katsepy
Katsepy to miejscowość na lewym brzegu rzeki Betsiboki,
tuż przy ujściu do Kanału Mozambickiego, niedaleko stolicy
prowincji Mahajanga (Fig. 1 – punkt 6). Miejsce to znane jest
ze względu na pobliską kopalnię Soakany (Sakoany, Saokany),
gdzie wydobywane są geody celestynowe (Fig. 13 i 19). Dojazd do kopalni jest uciążliwy i prowadzi bagnistą drogą,
która regularnie około godziny 14.00 zalewana jest przez
wody pływowe.
Złoże znajduje się w morskiej serii margli, wapieni i piaskowców dolnego paleogenu (m.in. wapienie Betsiboka). Jego
geneza związana jest z procesami diagenetycznymi, migracją
niskotemperaturowych roztworów i z rozpadem materii organicznej, które to czynniki doprowadziły do wzbogacenia
osadu w stront. W takich warunkach pod wpływem roztworów hydrotermalnych i na skutek koncentracji jonów Sr
w osadzie może powstawać celestyn (SrSO4). Tworzy on
zwykle geody o średnicy do kilkunastu centymetrów, wypełnione kryształami, choć zdarzają się też okazy o średnicy
kilkudziesięciu centymetrów i wadze ponad 100 kg. Kryształy dochodzą do 9 cm średnicy (zwykle 1-3 cm), są przeźroczyste lub przeświecające (Fig. 19), mają barwy niebieskie,
jasnoniebieskie lub są bezbarwne. Horyzont zawierający
geody celestynowe ma miąższość około 30 metrów. Szybiki
sięgają głębokości 15 metrów, a ograniczeniem głębszej
eksploatacji są wody gruntowe. Wydobycie prowadzone jest
prymitywnymi metodami, siłą ludzkich mięśni i nie jest
możliwe w porze deszczowej.
Jadąc do Katsepy i Mahajangi ze stolicy Antananarivo
przejeżdża się wysokogórskie plateau zbudowane z pre19
Neogen
Paleogen
Pliocen: lądowe osady klastyczne
Miocen: margle, wapienie, kreda
Eocen, oligocen: wapienie numulitowe
Paleocen: wapienie Betsiboka, dolomity
Kreda grn.
Mastrycht-turon: lądowe piaskowce
Turon: bazalty
Turon
Cenoman: margle, piaskowce
Kreda dolna: margle i łupki wapniste z
wkładkami lignitów w stropie
Cenoman
Kreda
dolna
Basen Mahajangi
Jura
górna
Jura górna: morskie margle
Jura środkowa (bajos): morskie wapienie
Ankara i Kelifely
Jura
środkowa
Isalo III (jura dolna - środkowa): piaskowce i
piaskowce wapniste z florą lądową i z
wkładkami morskich wapieni
Isalo II (trias górny): lądowe, czerwonawe i żółte
piaskowce oraz czerwone arkozy z horyzontami
morskimi
100 km
Isalo
Isalo I (trias środkowy): gruboziarniste arkozy i
piaskowce lądowe z warstwowaniami
przekątnymi dużej skali
400 m.
Górna Sakamena (trias śrd.): piaskowce z
warstwowaniami przekątnymi
Środkowa Sakamena (trias dolny): wapienie
Dolna Sakamena (perm śrd. - górny):
piaskowce z fauną lądową
Sakamena
Prekambr
Podłoże krystaliczne
0
Fig. 22. Zbiorczy profil litostratygraficzny dla formacji osadowych w basenie Mahajangi (północno-zachodnie wybrzeże Madagaskaru)
(na podstawie Razafindrazaka et al., 1999, zmienione) • Comprehensive lithostratigraphy of sedimentary formations in the Mahajanga
Basin (northwestern coast) (after Razafindrazaka et al., 1999, modified)
et al., 2002). Osady piaskowcowe i łupkowe formacji Maevarano deponowane były na równiach aluwialnych, w klimacie
półpustynnym. Osady margliste formacji Berivotra osadzane
były w otwartym zbiorniku morskim, w pobliżu lądu i charakteryzują się dużym udziałem materiału klastycznego.
Wyżej w profilu występują wapienie Betsiboka z danu, które
są typowym osadem morza szelfowego.
Formacja Maevarano słynie z licznych skamieniałości
kręgowców (węże, krokodyle, żółwie, żaby, jaszczurki, ryby,
ptaki, dinozaury i ssaki). Z dinozaurów w osadach zachowane zostały szkielety theropodów np. Majungatholus atopus,
którego nazwa pochodzi od nazwy basenu sedymentacyjnego Mahajangi (Majungi), gdzie został po raz pierwszy znaleziony oraz szkielety sauropodów (Gottfried et al., 1998,
Rogers, Hartman, 1998, Sampson et al. 1998, 2001, Fanti,
Therrien, 2007). W osadach górnej kredy Madagaskaru
szości do 50 metrów, z nieliczną fauną kręgowców), formację
Marovoay (santon – lądowe iłowce i piaskowce z warstwowaniami przekątnymi, o miąższości do 350 metrów, z nieliczną fauną kręgowców), formację Maeavrano (kampanmastrycht – gruboziarniste czerwone i szare piaskowce o
genezie fluwialnej i miąższości ponad 100 metrów, z liczną
fauną, które w stropie mogą mieć charakter osadów transgresywnych), formację Berivotra (mastrycht – żółtawo-szare
iłowce, deponowane w środowisku szelfowym, z liczną fauną otwornic, amonitów, ślimaków, ramienionogów, szkarłupni i zębami ryb, o miąższości do 20 metrów). Na nich leżą
wapienie Betsiboka, należące już do paleocenu.
W formacji Maevarano wydzielane są trzy ogniwa (Masorobe, Anembalemba i Miadana) (Rogers et al., 2000, Fanti,
Therrien, 2007) (Fig. 24). Formację w stropie przykrywają
morskie utwory formacji Berivotra (mastrycht) (Abramovich
20
Fig. 23. Lądowe piaskowce górnej kredy, z licznymi szczątkami dinozaurów, wypełniające centralną część basenu Mahajangi (na południowy-wschód od Mahajangi), fot. K. Dembicz • Continental Upper Cretaceous sandstones with abundant dinosaur fossils filling the
central part of the Mahajanga Basin (southeast from Mahajanga), phot. K. Dembicz
znaleziono także szczątki prymitywnego ptaka Vorona berivotrensis (Forster et al., 1996).
Formacje Maevarano i Berivotra mają istotne znaczenie
dla odtworzenia paleogeografii północno-zachodniego Madagaskaru na tle pozostałych fragmentów Gondwany pod
koniec mezozoiku, gdyż zawierają liczne szczątki fauny lądowej i morskiej z mastrychtu, czasowo bliskie globalnemu
wymieraniu organizmów na granicy kreda/trzeciorzęd.
dotytowe górnego płaszcza. Początek wulkanizmu w tym rejonie miał miejsce w późnym miocenie. Wulkanity Nosy Be zostały wydatowane na 7 Ma (Melluso, Morra, 2000). Na Nosy Be
liczne kratery wypełniają jeziora wulkaniczne np. Mt. Passot.
Nosy Komba jest również wyspą wulkaniczną, będącą
młodym wulkanem zbudowanym z fonolitów i wydatowanym
na 10 Ma (Melluso, Morra, 2000) (Fig. 25). W sąsiedztwie
Nosy Komba skały wulkaniczne, które tworzą formy morfologiczne pod powierzchnią morza są doskonałym środowiskiem dla rozwoju raf koralowych, czego przejawem są wystające nad powierzchnie morza wyspy np. Nosy Tanikely
z malowniczymi rafami koralowymi (Fig. 26). W pobliżu
znajdują się także rzadziej odwiedzane przez turystów wyspy
Nosy Iranja i Nosy Sakatia. Wszystkie otoczone są pięknymi
plażami i rafami koralowymi.
Obszar północno-zachodniego Madagaskaru słynie
z przykładów młodego wulkanizmu i obejmuje prowincję
wulkaniczną Ambohitra (półwysep Ampasindava, archipelag
wysp wokół Nosy Be, rejon Ankaizina i masyw d’Ambre)
(Melluso et al., 2007). Prowincja zbudowana jest z skał wulkanicznych o zróżnicowanym składzie tj. z bazaltów, bazanitów, fonolitów i tefrytów o wieku 7–10 Ma (Melluso,
Morra, 2000, Kusky et al., 2007). Skały wulkaniczne rejonu
Nosy Be wykazują duże podobieństwo do skał Komorów pod
Wyspy:
Nosy Be, Nosy Komba, Nosy Tanikely
U północno-zachodniego wybrzeża Madagaskaru, w prowincji Antsiranana znajdują się wyspy Nosy Be, Nosy Komba, Nosy
Tanikely, Nosy Iranja i Nosy Sakatia. Nosy Be jest największą
wyspą administracyjnie należącą do Madagaskaru (Fig. 1 –
punkt 9), a jej geneza i budowa geologiczna są złożone. Zbudowana jest z prekambryjskich skał krystalicznych, tworzących
podłoże (nefelinowe i amfibolowe sjenity, gabra alkaliczne),
z marglistych wapieni i piasków mezozoiku oraz z neogeńskoczwartorzędowych skał magmowych, głównie z sodowych
bazanitów, tefrytów (nefelinitów) i fonotefrytów (Melluso,
Morra, 2000). Skały wulkaniczne reprezentują prymitywny
materiał płaszcza i często spotykane są w nich ksenolity pery21
Fig. 25. Wulkaniczna wyspa Nosy Komba (na zdjęciu po lewej), u północno-zachodniego wybrzeża Madagaskaru, wchodząca w skład
neogeńsko-czwartorzędowej prowincji wulkanicznej Ambohitra, fot. M. Barski • The Nosy Komba volcanic island (on the left) at the
northwestern coast of Madagascar, belonging to the Ambohitra Neogene-Quaternary volcanic province, phot. M. Barski
Mastrycht
Paleocen
OGNIWA:
Wapienie
Betsiboka
Morskie wapienie, dolomity, wapienie
dolomityczne, piaskowce
Formacja
Berivotra
Żółtawo-szare iłowce, deponowane na
szelfie, z liczną fauną otwornic, amonitów,
ślimaków, ramienionogów, szkarłupni, ryb
Miadana
Anembalemba
Basen Mahajangi
Lądowe, gruboziarniste czerwone i szare
piaskowce o genezie fluwialnej, z liczną
fauną, w stropie zawierające morskie
wkładki łupków
Kampan
Formacja
Maevarano
Masorobe
100 km
100 m.
Santon
Formacja
Marovoay
Turon
Formacja
Turon
0
Cenoman
Lądowe iłowce i piaskowce z
warstwowaniami przekątnymi, z nieliczną
fauną kręgowców
Lądowe piaskowce z warstwowaniami
przekątnymi i łupki ilasto-węglanowe,
z nieliczną fauną kręgowców
Ankazomihaboka
Pokrywa
bazaltowa
Piaskowce
Ankarafantsika
Fig. 24. Profil litostratygraficzny górnej kredy w centralnej części basenu Mahajangi, północno-zachodni Madagaskar (na podstawie Papini, Benvenuti, 1998, Fanti, Therrien, 2007, zmienione) • Lithostratigraphy of the Upper Cretaceous in the central part of the Mahajanga
Basin, northwestern Madagascar (after Papini, Benvenuti, 1998, Fanti, Therrien, 2007, modified)
22
Fig. 26. Koralowa plaża pokryta piaskiem koralowym na wyspie – Nosy Tanikely, fot. P. Ziółkowski • Coral beach covered by coral sand,
the Nosy Tanikely Island, phot. P. Ziółkowski
Fig. 27. Wapienne „tsingi” w Rezerwacie Specjalnym de lÀnkarana, fot. P. Ziółkowski • Limestone „tsings” in the de lÀnkarana Special
Reserve, phot. P. Ziółkowski
23
Fig. 28. Wyspa zwana przez Malgaszy „głową cukru”, w zatoce Baie de Diego Suarez, fot. M. Barski • The island called „sugar loaf” by
natives in the Diego Suarez Bay, phot. M. Barski
względem składu izotopowego i pierwiastków śladowych. Na
tej podstawie sugerowany jest genetyczny związek procesów
magmatycznych północno-zachodniego Madagaskaru i Komorów. Z prowincją wulkaniczną północno-zachodniego
Madagaskaru związane są złoża korundów (Gonthier, 1997,
Superchi et al., 1997, Schwarz et al., 2000, Ramdohr, Milisenda, 2006) (Fig.9).
Odwiedzając opisane powyżej wyspy przejeżdża się
w rejonie Ambilobe przez wychodnie mezozoicznych skał
osadowych basenu sedymentacyjnego Diego. Warte zwiedzenia są stanowiska w rejonie Ambilobe-Ankitokazo,
w prowincji Antsiranana, gdzie w skałach permo-triasowej
formacji Ankitokazo zachowane są liczne skamieniałości ryb
(m.in. Whiteia woodwardi), płazów, skorupiaków, ramienionogów i mięczaków oraz roślin. Skamieniałości występują
tutaj w wapnistych konkrecjach, które po wyerodowaniu
znajdują się często na powierzchni terenu.
W basenie sedymentacyjnym Diego, w piaskowcach
i łupkach piaszczystych grupy Sakamena, deponowanych
w płytkim morzu, a zawierających detrytus z lądu znaleziono szczątki lądowych i morskich gadów dolnotriasowych
(m.in. Barasaurus, Hovasaurus), które wskazują na to, że te
małe gatunki nie wyginęły w czasie masowego wymierania
na granicy permu i triasu (Ketchum, Barrett, 2004).
cji Antsiranana znajduje się Rezerwat Specjalny de lÀnkarana
(Fig. 1 – punkt 10). Najciekawsze, zachodnie rejony parku
położone są kilka dni wędrówki od głównego wejścia do
parku, znajdującego się po stronie wschodniej. Obszar rezerwatu wynosi 18 220 ha.
Do największych atrakcji w parku należą wapienne iglice
tzw. „tsingi” (Fig. 27), utworzone w wyniku krasowienia
wapieni mezozoicznych, szerzej opisane w Parku Narodowym
des Tsingy de Bemaraha (patrz wcześniej), a także piękne
jeziora, wodospady, kaniony i jaskinie z szatą naciekową.
Park słynie m.in. z 10 gatunków lemurów i krokodyli. Znajdują się tutaj też miejsca święte (groty i źródła) dla plemiona
Antakarana.
Park Narodowy
de Montagne dÀmbre
Obok Parku Narodowego De IÌsalo jednym z najłatwiej
dostępnych na Madagaskarze jest Park Narodowy de Montagne dÀmbre (Fig. 1 – punkt 11). Do parku można dojechać
dobrze utrzymaną drogą z położonego o 35 km od niego
Diego Suarez, kierując się na południe. Zły stan drogi Antananarivo-Diego sprawia, że jest on trudno osiągalny ze stolicy (droga o długości około 1000 km jest przejezdna tylko
w porze suchej). Obszar parku zajmuje 18 200 ha w północnozachodniej części prowincji Antsiranana.
Do głównych atrakcji rezerwatu należą uławicone wapienie mezozoiku, wypełniające basen sedymentacyjny Diego.
Zaznaczają się one w morfologii w formie skałek, a rozcięte
są głębokimi kanionami, którymi płyną rzeki tworząc ma-
Rezerwat Specjalny de lÀnkarana
Przy asfaltowej drodze z Diego Suarez do Ambanji i Ambilobe, około 50 km na południe od Diego Suarez i 7 km na
północ od Ambilobe, w północno-zachodniej części prowin24
lownicze wodospady. W parku można zaobserwować też
przykłady młodego, neogeńsko-czwartorzędowego wulkanizmu np. stratowulkan dÀmbre, wchodzący w skład prowincji Ambohitra. W czasie wędrówek po szlakach często
spotkać można liczne gatunki lemurów, kameleonów i niezwykłych endemitów roślin m.in. orchidei. Na zwiedzenie
całego parku potrzeba kilku dni.
W pobliżu Diego Suarez warte odwiedzenia są skaliste
wybrzeża z głęboko wcinającymi się w ląd zatokami i wyspami, z których najbardziej znana ze względu na swój bardzo
regularny kształt jest wyspa określana przez Malgaszy „głową cukru” (Fig. 28) (Fig. 1 – punkt 12). Wyspy w tym rejonie
zbudowane są w większości z neogeńsko-czwartorzędowych
bazaltów oraz górnokredowych skał osadowych i paleogeńskich wapieni numulitowych, tworzących sukcesję basenu
sedymentacyjnego Diego. Zatoki wypełnia koralowy piasek
np. w zatoce Baie de Sakalava, co powoduje, że obszar ten
odznacza się wysokimi walorami krajobrazowymi.
wręcz dziki. Życie koncentruje się w pobliżu większych miast
(Diego Suarez, Mahajanga) i wzdłuż głównych traktów.
Pozostałe rejony są trudno osiągalne prawie przez cały rok,
gdyż na północy, blisko wybrzeży, deszcz pada niemal zawsze. Dzięki temu zachowały się tutaj unikalne nawet w
skali Madagaskaru zespoły roślin i zwierząt. Niedostępność
jest zarazem bardzo dobrym środkiem ochrony przyrody
nieożywionej i ożywionej. W wielu dzikich rejonach północnego Madagaskaru występują aluwialne złoża kamieni szlachetnych, głównie szafirów, a także pierwotne i wtórne złoża
cennych kruszców, jak złota rodzimego w okolicach Maevatanana, Tsaratanana i Lac Alaotra. Dzikość tego rejonu
sprawia, że w przyszłości można liczyć na odkrycie nowych
atrakcji geoturystycznych na tym obszarze. 
Podziękowania:
Autor chciałby podziękować współuczestnikom wyprawy:
Krzysztofowi Dembiczowi (Towarzystwo Geologiczne „Spirifer”), Marcinowi Barskiemu, Katarzynie Jusis, Marcie Saks
i Piotrowi Ziółkowskiemu za dokumentację fotograficzną.
Podsumowanie
Obszar północnego Madagaskaru jest słabo zaludniony,
Summary
hunger are generally absent. Madagascar economy is based
on agriculture (Fig. 3) with the main crops: rice, sweet potatoes (batata), potatoes, bananas, corn, bean, cotton and sisal.
Most valuable export crops include coffee, vanilla (Madagascar covers over 50% of world demand for this crop), sugar
and essential oils. Mining industry plays minor role with
graphite, coal, chromites, bauxites, ilmenite, nickel ores,
phlogopite and rock-salt as the main mineral commodities.
Since some time the tourist industry has become and important branch of national economy. Both the luxury and
economic hotels are available along the coast and in the
coral islands (Nosy Be and Nosy Komba). Total area of protected lands (national parks and special nature reserves)
amount some 17,800 km 2 (i.e. nearly 3 % of the country area)
and this figure is still growing. Protected areas are managed
by the “Association Nationale pour la Gestion des Aires
Protegees” (webpage: http://www.parcs-madagascar.com/
carte/htm). The treasures of biotic and abiotic nature attract
both professionals and tourists from all over the world. Also
the northern Madagascar offers numerous interesting sites
but the access to these attractions is limited due to poor road
quality which precludes travelling during the wet season.
Geological structure of Madagascar comprises three main
stages: 1) Precambrian crystalline basement, 2) Phanerozoic
sedimentary cover and 3) Upper Cretaceous and NeogeneQuaternary volcanics (De Wit, 2003, Collins, 2006) (see also
figures 19, 23 and 24 in Łodziński, 2007). Two-thirds of the
eastern and central Madagascar are covered by Archean and
Proterozoic crystalline rocks which were subjected to multiple deformations, e.g. during the Pan-african orogeny (590500 Ma). One-third of the island in the west comprises sedimentary formations varying in age from the Upper Carboniferous to the Quaternary.
Geotouristic attractions
of the northern Madagascar
Marek Łodziński
The Republic of Madagascar (Repoblikan’I Madagasikara
in national language) covers 587,040 km² extending along
over 1,600 km north-south and along 570 km east-west (Fig.
1). Hence, this is the fourth largest island in the world. Isolation from the African continent makes the island an enormous
geotouristic attraction, full of pecularities.
Climate of the island favours tourism as annual temperatures vary from 18 to 35ºC except for high-mountain areas in
the central part of the island where temperatures of only a
few centigrades can be encountered. The wet season lasts
from November to early April with highest precipitation in
December and January but along the northeastern coast heavy
rains occur all over the year. Water availability facilitates
vigorous vegetation and forces seasonal changes appreciated
by tourists.
Citizens of Madagscar call themselves „gashi” in national language. They are hospitable, friendly, calm and
carefree but keep visitors at distance (Fig. 2). In large cities
the European lifestyle dominates but populations in small
villages still obey traditional customs and religion. Particular
tribes observe various rituals which should be respected by
tourists. Of particular importance are sacred sites: some
waterfalls, caves, peaks, tombs and trees which cannot be
visited by foreigners.
The principal products of Madagascar are spices and precious stones (Thomas, 1993, Shigley et al., 2000). The island
belongs to the world zone of poverty even if indigence and
25
In the central and northern Madagascar five structural units
were distinguished: the Antongil Block and the Antananarivo
Block with the Itremo Massif in the central Madagascar and
the Tsaratanana Unit, and the Bemarivo Belt in the northern
part of the island (De Wit, 2003, Collins, 2006) (see also Fig.
23 in Łodziński, 2007). The Antongil Block located in the
eastern, coastal part of the island comprises Archean rocks
metamorphosed under amphibolite and greenschist facies
conditions, and metamorphosed granitoids, mostly gneisses.
These rocks belong to the oldest in Madagascar and have not
been rejuvenated during the Pan-african orogeny. The Antananarivo Block is the largest geological unit in the island
and occupies its central part, north from the Ranotsara-Bongolava Tectonic Zone (see also Fig. 23 in Łodziński 2007).
The block includes Neo-archean granitoids and Neo-proterozoic granite, syenite and gabbro intrusions. The Iremo Massif borders the Antananarivo Block from the east. It comprises metamorphosed sediments (quartzites, marbles and
schists), which cover the crystalline basement of the central
Madagascar. The Tsaratanana Unit forms north-south-elongated belts in the northern part of Madagascar. It includes
Archean ultrabasics (metamorphosed greenschists) and
gneisses as well as younger gabbros and granites. The Bemarivo Belt is the northernmost, large unit in Madagascar. It
is composed of Neo-proterozoic paragneisses, orthogneisses,
granites, quartzites and schists.
In the western part of Madagascar thick sequences of Upper Carboniferous sediments were deposited due to the
breakdown of the Gondwana continent. In each of three basins
(from the south: Morondava, Mahajanga and Diego) continental clastics were laid down, followed by Jurassic carbonates. The Gondwana’s Karoo Formation (Upper Carboniferous-Lower Jurassic, 300-180 Ma) was divided into three units
(Besairie, 1972): 1) continental siliciclastics of the Sakoa
Group, Upper Carboniferous (Gzhelian)-Middle Permian
(Capitanian), 2) continental and marine siliciclastics of the
Sakamena Group, Middle Permian (Capitanian)-Lower Triassic (Olenekian) and 3) continental sandstones of the Isalo
Group, Middle Triassic (Ladinian)-Middle Jurassic (Aalenian, Baiocian?).
The Karoo Formation is discordantly covered by Jurassic
sediments (mostly marine siliciclastics and carbonates) divided into the two formations: Andafia (in the Morondava
Basin) and Beronono (in the Mahajanga Basin) (Early Toarcian-Aalenian) followed by marine carbonates of the Ankara,
Mariarano and Kelifely formations (Baiocian) (Pique et al.,
1999, De Wit, 2003, Geiger et al., 2004), as well as limestones
of the two formations: Bemaraha and Sakaraha (Early Baiocian-Early Bathonian). In the Bathonian the siliciclastic
deposition dominated (Ankazoabo and Sakanavaka formations). During the Callovian marls, shales, oolithic limestones
and sandstones were accumulated whereas in the Oxfordian
siliciclastic sedimentation prevailed (Pique et al., 1999, De
Wit, 2003, Geiger et al., 2004, Geiger, Schweigert, 2006).
The Cretaceous rock successions are dominated by marine
limestones, sandstones and shales but in the Upper Cretaceous
alluvial and fluvial sediments of the Maevarano Formation
(Campanian-Maastrichtian) appear with abundant vertebrate
fossils (snakes, crocodiles, turtles, frogs, lizards, fish, birds,
dinosaurs and mammals) (Rogers, Hartman, 1998, Buckley
et al., 2000, Sampson et al. 2001, Fanti, Therrien, 2007). In
the Paleocene again the marine deposition proceeded.
Separation of India and Madagascar took place at the end
of the Cretaceous and was accompanied by intensive magmatism (Kusky et al., 2007) represented by vast tholeitic
basalt and rhyolite flows commonly arranged in belts parallel
to the eastern and north western coasts in the island (Dostal
et al., 1992, Melluso et al., 1997, 2001) (Fig. 4). Both the
Paleogene and Eocene were quite stable epochs but in the
Oligocene the crust were again subjected to fracturing which
resulted in the formation of grabens, rifts (the north-southtrending Alaotra and Ankay rifts in the center of the island)
and Neogene-Quaternary magmatic provinces composed
mostly of alkaline basalts. The largest such provinces are:
Ambohitra in the north as well as Ankaratra and Lac Itasy in
the central Madagascar (Melluso, Morra, 2000, Melluso et
al., 2007) (Fig. 4).
Madagascar is rich in precious stones as two-third of the
its area is covered by Precambrian rocks. Since the 1990-ties
the island has become world leader in production of rubies,
sapphires, coloured varieties of beryl (blue aquamarines, Fig.
5, yellow heliodors, pink morganites, Fig. 6, green emeralds),
tourmalines (blue indigolites, red rubellites, green verdelites,
Fig. 7 and 8) and garnets (red and brownish pyropes, spessartines, almandines and green vanadium-bearing garnets).
Mineralogical rarities are: alexandrites, chrysoberyls, zircons,
cordierites, scapolites, spinels, spodumens and topases.
The northern Madagascar hosts numerous geotouristic
attractions but their accessibility is limited due to poor roads,
which are practically impassable during the wet season. The
most interesting sites are: (i) precious stones mines (Fig. 5-8)
including corundum (rubies, sapphires) mines in Ambondromifehy (Fig. 9 – site 3, Fig. 10), Andilamena and Vatomandry (Fig. 9 – sites 11 and 14) and pegmatite mines with
mineralogical rarities in the Sahatany valley (Fig. 1 – site 1,
Fig. 11 – site 20) (Lacroix, 1922a, 1922b, 1923, Ranorosoa,
1986, Pezzotta, 2001), all closely linked to bazaars and mineral fairs organized in Sahanivotry, Mahaiza, Betafo, Antsirabe and Antananarivo (the Andravoahangy fair and smaller
Analakely fair) (Fig. 12-15), and to stone cutters in Antananarivo; (ii) vicinity of Betafo with numerous examples of extinct
volcanoes (Fig. 16) (Fig. 1 – site 2) and crater lakes, as e.g. the
Lac Tritriva (Fig. 17) or the Lac Tatamarina, with intensive
farming taking advantage of fertile volcanic soils (Fig. 3) and
with various erosional forms of lateritic crusts (e.g. elongated
fissures called “lavacs”); (iii) Middle Cretaceous volcanic belt
(tholeitic basalts and rhyolites) extending along the eastern
coast (Fig. 1 – site 3); (iv) the Ille Sainte Marie island (Fig. 1
– site 4) where the oldest rocks in Madagascar occur (3.13 Ga
and 2.55 Ga); (v) the des Tsingy de Bemaraha National Park
(Fig. 1 – site 5) included in the UNESCO World Heritage List,
where thick-bedded Baiocian limestones are subjected to karst
processes and where characteristic limestone pinnacles called
“tsings” can be observed (Fig. 18); (vi) celestine mines in the
vicinity of Katsepy (Fig. 1 – site 6) (Fig. 13, 19); (vii) the
Betsiboka River Gorge (Fig. 1 – site 7) (Fig. 20) with features
of bottom erosion (potholes) (Fig. 21); (viii) Upper Cretaceous
rocks with abundant vertebrate fossils (the Maevarano Forma26
tsings (Fig. 27); (xi) the de Montagne dÀmbre National Park
(Fig. 1 – site 11) with bedded Mesozoic limestones visible in
morphology as cliffs and deep canyons; the Diego Suarez City
with picturesque coral bays and volcanic islettes (Fig. 28) (Fig.
1 – site 12). It is expected that northern Madagascar wilderness
will provide new discoveries of interesting geotouristic sites
in the future.
tion) (Fig. 1 – site 8) (Fig. 22-24); (ix) the volcanic islands:
Nosy Be, Nosy Komba (Fig. 25), Nosy Tanikely, Nosy Iranja
and Nosy Sakatia (Fig. 1 – site 9) with coral reefs (Fig. 26);
the Permian-Triassic Ankitokazo Formation in the AmbilobeAnkitokazo area with well-preserved fish, amphibians, crustaceans, brachiopods and bivalves fossils; (x) the de lÀnkarana
Special Reserve (Fig. 1 – site 10) with limestone pinnacles
Literatura (References)
Abramovich, S., Keller, G., Adatte, T., Stinnesbeck, W., Hottinger, L.,
Stueben, D., Berner, Z., Ramanivosoa, B., Randriamanantenasoa, A.,
2002. Age and paleoenvironment of the Maastrichtian to Paleocene of
the Mahajanga Basin, Madagascar: a multidisciplinary approach. Marine Micropaleontology, 47: 17-70
Behier, J., 1953. Les mineraux de la pegmatite de Manjaka, Vallee de la
Sahatany. Arch. Serv. Geol. Mad. A., 581
Behier, J., 1960. Contribution a la mineralogie de Madagascar. Ann. Geol.
Mad., 23: 29
Behier, J., 1962. Carte mineralogique de Madagascar. Arch. Serv. Geol.
Mad. A., 1871
Besairie, H., 1964. Carte geologique de Madagascar, au 1:1000000, trois
feuilles en couleur. Archive Service Geologique, Antananarivo
Besairie, H., 1966. Gites mineraux de Madagascar. Ann. Geol. Mad., 34: 71
Besairie, H., 1972. Geologie de Madagascar. I. Les terrains sedimentaires.
Ann. Geol. Mad., 35: 1-463
Buckley, G.A., Brochu, C.A., Krause, D.W., Pol, D., 2000. A pug-nosed
crocodyliform from the Late Cretaceous of Madagascar. Nature, 405:
941-944
Clark, D.N., Ramanampisoa, L.R., 1998. The sedimentology, reservoir and
source rock potential of the Middle Jurassic Bemaraha Limestone,
Madagascar. J. of African Earth Sciences, 27, Supplement 1: 1-227
Collins, A.S., 2006. Madagascar and the amalgamation of Central Gondwana. Gondwana Research, 9: 3-16
De Wit, M.J., 2003. Madagascar: heads it’s a continent, tails it’s an island.
Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 31: 213-248
Dostal, J., Dupuy, C., Nicollet, C., Cantagrel, J.M., 1992. Geochemistry and
petrogenesis of upper Cretaceous basaltic rocks of Madagascar. Chem.
Geol., 97: 199-218
Duparc, L., Wunder, M., Sabot, R., 1910. Les mineraux des pegmatites des
environs dÁntsirabe a Madagascar. Mem. Soc. Phys. Hist. Nat. Geneve,
36: 283-407
Du Puy, D.J., Moat, J., 1996. A refined classification of the primary vegetation of Madagascar based on the underlying geology: using GIS to map
its distribution and to assess its conservation status. W: Lourenco, W.R.
(ed.). Proceedings of the International Symposium on the Biogeography
of Madagascar. Wydawnictwo l’ORSTOM, Paris: 205-218, + 3 mapy
Fanti, F., Therrien, F., 2007. Theropod tooth assemblages from the Late
Cretaceous Maevarano Formation and the possible presence of dromaeosaurids in Madagascar. Acta Pal. Polonica, 52: 155–166
Forster, C.A, Chiappe, L.M., Krause, D.W., Sampson, S.D., 1996. The first
Cretaceous bird from Madagascar. Nature, 382: 532-534
Geiger, M., Clark, D.N., Mette, W., 2004. Reappraisal of the timing of the
breakup of Gondwana based on sedimentological and seismic evidence
from the Morondava Basin, Madagascar. J. of African Earth Sciences,
38: 363-381
Geiger, M., Schweigert, G., 2006. Toarcian-Kimmeridgian depositional
cycles of the south-western Morondava Basin along the rifted continental margin of Madagascar. Facies, 52: 85-112
Giuliani, G., Fallick, A., Rakotondrazafy, M., Ohnenstetter, D., Andriamamonjy, A., Ralantoarison, T., Rakotosamizanany, S., Razanatseheno,
M., Offant, Y., Garnier, V., Dunaigre, Ch., Schwarz, D., Mercier, A.,
Ratrimo, V., Ralison, B., 2007. Oxygen isotope systematics of gem
corundum deposits in Madagascar: relevance for their geological origin.
Min. Deposita, 42: 251-270
Gonthier, E., 1997. Les saphirs du nord de Madagascar - de lèthnomineralogie
a lècolgie. Rev. de Gem., 132: 14-17
Gottfried, M.D., Randriamiarimanana, L.L., Rabarison, J.A, Krause, D.W.,
1998. Late Cretaceous fish from Madagascar: implications for Gondwanan biogeography. J. of African Earth Sciences, 27, Supplement 1: 81-82
Gottfried, M.D., Rabarison, J.A., Randriamiarimanana, L.L., 2001. Late
Cretaceous elasmobranchs from the Mahajanga Basin of Madagascar.
Cretaceous Research, 22: 491–496
Gratacap, L.P., 1916. Some minerals from Madagascar as described in Prof. A.
Lacroix`s Mineralogie de la France et des Colonies. Am. Min., 1: 17-34
Ketchum, H.F., Barrett, P.M., 2004. New reptile material from the Lower
Triassic of Madagascar: implications for the Permian-Triassic extinction
event. Can. J. Earth Sci. (Rev. Can. Sci. Terre), 41: 1-8
Kusky, T.M., Toraman, E., Raharimahefa, T., 2007. The Great Rift Valley
of Madagascar: An extension of the Africa–Somali diffusive plate
boundary? Gondwana Research, 11: 577–579
Lacroix, A., 1912. Sur quelques mineraux des pegmatites du Vakinankaratra. Bull. Soc. Min. Franc., 35: 76-84
Lacroix, A., 1922a. Mineralogie de Madagascar. Vol. I. Societe D’Editions
Geographiques, Maritimes et Coloniales, Paris, 624 pp
Lacroix, A., 1922b. Mineralogie de Madagascar. Vol. II. Societe D’Editions
Lacroix, A., 1923. Mineralogie de Madagascar. Vol. III. Societe D’Editions
Lefevre, M., Thomas, L., 1998. Les pegmatites de la vallee de la Sahatany,
Madagascar. Regne Mineral, 19: 15-28
Łodziński, M., 2007. Atrakcje geoturystyczne południowego Madagaskaru. Geoturystyka, 2 (9): 3-22
McDonald, I., Ohnenstetter, D., Ohnenstetter, M., Vaughan, D.J., 1999.
Palladium oxides in ultramafic complexes near Lavatrafo, western
Andriamena, Madagascar. Mineral. Mag., 63: 345-352
Melluso, L., Morra, V., Brotzu, P., Razafiniparany, A., Ratrimo, V., Razafimahatratra, D., 1997. Geochemistry and Sr-isotopic composition of the
Late Cretaceous flood basalt sequence of northern Madagascar: petrogenetic and geodynamic implications. J. of African Earth Sciences, 24:
371-390
Melluso, L., Morra, V., 2000. Petrogenesis of Late Cenozoic mafic alkaline
rocks of the Nosy Be archipelago (northern Madagascar): relationships with
the Comorean magmatism. J. Volc. Geother. Research, 96: 129–142
Melluso, L., Morra, V., Brotzu, P., Mahoney, J.J., 2001. The Cretaceous Igneous Province of Madagascar: geochemistry and petrogenesis of lavas and
dykes from the central-western sector. J. Petrol., 42: 1249-1278
Melluso, L., Morra, V., Riziky, H., Veloson, J., Lustrino, M., Del Gatto, L.,
Modeste, V., 2007. Petrogenesis of a basanite–tephrite–phonolite volcanic suite in the Bobaomby (Cap d’Ambre) peninsula, northern Madagascar. J. of African Earth Sciences, 49: 29-42
Mette, W., 2004. Middle to Upper Jurassic sedimentary sequences and
marine biota of the early Indian Ocean (Southwest Madagascar): some
biostratigraphic, palaeoecologic and palaeobiogeographic conclusions.
J. of African Earth Sciences, 38: 331-342
Papini, M., Benvenuti, M., 1998. Lithostratigraphy, sedimentology and
facies architecture of the Late Cretaceous succession in the central
Mahajanga Basin, Madagascar. J. of African Earth Sciences, 26: 229247
Pezzotta, F., 2001. Madagascar. A mineral and gemstone paradise. Extra
Lapis English, 1, Lapis International LLC, East Hampton, 97 pp
Pezzotta, F., Simmons, W.B., 2001. Field course on the rare element pegmatites of Madagascar. Technical program and field trip guidebook,
11-22.06.2001, Antananarivo, Madagascar, 1-20
Pezzotta, F., Diella, V., Demartin, F., Simmons, W.B., 2003. Londonit aus
Madagaskar - eine neue Mineralart. Lapis, 28: 35-38
Pique, A., Laville, E., Bignot, G., Rabarimanana, M., Thouin, C., 1999. The
initiation and development of the Morondava Basin (Madagascar) from
the Late Carboniferous to the Middle Jurassic: sedimentary, paleontological and structural data. J. of African Earth Sciences, 28: 931-948
27
Rakotoarison, W., 1983. Les pegmatites de la Sahatany. Serv. Geol. Mad. A.
Ramdohr, R., Milisenda, C.C., 2006. A new find of sapphire placer deposits on Nosy-Be, Madagascar. J. of Gem., 30: 144-154
Ranorosoa, N., 1986. Etude mineralogique des pegmatites du champ de la
Sahatany, Madagascar. Praca doktorska, Archiwum Uniwersytetu w
Tuluzie
Razafindrazaka, Y., Randriamananjara, T., Pique, A., Thouin, C., Laville,
E., Malod, J., Rehault, J.P., 1999. Late Palaeozoic and Mesozoic extension and sedimentation in the Majunga Basin (northwestern Madagascar).
J. of African Earth Sciences, 28: 949-959
Rogers, R.R., Hartman, J.H., 1998. Revised age of the dinosaur-bearing
Maevarano Formation (Upper Cretaceous), Mahajanga Basin, Madagascar. J. of African Earth Sciences, 27, Supplement 1: 160-162
Rogers, R., Hartmann, J., Krause, D., 2000. Stratigraphic analysis of Upper
Cretaceous rocks in the Mahajanga Basin, Northwestern Madagascar:
Implications for ancient and modern faunas. J. of Geol., 108: 275-301
Rogers, K.C., Forster, C.A., 2001. The last of the dinosaur titans: a new
sauropod from Madagascar. Nature, 412: 530-534
Sampson, S.D., Witmer, L.D., Forster, C.A., Krause, D.W., O’Connor, P.M.,
Dodson, P., Ravoavy, F., 1998. Predatory dinosaur remains from Madagascar: implications for the Cretaceous biogeography of Gondwana.
Science, 280: 1048-1051
Sampson, S.D., Carrano, M.T., Forster, C.A., 2001. A bizarre predatory dinosaur from the Late Cretaceous of Madagascar. Nature, 409: 504-506
Schwarz, D., Kanis, J., Schmetzer, K., 2000. Sapphires from Antsiranana
Province, Northern Madagascar. Gems&Gemology, 36: 216-233
Schwarz, D., Schmetzer, K., 2001. Rubies from the Vatomandry area,
eastern Madagascar. J. of Gem., 27: 409-416
Shigley, J.E., Dirlam, D.M., Laurs, B.M., Boehm, E.W., Bosshart, G., Larson, W.F., 2000. Gem localities of the 1990s. Gems&Gemology, 36:
292-335
Simmons, W.B., Pezzotta, F., Falster, A.U., Webber, K.L., 2001. Londonite, a
new mineral species: the Cs-dominant analogue of rhodizite from the
Antandrokomby granitic pegmatite, Madagascar. Can. Min., 39: 747-755
Smith, R.M.H., 2000. Sedimentology and taphonomy of late Permian vertebrate fossil localities in southwestern Madagascar. Palaeontol. Afr.,
36: 25-41
Superchi, M., Donini, A., Muzzioli, D., Roman, E., 1997. Sapphire occurrences at Ambondromifehy on the Antsiranana Province, north Madagascar. Abstracts 26th International Gemological Congress, Idar-Oberstein, Germany, 62-63
Thomas, A., 1993. The emerald mines of Madagascar. South African Gemmologist, 7: 3-11
Torsvik, T.H., Tucker, R.D., Ashwal, L.D., Eide, E.A., Rakotosolofo, N.A.,
De Wit, M.J., 1998. Late Cretaceous magmatism in Madagascar: palaeomagnetic evidence for a stationary Marion hotspot. Earth Planet.
Sci. Let., 164: 221-232
Tucker, R.D., Ashwal, L.D., Handke, M.J., Hamilton, M.A., Le Grange, M.,
Rambeloson, R.A., 1999. U-Pb geochronology and isotope geochemistry of the Archean and Proterozoic rocks of north-central Madagascar.
J. of Geol., 107: 135-153
Webber, K.L., Simmons, W.B., Falster, A.U., 2002. Tourmaline from the
Antandrokomby, Anjanabonoina, and Fianarantsoa Pegmatites, Madagascar. Min. Rec., 33: 82
28
Geoturystyka 3 (10) 2007: 29-44
The Dunajec River rafting – one of the most interesting
geotouristic excursions in the future trans-border
PIENINY Geopark
Spływ Dunajcem jako jedna z najważniejszych
wycieczek geoturystycznych przyszłego transgranicznego
Geoparku PIENINY
AGH University of Science and Technology, Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection,
Al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
e-mail: [email protected], [email protected]
Introduction
Kraków
Tarnów
Nowy Targ
Nowy Sącz
Warszawa
The rafting through the Dunajec River Gorge belongs to
the major geotouristic attractions of Poland. It offers magnificent views of the cliffs sculptured in the Pieniny Mountains both by the tectonic activity and river erosion. It offers
also the close view of outcrops of Jurassic and Cretaceous
rocks as well as an insight in to the complex tectonics of the
Pieniny Klippen Belt. Therefore, it serves as the site of the
fieldtrips for the international conferences held in southern
Poland. Recently, in 2005 and 2006 two such trips were conducted through the Dunajec River Gorge. The present paper
is based on the geological field trip guidebook (Wierzbowski
et al., 2006). As this guidebook is not easily available, the
authors decided to publish the trip description in the Geoturystyka/Geotourism, in order to promote this top-class attrac-
Kraków
Abstract: The main aim of this paper is the promotion of the
Dunajec River Gorge, one of the most famous geological object
within the Pieniny Mts (Pieniny Klippen Belt in geological
sense), for tourists who are interested in geological history of this
mountain range and their geomorphological features. Basing on
the general geological sketch of the Carpathian region the authors
explain both main geological events during the whole Mesozoic
history of the area until those forming the recent landscape and
present the most important parts of the Gorge. The Dunajec River
Gorge is potentially the most attractive geotouristic excursion of
the future trans-border PIENINY Geopark.
Key words: southern Poland, Carpathians, Pieniny Mts, Pieniny
Klippen Belt, Mesozoic, Dunajec River Gorge rafting
Fig. 2
0
100km
Kraków
Lviv
H
RT
Brno
NO
Inner Carpathians
B AS
Treść: Głównym celem niniejszego opracowania jest promocja
przełomu Dunajca, jednego z najsłynniejszych geologicznych
obiektów w obrębie Pienin (pienińskiego pasa skałkowego
w sensie geologicznym) wśród turystów, którzy interesują się
historią geologiczną tych gór i ich walorami geomorfologicznymi.
W nawiązaniu do generalnego szkicu geologii rejonu karpackiego
przedstawione są zarówno główne geologiczne wydarzenia
z całej mezozoicznej historii tego obszaru aż do ukształtowania
się współczesnych krajobrazów jak również najważniejsze
części przełomu. Przełom Dunajca jest potencjalnie najbardziej
atrakcyjną wycieczką geoturystyczną przyszłego transgranicznego
Geoparku PIENINY.
Słowa kluczowe: południowa Polska, Karpaty, Pieniny, pieniński
pas skałkowy, mezozoik, spływ przełomem Dunajca
Budapest
IN
Debrecen
BA
S
IN
Beograd
Iron
Gate
Bucuresti
Tertiary Molasse Zone
Molasa trzeciorzędowa
Flysch Belt
Pasmo fliszowe
Pieniny Klippen Belt
Pieniński pas skałkowy
Pre-Neogene of Inner
orogenic zones
Przedneogeńskie utwory
wewnętrznych stref
orogenicznych
Neovolcanic areas
Obszary wulkanizmu
neogeńskiego
Neogene basins
Baseny neogeńskie
Fig. 1. Tectonic sketch map of the Alpine-Carpathian-PannonianDinaride region (modified after Plašienka et al., 2000) • Szkic
tektoniczny regionu alpejsko-karpacko-panońsko-dynarydzkiego
(zmodyfikowano według Plašienka et al., 2000)
29
The Dunajec River rafting
Fig. 2. Geological map of the Polish Carpathians (after Żytko et al., 1989; simplified) • Mapa geologiczna polskich Karpat
(wg Żytko et al., 1989; uproszczono)
Fig. 3. Satelite image of southernmost part of Poland with geological and geographical regions
• Zdjęcie satelitarne południowej Polski z zaznaczonymi regionami geograficznymi i geologicznymi
tion among both Polish and foreign geotourists. Additionally,
in near future the Dunajec River Gorge could be the main
object of trans-bordering PIENINY Geopark. The trips on
the Dunajec River have started in XIXth century and are still
very popular nowadays. The boats are run by licensed local
guides living in the Pieniny Mts villages and towns: Sromowce Wyżne and Niżne, Czorsztyn, Szczawnica and
Krościenko. Originally, the boat starting point was in Czorsztyn, just beneath the castle hill. After the Dunajec River dams
at Czorsztyn and Niedzica were constructed, the new harbor
30
Fig. 4. Polish part of the Pieniny Klippen Belt
and location of the Dunajec River • Polska część
pienińskiego pasa skałkowego z lokalizacją
przełomu Dunajca
Fig. 5. Geological sketch of the Pieniny Klippen Belt (Polish sector) and surrounding regions (after Birkenmajer, 1979; simplified) • Szkic
geologiczny polskiej części pienińskiego pasa skałkowego i obszarów otaczających (uproszczono wg Birkenmajer, 1979)
was built in Sromowce Kąty. Each Dunajec River boat carries
10 tourists and the pilot-guide. The boats are specially design
in order to enable the easy maneuvering on the treacherous
whitewaters of Dunajec. The route partly follows the state
border of Poland and Slovakia. Slovaks also offer their own
rafting trips although somewhat shorter route.
31
Fig. 6. Aerial view of the central Pieniny Mts and the Dunajec River Gorge
• Zdjęcie lotnicze centralnej części Pienin z przełomem Dunajca
Outline of geology of
the Pieniny Klippen Belt
et al., 2006 and references therein). During both the Jurassic
and the Cretaceous the submarine Czorsztyn Ridge and surrounding zones formed an elongated structure dominated by
pelagic-type sedimentation belonging to mainly so-called
Czorsztyn Succession. This ridge was surrounded by two
elongated Pieniny and Magura basins parallel to the ridge. The
deepest parts of these basins show the presence of deep water
Jurassic–Early Cretaceous deposits (pelagic limestones and
radiolarites) belonging to Złatna and Magura successions,
respectively (sometimes called Grajcarek or Hulina). Somewhat shallower sedimentary zones known as the Pieniny and
Branisko (Kysuca) successions have been located close to the
central furrow. Transitional slope sequences between basinal
units and ridge units are known as Czertezik and Niedzica
The Northern Carpathians are subdivided into an older
range known as the Inner Carpathians and the younger one,
known as the Outer or Flysch Carpathians (Figs 1, 2). The
Pieniny Klippen Belt (PKB) is situated at the boundary of
these two ranges (Figs 3-5). This strongly tectonized structure
is about 600 km long and 1–20 km wide, stretching from
Vienna to the West, to Romania to the East (Figs 1, 2).
The PKB is composed of several successions of mainly
deep and shallower-water limestones, covering time span from
the Early Jurassic to the Late Cretaceous (Birkenmajer, 1977,
1979, 1986; Golonka & Krobicki, 2001, 2004; Wierzbowski
32
Fig. 8. Rafting launches in Sromowce-Kąty harbor in the Pieniny
Mts. The raft No. 361 is loaded with the members of the 7th International Congress on the Jurassic System; Kraków, September 2006
• Początek spływu Dunajcem w przystani flisackiej w Sromowcach-Kątach w Pieninach. Tratwa nr 361 zajęta przez uczestników
7-ego Międzynarodowego Kongresu Systemu Jurajskiego; Kraków,
wrzesień 2006
Fig. 7. General view of the Macelowa Mt and Kąty village with start
of rafting on the Dunajec River • Ogólny widok Macelowej Góry
i wsi Kąty z przystanią flisacką spływu Dunajcem
successions (Podbiel and Pruské successions in Slovakia) near
the northern (Czorsztyn) Ridge. The Upper Cretaceous – Paleogene flysch deposits follow the pelagic successions.
Generaly, the Czorsztyn Ridge, Pieniny and Magura Basins
history is tripartite: from the (i) oxygen-depleted dark/black
terrigenous of Early-Middle Jurassic age sedimentation of
Fleckenkalk/Fleckenmergel facies trough (ii) Middle Jurassicearliest Cretaceous deposition of crionoidal, nodular (of the
Ammonitico Rosso type) or cherty (of the Maiolica=Biancone
type) limestones and radiolarites up to the (iii) Late Cretaceous
sedimentation of pelagic marls facies (i.a. Scaglia Rossa =
Couches Rouge = Capas Rojas; Bąk, 2000) and/or Late Cretaceous – Paleogene deposition of flysch/flyschoidal series (i.a.
Birkenmajer, 1986; Mišík, 1994; Aubrecht et al., 1997).
One of the most rapid change of sedimentation/paleoenvironment within this basin took place from late Early Bajocian
(Krobicki & Wierzbowski, 2004 and references cited therein)
when well-oxygenated multicolored crinoidal limestones
replaced on the dark and black sedimentation of Early-early
Middle Jurassic period. The origin of the Czorsztyn Ridge
was connected with this Bajocian postrift geotectonic reorganization (Golonka et al., 2003; Krobicki, 2006).
The Late Jurassic (Oxfordian-Kimmeridgian) history of
the PKB reflects strongest facial differentiation within sedimentary basin where mixed siliceous-carbonate sedimentation took place. The formation of limestones of the Ammonitico Rosso – type was mostly related with existence of elevated part of sea bottom (Czorsztyn Ridge and its slopes),
whereas deposition of radiolarites (Birkenmajer, 1977, 1986;
Fig. 9. General view on the Macelowa Mt from the raft • Widok
generalny na Macelową Górę ze szlaku spływu
Mišík, 1999) took place in deeper parts of the bordering basins. Largest deepening effect is indicated by widespread
Oxfordian radiolarites which occur in all the basinal successions, whereas the shallowest zone (Czorsztyn Succession) is
completely devoid of siliceous intercalations at that time.
The Czorsztyn Succession during latest Jurassic – Early
Cretaceous time (Tithonian-Berriasian) includes hemipelagic
to pelagic organogenic carbonate deposits of medium depth.
In the same time within deeper successions cherty limestone
33
Fig. 10. Close view of the lower part of the Macelowa Mt (a) with Upper Cretaceous grey mudstones of the Śnieżnica Mudstone Member
(b) and the Macelowa Marl Member (Scaglia Rossa-type of red globotruncana marls) (c, d) of the Jaworki Formation • Zbliżenie dolnej
części Macelowej Góry (a) z górnokredowymi szarymi mułowcami śnieżnickimi (ogniwo mułowców śnieżnickich) (b) i czerwonych
margli globotrunkanowych facji Scaglia Rossa (ogniwo margli z Macelowej) (c, d) formacji z Jaworek
of Maiolica-type (=Biancone) facies were deposited. It is one
of the famous, widespread Tethyan facies well known both
from the Alpine and the Apennine regions. These white-grey,
micrite well bedded calpionellids-bearing limestones built now
highest part of the Pieniny Mts (e.g., Trzy Korony Mt, Sokolica Mt etc).
The Late Cretaceous pelagic deposits developed as Scaglia
Rossa pelagic, foraminiferal, multicoloured green/variegated/
red marls (= Couches Rouge = Capas Rojas) were deposited
during the next episode of basin evolution (Birkenmajer, 1986;
Bąk, 2000), when unification of sedimentary facies took place
within ridge and slope successions (Albian-Coniacian). The
flysch facies were deposited in the basinal parts during this
syn-orogenic stage of the development of the Pieniny Klippen
Belt Basin. The Czorsztyn Ridge collided with the Inner
Carpathian terrane at the Cretaceous/Tertiary and accretionary wedge with flysch deposits containing numerous olistolites
was formed (Golonka et al., 2005, 2006).
Present day confines of the Pieniny Klippen Belt are
strictly tectonic reflecting its Paleogene-Neogene evolution
34
when (sub)vertical faults and shear zones developed and
a strong reduction of space of the original sedimentary basins
took place. The NE–SW striking faults accompanying the
Klippen Belt have the character of lateral slips. It is indicated
by the presence of flower structures on the contact zone of
the Magura Unit and the Klippen Belt, or by the structural
asymmetry of the Inner Carpathian Paleogene Basin. The
tectonic character of the Polish section of the PKB is mixed.
Both the strike slip and thrust components occur here (Figs
2, 4, 5) (e.g. Książkiewicz, 1977; Golonka & Rączkowski,
1984; Birkenmajer, 1986; Nemčok & Nemčok, 1994; Jurewicz,
1997, 2005; Golonka et al., 2005). In general the subvertically arranged Jurassic–Lower Cretaceous basinal facies
display the tectonics of the diapir character originated in the
strike-slip zone between two plates. The ridge facies are often
uprooted and display thrust or even nappe character. The
Niedzica Succession is thrust over the Czorsztyn Succession,
while the Czorsztyn Succession is displaced and thrust over
the units of Magura Nappe (e.g. Książkiewicz, 1977; Golonka & Rączkowski, 1984; Jurewicz, 1997, 2005). The Grajcarek
Unit is often thrust over the Krynica Sub-Unit of the Magura Nappe. The Upper Cretaceous–Paleogene flysch sequences of the Złatne Furrow (Golonka & Sikora, 1981) are often
thrust over the various slope and ridge sequences. The PKB
tectonic components of different age, strike-slip, thrust as
well as toe-thrusts and olistostromes mixed together, are giving
the present-day melange character of the PKB, where individual tectonic units are hard to distinguish. Good visible effect
of several tectonic phases of folding and deformations within
the Pieniny Klippen Belt is geomorphologic view of tectonically isolated klippes of Jurassic and Cretaceous hard rocks
surrounding by softer shales, marls and flysch deposits.
Fig. 11. The raft is approaching the newly constructed bridge connecting Sromowce Niżne village (Poland) with Czerwony Klasztor
village (Slovak Republic) • Na trasie spływu zbliżamy się do nowoskonstruowanego mostu łączącego Sromowe Niżne po polskiej
stronie granicy z Czerwonym Klasztorem po stronie słowackiej
The boat trip description
The boat trip launches from Sromowce Kąty village
within the Pieniny Klippen Belt (Figs 6, 7). The harbor (Fig.
8) is easily accessible by car or bus. The village is located 110
kilometers from the center of Kraków from the Balice international airport. It can also be accessed from Zakopane. Many
travel companies offer the rafting trips combined with the
coach transportation. The couches bring tourist to the starting
point and pick them up at the final destinations in Szczawnica or Krościenko.
First viewpoint is the Macelowa Mt (Figs 7, 9, 10) there
strongly folded Jurassic-Cretaceous deposits are visible on
the southern slope of Macelowa Mt, where the Pieniny Succession is completely overturned. The oldest Oxfordian
radiolarites occupy topmost part of the Macelowa Mt, grey
cherty limestones of the Maiolica facies (Pieniny Limestone
Formation) occupy transitional part (Fig. 9) whereas the
lowest (topographically) position is held by Late Cretaceous
Globotruncana-bearing marls of the Scaglia Rossa type
(Jaworki Formation) (Fig. 10) (Birkenmajer, 1979; Bąk,
2000). Red marls and marly limestones with greyish intercalations of calcareous sandstones and siltstones dominate
in this outcrop. This is youngest part of multicoloured
(green-variegated-red) globotruncanid marls of so-called
Macelowa Marl Member of the Jaworki Formation with good
Fig. 12. View of Czerwony Klasztor village and rolling hills of the
Central Carpathian Paleogene flysch • Widok na wieś Czerwony
Klasztor i otaczające go wzgórza zbudowane z paleogeńskiego
fliszu centralnokarpackiego
Fig. 13. Yard of the Czerwony Klasztor monastery • Dziedziniec
klasztorny w Czerwonym Klasztorze
35
Fig. 15. Thin-bedded grey cherty limestones of the Maiolica-type
facies (Pieniny Limestone Formation) within the Sobczański Gorge
• Cienkouławicone wapienie rogowcowe facji Maiolica (formacja
wapienia pienińskiego) w Wąwozie Sobczańskim
spread in Late Cretaceous indicate a wide connections between several branches of this ocean.
Passing by the Macelowa Mt the river crosses through the
major vertical strike-slip fault separating the Pieniny Klippen
Belt from the rolling hills of the Central Carpathians (Figs
11, 12). These hills are built of Central Carpathian Paleogene
flysch rocks deposited within the Spiš depression of the Central Carpathian Paleogene Basin (Fig. 5).
This basin includes the Podhale, Liptov, Orava and Spiš
depressions. It is built of Paleogene deposits underlain by
mostly calcareous Mesozoic rocks. After a retreat of the Late
Cretaceous sea, a subsequent transgression took place in the
Middle Eocene that resulted in the formation of conglomerates
and limestones in the initial phase. These deposits form a
base member of the Podhale Paleogene. Then the typical
flysch deposits were formed. Directly on the transgressive
deposits of the calcareous Eocene rest the younger, Eocene
– Early Miocene flysch strata. The largest thickness of the
latter, ca. 3.000 m, was found in the Chochołów PIG-1 well.
In the Slovakian Orava this sequence is known as the Podtatranská Group (Gross et al., 1984), which is the equivalent of
the Podhale flysch in Poland. The Szaflary Beds occurring in
the northern part of the Basin are generally assigned to the
oldest flysch members or units. The shale flysch of the Zakopane Beds (Slovak – Huty Formation), the Chochołów Forma-
Fig. 14. Beginning of the proper Dunajec River Gorge close to the
entrance to the Sobczański Gorge • Początek właściwego przełomu
Dunajca w pobliżu wejścia do Wąwozu Sobczańskiego
foraminiferal Late Cretaceous biozonation (Dicarinella
concavata – D. asymmetrica foraminiferal zones of the
Upper Coniacian-Santonian) (Bąk, 2000). These deposits
originated during last episode of evolution of the Pieniny
Klippen Basin, when unification of sedimentary facies took
place within all successions. The Tethyan Ocean Scaglia
Rossa type facies (= Couches Rouge = Capas Rojas) wide-
Fig. 16. Cherts within grey micritic limestones of the Maiolica-type facies (Pieniny Limestone Formation)
• Rogowce w obrębie szarych wapieni mikrytowych facji Maiolica (formacja wapienia pienińskiego)
36
Fig. 17. The Trzy Korony Mt in spring (a) and winter (b) (local names of peaks – from left: Kate, Sophie and Hairy Mary) • Szczyt Trzech
Koron na wiosnę (a) i w zimie (b) (lokalne nazwy kulminacji – od lewej: Kaśka, Zośka i Kudłata Maryśka)
Fig. 18. Panoramic view from the top of the Trzy Korony Mt to the
east with the Małe Pieniny Mts range • Panorama ze szczytu Trzech
Koron na wschód z widokiem na Małe Pieniny
Fig. 19. The Grabczycha Cliffs • Klify Grabczychy
tion (= Zuberec Formation), and the Ostrysz Formation (=
Biely Potok Formation) belong to the younger members. At
Sromowce Niżne village (Fig. 11) the Dunajec River enters
again the Pieniny Klippen Belt. Here, the magnificent limestone walls of the Trzy Korony Mt (982 m a.s.l.), the highest
mountain group of the Pieniny Mts, mark the beginnings of
the most beautiful part of the Pieniny Mts – the Dunajec
River Gorge (Birkenmajer et al., 2001).
The origin of the Gorge is related to the neotectonic movements during the Neogene time. Following the Serravalian
formation of the Outer Carpathian fold-and-thrust belt, the
plate boundary was covered during the Neogene by at least
600–900 m of sand, silt and clay, which were deposited in the
Orava–Nowy Targ Depression east of the Gorge (Chrustek
& Golonka, 2005). The Dunajec River valley reached the
mature stage during the latest Miocene–Pliocene time. This
stage is indicated by numerous meandering bends of the
river. The vertical uplift of the Pieniny Mts followed the
meandering stage of the Dunajec River. Faulting and uplifting
played a tremendous role during the Neogene tectonic evolution. Dense and regular fault net is one of the characteristic
features of the Carpathians. Brittle, mainly strike-slips faults
combined with other dynamic tectonic boundaries allowed
the propagation of individual, detached blocks to the realm
of the future Carpathian region (Golonka et al., 2006). At
least some of the faults were still active during the Quaternary
(Baumgart-Kotarba, 1996, 2001; Zuchiewicz et al., 2002).
The studies on the 1995 earthquake (Baumgart-Kotarba, 2001
and references therein) show the good agreement of focal
model with the trends of vertical crustal movements. The recent vertical movements in the area are up to + 0.5 mm per
year (Vanko, 1988; Vass, 1998). During the fault-related uplift
the Dunajec River cut through the competent, Jurassic–Early
Cretaceous cherty limestones, forming the magnificent cliffs
of the Gorge (Figs 14-16). Most recently description of age and
origin of the Dunajec River Gorge with the review of structural and geomorphological features of the Pieniny Mts was
published by Birkenmajer (2006).
On the right bank of the Dunajec River the Czerwony
Klasztor (Red Monastery) is visible (Figs 12, 13). Its original name was “Lachnicki”, its present name is derived from
the red roofs of the buildings. It is located in the St. Andrew
valley (elevation 453 m a.s.l.), at the Lipnik and Dunajec rivers and is surrounded by the houses of Czerwony Klasztor
village (Tłuczek, 2004). The Red Monastery construction has
started in 1330, the church was built in 1360. In 1705 it was
remodeled the Camelot order. The Camelots who moved from
Italy constructed new houses, hospital and famous apothecae.
Brother Cyprian (Franciszek Ignacy Jeszke) the pharmacist
collected the first herbarium including 282 plants from the
Pieniny and the Tatra Mts. The herbarium guide has the plant
names in Greek, Latin, Polish, Slovakian, and German. The
37
Fig. 20. Panoramic view of the central part of the Dunajec River
Gorge • Panoramiczny widok centralnej części przełomu Dunajca
Fig. 21. The Ostra Skała Klippe • Ostra Skała
Fig. 22. The Facimiech Mt cliffs • Klify Facimiecha
Fig. 23. The Sokolica Mt • Sokolica
38
Fig. 25. The Wylizana and Sama Jedna rocks in the sunset • Wylizana
i Sama Jedna w wieczornym świetle zachodzącego słońca
Hood. Many books, plays and movies were dedicated to Janosik.
The plays include musical “Na Szkle Malowane (Painted on
the Glass)”, which has been continuously performed for thirty
years in Bratislava, perhaps establishing the world record. According to legends, Janosik, when chased by policemen, escaped by jumping across the Dunajec River. Another white
cliff – Świnia Skała (Pig Rock) (elevation 560 m a.s.l.) stands
up to 100 m above the river level on the left bank of Dunajec.
It is also built of the Pieniny Limestone Formation. These pelagic cherty limestones are composed of tiny (below 0,01 mm
size) planktonic algae Nannoconus and of radiolaria. The
cherty limestones are bedded and strongly deformed. We can
observe synclines, anticlines and numerous faults. Many layers
are vertical. These deformations were caused by strike-slip
movement of the Central Carpathians plate against the North
European plate. The plates acted like millstones grinding the
Pieniny Klippen Belt rocks. On the south side of the cliff the
Lisia Jama (Fox Cave) is located 16.5 m long and 14 m high.
Here the ore prospectors were seeking for gold, without any
significant success (Tłuczek, 2004).
The Dunajec River is winding within the Gorge. The guides
usually ask tourists to figure the direction of the river bends.
The very sharp bend (145°) is at the foot of the Barsztyg Mt,
on the right bank of the river. The Facimiech Mt built of the
Pieniny Limestone Formation on the Polish side of the river
form a large peninsula surrounded by Dunajec. The cherty
limestones of the Facimiech Mt cliffs (783 m a.s.l.) (Fig. 22)
are vertically arranged like most of the rocks in the Pieniny
Klippen Belt. According to the boat guides, the rocks shape
resembles the eagle (the Polish National emblem) and the
nun. The karst processes formed the 20 m long cave and
a shallow, but spacious hole under the Eagle, which serves
as a shelter for boats during thunderstorms and heavy rains
(Tłuczek, 2004).
The Pieniny Road runs along the Slovak bank of the
river. This 12 km long road connecting Polish Szczawnica
and Slovak Czerwony Klasztor villages is frequently visited
by hikers and bikers. Above the Pieniny Road the scenic Huta
meadow is visible. The meadow’s name is derived from the
small glass mill established in 1690 by Elizabeth Rakoczy,
owner of the Czerwony Klasztor and then abandoned for long
Fig. 24. The Głowa Cukru Klippe • Skałka Głowa Cukru
Pieniny highlanders believed that brother Cyprian was
a sorcerer, which could fly on the home-made wings from the
Trzy Korony Mt to the yard of the monastery (Tłuczek,
2004).
The Trzy Korony (Three Crowns) Mt (Fig. 17) belongs to
the most frequently visited and honored mountain peaks in
Poland. The magnificent panorama from the summit allows
to see several mountain ranges: the Małe Pieniny Mts (Fig.
18), the Tatra Mts, the Spiska Magura, the Sądecki Beskid
and the Gorce. The Pieniny highlanders named three peaks
(crowns) using girls names: Kaśka (Kate), Zośka (Sophie)
and Kudłata Maryśka (Hairy Mary) (Fig. 17). All rocks between the Trzy Korony Mt and the river level belong to the
Pieniny Nappe. The peaks are formed by very strongly
folded, usually vertical, cherty limestones (Maiolica/Biancone facies) of the Pieniny Limestone Formation (Kimmeridgian-Albian) whereas the mountain slopes include
Cretaceous marls and flysch sequences.
The Pieniny Limestone Formation build steep cliffs: the
Grabczycha (Fig. 19) and the Ostra Skała (Figs 20, 21). Two
cliffs: the Grabczycha Niżnia (ok. 550 m a.s.l.) and Wyżnia
(ok. 540 m a.s.l.) are located at the entrance of the proper
Dunajec River Gorge. The Grabczycha Niżnia hosts a sizeable cave called “Grota Rybacka” (Fisherman’s Cave).
Lower parts of the cliffs are inhabited by numerous snakes.
The so-called Zbójnicki Skok or Janosikowy Skok (Janosik’s
or highland robber’s jump) is the narrowest fragment of the
Gorge. The river depth is about 8 m in this place. Janosik was
a legendary chief of XVIIIth century highland robbers. He is
famous and known as Polish and Slovak counterpart of Robin
39
Rock) are visible on the Polish side, while on the Slovak side
there is large, steep meadow called Polana (Slovak Pol’ana)
– known for the famous Hungarian inn “Csarda” that had
existed in the years 1885–1910 and was frequently visited by
tourists from Szczawnica who enjoyed Hungarian wines and
Gypsy music and later returned home on boats carrying
Chinese lanterns and Bengal fires (Tłuczek, 2004).
Further down the river the Sokolica Mt (Falcon’s Mountain) (747 m a.s.l) belongs to the most beautiful Pieniny peaks
(Fig. 23). The name is derived from numerous falcons, which
used to nest here. The summit built of rigid cherty limestones
lies 312 m above the river level (435 m a.s.l.). Southern cliffs
of the mountains almost vertically tower over the river. The
Sokolica is frequently visited by hikers because of magnificent
view of the Tatra Mts and the ancient, 500 years-old pine
forest (Tłuczek, 2004).
The other rocks in the Sokolica group are: Cukrowa Skała
(Sugar Loaf) (650 m a.s.l.) (Fig. 24) and the Wilcza Skała
(Wolf’s Rock – 610 m a.s.l.). According to a legend, wolf was
chasing deer and had fallen into the river here (Tłuczek, 2004).
All these rocks are built by the Pieniny Limestone Formation
cherty limestones.
On the Slovak bank two rocks: Sama Jedna (Lone or
Spinster Rock) and Wylizana (Licked Rock) frame the
scenic gorge of the Leśnica River (Fig. 25). The Wylizana
Rock (name derived from karst forms resembling salt loaf
licked by sheep) displays beautiful tectonic deformation of
Maiolica cherty limestones (Fig. 26). North of the Leśnica
River the Polish-Slovak state boundary leaves the Dunajec
River and runs along the ridge of the Małe (Little) Pieniny
Mts. This mountain range forms the eastern extension of the
Pieniny proper. The highest peak of the Pieniny Mts – the
Wysokie Skałki (1052 m a.s.l.) is located in the Małe Pieniny
range. Meadows in this range are used as sheep pastures.
Famous highland sheep cheese (“Oscypek”) is being produced
in this area.
The last Maiolica cliff on the left bank of the Dunajec
River – Hukowa Skała (Bang Rock) ends the Dunajec
River Gorge. In the XIXth century tourists announced they
arrival by pistol and mortar shots. This tradition ended with
the introduction of law restricting gun possession. The boat
trip passes the Polish-Slovak border check point (Fig. 27) and
ends at the harbor on the right bank of the river in Szczawnica town.
Szczawnica is a spa town famous for its mineral waters.
These mineral waters have been known since the medieval
time, but first written remarks came from XVI century. In
the XIXth century the Szczawnica owner Jozef Salay turned
the small highland village into a health resort. Today Szczawnica is visited by hundreds thousands of spa visitors and
tourists. 85 % of town is located in the low and medium
mountains. The Polish part of the Małe Pieniny range entirely belongs to the town. The chair lift brings visitors to the
top of the Palenica Hill where the best mountain bike trails
in Poland are available. The northern part of the town is located within the Beskid Sądecki mountain range with major
peaks: Dzwonkówka (990 m a.s.l.), Skałka (1163 m a.s.l.),
Przehyba (1175 m a.s.l.), Złomisty Wierch (1181 m a.s.l.) and
Radziejowa (1262 m a.s.l.). The Beskid Sądecki Mts are built
Fig. 26. Tectonic deformations of thin-bedded cherty limestones of
the Pieniny Limestone Formation (Wylizana Klippe) • Deformacje
tektoniczne cienkouławiconych wapieni rogowcowych formacji
wapienia pienińskiego (skałka Wylizana)
time. At the Facimiech Mt the river bed rapidly changes its
direction. This segment can be difficult for inexperienced
boat pilots and thrilling for the tourists. Some 0.5 km to the
south the scenic rocks known as Siedem Mnichów (Seven
Monks) are visible. According to local legends they are monks
from the Czerwony Klasztor who were sneaking towards the
noon from the Facimiech, and were turned into stones for
their sins (Tłuczek, 2004).
Down the river the valley of Pieniński Potok (Valley) filled
with lush green vegetation and the Ślimakowa Skała (Snail
40
Fig. 27. Polish-Slovak state border check-point • Polsko-słowackie
przejście graniczne
of flysch rocks of the Magura Nappe, mainly Eocene-Oligocene Magura Sandstones. The Bryjarka Hill located close
to the town center is built of andesites. The occurrence of
mineral waters is related to the andesitic intrusions (Fig. 5).
Water circulates through joints in andesites and flysch sandstones of the Szczawnica Formation. The ore occurrences are
known to accompany the andesitic intrusions. Many prospectors visited this area seeking for gold, silver and other metals.
The relics of mining activity are scattered around the town.
The Pieniny trips usually ends in the Pienińska Karczma
(Inn) constructed in typical Polish highland architectural
style. The geotourists can taste here specialities of local
cousine. On the western bank of the Dunajec River, opposite
to the inn, the Zawiasy Klippe is visible (Fig. 28). The bulk
of the klippe is formed by the Biancone/Maiolica-type
cherty limestones (Pieniny Limestone Formation) – of latest
Jurassic-Early Cretaceous age. The Hedbergella microfacies
with Hedbergella sp., Praeglobotruncana sp. and Thalmaninella ticinensis (Gandolfi) was found in the uppermost
part of the limestones (Golonka & Sikora, 1981). It suggests
the Albian age of the youngest part of the Pieniny Limestone
Formation. The well developed sedimentary breccias could
be also observed in the cherty limestones. These resulted
from extensive gravitational faulting, which took place es-
Fig. 28. The Zawiasy Klippe (cherty limestones of the Pieniny
Limestone Formation) • Skałka Zawiasy (wapienie rogowcowe
formacji wapienia pienińskiego)
pecially during Neo-Cimmerian (Late Jurassic-Early Cretaceous) movements. Similar breccias are known from the
Czorsztyn Succession (Birkenmajer, 1986; Golonka & Krobicki, 2001). The exact age of the breccias in the Zawiasy
area is currently under investigation. Presumed initial
stages of subduction of the oceanic crust in the Pieniny Klippen Belt Basin, riftogenesis, volcanic activity and even
paleoceanographical conditions (Birkenmajer, 1986; Golonka & Krobicki, 2001) are most probably connected with
Neo-Cimmerian tectonic event. Alternatively, the formation
of such allodapic rock beds is also interpreted as an effect of
eustatic events and corresponds very well to the Berriasian
part of the Nozdrovice Breccia within the Inner Carpathians,
which developed as scarp breccias along active submarine
fault slopes (Michalík & Reháková, 1995). On the other side,
the eustatic changes are presumably connected with the
global plate reorganization which took place during the Tithonian-Berriasian time (Golonka et al., 2006). This global
plate reorganization is also related to the Tethyan Neo-Cimmerian tectonic activities. 
Streszczenie
wych i międzynarodowych kongresów naukowych, tak jak
miało to miejsce w latach 2005 i 2006. Niniejsze opracowanie
oparte jest głównie na przewodniku wycieczki terenowej
7 Międzynarodowego Kongresu Systemu Jurajskiego, który
odbył się we wrześniu 2006 roku w AGH w Krakowie (Wierzbowski et al., 2006). Ze względu na utrudniony dostęp do
tego przewodnika osób niezwiązanych z „geologią jurajską”
autorzy postanowili powtórzyć najważniejsze wątki tam
zawarte, a dotyczące geologiczno-turystycznych aspektów
spływu Dunajcem.
Wycieczki spływem Dunajca zostały zapoczątkowane
w XIX wieku i są bardzo popularne po dzień dzisiejszy.
Tratwy obsługiwane są przez wykwalifikowanych flisaków
pochodzących z pienińskich wsi i miejscowości: Sromowce
Wyżne, Niżne, Czorsztyn, Szczawnica i Krościenko. Pierwotnie spływ rozpoczynał się w Czorsztynie, poniżej zamku,
lecz po wybudowaniu zapory w Niedzicy nowa przystań
Spływ Dunajcem
jako jedna z najważniejszych
wycieczek geoturystycznych przyszłego
transgranicznego
Geoparku PIENINY
Spływ przełomem Dunajca należy do głównych turystycznych atrakcji Polski. Oferuje on przepiękne widoki stromych,
pienińskich ścian skalnych, ukazujących tektoniczną aktywność regionu i efekty erozji rzecznej. Stwarza również możliwość bliższego zapoznania się z odsłonięciami jurajskokredowych skał pienińskiego pasa skałkowego. Dlatego odbywały się tu liczne geologiczne wycieczki terenowe krajo41
flisacka została przeniesiona do Sromowiec-Kątów. Każda
z tratew zabiera 10 turystów i 2 flisaków. Droga spływu
prowadzi częściowo wzdłuż polsko-słowackiej granicy państwowej. Od niedawna słowaccy flisacy również oferują
spływ, lecz jest on nieco krótszy od polskiego.
Geologiczne i geomorfologiczne aspekty
spływu przełomem Dunajca
Północna część Karpaty zachodnich podzielona jest na
starszą część znaną jako Karpaty wewnętrzne i część młodszą, wyróżnianą jako Karpaty zewnętrzne lub Karpaty fliszowe. Pieniński pas skałkowy (pps) stanowi granicę pomiędzy tymi dwoma jednostkami (Fig. 1, 2, 5).
Pieniński pas skałkowy składa się z kilku sukcesji, zawierających dolnojurajsko-górnokredowe osady, płytko- i głębokomorskie. Obecnie pps jest bardzo silnie ztektonizowaną
strukturą mającą około 600 km długości i 1-20 km szerokości, biegnącą od okolic Wiednia na zachodzie aż po Rumunię
na wschodzie. Podczas jurajsko-kredowej historii basenu
pienińskiego istniał podmorski grzbiet tzw. grzbiet czorsztyński rozdzielający dwa baseny – pieniński i magurski. Środkowojurajskie (bajońskie) wynurzenie grzbietu czorsztyńskiego pomiędzy basenem pienińskim a magurskim było
związane z postryftową fazą ewolucji basenów.
Późnojurajska (oksford-kimeryd) historia basenu pienińskiego ukazuje jego najsilniejsze zróżnicowanie facjalne
z sedymentacją mieszanych utworów krzemionkowo-wapiennych. Na elewowanych częściach dna basenu (grzbiet czorsztyński i jego skłon) osadzały się wapienie bulaste typu
Ammonitico Rosso a w głębszych jego partiach różnorodne
radiolaryty (Birkenmajer, 1979, 1986; Mišík, 1999). Pod
koniec jury i we wczesnej kredzie w obrębie sukcesji czorsztyńskiej powstawały na średnich głębokościach hemipelagiczne i pelagiczne wapienie organogeniczne, np. wapienie kalpionellowe czy muszlowce rogoźnickie. Równocześnie w głębszych partiach basenu pienińskiego (głównie
sukcesja braniska i pienińska) trwała sedymentacja mikrytowych wapieni rogowcowych facji Maiolica (Biancone).
Jest to jedna z najszerzej rozprzestrzenionych litofacji
w całej Tetydzie.
Późnokredowe utwory pelagiczne, z najmłodszym ogniwem rozwiniętym jako czerwone margle globotrunkanowe
facji Scaglia Rossa (Cuches Rouges, Capas Rojas), tworzyły
się w następnym etapie ewolucji basenu pienińskiego pasa
skałkowego na grzbiecie czorsztyńskim i jego skłonach (Birkenmajer, 1986; Bąk, 2000). W strefach basenowych w późnej kredzie i paleogenie osadzał się flisz z licznymi olistolitami (Golonka et al., 2005, 2006).
Dzisiaj pieniński pas skałkowy ma charakter tektoniczny
odzwierciedlający paleogeńsko-neogeńską ewolucję geodynamiczną obszaru. Występują tu uskoki przesuwcze, nasunięcia i olistostromy (Fig. 2, 4, 5) (np. Książkiewicz, 1977;
Golonka & Rączkowski, 1984; Birkenmajer, 1986; Nemčok
& Nemčok, 1994; Jurewicz, 1997, 2005; Golonka et al., 2005).
Z geomorfologicznego punktu widzenia pas skałkowy tworzą
izolowane jurajskie i kredowe skałki zbudowane ze stosunkowo twardych utworów otoczonych bardziej miękkimi
łupkami, marglami i fliszem.
Spływ rozpoczyna się w przystani flisackiej w Sromowcach-Kątach (Fig. 3, 6-8). Pierwszym punktem widokowym
jest Góra Macelowa (Fig. 7, 9, 10). Na jej stokach widać silnie
sfałdowane osady jurajsko-kredowe, radiolaryty, wapienie
rogowcowe i dominujące w odslonięciach górnokredowe
margle typu Scaglia Rossa formacji z Jaworek (Birkenmajer,
1977; Bąk, 2000). Poniżej Góry Macelowej Dunajec przecina
granicę pienińskiego pasa skałkowego i Karpat Wewnętrznych. Po prawej stronie rzeki widać łagodne wzgórza zbudowane z fliszu paleogenu centralnokarpackiego (Fig. 11, 12).
We wsi Sromowe Niżne (Fig. 11) Dunajec znowu wpływa na
teren pienińskiego pasa skałkowego i właściwego przełomu.
Powstanie przełomu Dunajca jest związane z neotektonicznymi ruchami neogeńskimi. Począwszy od serawalu w rejonie granicy płyt litosfery osadzały się utwory Niecki Orawsko-Nowotarskiej. Dunajec osią gnął stadium dorzałe
w późnym miocenie i pliocenie, tworząc liczne meandry.
W następnym etapie rozwoju tektonicznego nastąpiło wypiętrzanie Pienin (Vanko, 1988; Vass, 1998), z którym wiąże się
aktywność uskoków, głównie przesuwczych (Baumgart-Kotarba, 1996, 2001; Zuchiewicz et al., 2002; Golonka et al.,
2005). Podczas tego wypiętrzania Dunajec przecinał kompetentne jurajsko-dolnokredowe wapienie rogowcowe tworząc
malownicze ściany skalne przełomu (Fig. 14-17). Najnowsze
opracowanie dotyczące wieku i genezy Przełomu Pienińskiego zostało przedstawione ostatnio przez Birkenmajera (2006)
w nawiązaniu do skomplikowanej historii geologicznej tego
regionu i jego dzisiejszych geomorfologicznych cech.
Po słowackiej stronie znajduje się Czerwony Klasztor,
który nazwę swą wziął najprawdopodobniej od czerwonych
dachów kompleksu klasztornego (Fig. 12, 13). Budowa klasztoru, zwanego początkowo Lachnickim, rozpoczęła się
w 1330 r., a murowanego kościoła w 1360 r. W 1705 r. sprowadzono tu Kamedułów z Włoch, którzy rozbudowali obiekt.
Wznieśli nowe domki-pustelnie, szpital i aptekę. Farmaceutą
był brat Cyprian (Franciszek Ignacy Jeszke). Stworzył on
pierwszy zielnik zawierający 282 rośliny z Pienin i Tatr
(Tłuczek, 2004). Górale uważali go za czarownika. Podania
głoszą, że zbudował on sobie skrzydła, na których sfruwał
z Trzech Koron na plac klasztorny.
Szczyt Trzech Koron (Fig. 17) jest jednym z najczęściej
odwiedzanych miejsc w polskich górach. Roztacza się
z niego wspaniała panorama pasm górskich Pienin, Tatr,
Gorców, Beskidu Sądeckiego czy Spiskiej Magury (Fig. 18).
Górale nazywają trzy wierchy (korony) żeńskimi imionami:
Kaśka, Zośka i Kudłata Maryśka (Fig. 17). Wzdłuż spływu
Dunajcem napotykamy głównie utwory z przełomu jury
i kredy wykształcone jako wapienie rogowcowe facji Maiolica. Odsłaniają się one w wielu bardzo stromych klifach
wapiennych. Po polskiej stronie wystrzelają niemal prosto
z wody ściany Grabczychy (Fig. 19) i Ostrej Skały (Fig. 20,
21). Grabczycha Niżnia (ok. 550 m n.p.m.) i Wyżnia (ok.540
m n.p.m.) to dwa żebra skalne u wylotu przełomu pienińskiego opadające spod Łysiny. Zbudowane są z wapienia pienińskiego. W Niżnej Grabczysze znajduje się spora Grota
Rybacka (Tłuczek, 2004). Zbójnicki Skok lub Janosikowym
Skok – jest największym zwężeniem koryta rzeki w całym
jej biegu od Tatr. Zdaniem flisaków głębokość w tym miejscy
sięga 8 m. Legendy mówią, że tu zbójnicy przechodzili próby sprawności, lub że Janosik przeskoczył w tym miejscu
Dunajec w ucieczce przed żandarmami. „Jak go ścigali, tego
42
Janosika, z węgierski stróny uciekoł na polsko stróne bez
wode. Skocuł z tyf samorodów na kraj wody, znowu przeskocuł i uciók, bo toci nie mogli tak zrobić, jak ón zrobiuł”
(Tłuczek, 2004).
Świnia Skała (ok. 560 m n.p.m.) to turnia na lewym brzegu Dunajca poniżej Zbójnickiego Skoku. Zbudowana jest
z wapienia pienińskiego (100 m wys.), jej podstawa zanurzona jest w wodzie. Od południowej strony znajduje się jaskinia
o nazwie Lisia Jama – z korytarzem o długości 16.5 m
a wysokości 14 m. W głębi oglądać można dość grubą warstwę mleka wapiennego. Według niesprawdzonych informacji miejscowych, nad skałą ma się znajdować szyb, ok. 50 m
głębokości, jakoby po dawnych poszukiwaniach złota (Tłuczek, 2004).
Dunajec skręca wielokrotnie w obrębie przełomu. Flisacy
zachęcają turystów do odgadywania kierunku skrętu. Ostry
skręt okrąża górę Facimiech (783 m n.p.m.). Jest to potężne
urwisko skalne w masywie Łysiny. Na ścianach flisacy pokazują zarysy orła polskiego i zakonnicy. W 1939 r. odkryto
tu jaskinię o długości 20 m, która powstała wskutek procesów
krasowych. Widoczne jest pionowe ułożenie warstw. W wielu miejscach możemy z bliska przyjrzeć się wapieniom formacji wapienia pienińskiego. Wapienie te zbudowane są
głównie z mikroskopijnych glonów Nannoconus i radiolarii.
Zauważamy, że wapienie są uławicone, wyraźnie sfałdowane
(widoczne przeguby fałdów), często pocięte uskokami lub
porozrywane. Wszystkie te struktury są wynikiem postsedymentacyjnych deformacji tektonicznych, ciągłych i nieciągłych. Wzdłuż prawego brzegu Dunajca ciągnie się Droga
Pienińska, łącząca Szczawnicę i Czerwony Klasztor. Naprzeciwko Facimiecha, nieco powyżej Drogi Pienińskiej, leży
malownicza polana o nazwie Huta, na której niegdyś pracowała mała huta szkła eksploatująca żwiry Dunajca, która
została założona w 1690 r. przez Elżbietę Rakoczy (ówczesną
właścicielkę Czerwonego Klasztoru). Jest tu również tzw.
Małżeńskie Źródło. Według wierzeń, para zakochanych,
która się z niego napije pobierze się w ciągu roku (Tłuczek,
2004). Siedem Mnichów poniżej Facimiechu to malownicze
turnie skalne. Według legend to siedmiu skamieniałych mnichów z Czerwonego Klasztoru przekradających się do
„mniszki” w Facimiechu. Kolejnym pięknym pienińskim
szczytem, masowo odwiedzanym przez turystów, jest Sokolica (747 m n.p.m.) (Fig. 23). Wierzchołek zbudowany
z twardych wapieni rogowcowych sukcesji pienińskiej, wznosi się 312 m nad poziom rzeki (435 m n.p.m.), a od południa
jego efektowna ściana skalna spada uskokami do Dunajca.
Na szczycie Sokolicy urzeka nas widok na przełom Dunajca
i panoramę Tatr. Tu znajdują się też reliktowe sosny, z których
najstarsza ma ok. 500 lat. Nazwa szczytu pochodzi „...zapewne od wielu sokołów, które się na nim niegdyś gnieździły”
(A. Piller, 1837-38, w Tłuczek, 2004). W południowo-zachodniej grzędzie masywu Sokolicy Cukrowa Skała (Głowa
Cukru) (Fig. 24) oddzielona jest małą wiszącą dolinką od
Wilczej Skały (ok. 610 m n.p.m.) – urwistej turni, opadającej
stromą, 150 m ścianą ku Dunajcowi. Przewieszony uskok
poniżej wylotu dolinki górale zwą „wilczym skokiem” lub
„wilczym spadem”. Według opowiadań runął stąd wilk wraz
z sarną, którą gonił w dół stoku (Tłuczek, 2004). Po słowackiej stronie obserwować można skałki Sama Jedna i Wylizana (Fig. 25), otaczające piękny wąwóz rzeki Leśnicy.
Ostatnią skałką po polskiej stronie jest Hukowa Skała (ok.
470 m n.p.m.) niska turnia, ku południowi opadająca pionową
ścianką skalną o 40 m wysokości. Zbudowana jest z wapienia
rogowcowego sukcesji pienińskiej (facja Maiolica). Nazwę
swą wzięła zapewne od głośnego echa – już od ok. 1840 r.
podczas spływów odbywały się pod nią tradycyjne kanonady
z pistoletów i moździerzy oznajmiające zakończenie spływu
Dunajcem. Tratwa mija polsko-słowackie przejście graniczne (Fig. 27) i przybija do przystani w Szczawnicy. Część
miasta należy do Beskidu Sądeckiego i obejmuje południowe
skłony pasma Radziejowej, aż po główny grzbiet, łącznie
z najwyższym szczytem Beskidu. Obszar ten zbudowany jest
z utworów fliszowych jednostki magurskiej reprezentowanych
głównie przez bardzo odporne, gruboławicowe piaskowce
magurskie okryte pokrywami zwietrzelinowymi. Szczawnica słynie głównie ze znacznych zasobów leczniczych wód
mineralnych. Ich występowanie, podobnie jak w Krościenku,
związane jest z intruzjami andezytowymi (Birkenmajer,
1979). Uczestnicy spływu zakończyć go mogą spożyciem
specjałów lokalnej kuchni w regionalnej Karczmie Pienińskiej, będącej przykładem nowoczesnej architektury drewnianej nawiązującej do budownictwa góralskiego. Naprzeciwko karczmy znajdują się Zawiasy, ostatnia piękna skałka
w dolinie Dunajca (Fig. 28). Jest ona zbudowana głównie
z wapienia rogowcowego osadzonego w jurze – wczesnej
kredzie (tyton-alb). 
Niniejsza praca jest wynikiem realizacji zamawianego
grantu uczelnianego AGH (GUZ – 21.10.140.581). Anonimowemu Recenzentowi składamy serdeczne podziękowania za
konstruktywne uwagi do tekstu
Aubrecht, R., Mišík, M. & Sýkora, M., 1997. Jurassic synrift sedimentation
on the Czorsztyn Swell of the Pieniny Klippen Belt in Western Slovakia.
In: Plašienka, D., Hók, J., Vozár, J. & Ellecko, M. (Eds.): Alpine evolution of the Western Carpathians and related areas: 53-64, Dionýz Stur
Publisher, Bratislava.
Bąk, K., 2000. Biostratigraphy of deep-water agglutinated Foraminifera in
Scaglia Rossa-type deposits of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians,
Poland. In: Hart, M.B., Kaminski, M.A. & Smart, C.W. (Eds.): Proceedings of the Fifth International Workshop on Agglutinated Foraminifera. Grzybowski Foundation Special Publication, 7: 15-41, Kraków.
Baumgart-Kotarba, M., 1996. On origin and age of the Orava Basin, West
Carpathians. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 30: 101-116.
Baumgart-Kotarba, M., 2001. Continuous tectonic evolution of the Orava
basin from Late Badenian to the present-day. Geologica Carpathica,
52: 103-110.
Birkenmajer, K., 1977. Jurassic and Cretaceous lithostratigraphic units of
the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Studia Geologica Polonica, 45: 1-158.
Birkenmajer, K., 1979. Przewodnik geologiczny po pienińskim pasie skałkowym. Wydawnictwa Geologiczne, 1-237, Warszawa.
Birkenmajer, K., 1986. Stages of structural evolution of the Pieniny Klippen
Belt, Carpathians. Studia Geologica Polonica, 88: 7-32.
43
Birkenmajer, K., 2006. Przełom Dunajca w Pieninach – fenomen geologiczny. Pieniny – przyroda i człowiek, 9: 9-22.
Birkenmajer, K., Bąk, M. & Bąk, K., 2001. Stop C5.3 – Sromowce Niżne
– Trzy Korony Mt. In: Birkenmajer, K. & Krobicki, M. (Eds.); 12th
meeting of the Association of European Geological Societies; 10-15
September 2001, Kraków: Carpathian palaeogeography and geodynamics: a multidisciplinary approach; field trip guide. Polish Geological
Institute, Kraków: 146-150.
Chrustek, M. & Golonka, J., 2005. Carpathian tectonics in the making – deformations and earthquakes in the Stare Bystre area (southern Poland). In:
Doktor, M. & Waśkowska-Oliwa, A. (Eds.); Geotourism - new dimensions
in XXI century tourism and chances for future development. 2nd Internation Conference Geotour 2005, 22-24 September, Kraków: 16-18.
Golonka, J. & Krobicki, M., 2001. Upwelling regime in the Carpathian
Tethys: a Jurassic-Cretaceous palaeogeographic and palaeoclimatic
perspective. Geological Quarterly, 45: 15-32.
Golonka, J. & Krobicki, M., 2004. Jurassic paleogeography of the Pieniny
and Outer Carpathian basins. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 110, 1: 5-14.
Golonka, J. & Rączkowski, W., 1984. Arkusz Piwniczna; Objaśnienia do
szczegółowej mapy geologicznej Polski; Detailed Geological Map of
Poland: Geological Institute - Publishing House, Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa, 85 pp.
Golonka, J. & Sikora, W., 1981. Microfacies of the Jurassic and Lower
Cretaceous sedimentarily thinned deposits of the Pieniny Klippen Belt
in Poland. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 31: 7-37 (In Polish with
English summary)
Golonka, J., Aleksandrowski, P., Aubrecht, R., Chowaniec, J, Chrustek, M.,
Cieszkowski, M., Florek, R., Gawęda, A., Jarosiński, M., Kępińska, B.,
Krobicki, M., Lefeld, J., Lewandowski, M., Marko, F., Michalik, M.,
Oszczypko, N., Picha,F., Potfaj, M., Słaby, E., Ślączka, A., Stefaniuk,
M., Uchman, A. & Żelaźniewicz, A., 2005. Orava Deep Drilling Project
and the Post Paleogene tectonics of the Carpathians. Annales Societatis
Geologorum Poloniae, 75: 211-248.
Golonka, J., Gahagan, L., Krobicki, M., Marko, F., Oszczypko, N. & Ślączka, A., 2006. Plate Tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum-Carpathian Region. In: Golonka, J. & Picha, F. (Eds.) The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources: American
Association of Petroleum Geologists, Memoir, 84: 11-46.
Golonka, J., Krobicki, M., Oszczypko, N., Ślączka, A. & Słomka, T., 2003.
Geodynamic evolution and palaeogeography of the Polish Carpathians
and adjacent areas during Neo-Cimmerian and preceding events (latest
Triassic–earliest Cretaceous). In: McCann, T. & Saintot, A. (Eds.);
Tracing Tectonic Deformation Using the Sedimentary Record; Geological Society, London, Special Publications, 208: 138-158.
Gross, P., Köhler, E. & Samuel, O., 1984. Nové litostratigrafické členenie
vnútrokarpatského paleogénu (A new lithostratigraphical division of the
Inner-Carpathian Paleogene – Summ.). Geologicke práce – Správy.
Geologicky Ustav Dionyza Štura, Bratislava, 81: 103-117.
Jurewicz, E., 1997. The contact between the Pieniny Klippen Belt and Magura Unit (the Małe Pieniny Mts.). Geological Quarterly, 41, 3: 315-326.
Jurewicz, E., 2005. Geodynamic evolution of the Tatra Mts. and the Pieniny
Klippen Belt (Western Carpathians): problems and comments. Acta
Geologica Polonica, 3: 295-338.
Krobicki, M., 2006. Field trip A – From Tethyan to Platform Facies. Outer
Carpathians. Stop A5 – Falsztyn – Czorsztyn Succession (AalenianBajocian). In: Wierzbowski, A., Aubrecht., R., Golonka, J., Gutowski,
J., Krobicki, M., Matyja, B.A, Pieńkowski, G. & Uchman, A. (Eds.).
Jurassic of Poland and adjacent Slovakian Carpathians. Field trip guidebook. 7th International Congress on the Jurassic System, 6-18 September 2006, Kraków, Poland. pp. 39-41.
Krobicki, M. & Wierzbowski, A., 2004. Pozycja stratygraficzna i paleogeograficzne znaczenie bajoskich wapieni krynoidowych w ewolucji pienińskiego basenu skałkowego. Tomy Jurajskie, 2: 69-82.
Książkiewicz, M., 1977. The tectonics of the Carpathians. In: Pożaryski,
W. (Ed.) Geology of Poland, Vol. 4, Tectonics. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 476-618.
Michalík, J. & Reháková, D., 1995. Sedimentary records of Early Cretaceous tectonic activity in the Alpine-Carpathian region. Slovak Geological Magazine, 2: 159-164.
Mišík, M., 1994. The Czorsztyn submarine ridge (Jurassic-Lower Cretaceous, Pieniny Klippen Belt): an example of a pelagic swell. Mitteillungen der Österreichische Geologische Gesselschaft, 86: 133-140.
Mišík, M., 1999. Contribution to the lithology and paleogeography of radiolarites in the Western Carpathians. Mineralia Slovaca, 31: 491-506.
Nemčok, M. & Nemčok, J., 1994. Late Cretaceous deformation of the Pieniny Klippen Belt, West Carpathians. Tectonophysics, 239: 81-109.
Plašienka, D., Grecula, P., Putiš, M., Kováč, M. & Hovorka, D., 2000.
Evolution and structure of the Western Carpathians: an overview. In:
Grecula, P., Hovorka, D. & Putiš, M. (Eds.), Geological evolution of the
Western Carpathians, Geocomplex. Bratislava, pp. 1-24.
Tłuczek, D., 2004. Pozycja geologiczna paleogeńskich wapieni organogenicznych oraz zlepieńców i piaskowców organodetrytycznych rejonu
Lipnika (Pieniny na południe od Szczawnicy-kartowanie detaliczne,
mikrofacje, aspekt geoturystyczny). Unpublished Mr. Thesis. Archiwum
ING UJ., 129 pp.
Vanko, J., 1988. Mapa recentných vertikálnych pohybov Západných Karpát
na Slovensku ore epochu 1952–1977. Geodetický a kartografický obzor,
Bratislava, 34/76: 216-222.
Vass, D., 1998. Neogene geodynamic development of the Carpathian arc
and associated basins. In: Rakús, M. (Ed.); Geodynamic development
of the Western Carpathians. Geological Survey of Slovac Republic,
Bratislava, Dionýz Štúr Publishers: 155-158.
Wierzbowski, A., Aubrecht., R., Golonka, J., Gutowski, J., Krobicki, M.,
Matyja, B.A, Pieńkowski, G. & Uchman, A. (Eds.); 2006. Jurassic of
Poland and adjacent Slovakian Carpathians. Field trip guidebook. 7th
International Congress on the Jurassic System, 6–18 September 2006,
Kraków, Poland. pp. 3-235.
Zuchiewicz, W., Tokarski, A.K., Jarosiński, M. & Márton, E., 2002. Late
Miocene to present day structural development of the Polish segment
of the Outer Carpathians. EGU Stephen Mueller Special Publication
Series, 3: 185-202.
Żytko, K., Zając, R., Gucik, S., Ryłko, W., Oszczypko, N., Garlicka, I.,
Nemčok, J., Eliáš, M., Menčik, E. & Stránik, Z., 1989. Map of the tectonic elements of the Western Outer Carpathians and their foreland. In:
Poprawa, D. & Nemčok, J. Geological Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. Państwowy Instytut Geologiczny,
Warszawa/GUDŠ Bratislava/Uug Praha.
44
Geoturystyka 3 (10) 2007: 45-63
Sri Lanka – nie tylko herbata
Jakub Pająk
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza,
Al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków, e-mail: [email protected]
Nepal Bhutan
Indie
Wstęp
Chiny
Bangladesz
Birma
Andamany
Sri Lanka, pod fizjograficzną nazwą Cejlon powszechnie
kojarzona z herbatą, jest azjatyckim państwem – wyspą,
położoną u południowo-wschodnich wybrzeży Indii (Fig. 1).
Jej powierzchnia licząca 65 tysięcy km 2, czyli około 1/5
wielkości Polski, to różnorodne morfologicznie i biologicznie
rejony; trudno dostępna dżungla na północnych i wschodnich
nizinach, antropogeniczne zbiorniki wodne i systemy irygacyjne liczące 2 tysiące lat, pola ryżowe i inne uprawy
w gęściej zaludnionych rejonach zachodnich i południowych
wyspy, herbaciane plantacje oraz tropikalne górskie lasy
deszczowe w centralnej części Sri Lanki. Najwyższym szczytem kraju jest Pidurutalagala sięgający 2524 m n.p.m. Ostoje
dzikiej przyrody chronione w ramach parków narodowych
i licznych rezerwatów zapewniają turystom bezpośredni
kontakt z tutejszym, egzotycznym światem fauny i flory. Owa
niecodzienność przyrody będzie towarzyszyć odwiedzającym
z innych stref klimatycznych niemal na każdym kroku
w czasie podróży po wyspie, zaś georóżnorodność zachwyci
nie tylko miłośników nauk o Ziemi. Poza naturalnymi walorami, koloryt Sri Lanki tworzą społeczności Syngalezów
i Tamilów oraz mozaika kulturowa i religijna wynikająca ze
współistnienia ze sobą buddyzmu, hinduizmu, islamu oraz
chrześcijaństwa.
Tailandia
Nicobary
Sri Lanka
Indonezja
Sumatra
Fig. 1. Mapa topograficzna Sri Lanki (www.
odyssei.pl) • Topographic map of Sri Lanka
(www.odyssei.pl)
O wyspie i jej historii słów kilka
Treść: Artykuł prezentuje walory turystyczne Sri Lanki, ze
szczególnym naciskiem na walory przyrody nieożywionej.
Przedstawiono w nim zarys dziejów historycznych i geologicznych
Cejlonu oraz scharakteryzowano formy ochrony przyrody
na wyspie. Część geoturystyczna artykułu opisuje bogactwa
mineralne Sri Lanki, przede wszystkim eksploatację, handel
i obróbkę kamieni szlachetnych i półszlachetnych w okolicach
Ratnapury. Zaprezentowano także wybrane geologiczne walory
antycznych miast – dawnych stolic Syngalezów oraz innych
obiektów położone w tzw. „trójkącie historycznym”, jak również
geoatrakcje związane z wybrzeżem Oceanu Indyjskiego.
Słowa kluczowe: Sri Lanka, Cejlon, geoturystyka, kamienie
szlachetne i ozdobne, Ratnapura
Tętniąca życiem wyspa zachęca do przyjazdu na wiele
sposobów, bogatą historią i kulturą, egzotycznym światem
organicznym, georóżnorodnością i mnogością kamieni szlachetnych, a przede wszystkim wspaniałymi plażami z rozwiniętym zapleczem infrastruktury turystycznej, na których
można leniuchować całymi dniami (Fig. 2 i 3). Sri Lanka leży
około 900 km na północ od równika, w strefie gdzie zaznaczają się wpływy klimatu równikowego wybitnie wilgotnego
i zwrotnikowego wilgotnego z porą suchą. Temperatura wód
oceanu wynosi około 28º C i właściwie przez cały rok
w którejś części wyspy trwają odpowiednie warunki do plażowania. Na Sri Lance zazębia się wpływ dwóch monsunów:
letniego i zimowego. Yala przynosi deszcze w południowozachodnią część wyspy od maja do września, zaś Maha
wieje od grudnia do marca z północnego-wschodu. Jeśli zależy nam nie tylko na biernym wypoczynku pod palmami,
najkorzystniejszym terminem do trekkingu po górach Sri
Lanki jest okres od grudnia do marca, zaś do wizyty w antycznych miastach na północy od kwietnia do sierpnia. W tym
czasie zmniejsza się ryzyko pochmurnej, deszczowej pogody
i z każdego z nadmorskich kurortów można wybrać się w głąb
wyspy, choćby na krótką wycieczkę, aby zasmakować jej
atmosfery i odkryć tajemnice przeszłości.
Abstract: The paper presents tourist attractions of Sri Lanka,
especially those based on the inanimate nature. It contains outlines
of history and geology of Ceylon, as well as brief description of
nature protection forms. The main part of this paper shows mineral
resources of the island, particularly exploitation, stone dressing
and trade of gems in the Ratnapura area. Additionally some
geotourist attractions of ancient cities located in the “cultural
triangle” were presented, as well as those that are connected to
the Indian Ocean coast.
Key words: Sri Lanka, Ceylon, geotourism, precious and
semiprecious stones, gems, Ratnapura
45
Fig. 2. Plaża w Unawatuna, fot. J. Pająk • The Unawatuna beach,
phot. J. Pająk
Fig. 5. Poholenderski kanał w okolicy Negombo, fot. J. Pająk • PostDutch canal near Negombo, phot. J. Pająk
Historia Cejlonu przedstawiona w telegraficznym skrócie
zaczyna się w momencie dotarcia na wyspę Syngalezów
z północnych Indii około V w. p.n.e (stanowiących obecnie
blisko ¾ mieszkańców). Stopniowo wypierają oni rdzenną
ludność – Wedda (do dziś żyje ich zaledwie kilkuset na całej
wyspie i świecie!). Od IV w. p.n.e. przez następne 1500 lat
istnieje na wyspie królestwo syngaleskie ze stolicą w Anuradhapurze, które w III w p.n.e. przyjmuje Buddyzm jako religię
państwową (właściwie to system filozoficzny i kodeks moralny).
Do dziś Sri Lanka jest ostoją buddyzmu, dla zwolenników
starej szkoły Theravada swego rodzaju autorytetem dążącym
do buddyzmu w jego czystej formie. Wędrując po wyspie,
niemal na każdym kroku napotyka się pełne kwiatów i wonnych
kadzideł świątynie, wielokolorowe flagi buddyjskie (Fig. 4),
tysiącletnie święte drzewa obwieszone barwnymi wstążkami,
czy posągi Buddy w różnych pozycjach. Budda leżący, Budda
siedzący, stojący, medytujący… Powtarzające się przez stulecia najazdy z południowych Indii przyczyniły się do przeniesienia w XI w. stolicy dalej na południe, do Polonnaruwy.
W tym czasie na północy wyspy powstało pierwsze państwo
Tamilów ze stolicą w Dżafnie (Jaffna). Tamilowie są w większości wyznawcami hinduizmu i stanowią dziś 18 % mieszkańców Sri Lanki. Od VII w. na Cejlon dociera także islam
wraz z osiedlającymi się na wybrzeżach arabskimi kupcami
(duże skupiska m.in. w Kolombo, Galle). Europejczykom
drogie kamienie z Lanki znane są już od czasów starożytnych,
zaś Marko Polo wspomina ją jako „największą wyspę na świecie”. Na początku XVI w. na Sri Lankę docierają Portugalczycy, ustanawiając monopol na handel cynamonem i przyprawami. Z czasem kolonizują oni południowo-zachodni pas wybrzeża wprowadzając chrześcijaństwo. Po półtorej wieku
obecności zastępują ich Holendrzy. Zajmują oni wnętrze wyspy
wraz z kolejną stolicą państwa Syngalezów – Kandy. Pozostałością po ich 140-letnim panowaniu są kanały (jak w Holandii:)
(Fig. 5), wybudowane wzdłuż zachodniego wybrzeża oraz
częściowo obowiązujący do dziś kodeks prawny rzymskoholenderski. Kolejną polityczną roszadą jest ustanowienie
brytyjskiej kolonii w początkach XIX w. i po raz pierwszy
w historii objęcie kontroli nad całą wyspą przez jedno państwo.
Brytyjczycy nadali wyspie nazwę Cejlon, odbierając Syngalezom prawa do ziemi i zakładając liczne plantacje, początkowo kawy, zaś od 1870 r. głównie herbaty (Fig. 6). Nie mogąc
nakłonić dawnych właścicieli – Syngalezów do pracy na faktoriach, Brytyjczycy sprowadzili na wyspę ogromną liczbę
Fig. 3. Punkt usług turystycznych w Unawatuna – wypożyczalnia
sprzętu wodnego, nauka surfingu, wycieczki na rafę łodziami
o szklanym dnie, itp., fot. J. Pająk • Tourist servis in Unawatuna –
surfboards rental, surfing instructions, glass-bottom boat excursions
etc., phot. J. Pająk
Fig. 4. Kolorowe flagi buddyjskie i pagoda świątyni w Galle, fot.
J. Pająk • Colourful Buddhist flags and the dagoba of the Galle
shrine, phot. J. Pająk
Legendy mówią, jakoby pierwszy człowiek - Adam miał
postawić swój pierwszy krok po wygnaniu z raju właśnie na
jednym z najwyższych szczytów Lanki, nazywanego zwyczajowo Szczytem Adama (Adams Peak; 2243 m n.p.m.). Inne podania głoszą, że odcisk stopy widniejący w skale na samym
wierzchołku wspomnianej góry, pozostawił sam Budda w drodze
do nieba, Sziwa (Shiva) – jeden z głównych bogów hinduizmu,
bądź św. Tomasz - apostoł Indii. Niezależnie od tego, w którą
wersję wierzymy, Szczyt Adama od wieków jest miejscem pielgrzymek dla buddystów, hinduistów, chrześcijan i muzułmanów
– punktem wspólnym dla wyznawców czterech wielkich religii,
tak jak Sri Lanka mozaiką związanych z nimi kultur.
46
Tamilów z południowych Indii. Dawne brytyjskie panowanie
do dziś jest łatwo zauważalne w wielu dziedzinach życia:
krykiet jako sport narodowy, dworce i tabor kolejowy z minionej epoki, powszechny w użyciu język angielski…
W 1948 r. Cejlon stał się niepodległym członkiem Wspólnoty
Brytyjskiej, zaś w 1972 r. zmienił nazwę na Sri Lanka nawiązując do tradycyjnych określeń wyspy (Lanka – wyspa demonów) wzmiankowanych w staroindyjskim eposie Ramajana
oraz późniejszych tekstach buddyjskich Lankavatara Sutra.
Zaostrzający się od lat 70-tych konflikt pomiędzy Syngalezami a tamilską mniejszością, doprowadził do wybuchu wojny
domowej w 1983 roku, która z krótkimi przerwami trwa do
dziś. Radykalne ugrupowanie zbrojne – Tamilskie Tygrysy,
kontroluje część północnych i wschodnich terytoriów wyspy.
Od czasu do czasu dochodzi do zaostrzenia konfliktu, działań
zbrojnych i zamachów terrorystycznych, jednakże ich celem
są głównie obiekty wojskowe i administracji państwowej, zaś
zagrożenie dla turystów odwiedzających Sri Lankę jest naprawdę minimalne. Wydarzeniem, które dużo skuteczniej
odstraszyło turystów od wypoczynku na Cejlonie niż trwająca wojna domowa, było podmorskie trzęsienie ziemi, a właściwie najtragiczniejsza w historii fala tsunami z nim związana (Fig. 7). 26 grudnia 2004 r. u zachodnich wybrzeży indonezyjskiej wyspy Sumatra miało miejsce najsilniejsze od 40
lat trzęsienie Ziemi, o magnitudzie ponad 9 stopni w skali
Richtera. Powstała wtedy fala tsunami uderzyła w przeciągu
kilku godzin w wybrzeża wielu państw leżących nad Oceanem
Indyjskim, pochłaniając łącznie blisko 300 tysięcy osób,
z czego na samej Sri Lance około 40 tysięcy. Tego typu katastrofom można by z pewnością zapobiec, gdyby stworzono
regionalny (międzynarodowy) bądź globalny system ostrzegania i informacji o wielkich trzęsieniach Ziemi.
Fig. 6. Zbiór herbacianych liści na plantacji koło Haputale, fot.
J. Pająk • Harvest of tea leafs in the Haputale area, phot. J. Pająk
Fig. 7. Zniszczone przez tsunami wybrzeże Oceanu Indyjskiego,
okolice Tangalla, fot. J. Pająk • The coast of the Indian Ocean near
Tangalla destroyed by tsunami, phot. J. Pająk
47
Szkic budowy geologicznej Sri Lanki
Sri Lanka wraz z Indiami położona jest na indyjskiej
płycie litosferycznej i należy do starej, prekambryjskiej platformy Dekanu (Stupnicka, 1978). Jeszcze w mezozoiku
tworzyła ona południowy superkontynent Gondwany, granicząc z Afryką Wschodnią, Madagaskarem i Antarktydą.
W późnej kredzie Gondwana była już w bardzo zaawansowanym stadium rozpadu, otwierał się Ocean Indyjski, zaś
płyta indyjska zaczęła szybki dryft w kierunku północnym.
Jej kolizja z płytą eurazjatycką na granicy paleocenu i eocenu, rozpoczęła formowanie orogenicznego pasa Himalajów,
które trwa do dziś (Golonka et al., 2005). Na Sri Lance wydarzenia te doprowadziły do powstania zapadliska w jej
północnej części, na granicy z Indiami.
Prekambryjskie skały zajmują ponad 90 % powierzchni
wyspy, zaś kenozoiczna pokrywa osadowa (miocen-neogen)
występuje jedynie na jej północy i północnym-zachodzie.
W obrębie krystalicznego podłoża Sri Lanki, na podstawie
typów skał, stopnia ich metamorfizmu i składu izotopowego,
wydzielić można 3 jednostki litotektoniczne: Highland Complex, Vijayan Complex i Wanni Complex (Fig. 8 ). Najstarszą
jednostką jest Highland Complex złożony z asocjacji metamorficznej facji granulitowej, ortognejsów (charnockitowoenderbitowych), metabazytów oraz płytkomorskich metasedymentów (skał klastycznych do węglanowych) (Kröner et
al., 2003). Określenie wieku niektórych typów skał przy
użyciu metody samar-neodym wykazało nawet 3,4 miliarda
lat! (Willbold, 2004). Suprakrustalne skały tego kompleksu,
dzisiejsze kwarcyty i marmury, zostały zdeponowane 2 mld
lat temu bądź jeszcze wcześniej, a następnie (~1940-650 mln)
pocięte intruzjami skał maficznych do granitoidowych. Utworzyły się wtedy także gnejsy charnockitowe (Fig. 9) pocięte
licznymi dajkami maficznymi oraz metabazyty (Kehelpannala, 1997; Kröner et al., 2003). Kompleks ten został w całości zmetamorfizowany w warunkach facji granulitowej pomiędzy ~610-550 mln (orogeneza panafrykańska), zaś pod
koniec tego okresu doszło do ostatnich, późno- do posttektonicznych intruzji granitoidowych (Kröner et al., 2003).
Położony na północnym-zachodzie Wanni Complex tworzą
skały facji amfibolitowej do granulitowej, zmetamorfizowane, podobnie jak utwory Highland Complex, pomiędzy ~610550 mln lat temu. Kompleks Wanni budują gnejsy monzoni-
Fig. 8. Schematyczna mapa geologiczna Cejlonu (za Binu-Lal et
al., 2003; nieco zmieniona) • Schematic geological map of Ceylon
(modified from Binu-Lal et al., 2003)
towe, charnockitowe i enderbitowe, migmatyty i drobnoklastyczne metasedymenty (m.in. gnejsy granatowo-kordierytowe) oraz późno- i posttektoniczne granity. Wiek najstarszych
skał tej jednostki ocenia się na 1080 mln, zaś większość
metasedymentów występuje na granicy z Highland Complex
(Kröner et al., 2003). Wyróżniany dawniej Kadugannawa
Complex leżący w okolicach Kandy traktowany jest obecnie
jako część jednostki Wanni (Kehelpannala, 1997). Występujące tu skały szeregu wapniowo-alkalicznego (890-1006 mln)
zostały również poddane metamorfizmowi w facji amfibolitowej do granulitowej, tworząc dziś gnejsy hornblendowe
i biotytowo-hornblendowe (o składzie gabra, diorytu i trondhjemitu) przewarstwione gnejsami granodiorytowymi do
granitowych, charnockitami, enderbitami oraz w mniejszym
stopniu płytkomorskimi metasedymentami. W okolicach
Kandy znajduje się ponadto zmetamorfizowany i zmigmatyzowany kompleks pokładowej intruzji maficzno-ultramaficznej (Kandy Layered Intrusion). Południowo-wschodnią część
Cejlonu tworzy Vijayan Complex zmetamorfizowany w facji
amfibolitowej około 591-456 mln. Budują go gnejsy granitoidowe, w tym gnejsy oczkowe, z niewielkimi przewarstwieniami amfibolitów pochodzących z maficznych dajek oraz
metakwarcytów i skał wapienno-krzemianowych.
Wapniowo-alkaliczne granitoidy wieku 1100-880 mln
występujące w jednostkach Wanni i Vijayan wskazują, że
obszary te powstały w warunkach aktywnych krawędzi
kontynentalnych. Jest prawdopodobne, że uformowały się
one w łukach wulkanicznych związanych z orogenezą gren-
Fig. 9. Gnejsy z okolic skalnych świątyń w Dambulla, fot. J. Pająk
• Gneiss near rocky temples in Dambulla, phot. J. Pająk
48
wilską, w czasie formowania późnoproterozoicznego superkontynentu Rodinia. Jednakże silne deformacje tektoniczne
i termiczne związane z młodszą orogenezą – panafrykańską
(600-550 mln lat temu), która doprowadziła do utworzenia
kolejnego superkontynentu w historii Ziemi – Gondwany,
uniemożliwiają jednoznaczne określenie roli obu prowincji
w akrecji Rodini (Kehelpannala, 2006).
Highland Complex był prawdopodobnie swobodnie dryfującym mikrokontynentem, zanim stał się częścią superkontynentu Rodinia (Kehelpannala, 2006). Vijayan Complex był
częścią łuku wyspowego rozwijającego się 1100-1000 mln lat
temu wzdłuż wschodniej Antarktydy, natomiast pozycja
jednostki Wanni nie jest do końca określona, wydaje się że
mogła być ona częścią późno-mezoproterozoicznego - wczesno-neoproterozoicznego łuku wulkanicznego (pierścienia
ognia) na zewnętrznych partiach formującej się Rodini. Te
trzy elementy tektoniczne składające się na dzisiejszą Sri
Lankę zostały połączone w jedną całość w czasie dwóch
odrębnych kolizji w trakcie formowania się superkontynentu
Gondwany, 610-550 mln. Najpierw nastąpiło zderzenie
Highland Complex i Wanni Complex, czego efektem jest
granulitowy metamorfizm obydwu jednostek. Kolejnym
etapem akrecji Sri Lanki (i Gondwany) była kolizja Vijayan
Complex z już połączonymi jednostkami Highland Complex
i Wanni Complex zaznaczająca się amfibolitową facją metamorfizmu i migmatyzacją Vijayan Complex (Kehelpannala,
2006). Złożona historia geologiczna wyspy zaznacza się dziś
wyjątkową różnorodnością skał i minerałów.
Fig. 10. Granaty w granulicie o strukturze kierunkowej – gnejsowej
(Highland Complex), fot. J. Pająk • Garnets in the granulie rock
(Highland Complex), phot. J. Pająk
Skarby Ziemi, czyli geoturystyczne
atrakcje Serendib
Fig. 11. Biżuteria Merowingów (www.wikipedia.org) • The Merovings jewellery (www.wikipedia.org)
Największym bogactwem mineralnym Sri Lanki jest grafit (95–98 % czystego węgla) występujący w zachodniej
części wyspy (Fig. 8), w postaci żył przecinających prekambryjskie kompleksy skalne o wysokim stopniu metamorfizmu
(gnejsy pochodzenia magmowego i osadowego, łupki grafitowe, marmury i in.) (Binu-Lal et al., 2003). Są to zarazem
największe złoża tej alotropowej, heksagonalnej odmiany
węgla na świecie. Grafit powszechnie kojarzy się z ołówkami,
zresztą od greckiego słowa gráphô, tj. „piszę”, pochodzi jego
nazwa. Oprócz tego posiada on szereg innych zastosowań,
m.in. w przemyśle materiałów ogniotrwałych, czy w odlewnictwie, do wyrobu elektrod i smarów. Pręty grafitowe używane są ponadto w reaktorach jądrowych jako moderatory,
czyli substancje zmniejszające energię kinetyczną (prędkość)
neutronów. Spowolnione neutrony, w tzw. stanie neutronów
termicznych, powodują skuteczniejsze rozszczepianie jąder
paliwa jądrowego, którym jest najczęściej wzbogacony uran.
Innymi minerałami rodzimymi Cejlonu jest złoto, miedź
i żelazo, zaś wśród minerałów złożonych z kilku pierwiastków
odnajdziemy wiele siarczków, tlenków (eksploatuje się m.in.
ilmenit, rutyl), krzemianów (np. cyrkon), fosforanów, siarczanów i węglanów. Powstawały one w odmiennych warunkach środowiskowych, stąd tutejsze złoża reprezentują różne
typy genetyczne złóż magmowych, metamorficznych i osadowych. Ze względów (geo)turystycznych najciekawszymi
minerałami eksploatowanymi na Sri Lance są liczne i różnorodne kamienie szlachetne, półszlachetne i ozdobne.
Fig. 12. Podziemna kopalnia kamieni szlachetnych w Marapana,
okolice Ratnapury, fot. J. Pająk • Underground gems mine in Marapana Village, phot. J. Pająk
Sri Lanka słynęła z kamieni szlachetnych, czyli szczególnych minerałów odznaczających się wysoką twardością
i pięknem, już przed naszą erą. Wspominają o nich starożytni historycy greccy i chińscy. To stąd pochodzi część granatów (Fig. 10) użytych w znanej kolekcji biżuterii Merowingów
(Fig. 11), wczesnośredniowiecznej dynastii Królestwa Franków panującej w latach 481–753. Badania klejnotów dokonano przy użyciu spektroskopii mikroramanowskiej i metody
PIXE (Proton Induced X-ray Emission), która pozwala wy49
kryć nawet do jednego atomu pierwiastka – domieszki, wśród
miliona innych atomów! Poznanie dokładnego składu granatów i porównanie ich ze współczesnymi próbkami z różnych
rejonów świata, pozwoliło z kolei określić źródło ich pochodzenia. Granaty Sri Lanki należą do szeregu pirop-almandyn
(kryształy mieszane) i wyróżniają się większą zasobnością
piropu (stosunek Mg:Fe jak 2:1). Taka odmiana granatu od
swej barwy nazywana jest rodolitem, co z języka greckiego
oznacza „różany kamień” (Calligaro et al., 2002). Arabska
nazwa Cejlonu – Serendib, znaczy tyle co „wyspa drogich
kamieni”, a osiedlający się tu od VII w. muzułmanie trudnili się m.in. handlem tym towarem. Także legendarny Sindbad
Żeglarz z Księgi 1001 nocy odwiedził Sri Lankę, relacjonując
w swych opowieściach pozyskiwanie kamieni szlachetnych
oraz bogactwo królewskiej kolekcji klejnotów.
Ważniejszymi miejscami eksploatacji kamieni szlachetnych na Sri Lance są: Ratnapura, Avissawella, Balangoda,
Rakwana, a także pewne rejony dystryktu Kandy, Nuwara
Eliya, Horton Plains, Okkampitiya, Elahera, Kataragama,
Deniyaya i innych. Znaczna część kamieni szlachetnych
i półszlachetnych pochodzi z aluwiów rzecznych złożonych
na płaskich nizinach, do których trafiły one na skutek wietrzenia i erozji prekambryjskich skał macierzystych. Były to
skały o różnej naturze, m.in. utwory żyłowe związane
z późną fazą orogenezy panafrykańskiej i postmetamorficzne mineralizacje. Wydobycie aluwium odbywa się na 3 spo-
soby: wyrobiskami podziemnymi, w kopalniach odkrywkowych oraz poprzez przekopywanie den rzecznych. Ostatnia
z metod polega na częściowym przegrodzeniu rzeki tamą, co
powoduje zwiększenie jej przepływu, a następnie kopaniu
w dnie powyżej zapory specjalną motyką o długim trzonku
i czerpaniu urobku poniżej tamy, gdzie przepływ jest zintensyfikowany. Następnie przemywa się wydobyty w ten sposób
materiał. Eksploatacja metodą odkrywkową ma miejsce, gdy
żwir zawierający kamienie szlachetne – nazywany „illam”,
zalega na głębokości do 3 metrów. Jednakże najbardziej
powszechnym sposobem wydobycia są kopalnie podziemne
(Fig. 12), w których szyby sięgają głębokości 5-25 m, średnio
około 13 m (Fig. 13). Szyb udostępniający (zazwyczaj jedyny)
wykopany jest bezpośrednio do warstwy aluwiów z kamieniami szlachetnymi i zabezpieczony przed zawaleniem
drewnianym szalunkiem (Fig. 14). Od szybu głównego odchodzić mogą niezbyt długie sztolnie eksploatacyjne, zaś dla
ochrony kopalni przed zalaniem wodami opadowymi, szyb
nadbudowany jest pokrytą palmowymi liśćmi drewnianą
konstrukcją, służącą także jako swego rodzaju „wieża szybowa” do transportu urobku na powierzchnię. W związku
z częstą lokalizacją kopalń w pobliżu rzek zachodzi potrzeba
Fig. 14. Model podziemnej kopalni „illamu” wraz z profilem litologicznym złóż kamieni szlachetnych z okolic Ratnapury. Od dołu:
1 – skały podłoża, 2 – „illam” – żwir zawierający kamienie szlachetne, 3 – ferrokrety, skały okruchowe spojone wodorotlenkiem
żelaza, 4 – piaski i iły, 5 – humus, 6 i 7 – gleba (na podstawie makiety z National Museum w Ratnapurze) (fot. i oprac. J. Pająk) •
Model of the underground gem mine and the lithological column of
gems deposits near Ratnapura, (phot. and elaborated by J Pająk
after the dummy in the Ratnapura’s National Museum)
Fig. 13. Szyb kopalni w Marapana, fot. J. Pająk • The shaft of the
Marapana’s mine, phot. J. Pająk
50
Fig. 15. Płukanie illamu – wydobytego aluwium zawierającego
drogie kamienie, fot. J. Pająk • Panning of ‘illam’, the gem gravels
alluvium, phot. J. Pająk
Fig. 17. Różne rodzaje kamieni szlachetnych wybrane z sita, m.in.
topaz, turmalin, cejlonit, fot. J. Pająk • Variety of gems from the
selection: topaz, tourmaline, ceylonite, phot. J. Pająk
Fig. 18. Niebieskie szafiry i różowe rubiny – rodolity; w prywatnym
Muzeum Gemmologicznym koło Ratnapury, fot. J. Pająk • Blue
sapphires and pink rubys (rhodolites) in the collection of private
Gemmological Museum near Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 19. Cejlonit – odmiana spinelu; w zbiorach prywatnego Muzeum Gemmologicznym koło Ratnapury, fot. J. Pająk • Ceylonite - the
type of spinel in the collection of private Gemmological Museum
near Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 16. Przeglądanie przepłukanego illamu w poszukiwaniu cennych okazów, fot. J. Pająk • Inspection of gems in the flushed ‘illam’,
phot. J. Pająk
51
Fig. 20. Ametyst - fioletowa odmiana kwarcu; ze zbiorów prywatnego Muzeum Gemmologicznym koło Ratnapury, fot. J. Pająk •
Amethysts, the violet quarz variety in the private Gemmological
Museum near Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 22. Turmalin wykrystalizowany na kształt litery ”V”, targ
kamieni szlachetnych w Ratnapurze, fot. J. Pająk • V-shaped tourmalines at the Ratnapura’s gem market, phot. J. Pająk
Fig. 21. Kamienie księżycowe w zbiorach prywatnego Muzeum Gemmologicznym koło Ratnapury, fot. J. Pająk • Moonstones in the
private Gemmological Museum near Ratnapura, phot. J. Pająk
ich odwadniania, co obecnie realizowane jest przy użyciu pomp
mechanicznych. Eksploatacja nie posuwa się zazwyczaj na
dużą odległość od szybu, praktykowane jest raczej wykopanie
nowego szybu udostępniającego. Pracujący na dole ręcznie
wybierają „illam” i ładują go do koszy, które dalej trafiają na
górę. Roboty na „przodku” prowadzone są w trudnych warunkach, gorącu i wilgoci, oraz przy realnym zagrożeniu zawalenia się drążonego korytarzu. Wydobyty na powierzchnię
materiał jest płukany (Fig. 15), a następnie przeglądany i sortowany (Fig. 16). Cechą charakterystyczną cejlońskich, okruchowych złóż kamieni szlachetnych jest współwystępowanie
w jednym miejscu wielu rodzajów kamieni (Fig. 17).
Trzy największe niebieskie szafiry świata pochodzą właśnie ze Sri Lanki. Z osadów rzecznych w okolicach Ratnapury wydobyto na przykład 400-karatowy szafir Blue belle of
Asia, o niepowtarzalnym, pawio-niebieskim kolorze i niezwykłej przezroczystości, jak również największy gwiaździsty szafir świata – ponad 560-karatową Gwiazdę Indii, którą
można dziś obejrzeć w Museum of Natural History w Nowym
Jorku. Szafiry, tak jak i rubiny (Fig. 18), są minerałami należącymi do grupy korundu (wg skali Mohsa drugiego pod
względem twardości minerału po diamencie). Tutejsze szafiry mogą być żółte, pomarańczowe, białe do najbardziej ce-
nionych – niebieskich. Na Sri Lance występują też rubiny
o barwie różowej, a nie w powszechnie kojarzonej z tą nazwą
czerwonej. Charakterystyczne dla korundów z okolic Ratnapury są „gwiaździste” szafiry i rubiny, kamienie wykazujące
tzw. asteryzm, czyli zjawisko optyczne związane z wrostkami innych minerałów i dające efekt jasnej gwiazdy przy
oświetlaniu światłem punktowym. Najwłaściwszym szlifem
do uwydatnienia tej cechy jest kaboszon.
Wśród innych szlachetnych kamieni Sri Lanki znajdziemy
m.in. akwamaryn (z grupy berylu), cyrkony o różnych barwach: od żółtego, przez pomarańczowy do brązowego i zielonego, zaś z grupy chryzoberylu: kocie oko (cymofanit)
o charakterystycznie mieniącej się „kociej źrenicy” w barwach od zielonego, przez miodowy do brązowego oraz aleksandryt odznaczający się pleochroizmem, czyli wykazujący
różne barwy w zależności od kąta oglądania (w związku
z selektywnym pochłanianiem światła w różnych kierunkach). Jeszcze innymi kamieniami jest np. półszlachetny
spinel występujący w różnobarwnych odmianach, z czego
najbardziej typowy dla Sri Lanki jest zielony do brązowego
spinel – cejlonit (Fig. 19), bądź też popularny granat, nazywany tu „rubinem ubogich” i wykorzystywany często na
oczka lokalnych pierścionków.
52
Fig. 23. Uliczny sprzedawca cytrusów Ratnapura, fot. J. Pająk •
Street-seller of citrus fruits in Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 24. Tuńczyk w ulicznym „sklepie rybnym”, Ratnapura, fot.
J. Pająk • Tuna at the street fish-shop in Ratnapura, phot. J. Pająk
Z grupy kwarcu, jednego z najpopularniejszych minerałów
na Ziemi, występuje wiele, różnobarwnych odmian. Znajdowane jest m.in. fioletowy ametyst (Fig. 20), brązowy kwarc
dymny, czy żółto-pomarańczowy cytryn. Specyficznym dla
Sri Lanki kamieniem ozdobnym jest kamień księżycowy (Fig.
21). Owa specyficzna odmiana skalenia potasowego wykorzystywana jest właściwie od początku obecności Syngalezów
na wyspie. Robiono z niego m.in. płaskorzeźby i inne elementy dekoracyjne upiększające ważne budowle oraz stosowano
w jubilerstwie. Kamień księżycowy, czyli iryzujący skaleń
potasowy (zazwyczaj pomagmowy, jednoskośny adular),
odznacza się charakterystyczną mlecznobiało-niebieską
migotliwością (adularescencją) związaną z obecnością drobnych wrostków innych skaleni. Zjawisko to jest bardzo rzadkie wśród skaleni potasowych, zaś Sri Lanka jest do dziś
głównym światowym eksporterem kamienia księżycowego
(np. Kaikawala, Owala, Rattota w rejonie Kandy).
Ponadto na wyspie występuje wiele innych minerałów, jak
np. apatyt, fluoryt, sinhalit (boran), geikelit i torianit, hercynit (czarny spinel), scheelit (szelit – wolframian), taafeit, zaś
z najliczniejszej grupy – krzemianów: aksynit, andaluzyt,
danburyt, diopsyd, ekanit, enstatyt, epidot, euklaz, fenakit,
fibrolit, flogopit, klinozoisyt, kordieryt, sillimanit, skapolity,
topazy, turmaliny (Fig. 22)…
Wydobyte i wstępnie przesortowane kamienie trafiają
dalej do szlifowania i warsztatów jubilerskich. Jednak zanim
to nastąpi, duża część owego bogactwa przepływa przez targ
kamieni szlachetnych w Ratnapurze. Pozornie nic nie wskazuje, że taka sama jak wszystkie inne, mała zatłoczona
uliczka i plac stanowią miejsce handlu drogimi kamieniami.
Na rogu ktoś sprzedaje limonki (Fig. 23), siedzący tuż obok
dziadek handluje popularną tu używką - betelem, spluwając
co chwilę karminową od jego żucia śliną, a jeszcze kawałek
dalej rozłożył się uliczny sklep rybny – w gruncie rzeczy
jedna, ogromna ryba sprzedawana na kawałki – tuńczyk (Fig.
24), nam znany raczej z niewielkich puszek. Przyglądając się
jednak dokładniej wypełniającemu ulicę tłumowi, dostrzeżemy mężczyzn w dziwnych okularach, oglądających pod
światło kolorowe „okruchy” skał (Fig. 25). Badają oni czystość
kamieni, oceniając wstępnie ich wartość. To od ich decyzji
zależy, czy dany okaz trafi do dalszej obróbki. Jeśli zdecydujemy się wejść głębiej w uliczkę, najlepiej przekonamy się
o bogactwie przez nią przepływającym. Turysta momentalnie
zostaje otoczony tłumem handlarzy, a do jego rąk zaczynają
wędrować dziesiątki rozmaitych kamieni (Fig. 26, 27) . Naturalne turmaliny wykrystalizowane w kształt litery V (Fig.
22), pięknie oszlifowane żółte, niebieskie, zielone, czerwone
świecidełka, to znowu cała kupka różnokolorowych otoczaków (Fig. 28)… Od mnogości barw, form i propozycji można
dostać zawrotu głowy, jednakże należy uważać na zawieranie
transakcji w tym miejscu, nawet gdy jest się znawcą tematu.
Oszlifowane klejnoty mogą okazać się jedynie tanimi imita53
Fig. 25. Ocena czystości kamieni, Ratnapura, fot. J. Pająk • Assessment of the gems purity at the Ratnapura’s gem market, phot.
J. Pająk
Fig. 28. Kupka różnokolorowych otoczaków – dowód ogromnej
różnorodności szlachetnych minerałów w aluwiach okolic Ratnapury, fot. J. Pająk • Multicoloured gravels – the evidence of the gem
variety alluvial deposits near Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 26. Targ drogich kamieni w Ratnapurze – Turysta momentalnie
zostaje otoczony tłumem handlarzy, a do jego rąk zaczynają wędrować dziesiątki rozmaitych kamieni, fot. J. Pająk • At the Ratnapura’s
gem market tourists are immediately enclosed by traders and miscellaneous precious stones are put to theirs hands, phot. J. Pająk
Fig. 29. Szlifierz kamieni szlachetnych z Ratnapury w swoim przydomowym warsztacie, fot. J. Pająk • Gem grinder in the family
workshop in Ratnapura, phot. J. Pająk
Fig. 27. Towar jednego z ulicznych sprzedawców kamieni szlachetnych, Ratnapura, fot. J. Pająk • Goods at the Ratnapura’s gem
market, phot. J. Pająk
Fig. 30. „Serce” urządzenia do cięcia i szlifowania kamieni szlachetnych – głowica o diamentowym wiertle, fot. J. Pająk • “The heart” of
the instrument to cut and polished precious stones, phot. J. Pająk
54
cjami, bezwartościowymi syntetykami, bądź też ceny oferowanych kamieni wielokrotnie niższe w rzeczywistości niż na
targu… dlatego zawsze należy się targować. Dla mnie osobiście kocie oczy pochodzące z tego miejsca i powstała z nich
biżuteria, mają poza walorami estetycznymi wartość emocjonalną: zostały przywiezione z lokalnego targu na dalekim
Cejlonie, zaś półgodzinne targowanie i wynegocjowana,
wielokrotnie niższa od początkowej cena jeszcze podkreślają ich czar. Jednak dużo pewniej zrobić zakupy w którymś
z licznych, renomowanych sklepików w okolicy. Niezależnie
od tego warto odwiedzić jedno z muzeów gemmologicznych
w Ratnapurze lub okolicach, aby w pełni poznać różnorodność
tutejszych kamieni i historię ich eksploatacji.
Szlifowanie drogich kamieni jest fachem przekazywanym
w większości z pokolenia na pokolenie (Fig. 29). Przydomowe warsztaty szlifierskie, to często „zagracone” kamieniami
małe pomieszczenia, z jednym najważniejszym urządzeniem
– maszyną szlifierską, która nierzadko pamięta już któreś
z kolei pokolenie szlifierzy, aczkolwiek zdarza się jeszcze, że
kamienie są cięte i polerowane ręcznie. Obróbki klejnotów
dokonuje się przy pomocy wierteł wykonanych z diamentu,
najtwardszego na Ziemi minerału (Fig. 30) . Stosuje się generalnie dwa rodzaje szlifów: do kamieni przeźroczystych
fasetkowy, czyli złożony z wielu małych, płaskich powierzchni oraz kaboszonowy – do kamieni słabo przejrzystych
i nieprzeźroczystych, złożony z płaskiej dolnej i półokrągłej
lub półelipsoidalnej górnej powierzchni. Oszlifowane klejnoty trafiają dalej do jubilerów, którzy łączą ich piękno ze
srebrnymi lub złotymi oprawami wytwarzają cudowną,
różnorodną biżuterię.
Fig. 31. Mapa obszarów chronionych Sri Lanki (kolor zielony). Na
czerwono wyróżniono Sinharaja Forest Reserve – obszar Figurujący na Liście Światowego Dziedzictwa Przyrodniczego UNESCO
(http://www.unep-wcmc.org/wdpa/) • Map of the protected areas in
Sri Lanki (marked green). The red spot is the Sinharaja Forest Reserve – UNESCO Natural World Heritage Site (http://www.unepwcmc.org/wdpa/)
Obszary chronione
Doskonałym miejscem do obserwacji i bezpośredniego
kontaktu z naturą są na wyspie liczne obszary chronione.
W ochronie przyrody Sri Lanka posiada wielowiekowe, ba
nawet tysiącletnie tradycje i może się pochwalić jednym
z najstarszych, jeżeli nie najstarszym rezerwatem przyrody
na świecie. Ostoja dzikiej przyrody Mihintale została objęta
prawną ochroną przez króla Devanampiya Tissa już w III w.
p.n.e. Na początku naszej ery istniało tu kilka obszarów
chronionych, zaś tysiąc lat później ścisłe rezerwaty przyrody,
wyłączone z jakiejkolwiek aktywności człowieka, funkcjonowały w niemal każdej prowincji królestwa Kandy. Dbałość
o środowisko naturalne i potrzeba zapewnienia zwierzętom
i roślinom niezakłóconych warunków do życia wynikała
wprost z buddyjskich wierzeń. Owe najstarsze, tradycyjnie
chronione rejony istnieją po dziś dzień, tworząc wraz z późniejszymi, ustanowionymi przez Brytyjczyków, władze Sri
Lanki bądź międzynarodowe porozumienia obszarami, złożoną sieć ekologiczną (Fig. 31). Integralnym elementem
ochrony dla niektórych spośród nich jest georóżnorodność
oraz formy krajobrazu. Na wyspie o powierzchni ponad
65.000 km2 znajduje się obecnie blisko 500 obszarów chronionych, w tym 16 parków narodowych (np. Yale, Uda Walawe, Horton Plains), 6 rezerwatów przyrody, 3 ścisłe rezerwaty przyrody, 56 ostoi dzikiej przyrody, 1 morska ostoja
dzikiej przyrody, 1 obszar puszczy narodowego dziedzictwa,
2 korytarze ekologiczne dżungli, oraz 397 rezerwatów leś-
Fig. 32. Słoń z sierocińca w Pinnewala, fot. J. Pająk • An elephant
from the Pinnewala Elephant Orphanage, phot. J. Pająk
nych. Ponadto w ramach międzynarodowych konwencji
chronione są 3 obszary w programie Ramsar, 4 jako rezerwaty UNESCO-MAB, zaś 7 miejsc wpisanych jest na Listę
Światowego Dziedzictwa UNESCO. Oprócz tego funkcjonują inne projekty związane z ochroną przyrody, jak np. Turtle
Conservation Project w Rekawie (ochrona miejsc lęgowych
i jaj kilku gatunków żółwi morskich), czy też słynny sierociniec dla słoni w Pinnewala, w okolicach Kandy (Fig. 32).
Miejscem Figurującym na Liście Światowego Dziedzictwa
UNESCO ze względów przyrodniczych jest Sinharaja Forest
Reserve. Położony w południowo-zachodniej części wyspy
rezerwat jest ostatnim obszarem porośniętym przez naturalne zbiorowisko tropikalnego lasu deszczowego (Fig. 33).
55
Ponad 60 % rosnących tu drzew stanowią endemity, a wiele
z nich uważanych jest za rzadkie. Ekosystem ten jest domem
dla wielu egzotycznych gatunków zwierząt, szczególnie
ptaków, lecz także dla ponad 50 % endemicznych gatunków
ssaków i motyli Sri Lanki oraz wielu rzadkich gatunków
owadów, gadów i płazów. Ponadto UNESCO jako miejsca
Światowego Dziedzictwa Kulturowego wyróżniło: antyczne
miasta Polonnaruwa oraz Sigiriya, święte miasta Anuradhapura oraz Kandy, starówkę Galle wraz z jej fortyfikacjami
oraz złotą świątynię w Dambulla.
Trójkąt Historyczny
Trzy dawne stolice królestwa Syngalezów: Anuradhapura,
Polonnaruwa i Kandy, stanowią wierzchołki Trójkąta Historycznego, w obrębie którego zlokalizowanych jest większość
najważniejszych zabytków Sri Lanki, w tym kilka Figurujących na Liście Światowego Dziedzictwa Kulturowego
UNESCO. Za cenę około 40 $ (z kartą ISIC 50 % zniżki)
można nabyć bilet na Trójkąt Historyczny, upoważniający do
jednokrotnej wizyty w wyszczególnionych miejscach. Stanowi to doskonałą propozycję nie tylko dla turystów zainteresowanych zabytkami kultury, lecz także miłośników
przyrody, w tym geoturystów. Wysunięta najbardziej na
północ Anuradhapura była pierwszą stolicą królestwa SynFig. 33. W deszczowym lesie mgielnym, okolice Ella, fot. J. Pająk
• In the misty rainy forest, the Ella area, phot. J. Pająk
Fig. 34. Otoczona setkami słoni buddyjska świątynia, Anuradhapura, fot. J. Pająk • The Buddhist shrine in Anuradhapura surrounded by hundreds of elephants, phot. J. Pająk
56
Fig. 35. Motywy zwierzęce i roślinne wyrzeźbione w półkolistej płycie kamienia księżycowego, wejście do Pałacu Mahasena w Anuradhapurze, fot. J. Pająk • The animal and plant motifs carved in the moonstone; the entrance to the Mahasen’s Palace in Anuradhapura,
phot. J. Pająk
galezów, od 380 r. p.n.e. przez następne tysiąc lat. Choć
wielokrotnie była ona niszczona przez najazdy Tamilów
z południowych Indii, co ostatecznie doprowadziło do przeniesienia stolicy w trudniej dostępne rejony – do Polonnaruwy, to do dziś można oglądać liczne zabytki z czasów jej
świetności. Należą do nich m.in. potężne pagody (Fig. 34),
ruiny pałaców, świątyń i posągów, baseny, a także 16 sztucznych zbiorników wodnych połączonych kanałem, które
skonstruowano ponad 17 wieków temu! Geoturystycznie
najbardziej interesujący jest materiał skalny wykorzystany
do dekoracji niektórych budowli (Fig. 35 ). Płaskorzeźby
wykonane w kamieniu księżycowym zdobią np. ruiny Pałacu
Mahasena, położonego wśród zieloności dżungli na peryferiach Anuradhapury. Obserwując kunszt ówczesnych rzeźbiarzy można również dostrzec subtelny, niebieskawy połysk
księżycowego skalenia.
Także w następnej syngaleskiej stolicy – Polonnaruwie,
odnajdziemy elementy dekoracyjne z kamienia księżycowego. Pozostałości tego rozległego miasta, prawdziwej metropolii jak na owe czasy zamieszkiwanej przez ponad 30 tysięcy ludzi, są o wiele lepiej zachowane. Rozciągają się one
wzdłuż brzegu sztucznego zbiornika, tak dużego, że od
imienia króla – twórcy, nazywanego Morzem Parakrama
(Parakrama Samudra). Ukryte w dżungli ruiny otaczają turystę specyficzną atmosferą, pozwalają przenieść się tysiąc
lat wstecz i wyobrazić życie ówczesnej Polonnaruwy. Siedmiopiętrowy pałac królewski, salę audiencyjną, baseny
i kanalizację!, pełne kwiatów świątynie buddyjskie, szeroką
ulicę tętniącą życiem i ludzi robiących zakupy w okolicznych
sklepach… Dziś pomiędzy potężne pagody wkrada się natu-
ra, zieleń dżungli skrywa ruiny i wszędobylskie małpy – makaki (Fig. 36). Do najbardziej atrakcyjnych, nie tylko pod
względem geoturystycznym, zabytków należy Gal Pota (Fig.
37), czyli ogromna kamienna księga (9 x 1,5 x ~0,5 m), na
której wyryto najdłuższe na Sri Lance inskrypcje ola oraz
informacje, że ważący 25 ton blok skalny pochodzi z odległego o 100 km Mihintale! Nie mniej ciekawe jest Gal Vihara (Fig. 38), czyli kompleks wykutych w gnejsie posągów
Buddy z czasów najwyższego kunsztu syngaleskiego rzeźbiarstwa w kamieniu. Stojący Budda patrzy na świat z wysokości 7-metrów, zaś poduszka pod głową leżącego, 14-metrowego Buddy wygląda jak rzeczywista (Fig. 3 9). Gnejsowatość, subtelne fałdki i foliacja doskonale podkreślają
fakturę twarzy Buddy i postaci posągów.
Jeszcze inną atrakcją objętą trójkątem historycznym jest
naturalna, skalna forteca – Sigiriya (Fig. 40). Jedyna ścieżka
prowadząca na wierzchołek przechodziła niegdyś pomiędzy
wielkimi łapami lwa u podnóży skały prosto w jego paszczę
i dalej schodami w jego wnętrzu aż na szczyt, stąd góra nazywana jest także Lwią Skałą. Współczesna droga na szczyt
zawieszona jest gdzieś pośrodku skalnej ściany, pod której
okapem znajdują się liczące 1500 lat freski pięknych kobiet
(Fig. 41), a wprawne oko dostrzeże ponadto wielkie bordowe
kryształy granatów połyskujące wśród gnejsowych struktur.
Na szczycie wyrastającym na 200 m ponad otaczającą, zieloną płaszczyznę dżungli wznosił się niegdyś pałac królewski.
Władca zasiadał w zadumie na kamiennym tronie i nasycał
się widokiem trzech typów ogrodów wokół skały (wodnych,
skalnych i tarasowych), połyskujących tafli zbiorników wodnych i ciemnej ściany gór w tle (Fig. 42).
57
Fig. 37. Kamienna księga Gal Pota, fot. J. Pająk • The Stone Book
Gal Pota, phot. J. Pająk
Fig. 39. Budda w nirwanie na kamiennej poduszce, Polonnaruwa,
fot. J. Pająk • The lying Buddha on the rocky pillow, phot. J. Pająk
Fig. 36. Makaki, fot. J. Pająk • Macaques, phot. J. Pająk
Fig. 38. Siedzący, gnejsowy Budda z kompleksu Gal Vihara, Polonnaruwa,
fot. J. Pająk • The sitting Buddha of Gal Vihara group, phot. J. Pająk
58
Z powrotem nad oceanem
Szelf kontynentalny od południa i wschodu wyspy jest
wąski, a jego szerokość wzrasta w kierunku północno-zachodnim, gdzie łączy się z szelfem subkontynentu Indyjskiego. Większość wybrzeża cechują fale o wysokiej energii, zaś
jego południowe i zachodnie odcinki odznaczają się ponadto
znaczną mętnością związaną z obecnością licznych ujść
rzecznych. Warunki takie sprawiają, iż rafy przybrzeżne
zajmują jedynie około 2 % wybrzeża, głównie na północnymzachodzie i na wschodzie, przy czym wiele zbiorowisk koralowców nie buduje klasycznych, dojrzałych struktur rafowych. Największa rafa przybrzeżna rozwinęła się na północnym-wschodzie, pomiędzy wyspą Mannar a półwyspem
Kalpitiya. Ponad to na północnym-zachodzie występują rafy
barierowe (Vankalai, Silavatturai i Bar Reef), zaś na południowym-wschodzie koralowce zasiedliły wały przybrzeżne
w Great Basses i Little Basses (http://www.reef.org). Niestety zaborcza gospodarka człowieka w ciągu kilku dekad doprowadziła do zniszczenia wielu ekosystemów rafowych.
Szczególnie degradującą aktywnością w tym względzie było
„rafowe górnictwo”, czyli pozyskiwanie materiału do produkcji wapna. Na szczęście proceder ten jest prawnie zakazany od blisko 25 lat. Ujemny wpływ na rafowe ekosystemy
może mieć ponadto przybrzeżne rybołówstwo stanowiące
zajęcie ogromnej części społeczeństwa żyjącej w pobliżu
oceanu, a także pozyskiwanie około 250 gatunków żywych
Fig. 40. Skalna forteca – Sigiriya, fot. J. Pająk • The Sigiriya natural rocky fortress, phot. J. Pająk
Fig. 41. Freski bogiń liczące 1500 lat, Sigiriya, fot. J. Pająk • The
1500 years old frescoes of goddes, Sigiriya, phot. J. Pająk
59
Fig. 42. Widok z królewskiego tronu na wierzchołku Lwiej Skały, Sigiriya, fot. J. Pająk • View from the the king’s stony throne at the top
of the Lion Rock, Sigiriya, phot. J. Pająk
Fig. 44. Duży fragment rafy wyrzucony na brzeg, okolice Unawatuna, fot. J. Pająk • Huge reef piece on the shore near Unawatuna,
phot. J. Pająk
ryb związanych z rafami na eksport do sklepów akwarystycznych. Prawnie chronione są zaledwie dwa obszary raf koralowych: Bar Reef i Hikkaduwa. Wypoczywając aktywnie,
oprócz nurkowania na jeszcze ocalałych rafach, można wybrać się na rowerową wycieczkę w głąb wyspy, bądź też
odwiedzić blow hole. Ho-o-maniya blow hole znajduje się na
południowym wybrzeżu, w okolicach Dikwella i Tangalla
(Fig. 43). W czasie monsunu letniego, południowo-zachodniego, poprzez 23-metrowej wysokości komin skalny woda
morska pod naporem fal wypycha w powietrze słup wody
nawet do wysokości 18 m. Jednak nawet krótki spacer po
lankijskich plażach to swego rodzaju spotkanie z geologią.
Fig. 43. Ho-o-maniya blow hole w czasie monsunu letniego tryska
nawet na 18 m w górę, okolice Tangalla, fot. J. Pająk • In the summer
monsun time the Ho-o-maniya Blowhole could throw away seawater
up to 18 m above the ground level, the Tangalla area, phot. J. Pająk
60
Na brzegu pokruszone fragmenty białych, wapiennych raf
koralowych (Fig. 44), a gdy tylko wejdzie się do wody po
kolana, poza stopień przyboju, od razu odczuwa się ogromną
energię oceanicznych fal. Ich siła zaznacza się na skalistym
wybrzeżu żłobkami odprowadzającymi wodę z powrotem do
oceanu, zaś na piaszczystych plażach fenomenalnymi, warkoczowatymi „mikrorzekami” powstającymi wraz z cofającą
się falą – rilmarkami (Fig. 45).
Fig. 45. Rilmarki powstające na chwilę wraz z cofającą się falą
i palmowy cień na plaży w okolicach Unawatuna, fot. J. Pająk •
Temporary rill marks produced by reverse wave and the palm shade
at the Unawatuna beach, phot. J. Pająk
Summary
the island is still following the old school for pure Buddhism,
and you will see almost everywhere pagodas, Buddha statues, sacred trees and colorful Buddhist flags (Fig. 4). The
Tamils are the largest minority in Sri Lanka (around 18 % of
the population) and believe mainly in Hinduism. They have
been Fighting with the Sinhalese people for nearly 25 centuries, sometimes leading to the destruction of ancient capitals,
like Anuradhapura. The indigenous inhabitants of the island
are the Veddah, but they slowly extinct and today only 200
of them are still living in the jungle of Sri Lanka.
Since the VIIth century, Islamic people has been reaching the
island as Arab merchants, hence the large clusters formed in
seaside cities like Colombo or Galle. One of the most important
trade goods were gemstones that in Europe have already been
known since Ancient Greece. The Colonial Era brought the
Portuguese, who were introducing Christianity in the VIth century. They were then replaced by the Dutch, who gained the last
capital of Sinhalese kingdom, Kandy, and have built channels
along the western coast, like in Holland (Fig. 5). The next political change took place in the XIXth century, when the Britain
established colony over the island. Since that time it is known as
Ceylon. Clearly visible remains of their recent presence are tea
plantations (Fig. 6) and factories and the large Tamil population
that has been brought from India to work in this industry. Other
remainders are: cricket as a national sport, driving on the left
side of the road and the English language that is now in common
use. Ceylon gained independent in 1948, returning to the traditional name - Sri Lanka. Since the 1970-ties, the conflict between the Tamil minority and the Sinhaleses has inflamed, leading to civil war in 1983. After 25 years there is still contest
between the army and the Tamil Tigers, the military group that
controls some of the northern and eastern areas of the island and
is responsible for many terrorist attacks.
Nevertheless, the threat for tourists is truly minimal as they
Fight with government, police and army. However, the number
of tourists has decreased since December 26th, 2004. Recently,
the deadliest tsunami in history killed more than 300 thousand
people in the Indian Ocean area, 40 thousand people being
killed in Ceylon alone. The aftermath of the tsunami is still
very evident (Fig. 7). The tsunami was produced after submarine earthquake near the Indonesian island of Sumatra. It was
the strongest earthquake in 40 years of magnitude 9 in the
Jakub Pająk
Introduction
Sri Lanka is an Asiatic island country located in the Indian
Ocean, southeast of the Indian subcontinent coasts (Fig. 1).
The islands physical geographic name, as well as the old
country name is “Ceylon”. Ceylon is commonly associated
with a tasty tea. The island covers around 65,000 square km
of morphologically and biologically diversified land. There
are hardly accessible jungles in the northern and eastern
plains. Some water tanks and irrigation systems in the most
populated western and southern areas are more than two
thousand years old. There are tea plants and mountainous
tropical rain forests in the central highlands. The highest
point of the island is Pidurutalagala, reaching 2,524 m above
sea level. There are also many protected areas that enable
tourists to see the exotic wildlife of Sri Lanka. No one could
be bored, even just lying at the beach. Well, the beaches are
amazing! (Fig. 2, 3) White or yellow sand and emerald water
along with good standard of tourist infrastructure make these places perfect for rest. Besides, there is a plenty of cultural
and religious monuments. Sri Lanka is a mosaic of Sinhalese
and Tamil populations, and mix of Buddhism, Hinduism,
Islam and Christianity.
Fast facts about the island
Sri Lanka lies about 900 km north of the equator in the
tropical climate zone. The temperature of the ocean around
Sri Lanka is almost constant, oscillating around 28˚C. That
means beach season in some parts of the island lasts all the
year. There are two monsoons that influence the weather of
the island. The Yala monsoon brings summer rains to the
southwest, while the Maha monsoon brings winter rains to
the northeast part of Ceylon. So, the best time to trek in the
mountains is from December to March, and the best time to
explore the Ancient Cities is from April to August.
Sri Lanka is a multi-ethnic, cultural and religious country.
The majority (around 75 %) are the Sinhalese people mainly
Buddhists. This religion, or the philosophic and ethic system,
has come to the island around III rd century BC. Nowadays
61
Richter scale. Such a tragedy could have been avoided, if only
the regional (or global) warning system was introduced.
Geological outline of Sri Lanka
Sri Lanka, together with the Indian subcontinent is located
on the Indian lithospheric plate, and belongs to the Precambrian
Deccan platform (Stupnicka, 1978). It constituted the southern
part of the super-continent of Gondwana along with present
East Africa, Madagascar and Antarctica. In the Late Cretaceous, the Gondwanaland plate was already in an advanced
stage of breakup. The Indian Ocean was opening and the Indian
plate continued a rapid northern movement. As the Paleocene/
Eocene boundary collision of India with the Eurasian Plate
began, the Himalaya orogenic belt has been forming up to this
day (Golonka et al., 2005). As a result, the northern part of Sri
Lanka at the India subcontinent boundary has sagged.
More than 90 % of Sri Lanka is made up of Precambrian
rock. The Cenozoic cover occurred only in the northern and
northwestern parts of Sri Lanka. The Precambrian basement
is divided into 3 lithotectonic units: the Highland Complex,
the Vijayan Complex and the Wanni Complex (Fig. 8) (Kröner
et al., 2003). The oldest one is the Highland Complex, which
oldest rock samples were dated back to 3.4 Ba (Willbold,
2004). It composes of metamorphic granulitic rock association, orthogneiss (Fig. 9), metabasites and metasediments.
The Highland Complex was probably a drifted microcontinent
before it became a part of the Rodinia supercontinent (Kehelpannala, 2006). The Wanni and Vijayan Complexes were
created during formation of the Late Proterozoic supercontinent of Rodinia, but its traces are poorly preserved due to
later Panafrican orogenic events (600-550 Ma). The Vijayan
Complex was probably a part of the arc island that developed
between 1,100-1,000 Ma along the East Antarctica. However,
the Wanni Complex’s origin is more a mystery, but it could
be a part of the Late Mesoproterozoic – Early Neoproterozoic volcanic arc (ring of fire) at the external part of Rodinia.
These 3 lithotectonic parts of the present Sri Lanka have been
joined together in two different collisions when the Gondwanaland was formed (610-550 Ma). The collision of the Highland and Wanni Complexes took place first and caused
granulit’s facies metamorphism of both units. The next stage
of Sri Lanka (and the Gondwana) accretion was the collision
of Vijayan Complex with the already unified complexes that
produced amphibolitic metamorphism and migmatisation in
Vijayan Complex (Kehelpannala, 2006). Present geological
setting of Sri Lanka with extraordinary diversified rocks and
minerals is particularly interesting for geotourism.
The Earth’s treasures, i.e. geotourist
attractions of Serendib
Graphite is the main mineral wealth of Sri Lanka (Fig. 8).
It occurs in high-grade vein deposits that cut the Precambrian,
highly metamorphosed complexes (gneisses, schists, marbles)
(Binu-Lal et al., 2003). Sri Lanka deposits are the largest
occurrence of this hexagonal type of coaly substance in the
world. Other mineral resources of the island are gold, copper,
sulfates, oxides (ilmenite and rutile), silicates (zircon), phosphates or carbonates. The most interesting and attractive for
geotourism are numerous and diversified gemstones that are
mined in some mountainous areas round the Highland Complex, like Ratnapura, Avissawella, Balangoda, Rakwana,
Kandy, Nuwara Eliya, Horton Plains and others. This is why
the Arabian name of Sri Lanka is “Serendib” that means “the
island of precious stones”.
The precious stones are the sort of particularly hard and
beautiful minerals. Sri Lanka has been famous for its gems
since the Ancient time (Greece, China). Some of the garnets
in the early Medieval collection of Merovingian jewelery
originate from the ancient Ceylon (Fig. 10, 11). Garnets of Sri
Lanka are rodholites and due to its color are named the “rose
stones” (Calligaro et al., 2002). Large part of Sri Lankan
gemstones comes from alluvial deposits lying in flat-bottom
river valleys. These have been deposited there as a result of
weathering and erosion of the Precambrian formations cut by
the Pan-African veins and post-metamorphic mineralization.
There are three ways of the exploitation of alluvial gemstones:
open pit mines, underground mines and burrowing of river
beds. Strip mining methods are applied where the ”illam”,
i.e. gravel deposit including gems is lying to the depth of 3
m. However, the most common way of exploitation is underground mining. Such mines can be visited in the Ratnapura
surroundings (Fig. 12). The typical mine is one shaft that
reaches to the depth of 5 to 25 m (Fig. 13). The shaft is lined
by the wooden timbering (Fig. 14) and leads directly to the
“illam” bed. Exploitation drifts are rather short. The gems
gravel is dug by hand and loaded into baskets. The output is
washed in the river (Fig. 15) and then sorted (Fig. 16). The
characteristic feature of the Ceylon alluvial gem deposits is
the presence of various types of gemstones at the same mine
(Fig. 17). Three biggest blue sapphires in the world come from
the alluvial beds of the Ratnapura environs, i.e. the 400-carats
Blue belle of Asia or the biggest one, the 560-carats Star of
India that you can see in the Natural History Museum in New
York. Sapphires as rubies (Fig. 18) belong to the corundum
group of minerals that is the second mineral in the Mohs’
scale of relative hardness. Sri Lankan sapphires show various colors, with the most precious blue ones, whereas the rubies
are pink. A specific feature of the Ratnapura’s corundum
minerals is asterism that gives prized star effect. The others
gems of the island are aquamarines, zircons, cats-eyes, spinels, and the most Ceylonese stone – dark green to brown
ceylonite (Fig. 19). Garnet is also called the “poor people
ruby” and used in local rings. There are also quartz varieties,
like the violet amethyst (Fig. 20). One of the most particular
stone for Sri Lanka is the moonstone that is potassium feldspar
showing irization effect (Fig. 21). It has been used as decoration stone, for bas-reliefs and jewellery since the Sinhalese
came to the island. Nowadays, it is the main exporter of the
moonstone that is exploited in the Kandy area. But let’s go
back to the Ratnapura mining.
Tentatively sorted gemstone output goes directly to grinders and jewelers, but majority of the gemstones go through
the gem market in Ratnapura. It is one of the city’s streets,
with no traffic. One stall sells fruits at the corner (Fig. 23).
A bit further down the street, a street fish shop offers a huge
tunas that are cut to pieces (Fig. 24). Only if you watch carefully you will perceive men in strange glasses that look at
colorful stones (Fig. 25). They examine purity of gems and
decide what happens with them. But if a tourist goes down
the street, he will be immediately surrounded by merchants
62
trying to sell their goods, and to his hands will flow various
gemstones in every possible color and shade (Fig. 26, 27).
Natural V-shaped turmalines (Fig. 22), rubies and cat’s eyes,
cut gems or full-hand of small precious pebbles (Fig. 28).
Cutting the gemstones is a profession passed down from
father to son (Fig. 29). The cutting machine’s hearth is the
diamond borer, made from this the hardest mineral on Earth
(Fig. 30). There are two types of cut used: the diamond cut
consist of many small faces, while the cabochon cut uses
semicircles or semielipsoidal surfaces. Jewelers create unique
works of art from these materials.
Protected areas
The protected areas in Sri Lanka are an ideal place to
watch wildlife and enjoy the nature. Environmental protection
is a tradition lasting many thousands years on the island. The
Mihintale Nature Reserve was created in IIIrd century BC,
and is thought as one of the oldest protected areas in the world.
At the beginning of the Christian Era there were several reserves and a thousand years later there were strictly protected
areas in almost every district of the Sinhalese Kingdom of
Kandy. Nowadays, these first reserves along with subsequent protected areas are one of the most complex ecological
systems (Fig. 31). In the 65.000 square kilometers of Sri
Lanka, there are almost 500 protected areas, including 16
national parks (Yale, Uda Walawe, Horton Plains and more),
and 14 sites of international protection (3 Ramsar sites, 4
UNESCO-MAB and 7 UNESCO Heritage List, with a unique
tropical rain forest ecosystem of the Sinharaja Forest Reserve). Moreover, there are some interesting independent programs like the Turtle Conservation Project in Rekawa or the
Elephant Orphanage in Pinnewala near Kandy (Fig. 32).
The Cultural Triangle
The ancient capitals of the Sinhalese Kingdoms are: Anuradhapura, Polonnaruwa and Kandy. They mark vertexes of
the Cultural Triangle that contains the most important monuments of Sri Lanka, and majority of the UNESCO Heritage sites. Anuradhapura was the first capital of the Sinhalese
Kingdom, from 380 year BC for the next thousand years. You
can see great remains of the ancient city, like large pagodas
(Fig. 34), palaces, shrines and statues or 16 water tanks that
have been built 17 centuries ago. Geotourist attractions are
the moonstone elements of some buildings, for example the
ruins of the Mahasen Palace hidden in the jungle (Fig. 35).
In Polonaruwa, the next ancient capital, you could also see
many moonstone details. It was a huge city with the canalized
7th floor kings palace, numerous temples, streets and shops.
Now, the jungle overgrows large parts of the terrain and
macaques are common (Fig. 36). The big stone book named
the Gal Pota (Fig. 37) or the Gal Vihara (Fig. 38) is a complex
of Buddha statues carved in gneiss which are truly not only
geotouristic attractions. The 7-m-high standing Buddha and
14-m-long lying Buddha (Fig. 39) bewitch their artistry.
Another one site worthy to visit is natural rocky fortress of
Sigiriya (Fig. 40). It rises 200 m above the vast green jungle
plain. During the way up tourists pass XVth centuries-old
frescoes of beautiful women hanged in the middle of the
vertical face (Fig. 41) and could watch large garnets embedded
gneissic structures of the rock. Once there were a palace at
the top of the natural fortress and a king was sitting at the
stone throne with an amazing view over the lake and jungle
with dark mountains in the background (Fig. 42).
Back to the ocean
The conditions in the ocean surrounding Sri Lanka are not
perfect for reef communities, however reefs occupy around
2 % of the coastline, mainly in the northwestern and eastern
parts. Many of them do not build a mature reef structure. The
largest coastal reef is located between the Mannar Island and
the Kalpitiya Peninsula in the northeast. Moreover, there are
barrier reefs (Vankalai, Silavatturai and Bar Reef) in the
northwest and some reef communities in the Great Basses
and the Little Basses in the southeast (http://www.reef.org).
Only two reef areas are protected: Bar Reef and Hikkaduwa.
Beside reef diving or surfing an active tourism form could be
biking around the island. One destination could be the Ho-omaniya blow hole, located at the southern coast. In the summer monsoon time (which blows in from the south-west)
seawater is being pushed through the 23 m high rocky chimney, then up to 18 m in the air (Fig. 43)! Even if we choose
simple relax at the beach we would have contact the geology.
White fragments of coral reef (Fig. 44) and plenty of shells
can be easily found, and when we go for a swimming, or just
soak our feet, we realize and feel the energy of ocean waves.
At the sandy beach these are “micro-river canyons” eroded
and covered with rill marks (Fig. 45).
Kehelpannala K.V.W., 2006. The Geodynamic Evolution Of Sri Lanka: A
Review. AGU Fall Meeting Abstracts
Kröner A., Kehelpannala K.V.W., Hegner E., 2003. Ca. 750–1100 Ma magmatic events and Grenville-age deformation in Sri Lanka: relevance for
Rodinia supercontinent formation and dispersal, and Gondwana amalgamation. Journal of Asian Earth Sciences 22, 279–300
Plunkett R. & Ellemor B., 2003. Sri Lanka. Lonely Planet Publications,
Melbourne
Willbold M., Hegner E., Kleinschrodt R., Stosch H.-G, Kehelpannala K.
V.W., Dulski P., 2004. Geochemical evidence for a Neoproterozoic
magmatic continental margin in Sri Lanka — relevance for the Rodinia–Gondwana supercontinent cycle. Precambrian Research 130,
185–198
http://www.reef.org
http://www.unep-wcmc.org/wdpa/
Binu-Lal S.S., Kehelpannala K.V. W., Satish-Kumar M., Wad H., 2003.
Multistage graphite precipitation through protracted fluid flow in sheared
metagranitoid, Digana, Sri Lanka: evidence from stable isotopes.
Chemical Geology 197, 253– 270
Calligaro T., Colinart S., Poirot J.-P., Sudres C., 2002. Combined externalbeam PIXE and μ-Raman characterisation of garnets used in Merovingian jewellery. Nucl. Instrum. Meth. B 189, 320–327
Cooray, P.G. (1994) The Precambrian of Sri Lanka: a historical review.
Precambrian Research 66, 3-18
Ellis R., 1994. Sri Lanka by Rail. Bradt Publications, UK
Kehelpannala K.V. W., 1999. Epigenetic Vein Graphite Mineralization in
the Granulite Terrain of Sri Lanka. Gondwana Research (Gondwana
Newsletter Section) 2.4, 654-657
Kehelpannala K.V.W., 1997. Deformation of a High-Grade Gondwana
Fragment, Sri Lanka. Gondwana Research VI.I, 47-68.
63
Akademia Górniczo-Hutnicza
im. Stanisława Staszica w Krakowie
nasze zalety
600 laboratoriów, a wśród nich:
najnowocześniejsze w Polsce
studenckie laboratorium grafiki
komputerowej i sala komputerowa
dla niewidzących
kierunki
nowoczesna gigabitowa sieć
komputerowa i bezprzewodowa sieć WiFi
(zasięg na kampus i miasteczko studenckie)
automatyka i robotyka
budownictwo
elektronika i telekomunikacja
elektrotechnika
energetyka
fizyka techniczna
geodezja i kartografia
górnictwo i geologia
informatyka
informatyka stosowana
inżynieria biomedyczna
inżynieria materiałowa
inżynieria środowiska
matematyka
mechanika i budowa maszyn
metalurgia
ochrona środowiska
odlewnictwo
socjologia
technologia chemiczna
zarządzanie i inżynieria produkcji
zarządzanie i marketing
Cyfronet (jedno z największych
centrów obliczeniowych w Europie)
Centrum Doskonałości E-learning
staże, praktyki i praca dla studentów
współpraca z 60 uczelniami z 45 krajów
(m.in.: USA, Japonii)
współpraca z wieloma firmami
(m.in.: IBM, Valeo, Comarch, Motorola
L.G. Philips, RWE Power AG, Lafarge,
Comex, Delphi, Siemens, KGHM,
Polkomtel SA)
wysokie stypendia i pomoc socjalna
dla studentów
koła naukowe, kluby sportowe,
stowarzyszenia, radio
Miasteczko Studenckie (największy
kampus studencki w Polsce)
Kształcimy w dobrych kierunkach
www.agh.edu.pl
64

IAGt

Transkrypt

Podobne dokumenty

KULTY NA ET

AREZZO 2 Bikes Art. 667

Gierliński, G.

Spis treści • Contents South Africa: A geotouristic gourmet piece

instrukcja obsługi

Document 6471

Stowarzyszenie Naukowe im. Stanis³awa Staszica

Analiza stanu zachowania drewnianych stropów w Auli

CZASOPISMO