Spis treści • Contents South Africa: A geotouristic gourmet piece

Transkrypt

nr 4 (7) • 2006 r.
Spis treści • Contents
Daniel Hennig
South Africa: A geotouristic gourmet piece . .........................................................................3
Południowa Afryka – geoturystyka dla smakoszy
Piotr Migoń, Edyta Pijet-Migoń
Czeski Raj – nowy europejski geopark ................................................................................21
The Bohe mian Paradise – a new european geopark
Alicja Kicińska, Tadeusz Słomka
Oferta geoturystyczna wiejskiej gminy Łącko
– stolicy krainy sadów przeciętej doliną Dunajca ...............................................................33
Geoturist offer’s of rural community Łącko
– the capital of orchards region cross by the Dunajec valley
Marek Doktor, Jan Golonka
Atrakcje geoturystyczne Europy – zajęcia terenowe studentów Geoturystyki
Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej
w Krakowie .............................................................................................................................39
Geotouristic attractions of Europe – field training for students of Geotourism
at the Faculty of Geology, Geophysis and Environment Protection,
AGH-University of Science and Technology in Kraków
(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-Świderska, 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,
Zakład Geologii Ogólnej i Matematycznej;
al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
Na ten adres należy wysyłać rękopisy, korekty i wszelką korespondencje dotyczącą redagowania pisma.
Skład i łamanie: Firma Rysunkowa Szelerewicz,
Druk: Drukarnia Leyko
Wydano ze środków Stowarzyszenia Naukowego im. Stanisława Staszica
z pomocą finansową Akademii Górniczo-Hutniczej i Wydziału GGiOŚ
© Copyright by Stowarzyszenie Naukowe im. Stanisława Staszica, Kraków 2007
PL ISSN 1731-0830
Nakład 1000 egz.
www.geoturystyka.pl
Geoturystyka 4 (7) 2006: 3-20
South Africa: A geotouristic gourmet piece
Daniel Hennig
Technical University of Clausthal, Institute of Mineralogy and Mineral Resources,
Adolph-Roemer-Straße 2A, 38678 Clausthal-Zellerfeld, GERMANY
[email protected]
The discoveries of diamonds and gold in the second half of
the nineteenth century, and subsequently the opening up of the
world`s largest resources of platinum and chromium ores, as
well as phenomenal reserves of iron ore, coal, manganese and
vanadium paved the way from a relatively undeveloped colony
to a modern industrialized nation. Besides the enormous wealth of mineral deposits the geological heritage of South Africa
also includes diverse rock formations which span almost the
entire range of the geological time-scale. These rock sequences
represent some of the world`s best-preserved and most typical
Abstract: The aim of this paper is to introduce the reader to some
of the most outstanding and typical geological features and sites,
as well as drawing attention to the countries mining history, an
often-overlooked aspect of South Africa`s natural heritage. The
fieldtrip led by Prof. Bernd Lehmann from TU-Clausthal offered
a variety of gourmet pieces in economic geology/petrology and
tourism, i.e. Witwatersrand Basin (largest gold province on Earth),
Vredefort Dome (largest and oldest impact structure on Earth),
Kimberley, the giant Sishen iron ore mine, Cullinan diamond mine
(renowned for giant gems), Bushveld Complex/platinum mines
(largest layered mafic intrusion), Phalaborwa copper/phosphorus,
Kruger National Park and the Barberton greenstone Belt with its
famous Archean succession and its old gold camps (Fig. 1).
Key words: South Africa, geotourism, economic-geology,
Witwatersrand, Bushveld.
Treść: Celem pracy jest wprowadzenie czytelnika w jedne
z najbardziej spektakularnych, a zarazem typowych dla Afryki
Południowej zjawisk i miejsc geologicznych, jak również
zwrócenie uwagi na historię górnictwa tego kraju i jego
naturalnego dziedzictwa przyrodniczego. Wycieczka terenowa
pod kierunkiem prof. Bernd’a Lehmann’a, umożliwiła zapoznanie
się z wyjątkowymi aspektami geologii i petrologii stosowanej
oraz turystyki; np. basen Witwatersrand (największa prowincja
złotonośna na świecie), Vredeford Dome (największa i najstarsza
struktura impaktowa na świecie), Kimberley, olbrzymia kopalnia
rud żelaza, kopalnia diamentów Cullinan (odnowiona ze
względu na unikalnie duże klejnoty), kopalnia platyny Bushveld
Complex (największa intruzja warstwowanych skał maficznych),
miedziowo/fosforanowy kompleks Phalaborwa, Park Narodowy
Krugera i pas zieleńców Barberton ze słynną sukcesją archaiczną
i starą osadą poszukiwaczy złota (Fig. 1).
Słowa kluczowe: Południowa Afryka, geoturystyka, geologia
stosowana, Witwatersrand, Bushveld.
Fig. 1. Generalized field trip route of the students at Technical University of Clausthal • Zgeneralizowana trasa wycieczki studentów
Uniwersytetu Technicznego w Clausthal
Introduction
The Republic of South Africa is located in southernmost
Africa, about 8000 km south of Poland. With 1219912 km² it
is about four times as large as Poland. The country owes its
position as a leader on the African continent largely to the
extraordinary richness and diversity of its mineral deposits
and is a major global mineral producer for the time span of
the last 150 years.
Fig. 2. Geological map of the Witwatersrand basin and location of
goldfields (Frimmel et al. 2005) • Mapa geologiczna basenu Witwatersrand z lokalizacją złóż złota (Frimmel et al. 2005)
Gold in the Witwatersrand Basin
examples which enabled scientists to understand the Earth`s
early history. This includes the generation of plate tectonics
theories and theories for the evolution of life as well as major
ideas concerning the formation of mineral deposits.
Geotourism has become quite popular in the last years
among South African and international tourists due to the
countries exhaustless reservoir of geological attractions. But
there are still many more sites that could, and should become
attractions for tourists, particularly geotourists.
In 1853 Piter Jacob Marais – the first official gold prospector of the South African Republic – found gold in the Jukskei
and Crocodile rivers to the north of present Johannesburg
(Mendelsohn & Potgieter, 1986). In 1885 the Main Reef
(note “reef” in South African mining terminology is quartz
pebble meta-conglomerate ore layers) was discovered at farm
Langlaagte by Harrison and Walker. In September 1886, only
b.
a.
d.
c.
Fig. 3. a) The conglomeratic Ventersdorp Contact Reef on top of the Witwatersrand Supergroup. Hangingwall: Ventersdorp lavas. Mponeng mine • Zlepieńcowa Ventersdorp Contact Reef w stropie supergrupy Witwatersrand. Skrzydło wiszące: Lawy. Kopalnia Mponeng,
b-c) Clausthal geology student and South African workers at Ventersdorp Contact Reef/Mponeng mine • Student z Clausthal i górnik
z Południowej Afryki w kopalni Mponeng, d) Students visiting TauTona mine • Studenci zwiedzający kopalnię TauTona
Fig. 4. a) Simplified geology of the Vredefort Dome. The collar consists of uptilted meta-sedimentary rocks of the Witwatersrand and Ventersdorp Supergroups. The core is built up of Archean granite-gneisses (Reimold & Gibson, 2005) • Uproszczona geologia kopuły Vredefort.
Obramowanie składa się z nachylonych metasedymentów supergrup Witwatersrand i Ventersdorp. Jądro zbudowane jest z granitognejsów
archaiku (Reimold & Gibson, 2005), b) Bold German students enter the car of Cobus van Rendsburg on their way to Daskop granophyre dike
• Dzielni niemieccy studenci w mikrobusie Cobus Rendsburg w drodze do dajki granofirów z Daskop, c) Daskop granophyre dike: Fragments
of Archean basement and metasedimentary cover rock (Witwatersrand Supergroup) in extremely homogeneous fine-grained quartz-feldspar
matrix (impact melt rock) • Dajka granofirów z Daskop: fragmenty podłoża archaicznego i metasedymentacyjnej pokrywy (supergrupa
Witwatersrand) w ekstremalnie homogenicznym drobnokwarcowym tle (skały przetopione przez impakt), d) Happy Prof. Lehmann and
his international group of diploma and PhD students on Steenkampsberg, one of the highest elevations in the Vredefort Mountain Land •
Zadowolony Prof. Lehmann i jego międzynarodowa grupa studentów i doktorantów na Steenkampsbergu, jednym z najwyższych wzniesień
Vredefort Mountain Land, e) Marvellous view to north from Steenkampsberg shows the upturned and folded Hospital Hill quartzite. It is
believed that this rock deformation is the result of the impact event • Wspaniały widok na północ z Steenkampsbergu pokazuje odwrócone
i sfałdowane kwarcyty z Hospital Hill. Uważa się, że deformacja tych skał jest wynikiem impaktu, f) Leeukop hill quarry: Pseudotachylitic
breccia consisting of gneiss fragments (light) set in impact-produced melt (dark) • Kamieniołom na wzgórzu Leeukop: Brekcja pseudotachylitowa składająca się z fragmentów gnejsów (jasne) w stopie impaktowym (ciemny), g) Shatter cones in Booysens Shale (Upper Witwatersrand
Supergroup) • Potrzaskane stożki w łupkach z Booysens (Supergrupa Witwatersrand górna), h) Kimberley Reef exposed in the Venterskroon
goldfield (Vredefort impact structure) at Amazon mine. The reef was mined for gold in the early 20th century • Reef Kimberley odsłonięty
w złożu złota Venterskroon (struktura impaktowa Vredefort) w kopalni Amazon. Wydobycie złota trwa od początku dwudziestego stulecia
a.
b.
c.
d.
e.
f.
g.
h.
Mponeng and TauTona mines
(AngloGold Ashanti)
a few months after the Langlaagte discovery, nine mines on
the Central Rand were active (Handley, 2004). In 1897 the
Transvaal area already produced 24% of the world`s gold and
fifteen years later the three largest gold mines were all located
in South Africa (Crown Mines, ERPM, Randfontein Central)
(Mendelsohn & Potgieter, 1986). Findings of radio-active
minerals in 1915 in the Witwatersrand conglomerate, led to
the construction of the first uranium extraction plant at West
Rand Consolidated Mines, Limited in 1949. Until the 1970s
about 1.5 million tonnes of U3O8 have been produced at a grade
of 270 g/t U3O8. Nowadays the Mesoarchean Witwatersrand
basin is the most important gold province on Earth. Since the
discovery of gold about 50,000 tonnes have been produced
(45 % of all mined gold on Earth) (Reimold & Gibson, 2005)
and the basin still contains about 40% of the world`s resources
(Viljoen & Reimold, 1999).
The deposits consist of more than thirty quartz pebble
meta-conglomerate layers (“reefs”) within a low-grade metamorphic, mostly siliciclastic sequence of more than 7000 m
thickness (Witwatersrand Supergroup). Clastic sedimentation
(fluvial, shallow marine) started at about 3.0 Ga and ended
with flood basalt magmatism at 2.7 Ga (Ventersdorp lava).
The main gold fields are strung along the margin of the
Witwatersrand paleobasin where the entry points of braided
river systems from the highlands to the north and west entered
the basin. Most of the rocks are now buried beneath younger
rock formations, but the upturned northern margin of the
basin is well exposed in an arc stretching from Heidelberg
(SE of Johannesburg) to Carletonville (Fig. 2). On the local
scale most gold is concentrated in paleochannels. The coarsegrained orebodies, up to a few meters thick, are controlled by
local low-angle unconformities (erosional surfaces) related
to fluvial systems. Highest grades occur in proximal areas
near the erosional surface, fingering out and becoming lower-grade in the distal area of the sedimentary system. Gold
occurs together with uraninite, pyrite, bitumen, and clastic
heavy minerals. The detrital nature of uraninite and, partly,
of pyrite was demonstrated by ore microscopy fifty years ago
(Ramdohr, 1955).
The Witwatersrand mines are the deepest in the world,
with active mining down to 3600 m below surface. In more
than one hundred years of underground mining an average
of 290,000 miners was employed (currently about 170,000),
and the extreme mining conditions have cost about 59,000
lifes. Mine safety has very much improved during the last
twenty years, efficient refrigeration systems cool down rock
temperatures from around 60°C to 30°C, and modern backfill
methods reduce the risk from rock bursts.
The Mponeng and TauTona mines are located south of
Carletonville (Fig. 2). The Mponeng mine works on the
Ventersdorp Contact Reef (VCR) between depths of 2200
and 3300 m below surface. The VCR marks the base of the
Ventersdorp Supergroup and is of fluvial origin. It overlies
unconformably the Witwatersrand Supergroup strata. Hangingwall follow meta-basalt/andesite lavas (U-Pb SHRIMP age
is 2714 ±8 Ma). The VCR consists of pebble- and matrix-supported conglomerate with internal quartzite lenses (Fig. 3 a/b).
A series of fluvial regressions and transgressions produced
erosion and reworking of the sediments and superimposed
terraces cut by channels. The fluvial activity was abruptly
halted by extrusion of flood basalts (Ventersdorp Lava) which
preserved the paleotopography. Average ore grade is 9 g/t Au,
cut-off is defined by grade times thickness. Yearly production
is around 13 t Au.
The TauTona (Sotho language: Great lion) mine began
operation in 1962. The mine today has 800 kilometers of
tunnels and employs some 5600 miners. The journey to the
rock face can take 1 hour from surface level, traveling 16
meters a second. Work is currently underway to extend the
mine depth to 3.9 km. This will make it the deepest operating
mine in the world (http://en.wikipedia.org/wiki/TauTona). The
mine works mainly on the Carbon Leader Reef which is stratigraphically 850 m below the VCR in the Central Rand Group
of the Witwatersrand Supergroup. The Carbon Leader Reef is
fabously rich and contains visible gold associated with narrow
layers of columnar carbon (Viljoen & Reimold, 1999).
The reserves are 17.9 Mt @ 11.4 g/t Au, resources are
22.5 Mt @ 22.7 g/t Au. The total cash cost is about 200
USD/oz Au.
Vredefort impact structure
(Vredefort Dome)
The Vredefort Dome is a prominent 90-km-wide ringshaped structure 120 km southwest of Johannesburg. It is
well exposed in the northern and western sectors, and largely
hidden under Karoo rocks (300-160 Ma) in the south and southeast (Fig. 4 a). The central area of the dome exposes granitic
Archean basement; the circular collar consists of vertically
and locally overturned metasedimentary and metavolcanic
rocks of the Witwatersrand (2.9-2.7 Ga) and Ventersdorp
Supergroups (about 2.7 Ga). The Dome rocks display three
particular deformation features:
Fig. 5 a) On the way to Kimberley • W drodze do Kimberley,
b) Vaal river valley near Kimberley, were first alluvial diamonds were found • Dolina rzeki Vaal koło Kimberley, gdzie znaleziono
pierwsze aluwialne diamenty,
c) The Big Hole: Near-vertical edges outline the shape of the mined-out 90 Ma-old kimberlite pipe in Ventersdorp Supergroup rocks
(Archean). On top: Dwyka shale (Mesozoic) • Big Hole: Niemal pionowe krawędzie zaznaczają kształt komina kimberlitowego liczącego
90 milionów lat a przecinającego archaiczne skały supergrupy Ventersdorp. Powyżej mezozoiczne łupki z Dwyka,
d) Simplified section through the “Big Hole” at the Kimberley mine museum • Uproszczony przekrój przez „Big Hole” w muzeum górniczym w Kimberley,
e) Boshoff Road dump (tailings from Bultfontein mine). In the background is the De Beers treatment plant which reprocesses old tailings
• Hałda w Boshoff Road (odpady z kopalni Bultfontein, w tle zakład przeróbczy De Beers przerabiający starsze odpady,
f) Kimberlite (Blue Ground: Diatreme-facies heterolithic breccia) • Kimberlit (Blue Ground: heterolityczna brekcja facji diatremowej)
Kimberley (De Beers)
(1) Vredefort granophyre – an impact melt which forms
prominent dikes in the Vredefort structure. It bears inclusions
of granitic gneiss as well as a suite of various other rock types
from the sedimentary collar (Fig. 4 c).
(1) Pseudotachylitic breccia - veins and masses of dark grey
or black extremely fine-grained silicate melt rock with numerous inclusions of non-melted host rocks (Fig. 4 f). The age of
this unusual rock is dated at 2020 ±5 Ma (U-Pb on zircon). (2)
Shatter cones -Striated and curved fracture surfaces in shale,
typical of meteorite-impact structures (Fig. 4 g).
These features, together with mineral textures indicating
shock metamorphism, point to an origin of the Vredefort structure by a meteorite impact at 2 Ga, which makes Vredefort
the oldest and largest known impact structure on Earth.
The first diamond (21 ct) was found in South Africa in
loose sediments of the Vaal river system in 1867, about 100
km south of Kimberley. The diamond rush set in two years
later after the finding of the 83 ct “Star of Africa” (Fig. 5 b).
The discovery of diamonds at the Bultfontein farm, and the
finding of a 50 carat stone in 1870 on the farm Jagersfontein
in the Free State led to a rush of diggers from the rivers to the
farms (so called “dry diggings”) (Viljoen & Reimold, 1999).
The diggers believed that they were still digging alluvials, but
it turned out that these were weathered volcanic pipes which
came to be known as the Bultfontein, Dutoitspan, De Beers
and Kimberley pipes. Kimberlite pipes are intrusive bodies,
a.
b.
c.
d.
e.
f.
Sishen iron ore mine
which in most instances represent the root zones of ancient
explosive volcanoes. Most of them were intruded during the
mid- to late-Cretaceous, following the break-up of Gondwana.
The town that grew up around these pipes was named Kimberley, after Lord Kimberley, the British Governor General
of the Cape Province, and the source rock of the diamonds
became known as kimberlite.
The discovery of diamonds was the initial firing of the
South African economic development. Experienced prospectors, miners and financiers were attracted, and the money
from diamond mining in the Kimberley area was instrumental in the industrialization of South Africa, particularly the
development of the gold mining industry after the discovery
of the Witwatersrand gold in 1885. The Kimberley pipe was
brought - after a period of “wild mining” - under control of
Barney Barnato. Cecil Rhodes, the owner of the DeBeers
pipe nearby, bought the Kimberley pipe in 1888, as well as
the Dutoitspan and Bultfontein mines, which together formed the company De Beers Consolidated Mines (Fig. 5 c).
The Kimberley pipe was by far the richest of the three and
produced from its discovery in 1871 14 Mct from 22.5 Mt of
ore (62 ct/100 t). The pipe cluster in the Kimberley area has
an age of 90 Ma and belongs to Group I kimberlites, which
are derived from normal asthenosphere. These calcite-serpentine-monticellite kimberlites have the full spectrum of
mantle indicator minerals, i.e. pyrope, Cr diopside, Mg-Crrich ilmenite and Cr spinels. About 100 years ago, kimberlite
(Fig. 5 f) was treated by the “flooring” method. The ore was
laid out in the open on large tracks for a period of four months.
Steam tractors ran over the ore and the kimberlite quickly
weathered and softened up without requiring crushing/milling. The loose and soft material was picked up and treated
through a diamond processing plant. The tailings would be
dumped, together with rock that had not broken down in the
four months of flooring. These hard rock fragments were
made up of xenoliths (mantle and crust) typical of kimberlites. The Boshoff Road dump is derived from tailings of the
Bultfontein mine and is famous for its abundance of mantle
xenoliths. These tailings still have a grade of 10-20 ct/100 t
and are currently reprocessed at the De Beers treatment plant
nearby (Fig. 5 e).
The Sishen mine is located at the (present-day) western
Paleoproterozoic passive margin of the Kaapvaal Craton; at
the erosional contact between the Asbestos Hill Subgroup (ca
2.2 Ga) and the overlying Gamagara Subgroup (ca. 1.8 Ga)
(Fig. 6). The Asbestos Hill Subgroup consists of banded iron
formation (Fig. 7 a) which weathered near the paleosurface
to banded and massive iron ore. The base of the Gamagara
Subgroup consists of conglomeratic iron ore and shale. Current mining is at a rate of 200,000 t/day with a waste/ore ratio
of about 2. The current annual production is 28 Mt of ore
concentrate at 66 % Fe, and will increase to 39 Mt until 2009.
The measured resource is 1.1 Gt, the measured + indicated
resource is 1.6 Gt. The mining cost is 35-50 R/t (half of this
amount is for processing). Railway transport along the 800
km long line section to Saldanha is about 40 R/t. 34% of the
exported iron goes to China, 23% to Japan and 37% to Western
Europe (UK, Germany, Austria and Italy) (Kumba Resources,
internal PowerPoint presentation 2005).
Cullinan (Premier) diamond mine
(De Beers)
The Cullinan pipe at the village of Cullinan (25 km northeast of Pretoria) is with 1.18 billion years the oldest diamondiferous kimberlite pipe on earth. Thomas Cullinan, a successful
Johannesburg businessman and amateur geologist, discovered
the Premier kimberlite in 1898. Open pit mining started in
1903 and ended in 1957 at a depth of 400m.
Cullinan is the largest of a group of twelve pipes and intrudes fenitized quartzites of the Transvaal Sequence. Downstream of these pipes occur some small alluvial deposits. The
pipe has an elongate oval shape which comprises diatreme
facies kimberlite to a depth of 550 metres, below which, it
grades into the root zone.
Cullinan is a complex body with three different kimberlite phases corresponding to different intrusive phases. The
original surface area was 32 ha, which makes it the largest
diamondiferous kimberlite pipe in South Africa. The “Hole”
is nearly 1000 x 400 m wide and narrows to 21 ha at the
-400 m level. The pipe is now mined by underground block
caving. Plans are well advanced to take underground mining
to a depth exceeding 1000 metres, and extend the life of the
mine by a quarter century (http://www.debeersgroup.com/debeersweb/Diamond+Journey/De+Beers+Global+Operations/
De+Beers+Mines/Cullinan.htm).
The Premier Mine is world-famous for the discovery of the
large Cullinan diamond in 1905. It was found in the early surface workings and is still by far the largest gem diamond ever
found (3106 ct/621 g, 10 x 6 x 5 cm). The original stone was
cut into nine large stones and 96 smaller brilliants of which
the four largest stones are known as “The Stars of Africa”.
All large stones are owned by the British Royal Family. The
mine is also renowned for many other large diamonds (300
stones>100 ct, >25% of all world stones larger than 400 carats,
e.g. Premier Rose (353 ct rough), Niarchos (cut from 426 ct)
and fabulous 599 carat De Beers Centenary diamond (http://
Fig. 6. Geological section through the Sishen iron ore deposit (Kumba Resources, internal PowerPoint presentation 2005) • Przekrój
geologiczny przez złoże rudy żelaza Sishen (Kumba Resources,
prezentacja PowerPoint, 2005)
a.
b.
c.
d.
e.
f.
g.
Fig. 7 a) BIF (Banded Iron Formation) northeast of Sishen iron ore mine, roadcut • BIF (Banded Iron Formation – wstęgowa ruda żelaza)
przekop drogi SE od kopalni rudy żelaza Sishen, b) Students exit a 180 tons hybrid truck at Sishen mine • Studenci wysiadają ze 180tonowej ciężarówki w kopalni Sishen, c) Panoramic view of the giant Sishen iron ore deposit • Panoramiczny widok gigantycznej kopalni
rudy żelaza Sishen, d-e) Long drive from Sishen to Rustenburg • Długa jazda z Sishen do Rustenburg, f-g) Barbecue at Sundown Ranch,
Boshoek • Grilowanie w Sundown Ranch, Boshoek
The Bushveld Complex:
A giant layered mafic intrusion
famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html).
The historic production of Premier/Cullinan is 120 Mct
of which 40 % is gem quality. From a recovered grade
of 28.3 ct/100 t (http://www.debeersgroup.com/debeersweb/Diamond+Journey/De+Beers+Global+Operations/
De+Beers+Mines/Cullinan.htm) and an average value of 50
USD/carat results a value per tonne of only about 14 USD,
i.e. marginally economic/subeconomic, particularly when
compared to the recent mine developments in NW Canada
with 200-800 USD/tonne ore.
a.
About 2.060 years ago (Paleoproterozoic) enormous volumes of mafic to ultramafic and granitic magmas intruded the
upper Earth`s crust and stuck between the Transvaal Supergroup and the Rooiberg Group. The crystallized magmas are
nowadays exposed in the so called Bushveld Complex, which
is with 66000 km 2 the largest known layered mafic intrusion
worldwide. Besides its enormous size the Complex is also
b.
c.
d.
Fig. 8 a) The rough Cullinan Diamond in the hand of the possible finder Frederick Wells (http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html) • Nieobrobiony diament Cullinan w rękach prawdopodobnego odkrywcy Fredericka Wellsa (http://famousdiamonds.tripod.
com/cullinandiamonds.html), b) The rough Cullinan Diamond was cut into 9 large pieces. This picture presents the largest, Cullinan I (530 ct)
(http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html) • Diament Cullinan został pocięty na 9 dużych kawałków. Zdjęcie pokazuje
największy, Cullinan I (530 ct) (http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html), c) Cullinan II in the brow of the Imperial State
Crown (http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html) • Cullinan II w koronie imperialnej (http://famousdiamonds.tripod.
com/cullinandiamonds.html), d) The nine largest pieces of the split up Cullinan Diamond. This photo was probably taken in 1908, the year
after the Cullinan rough was presented to King Edward VII for his 66th birthday (http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.
html) • 9 największych kawałków pociętego diamentu Cullinan. Zdjęcie wykonane prawdopodobnie w 1908, rok po tym jak Cullinan został
pokazany królowi Edwardowi VII na jego 66-te urodziny (http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html)
Fig. 9. a) Generalized geological map of the 2.5 Ga old Bushveld Complex with locations of PGE and Cr deposits • Zgeneralizowana mapa
geologiczna liczącego 2.5 miliarda lat kompleksu Bushveld z lokalizacją złóż PGE i Cr, b) Igneous stratigraphy of the layered magmatic
sequence of the eastern and western Bushveld Complex (Cawthorn et al., 2005), • Stratygrafia sekwencji skał magmowych wschodniego
i zachodniego kompleksu Bushveld (Cawthorn et al., 2005) c) Floor of the Bushveld Complex (eastern lobe) • Spąg kompleksu Bushveld
(część wschodnia), d) World heritage site (2004) at Dwars river: The UG1 chromitite seam • Stanowisko dziedzictwa światowego (2004)
nad rzeką Dwars: Chromity UG1, e) Main Magnetite Layer (Upper Zone) near Steelport (1.4 % V2O5) • Główna warstwa magnetytowa
(górna strefa) koło Steelport (1.4 % V2O5), f) Bobejankoop granite (main phase granite with pervasive hematite alteration) • Granit
Bobejankoop (główna faza granityzacji z późniejszą hematytyzacją), g) Merensky Reef near Dwars river: Pegmatitic orthopyroxeneplagioclase-chromite cumulate • Merensky Reef nad rzeką Dwars: Złoża pegmatytowe ortopiroksenowo-plagoklazowo-chromitowe
10
a.
c.
b.
d.
e.
f.
g.
11
a.
b.
c.
d.
Fig. 10 a) We are in the Platinum Province • Jesteśmy w Prowincji Platynowej, b) Our group at Impala Platinum Mine • Nasza grupa
w kopalni platyny Impala, c) Impala mine: Merensky Reef (right: footwall anorthosite; middle: chromitite, left: pegmatitic pyroxenite
with pentlandite-pyrrhotite-chalcopyrite) • Kopalnia Impala: Merensky Reef (z prawej anortozyt skrzydła wiszącego; w środku: chromit;
po lewej: pegmatytowy piroksenit z petlanndytem-pyrotytem-chalkopirytem), d) Just in front of the famous Merensky Reef at Impala
platinum mine • Przed ścianą sławnej Merensky Reef w kopalni platyny Impala
renowned for the persistence and regularity of the layering
in its mafic to ultramafic rocks, and for its mineral deposits,
which include the largest known resources of platinum group
elements (PGE), chromium and vanadium (Fig. 9 a).
The mafic rocks of the Bushveld Complex (Rustenburg
Layered Suite) outcrop in four arcuate segments (lobes) around
the periphery of the Complex and dip gently towards its center.
This 8 km thick rock formation is divided into five zones (Fig.
9 b). The Marginal Zone (MZ) includes the fine-grained (due
to rapid cooling) base of the succession with abundant xenoliths of the floor rock (Fig. 9 c). The overlying Lower Zone
(LZ; 800-17,000 m) consists mainly of ultramafic pyroxenites,
dunites and harzburgites. The Critical Zone (CZ) starts with
chromitite layers (Fig. 9 d). This group is most important from
the economic point of view and splits up in the Lower Critical
Zone (CLZ), and the Upper Critical Zone (CUZ). The CLZ
is characterized by a thick succession of orthopyroxenitic
cumulates whilst the CUZ consists of partial or complete
cyclic units from a base of ultramafic cumulates, chromitite,
harzburgite, pyroxenite, through norite to anorthosite. The
Main Zone (MZ) is the thickest of all zones and consists of
norites grading upwards into gabbronorites. Although not as
spectacularly layered as the Critical Zone discrete packages
of modally layered rocks can be identified. The Upper Zone
(UZ) is some 2,000 m thick, and is characterized by up to 25
magnetitite layers in four groups. Some carry vanadium and
titanium minerals (Fig. 9 e). Above the Rustenburg Layered
Suite follow the Bushveld Granites, which were mined in
the past for tin and are nowadays used as ornamental stone
(Fig. 9 f). The exact boundaries of the Zones have been the
subject of much debate. Lateral facies variations within the
sequence are common. The second chromitite layer of the
Upper Group (UG2) is mined for PGEs and associated Cu
and Ni. The famous platinum-bearing Merensky Reef occurs
at the top of the Critical Zone (Fig. 9 g).
Impala Platinum Mine (Implats)
At Impala two reefs are mined, the famous Merensky Reef
and the UG2 Chromitite Layer (Fig. 10 b). Below the Merensky
Reef is a major erosional (igneous sense) surface over which
the Reef forms so called “potholes”, i.e. the Reef slumps down
by several meters in roundish/lenslike bodies. The Merensky
Reef consists of a chromitite layer overlain by felspathic
pyroxenite, and underlain by anorthosite to anorthositic norite (Fig. 10 c). PGE grades of the Merensky Reef correlate
12
positively with nickel and copper sulfide contents. The most
abundant PGE bearing minerals are braggite [(Pt,Pd,Ni)S],
cooperite [(Pt,Pd,Ni)S], moncheite [(Pt,Pd)(Te,Bi)2], and laurite [(Ru,Os,Ir,Fe)S2]. The UG2 Reef is about 70-120 m below
the Merensky Reef. Thickness of the fine-grained chromitite
layer is about 60-75 cm. The base of the UG2 Reef is marked by a coarse plagioclase-orthopyroxene layer, the top by
porphyritic pyroxenite. PGE mineralization is confined to the
chromitite layer and occurs as sperrylite [(Pt,Rh)(As,Sb,S)2],
laurite [(Ru,Os,Ir,Fe)S2], braggite [(Pt,Pd,Ni)S], and cooperite
[(Pt,Pd,Ni)S]. The mining width for both reef horizons is
about one meter and mining operations extend to a depth of
around 1000 m. There are three operational shafts of which
each develops and mines about 8 km2. Total reserves of Impala
are 210 Mt @ 5.1 g/t PGE + Au, total resources are 420 Mt
@ 8.4 g/t PGE + Au.
Current production is 16 Mt ore/year yielding about 2 million ounces of PGE + Au, including about 1.1 million oz Pt
(prices in October 2006: 1115 USD/oz), 500,000 oz Pd (290
USD/oz), 130,000 oz Rh (4800 USD/oz), 7900 t Ni (13,800
USD/t).
a.
Potgietersrust Platinum Mine/Sandsloot
open pit (Anglo Platinum)
The Potgietersrust Platinum Mine (a combinate of three
mines) is the only platinum producer in the northern lobe of
the Bushveld Complex (Fig. 11 a/b). The local geology differs
compared to the eastern and western limbs. The Lower Zone
is of limited extent only and the Main Zone is poorly developed. Both groups occur together only in the southern part
of the northern limb. The so called Platreef - a mineralized
pyroxenite horizon - is the predominant basal unit. It occurs
at the base of the Main Zone and onlaps northwards onto
successively older Transvaal Supergroup metasedimentary
rocks. The Potgietersrust PGE-base metal mineralization is at
the contact of the Bushveld intrusion and its Paleoproterozoic
country rock (dolomite). The irregular ore zone is up to 100
m wide and dips along the contact with about 45° (traced by
drilling to 2500 m depth) (Fig. 11 c). The average PGE+Au
grade is about 4 g/t + about 0.1 % Ni and 0.2 % Cu.
The footwall geology has a major effect on the mineralogy (silicate, base metal and PGE content) of the ore and its
metallurgical behavior. Metal recovery ranges from <20 %
in calcsilicate ore to 70-80 % in serpentinite (serpentinized
b.
c.
Fig. 11 a) Potgietersrust is the only platinum producer in the northern
limb of the Bushveld Complex (Anglo Platinum, internal PowerPoint
presentation 2005) • Potgietersrust jest jedynym producentem platyny w północnym skrzydle kompleksu Bushveld (Anglo Platinum,
prezentacja PowerPoint, 2005),
b) Aeromagnetic map of the area of the Potgietersrust platinum mine
(Anglo Platinum, internal PowerPoint presentation 2005) • Mapa
aeromagnetyczna kopalni platyny Potgietersrust (Anglo Platinum,
prezentacja PowerPoint, 2005),
c) Potgietersrust platinum mine: Generalized cross-section at
Sandsloot open pit • Kopalnia platyny Potgietersrust: zgeneralizowany przekrój przez odkrywkę Sandsloot,
d) Sandsloot open pit • Odkrywka Sandsloot
d.
13
peridotite) to 90 % in pyroxenite. The grade has an erratic
distribution, and there seems to be strong hydrothermal overprint. Ongoing mineralogical studies demonstrate that PGEs
are mostly associated with As, Te, Bi, Sb and not in (Fe,Ni) S,
as conventional wisdom would suggest. Coarse-grained base
metal sulfides (mm size) are locally abundant and consist of
pyrrhotite, pentlandite and chalcopyrite.
The Platreef PGE mineralization was discovered by Hans
Merensky in 1925 (Viljoen & Reimold, 1999), followed
by small-scale mining which ceased in the thirties due to
economic depression. Renewed exploration in the 1960s
resulted in mine development at Sandsloot (open pit mining
since 1929), Potgietersrust North (open pit since 1993) and
Zwartfontein South (open pit since 2002) by Anglo Platinum
(Fig. 11 b/d).
The Platreef is considered to be the equivalent of the
Merensky Reef in this area.
Anglo Platinum is the world’s leading producer of platinum and accounts for half of South Africa’s 75% contribution
to world primary supplies (http://www.angloplats.co.za/
def_main.asp?Id=about_us/au_com_ profile/au_cp_op_
structure/au_cp_structure_main.asp&Related=true).
b.
a.
d.
c.
e.
Fig. 12. a) Geological map of the Phalaborwa Complex (adapted from Cawthorn, 1999) • Mapa geologiczna kompleksu Phalaborwa (zmieniona wg Cawthorn, 1999), b) View to the south inside the Phalaborwa North Pyroxenite pit (7.2 % P2O5) • Widok na południe wewnątrz
odkrywki Phalaborwa North Pyroxenite (7,2 % P2O5), c) Phalaborwa: Future apatite pit of Foskor. Note syenite stocks in the background;
peripheral to the carbonatite intrusion. Direction of view: South • Phalaborwa: Przyszła odkrywka apatytu Foskor. Zauważ intruzje sjenitowe w tle, na peryferiach intruzji karbonatytowej. Widok na południe, d) Phalaborwa: View to the northeast inside the Palabora copper
pit (0.6 % Cu). Note giant slope failure from underground block caving • Phalaborwa: Widok na północny wschód wewnątrz odkrywki
miedzi Palabora (0.6 % Cu). Zauważ gigantyczne osuwiska związane z eksploatacją podziemną, e) High-resolution Google Earth image
of the Palabora Copper pit • Wysokiej rozdzielczości obraz (Google Earth) odkrywki miedzi Palabora.
14
Fig. 13. Animal variety in the Kruger National Park • Różnorodne zwierzęta w Parku Narodowym Kruger
The Phalaborwa Complex
and valleriite. Copper is mined since 1965 by the Palabora
Mining Company (PMC) producing an open pit 760 m deep
and 1600 m in diameter. Current mining is from underground
(block caving) which caused a large-scale slope failure in the
open pit (Fig. 12 d/e).
The carbonatite core is surrounded by a rock called foskorite (after the company). This rock type is characterized by
carbonatite veins with magnetite and olivine reaction rims in
pyroxenite. Some 200 million tonnes of magnetite have been
stockpiled as a source of iron. By-products are uranothorianite
(containing U, Th and REEs) and baddeleyite (zirconiumoxide used as abrasive). Half of the world´s vermiculite
(200,000 tonnes p.a.) is mined at Phalaborwa. Vermiculite is
formed by weathering of phlogopite and is used for thermal
and acoustic insulation, in lightweight aggregates and as
The Phalaborwa Complex is a 2050 million years old, polyphased igneous intrusion of three volcanic pipes into granitic
rocks of the Kaapvaal Craton (Fig. 12 a). The outer portion
of the Complex is composed of a diopside and phlogopite
bearing pyroxenite. In places the rock has apatite and has
been mined since 1951 by the state-owned company Foskor
from two open pits. Nowadays production is restricted to the
North Pyroxenite pit with 26,000 t/day at a grade of 7.2 %
P2O5 (Fig. 12 b). Reserves are estimated at about 1 Gt. Copper
grade is 0.08 % Cu. A second apatite operation is currently in
development in the southern part of the Complex (Fig. 12 c).
The central portion of the Complex consists of carbonatite
and contains copper in the minerals bornite, chalcopyrite,
15
agricultural growing medium (Cawthorn, 1999). Small but
steep conical hills (“koppies”) around Phalaborwa consist of
syenite, which is cogenetic with the carbonatite magmatism
and widely distributed in the neighboring Kruger Park (Fig.
12 a/c). Some of these hills are sites of early habitation.
In contrast the overlying Moodies Group sedimentary
rocks were deposited by fluvial systems into mainly shallowwater continental environments. The rock succession mainly
consists of conglomerates, quartzites, sandstones, shales, BIF
and volcanic interlayers (Fig. 14 e).
The entire suite has been deformed in multiple stages which
produced large- and small-scale folds and faults.
Metamorphic grade increases from greenschist facies in the
central parts of the belt to amphibolite facies at its margins,
where the condensed isograds generally parallel the contact with
the granitoid plutons. At least four episodes of magmatic activity
have been documented from the granitoid terrain surrounding
the belt, each of which being closely associated with periods of
tectonism and metamorphism within the belt. Major episodes
of tectono-magmatic activity have been dated at ca. 3.45, 3.23
and 3.1 Ga, the earliest of which are commonly interpreted as
a result of subduction-related crustal shortening (Fig. 14 b).
Most of the deformation recorded within the belt, however,
is believed to have occurred during the short-lived compressional episode at ca. 3.23 Ga, which coincides with the syndeformational deposition of the upper Fig Tree and Moodies Group
sediments and the intrusion of the ca. 3227 Ma old Kaap Valley
tonalite (Fig. 14 b). This event was responsible for the upright,
tight to isoclinal folding, the formation of thrust faults, and
eventually resulted in the amalgamation of the northern and southern part of the greenstone belt along the Saddleback-Inyoka
fault system. The emplacement of large volumes of sheet-like
potassic granites, namely the ca. 3.1 Ga Nelspruit, Piggs Peak
and Mpuluzi batholiths, marked the final stabilization of the
greenstone belt and its surroundings. It has been suggested
that this late-tectonic history of the belt was associated with
a change from convergent to transtensional tectonics (Fig. 14 b).
The entire Barberton Greenstone Belt was later covered by
rocks of the Transvaal Supergroup (about 250 Ma ago) and
thus protected it until about 50 Ma before present. Alluvial
gold has been discovered in 1882 north of Barberton and in
1884 in quartz veins in the hills around Barberton. Some of the
mines were founded over 100 years ago and are still mined to
this day (Sheba, New Consort, Fairway) (Fig. 14 b).
Kruger National Park
Our way to Barberton led us through the world-renowned
Kruger National Park, which offers a wildlife experience that
ranks with the best in Africa. Established in 1898 to protect
the wildlife of the South African Lowveld, this national park
of nearly 2 million hectares, is unrivalled in the diversity of
its life forms (Fig. 13). The Kruger Park is the flagship of
the South African National Parks and home to an impressive
number of species: 336 trees, 49 fish, 34 amphibians, 114
reptiles, 507 birds and 147 mammals (http://www.sanparks.
org/parks/kruger/tourism/attractions.php).
The Barberton Greenstone Belt
The Barberton Greenstone Belt is located in the Lowveld
Region of the Mpumalanga Province and represents one of
the oldest and best preserved Archean volcano-sedimentary
successions all over the world. It has longly been recognized
as one of the key regions for understanding the processes
relating to early crustal evolution and the development of
life (Fig. 14 a/b).
The volcano-sedimentary Onverwacht Group (15 km in
thickness) at the base of the succession is subdivided into
6 formations. The lower three units (Tjakastad Subgroup)
consist of komatiites and komatiitic/tholeiitic basalts erupted
3.5 Ga ago into an ancient oceanic seafloor environment
(Fig. 14 c/d). A persistent sedimentary horizon, termed the
Middle Marker splits up these units from the three upper
formations (Geluk Subgroup) that are made up of repeated
cycles of volcanic, volcaniclastic and sedimentary rocks. The
entire Onverwacht Group is intruded by layered ultramafic
complexes, which were mined for chrysotile. The Msauli
Mine is still active today.
The Fig Tree Group overlies the Onverwacht Group and
consists of shales, greywackes, BIF, cherts and volcanic
rocks. This unit was deposited in relatively deep water with
sedimentary influx from island arcs (first primitive plate
tectonic processes).
Barberton: Sheba mine (Barberton
Gold Mines)
The 3.1 Ga-old shear-zone related (orogenic) gold mineralization in the Barberton greenstone belt represents the oldest
Fig. 14 a) Picturesque Barberton mountain land near Nelspruit. These 3500 million years old rocks preserve evidence of the birth of the
continents some 1000 million years after the formation of our planet • Malowniczy krajobraz górski Barberton koło Nelspruit. Skały
mające 3500 milionów lat były świadkami narodzin kontynentów 1000 milionów lat po utworzeniu się naszej planety, b) Geological map
of the Barberton greenstone belt (width of map is about 90 km). The location of major lode gold mines is marked with red stars (source
unknown) • Mapa geologiczna pasma zieleńcowego Barberton (szerokość mapy około 90 km). Główne kopalnie złota zaznaczone czerwonymi gwiazdami (źródło nieznane), c) Pillow lavas in komatiitic basalts of the Tjakastad Subgroup (Onverwacht Group). Location:
Komati River valley • Lawy poduszkowe w bazaltach komatytowych supergrupy Tjakastad (grupa Onverwacht). Lokalizacja: dolina rzeki
Komati, d) Giant pillow with preserved flow-crack (Komati River valley) • Ogromna poduszka z zachowanymi pęknięciami powstałymi
w czasie stygnięcia lawy (dolina rzeki Komati), e) Archean carbonate-facies banded iron formation. Coin for scale • Archaiczna wstęgowa ruda żelaza facji karbonatytowej. Moneta jako skala, f) Sheba mine: Drillcore with pervasive fuchsite alteration (green) • Kopalnia
Sheba: Rdzenie wiertnicze z wyraźnym zielonym zabarwieniem fuchzytem, g) Characteristic bladed olivine crystals in komatiitc lavas
(spinifex-texture) • Charakterystyczne kryształy oliwinu w lawach komatytowych ( tekstura spinifex), h) “Bird tracks” (more randomly
oriented spinifex) near the top of individual lava flows • “Ślady ptaków” (przypadkowo rozmieszczone tekstury spinifex) blisko powierzchni górnej pojedynczego potoku lawowego
16
a.
b.
c.
d.
e.
f.
g.
h.
17
gold mineralization on Earth, and it is thought that similar ore
deposits, now eroded, were the source of the Witwatersrand
paleo-placer gold. Currently six gold mines are active in the
Barberton greenstone belt: Fairview, Consort, Sheba (all with
Barberton Gold Mines), and Agnes, Lily and Barbrook. The historical production of the Barberton area is 100 Moz = 300 t Au.
The mineralization at Sheba consists of the mineral assemblage pyrite-arsenopyrite-quartz-carbonate-fuchsite. Green
fuchsite alteration and quartz flooding are very pronounced
(Fig. 14 f). Gold is mostly microscopic and bound to the sulfide
minerals. The Sheba mine works on small-scale structures
possibly related to the nearby regional Sheba fault, which
separates Fig Tree rocks from Moodies quartzites. The host
rock is clastic and volcanic with low-grade metamorphic
overprint. Production is 10,000 t ore/month at a grade of 1217 g/t Au; output is 100-200 kg Au monthly.
This rock type is recognized on the basis of mineralogical/
chemical features and textures/structures indicating extrusive
origin, such as “spinifex”-texture, pillows, quenching/and
volcaniclastic textures.
The name “spinifex” derives from a spiky variety of grass
found in Australia where similar komatiite volcanic rocks
were discovered. Spinifex is normally built by long bladed
olivine crystals (Fig. 14 g). Near the top of individual lava
flows spinifex is normally more randomly oriented (“bird
tracks”) (Fig. 14 h). 
Acknowledgements
According to the IUGS classification a komatiite is classified as an ultramafic volcanic rock with >18 wt% MgO. The
term was originally applied to basaltic and ultramafic lavas
by Viljoen & Viljoen (1969). Komatiites form the ultramafic
portion of a magmatic suite, the komatiitic rock suite or series,
which also includes mafic volcanic rocks called komatiitic
basalts (Arndt et al., 1977).
The financial contributions by the excursion fund of
Technical University of Clausthal, and by the Rudolf-VogelStiftung rendered this excursion possible.
We thank for help in planning of this field trip (in alphabetical
order): Carl Anhaeusser (Wits University, Johannesburg), Grant
Cawthorn (Wits University, Johannesburg), Gaynore Cele (De
Beers, Kimberley), Hartwig Frimmel (Würzburg University,
Würzburg), Christian Gauert (University of the Free State, Bloemfontein), George Gilchrist (AngloGold Ashanti, Carletonville),
Jens Gutzmer (Johannesburg University, Johannesburg), Lorraine Hutton (Kumba Resources, Sishen Mine), Dave Hutchinson
(Johannesburg), Cornelia Kleyn (Anglo Platinum, Mokopane),
Jochen Kolb (Technical University of Aachen, Aachen), Johan
a.
b.
c.
d.
Barberton: Komatiite
Fig. 15. a) Charming Hippo Water Front next to the “Crocodile River” inhabited by hippos • Urocze Hippo Water Front blisko „Rzeki
Krokodylowej” zamieszkałej przez hipopotamy, b) Breakfast at Hippo Water Front • Śniadanie w Hippo Water Front, c) The Vito 1 crew;
led by Professor Lehmann • Załoga Vito 1 prowadzona przez profesora Lehmanna, d) The Kia crew; led by Daniel Hennig • Załoga Kia
prowadzona przez Daniela Henniga
18
Kruger (Wits University, Johannesburg), Roelf Le Roux (Barberton Mines, Barberton), Pierre Marais (Kumba Resources, Sishen
Mine), Glen McGavigan (Kumba Resources, Sishen Mine), Jan
van der Merwe (Foskor, Phalaborwa), Nathi Mntungwa (Kumba
Resources, Sishen Mine), Ted Nohajer (Anglo Platinum, Mokopane), Thomas Oberthür (BGR, Hannover), Dominique Plouffe
(De Beers, Kimberley), Johan Pretorius (Kumba Resources,
Sishen Mine), Cobus van Rensburg (Vredefort Dome Tours
and Trails, Parys), Chris Rippon (Sheba Mine, Barberton), Jock
Robey (De Beers, Kimberley), Trevor Rowlands (De Beers, Cul-
linan), Alfred Sarila (Anglo Platinum, Mokopane), Wynand Smit
(Kumba Resources, Sishen Mine), Sollie Terblanche (Implats,
Rustenburg), Bill Trewick (AngloGold Ashanti, Carletonville),
Karel Venter (Anglo Platinum, Mokopane), Seef Vermaak
(Implats, Rustenburg), Pieter van Zyl (AngloGold Ashanti,
Carletonville).
Jan Golonka and Michał Krobicki is thanked for their offer
to publish this paper. The quality of the paper largely benefited
from their constructive comments.
All students is thanked for cooperation and photo support.
Streszczenie
Południowa Afryka
– geoturystyka dla smakoszy
w dolinie rzeki Vaal koło Kimberley w 1867 roku. Rozpoczęło
to kilka lat później prawdziwą gorączkę diamentową. Odkryto
wkrótce kominy wulkaniczne wypełnione diamentonośnym
kimberlitem. Rozlokowane są one wokół miasta Kimberley (stąd nazwa kimberlit) nazwanego tak na cześć Lorda
Kimberley, gubernatora brytyjskiej kolonii Cape Province.
Większość kominów kimberlitowych powstała w kredzie,
podczas rozpadu superkontynentu Gondwana. W liczącym
90 milionów lat kimberlicie ulokowana została kopalnia „Big
Hole” (Fig. 5), niegdyś najgłębsza na świecie (1097 m), obecnie zamknięta, stanowiąca obiekt geoturystyczny. Podziwiać
tu można niemal pionowe krawędzie komina przecinającego
archaiczne skały supergrupy Ventersdorp przykryte przez
mezozoiczne łupki z Dwyka. Hałdy wokół kopalni (Fig. 5 e)
wciąż zawierają sporo (20 ct na 100 t) diamentów.
Kopalnia rudy żelaza Sishen
Kopalnia ta (Fig. 6, 7) eksploatuje charakterystyczną dla
prekambru wstęgową rudę żelaza (BIF – bander iron formation) powstałą około 2.2 miliarda lat temu. Ogromna kopalnia
wydobywa 200,000 ton rudy dziennie.
Kopalnia diamentów Cullinan (De Beers)
Komin kimberlitowy w Cullinan liczy sobie 1.18 miliarda
lat zawierając najstarszy diamentonośny kimberlit na świecie.
W kopalni wydobyto wiele dużych rozmiarów diamentów,
w tym największy dotychczas znaleziony diament Cullinan
(Fig. 8), ważący przed obróbką 3601ct, czyli 621 g. Oryginalny diament został pocięty na 9 wielkich i 96 mniejszych
kamieni. Największe brylanty pochodzące z tego diamentu
zwane „Gwiazdy Afryki” są własnością brytyjskiej rodziny
królewskiej.
Kompleks Bushveld: Gigantyczna intruzja warstwowanych maficznych skał magmowych
Liczący 2.5 miliarda lat kompleks Bushveld (Fig. 9) zajmujący obszar 66000 km 2 jest największą na świecie intruzją warstwowanych skał maficznych. Można tu podziwiać
ultramaficzne piroksenity, dunity i harcburgity. Występują
tu również chromity i pegmatyty zawierające bogate złożachromu, platyny, wanadu, tytanu, żelaza i innych metali.
Kopalnia platyny Impala (Implats)
Dwa pokłady są eksploatowane w kopalni Impala (Fig. 10)
– Merensky Reef i warstwa chromitowa UG2. Merensky Reef
składa się z warstwy chromitowej podścielonej anortozytem
i norytem anortozytowym a przykrytej piroksenitem skaleniowym. Reef UG2 położony jest 70-120 m poniżej. Grubość
Daniel Hennig
Afryka Południowa jest wiodącym światowym producentem diamentów, złota i innych metali. Geologia tego kraju
odzwierciedla historię Ziemi od najwcześniejszych czasów po
dzień dzisiejszy. Geoturystyka staje się tam coraz popularniejsza, przyciągając turystów krajowych i międzynarodowych.
Wśród nich znaleźli się studenci Uniwersytetu Technicznego
w Clausthal. Trasa ich wycieczki przedstawiona jest na Fig. 1,
w trakcie wycieczki zapoznali się oni z wieloma aspektami
geoturystyki złożowej i górniczej.
Złoto w basenie Witwatersrand (Fig. 2)
W 1853 roku Piter Jacob Marais znalazł złoto w rzekach
Jukskei i Krokodylowej na północ od Johannesburga. W 1897
roku Transwal dostarczał 24% światowej produkcji złota. Od
czasu odkrycia wyprodukowano 50000 ton złota, co stanowi
45% złota wydobytego na całej Ziemi. Ruda złota w Południowej Afryce jest rozlokowana w trzydziestu pokładach
zwanych w lokalnej górniczej terminologii „reef”. Pokłady
te rozmieszczone są wewnątrz sekwencji metasedymentów
(supergrupa Witwatersrand) miąższości ponad 7000 m,
które osadzały się w okresie od 3 do 2,7 miliardów lat temu.
Kopalnie złota są najgłębszymi na świecie, wydobycie sięga
3600 m pod powierzchnią..
Kopalnie Mponeng i Tau Tona (AngloGold Ashanti)
Kopalnie te (Fig. 2, 3) znajdują się na południe od Carlotenville. Wydobywają one złoto z głębokości 2200 do 3600 m.
Kopalnia Tau Tona (Wielki lew w języku Soho) zatrudnia
5600 górników pracujących w tunelach o łącznej długości
800 km. Planuje się pogłębienie kopalni do 3900 m, co będzie
stanowiło absolutny rekord światowy.
Struktura impaktowa Vredefort
Kopuła Vredefort jest kolistą strukturą (Fig. 4) szerokości
90 km zawierającą skały powstałe w wyniku szokowego,
uderzeniowego metamorfizmu. Obramowanie składa się
z nachylonych metasedymentów supergrup Witwatersrand
i Ventersdorp. Jądro zbudowane jest z granitognejsów archaiku. Struktura powstała w wyniku uderzenia meteorytu
2 miliardy lat temu. Jest to więc, najstarsza i największa
struktura impaktowa na Ziemi.
Kimberley (De Beers)
Pierwszy diament znaleziono w Południowej Afryce
19
drobnoziarnistej warstwy chromitowej wynosi tu 60-75 cm.
Kopalnia produkuje 16 milionów to rudy zawierającej 1,1 milionów uncji platyny 500000 uncji palladu, ren oraz nikiel.
Kopalnia platyny Potgietersrust / odkrywka Sandsloot
(Anglo Platinum)
Kopalnia Potgietersrust (Fig. 11) jest jedynym producentem platyny w północnym skrzydle kompleksu Bushveld.
Właściciel kopalni, spółka Anglo Platinum, wytwarza połowę
produkcji platyny w Południowej Afryce. Z kolei Afryka
Południowa zaspokaja 75% światowego zapotrzebowania.
Wydobycie pochodzi z kilku odkrywek, z których największą
jest Sandslot (Fig. 11 c, d), gdzie ruda znajduje się na kontakcie
kompleksu Bishveld z paleoproterozoicznym dolomitem.
Kompleks Phalaborwa
Kompleks Phalaborwa (Fig. 12) jest liczącą 2050 milionów
lat intruzją trzech wulkanicznych kominów w skały granitowe kratonu Kaapvaal. Centralna część kompleksu składa
się z karbonatytu zawierającego miedź w takich minerałach
jak bornit, chalkopiryt i waleryt. Otoczona jest skała zwaną
foskorytem zbudowaną z karbonatytowych żył z magnetytem
i oliwinem. Kopalnia Phalaborwa produkuje rudy żelaza,
miedzi, uranu a także apatyty i wermikulit (połowa produkcji
światowej).
Narodowy Park Kruger
W drodze do Barberton wycieczka niemieckich studentów
odwiedziła Narodowy Park Kruger, gdzie można zobaczyć
wiele dziko żyjących afrykańskich zwierząt. Park ten, założony w 1898 roku, a zajmujący powierzchnię blisko dwóch
milionów hektarów jest jednym z najlepszych w Afryce.
Park Kruger zamieszkuje 49 gatunków ryb, 34 płazów, 114
gadów, 507 ptaków i 147 ssaków. Rośnie tu również 336
gatunków drzew.
Pasmo zieleńcowe Barberton
Pasmo to znajduje się w regionie Lowveld w Prowincji
Mpumalanga (Fig. 14 a/b) i reprezentuje jedną z najstarszych
i najlepiej zachowanych wulkanosedymentacyjnych sukcesji
świata. Znajdujące się tu skały mające 3500 milionów lat
były świadkami narodzin kontynentów 1000 milionów lat
po utworzeniu się naszej planety. Występują tu komatyty,
bazalty, skały ultramaficzne, wulkanoklastyczne i osadowe.
W bazaltach komatytowych można zaobserwować piękne
przykłady law poduszkowych (Fig. 14 c-d). Metamorfizm
wzrasta od facji zieleńcowej w środkowej części do facji
amfibolitowej na obrzeżeniach. Występują tu najwcześniejsze na Ziemi ślady tektoniki płyt, w tym subdukcji i łuków
wyspowych. Krótki okres kompresji, około 3320 milionów lat
temu przyczynił się do postania fałdów, nasunięć, uskoków
a także sedymentacji synorogenicznej. W końcowym etapie
(około 3100 milionów lat temu) formowania się pasma utworzyły się batolity granitowe.
Barberton: Kopalnia Sheba (Barberton Gold Mines)
Aluwialne pokłady złota zostały odkryte na północ od
Barberton w 1982 roku, a w roku 1884 znaleziono złoto
w żyłach kwarcowych. Założone wówczas kopalnie funkcjonują do dzisiaj. Należy do nich kopalnia Sheba. Mineralizacja złota jest związana z orogeneza pasma Barberton i jest
najstarszą (3100 miliona lat) tego rodzaju mineralizacją na
Ziemi. Ziarna złota są wielkości mikroskopijnej, związane
są z zespołem minerałów piryt-arsenopiryt-kwarc-weglanyfuchzyt. Fuchzyt nadaje skale wyraźne zielone zabarwienie
(fig. 15 f). W rejonie Barberton wyprodukowano dotychczas
300 ton złota. Kopalnia Sheba produkuje obecnie 100-200 kg
złota miesięcznie.
Barberton: Komatyt
Komatyt według klasyfikacji IUGS jest skałą ultramaficzną zawierającą ponad 18% MgO. Nazwa pochodzi od rzeki
Komati w Afryce Południowej. Komatyt tworzy ultramaficzną część komatytowej sekwencji magmowej, zawierającej
również bazalty komatytowe (fig 14c-d, g-h). W dolinie rzeki
Komati można obserwować komatytowe lawy poduszkowe
z charakterystycznymi kryształami oliwinu ( tekstura spinifex, Fig. 14 g). Nazwa spinifex pochodzi od traw w Australii,
gdzie podobne skały wulkaniczne zostały odkryte. Tekstury
te często przypominają ślady ptaków (Fig. 14 h).
Literatura (References)
Arndt, N.T., Naldrett, A.J. & Pyke, D.R., 1977. Komatiitic and iron-rich
tholeiitic lavas of Munro Township, northeast Ontario. Journal of Petrology: 18: 318-369.
Cawthorn, R.G., 1999. The Phalaborwa Complex, In: Viljoen, M.J. & Reimold, W.U., An Introduction to South Africa`s Geological and Mining
Heritage, Mintek.
Cawthorn, R.G., Barnes, S.J., Ballhaus, C. & Malitich, K.N., 2005. Platinum
Group Element, Chromium, and Vanadium Deposits in Mafic und Ultramafic Rocks. Economic Geology 100th Anniversary Volume.
Frimmel, H.E., Groves, D.I., Kirk, J., Ruiz, J., Chesley, J. and Minter,
W.E.L., 2005. The Formation and Preservation of the Witwatersrand
Goldfields, the World`s Largest Gold Province. Economic Geology 100th
Anniversary Volume.
Handley, J.R.F. 2004. Historic Overview of the Witwatersrand Goldfields.
Mendelsohn, F. & Potgieter, C.T., 1986. Sites of Geological and Mining
Interest on The Central Witwatersrand, The Geological Society of
South Africa.
Ramdohr, P., 1955. Neue Beobachtungen an Erzen des Witwatersrands in
Südafrika und ihre genetische Bedeutung. Abhandlungen der Deutschen
Akademie der Wissenschaften zu Berlin: 5.
Reimold, W.U. & Gibson, R.L., 2005. Meteorite Impact! The danger from
space and South Africas`s Mega-Impact, Chris van Rensburg Publications
(Pty) Ltd. Johannesburg, Republic of South Africa.
Viljoen, M.J. & Viljoen, R.P., 1969. The geology and geochemistry of the
lower ultramafic unit of the Onverwacht Group and a proposed new class
of igneous rock. Geological Society of South Africa. Special publication,
Upper Mantle Project; 2: 221-224.
Viljoen, M.J. & Reimold, W.U., 1999. An Introduction to South Africa`s
Geological and Mining Heritage, Mintek.
Internet resources:
http://www.angloplats.co.za/def_main.asp?Id=about_us/au_com_profile/
au_cp_op_structure/au_cp_structure_main.asp&Related=true).
http://www.debeersgroup.com/debeersweb/Diamond+Journey/De+Beers+
Global+Operations/De+Beers+Mines/Cullinan.htm
http://famousdiamonds.tripod.com/cullinandiamonds.html
http://www.sanparks.org/parks/kruger/tourism/attractions.php
http://en.wikipedia.org/wiki/TauTona.
20
Czeski Raj – nowy europejski geopark
The Bohemian Paradise – a new european geopark
1
Piotr Migoń1, Edyta Pijet-Migoń2
Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski, pl. Uniwersytecki 1, 50-137 Wrocław
e-mail: [email protected]
2
Wyższa Szkoła Bankowa, ul. Fabryczna 29-31, 53-609 Wrocław
e-mail: [email protected]
i towarzyszące mu erozyjne rozcięcie płyty kredowej przez
sieć dopływów Łaby spowodowało powstanie urozmaiconej
rzeźby terenu, której ważnym składnikiem są strukturalne
formy denudacyjne różnej wielkości. Najbardziej znane są
„skalne miasta”, występujące w kilku regionach północnych
Czech (Fig. 1), ale obecne są również stoliwa, góry-świadki,
kuesty, kaniony o skalistych zboczach, a także bogactwo
średnich i małych form powierzchniowych i podpowierzchniowych. Dodatkowym wzbogaceniem georóżnorodności
obszaru są relikty kenozoicznej działalności wulkanicznej,
a dawne kopuły i kominy wulkaniczne są dzisiaj imponującymi dominantami krajobrazowymi.
Wyjątkowe walory przyrodnicze regionu sprawiły, że
ustanowione zostały w nim liczne formy ochrony przyrody,
w tym aż pięć obszarów chronionego krajobrazu (CHKO), odpowiadających mniej więcej swoim statusem prawnym polskim
parkom krajobrazowym. Łącznie zajmują one powierzchnię
ponad 2000 km2. Jednym z nich jest obszar chroniony „Czeski
Raj”. W październiku 2005 r., jako pierwszy w Czechach, został
on włączony wraz z przyległą częścią Podgórza Karkonoskiego
do europejskiej sieci geoparków (Fig. 2).
Czeski Raj to także jeden z głównych regionów turystycznych Republiki Czeskiej, na co niewątpliwy wpływ ma
bliskość Pragi i położenie w połowie drogi między stolicą
a Karkonoszami. Powoli jest on także odkrywany przez
turystów z Polski. Ustanowienie geoparku sprawiło, że
rozwój geoturystyki został uznany za jeden z priorytetów
w udostępnianiu obszaru. Przybliżenie geoturystycznego
potencjału geoparku „Czeski Raj” w odniesieniu do jego
fragmentu zbudowanego ze skał osadowych wieku kredowego
jest głównym zadaniem niniejszego artykułu.
Treść: W artykule przedstawiono najważniejsze obiekty przyrody
nieożywionej Czeskiego Raju w północnych Czechach, wchodzącego
w skład powołanego w 2005 r. geoparku „Czeski Raj”, stanowiące
o jego wybitnej atrakcyjności dla geoturystyki. Opisano skalne
miasta, rozczłonkowane płaskowyże, kuesty i grzbiety wertykalne,
które rozwinęły się na wychodniach kredowych skał osadowych,
głównie piaskowców. Zwrócono uwagę na powszechność form
skalnych różnej wielkości, będących wynikiem współdziałania
wietrzenia, ruchów masowych i erozji, oraz lokalne występowanie
skał wulkanicznych wieku neogeńskiego, tworzących neki.
W końcowej części artykułu omówiono historię ochrony przyrody
i turystyczną dostępność regionu.
Słowa k luczowe: Czesk i Raj, piaskowiec, wulk anizm,
geomorfologia, skalne miasta, kreda, geopark
Abstract: The paper presents the most important abiotic nature
sites in the Bohemian Paradise (Český Ráj) area in the northern part
of Czech Republic. It is a part of a geopark “Bohemian Paradise”
established in 2005, decisive for its outstanding attractiveness for
geotourism. Rock cities, dissected plateaux, cuesta and hogback
ridges developed in the Cretaceous sedimentary rocks, mainly
sandstones, are described. The common occurrence is emphasized
of rock outcrops of various size, resulting from combined action
of weathering, mass movement and erosion, including locally
present necks of Neogene volcanics. The closing part of the paper
includes an account of the history of landscape protection and
current tourist accessibility.
Key words: Bohemian Paradise, sandstone, volcanism,
geomorphology, rock cities, Cretaceous, geopark
Położenie i ukształtowanie terenu
Czeski Raj to nazwa zwyczajowa, używana w odniesieniu
do obszaru rozciągającego się ogólnie między miejscowościami Turnovo na północy, Jičínem na wschodzie i Mnichovo
Hradiště na zachodzie (Fig. 2). Z punktu widzenia regionalizacji geograficznej jest on położony w obrębie Turnovskiej
pahorkatiny, będącej częścią większej Jičínskiej pahorkatiny,
która z kolei wchodzi w skład podprowincji Płyty Czeskiej
(Česká tabule) (Czudek et al., 1972). Obszar chroniony CHKO
„Czeski Raj” ma jednak nieco większy zasięg i obejmuje także
niewielkie fragmenty pasm Kozakowskiego (Kozákovský
hřbet) i Jesztedzkiego (Ještědský hřbet), zaliczanych już do
podprowincji Sudetów. W granicach geoparku „Czeski Raj”
znalazły się także położone na wschód obszary, należące do
Wstęp
Północne Czechy to kraina piaskowców. W pasie o długości około 160 km, rozciągającym się między Rudawami
i Sudetami na północy, a Nizina Połabską na południu, występują głównie płytkomorskie skały osadowe wieku późnokredowego. Wśród nich liczne są różne odmiany litologiczne
piaskowców. Tektoniczne dźwiganie w młodszym kenozoiku
21
Fig. 1. Położenie Czeskiego Raju (1) na tle budowy geologicznej Republiki Czeskiej. Lokalizacja pozostałych dużych zgrupowań piaskowcowych skalnych miast: 2 – Szwajcaria Czesko-Saksońska, 3 – Góry Łużyckie, 4 – Broumovská vrchovina, 5 – Kokořinsko • Location of the ‘Bohemian Paradise’ (1) in relation to the geology of the Czech Republic. Other major occurrences of sandstone ‘rock cities’:
1 – Bohemian-Saxon Switzerland, 3 – Lusatian Mountains, 4 – Broumov Upland, 5 - Kokořinsko
Podgórza Karkonoskiego (Krkonošské podhůří), również
zaliczanego do Sudetów.
Turnovská pahorkatina nie jest jednolita pod względem
ukształtowania powierzchni, ale składa się z kilku mniejszych obszarów o rzeźbie wyżynnej, w różnym stopniu
rozczłonkowanych dolinami rzecznymi i oddzielonych od
siebie kotlinami i rowami. Wśród nich wyróżnia się podłużne
obniżenie Libuňskiej brázdy pomiędzy Turnovem a Jičínem,
posiadające tektoniczne założenia. Rozdziela ona obszar
w przewadze horyzontalnego zalegania warstw kredowych na
południowym zachodzie od obszaru północno-wschodniego,
gdzie warstwy kredowe zapadają w ogólnym kierunku SW.
Różnice te mają swoje wyraźne odzwierciedlenie w rzeźbie
terenu. W północno-zachodniej części obszaru wyróżnia
się dolina Jizery, która do Turnova ma charakter głębokiego
przełomu, natomiast dalej na południe znacznie się rozszerza,
a rzeka płynie szerokimi zakolami.
Wysokości bezwzględne w Turnovskiej pahorkatinie tylko
sporadycznie przekraczają 500 m n.p.m. Najwyższym szczytem jest Sokol (562 m) na północ od Turnova. Na południe od
Libuňskiej brázdy tylko najwyższe wzniesienia, zbudowane
z młodokenozoicznych skał wulkanicznych, przekraczają
450 m n.p.m. (Trosky 488 m, Vyskeř 466 m, Mužský 463 m,
Svinčice 451 m), natomiast powierzchnia płaskowyżu piaskowcowego wznosi się przeciętnie do 350-400 m n.p.m. Dno
doliny Jizery na południe od Turnova znajduje się na wysokości 200-240 m n.p.m. Większą wysokość osiąga Kozákovský
hřbet, a jego kulminacja Kozákov (744 m) jest najwyższym
wzniesieniem na terenie geoparku „Czeski Raj”.
Budowa geologiczna
na tle Masywu Czeskiego
Obszar Czeskiego Raju leży niemal w całości w obrębie
czeskiej płyty kredowej, w pobliżu jej północno-wschodniej
granicy, którą wyznacza nasunięcie łużyckie. Jest to struktura
tektoniczna o regionalnym znaczeniu, wyznaczająca południowo-zachodni zasięg krystalicznych kompleksów skalnych
Sudetów. W granicach prezentowanego obszaru biegnie ona
mniej więcej wzdłuż linii łączącej miejscowości Frýdštejn
– Malá Skála – Koberovy, a na północ od niego występują
skały krystaliniku Železnego Brodu, należące do krystalicznego bloku karkonosko-izerskiego. Wśród nich dominują
fyllity, łupki chlorytowe i diabazy, obecne są także kwarcyty
i wapienie krystaliczne. Bardziej ku wschodowi pojawiają
się skały osadowe młodszego paleozoiku, głównie permskie
22
Fig. 2. Czeski Raj – budowa geologiczna i wybrane elementy rzeźby terenu. Miejsca opisane szczegółowo w tekście: A – Prachovské skály,
B – Hruboskalsko, C – Příhrazská plošina, D - Drábské světničky, E – Kozlov, F – Klokočské skály, G – Vranovský hřeben, H – Suché
skály, J – Trosky • The Bohemian Paradise – geology and selected landforms. A÷J – localities described in the paper
rozwinęły się w najbardziej masywnych i przez to najbardziej
odpornych piaskowcach i zlepieńcach formacji perucko-korycańskiej (cenoman) oraz w piaskowcach ciosowych formacji
teplickiej (górny turon). W obrębie wychodni przedzielających je piaskowców wapnistych, mułowców i margli teren
jest mniej urozmaicony, przeważają powierzchnie płaskie
i faliste oraz szerokie, miejscami podmokłe doliny. Drugim
czynnikiem, który zadecydował o charakterze rzeźby terenu
na wychodniach piaskowców były późniejsze ruchy tektoniczne. W zależności od wielkości wychylenia od pierwotnego,
prawie poziomego położenia rozwijały się płaskowyże, kuesty i grzbiety wertykalne. Intensywność deformacji wzrasta
w kierunku SW-NE, w stronę nasunięcia łużyckiego.
zlepieńce, piaskowce i mułowce. Są one przedzielone grubymi
wylewami law trachybazaltowych i trachyandezytowych,
z których jest między innymi zbudowany najwyższy szczyt
obszaru – Kozákov (Fig. 2).
Sedymentacja kredowa rozpoczęła się w środkowym
cenomanie, a najmłodsze serie skalne pochodzą z późnego
koniaku, co obejmuje okres około 7 milionów lat (94-87 Ma).
Przebieg sedymentacji był zdeterminowany bliskością obszaru źródłowego, którym była tzw. wyspa zachodniosudecka,
obejmująca zwietrzałe masywy krystaliczne Karkonoszy
i Gór Izerskich. Sprzyjało to osadzaniu grubych kompleksów piaskowcowych, miejscami z wkładkami zlepieńców,
mających charakter potężnych delt (klinoform), zwłaszcza
w górnym turonie (Uličný, 2001). W kierunku północnowschodnim rośnie także grubość poszczególnych formacji
skalnych. Zmiany poziomu morza i intensywności dostawy
materiału klastycznego z lądu powodowały przemienność
sedymentacji piaszczystej i drobniejszej, zapisanej w postaci
licznych cykli sedymentacyjnych.
Do litologicznego zróżnicowania warstw kredowych
nawiązuje rzeźba terenu. Skalne miasta, grzbiety i ściany
Zróżnicowanie rzeźby terenu
Skalne miasta.
Główną atrakcją geoturystyczną Czeskiego Raju są skalne miasta, rozwinięte w obrębie grubych ławic masywnych
piaskowców, należących do formacji teplickiej. Definicja
„skalnych miast” nie jest ścisła (Rubín, Balatka, 1986),
23
Prachovské skály zajmują powierzchnię około 250 ha
i składają się z kilku wyodrębnionych części rozdzielonych
fragmentami mało rozczłonkowanego płaskowyżu i obniżeniami dolinnymi (Škvor, 1982). Najbardziej efektowne jest
otoczenie dwóch dolin w centralnej części obszaru: Zadní
točenice i Zelenej rokle (Fig. 3). Mają one przebieg WNWESE i nawiązują do głównego w tej części płyty piaskowcowej
kierunku spękań. Od pierwszej z wymienionych dolin odchodzi tzw. Cesarska Droga (Císařská chodba) – odcinek przypominający głęboką gardziel, otoczoną z obu stron ścianami
skalnymi o wysokości do 40-50 m (Fig. 4). Wzdłuż kierunku
prostopadłego rozwinęły się krótkie dolinki boczne, przeważnie o charakterze rozpadlin skalnych. Zbocza dolin zostały przekształcone w zgrupowania wież i murów skalnych,
z których ponad 100 doczekało się własnych nazw. Na górnych
krawędziach dolin zbudowano kilka platform widokowych,
z których roztaczają się znakomite widoki, aczkolwiek powoli przesłaniane drzewami. Mniejszy zespół form skalnych
znajduje się po południowej stronie płaskowyżu (Fortna-Babinec), gdzie także wysokość ścian skalnych jest mniejsza (do
20 m). W tej części na uwagę zasługują rumowiska wielkich
bloków piaskowcowych zalegających w dnach obniżeń, będące prawdopodobnie efektem współdziałania wietrzenia,
grawitacyjnych ruchów masowych i sufozji. Wśród nich
znajdują się jaskinie typu rumowiskowego. Pozostałe części
Prachovskich skał są mniej atrakcyjne krajobrazowo, a ściany
skalne w większości ukryte w lesie.
Drugim skalnym miastem znacznych rozmiarów jest Hruboskalsko, rozciągające się na długości około 3 km wzdłuż
progu płyty piaskowcowej, opadającego do tektonicznego
obniżenia Libuňki. Skalne miasto powstało przez erozyjne
rozczłonkowanie progu o genezie tektonicznej, którego
całkowita wysokość wynosi około 150 m. W jego obrębie
wyróżnia się trzy części: od południa Drači skály, Kapelník
i Maják. Zgrupowania form skalnych powstały wewnątrz
potężnych amfiteatrów, wcinających się w górną powierzchnię płaskowyżu. Na jego krawędzi występują zwarte ostrogi
skalne, dalej przekształcające się w wąskie mury, a następnie
izolowane wieże i baszty skalne o kwadratowym zarysie
podstawy i stopniowo zmiejszającej się wysokości (Fig. 5).
Wysokość ścian skalnych dochodzi nawet do 80 m. W dwóch
miejscach wybiegające z płaskowyżu bastiony skalne zostały
wykorzystane do wzniesienia budowli obronnych. W północnej części znajdują się ruiny zamku Valdštejn z XIII w.,
wraz z neogotyckim pałacem i kaplicą, w południowej pałac
Hrubá skála, powstały przez przebudowę starszego, średniowiecznego zamku.
Południowo-zachodnia część płaskowyżu to łagodnie
pochylone zaproże, rozcięte siecią suchych dolin typu jarów
i kanionów. Ich zbocza są obramowane ścianami skalnymi,
ale rozległe skalne miasta się nie rozwinęły. Na nierozczłonkowanych powierzchniach wododziałowych występują leje
sufozyjne.
Znacznie mniejsze jest skalne miasto na południowych
i zachodnich stokach wzgórza Sokol, górującego nad przełomem Jizery, koło miejscowości Besedice. Także wysokość
ścian skalnych i głębokość rozpadlin jest tu mniejsza niż
w poprzednio omówionych obszarach i nie przekracza 20 m.
Fig. 3. Fragment skalnego miasta Prachovské skály w południowowschodniej części Czeskiego Raju, fot. P. Migoń • The Prachovské
skály rock city in the south-eastern part of the Bohemian Paradise,
phot. P. Migoń
Fig. 4. Kanion skalny Císařská chodba w Prachovskich skałach,
fot. P. Migoń • Císařská chodba (Emperor’s Avenue) canyon in the
Prachovské skály rock city, phot. P. Migoń
dlatego trudno podać ich dokładną liczbę1, nie ulega jednak
wątpliwości, że dwa- obszary w pełni zasługują na takie określenie. Są to Prachovské skály koło Jičína oraz Hruboskalsko
na południe od Turnova.
1
W dokumentacji do wniosku o utworzenie geoparku Czeski Raj wymieniono
10 obszarów tego typu, ale w szczegółowych opisach podkreślano, że nie
wszędzie są to typowe skalne miasta.
24
W rozwoju geomorfologicznym dużą rolę odgrywało odpadanie bloków piaskowca, dlatego typowe są wąskie „uliczki
skalne”, tunele, jaskinie rumowiskowe i schroniska podskalne. Baszty skalne wznoszące się nad zboczach przełomu są
znakomitymi punktami widokowymi.
Płaskowyże i progi skalne.
Erozyjne rozczłonkowanie płyty kredowej nie wszędzie
doprowadziło do powstania rozległych skalnych miast.
W Czeskim Raju występują także płaskowyża, ograniczone
skalnymi progami i urwiskami. Największym z nich jest
położona w zachodniej części Příhrazská plošina (Balatka,
1980), zbudowana z przekątnie warstwowanych piaskowców
należących do formacji teplickiej, zalegających na marglach
i mułowcach. Wznosi się ona do 350-420 m n.p.m. i opada ku
północy i zachodowi wyraźnym progiem o wysokości 100120 m. Jego górną część budują skalne urwiska, wysokie do
40 m (Fig. 6). Na niektórych odcinkach, między innymi przy
tzw. Drábskich světničkach, powszechne są izolowane baszty
skalne oddzielone głębokimi rozpadlinami, nawiązującymi
do głównych kierunków pionowych spękań o przebiegu
NNW-SSE i WSW-ENE. Wyrównana powierzchnia płaskowyżu zajmuje około 3 km2, a na piaskowcach zalegają utwory
lessowe. Powierzchnia Příhrazskiej plošiny jest łagodnie
nachylona w kierunku wschodnim i południowo-wschodnim
i w tej części jest ona rozcięta gęstą siecią dolin, w większości
suchych, o charakterze jarów i kanionów. Na ich zboczach są
powszechne ciągi ścian skalnych.
Występowanie miękkich margli i mułowców poniżej
masywnych piaskowców sprzyja ruchom masowym, które
mają różny charakter. Zachodzi tu pasywne przemieszczanie zwartych pakietów piaskowcowych po deformowanym
podłożu, czego efektem jest otwieranie spękań, rozwój głębokich szczelin i „skalnych uliczek”. Takiego pochodzenia
jest między innymi Studený průchod powyżej miejscowości
Olšina, o długości 80 m i głębokości około 15 m. Znaczniejsze
odchylenie baszt skalnych od pionu prowadzi do ich przewracania, czego świadectwem są rumowiska bloków piaskowca
poniżej urwisk skalnych. W niżej leżących mułowcach
rozwijają się osuwiska typu rotacyjnego. W czerwcu 1926 r.
wskutek procesów osuwiskowych zniszczeniu uległo kilkanaście domów we wsi Dneboh, leżącej poniżej zachodniego
progu płaskowyżu.
Współdziałanie ruchów masowych i sufozji w obrębie
płaskowyżu, a zwłaszcza w pobliżu jego północnej krawędzi, doprowadziło do powstania licznych form określanych
jako pseudokrasowe. Należą do nich leje różnych rozmiarów
i kształtów (Balatka, Sládek, 1968), zamknięte, podłużne
obniżenia o przebiegu zgodnym z kierunkami spękań,
a także przepaście i studnie. Największa z nich ma 17 m
głębokości.
Wzmiankowane już Drábské světničky są interesujące
także ze względu na wykorzystanie naturalnych walorów
obronnych terenu. Cztery wolnostojące baszty skalne, oddzielone od reszty płaskowyżu głębokimi rozpadlinami, zostały
nadbudowane drewnianymi konstrukcjami i połączone pomostami oraz galeriami, część pomieszczeń (łącznie ponad
20 komór i korytarzy) została natomiast wykuta w skale.
Warownia powstała prawdopodobnie w XV w., podczas wojen
husyckich, ale funkcjonowała jeszcze w 1. połowie XVII w.,
podczas wojny trzydziestoletniej.
Mniejszym płaskowyżem jest Kozlov (Chlum) na południe od Turnova, wznoszący się do 381 m n.p.m. Składa się
on z dwóch części rozdzielonych systemem dolin. Część
południowa jest bardziej zwarta i wydłużona wzdłuż osi
wschód-zachód. Jej długość wynosi około 2 km, szerokość
500-800 m. Część północna jest w szczytowej partii silnie
rozczłonkowana. Podobnie jak na progach ograniczających
Příhrazską plošinę powszechne są tu efekty wielkoskalowych
przemieszczeń bloków piaskowca po marglistym i ilastym
podłożu, a w obrębie stoków występują jaskinie szczelinowe
i rumowiskowe.
Fig. 5. Mury i wieże w masywnych piaskowcach skalnego miasta
Hruboskalsko, fot. P. Migoń • Walls and towers cut in massive
sandstones of the Hruboskalsko rock city, phot. P. Migoń
Fig. 6. Urwiska skalne na północno-zachodniej krawędzi płaskowyżu Příhrazská plošina. Na najbardziej w lewo wysuniętej
grupie baszt skalnych znajdowało się założenie obronne Drábské
světničky, fot. P. Migoń • Rock cliffs along the northwestern edge
of the Příhrazy plateau. The defensive settlement Drábské světničky
was located on the leftmost group of towers, phot. P. Migoń
25
Fig. 7. Główne cechy rzeźby kuesty w okolicach osady Klokočí (częściowo na podstawie: Vítek, 1987a). P – jaskinia Postojna • Main
geomorphological features of the cuesta near Klokočí village (based partly on Vítek, 1987a). P – Postojna cave
Kuesty.
W północno-wschodniej części Czeskiego Raju, położonej
bliżej nasunięcia łużyckiego, warstwy kredowe są pochylone
w kierunku południowo-zachodnim i zachodnim, co umożliwiło rozwój rzeźby typu kuestowego. Najdłuższa kuesta
biegnie w kierunku NNW-SSE od Besedic na północy po
Rovensko pod Troskami na południu, na odcinku prawie
15 km i zbudowana jest z piaskowców turonu środkowego.
Jej strome, eksponowane ku wschodowi stoki mają 40-70 m,
ale są pozbawione form skalnych.
Znacznie bardziej efektowna, choć krótsza, jest kuesta
powstała na wychodniach piaskowców górnego turonu formacji teplickiej, w okolicach miejscowości Klokočí. Biegnie
ona łukiem, od przełomu Jizery na zachodzie po Rotštejn na
wschodzie, na długości około 4 km (Fig. 7). Czoło kuesty
jest niemal na całej długości skaliste, formy skalne są też
powszechne w obrębie rozległego zaproża, nachylonego ku
pd.-zachodowi. Wyróżniane są dwie grupy form skalnych:
Klokočské skály na wschodzie i Betlémské skály na zachodzie
(Vítek, 1987). Na odcinku Klokočskich skał czoło kuesty ma
przebieg ogólnie wyrównany, natomiast dalej ku zachodowi,
w pobliżu przełomu Jizery, jest ono silnie rozczłonkowane
przez krótkie, ale głębokie dolinki. Wysokość ścian i baszt
skalnych na czole kuesty dochodzi miejscami do 50 m, ale najczęściej wynosi 10-20 m. Powyżej osady Klokočí powszechne
są przejawy przemieszczeń grawitacyjnych w formie odizolowanych baszt, poszerzonych spękań i „skalnych uliczek”
(np. Průchody o długości 70 m i głębokości do 20 m, przy
szerokości 1-2 m).
Na zaprożu zgrupowania form skalnych występują głównie na zboczach głębokich, płaskodennych dolin o cechach
kanionów. Tworzą one dwa oddzielne systemy, z licznymi
bocznymi dolinkami zaczynającymi się amfiteatrami skalnymi. W jednym z nich znajduje się jaskinia Postojná o długości
75 m, zaliczana do największych w Czeskim Raju. W dwóch
miejscach doszło do przecięcia cyrków źródłowych dolin
zaproża i podlegającego cofaniu czoła kuesty. Powstały tu
największe zgrupowania form skalnych, posiadające pewne
cechy skalnych miast. W obrębie południowego został pod
koniec XIII w. zbudowany zamek Rotštejn, którego spore
Fig. 8. Vranovský hřeben – grzbiet wertykalny zbudowany z piaskowców cenomańskich. W części pozbawionej lasu widoczne
pozostałości zamku Vranov, fot. P. Migoń • The Vranov ridge – a
hogback built of Cenomanian sandstone. Remnants of the Vranov
castle seen in the deforested section, phot. P. Migoń
26
części zostały wykute w skałach piaskowcowych i są widoczne do dzisiaj.
Grzbiety wertykalne.
Unikatowe formy krajobrazu powstały przy północnej
granicy zasięgu występowania skał kredowych. Granicę
tę wyznacza nasunięcie łużyckie, wzdłuż którego podczas
ruchów tektonicznych na przełomie kredy i paleogenu skały
krystaliczne jednostki Železnego Brodu zostały nasunięte ku
południowi, na czeską płytę kredową. Skutkiem aktywności
tektonicznej było nie tylko podgięcie warstw utworów kredowych, aż do ich przechylenia w kierunku południowym, ale
także ich penetracja przez bogate w krzemionkę roztwory migrujące wzdłuż strefy uskokowej, co prowadziło do lokalnej
sylifikacji. To z kolei przyczyniło się do większej twardości
i odporności utworów kredowych przylegających do strefy
nasunięcia łużyckiego, wypreparowanych następnie w postaci
grzbietów wertykalnych.
Grzbiety znajdują się koło miejscowości Malá Skála,
położonej w głębokim przełomie Jizery, na północ od Turnova. Po zachodniej stronie rzeki wznosi się Vranovský
hřeben, po wschodniej Suché skály, zwane niekiedy „czeskimi Dolomitami”. Vranovský hřeben rozciąga się na
długości około 2 km, przy wysokości względnej 50-80 m
(Fig. 8). Jego najbardziej efektowną częścią jest ciąg wysokich murów skalnych, wznoszących się bezpośrednio nad
Jizerą. Skalne ściany osiągają 20-30 m wysokości, a w ich
obrębie widoczne są liczne przejawy sylifikacji oraz inkrustacje żelaziste. Baszty skalne w zakończeniu grzbietu zostały udostępnione jako punkt widokowy na dolinę Jizery,
zamkniętą od północnego wschodu masywem Karkonoszy.
Na grzbiecie powstały w średniowieczu dwa zamki obronne: pozostający od XVI w. w ruinie Frýdštejn z potężną
wieżą obronną (Fig. 9) oraz Vranov, którego ruiny stały się
w dobie romantyzmu częścią większego założenia krajobrazowego, nazwanego Panteonem.
Suché skály to imponujący mur skalny o długości około
1 km, zbudowany – podobnie jak Vranovský hřeben –
z piaskowców cenomańskich, przechodzących miejscami
w zlepieńce, zaliczanych do warstw perucko-korycańskich.
Opadające ku południowi ściany skalne dochodzą do 80 m
wysokości, północne są nieco niższe (10-30 m wys.). Siodła, nawiązujące do przebiegu uskoków poprzecznych, dzielą masyw na kilka mniejszych części (Fig. 10). Na stoku
poniżej ścian skalnych zalegają bloki i głazy piaskowców,
oddzielane wzdłuż spękań w procesie wietrzenia mechanicznego.
Fig. 9. Ruiny zamku Frýdštejn u nasady Vranovskiego grzbietu. Widoczny stromy upad warstw piaskowców, typowy w sąsiedztwie nasunięcia łużyckiego, fot. P. Migoń • Ruins of the Frýdštejn castle on the Vranov ridge. Note the steep dip of sandstone strata, typical of the
vicinity of the Lusatian thrust fault, phot. P. Migoń
27
i tu wykorzystano obronne walory wzniesienia, wznosząc
pod koniec XIV w. zamek. Wieże obserwacyjne umieszczono na szczytach obu kominów nefelinitowych, zabudowania
mieszkalne, gospodarcze i dziedzińce znajdowały się niżej
i w siodle rozdzielającym obie kulminacje. Dzisiaj ruiny zamku są udostępnione do zwiedzania, a miejsce jest jednym
z najczęściej odwiedzanych w całym Czeskim Raju.
Pozostałe wzniesienia wulkaniczne nie są już tak efektowne, choć wszystkie są dominantami krajobrazowymi,
wyrastające 20-50 m ponad powierzchnię piaskowcowych
płaskowyżów. Bardziej wyraziste są stożki bazaltowe
w kotlinie Jičína, dochodzące do 100 m wysokości (Veliš
429 m npm, Zebín 399 m npm, Železný 370 m npm, Čeřovka
335 m npm). Opuszczone kamieniołomy na stokach wzniesień
dają wgląd w budowę dawnych kominów wulkanicznych.
Wulkanicznego pochodzenie jest także najwyższe wzniesienie Czeskiego Raju – Kozákov (744 m npm), zbudowane
z dwóch różnych skał wulkanicznych różnego wieku. Zasadniczym tworzywem masywu są trachybazalty i trachyandezyty wieku permskiego (dawniej opisywane jako melafiry),
będące reliktem wulkanizmu towarzyszącemu schyłkowi
orogenezy waryscyjskiej (Fediuk, 2002). W neogenie na starsze trachybazalty wylał się potok lawy bazaltowej, budujący
południowo-wschodnią część grzbietu. Kozákov jest jednym
z najbardziej znanych w Czechach miejsc występowania
kamieni ozdobnych: agatów, chalcedonów i jaspisów, znajdowanych w permskich trachybazaltach o strukturze migdałowcowej. U podnóża wzniesienia, w miejscowości Kozákov,
znajduje się prywatne muzeum mineralogiczne, a pobliski Votrubcův lom jest chronionym stanowiskiem geologicznym.
Mezo- i mikrokroformy powierzchni skalnych.
Piaskowcowe skałki Czeskiego Raju cechują się wyjątkowym bogactwem występowania mniejszych form rzeźby,
związanych przede wszystkim z procesami wietrzeniowymi.
W znacznej liczbie występują jaskinie i schroniska podskalne,
powszechne są skalne okna i bramy, a na powierzchniach
ścian skalnych wyjątkowo dobrze są rozwinięte struktury komórkowe – tzw. plastry miodu (ang. honeycomb weathering;
cz. voštiny). Zostały one szczegółowo udokumentowane przez
czeskich geomorfologów (Balatka, Sládek, 1974a, 1974b,
1975; Balatka, 1980; Vítek, 1980, 1987a, 1987b). Mniej typowe
są inkrustacje żelaziste, ale i te stwierdzono na kilkudziesięciu stanowiskach (Mertlík et al., 2002). Z racji takiej obfitości
przedstawienie wszystkich interesujących miejsc jest niemożliwe w ramach artykułu, dlatego wskazanych zostanie tylko
kilka, względnie łatwo dostępnych lokalizacji.
Do największych bram skalnych należy obiekt znajdujący
się w samotnej skałce o nazwie Bránička, bedącej częścią
grupy Dračích skal w skalnym mieście Hruboskalsko. Jej
wysokość wynosi 5,5 m, szerokość przekracza 7 m. Interesującym przykładem jest skalna brama w masywie Drábovna nad miejscowością Malá Skála. Powstała ona wskutek
przewrócenia się pojedynczego filaru, który oparł się o sąsiednią ścianę skalną (ryc. 12). Wśród schronisk podskalnych
wyróżnia się wielka forma w pobliżu Drábskich světniček
w masywie Příhrazskich skal, pod skalną ostrogą Klamorna.
Ma ona 57 m długości, do 6 m głębokości i 5-8 m wysokości
(Balatka, Sládek, 1975).
Fig. 10. Suché skály, fot. P. Migoń • Suché skály (rocks), phot. P.
Migoń
Fig. 11. Ruiny zamku Trosky na dwóch wypreparowanych nefelinitowych kominach wulkanicznych, fot. P. Migoń • Ruins of the
Trosky castle occupy two exposed nephelinite volcanic conduits,
phot. P. Migoń
Formy po-wulkaniczne.
W kenozoiku północna część Masywu Czeskiego była
obszarem intensywnej aktywności wulkanicznej, trwającej ze
zmiennym natężeniem od eocenu po pliocen. W Czeskim Raju
nie osiągnęła ona wprawdzie takiej skali jak w położonych
bardziej na północ i zachód Górach Łużyckich i Średniogórzu
Czeskim, niemniej pozostawiła po sobie wyraźne świadectwa.
Najbardziej efektownymi formami są dawne kominy
wulkaniczne, wypreparowane z miękkich kompleksów
piaskowcowo-mułowcowych i tworzące w krajobrazie izolowane wzniesienia – neki. Wśród nich obiektem o pierwszorzędnej randze jest wzgórze Trosky w środkowej części
regionu, będące symbolem Czeskiego Raju. Składa się ono z
dwóch bliźniaczych skalnych wież zbudowanych z nefelinitu
– dawnych żył wulkanicznych, wyrastających z nieznacznie
nachylonej powierzchni ścinającej warstwy mułowców wieku
późnoturońskiego (Fig. 11). Wyższa, zwana Panną, ma 59 m
wysokości, sąsiednia Baba jest o 13 m niższa. Miejscami,
na urwistych stokach obu wzniesień, dobrze widoczny jest
kolumnowy cios termiczny. Ułożenie słupów jest zbliżone
do poziomego. Podobnie jak w wielu innych miejscach, także
28
metrów. Powierzchnie skalne objęte tym typem wietrzenia
są miejscami znaczne, obejmując ponad 10 m2, na przykład
w Prachovskich skałach.
Na wychodniach piaskowców położonych w pobliżu nasunięcia łużyckiego można obserwować różne rodzaje struktur deformacyjnych, które dzięki lokalnemu zróżnicowaniu
odporności zaznaczają się w mikroreliefie ścian skalnych. Są
one dobrze widoczne zwłaszcza w obrębie Klokočskich skał
(Mertlík, Adamovič, 2005). Należą do nich powierzchnie
uskokowe objęte sylifikacją oraz linijne strefy skruszenia
i rekrystalizacji. Podwyższona zawartość krzemionki sprawia,
że są one odporniejsze niż sąsiednie partie piaskowca i tworzą
gzymsy kilkucentymetrowej wysokości. W innych miejscach
rekrystalizacja była ograniczona, dlatego odporność na procesy
zewnętrzne jest obniżona i powstają sieci żłobków, podobnych do
krasowych, jednak o wyraźnej strukturalnej predyspozycji.
Ochrona przyrody i popularyzacja geoturystyki.
Turystyka, we współczesnym znaczeniu tego terminu,
zaczęła rozwijać się na obszarze Czeskiego Raju w drugiej
połowie XIX wieku. Była to głównie turystyka uzdrowiskowa i turystyka piesza kuracjuszy, przyjeżdżających do
dawnego uzdrowiska Lázně Sedmihorky, u stóp skalnego
miasta Hruboskalsko. To właśnie kuracjusze, zauroczeni regionem, nadali temu obszarowi romantyczną nazwę „Czeski
Raj”. Nazwa przyjęła się i zachęcała do przyjazdów kolejne
Fig. 12. Skalna brama w masywie Drábovna (Maloskalsko), powstała wskutek przewrócenia się bloku piaskowca, fot. E. Pijet-Migoń
• Rock gate in the Drábovna massif (Maloskalsko), resulting from
toppling of a sandstone column, phot. E. Pijet-Migoń
Wietrzeniowe struktury komórkowe występują w Czeskim Raju w wielu odmianach morfologicznych (Mikuláš,
2001). Do najczęściej spotykanych należą formy sferyczne
oraz o płaskim dnie, przypominające ciągi miniaturowych
arkad (ryc. 13). Ich głębokość wynosi zwykle kilka centy-
Fig. 13. Struktury wietrzenia komórkowego w piaskowcach masywu Drábovna, fot. P. Migoń Honeycomb weathering of sandstones in
the Drábovna massif, phot. P. Migoń
29
pokolenia turystów, wywodzących się wówczas z inteligencji
i klas wyższych. Już wtedy zrodziła się idea, aby ten piękny
i pobudzający wyobraźnię obszar objąć ochroną i pozostawić
w niezmienionej formie dla przyszłych pokoleń. Jednakże
ideę ochrony tego krajobrazu udało się zrealizować dopiero
w 1933 r., kiedy to obszar Prachovskich Skał został uznany za
rezerwat przyrody. W 1954 r. część Czeskiego Raju obejmująca m.in. Hruboskalsko, Trosky i Příhrazską plošinę została
ogłoszona przez Ministerstwo Kultury Czechosłowacji obszarem chronionego krajobrazu (CHKO) o powierzchni 92 km 2.
nazwa obiektu
Był to pierwszy prawem chroniony park krajobrazowy
w ówczesnej Czechosłowacji. Siedzibę Parku zlokalizowano
w Turnovie, gdzie również później założono muzeum Czeskiego Raju. W 2002 r. obszar chroniony został niemal dwukrotnie powiększony przez przyłączenie okolic Prachovskich
skał, przełomu Jizery, Klokočskich skał i grzbietu Kozákova,
i zajmuje obecnie powierzchnię 181,5 km 2.
Z początkiem XXI w. podjęto starania, aby obszar Czeskiego Raju, jako wyjątkowo cenny nie tylko pod względem
przyrodniczym i edukacyjnym, ale również turystycznym
typ obiektu
forma ochrony
Kozákov
najwyższy szczyt Czeskiego Raju (744 m n.p.m), zbudowany z trachybazaltów permskich i bazaltów kenozoicznych, stanowisko geologiczne i mineralogiczne, miejsce występowania kamieni ozdobnych,
na zboczach pozostałości naturalnych lasów mieszanych
Suché skály
mur skalny (grzbiet wertykalny) zbudowany z piaskowców cenomańskich
Apolena
skalne miasto, ważne zimowe miejsce bytowania nietoperzy
narodowy pomnik
przyrody
pomnik przyrody
Bažantník
las lipowo-dębowy i olchowy, podmokłe łąki
pomnik przyrody
Borecké skály
skaliste czoło kuesty, z reliktami pierwotnych lasów sosnowych
Libunecké rašeliniště
torfowisko niskie w dolinie potoku Javorka
pomnik przyrody
Libuňka
fragment doliny meandrującego potoku Libuňka pomiędzy Ktova a
Borkiem pod Troskami
pomnik przyrody
Meziluži
sad i wypasane łąki
pomnik przyrody
Na Víně
siedlisko roślinności ciepłolubnej
pomnik przyrody
Oborská luka
Ondřikovický pseudokrasový system
Tachovský vodopád
podmokła łąka, chronione gatunki roślin i zwierząt, obszar źródliskowy potoku Javorka
system pseudokrasowy z ponorami i korytarzami jaskiniowymi, powstały
w wapnistych piaskowcach wieku turońskiego
narodowy pomnik
przyrody
pomnik przyrody
pomnik przyrody
wodospad na progu trawertynowym
pomnik przyrody
Trosky
dwa pnie wulkaniczne wieku neogeńskiego, stanowisko roślinności
ciepłolubnej
pomnik przyrody
V Dubech
podmokłe łąki i las olchowy
pomnik przyrody
Vražda
staw, chronione gatunki roślin i zwierząt terenów podmokłych
pomnik przyrody
Vústra
podmokła łąka, stanowiska zagrożonych gatunków
pomnik przyrody
Bučiny u Rakus
Hrubá Skála
zbocza doliny Jizery ze ścianami skalnymi, blokami skalnymi i osuwiskami, porośnięte lasem bukowym
skalne miasto, fragmenty lasów sosnowych, dębowych i dębowososnowych,
rezerwat przyrody
rezerwat przyrody
Klokočské skály
zgrupowanie form skalnych na czole kuesty
rezerwat przyrody
Na Hranicích
pozostałości lasów bukowych na stromych zboczach doliny Jizery
rezerwat przyrody
Podtrosecká údolí
podmokłe łąki w kanionowych dolinach potoków Jordánka i Žehrovka
rezerwat przyrody
Prachovské skály
skalne miasto, relikty pierwotnych lasów sosnowych, bukowych,
obszar źródliskowy rzeki Žehrovki
rezerwat przyrody
Přihrazské skály
piaskowcowe urwiska na krawędzi płaskowyżu Přihrazská plošina,
relikty pierwotnych lasów sosnowych, bukowych i dębowo-sosnowych, enklawy roślinności stepowej
rezerwat przyrody
Údolí Planek
kanionowa dolina potoków Klenice i Vesecký, z bogatą florą i fauną
rezerwat przyrody
Žabakor
największy zbiornik wodny w Czeskim Raju, ważne stanowisko
ornitologiczne
rezerwat przyrody
Tab. 1. Obiekty o specjalnym statusie ochrony przyrody w zachodniej części geoparku „Czeski Raj”. • Nature sites of special legal protection in the wetsern part of the Bohemian Paradise geopark.
30
otrzymał także status geoparku i został włączony do systemu
geoparków europejskich, a tym samym do sieci geoparków
UNESCO. Zakończyły się one sukcesem i 5 października
2005, decyzją Międzynarodowej Unii Nauk Geologicznych
i UNESCO, Czeski Raj stał się geoparkiem i jako 22. dołączył
do rodziny geoparków europejskich. Geopark Czeski Raj jest
pierwszym geoparkiem położonym na terenie nowych państw
członkowskich Unii Europejskiej.
Geopark „Czeski Raj” obejmuje obszar znacznie większy
niż istniejący CHKO „Czeski Raj”, zajmując około 700 km2
(Fig. 2). W jego granicach znalazły się liczne obiekty chronione o różnym statusie, w tym narodowe pomniki przyrody
(NPP), rezerwaty przyrody (PR) i pomniki przyrody (PP).
Wykaz obiektów chronionych w zachodniej części geoparku,
będącej przedmiotem opisu w tym artykule, zawiera tab. 1.
Jednym z zadań geoparku jest popieranie zrównoważonego
rozwoju turystyki, a w szczególności promocja geoturystyki i
turystyki edukacyjnej. W tym celu planuje się utworzenie
wielu punktów informacyjnych w miastach i w otwartym terenie, utrzymanie i uatrakcyjnienie ekspozycji geologicznych
i mineralogicznych w muzeach w Turnovie, Novej Pace, Lomnicach nad Popelkou i Železnicach. Duże znaczenie dydaktyczne przypisuje się ścieżkom edukacyjnym, których jest
kilka. Ścieżka dolinie Plakanek zapoznaje między innymi ze
stratygrafią piaskowców kredowych, natomiast wzdłuż Riegrovej cesty w dolinie Jizery występują odsłonięcia różnorodnych skał krystalicznych jednostki Železnego Brodu. Problematyka geologiczna i geomorfologiczna jest także obecna, choć
w mniejszym stopniu, na innych oznakowanych ścieżkach
dydaktycznych. Dostępne są także specjalistyczne geologiczne w ycieczk i z przewod ni k iem po zam k u Trosk y
i w nieczynnym kamieniołomie Votrubec na stokach Kozákova. Planowana przez zarząd Parku jest organizacja corocznych
seminariów, adresowanych do szerszego grona odbiorców.
W planach jest szereg publikacji – map, broszur, ulotek z opisem ścieżek dydaktycznych, artykułów w lokalnych czasopismach, wydawanych przez muzea i towarzystwa. Przewidywane jest utworzenie kolejnych ścieżek edukacyjnych, ukierunkowanych na zagadnienia związane z geologią oraz przygotowanie licencjonowanych przewodników, specjalizujących się
w problematyce nauk o Ziemi, którzy będą prowadzić wycieczki zgodnie z poziomem wiedzy geologicznej uczestników.
Zarząd geoparku, oprócz geoturystyki i turystyki edukacyjnej, zamierza również promować tradycje związane
z dawnymi rzemiosłami, jubilerstwem wykorzystującym
miejscowe agaty, ametysty, jaspisy i granaty (słynna biżuteria
z Turnova), wyrobem drewnianych zabawek czy wyrobem
przedmiotów szklanych, z których słynie głównie Železný
Brod. Niestety nie wiadomo, czy wszystkie te plany uda się
zrealizować, gdyż jak do tej pory geopark „Czeski Raj” nie
uzyskał wszystkich planowanych wcześniej środków finansowych (www.ceskyraj.holidaytour.cz, 29.12.2006)
Dostępność turystyczna
Obszar Czeskiego Raju położony jest około 80 kilometrów od Pragi i około 100 kilometrów od Jeleniej Góry. Jest
łatwo dostępny zarówno samochodem, jak i autobusem czy
pociągiem. Centrum regionu jest Turnov, leżący na głównym
szlaku komunikacyjnym łączącym Pragę z Libercem i dalej
z Niemcami i Polską. Inne większe miasta leżące na obrzeżach
parku to Jičín, Semily, Železný Brod i Mnichovo-Hradiště. Zarząd geoparku w swoich działaniach promocyjnych liczy nie
tylko na zainteresowanie tym obszarem turystów czeskich, ale
także turystów z Saksonii, Brandenburgii i Dolnego Śląska,
którzy coraz liczniej odwiedzają Czeski Raj, traktując go
jako docelowy obszar wypoczynku, a nie tylko przystanek
w drodze do Pragi.
Czeski Raj posiada bardzo dobrze rozwiniętą infrastrukturę turystyczną, z gęstą, dobrze oznakowaną siecią szlaków
turystyki pieszej, rowerowej i wspinaczkowej (tu zdobywali
swoje umiejętności prawie wszyscy czescy himalaiści),
ale także z różnorodną bazą noclegową i gastronomiczną,
począwszy od pól kempingowych i małych pensjonatów
po komfortowe hotele i modne obiekty typu spa. Jednym
z bardziej popularnych szlaków jest szlak czerwony, nazwany
Zlatá stezka Českého ráje i prowadzący przez najcenniejsze
miejsca regionu lub w ich pobliżu. Jego łączna długość wynosi aż 123 km. W sezonie wakacyjnym poruszanie się po
Czeskim Raju ułatwiają autobusy turystyczne, które kursują
po 8 trasach i ułatwiają dotarcie do najbardziej interesujących
miejsc. Autobusy te są przystosowane do zabierania rowerów,
co dodatkowo zachęca do uprawiania turystyki rowerowej.
Rozkład jazdy turystycznych autobusów i opis ich tras dostępne są w internecie i w punktach informacji turystycznej.
Dobrze rozwinięta i wciąż utrzymywana jest sieć lokalnych
połączeń kolejowych, a przy niemal każdej stacji kolejowej
rozpoczynają się szlaki turystyczne. 
Summary
in 2005, is famous for its picturesque sandstone rock formations and, therefore, highly significant for geotourism.
Geologically, the area belongs to the Bohemian Cretaceous
Basin, which occuppies the central and northern part of the
Bohemian Massif (Fig. 2). Stratigraphy includes rock series
from the Cenomanian to the Cogniacian, later intruded by
magma of mainly basaltic composition. Due to the proximity to the source area, thick units of coarse sandstones
interpreted as ancient deltas predominate over fine-grained
sediments: marls, mudstones and claystones. Sandstone units
are typically massive and regularly jointed, particularly in the
Upper Turonian Teplice Formation. Over much of the area
The Bohemian Paradise
– a new european geopark
Piotr Migoń, Edyta Pijet-Migoń
The “Bohemian Paradise” is the name of a region in the
northern part of Czech Republic (Bohemia), located at the
foothill of the Sudety Mts., roughly between the towns of
Turnov, Jičín, and Mnichovo-Hradiště (Fig. 1, 2). The region,
declared as an Area of Protected Landscape (CHKO) as early
as in 1955 and included into the Bohemian Paradise Geopark
31
the Cretaceous strata lie horizontally, but their dip increases
towards the Lusatian Thrust in the northeast. Along the thrust
zone Cenomanian sandstones are arranged vertically or even
overturned.
Despite the relatively simple geological structure, the region shows remarkable geomorphological diversity. Its key
elements are ‘rock cities’, dissected plateaux with their bounding cliffs, cuestas and hogback ridges, volcanic necks, and the
multitude of meso- and microforms produced by weathering
and mass movements. Two most impressive ‘rock cities’
are Prachovské skály near Jičín and Hruboskalsko south of
Turnov. The former group occupies some 2.5 km2 and consists
of several, large assemblages of sandstone walls and towers,
as high as 50 m, separated by deep clefts and avenues (Fig. 3,
4). The Hruboskalsko is a series of rock amphitheatres incised
into a fault-generated escarpment, intricately sculpted into
arrays of spurs, walls, towers and pinnacles. Their heights
reache locally 80 m (Fig. 5). A much smaller ‘rock city’ can
be visited near the Sokol hill, overlooking the gorge of the
Jizera River.
In the southwestern part of the region the Příhrazy plateau
(Příhrazská plošina) is a dominant landscape unit. Its northern
and western rims form a continuous cliff line, up to 40 m high,
overlooking a steeply inclined debris slope below (Fig. 6).
The cliff is dissected by a series of joint-aligned clefts, which
are partly the results of selective weathering, and partly of
gravitational joints opening due to deformation of underlying
mudstones and marls. Piping is another significant process and
the plateau surface abounds in sinkholes and shafts as deep as
17 m. Cuestas and hogback ridges occur in the northern part of
the Bohemian Paradise. The cuesta near the Klokoči village is
particularly interesting due to the abundance of rock cliffs and
towers along its face. Within its backslope the Postojna cave
is located, one of the longest in the Bohemian Paradise (75
m). Hogback ridges can be visited on both sides of the Jizera
River gorge, near Malá Skála. These are built of silicified,
hard, vertically disposed sandstone strata. The Vranov ridge
on the western side is 2 km long and crowned by narrow rock
walls, up to 30 m high. Two medieval castles, now in ruins,
add to the popularity of this landscape facet (Fig. 8, 9). On the
opposite side of the gorge, the ridge of Suché Skály extends
for about 1 km. Its precipitous, south-facing rock slopes, up
to 80 m high apparently inspired people to give the ridge its
unofficial name of ‘Bohemian Dolomites’ (Fig. 10).
Medium- and small-size sandstone landforms are widely
distributed and include cave-like overhangs and shelters,
rock arches, tunnels (Fig. 12), features indicative of selective
weathering such as honeycomb structures (Fig. 13), and ferruginous, and silicified rims.
In the Neogene, in a number of places Cretaceous sandstones were intruded by magma. These former volcanic conduits, built of massive and resistant rocks, could withstand
long-term denudation more effectively than the sandstones.
Therefore, today these intrusions invariably form hills, which
vary in appearance from small cupolas through regular cones
to imposing pinnacles, more than 50 m high. The twin pinnacles of Trosky, 59 and 46 m high, respectively (Fig. 11),
belong to the best known landscape scenes in the whole Czech
Republic and are a major tourist destination.
Geotouristic attractions of the Bohemian Paradise are easily accessible by car, bus or train. A dense network of marked
trails connects all important localities, including those mentioned in the paper. A few educational trails dseserve special
attention, as they provide insights into the complex relationships between geology, landforms, plant and animal life in the
region. The establishment of the geopark in 2005 will likely
result in further enhancement of geotourist potential of the
Bohemian Paradise. Plans for the future include specialized
publications, new educational trails, focused training for
guides, geological seminars for the general public, and setting up of user-friendly interpretative panels in the field and
exhibitions in the local museums.
Balatka, B., 1980. Povrchové tvary Příhrazské plošiny v CHKO Český ráj.
Památky a příroda, 5: 554-559.
Balatka, B., Sládek, J., 1968. Závrty v pískovcích Jičínské pahorkatiny.
Československý kras, 20: 63-74.
Balatka, B., Sládek, J., 1974a. Pískovcové skalní brány v Čechách I. Ochrana
přírody, 29: 283-285.
Balatka, B., Sládek, J., 1974b. Pískovcové skalní brány v Čechách II. Ochrana přírody, 29: 314-317.
Balatka, B., Sládek, J., 1975. Výklenky v křídových pískovcích České
vysočiny. Ochrana přírody, 30: 273-276.
Czudek, T. a kol., 1972. Geomorfologické členění ČSR. Studia Geographica,
sv. 23, Brno.
Fediuk, F., 2002. Spodnoautunské vulkanity Kozákova, Severní Čechy.
Zprávy o geologických výzkumech v roce 2001: 27-30.
Mertlík, J., Adamovič, J., 2005. Some significant geomorphic features of
the Klokočí Cuesta, Czech Republic. Ferrantia, 44: 171-175.
Mertlík, J., Adamovič, J., Nešporová, M., 2002. Český ráj. W: Adamovič,
J. & Cílek V. (eds.), Železivce České křídové pánve, Knihovna České
speleologické společnosti, Praha, sv. 38: 105-127.
Mikuláš, R., 2001. Gravity and orientated pressure as factors controlling
„honeycomb weathering” of the Cretaceous castellated sandstones
(northern Bohemia, Czech Republic). Bulletin of the Czech Geological
Survey, 76: 217-226.
Rubín, J., Balatka, B. (red.), 1986. Atlas skalních, zemních a půdních tvarů.
Academia, Praha, 388 pp.
Škvor, J., 1982. Makroreliéf a mezoreliéf Prachovských skal. Acta Universitatis Carolinae, Geographica, 17: 61-79.
Uličný, D., 2001. Depositional systems and sequence stratigraphy of coarsegrained deltas in a shallow-marine, strike-slip setting: the Bohemian
Cretaceous Basin, Czech Republic. Sedimentology, 48: 599-628
Vítek, J., 1980. Pseudokrasové tvary v Prachovských skalách. Československý
kras, 31: 45-56.
Vítek, J., 1987a. Klokočské a Betlémské skály u Turnova. Památky a příroda,
12(2): 109-114.
Vítek, J., 1987b. Pseudokrasové tvary v pískovcích Klokočských skal.
Československý kras, 38: 71-85.
32
– stolicy krainy sadów przeciętej doliną Dunajca
Geoturist offer’s of rural community Łącko
– the capital of orchards region cross by the Dunajec valley
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, AGH, A1. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków
[email protected], [email protected]
1965, 1966). Zapiski z 1603 roku zawierają informacje
o występujących w Łącku źródłach mineralnych oraz „oleju
skalnym”. W przywileju górniczym zezwalającym na poszukiwania w rejonie Karpat: złota, srebra, rud miedzi, ołowiu,
lazurytu i cynobru wydanym przez Aleksandra Jagiellończyka (z 31 sierpnia 1504 roku) widnieje również nazwa Łącko
(Stamirski 1966). W XVII wieku w Łącku wytwarzano także
saletrę, wykorzystując do jej produkcji „skały łupkowe i
iłowate” oraz popiół.
Przeprowadzone badania archeologiczne stwierdziły
osadnictwo w grodziskach na Górze Zyndrama w Maszkowicach i Babiej Górze w Nabrzeży na okres kultury łużyckiej
(późna epoka brązu) tj. 1200‑800 p.n.e. (Cabalska 1966, Żaki
1966). Przepiękne brązowe nagolenniki i naszyjniki, broszki
wykopane w Łącku znajdują się obecnie w Muzeum Archeologicznym w Krakowie.
Ziemia Łącka położona jest w dolinie Dunajca, kiedyś
ważnej arterii komunikacyjnej, prowadzącej na południe
do Węgier. Wody rzeki rozcinały podłoże, odsłaniając skały
budujące Ziemię Łącką i nanosząc żwiry ze skał masywu
tatrzańskiego, fliszu podhalańskiego oraz serii magurskiej.
W krajobraz okolicznych wzgórz wpisane jest też wielowiekowe (datowane od XIII wieku) sadownictwo, rozwojowi
którego sprzyjały urodzajniejsze gleby oraz mniej surowy
klimat. Już od XIII wieku suszone owoce (śliwy) spławiano
rzekami do Krakowa i Gdańska (Stamirski vide Bazielich
1966). Jednak prawdziwą popularność i sławę na skalę kraju
zyskał produkt fermentacji (a nie suszu) jednej z odmian śliw
– damaszki – noszący nazwę śliwowicy, zwanej też krasilicą
Treść: Łącko jest prężnie funkcjonującą wiejską gminą położoną
w Beskidzie Sądeckim, nad malowniczo wijącą się doliną Dunajca.
Okoliczne wzgórza porośnięte są prawdziwym bogactwem drzew
owocowych, z owoców których wytwarza się produkt znany
w świecie łącką wódkę – śliwowicę. Oferta turystyczna gminy nie
zawęża się tylko do bogatego folkloru. Wody Dunajca oraz jego
dopływów rozcinają podłoże skalne należące do płaszczowiny
magurskiej wchodzącej w skład Zewnętrznych Karpat fliszowych,
odsłaniając sekrety Ziemi, na której początek osadnictwa datuje
się na okres brązu. Miejsce to należy do tych, które koniecznie
trzeba zobaczyć, łączy się w nim historia z teraźniejszością.
Słowa kluczowe: Łącko, geoturystyka, stanowisko dokumentacyjne,
produkt markowy, oferta turystyczna.
Abstract: Łącko is expansiveness rural community, located
in Beskid Sądecki Mts., near lovely reel of Dunajec valley.
Neighbouring hills are get overgrown by wealth fruit trees, with the
famous on all the world product – vodka, called a plum – brandy.
Tourist offers this community it is not only wealth folklore, Dunajec
River and their tributes cross background and shows the secrets
of the rocks belong to the Magura Unit of the Outer Carpathians.
The settlements sight on this areas appeared on bronze period. This
place belong to the sites, which you have to see. Here is binding
the pass and the present time.
Key words: Łącko community, geotourism, documentary site,
trade mark, touristic offer.
Północno-zachodni kraniec Beskidu Sądeckiego stanowi
Ziemia Łącka. Sercem jej jest malownicza Kotlina Łącka,
należąca geograficznie do Beskidów Zachodnich, a geologicznie do zewnętrznych Karpat fliszowych. Powierzchnia
łąckiej gminy wiejskiej to zaledwie 133 km 2, obszar ten
zamieszkiwany jest przez 14 tys. mieszkańców (www.stat.
gov.pl). Pierwsze pisane dokumenty świadczące o istnieniu
wsi Łącko wskazują rok 1251. Istniał tu wówczas ośrodek
parafialny i folwark, zaś nazwa Łącko pochodzi od łąki, jaka
istniała na miejscu dzisiejszej osady. Do XV wieku tereny te
związane były z legendą dotyczącą poszukiwania cennego
kruszcu, jakim miało być znajdywane tu złoto (Stamirski
Fig. 1. Kościół w Łącku, p.w. św. Jana Chrzciciela, ołtarz główny
pochodzi z 1621 roku, fot. A. Kicińska • St. John Church in Łącko,
main altar dated at 1621, phot. A. Kicińska
33
– będącej 70% alkoholem produkowanym w Łącku legalnie
od 1882 roku do końca II Wojny Światowej.
Turystyczna oferta gminy Łącko
Rejon Łącka ma charakter turystyczno-wypoczynkowy.
Składają się na to liczne szlaki turystyczne, konne, rowerowe,
wiodące poprzez lesiste wzniesienia pasma Radziejowej, odsłaniające występujące tu atrakcje geoturystyczne (np. Kamień
Św. Kingi, wodospad na Majdańskim potoku, ścianki skalne,
rowy rozpadlinowe i wiele innych). Zabytki sakralne znajdujące
się w Łącku – kościół p.w. św. Jana Chrzciciela (z 1728 roku
z ołtarzem pochodzącym z 1621 r., Fig. 1), kościół p.w. Narodzenia Najświętszej Maryi Panny w Jazowsku (z 1726 roku)
i Sanktuarium Matki Bożej Bolesnej w Czarnym Potoku (z 1755
roku) zachęcają do zwiedzenia tego rejonu (Fig. 2).
Mocnym walorem Ziemi Łąckiej jest dolina Dunajca,
pozwalająca wędkarzom na połów szczupaków, głowacic,
pstrągów i lipieni, które mają tu swoje żerowiska. Kajakarze znajdą dla siebie prawdziwe wyzwanie w nurtach rzeki
(Fig.3), a plażowicze zażywać mogą kąpieli wodnych.
Infrastruktura turystyczna (noclegowa i gastronomiczna) oparta jest w dużej mierze na rodzinnych pensjonatach
i kwaterach (wiodącą formą jest agroturystyka, połączona
z ekoturystyką). Istnieje tu pole namiotowe oraz amfiteatr
położony na górze Jeżowej. W amfiteatrze tym odbywają się
dwa coroczne, największe święta ściągające rzesze turystów:
Święto Kwitnącej Jabłoni i Święto Owocobrania (Fig. 4).
W trakcie nich, obok produktów sadowniczych i rolniczych
prezentują się także zespoły folklorystyczne, orkiestry dęte
oraz twórcy ludowi. Imprezy te są prawdziwym rodzinnym
świętem Ziemi Łąckiej. Towarzyszą im zawody wędkarskie,
rajdy turystyczne, biegi uliczne, wystawy kwiatów i krzewów,
konferencje rolnicze oraz walne zebrania Miłośników Ziemi
Łąckiej, Stowarzyszenia Agroturystycznego Dolina Dunajca,
czy Łąckiej Drogi Owocowej (www.ldo.pl).
Godnym podkreślenia atutem tego miejsca jest czystość
środowiska i prawdziwe bogactwo fauny i flory. Nie lada
atrakcją są liczne bocianie gniazda znajdujące się w wielu
gospodarstwach.
Fig. 2 Sanktuarium Matki Bożej Bolesnej w Czarnym Potoku,
fot. A. Kicińska • St. Mary’s Sanctuary in Czarny Potok, phot.
A. Kicińska
Fig. 3. Tor kajakowy w Zabrzeży, na Dunajcu, fot. A. Kicińska •
Kayak race tracks, Dunajec River, Zabrzeż, phot. A. Kicińska
Fig. 4. Święto Kwitnącej Jabłoni i Święto Owocobrania, fot. K. Maurer • The bloom apple and fruit-picking fests, phot. K. Maurer
34
Fig. 5. Drzewa owocowe: jabłonie, wiśnie, grusze, czereśnie i oczywiście śliwy są nieodłącznym elementem krajobrazu łąckiego, fot. A. Kicińska •
Fruit trees: apple-trees, cherry-trees, pear-trees and, of course, plum-trees are very important elements of Łacko landscape, phot. A. Kicińska
Produkt markowy słynny na cały kraj…
i nie tylko?
były to zalecenia sadzenia drzew owocowych: jabłoni, wiśni,
grusz, czereśni i oczywiście śliw (Fig. 5).
Przed II Wojną Światową produkcja śliwowicy (zwanej Śliwowicą Koszerną) osiągnęła skalę przemysłową, a zasadnicza
jej część (ok. 2000 dm3) eksportowana była do Palestyny.
Z tego właśnie okresu pochodzi sekretna procedura produkcji tego trunku (wykorzystująca proces fermentacji, użycia
naczyń miedzianych i leżakowania w dębowych beczkach),
przechowywana do dziś w wielu łąckich gospodarstwach.
Wtedy to wyborny produkt doczekał się firmowych butelek
oraz etykietek, modyfikowanych po dzień dzisiejszy (Fig.
6). Od kilkunastu lat rada gminy stara się o zalegalizowanie
produkcji śliwowicy w gospodarstwach rolnych, dotychczas
nieskutecznie. Podobne trunki produkowane są na terenie
Austrii, Serbii, Szwajcarii (Mościcki 2002), a w wielu domostwach Sądecczyzny możemy zostać poczęstowani mocną,
polską śliwowicą. Zadziwiającym jest fakt nagradzania na
wystawach międzynarodowych łąckiej śliwowicy, pomimo
nielegalności jej produkcji.
Z produkcją miejscowego bimbru związana jest też nazwa
osiedla „Opijówka” w Jazowsku, gdzie zobaczyć można folwarczne budownictwo mieszkaniowe (Fig. 7).
Są miejsca słynące na świat z tzw. produktu markowego.
Produkt taki posiada cechy wyjątkowe, często związane z występowaniem komponentu potrzebnego do jego wytworzenia
tylko na danym obszarze. Ziemia Łącka taki produkt posiada,
słynie z produkcji wspomnianej już wódki zwanej śliwowicą.
Nie ma dorosłego Polaka, który nie słyszałby o takiej nazwie
i nie kojarzyłby jej z procesem fermentacji śliw. Nabycie takowego trunku na drodze legalnej jest obecnie niemożliwe.
Warto sięgnąć pamięcią wstecz, kiedy to na przełomie XIX
i XX wieku dobra parafialne zostały wydzierżawione przez
żydowską rodzinę Grossbardów, a na parafialnym folwarku
proboszcz Korab Pociełowski zezwolił na uruchomienie gorzelni
(działającej od 1882 do 1912 roku). Produkowana wódka nosiła
nazwę Śliwowicy Pejsecznej, a jej produkcją i handlem trudnili
się Żydzi zwani propinatorami. Proboszczowie parafii łąckiej
słynęli z oryginalnych pokut, zadawanych swoim parafianom,
Fig. 7. Osiedle „Opijówka” w Jazowsku, zobaczyć tu można
folwarczne budownictwo mieszkaniowe, fot. A. Kicińska • Historical houses in Jazowsko, called “habitual drunkenness”, phot.
A. Kicińska
Fig. 6. Etykietki śliwowicy łąckiej, te historyczne i te współczesne,
fot. A. Kicińska • The etiquettes of plum-brandy, past and present,
phot. A. Kicińska
35
Fig. 8a, 8b. Ułożenie warstw jest zmienne, od niemal poziomego do zapadania pod kątem ok. 55º na SW, fot. A. Kicińska • Changing dip
of flysch beds – from almost flat to dipping at 55º to the southwest, phot. A. Kicińska.
Oferta geoturystyczna
badał Keller (Klimaszewski vide Keller 1937) już w 1899
roku, stwierdzając iż dominującymi skałami są granity,
pochodzące z masywu tatrzańskiego (40%) oraz piaskowce
(40%) z warstw fliszowych. Natomiast wapienie i łupki stanowią równoliczną grupę po ok. 10%. Z kolei Rutkowski i
Zuchiewicz (1992) określili skład petrograficzny 100 pobranych otoczaków z wysokości 86-87 metrów nad poziomem
obecnego koryta rzeki, z którego wynika iż dominującymi są
piaskowce fliszowe (70-90%), a granity stanowią zaledwie
5-15%, kwarcyty werfeńskie to 4-7% badanej próby.
Morfologię doliny Dunajca tworzy nie tylko koryto rzeki,
ale i występujące na obu zboczach terasy: denne, zboczowe
wraz z zarysowanymi poziomami erozyjno-denudacyjnymi.
Jak podaje Klimaszewski (1937) wyróżniono tu 3 terasy denne
(na wysokościach: 2, 4-6 i 8-15 metrów) oraz 3 zboczowe (na
wysokościach: 20-25, 45-55 i 80-90 metrów). Dwa poziomy
destrukcyjne – poziom pogórski wydzielony został na wysokości 130-150 metrów nad poziomem wód Dunajca, i poziom
śródgórski znajdujący się znacznie wyżej, bo na wysokości
230-260 metrów n.p. wód rzeki. Żwirowiska występujące na
poziomach destrukcyjnych świadczą o stadium dojrzałości
rzeki, jej stałości i starości drogi przepływu. Jednakże występowanie przełomów: pienińskiego, przez Beskid Wysoki
i Rożnowski oraz przez Pogórze Wiśnickie upewnia nas
o charakterze antecedencyjnym doliny Dunajca. Obserwacja
morfologii doliny wskazuje na niejednostajne wypiętrzanie
Karpat, podczas którego okresy wynoszenia związane były
z postępującą erozją wgłębną i poprzedzielane okresami intensywnej denudacji (porównaj także Birkenmajer, 2006).
W korytach mniejszych cieków utworzyły się wskutek
erozji kaskady i malownicze wodospady. Wody majdańskiego
potoku rozcięły serię skalną w obrębie podjednostki krynickiej, serii magurskiej i w grubo oraz średnioławicowych
piaskowcach, wieku paleogeńskiego uformowały wodospad
o wysokości ok. 4 metrów zwany Wielkim Majdańskim
wodospadem (Fig. 10). Ławice piaskowców zapadają pod
kątem 60-75 stopni na południe i znajdują się w położeniu
normalnym. Głębokość kotła eworsyjnego sięgająca 1,5
metra, w upalne dni zachęca turystów wędrujących łąckimi
szlakami do kąpieli w krystalicznie czystych wodach.
Niedocenianym walorem przyrodniczym Ziemi Łąckiej są
zasoby przyrody nieożywionej. Wody płynące Dunajcem oraz
jego dopływami erodują podłoże i odsłaniają coraz to nowe
warstwy skalne, geologicznie należące do dwu z czterech
podjednostek płaszczowiny magurskiej: sądeckiej (zwanej
bystrzycką) i krynickiej (Oszczypko 1979, Paul 1980). Naprzemianległe warstwy piaskowców i iłowców o charakterystycznej
strukturze łupkowej zobaczyć można w miejscowości ŁąckoZawodzie. Naturalne odsłonięcie utworów fliszowych, położone w prawym zboczu doliny Dunajca ciągnie się na długości
ok. 200 merów i rozpoczyna się w odległości 150 metrów od
funkcjonującej na rzece przeprawy promowej.
Profil osadów wieku eoceńskiego, powstałych ok. 34-56
mln lat temu reprezentują warstwy z Zarzecza – podjednostka krynicka (Oszczypko 1979). Wykształcone są w postaci
drobnorytmicznego, cienko lub średnioławicowego fliszu.
Kąt zapadania warstw jest zmienny, od ułożenia niemal poziomego (Fig. 8a), jakie obserwować można w górnej części
odsłonięcia, do ok. 55º na SW w części znajdującej się tuż
nad lustrem wody (Oszczypko 1979). Niebieskiego koloru
piaskowce, o grubości warstw nieprzekraczających kilkunastu, ale częściej rzędu kilku centymetrów poprzedzielane są
ciemnymi łupkami (Fig. 8b). Na przekrojach poprzecznych
warstw piaskowców obserwować można struktury sedymentacyjne takie jak: laminacje równoległe, warstwowania
przekątne, warstwowanie konwolutne, charakterystyczne
dla osadów deponowanych przez prądy zawiesinowe. Wykształcenie warstw wskazuje na ich powstanie u podnóża
skłonu w lobach depozycyjnych głębokomorskiego, stożka
napływowego (Reading & Richards 1994). Odsłonięcie to jest
proponowanym stanowiskiem dokumentacyjnym (Słomka
i in. 2006, Alexandrowicz 1996). Po przeciwległej stronie,
na kamienistej plaży o szerokości około 10 metrów (Fig. 9)
zobaczyć możemy żwiry o różnorodnym składzie petrograficznym: granitoidy, piaskowce, piaskowce kwarcytowe i
kwarcyty naniesione przez Dunajec z bliskiego, jak i dalszego
sąsiedztwa. Procentowy udział otoczaków w żwirach Dunajca w miejscowości położonej 2 km od Łącka – Zabrzeży
36
Fig. 9. Na kamienistej plaży zobaczyć możemy żwiry o różnorodnej petrografii, fot. A. Kicińska • On the gravel playa one can see various types of rocks, phot. A. Kicińska
Wnioski
Rozwój turystyki na obszarach wiejskich budzi wiele
nadziei wśród mieszkańców tych terenów. Społeczności te
nie tylko pielęgnują swoje tradycje, folklor, ale wykazują
także głębokie przywiązanie do ziemi, na której od pokoleń
gospodarzą ich rodziny.
Wiejska gmina Łącko może być doskonałym przykładem
powiązania współczesnych trendów rozwoju osad rolniczych
(skierowanych na dotacje unijne), z kultywowaniem tego,
co jest ich jednocześnie historią i teraźniejszością. Miejsce
to zachęca i ściąga turystów chcących wypocząć i poznać
współczesne oblicze polskiej wsi.
Niezrozumiałe jest zarówno dla mieszkańców, jak i dla
turystów odwlekanie legalizacji produkcji śliwowicy. Wpływy
z oficjalnej sprzedaży zasiliłyby budżet państwa i umożliwiły kontrolę jakości produkcji, a jednocześnie w znaczący
sposób wydłużyłyby pobyt osób odwiedzających to miejsce.
Walory gminy Łącko: przyrodnicze, kulturowe, krajobrazowe wsparte dobrze działającą infrastrukturą oraz imprezami
folklorystycznymi mogą przyczynić się do rozwoju turystyki
zrównoważonej. Spełniałaby ona oczekiwania osób przyjeżdżających z jednoczesnym utrzymaniem wysokiej jakości
usług świadczonych przez sektor lokalny oraz poszanowaniem
praw przyrody. Łącko to miejsce, które trzeba zobaczyć, a na
Święcie Kwitnącej Jabłoni po prostu wypada być, choć raz.
Istotnym zabiegiem wydaje się być włączenie i zagospodarowanie występujących w tym rejonie atrakcji geoturystycznych, zwłaszcza gdy znajdują się one w pobliżu istniejących
szlaków turystycznych, np. opisane stanowisko dokumentacyjne utworów fliszowych pozwalające zapoznać się z produktami sedymentacji w głębokomorskich basenach. 
Fig. 10 Wodospad na Majdańskim potoku, fot. A. Kicińska •
A waterfall on Majdański stream, phot. A. Kicińska
Praca jest finansowana w ramach Badań statutowych
ZGPiOŚ nr 11.11.140.447
Summary
Geoturist offer’s of rural community
Łącko – the capital of orchards region
cross by the Dunajec valley
land. Hart of it part is a lovely Łącko dale, geographic
belong to the West Beskid Mts and geological to the Outer
Carpathians.
History of this region was dated on 1227 year and it is
connected with looking for valuable metal – gold. Łącko
region is situated during important communication connect,
as before was a Dunajec valley. In many-colored landscape
North - west part of Beskid Sądecki Mts is called Łącko37
of neighbouring hills has been written many-centuries (since
12-th and 13-th century) fruit growing.
Since 12-th century dry fruits (plums) were navigable by
rivers to Cracow or Gdańsk. But the most famous and popular profit on all the country was a product of plums called
plum-brandy, produced in Łącko in legal – way since 1882
year till the end of the Second World War. Łącko region has
a typical tourist and recreation character. There are: tourist
paths, horses paths, bicycle paths with crossing forest hills
of Radziejowa chain natures reserves or geotourist attraction. Religion monuments in Łącko – church of St. John and
St. Mary in Czarny Potok encourage to visit of this region
(Fig. 1, 2).
The strong value of Łącko region is Dunajec valley. There
are a lot of feet- sites of fishes and canoe tracks (Fig. 3). Tourist
structures (night’s rest and gastronomy) are based on family
boarding house and lodgings, a popular forms of tourist become rural tourism and ecotourism. There are also a tent-pole
and amphitheatre where every years execute two main feasts:
the bloom apple feat and fruit-bearing feat (Fig. 4). These
celebrations are really family feats of Łącko region.
This place is famous of mention vodka-plum-brandy
(polish name – śliwowica). Today producing of that dainty is
illegality, but let’ s move to the end of 19-th century. In that
time parish’s land was take on lease by Jewish family Grossbard. On the parish farm, paron Korab Pociełowski permited
on produce (since 1882 till 1912 years) a plum‑brandy. The parsons of Łącko parish were popular of very original penitents
like order to plant a fruit trees as: apple-trees, cherry-trees,
pear-trees and of course plum-trees (Fig. 5).
Before Second WW the produce of plum-brandy obtained
a industry scale, and was exported to the Palestine. In that
days this excellent product possessed a mark bottle and etiquette, till present time they are changing and modification
(Fig. 6). In Jazowsko still exist a farm houses called “habitual
drunkenness” (Fig. 7).
The underestimate nature value of Łącko region is stock
of inanimate nature. In Łącko-Zawodzie was shown a nature rock-wall, with characteristic flysch structures profile.
In the right bank of the Dunajec River some 150 meters
distance from the boatlift exposed along 200 meters finerhythmic flysch strata, (origin 34‑56 mln years ago) knows
as the Zarzecze Beds (Fig. 8a, 8b). On the opposite bank
the gravel bar is formed, composed of rock fragment derived from surrounding hill (Fig. 9). In beds of tributance
of Dunajec, like Majdański stream shaped a picturesque
waterfall (Fig. 10).
The development of tourism on rural region rouse a lot
of hope in local society. The rural community Łącko can be
a perfect sample how to connect a present trends in development of rural settlement, with preserve of values which are
history and present at the same time.
The values of Łącko region like: nature, cultural and
landscape support by good working tourist structure and
folklores feasts may contribute to the development of sustainable tourism.
Alexandrowicz Z. (ed.), 1996. Geoochrona Beskidu Sądeckiego i Kotliny
Sądeckiej – Geoconservation of the Beskid Sądecki Mountains and the
Sącz basin, Polish Carpatians. Studia Naturae, 42: 43-44.
Birkenmajer K., 2006. Przełom Dunajca w Pieninach – fenomen geologiczny. Pieniny – Przyroda i Człowiek, 9: 9-22.
Cabalska M., 1966. Sądecczyzna w badaniach Katedry Archeologii Polski
UJ. Rocznik Sądecki, VII: 376-397.
Klimaszewski M., 1937. Morfologia i dyluwium doliny Dunajca od Pienin
po ujście. Prace Inst. Geograficznego UJ, 18: 8-15.
Mościcki B., 2002. Beskid Sądecki – przewodnik. Wydawnictwo Rewasz,
Pruszków, 1-272.
Oszczypko N., 1979. Budowa geologiczna północnych stoków Beskidu
Sądeckiego między Dunajcem a Popradem (płaszczowina magurska).
Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, XLIX, 3-4: 293-325.
Paul Z., 1980. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski,
arkusz Łącko (1034). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 1-44.
Reading H.G., Richards M., 1994. Turbidite system in deepwater basin
margins classified by grain size and feeder system. Bull. Amer. Assoc.
Petrol, 78.
Rutkowski J., Zuchiewicz W., 1992. Czwartorzędowe osady doliny Dunajca
na Pogórzu Łącko-Podegrodzkim, Wycieczka B.2.2 Brzyna. W: Przewodnik LXIII Zjazdu PTG Koninki, Kraków, 154-159.
Słomka T., Kicińska-Świderska A., Doktor M., Joniec A., 2006. Katalog
obiektów geoturystycznych w Polsce. AGH, WGGiOŚ, Kraków, 108109.
Stamirski H., 1966. Przeszłość Łącka (l. 1251-1782). Rocznik Sądecki,
VII: 7-73.
Stamirski H.,1965. Rozmieszczenie punktów osadniczych Sądecczyzny
w czasie (do r. 1572) i w przestrzeni. Rocznik Sądecki, VI: 3-43.
Żaki A., 1966. Problem starożytnych fortyfikacji w Sądeckiem. Rocznik
Sądecki, VII: 351-375.
Strona internetowa Łąckiej Drogi Owocowej:
www.ldo.pl, www.stat.gov.pl
38
Atrakcje geoturystyczne Europy – zajęcia terenowe studentów
Geoturystyki Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony
Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie
Geotouristic attractions of Europe – field training for students of Geotourism
at the Faculty of Geology, Geophysis and Environment Protection,
AGH-University of Science and Technology in Kraków
Marek Doktor & Jan Golonka
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie, Al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków;
[email protected], [email protected]
Już po raz piąty odbyły się programowe zajęcia terenowe
studentów IV roku specjalności Geoturystyka Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska AGH. W tegorocznych
zajęciach udział brali studenci studiów stacjonarnych oraz
studenci uzupełniających studiów magisterskich, wśród których siedemnastoosobową grupę stanowili studenci ze Słowacji, od dwu lat studiujący na tej specjalności w AGH. Zajęcia
terenowe, trwające od 13 do 21 maja 2006 roku pozwoliły
uczestnikom poznać wybrane, ciekawe i wartościowe obiekty
geoturystyczne środkowej Europy, leżące przy zaprojektowanej trasie autokarowej o długości 3200 km, wiodącej z Polski
przez Czechy, Austrię do Włoch, Słowenii i Chorwacji, skąd
przez Węgry i Słowację nastąpił powrót do Polski (Fig. 1).
Przedstawiony poniżej program stanowić może interesującą
propozycję geoturystycznego trampingu dla rosnącej grupy
bardziej wymagających turystów.
Treść: Artykuł omawia atrakcje geoturystyczne Europy Środkowej
objęte w roku 2006 programem zajęć terenowych studentów specjalności Geoturystyka na Wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony
Środowiska AGH w Krakowie.
Abstrakt: The following paper presents selected geotouristic
attraction of Central Europe visited in May, 2006 by students
of Geotourism from the Faculty of Geology, Geophysics and
Environment Protection, AGH-University of Science and
Technology in Kraków.
Słowa kluczowe: atrakcje geoturystyczne, Hochalpenstrasse,
lodowiec Pasterze, Heiligenblut, Dolomity, Wenecja, jaskinia
Škocjańska, Istria, Pula, Balaton, Eger
Keywords: geotouristic attraction, Hochalpenstrasse, Pasterze
Glacier, Heiligenblut, Dolomites, Venice, Škocjan Cave, Istria
Peninsula, Pula, Balaton Lake, Eger
Fig. 1. Przebieg trasy autokarowej • Map of the field training
39
Atrakcje geoturystyczne Europy
tektoniczne Taurów. Utwory znajdujące się w tym oknie
należą do dwóch kompleksów. Pierwszy kompleks, opisywany często jako podłoże kontynentalne, budują utwory metamorficzne powstałe w wyniku orogenezy waryscyjskiej
(Neubauer & Handler, 2000). Reprezentowane są one przez
eklogity, amfibolity, andaluzyty, metarodingity, migmatyty
i inne skały metamorficzne (Droop, 1985, Neubauer & Handler, 2000). Utwory te były poprzecinane intruzjami granitoidów waryscyjskich, zmienionych w wyniku kenozoicznych
wydarzeń tektonotermalnych w gnejsy, nazywane przez
geologów austriackich „gnejsami centralnymi” (Höck, 1980,
Neubauer & Handler, 2000). Paleozoiczne skały metamorficzne przykryte są przez jurajskie i dolnokredowe, głębokowodne skały węglanowe zmetamorfizowane w marmury
(Kiessling, 1992, Kiessling & Zeiss, 1992), a także zmetamorfizowane, kredowe osady terygeniczne (Faupl & Wagreich, 2000). Paleozoiczne skały krystaliczne podłoża
Taurów przypominają polskie utwory tatrzańskie tego samego wieku (Golonka et al., 2005), a także liczne egzotyki
znajdowane we fliszu polskich Karpat zewnętrznych, a pochodzące z grzbietu śląskiego, rozdzielającego baseny fliszowe w okresie od jury do paleogenu (Golonka & Lewandowski,
2003, Golonka et al., 2006a).
Drugi, stratygraficznie młodszy kompleks reprezentują
utwory powstałe w Oceanie Penińskim (Penninicum) (Faupl
& Wagreich, 2000, Neubauer et al., 2000), który uformował
się w jurze jako część Tetydy alpejskiej (Stampfli et al., 2001).
Tetyda alpejska powstała w wyniku rozpadu Pangei, stanowiąc przedłużenie systemu centralnego Atlantyku (np. Golonka, 2000, Golonka et al., 2006a). Prócz Penninicum w jej
skład wchodziły oceany: Liguryjski i Megapieniński, z którego powstał później Pieniński Pas Skałkowy w Polsce. Bill
et al. (2001) datowali metodami izotopowymi rozpoczęcie
oceanicznego spreadingu w Tetydzie alpejskiej na bajos, co
jest zgodne z czasem przypuszczalnego otwarcia tego oceanu
( Ozvoldova & Faupl, 1993, Golonka & Krobicki, 2004).
Ocean Peniński podścielony był skorupą oceaniczną, której
fragmenty znajdują się w oknie Taurów, gdzie opisywane są
jako ofiolity facji Glockner (Faupl & Wagreich, 2000). Nazwa
ta pochodzi on najwyższego szczytu Austrii. W ofiolitach
występują serpentynity, prazynity, harzburgity, ofiokalcyty
oraz bazalty. Oprócz skał skorupy oceanicznej obecne są też
słabo zmetamorfizowane metasedymenty, będące ekwiwalentem głębokowodnych skał węglanowych i turbidytów
(Faupl & Wagreich, 2000). W paleogenie nastąpiło zamknięcie Oceanu Penińskiego i metamorfizm, który objął zarówno
paleozoiczne fragmenty skorupy kontynentalnej z ich pokrywą osadową, jak i skorupę oceaniczną wraz z oceanicznymi osadami Penninicum (Neubauer et al., 2000). Utwory
okna Taurów zostały pogrzebane na głębokości wielu kilometrów, a następnie ekshumowane, co wiąże się z nasunięciami, tektonicznym podniesieniem i denudacją orogenu
Alp Wschodnich. (Ratschbacher et al., 1989, Genser et al.,
1996, Neubauer et al., 2000). Dzięki tej ekshumacji możemy
podziwiać wzdłuż Hochalpenstrasse skały stanowiące
niegdyś dno oceanu.
Dojeżdżamy do głównego celu w tym dniu – Franz Josefs
Hőhe. Znajduje się tu parking, restauracja, hotel i kiosk
Fig. 2. Droga Wysokoalpejska – Hochalpenstrasse – Austria • The
High Alpine Road – Hochalpenstrasse – Austria
Hochalpenstrasse i lodowiec Pasterze
Zajęcia, rozpoczęły się po całonocnej jeździe do Austrii,
od malowniczej drogi górskiej, prowadzącej przez tereny
Parku Narodowego Wysokie Taury. Tzw. Szlak Grossglockner
to ważny, historyczny szlak handlowy, od średniowiecza
łączący Włochy i Niemcy. Dziś szlakiem tym biegnie Hochalpenstrasse, czyli Droga Wysokoalpejska (Fig. 2), zbudowana w latach 1930–1935. Prowadzi ona na odcinku długości 50 km od miejscowości Fusch na wysokości 800 m n.p.m.
do najwyższego punktu trasy: Hochtor (2504 m n.p.m.)
i dalej do Guttal, gdzie się rozwidla. Jedna odnoga schodzi
do miejscowości Heiligenblut i dalej, do Lienz. Druga, długości 9 km, prowadzi na Franz Josefs Hőhe (2369 m n.p.m.),
skąd roztacza się wspaniała panorama na grupę górską Glockner z najwyższym szczytem Wysokich Taurów, Grossglockner (3797 m n.p.m.) i na największy lodowiec Alp Wschodnich – Pasterze (Honan, 1999).
Hochalpenstrasse to przykład bardzo dobrze zagospodarowanego szlaku turystycznego z wieloma atrakcjami, m.in.
Wildpark Ferleiten – alpejski rezerwat zwierząt na południe
od Fusch, na wysokości 2260 m n.p.m., Natur Schau – muzeum z wystawą przyrody alpejskiej, punkt widokowy na
Fuschertorl (2428 m n.p.m.), skąd roztacza się wspaniały
widok na obie strony łańcucha górskiego, czy Knappenstube
na wysokości 2450 m n.p.m., gdzie zachowały się ślady średniowiecznej kopalni złota, w której w najlepszym okresie
wydobywano do 900 kg kruszcu rocznie. Wzdłuż całej trasy
znajduje się szereg restauracji, a przy niektórych istnieje
także możliwość wynajęcia pokoi.
Nasze zainteresowanie skoncentrowało się na muzeum
geologicznym „na świeżym powietrzu”. Przy drodze, na niewielkiej platformie widokowej zorganizowano małą wystawę
ilustrującą budowę geologiczną Wysokich Taurów, na której
w pomysłowy sposób pokazano skały budujące ten masyw.
Masyw Wysokich Taurów usytuowany jest w austriackich
Alpach Wschodnich, które charakteryzują się budową płaszczowinową (Ratschbacher et al., 1989, Genser et al., 1996,
Neubauer et al., 2000). Górna płaszczowina, zwaną austroalpejską została w tym rejonie zerodowana, tworząc okno
40
Fig. 4. Alpejskie świstaki na zboczach Franz Josefs Hőhe, utuczone
przez turystów • Alpine marmots at the slopes of the Franz Josefs
Hőhe, fatten by tourists
Fig. 3. Lodowiec Pasterze, największy lodowiec Wschodnich Alp
– Austria • The Pasterze Glacier – largest glacier in the Eastern
Alps – Austria
Fig. 5. Malownicza wioska alpejska Heiligenblut z XV w. kościołem – Austria • Picturesque Heiligenblut village with XVth-century
church – Austria
41
zamczyska i winnice (Fig. 6). Adyga jest doskonale zagospodarowanym regionem turystycznym, a dodatkową atrakcją
są kultywowane do dzisiaj dawne tradycje. Mijamy Dobiacco
(Toblach) i wjeżdżamy w dolinę di Braies Veschia. W miejscowości Ponticello pozostawiamy autokar, wyruszając na
kilkugodzinną wycieczkę w góry. Naszym celem jest masyw
Picco de Vallandro (Dürenstein).
Picco de Vallandro (Dürenstein)
W masywie tym możemy obserwować geologię Dolomitów,
które stanowią część Alp Południowych (Bosellini et al., 1997,
2003) (Fig. 7). Sekwencje osadowe tych gór tworzyły się
w czasie od permu po kredę, ale krajobraz zdominowany jest
przez majestatyczne masywy węglanowe wieku triasowego.
W środkowych triasie nastąpiło ważne wydarzenie tektonicznomagmowe, a następnie region wziął udział w jurajskim otwieraniu basenów oceanicznych (Golonka et al. 2006a), tworząc ich
południową, pasywną krawędź, wreszcie uczestniczył w orogenezie alpejskiej, która osiągnęła swój punkt szczytowy
w neogenie. Dolomity nie zostały objęte bardzo silnymi deformacjami tektonicznymi, ani też metamorfizmem alpejskim,
dzięki czemu można oglądać nienaruszone profile stratygraficzne i pierwotną architekturę facjalną basenów, w których osadzały się te skały. W szczególności dobrze widoczne są triasowe
platformy węglanowe. Taka triasowa platforma buduje też stoki
masywu Picco de Vallandro. Platforma węglanowa osadzała się
w morzu płytkim, na wyniesieniu powstałym wyniku permskich
i triasowych ruchów tektonicznych i magmatyzmu. Narastające
szybko utwory węglanowe (Dolomit Schlern) zsypywały się do
głębszych stref basenowych. Jednocześnie w basenach tych
osadzały się utwory margliste (Formacja Cassian), często bogate w substancję organiczną. Na północnych i północno-zachodnich stokach masywu odsłaniają się węglany wieku ladyn – karnik (trias środkowy – późny), należące do platformy Schlern,
(Schlager, 1997a). Utwory te zazębiają się z sekwencjami basenowymi Formacji Cassian tworząc szereg klinoform. Poszczególne klinoformy, zawierające pokruszone fragmenty platformy,
odzwierciedlają cykliczną sedymentację, spowodowaną wahaniami poziomu morza. W każdym nowym cyklu platforma
posuwała się dalej na zachód, aż do wypełnienia basenu osadami o miąższości 1500 m i do przekształcenia całego obszaru w jednolite, płytkowodne środowisko. Powstawały wtedy
Dolomity Dürenstein z matami glonowym i przewarstwieniami czerwonych łupków. W czasie orogenezy alpejskiej nastąpiło wychylenie tych leżących pierwotnie płasko warstw pod
kątem 20–40 stopni na południe i południowy-zachód, lokalnie można też zaobserwować fałdy, uskoki, a nawet nasunięcia.
Rejon Picco de Vallandro był objęte oryginalnymi badaniami
sedymentacyjnymi, dostarczającymi podręcznikowych przykładów stratygrafii sekwencyjnej progradujących platform
węglanowych. Badania te objęły również modelowanie sejsmiczne odsłonięć (Schlager, 1997b), a także odtworzenie
systemów naftowych, ważne dla rozwoju metodyki poszukiwań
ropy i gazu. Wycieczka w rejon Picco de Vallandro pozwala
na obserwacje platformy z odległości kilku kilometrów, umożliwiając objęcie całości występujących tu utworów, a następnie
na podejście blisko stoków, gdzie można oglądać i narysować
szczegóły systemów progradujących.
Fig. 6. Zamki w Górnej Adydze koło Toblach – Włochy • Castles
in the Upper Adige near Toblach – Italy
z pamiątkami. Z Franz Josefs Hőhe prowadzą liczne szlaki,
jednym z nich można zejść na największą atrakcję tego
miejsca – lodowiec Pasterze. Ten długi na 8,8 km i gruby
miejscami na 300 m jęzor lodowca pozwala zobaczyć w naturze procesy związane z działalnością lodowców alpejskich
(U-kształtna dolina lodowcowa, moreny boczne, środkowe
i czołowe, jezioro polodowcowe u czoła) (Fig. 3). Widzimy
potrzaskaną i zaskakująco szarą powierzchnię lodowca,
niestety oblodzenie szlaku uniemożliwia zejście na sam lodowiec. Po omówieniu zjawisk i osadów towarzyszących
lodowcom, obserwujemy jeszcze przez chwilę baraszkujące
przy drodze świstaki alpejskie, spasione przez turystów (Fig.
4) i udajemy się dalej, zjeżdżając w dół na nocleg do malowniczej miejscowości alpejskiej Heiligenblut.
Heiligenblut
Miejscowość, w której nocujemy to malownicza wioska
alpejska, pięknie położona przy granicy Parku Narodowego
Wysokie Taury, ok. 39 km na północ do Lienz (Fig. 5). Jest
to jeden z bardziej malowniczych ośrodków sportów zimowych i letniego wypoczynku w Austrii. Charakterystyczna,
strzelista wieża kościoła, budowana w latach 1430–1483,
widoczna jest z daleka z Hochalpenstrasse. Kościół w stylu
późnogotyckim, z pięknym sklepieniem i dwuskrzydłowym,
bogato zdobionym, drewnianym ołtarzem stanowi jedną
z atrakcji turystycznych tej miejscowości (Honan, 1999). Jak
głosi legenda, w tabernakulum znajduje się flakonik krwi
Chrystusa, od którego pochodzi nazwa miejscowości (Heiligenblut znaczy dosłownie „święta krew”).
Kolejny dzień to kontynuacja podróży przez Wysokie
Taury. Jedziemy na południe, do Lienz i dalej, po przekroczeniu granicy pomiędzy miejscowościami Sillian w Austrii
i San Candido (Innichen) we Włoszech, wjeżdżamy na teren
Włoch, w region Trydentu i Górnej Adygi.
Region ten położony jest między obszarami kultury śródziemnomorskiej i niemieckiej. Dlatego też północna część
Adygi posiada dwie nazwy – włoską (Alto Adige) i niemiecką
(Süd Tirol). Jej mieszkańcy posługują się własnymi dialektami i nie czują się do końca ani Niemcami, ani Włochami.
Trydent i Górna Adyga leżą na terenie Alp, gdzie w krajobrazie dominują szczyty Dolomitów, a w dolinach widać
42
Fig. 7. Studenci Geoturystyki na tle Pico de Vallandro w Dolomitach – Włochy • Students of Geotourism at the Pico de Vallandro
in Dolomites – Italy
Po zakończeniu przez studentów praktycznych ćwiczeń
rysunku z natury odsłaniających się utworów węglanowych,
jedziemy dalej na południe, do doliny Adygi i malowniczego
typowego, już bez naleciałości niemieckich, włoskiego miasta – Trydentu.
Trydent
Miasto jest stolicą regionu Trydent–Górna Adyga i położone jest nad rzeką Adygą, głównie na jej lewym brzegu, u
stóp Monte Bondone. Już w czasach rzymskich Tridentum
było ważnym centrum administracyjnym i handlowym. Nad
miastem górują dachy katedry (duomo) oraz Castello del
Buonconsiglio, gdzie w latach 1545–1563 odbywały się sesje
soboru trydenckiego, mającego zaradzić szerzącej się reformacji. W Trydencie przez 20 lat mieszkał jako biskup trydencki Aleksander, książę mazowiecki z linii Piastów, a jego
następcą na tronie biskupim został Ślązak Jerzy Hok. W tym
czasie na dworze biskupim przebywało wielu innych Polaków,
m.in. Mikołaj Kunicki, który był starostą trydenckim (Bedford i in., 2001)
Trydent to miasto wielu pięknych zabytków. W jego centralnym punkcie, przy Piazza del Duomo wznosi się wspaniała katedra. To romańsko-gotycki kościół, którego budowę
Fig. 8. Rozeta na ścianie katedry w Trydencie • Rosette at the wall
of cathedral church in Trent
rozpoczęto w XII w. na miejscu wcześniejszej świątyni, poświęconej św. Wirgiliuszowi, biskupowi Trydentu i męczennikowi (Kubas i in., 2006). Na północnej ścianie katedry
widoczna jest rozeta zwana „kołem Fortuny” ze względu na
postać Fortuny, umieszczonej w jej centrum (Fig. 8). Szereg
innych kościołów z bogatym wyposażeniem, wspaniałych
43
Fig. 10. Lazisa, dawny wenecki port remontowy nad jeziorem Garda
• Lazise – old Venecian harbour and shipyard at the Garda Lake
wczasowiczów, głównie z Niemiec i Francji oraz innych rejonów Włoch. Turystów przyciąga wspaniały klimat, panujący na brzegach jeziora porośniętych bujną roślinnością
śródziemnomorską oraz doskonałe warunki do uprawiania
windsurfingu. Nad wodami jeziora pojawiają się dwie bryzy
– sover, wiejąca z kierunku północnego od północy do wczesnego rana oraz ova, wiejąca z kierunku południowego od
popołudnia do wieczora.
Dojeżdżamy do miejscowości położonej na wschodnim
brzegu jeziora Garda. To niewielka, otoczona murami wioska
Lazise. W przeszłości była portem weneckim, gdzie budowano i naprawiano łodzie należące do floty weneckiej. Później
trzymano tu owce, których moszcz używany był do produkcji saletry amonowej, podstawowego składnika prochu
strzelniczego. Na przystani stoi średniowieczny budynek
odprawy celnej z arkadami, a nad miejscowością góruje zamek, będący dzisiaj własnością prywatną (Fig. 9). Liczne
kawiarnie, pizzerie i lodziarnie wypełniają w sezonie tłumy
turystów. Po sezonie Lazisa staje się oazą spokoju (Fig. 10).
Po zwiedzeniu tego weneckiego „portu remontowego”
udajemy się na wschód, do Wenecji.
Fig. 9. Prywatny zamek w Lazisie nad jeziorem Garda • Private
castle in Lazise at the Garda Lake shore
pałaców, w których dzisiaj znajdują się muzea oraz wiele
renesansowych budynków tworzy niepowtarzalną atmosferę
tego włoskiego miasta. Dla nas, geologów interesującym był
również fakt, że wiele wspaniałych budynków tego miasta
zbudowanych zostało z wapienia ammonitico rosso (web site
La Provincia Autonoma di Trento, 2007), różowo-białej skały wapiennej z pięknymi amonitami, której odpowiednik
facjalny i wiekowy znajduje się w Pieninach i znany jest jako
„czerwony wapień bulasty” (Golonka & Krobicki, 2004).
Po noclegu w dobrze położonym i przyjemnym schronisku
młodzieżowym, w którym jedynym mankamentem wydaje
się być skromne śniadanie europejskie (kubeczek kiepskiej
herbaty owocowej i jedna bułka z dżemem), udajemy się
doliną Adygi dalej na południe, zjeżdżając z autostrady nad
Jezioro Garda.
Wenecja
Wenecja to jedno z tych miast na świecie, które od 300 lat
prawie nie zmieniło swego oblicza, a każdy turysta przybywający do Włoch pragnie je odwiedzić. Turystyka jest dzisiaj
głównym źródłem dochodu Wenecji. Miasto przez 1100 lat
było sercem imperium morskiego i stolicą najbogatszego
państwa w Europie – Republiki Weneckiej. Dzisiejsza Wenecja składa się z dwóch części: starszej, tzw. Wenecji właściwej, położonej w Lagunie Weneckiej i części młodszej,
położonej na lądzie stałym (m.in. Mestre, Marghera), połączonych groblą (długości 3,6 km), przez którą prowadzi linia
kolejowa i autostrada.
Wenecja właściwa położona jest na 118 płaskich wysepkach w Lagunie Weneckiej i oddzielona od morza mierzeją
piaszczystą (lido) przedzieloną przesmykami (porta). Początkowo wyspy zamieszkiwali nieliczni rybacy i myśliwi. Najazd
Longobardów na północne Włochy w 568 r. n.e. spowodował,
Jezioro Garda i wioska Lazise
Lago di Garda to największe jezioro Włoch u podnóża Alp
Wschodnich, pochodzenia glacjalnego, położone w tektonicznym obniżeniu między górami Monte Baldo na wschodzie
i Monte Tremalzo na zachodzie. Jego powierzchnia wynosi
370 km 2, a głębokość osiąga 346 m. Położone na wysokości
65 m n.p.m., leży na granicy trzech regionów: Trydentu–Górnej Adygi, Lombardii i Wenecji. To najmniej zanieczyszczone i najbardziej popularne z włoskich jezior, gdzie turystyka
zaczęła się rozwijać dopiero na początku ubiegłego wieku.
Dzisiaj nad jezioro Garda przyjeżdżają rokrocznie tysiące
44
Fig. 11. Główna arteria komunikacyjna w Wenecji: Canale Grande • Canale Grande – the main “road” in Venice
Fig. 12. Canale Grande i kościół Santa Maria della Salute posadowiony na milionie pali dębowych • Canale Grande and Santa Maria
della Salute church founded on a million of oak pillars
45
Fig. 13. XVI wieczny kamienny most Ponte di Rialto nad Wielkim Kanałem w Wenecji • Stone bridge Ponte di Rialto (XVIth century)
over the Grand Canal in Venice
że uciekająca przed hordami barbarzyńców ludność Veneto
schroniła się na otoczonych rozlewiskami wyspach, zakładając pierwsze osady. Około 697 roku społeczności wyspiarskie
zjednoczyły się, a dowództwo objął rezydujący na Malamocco – jednej z wysp w łańcuchu lido, oddzielających lagunę
od otwartego morza – przywódca, w lokalnym dialekcie
nazywanym doge, czyli „doża”. Dożowie ci podlegali
zwierzchnictwu cesarza bizantyjskiego. Kiedy pod koniec
VIII wieku wojska pod wodzą Karola Wielkiego podbiły
panujące na stałym lądzie Królestwo Longobardów i w 810
roku zajęły wyspę Malamocco, doża zdołał zbiec na leżące
wewnątrz laguny Rio Alto, a w miejscu dzisiejszego Pałacu
Dożów zbudowano fortecę (Ullian, 2002) .
Pałace i ulice Wenecji zbudowane zostały w kolejnych
wiekach na niezliczonych, modrzewiowych i dębowych palach wbitych głęboko w dno laguny. Miasto przecina labirynt
177 kanałów połączonych 450 mostami. Kanały są częściowo
zalewane wodą morską, która przedostaje się do laguny
z Adriatyku wraz z rytmem przypływów.
Wzrost poziomu wód morskich i osiadanie podłoża to
główne powody nasilania się zjawiska zalewania Wenecji.
Eksperci szacują, że jeżeli szybko nie zacznie się temu przeciwdziałać, to w ciągu stu lat miasto zniknie pod wodą.
Główna część miasta znajduje się w środkowej części laguny, odciętej od Adriatyku mierzeją Lido. Jest to największa
laguna we Włoszech (Brambati et al., 2003), wydłużona
i wygięta w łuk. Połączona jest z Adriatykiem trzema cieśninami. Laguna Wenecka powstała około 6–7 tysięcy lat p.n.e.
(Gatto & Carbognin, 1981). Zasypywana była przez osady
przynoszone przez rzeki Adige, Bacchiglione, Renta, Sile
i Piave, a także przez osady przynoszone z południa, od ujścia
Padu. Osady neogeńskie, głównie plioceńskie, plejstoceńskie
i czwartorzędowe zostały poznane dzięki wierceniom w tym
rejonie (Kent et. Al., 2002, Brambati et al., 2003) np. otwór
VE-1 CNR przewierciło 947 m osadu, z ciągłym pełnym
rdzeniowaniem. W holocenie dopływ materiału był większy
niż subsydencja w tym rejonie, co mogło doprowadzić do
zasypania basenu laguny. Wenecjanie, zainteresowani obronnymi walorami laguny i drożnością kanałów portowych
przeprowadzili szereg prac hydrotechnicznych, mających na
celu zachowanie laguny. W szczególności, w okresie 1400–
1600 lat n.e. zmienili bieg rzek dostarczających osady do
laguny. W XIX wieku pogłębili kanały portowe i zmienili
cieśniny pomiędzy laguną i Adriatykiem. Działania te naruszyły hydrodynamikę laguny, przyspieszając erozję i osiadanie. Osiadanie zostało również wyraźnie zwiększone przez
pobór wód artezyjskich w XX wieku (Brambati et al., 2003),
a także przez wiercenia eksploatujące gaz ziemny. Naturalna
subsydencja w czwartorzędzie wahała się pomiędzy 0,5 i 1,3
mm na rok, procesy wywołane przez człowieka zwiększyły
osiadanie ponad dwukrotnie. Względny poziom morza
w ostatnim okresie podniósł się o ponad 23 cm. Osiadanie to
jest obecnie częściowo zatrzymane, jednak jest to proces
nieodwracalny i powoduje konieczność podjęcia różnych prac
zapobiegawczych i konserwatorskich, aby ocalić zabytki
Wenecji przed zniszczeniem.
46
Główną arterią miasta, obramowaną najwspanialszymi
budynkami i pałacami jest Canale Grande (Fig. 11), a serce
miasta, do którego podążają miliony turystów stanowi Piazza
San Marco. Tu znajdują się dwie najważniejsze budowle
Wenecji: Bazylika św.. Marka i Pałac Dożów. Nad pałacem
góruje najwyższa (99 m) wenecka budowla – Kampanila św.
Marka. Z wierzchołka, na który można dzisiaj wjechać windą w niecałą minutę, roztacza się wspaniały widok na miasto.
Kampanila była początkowo latarnią morską, potem służyła
jako wieża strzelnicza i wreszcie dzwonnica. Dzisiejsza
wieża jest rekonstrukcją pierwotnej budowli, która runęła
w lipcu 1902. Zresztą, w ciągu wieków w Wenecji zawaliło
się kilka dzwonnic kościelnych (Ullian,2002).
Zwiedzamy indywidualnie i w małych grupach to wspaniałe miasto, którego mieszkańcy słynęli z waleczności na
morzu, talentów handlowych i przebiegłości w negocjacjach.
W okresie świetności weneckie imperium kształtowało bieg
historii na kontynencie. Dzisiaj Wenecja to jedno najcenniejszych zabytkowych miast świata i mekka światowej turystyki. Wspaniałe pałace (m.in. Casa D’Oro), które podziwiamy
płynąc Canale Grande weneckim tramwajem wodnym vaporetto, kościoły, z których wyróżnia się bryła barokowego
kościoła Santa Maria della Salute (Fig. 12), posadowiona na
milionie pali dębowych wbitych w grząskie dno laguny oraz
i liczne mosty ze słynnym, XVI-wiecznym Ponte di Rialto
(Fig. 13) uzmysławiają nam, dlaczego turyści chcą odwiedzać
Wenecję.
Po zbyt krótkim w odczuciu nas wszystkim pobycie
w Wenecji ruszamy dalej, aby jeszcze tego dnia dotrzeć na
nocleg do Triestu.
Jaskinie Skocjańskie
(Škocjanske Jame)
Dla ochrony jaskini i terenów krasowych wokół niej utworzono Park Regionalny Skocjańskich Jaskiń. Na jego terenie
znajdują się jaskinie, podziemne potoki, ogromne zapadliska,
jeziora oraz wodospady rzeki Reka. To właśnie Reka jest twórcą największej atrakcji skocjanskich jaskiń, jaką jest jeden
z najgłębszych podziemnych kanionów w Europie. Rzeka
tworzy malowniczy, dwukilometrowy, głęboki do 150 m wąwóz na wschód od wsi Škocjan, po czym tuż przed wsią znika
u stóp skalnej ściany. Pojawia się następnie w dwóch zapadliskach krasowych, Małej i Wielkiej Dolinie i ponownie znika
w podziemnych kanionach, które kończą się jednym z największych podziemnych korytarzy. Cały system jaskiniowy ma 5,8
km długości, a różnica pomiędzy najwyższym i najniższym
punktem wynosi nieco ponad 200 metrów (Dobrzyńska-Bzowska i in., 2005). Wejście do jaskini znajduje się na dnie zapadliska krasowego, około 500 metrów na zachód od głównego
parkingu. Z jego dna, przez sztuczny tunel wchodzimy korytarzem Raj do pierwszej części jaskini, w której zobaczyć
można ubogie, młode formy naciekowe, bo stare zniszczone
zostały przez trzęsienie ziemi i zapadnięcie się stropu. Jaskinia
urzeka ogromem podziemnych korytarzy i komór, którym nie
dorównuje żadna inna jaskinia w Słowenii. Największe wrażenie robi ogromna komora o długości 100 m i szerokości 40 m,
w której widzimy wspaniałe stalagmity. Wiek największego,
Triest
Miasto położone na wzgórzach Carso nad Zatoką Triesteńską jest stolicą włoskiego regionu Friuli – Wenecja Julijska,
graniczącego z Austrią i Słowenią. Triest jest najważniejszym
i największym włoskim portem morskim nad Adriatykiem.
Najpiękniejsze zabytki Triestu znajdują się w jego centrum,
z których pozostałości po Teatro Romano czy brama miasta
Arco di Riccardo sięgają czasów rzymskich. Na uwagę zasługuje katedra Guisto, powstała w XIV w. z połączenia dwóch
romańskich bazylik. Charakteryzuje się niesymetryczną fasadą z ogromną, gotycką rozetą i trzema portalami. Tuż za katedrą położony jest zamek, wzniesiony w XV w. na gruzach
wcześniejszych fortec, a później rozbudowany w ciągu dwóch
następnych stuleci. Triest posiada szereg ciekawych zabytków
z XVIII i XIX w.: budynek starej i nowej giełdy, szereg pałaców
(Palazzo Komunale, Pitteri czy Carciotti). Interesująca jest
stara część portu z repliką statku Kolumba oraz pięknym
akwarium (Kubas i in., 2006).
Po noclegu w Trieście wcześnie rano wyruszamy do Słowenii. Naszym celem jest jedna z ciekawszych jaskiń Słowenii, znajdująca się na obszarze Słoweńskiego Krasu, jedyny
obiekt w Słowenii wpisany na listę światowego dziedzictwa
przyrodniczego i kulturalnego UNESCO.
Fig. 14. Wyjście ze Skocjańskiej Jaskini – Słowenia • Exit from the
Škocjan Cave – Slovenia
47
Fig. 15. Wielka Dolina – zapadlisko krasowe i na jego brzegu wieś
Škocjan • Grand Valley – karst sinkhole and Škocjan village located
at its egde
osiągającego 15 m wysokości jest szacowany na 250 tys. lat
(Dobrzyńska-Bzowska i in., 2005). Idąc dalej dochodzimy do
głębokiego na 100 m i długiego na 6 km, podziemnego kanionu rzeki Reka. Ścieżka prowadzi wzdłuż kanionu wykutą
w skale półką skalną, w pewnym momencie przechodzi na
drugą stronę kanionu mostem Cerkvenikov, zawieszonym
50 m ponad spienionym nurtem rzeki. Po emocjonującym
marszu trwającym około 1,5 godziny jaskinię opuszczamy
przez ogromną bramę skalną (Fig. 14), zlokalizowaną nieco
powyżej miejsca, gdzie na dnie Wielkiej Doliny Reka wpływa
ponownie pod ziemię. Z dna zapadliska wyjeżdżamy w okolicę parkingu kolejką linową. Warto przejść jeszcze na ścieżkę przyrodniczą, prowadzącą wzdłuż krawędzi Wielkiej
Doliny, skąd rozpościera się widok na zapadliska i pobliską
wieś Škocjan (Fig. 15).
Po zwiedzeniu jaskini udajemy się dalej na południe.
Opuszczamy Słowenię i wjeżdżamy na teren Chorwacji.
Jedziemy do miejscowości Rovinj, położonej na zachodnim
brzegu półwyspu Istria.
Fig. 16. Praktyczne zajęcia na wapieniach rafowych koło Rovinj –
Chorwacja • Field training at reef limestones in Rovinj – Croatia
Istrii Zachodniej, które obejmuje większą część Istrii południowej i zachodniej, a zbudowane jest z węglanów wieku
środkowa jura-eocen. Węglany te osadzały się na ogromnej
platformie, nazywanej adriatycką platformą węglanową,
która utworzyła się w triasie na płycie Adrii i trwała aż po
eocen. Platforma ta znajdowała się w obrębie Tetydy (Decourt et al., 19993, Golonka et al., 2006a, Golonka, 2007).
W jurze i kredzie, w czasie ruchu płyty Adrii w kierunku
Laurazji, platforma ulegała stopniowej subsydencji, co umoż-
Rovinj
Półwysep Istria składa się z trzech jednostek strukturalnych (Velić et al., 2003). Największą z nich jest antyklinorium
48
liwiło osadzenie na niej wielokilometrowej grubości sekwencji niemal czystych, płytkowodnych utworów węglanowych
(Velić et al., 2003). W rejonie miasteczka Rovinj odsłaniają
się utwory jurajskie adriatyckej platformy węglanowej (Vlahović et al., 2003). Sekwencja o miąższości 200 m, wieku
baton-oksford charakteryzuje się stopniowym spłycaniem ku
górze zakończonym wynurzeniem, z lądowymi utworami
boksytowymi. Utwory batonu, keloweju i i dolnego oksfordu
są węglanami mikrytowymi, powstałymi w środowisku lagunowym i płytkim, nerytycznym. Utwory oksfordu są dobrze uławiconymi porowatym wapieniami z pelletami.
Przechodzą one obocznie i ku górze w Wapienie z Muča
(oksford-dolny kimeryd) zawierające znaczne ilości detrytu
skamieniałości i ooidów, które przykryte są Wapieniami
z Kirmenjak. Wapienie te są mikrytami ze stylolitami, zawierają też brekcje, które tworzyły się w warunkach skrajnego spłycenia i wynurzenia, które miało miejsce w kimerydzie
i tytonie (Vlahović et al., 2003). Wapienie z Muča można
oglądać na adriatyckiej plaży w rejonie Zlatni vrt – parku na
południe od Rovinj. Występują tutaj między innymi wapienie
ooidowe i wapienie z bioklastami, zawierające bogate zespoły otwornic, korali, jamochłonów, małży i glonów wapiennych. Wybrzeże Istrii w rejonie Zlatni vrt umożliwia też
obserwację współczesnej działalności morskiej Adriatyku,
między innymi liczne skałotoczne, przedziurawiające jurajskie wapienie (Fig. 16).
Rowinj, nazywane chorwackim Saint Tropez, jest spokojnym, malowniczym miasteczkiem na wybrzeżu Chorwacji,
często odwiedzanym przez artystów, filmowców i pisarzy.
Turkusowe wody Adriatyku odbijają rzędy równo ustawionych, renesansowych i barokowych domów, nad którymi
góruje 57 metrowa wieża katedry św. Eufemii, najwyższa
wieża na Istrii. Malowniczy port rybacki, do którego prowadzą wąskie, kręte uliczki, otaczają porośnięte lasami wzgórza.
Tu znajdują się niewysokie, luksusowe hotele zapewniające
komfort wypoczynku (Brusie & Pamuła 2005).
Warto poznać to ciekawe miasto, którego historia rozpoczyna się w VII w. p.n.e., a wiąże się z podbojem przez
Rzymian przybyłych z Puli w 129 r. p.n.e., panowaniem cesarstwa wschodniorzymskiego (V w.), przynależnością do
egzarchatu Rawenny (VI–VIII w.), obecnością Franków,
najazdamiSaracenów i piratów w IX i X, przynależnością do
Wenecji w XIII w. i ciągłymi najazdami genueńczyków, aż
po panowanie austriackie, włoskie i niemieckie w kolejnych
wiekach. W 1945 r. Rowinj stało się częścią Jugosławii, a od
1991 należy do nowopowstałego państwa – Chorwacji (Brusie, Z. i in., 2005).
Fig. 17. Ruiny rzymskiego amfiteatru z I w. n.e. w Puli – Chorwacja • Ruins of Roman amphitheatre from Ist century A.D. in Pula
– Croatia
Pula
Fig. 18. Grupa studentów Geoturystyki WGGiOŚ AGH w rzymskim
amfiteatrze w Puli • Students of Geotourism in Roman amphitheatre
in Pula
Miasto znane już w starożytności jest najstarszym miastem
wschodniego Adriatyku, które dzięki przypominającemu
Koloseum amfiteatrowi z I w. n.e. zyskało przydomek istryjskiego Rzymu. Znajdziemy w nim szereg zabytków z czasów
rzymskich (Brama Herkulesa, Łuk Triumfalny Sergiusza,
Złota Brama), ale największą sławą cieszy się amfiteatr, który kazał wznieść cesarz Wespazjan, ulegając podobno namowie pięknej przyjaciółki pochodzącej z Puli, a który obok
rzymskiego Koloseum i areny w Nimes we Francji jest naj-
lepiej zachowaną budowlą tego typu na świecie. Wzniesiona
na planie elipsy, trzykondygnacjowa budowla osiąga wysokość 33 m (Fig. 17). Do jego budowy zużyto ponad 8000 m3
masywnych, marmurowych bloków, pochodzących ze znajdujących się w okolicy kamieniołomów wapieni istryjskich.
Określane jako marmury istryjskie, wapienie te, wieku wczesnokredowego, wykorzystywane były w budownictwie na
49
Tę część wybrzeża dalmatyńskiego i Chorwacji budują
utwory adriatyckiej platformy węglanowej (Jelaska, 2003).
Oprócz obserwowanych na półwyspie Istria skał jurajskich i
kredowych przykrytych eoceńskim fliszem, występują tutaj
również skały wieku permskiego i triasowego. Są one reprezentowane między innymi przez górnotriasowe dolomity
główne, skały charakterystyczne dla całego obszaru Tetydy,
budujące między innymi Dolomity we Włoszech (Bosellini et
al., 1997, 2003), a także znane z Tatr (Golonka et al., 2005).
W ciekawej ze względu na swoją historię miejscowości Senj,
położonej przy Adriatyckiej Magistrali, naprzeciw wyspy Krk,
na granicy dwóch pasm górskich: na północy Velika Kapela,
na południu Velebit, skręcamy na wschód, udając się w kierunku Parku Narodowego Jezior Plitvickich, położonego przy
granicy Chorwacji z Bośnią i Hercegowiną.
Fig. 19. Dalmatyńskie wybrzeże Chorwacji koło Senj • Dalmatian
coast in Croatia near Senj
Park Narodowy Jeziora Plitwickie
w Chorwacji
terenie cesarstwa rzymskiego i Włoch. Są to wapienie biohermowe, zawierające między innymi masowo skałotwórcze
małże – rudysty. Cała południowa część Istrii (Velić et al.,
2003, Vlahović et al., 2003) zbudowana jest z sekwencji
kredowych (alb – górny santon) adriatyckiej platformy węglanowej. Amfiteatr, stanowiący łakome źródło materiałów
budowlanych dla weneckich dożów stawiających wspaniałe
pałace w Wenecji, uratował wenecki senator Emo, który
przeciwstawił się jego rozebraniu (Brusie & Pamuła, 2005).
Faktyczna stolica Istrii położona jest w południowej części półwyspu, na ośmiu wzgórzach, nad piękną zatoką.
Znajdziemy w niej, obok zabytków starożytności, także
obiekty uświęcające czasy panowania Franciszka Józefa.
Dzisiaj Pula jest portem morskim i dużym ośrodkiem przemysłu stoczniowego, budującym tankowce-giganty o wyporności nawet 250 tys. BRT. W sąsiedztwie miasta znajdują się
liczne plaże i ośrodki wypoczynkowe oraz kąpieliska chętnie
odwiedzane przez turystów. Po zwiedzeniu amfiteatru (Fig.
18), ruszamy na północ, na drugą stronę półwyspu, do miejscowości Rabac, gdzie w pięknym ośrodku wypoczynkowym
mamy zarezerwowany nocleg.
Kolejny dzień to podróż wzdłuż półwyspu Istria, którego
północna część zbudowana jest z górnokredowych utworów
węglanowych, oraz z eoceńskich węglanów i utworów fliszowych basenu Pazin (Velić et al., 2003). Trasa nasza wiedzie
przez szereg znanych miejscowości wypoczynkowych i turystycznych: Opatija, Rijeka i dalej, wzdłuż dalmatyńskiego
wybrzeża Chorwacji (Fig. 19). Na horyzoncie przesuwają się
wyspa Cres zamieszkiwana od neolitu, mimo, że nie ma na
niej płynących wód. Dalej widzimy wyspę Krk, największą
wyspę na Adriatyku, o powierzchni ponad 409 km2 , należącą
do wysp archipelagu Kwarnerskiego, który w średniowieczu
był siedzibą piratów. Wyspa Krk jest jedną z pierwszych wysp
na Adriatyku, na którą zaczęli przybywać turyści, a rok wydania pierwszej widokówki przeznaczonej dla turystów – 1866
– uważa się za początek rozwoju tutejszej turystyki.
W tej części Chorwacji, na wybrzeżu znajduje się szereg
małych, malowniczo położonych miejscowości, a do wypoczynku zapraszają liczne, widoczne przy drodze ogłoszenia
o kąpieliskach i pensjonatach.
Park Narodowy Jeziora Plitwickie położony jest w środkowej części Chorwacji, około 140 kilometrów od Zagrzebia,
w połowie drogi między Zadarem a Zagrzebiem, niedaleko
wschodniej granicy z Bośnią i Hercegowiną (Adamczak et al.,
i in., 2003). Jego największą atrakcją jest ciąg 16 krasowych
jezior, połączonych ze sobą prawie 100 wodospadami i kaskadami różnej wysokości. Jeziora położone są na północnowschodnim skłonie gór Mała Kapela, w ich południowej
części. Rozmieszczone są w dwu grupach, na wysokości od
639 m do 503 m n.p.m., na dystansie 7,2 km. Biorą początek
z dwu potoków górskich, które koło miejscowości Plitvicki
Ljeskovac tworzą rzekę Maticę, wpadającą do najwyżej położonego jeziora Plitwickiego – Proscan. Dalej, poprzez szereg
schodowo rozmieszczonych jezior (Okrugljak, Veliko, Batinovac, Galovac, Malo, Vir, Gradinsko, Burget) i wodospadów,
z których największe to Golovacki buk, Mali Prstavac, Veliki
Prstavac, rzeka uchodzi do jeziora Kozak, największego
z jezior Plitvickich, o powierzchni 0,8 km2 i głębokości 49 m,
wchodzącego w skład 12 jezior górnych (639–526 m n.p.m.).
Pozostałe 4 jeziora, tzw. dolne, leżą w wąwozie na wysokości
od 526–503 m n.p.m. W tej części parku jeden ze strumieni
zasilających jeziora – Plitvica – tworzy najwyższy (78 m wysokości) wodospad Velik Slap (Fig. 20). Z ostatniego jeziora
woda spływa 20 metrowym wodospadem Sastavci do wąwozu,
w którym powstaje rzeka Korana (Brusie & Pamuła, 2005).
Jeziora Plitwickie wyróżnia przepiękny, turkusowy kolor
wody (Fig. 21). Jest to wynik wysokiej zawartości w wodzie
węglanu wapnia pochodzącego m.in. z wapiennego podłoża
jezior, które tworzą dla górnych jezior wapienie i dolomity
triasowe, a dla jezior dolnych wapienie wieku kredowego
z rudystami (Polšak, 1974). Skały węglanowe ulegają procesom krasowienia, w wyniku których na terenie Parku występują liczne jaskinie (Fig. 22), a przepływająca pod ciśnieniem
przez wapienne skały woda zawiera wysoką koncentrację
węglanu wapna. W wyniku zmiany ciśnienia, temperatury
i szybkości wypływu wód podziemnych dochodzi do wytrącania kredowych margli, wyścielających dna jezior. Na
szczątkach roślinnych zalegających na dnie (Fig. 23), jak
i roślinach porastających progi oddzielające jeziora dochodzi
50
do wytrącania węglanu wapna w postaci martwicy wapiennej,
nadbudowującej progi kaskad i wodospadów (Fig. 24).
Zainicjonowanie rozwoju trawertynowych form na progach
Jezior Plitwickich jest wynikiem czynników morfologicznych
(obecność progów), biologicznych (obecność mchów, alg,
okrzemek i bakterii) i chemicznych (wydzielina bakterii zawierająca kwas asparaginowy, obecność pojedynczych kryształów zarodnikowych nieorganicznego kalcytu). W przypadku
Jezior Plitvickich wytrącanie się osadów kalcytowych nie jest
spowodowane jedynie przesyceniem wód węglanem wapnia.
Jak wynika z obserwacji i pomiarów szybkości przyrastania
barier trawertynowych na obszarze Jezior Plitvickich, przyrastają one z szybkością około 1 cm na rok (Srdoč et al., 1985).
W 1949 roku rejon Jezior Plitvickich objęto ochroną prawną, tworząc park narodowy o powierzchni 194 km 2 , obejmujący lesiste pagórki oraz 16 malowniczych, turkusowych jezior o łącznej powierzchni 1,9 km 2.
Do Parku prowadzą dwa główne wejścia, wokół których
koncentrują się parkingi, hotele i restauracje. Park zwiedzać
można kilkunastu różnymi trasami, na których są odcinki do
pokonania pieszo, niewielkimi statkami pasażerskimi oraz
pociągami drogowymi.
Trasy przygotowane są i oznakowane tak, aby dostosować
ich stopień trudności do indywidualnych możliwości turystów:
najkrótsze z nich zajmują do 2 godzin, najdłuższe – do 8 godzin
wędrówki. Wstęp do Narodowego Parku Krajobrazowego Plitvice jest płatny, przy wejściach można kupić bilet praktycznie bez
kolejki. Bilet jest zarazem mapą i upoważnia do wstępu do
parku, przepłynięcia statkiem przez 2 jeziora, oraz skorzystania
z pociągu drogowego, kursującego między głównymi wejściami.
Ceny biletów wstępu nie zależą od wybranej trasy: turysta może
wykupić bilet jednodniowy albo dwudniowy i w ramach tego
terminu zwiedzać Park dowolnymi trasami.
Fig. 20. Velik Slap – największy (prawie 80 m) wodospad Jezior
Plitwickich – Chorwacja • The Welik Slap – the tallest (almost 80
m) waterfall in the Plitvice Lakes NP – Croatia
Fig. 21. Turkusowy kolor wody w jeziorach Plitwickich • Turquoise waters of the Plitvice lakes
51
Fig. 23. Wytrącający się na dnie Jezior Plitwickich węglan wapnia
pokrywający szczątki roślinne • Calcium carbonate precipitated on
plant debris at the bottom of the Plitvice lakes
Drewnianymi mostkami można wędrować aż 18 kilometrów brzegiem jezior i strumieni, między huczącą wodą (Fig.
25). Na terenie Parku obowiązuje zakaz kąpieli. Bardzo
ciężko oprzeć się pokusie – zwłaszcza, gdy zwiedzanie parku
odbywa się w 30 stopniowym upale.
Chorwacki Narodowy Park Jezior Plitvickich odwiedza
przez cały rok kilkaset tysięcy turystów z całego świata. Park
został w 1979 roku wpisany na Listę Światowego Dziedzictwa
Kulturalnego i Przyrodniczego UNESCO.
Pełni wrażeń po przejściu 3 godzinnej trasy wzdłuż malowniczych jezior, wieczorem tego dnia dojeżdżamy do Zagrzebia.
Fig. 22. Widoczne otwory jaskiniowe w wapiennych ścianach otaczających jeziora Plitwickie • Cave cavities seen in limestone walls
surrounding the Plitvice lakes
Fig. 24. Tworząca się współcześnie martwica wapienna na progach rozdzielających jeziora Plitwickie • Recent travertine precipitated
around waterfalls separating the Plitvice lakes
52
Fig. 25. Malownicze trasy spacerowe pomiędzy jeziorami w Parku
Narodowym Jezior Plitwickich na Chorwacji • Picturesque broadwalks between lakes of the Plitvice Lakes NP
Zagrzeb
Stolica Chorwacji usytuowana jest z dala od morza i bardziej przypomina Wiedeń czy Budapeszt, niż kamienne
miasta wybrzeża adriatyckiego. Jego zabudowa ukształtowana została pod wpływem kanonów, jakie obowiązywały
w cesarstwie austro-węgierskim. Obecnie 800 tysięczne
miasto jest głównym ośrodkiem administracyjnym, przemysłowym i uniwersyteckim (50 tysięcy studentów) kraju.
Miasto jest łatwe do zwiedzania, ponieważ większość
zabytków znajduje się w centrum, w trzech blisko siebie
położonych dzielnicach. Najstarsza zabytkowa część ulokowana jest na wzgórzach Gradec i Kaptol tworząc tzw. Gorniji
Grad czyli Górne Miasto u którego stóp rozciąga się tzw.
Donij Grad czyli Dolne Miasto, z monumentalnymi, pomalowanymi na żółto-beżowy kolor, XIX wiecznymi budynkami wkomponowanymi w zieleń miejskich parków (Brusie &
Pamuła, 2005).
Położone na zachód od miasta wzgórza zbudowane są
w części z bazaltów, występujących w postaci law poduszkowych. Część z nich jest eksploatowana w kamieniołomach
położonych po zachodniej stronie miasta (Fig. 26). Bazalty
należą do kompleksu melanży ofiolitowych rejonu Góry Me-
Fig. 26. Kamieniołomy bazaltów na zboczach Góry Medvednica
koło Zagrzebia • Basalt quarries at the slopes of the Medvednica
Mt. near Zagreb
dvednica (Slovenc & Pamić, 2002). Melanż ten stanowi najdalej na północny zachód wysuniętą część ofiolitów Dynarydów.
Ofiolity Dynarydów są fragmentami skorupy oceanicznej
Tetydy, która tworzyła się w ciągu mezozoiku, głównie w jurze
i kredzie. Skały skorupy oceanicznej i górnej części płaszcza
Ziemi reprezentowane są przez serpentynity, metagabra, metadiabazy, metabazalty i bazalty. Bazaltowe lawy poduszkowe,
stanowiące najwyższą część sekwencji skorupy oceanicznej,
53
Fig. 27. Varaždinska twierdza (Stari Grad) w Varaždinie stolicy
Chorwacji w latach 1756-1776 • The fortress (Stari Grad) in
Varaždin – the capital of Croatia in the years 1756-1776
powstawały w wyniku wylewów magmy na dnie oceanu.
Radiometryczny wiek bazaltów z Medvednicy został określony na 94.3 i 85.4 milionów lat (późna kreda, turon-senon)
(Slovenc & Pamić, 2002). Lawy poduszkowe są przeławicane
skałami osadowymi, i często poprzecinane żyłami bazaltów
późniejszej generacji.
W południe wyruszamy dalej na zachód. Naszym celem
jest zachodni brzeg Balatonu na Węgrzech. W drodze na
Węgry, ok. 80 km do Zagrzebia zatrzymujemy się w miejscowości Varaždin.
Varaždin
Fig. 28. Bazaltowe filary na północnym brzegu Balatonu koło
Badacsony – Węgry • Basalt columns on the northern shore of the
Balaton Lake near Badacsony – Hungary
To piękne, barokowe miasteczko w XVIII w. konkurowało ze stolicą Austrii i nazywane było “ małym Wiedniem”
– miastem baroku, muzyki i kwiatów. W latach 1756–1776
Varaždin był stolicą Chorwacji, dzisiaj nazywany jest miastem muzeum, a jego okolica słynie ze świetnych win. Piękna i urzekająca architektura budynków powstałych w różnych
epokach i reprezentujące różne style architektoniczne, XVII
i XVIII wieczne pałace i kościoły oraz otoczona parkiem
varażdinska twierdza (Stari Grad) (Fig. 27) dopełniają walorów tego malowniczego miasteczka, które jest stosunkowo
rzadko odwiedzane przez turystów podążających szybko nad
adriatycka riwierę (Brusie & Pamuła, 2005).
Wieczorem dojeżdżamy na zachodni brzeg Balatonu, do
miejscowości Balatongyőrők na Węgrzech. Wieczór spędzamy w węgierskiej czardzie (csarda), na wspólnej, polskosłowacko-węgierskiej kolacji przy węgierskim winie. Pomału kończymy naszą wędrówkę po atrakcjach geoturystycznych
i turystycznych Europy Środkowej.
Fig. 29. Powulkaniczny krajobraz na północnym brzegu Balatonu
– widoczne wypreparowane neki dawnych wulkanów • Volcanic
landscape of the Balaton Lake northern shore with necks of ancient
volcanoes
Balaton
Jest największym jeziorem Europy Środkowej, o powierzchni prawie 600 km 2, długości 77 km i szerokości od
1,5 do 14 km, przy średniej głębokości zaledwie 2,5 m. Dzięki tej niewielkiej głębokości jego ciepłe wody od początku w
XIX w. przyciągały nielicznych gości z najwyższych sfer. Po
I wojnie światowej liczba turystów odwiedzających „węgierskie morze” wzrosła pięciokrotnie. Po II Wojnie Światowej
turystów liczono w milionach, a szczyt ruchu turystycznego
przypadł na lata 70. Narastający kryzys w okresie transfor-
macji ustrojowej spowodował zmniejszenie się ruchu turystycznego nad Balatonem. Powolne zmiany, powstające
centra wypoczynku dla zamożnych biznesmenów, organizacja nowych tras turystycznych, powrót do tradycyjnych,
niewielkich winnic i piwniczek powoli przywracają ruch
turystyczny nad Balatonem (Chojnicka, 2005).
Balaton to silnie wydłużone, wąskie jezioro, wypełniające zapadlisko tektoniczne i charakteryzujące się wyraźnie
54
Z braku czasu mijamy półwysep Tihany, leżący na północnym brzegu Balatonu, a należący niewątpliwie do najpiękniejszych i najbardziej niezwykłych miejsc na Węgrzech.
Obok malowniczo położonego opactwa benedyktyńskiego
jest on pierwszym na Węgrzech przyrodniczo-kulturowym
obszarem chronionym. Sam półwysep jest efektem działalności wulkanicznej, a jego szczególną ozdobą są dwa bezodpływowe jeziorka, zlokalizowane w dawnych kraterach
i ślady licznych stożków gejzerowych. Uroku dodaje półwyspowi tradycyjna wiejska zabudowa leżącej u stóp klasztoru
wioski Tihany, będącej obecnie jednym z najważniejszych
centrów turystycznych Balatonu.
Jadąc dalej na północ omijamy Budapeszt i podążamy
w kierunku Słowacji. Po drodze wjeżdżamy do Egeru, kolejnego centrum węgierskiego winiarstwa.
Fig. 30. Winiarnie w Dolinie Pięknej Pani w Egerze wykute w tufach. • Wine cellars cut in tuffs in the Fair Lady’s Valley in Eger
Eger
Niecałe 130 km na wschód od Budapesztu, położony u wrót
Gór Bukowych, Eger należy do najatrakcyjniejszych miejscowości północnych Węgier. Zwiedzanie tego słynnego z wyrobów
winiarskich miasteczka rozpoczynamy od „Doliny Pięknej Pani”
(Szepasszony-vőlgy), gdzie w piwniczkach wykutych w tufowych
zboczach możemy degustować miejscowe wina. Piwniczki
należą w większości do prywatnych właścicieli, których rodziny
od pokoleń zajmowały się uprawą winorośli i produkcją wina.
Znajdują się w nich długie ławy i stoły, na których właściciel
serwuje spragnionym turystom wina, odmierzane w decylitrach
odmiennymi typami brzegów. Brzeg południowy, płaski
i niski, stwarza dogodne warunki do spędzania czasu na
piaszczystych plażach, w bezpiecznych kąpieliskach. Brzeg
północy, wyraźnie wyższy i bardziej stromy, charakteryzuje obecność szeregu ciekawych form morfologicznych,
będących efektem działalności wulkanicznej. To dawne
kominy wulkaniczne. Należą do nich m.in. wzniesienia
Badacsony, Gulach i György, o charakterystycznych, stożkowatych kształtach. Na ich szczytach możemy zobaczyć
ruiny dawnych zamków, a na zboczach stare kamieniołomy
i wspaniałe odsłonięcia, ukazujące formy bazaltowych
słupów w postaci organów i filarów (Fig. 28). W poszukiwaniu takich odsłonięć wspinamy się na wzgórze Szent
Györg hegy, skąd podziwiamy panoramę tego ukształtowanego przez działalność wulkaniczną rejonu (Fig. 29). Gleby
rozwinięte tu na wulkanicznych tufach stwarzają doskonałe warunki do uprawy winorośli, stąd północny brzeg Balatonu to jeden z ważniejszych regionów produkcji charakterystycznych dla tego regionu gatunków win m.in. Badacsony. Efekty działalności wulkanicznej znajdujemy
w wielu miejscach tej części Węgier (Seghedi et al., 2004).
Działalność ta związana jest z postkolizyjnym etapem rozwoju Karpat i Basenu Panońskiego, który trwa od miocenu
po dzień dzisiejszy i prawdopodobnie będzie się kontynuował w przyszłości (Golonka et al., 2006b). Wulkanizm,
głównie typu maficzno-alkalicznego (Seghedi et al., 2004),
pojawił się po kolizji płyt Alkapa i Tisia z płytą europejską
i jest szeroko rozprzestrzeniony w Europie Cenralnej. Pola
wulkaniczne występują we wschodniej Austrii, na Słowacji,
w Rumunii i w wielu miejscach na Węgrzech, między innymi nad Balatonem. Wiek wulkanizmu maficzno-alkalicznego datowany jest radiometrycznie pomiędzy 11 a 0,2
milionów lat. Magma pochodziła z różnych stref płaszcza
Ziemi i związana jest w przeważającej mierze z pióropuszami astenosfery, które przebijały w wielu miejscach
skorupę Ziemi, tworząc liczne wulkany i pokrywy lawowe.
Skały piroklastyczne tworzyły się głownie we wcześniejszym etapie wulkanizmu i są związane z kontaktem magmy
bazaltowej z wcześniej utworzonymi skałami (Németh et
al., 2000).
Fig. 31. Turecki minaret w Egerze, ślad bytności tureckiej w Europie
środkowej • Turkish minaret in Eger – the relic of Turkish domination in Central Europe. Fot. M. Doktor
55
lub litrowych dzbankach. W chłodnych, nasyconych zapachem
pleśni piwniczkach najlepiej smakują różne odmiany tego trunku, których jakość potwierdzają wiszące na ścianach dyplomy
i certyfikaty (Fig. 30) (Chojnicka, 2005).
Najpopularniejsze w regionie Eger czerwone wino, zwane
Egri bikaver („bycza krew”) dodawało energii i sił obrońcom
zamku w Egerze, walczącym z 80 tysięczną armią turecką,
oblegającą zamek w 1552 roku. Mimo bohaterskiej obrony
zamek został zdobyty w kilkanaście lat później, a Eger stał się
centrum administracyjnym tureckiego wilajetu. Z tego okresu
pochodzi egzotyczny dla tej części Europy minaret (Fig. 31)
i pozostałości po tureckich łaźniach. Miasto, którego początki
sięgają XI wieku może poszczycić się nie tylko ciekawą historią, ale także szeregiem dokumentujących ją, pięknych zabytków. Należy do nich wspomniany już zamek z tajemniczymi
kazamatami i Muzeum Zamkowym. Zamkowa wieża i część
murów zostały zburzone przez wojska austriackie pod koniec
XVIII w. W mieście imponuje rozmiarami trzecia pod względem wielkości świątynia na Węgrzech – archikatedra egerska.
Ten wspaniały, XIX-wieczny zabytek klasycyzmu ma 93 metry długości i 53 metry szerokości, a jego wieże osiągają 54 m
wysokości. Szereg pałaców, pięknych kamieniczek z kutymi,
rokokowymi bramami, eklektyczny ratusz, pomnik upamiętniający obrońców miasta przed Turkami oraz późnobarokowa,
serbska cerkiew ze wspaniałym ikonostasem, to najcenniejsze
zabytki tego historycznego miasta północnych Węgier (Chojnicka, 2005; Rusin, 2001).
Po zwiedzeniu miasta, już późnym popołudniem udajemy
się dalej na północ, w Góry Bukowe, ciągnące się między
Egerem a Miszkolcem.
Fig. 32. Poduszkowe lawy bazaltowe u podnóża zamku w Szarvaskó, na północ od Egeru • Pillow basalts at the foot of castle hill in
Szarvaskó, north from Eger
struktury poduszkowe; poszczególne poduszki osiągają wielkość 0.5 – l m (Fig. 32). Miąższość tutejszych bazaltów waha
się od 3 do 400 metrów, a lokalnie są one ścięte tektonicznie.
Cała seria law zapada pod kątem 25° na NE. W okolicy znajdują się też gabra (Szabó & Csontos, 2005), a także skały
osadowe: piaskowce z warstwowaniem krzyżowym, łupki
i radiolaryty. Wiek ofiolitów z Szarvaskó szacowany jest na
około 165 milionów lat (Szabó & Csontos, 2005; Golonka &
Krobicki, 2005). Ich obdukcja nastąpiła zapewnie na przełomie
jury i kredy, natomiast ostateczne wydźwignięcie Gór Bukowych
miało miejsce w neogenie, w czasie formowania się górotworu
Karpat.
Góry Bukowe
Podsumowanie
Te niewysokie, wapienne góry swoją nazwę zawdzięczają
porastającym je bukom i są naturalnym przedłużeniem krasowej
krainy Aggtelek z pogranicza ze Słowacją. Góry Bukowe
ukształtowały się w wyniku skomplikowanej ewolucji tektonicznej. Występuje to szereg płaszczowin zawierających sekwencje mezozoicznych skał osadowych, a także obdukowane
skały utworzone niegdyś na dnie oceanu (Szabó & Csontos,
2005).
We wsi Szarvaskó, wzdłuż drogi Eger-Szilvasvarad znaduje się seria odsłonięć ofiolitów związanych z ewolucją mezozoicznego Oceanu Meliata (Szabó & Csontos, 2005, Golonka &
Krobicki, 2005). Ocean Meliata utworzył się w triasie i jurze,
a zamknął pod koniec okresu jurajskiego (Golonka et al.,
2006a). Jego dokładna pozycja, czas zamykania i rola w
wydarzeniach kolizyjnych otaczających go płyt są przedmiotem licznych kontrowersji i żywej dyskusji. Skały należące
do sekwencji ofiolitowych Oceanu Meliata odsłaniają się
w południowej Słowacji i w północnych Węgrzech (Faryad
et al., 2004). Miejscowość Meliata, od której pochodzi nazwa
oceanu, znajduje się na Słowacji, ale najlepsze odsłonięcia znajdują się jednak na Węgrzech, w Górach Bukowych. W wąwozie
Várbérc, koło wsi Szarvaskó, poniżej ruin średniowiecznego
zamku odsłaniają się bazalty, w których można obserwować
Praktyka terenowa „Atrakcje geoturystyczne Europy”
stanowi ważny element programu kształcenia studentów
specjalności Geoturystyka. Dla wielu uczestników jest to
pierwsza okazja zwiedzenia czołowych atrakcji turystycznych
różnych części Alp, wybrzeży Adriatyku, Gór Dynarskich,
Niziny Węgierskiej czy Gór Bukowych. Dla innych, którzy
być może byli tam już wcześniej jako zwykli turyści, jest to
okazja do wzbogacenia swoich wrażeń i, jednocześnie, do
zaznajomienia się z historią geologiczną zwiedzanych miejsc.
W ten sposób zdobywają oni wiedzę o tym jak i kiedy powstawały poszczególne obiekty geoturystyczne, jaką pełniły
rolę w historii, dlaczego wyglądają tak, jak widzą je współcześni turyści, jak zmieniały się i jaka będzie ich przyszłość
w perspektywie czasu geologicznego. Połączenie elementów
geografii, historii, geomorfologii i geologii jest przecież
istotą geoturystyki.
Przy okazji studenci mają okazję zobaczyć w jaki sposób
zagospodarowane są obiekty turystyczne w regionach, gdzie
przemysł turystyczny rozwija się od dziesiątków lat i gdzie
stanowi źródło pokaźnych dochodów, a poziom usług turystycznych należy do najwyższych w świecie. 
Autorem wszystkich fotografii jest M. Doktor
56
Summary
Our group focused attention on a small, open-air geological
exhibition located at a small outlook. Here, the simplified but
instructive display illustrates geological structure of the High
Tauern Range and provides a collection of most common rocks
building these mountains.
The High Tauern Range belongs to the Austrian Eastern Alps.
The range reveals nappe structure (Ratschbacher et al., 1989,
Genser et al., 1996, Neubauer et al., 2000). The upper nappe was
removed by erosion leaving exposed the vast tectonic window
of the High Tauern. In the window two complexes crop out. The
older complex is the continental basement composed of eclogites,
amphibolites, andalusites, metaroddingites, migmatites, etc., all
metamorphosed during the Variscan orogeny (Droop, 1985,
Neubauer & Handler, 2000). These are cut by Variscan granitoids
transformed into gneisses (so-called Central Gneisses) during
the Cenozoic tectono-thermal events (Höck, 1980, Neubauer &
Handler, 2000). The overlying sedimentary cover includes
Jurassic and Lower Cretaceous, deep-water carbonates metamorphosed into marbles (Kiessling, 1992, Kiessling & Zeiss,
1992 ) as well as metamorphosed Cretaceous terrigenic sediments (Faupl & Wagreich, 2000).
The second, much younger complex includes marine sediments deposited in the Penninic Ocean (Fapul & Wagreich,
2000, Neubauer et al., 2000), which formed during the Jurassic
as a part of the Alpine Tethys (Stampfli et al., 2001). The Penninic oceanic crust observed now in the High Tauern as ophiolites of the Glockner Facies (Fapul & Wagreich, 2000) comprises serpentinites, prasinites, harzburgites, ophiocalcites and
basalts together with metasediments – products of low-grade
metamorphism of deep-water carbonates and turbidites (Faupl
& Wagreich, 2000). During the closure of the Penninic Ocean
in the Paleogene both the Paleozoic continental crust with its
sedimentary cover and the Penninic ocean crust with its marine
sediments were deeply buried and metamorphosed (Neubauer
et al., 2000), then exhumated due to tectonic uplift and denudation of the Eastern Alps (Ratschbacher et al., 1989, Genser et
al., 1996, Neubauer et al., 2000). Thus, our students had an opportunity to examine rocks forming the past sea floor.
The Franz Josefs Hőhe center offers an unforgettable
panorama as well as parking, restaurant, hotel, shops and
outlooks and numerous tourist trails. One of them descends to
the top attraction of this site – the Pasterze Glacier. The glacier
itself is almost 9 km long and up to 300 m thick. The glacial
relief is perfectly developed: U-shaped valley, various moraines
and glacial lake at the glacier terminus (Fig. 3). Additional
attraction at this site are the marmot families (Fig. 4) enjoying
food provided by the tourists.
Heiligenblut
The village is located 39 km north from Lienz, in the heart
of the High Tauern National Park (Fig. 5). It is commonly called
the “most beautiful village in Austria” being the popular,
winter and summer vacations site. Characteristic feature is the
narrow, steep-sloped valley with the majestic Grossglockner
massif in the background. From the botom of the valley the
steeple tower of late-Gothic church rises. The church constructed in the years 1430-1483 hosts beautiful wooden altar
and a phial with drops of Christ’s blood, from which the village
got the name (Heiligenblut means “Holy Blood”) (Honan,
1999).
Geotouristic attractions of Europe –
field training for students of Geotourism
at the Faculty of Geology, Geophysis
and Environment Protection, AGHUniversity of Science and Technology
in Kraków
Marek Doktor & Jan Golonka
The 5th field training trip for students of Geotourism specialization at Faculty of Geology, Geophysics and Environment
Protection, AGH-University of Science and Technology in
Kraków was held on May 13-21, 2006. The participants were
full-time students of IVth year of MSc course and part-time
students of supplementary MSc course (the latter included a
group of 17 students from the Technical University Kosice,
Slovakia studying Geotourism at our Faculty) as well as invited
guests. The 3,200-kilometers bus round-trip led from Kraków
through Czech Republic, Austria, Italy, Slovenia, Croatia, Hungary, Slovakia and back to Kraków (Fig. 1). Simultaneously, this
brief description can be an interesting proposal of geotourist trip
for still growing group of tourists who wish to experience something more than a standard vacation leisure time.
The High Apline Road (Hochalpenstrasse)
and the Pasterze Glacier
After long, boring, all-night drive the participants entered
the High Alpine Road (Hochalpenstrasse) – one of the most
picturesque mountain roads in Europe and in the world (Fig.
2). The recent, 50-kilometers-long highway, constructed in the
years 1930-35, cuts the High Tauern National Park. It follows
the important, historical trade route – the Grossglockner Trail
– which has been connecting Italy and Germany since the
Medieval ages.
The High Alpine Road commences in Fusch village, at some
800 m a.s.l. and ascends in numerous, tight bends to the highest
point – the Hochtor (2,504 m a.s.l.). On the way it crosses the full
range of vegetation zones – from cropfields through mountain
forests and meadows to rocky walls and shelves commonly covered with snow and ice. Somewhat further, in Guttal, the highway
splits – one arm descends to Heiligenblut village and then to Lienz
whereas the second, 9-kilometers-long road leads to the famous
tourist center – the Franz Josefs Hőhe (2,369 m a.s.l.) from which
exceptional, scenic views can be admired, particularly towards
the majestic Grossglockner Range with the towering culmination
of the Grossglockner (3,797 m a.s.l.) – the tallest mountain in the
High Tauern as well as towards the Pasterze Glacier – the largest
glacier in the Eastern Alps (Honan, 1999).
The High Alpine Road is a perfect example of skillfully
built, well-maintained and well-managed tourist route. The
visitor can enjoy numerous attractions, e.g. Wildpark Ferleiten
– the wildlife refugee of Alpine fauna, Natur Schau – the
museum of Alpine nature, Fuschertorl (2,428 m a.s.l.) – an
exciting scenic outlook from which High Tauern Range can
be appreciated or Knappenstube (2,450 m a.s.l.) where the
remnants of Medieval gold mine can be examined. Along the
road numerous restaurants and hotels/motels offer accommodation and local couisine.
57
Leaving the charming Heiligenblut next morning, we head
south, to Lienz, then we crossed the High Tauern and the ItalianAustrian state border entering the region of Upper Adige (Alto
Adige or Süd Tirol) in Italy. This is the typical borderland sitting
between the Mediterranean and the German cultural domains.
Landscape around Trent and in the whole Upper Adige is
dominated by steeply sloped Dolomites ranges cut by huge valleys
with their castles and vineyards (Fig. 6). In Ponticello village we
leave our buses at the parking lot and start several-hours-long hike
to the Picco de Vallandro (Dürenstein) massif.
Picco de Vallandro
Hiking the massif, the participants have an opportunity to
touch the geology of the Dolomites (Dolomiti) – the mountain
range which belongs to the Southern Alps (Bosellini et al.,
1997, 2003) (Fig. 7). The Dolomites include sedimentary
rocks ranging in age from the Permian to the Cretaceous but
landscape is dominated by majestic mountains built of Triassic carbonates. After carbonate deposition the Dolomites have
been subjected to major tectonic and magmatic event followed
by the opening of ocean basins in the Jurassic (Golonka et
al. 2006a). The Dolomites remained almost unaffected by
strong deformation episodes and metamorphism during the
Alpine orogeny. Thus, the full stratigraphic sequences can
be observed together with initial facial architecture of sedimentary basins. Particularly well-visible are Triassic carbonate platforms. One of such platforms (the Schlern platform,
Schlager, 1997a) builts the slopes of the Picco de Vallandro
massif where Middle to Late Triassic carbonates are exposed.
During the Alpine movements the whole flat-lying complex
was tilted to the south and southwest at 20-40o. Studies on
Picco de Vallandro provided perfect examples of sequentional stratigraphy of prograding carbonate platforms as well
as seismic modelling of outcrops (Schlager, 1997b) and reconstruction of petroleum systems crucial for oil and gas
exploration. This site enabled our students to observe carbonate platforms from the distance, then they could approach the
rock walls in order to examine and draw the details.
After practical training in drawing of geological objects the
group returned to the parking lot and left for Trent.
Trent (Trento)
Trent is a capital of the Trent-Upper Adige (Trento-Alto
Adige) province. The town has been an important administration and trade center since the Roman epoch. The city is
dominated by the cathedral church and the castle – Castello
del Buonconsiglio – a site of famous Council of Trent in the
years 1545-1563. The town has also Polish links – Prince Alexander of Mazovia, member of Polish royal family has been
the Bishop of Trent for 20 years. His successor was Jerzy
(George) Hok from Silesia. The other famous person of Polish
roots was Mikołaj Kunicki – the Prefect of Trent district (Bedford et al., 2001)
Trent is full of amazing historical monuments. The central
square – Piazza del Duomo – hosts the famous cathedral church
built in Romanesque and Gothic styles. The rosette in the
northern facade is called “wheel of fortune” due to the Fortune
statue placed in the center (Fig. 8). Many bulidings was constructed with the ammonitico rosso – the pinkish-white limestone full of perfectly preserved ammonites (web site La
Provincia Autonoma di Trento, 2007).
After accommodation at the comfortable youth hostel students and staff spent evening visiting the old town. Next morning, after a typical European-style breakfast (a cup of bad fruit
tea and one roll with jam), our expedition left Trent and followed the Adige River valley to the Garda Lake.
The Garda Lake and Lazise village
The Garda Lake (Lago di Garda), the largest lake in Italy, is
located at the foothills of the Eastern Alps. It occupies a tectonic
depression bordered by mountain ranges. The lake covers about
370 km2 and is 346 m deep. Clear water, mild climate, Mediterranean flora and winds suitable for windsurfing attract the visitors,
mostly from Germany, France and Italy.
Our group visited Lazise – a small village at the eastern
bank of the lake. In th e past the village was an important
harbour and shipyard under the control of Venice. Then, Lazise
became the center of sheep breeding. Sheep urine was a crucial
component for making of nitrogen compounds used in the
production of black powder. Historical monuments are: the
harbour, the custom office building with nice arcades and the
old castle (Fig. 9). During tourist season small cafees and
restaurants are full of visitors but after the season Lazise becomes again an oasis of peace (Fig. 10).
After visiting the harbour the group leaves to Venice.
Venice
Venice belongs to these sites in the world which have not
changed very much during last 300 years. This is one of the
“must see” sites for any true globetrotter. Recently, tourism is
the main income source for the town.
For almost 1,100 years Venice was a heart of powerful
empire and a capital of the richest country in Europe. Recently, Venice include two parts: older, Venice proper, located
in the Venice Lagoon and the mainland part (e.g., Mestre,
Marghera) connected to the old town with 3.6 km long levee
with highway and railroad.
The Venice proper was built on 118 flat islets scattered in
the Venice Lagoon. The lagoon is separated from the Adriatic
sea by a spit (lido) cut by passes (porta). In the past islets were
inhabitated by small community of fishermen and hunters. The
invasion of Longobards in 568 forced the residents to escape
to backwater islets where first villages were founded. In 697
these small communities have united under the command of
the Malamocco island leader who was using the title “doge”.
At the end of VIIIth century King Charles the Great conquerred
the Longobards kingdom and seized the Malamocco island.
However, doge and his people escaped successfully to the Rio
Alto island where fortress was constructed at the site of recent
Doge’s Palace (Ullian, 2002) .
During the succeeding centuries palaces and streets of
Venice proper were founded on millions of larch and oak piles
driven deeply into the lagoon bottom. The town is cut by a
labirynth of 177 canals connected by 450 bridges. As the canals
are connected with the Adriatic Sea, the rising world ocean
level and subsidence of the bedrock are the main destructive
factors in Venice. The experts estimate that the town will
submerge in next 100 years if serious prevention action does
not commence immediately.
The Venice Lagoon was formed about 6,000-7,000 years
B.C. (Gatto & Carbognin, 1981). It is filled by clastic material
transported mostly by rivers. Stratigraphy of Neogene,
58
the Cerkvenikov Bridge hanging some 50 meters above the
riverbed. Another interesting object is an enormous chamber,
about 100 meters long and up to 40 meters wide, full of stalagmites. After 1.5 hour walk we leave the cave through a
gigantic rock gate (Fig. 14) opening at the bottom of enormous
sinkhole called “the Grand Valley”. Worthseeing is also wellprepared educational trail leading around the edge of the Grand
Valley with interesting outlooks (Fig. 15). The Škocjan Cave
was included into the UNESCO List of World Natural and
Cultural Heritage.
In the afternoon we leave the Slovenian Karst region and
head to Croatia, to the Istria Peninsula.
Rovinj
Rowinj is sometimes called the Croatian Saint Tropez. It is
a small, quiet, picturesque town of very special atmosphere.
The old town is full of historical, renaissance and baroque
houses. The characteristic element is 57-meters-high tower of
the St. Euphemia church.
The very turbulent history of this charming site dates back
to the VIIth century B.C. The area experienced countless invasions by Romans, Byzantium, Franks, Saracens, Adriatic pirates, Venetians, Genoesens, Austrians, Italians and Germans.
In 1945 Rowinj area has become a part of Yugoslavia. Since
the civil war in 1991 it belongs to independent Croatia (Brusie
& Pamuła , 2005).
The Istria Peninsula is an interesting landform composed
of three structural units (Velić et al., 2003), the largest of which
is the Western Istria Anticlinorium built of a succession of
Middle Jurassic-Eocene carbonates deposited onto the huge
platform (so called “Adriatic Carbonate Platform”). The platform formed at the shore of the Tethys Ocean in the Triassic
and lasted until the Eocene (Decourt et al., 19993, Golonka et
al.. 2006a, Golonka, 2007). Due to gradual subsidence, deposition of several-kilometers-thick sequence of shallow-marine
carbonates proceeded (Velić et al., 2003). The group examined
various aspects of Jurassic micritic limestones sedimentation
as well as the recent near-shore environment, e.g. the activity
of rock-boring bivalves (Fig. 16).
Pula
This is the oldest town in the Eastern Adriatic coast called
“the Istrian Rome” thanks to amphitheatre date at Ist century
A.D. and numerous other monuments originating from Roman
epoch. The amphitheatre in Pula (Fig. 17), the Collosseum in
Rome and arena in Nimes (France) are the three best-preserved
such monuments in the world. The Pula amphitheatre was built
of 8,000 m3 of Early Cretaceous biohermal limestones (so called
“Istrian marbles”) excavated from the nearby quarries.
Recently, Pula is the capital of Istria with large harbour and
shipyard where tankers up to 250,000 BRT are constructed.
Tourists are attracted by beaches and numerous hotels. After
visit to the amphitheatre (Fig. 18) the group leaves to another
picturesque Istrian town – Rabac, where accommodation was
booked at the nice tourist center at the sea shore.
Next day we continue the drive along the Istria Peninsula
coast. The northern part of the peninsula is built of Upper
Cretaceous carbonates and Eocene carbonates and flysch of
the Pazin basin (Velić et al., 2003). We pass by popular holiday
resorts: Opatija and Rijeka, and follow the Dalmatian coast
(Fig. 19). At the far horizon we see the Cres and the Krk islands,
Pliocene, Pleistocene and Quaternary strata were recognized
by drillings (Kent et. Al., 2002, Brambati et al., 2003). In the
Holocene the supply of clastic material was much voluminous
and the lagoon was extincting. In order to protect the town,
Venecians have completed vast hydrotechnical works aiming
to the preservation of lagoon changing the river patterns and
the straits leading to the sea. All these activities modified the
hydrodynamics of lagoon waters and accelerated erosion and
subsidence. Additionally, subsidence was extended in the XXth
century by exploitation of artesian groundwaters (Brambati et
al., 2003) and natural gas. It was found that natural subsidence
rate in the Quaternary was between 0.5 and 1.3 mm/year
whereas now it has been doubled and the relative sea level has
increased by over 23 cm. Although recently diminished, the
subsidence is an irreversible process, and conservation/ prevention projects must be introduced in order to save the invaluable
monuments of Venice.
Venice has hundreds of touris attractions but two are of
special importance: Canale Grande (Fig. 11) – the main city
“road” with its magnificent palaces and Piazza San Marco – the
heart of the city where millions of visitors start their adventure
in Venice. At the square two most famous and important historical monuments can be seen: the Doge’s Palace and the St.
Mark Basilica. The square is dominated by tallest (99 m) building in Venice – the San Marco Campanilla from which an
extraordinary panorama opens of the town and the lagoon.
Our group splitted into small teams and payed a (much too
short) visit to the old town with obligatory look at famous
baroque church Santa Maria della Salute (Fig. 12) and equally famous bridge Ponte di Rialto (Fig. 13). On the way back
we used vaporetto – the “city bus” on boat and we admired the
palaces along the Canale Grande with most famous Casa
D’Oro.
From Venice we left for accommodation in Triest.
Triest (Trieste)
Triest is a capital of the Friuli – Venezia Julia province and
autonomous region Trieste. It is also the largest and most important Italian harbour at the Adriatic Sea. The most interesting part is the old town with its historical monuments: Teatro
Romano and the city gate Arco di Riccardo dated back to Roman epoch, the XIVth century cathedral church Guisto and
the XVth century castle, numerous palaces built in the XVIIIth and XXth centuries (Palazzo Komunale, Palazzo Pitteri or
Palazzo Carciotti) as well as old harbour with the replica of
Columbus vessel and the aquarium (Kubas et al. 2006).
Next morning the group moves to Slovenia where the target is
the Slovenian Karst and its caves, precisely the Škocjan Cave.
The Škocjan Caves (Škocjanske Jame)
Here, the geotouristic attraction is the karst system. It includes a full range of surface and underground karst features
with caves, underground rivers and canyons, huge sinkholes,
lakes and waterfalls of the Reka River. All these objects are
protected by the Regional Park Škocjanske Jame.
The Škocjan Cave is an almost 6-kilometers-long undergound system of corridors and huge chambers developed by
the Reka River (Dobrzyńska-Bzowska et al., 2005). However,
the leading attraction is the underground canyon, several-kilometers-long and up to 100 meters deep. It is accessible with
the narrow sidewalk cut in vertical walls of the canyon with
59
the latter being the largest island of the Adriatic Sea (about
400 km 2) and one of the earliest tourist sites in the area.
This part of the Dalmatian coast is also built of sediments
deposited onto the Adriatic Carbonate Platform (Jelaska, 2003).
Among sediments are Upper Triassic dolomites – typical of
this part of the Tethys Ocean depositional system.
At the end of the day we leave the Adriatic coast and head
east, towards the Croatian-Bosnian border, to the Plitvice Lakes
National Park.
The Plitvice Lakes National Park
The Plitvice Lakes National Park is located about 140 km
from Zagrzeb, close to the state border with Bosnia/Herzegovina (Adamczak, S., et al., 2003). The top geotouristic attraction is the group of 16 karstic lakes and almost 100 waterfalls
and cascades of variable height scattered along the distance of
over 7 km. The lakes are located at the northeastern slope of the
Mala Kapela mountain range and are supplied by the Matica
River, which flows into the Proscan Lake. Downstream, the
cascade of 12 upper lakes begins, separated by waterfalls. Then,
the river flows into the Kozak Lake – the largest in the national
park (0.8 km2, depth 49 m). The 4 lower lakes are located in a
gorge. Nearby, the Plitvica Creek forms the tallest waterfall in
the park – the Velik Slap (78 m, Fig. 20).
The Plitvice Lakes are spectacular also due to the intensive,
turquoise color of water (Fig. 21) caused by high content of
dissolved calcium bicarbonate leached from carbonate bedrocks: Triassic limestones and dolomites in the upper lakes and
Cretaceous limestones in the lower ones (Polšak, 1974). These
rock are subjected to intensive karstification resulting in the
formation of numerous caves (Fig. 22). Changes in pressure,
temperature and flow rate result in deposition of lacustrine
marls whereas plant debris at the lake bottom (Fig. 23) and
plants growing around the waterfalls are covered with calcareous travertine (Fig. 24). Precipitation of travertine is a complicated process, which involves morphological, biological and
chemical factors. The growth rate of travertine barriers is about
1 cm/year (Srdoč et al., 1985).
In 1949 the Plitvice Lakes has become the national park
which covers the area of 194 km 2 and includes forested hills
and 16 lakes of total area about 1.9 km2.
The park is accessible through two gates around which
tourist centers, parking lots, restaurants hotels and other facilities are located. There are several trails offering variants
of 2 to 8-hours-long hikes. Visitors can also enjoy the boat
tours and the coaches. One-day or two-days tickets include
entrance fee, small but instructive map of the park, boat trip
and coach, which connects the main gates.
Wooden broadwalks of total length about 18 km enable
hiking in the fascinating world of lakes, streams, cascades and
waterfalls (Fig. 25). Unfortunately, swimming in the lakes is
forbidden – hard to obey if the temperature exceeds 30oC. The
Plitvice Lakes National Park has been included into the
UNESCO List of World Natural and Cultural Heritage in 1979.
After 3 hours hike the group leaves the park and travels to
Zagrzeb.
Zagreb
The capital of Croatia, located far from the Adriatic Sea
resembles rather Vienna of Budapest as the architecture is
dominated by the style of Habsburg Empire. The town is an
administration, industrial and educational center (800,000
residents including about 50,000 students).
The most interesting part of Zagreb is the Gorniji Grad
(Upper Town) located on the hills and the Dolnij Grad (Lower
Town) where monumental, XIXth century, Habsburg-style
buildings are surrounded by parks (Brusie & Pamuła , 2005).
The hills west of the town are built of basalts including the
pillow-lava structures. Some are extracted in quarries (Fig.
26). The rocks belong to ophiolite melanges of the Medvednica Mt. ophiolite (Slovenc & Pamić, 2002). These ophiolites
are fragments of the Tethys Ocean crust formed in the Jurassic/
Cretaceous. Ocean crust and upper mantle rocks are represented by serpentinites, metagabbros, metadiabases, metabasalts and basalts. Radiometric age determinations of basalts
from Medvednica gave 94.3 and 85.4 Ma (Late Cretaceous,
Turonian-Senonian) (Slovenc & Pamić, 2002).
After short visit to basalt quarry we leave Croatia heading
west, towards the western coast of the Balaton Lake in Hungary. On the way we take a short break in Varaždin town.
Varaždin
This beautiful town built in baroque style was named “Little Vienna” in XVIIIth century. In the years 1756-1776 Varaždin
was a capital city of Croatia. Today it is the city-museum, full
of fascinating monuments, mostly from XVIIth and XVIIIth
centuries with famous fortress (Stari Grad, Fig. 27).
In the evening the group reaches Balatongyőrők in Hungary. The evening is a perfect time for joint, Polish-SlovakHungarian dinner in local restaurant (csarda) where Hungarian cuisine and wines are served.
Balaton Lake
Balaton is the largest lake in Central Europe as it covers
almost 600 km 2 . Shallow depth (2.5 m in average) makes its
waters quite warm, which has been attracting tourists since
the beginning of XIXth century. After World War I the number
of tourists rised by 5 times and after the World War II Balaton
hosted millions of visitors. After political trasformation the
tourist flow decreased but new resorts focused mostly on
wealthy clients, new trails and the return to traditional cuisine
and variety of wines served in small, local vineries and restaurants – all this restored the attraction of the Balaton Lake
area (Chojnicka, 2005).
Balaton is an elongated lake occupying the tectonic depression. Differences in morphology controlled by geological
structure is perfectly visible: the southern shore is low and flat,
and provides perfect conditions for leisure time on beaches,
for swimming, sailing, kayaking, etc. The northern shore is
more steep due to relics of volcanic activity. There are numerous volcanic necks, recently seen as steep-sloped hills of
characteristic conical shapes. Their summits commonly host
the ruins of castles whereas on the slopes the volcanic features
can be examined, e.g. columnar joint in basalts (Fig. 28). The
group hikes onto one of ancient volcanoes: the Szent Gyorg
hegy from which and outstanding panorama can be admired
of volcanic landscape (Fig. 29). Soils formed from tuffs together with local climate provide perfect conditions for grapevine growing. In fact, this is one of most important viniculture
areas in Hungary and the typical local wine is Badacsony.
Volcanic activity is related to post-collisional stage of the
Carpathians and the Pannonian Basin development initiated
60
The Bükk Mts.
The low mountains built of limestones are famous due to
beech forests covering the slopes. Geological structure of the
area is complicated – there are several nappes composed of
Mesozoic sediments and obducted fragments of oceanic crust
(Szabó & Csontos, 2005).
In the Szarvaskó village, along the highway Eger-Szilvasvarad there are several exposures of ophiolites originating from
the evolution of Mesozoic Meliata Ocean (Szabó & Csontos,
2005, Golonka & Krobicki, 2005), which was formed in the
Triassic/Jurassic and was closed in the Late Jurassic (Golonka
et al., 2006a). These ophiolites are known from Southern Slovakia and Northern Hungary (Faryad et al., 2004) but the best
exposures are in the Bükk Mts. in Hungary. In the Várbérc Gorge,
close to Szarvaskó village, at the foot of Medieval castle ruins
our group examines the ophiolite sequence with pillow lavas (Fig.
32). The age of ophiolites is estimated as about 165 Ma (Szabó &
Csontos, 2005; Golonka & Krobicki, 2005). Obduction took
place presumably at the Jurassic/Cretaceous boundary and final
uplift of the Beech Mts. was completed in the Neogene, during
the formation of the Carpathians.
Summary
The field training “Geotouristic attractions of Europe” is
an important element of curriculum of Geotourism specialization. For many students this is the first opportunity to visit the
selected, leading tourist attractions in various parts of the Alps,
along the Adriatic Sea coast, in Dinarides, in the Pannonian
Lowland or in the Bükk Mts. For others, who have already
visited these sites as conventional touristst, an occasion appears
not only to receive new impressions but also to gain knowledge
on geological history of visited sites. Thus, students can recognize how and when the specific objects were formed, why
these objects look like they are recently, how they have been
changing during ages and what is their future from the point
of view of geological time scale. Combination of geographical,
historical, geological and geomorphological knowledge is the
essence of geotourism.
Besides, our student have an occasion to recognize how
touristic sites are organized and managed in regions where
tourist industry has been developing for decades, where it has
been generating significant incomes and where the level of
tourist services belong to the highest in the world.
in the Miocene continued until the Recent (Golonka et al.,
2006b). The mafic-alkaline volcanism (Seghedi et al., 2004) is
a common feature observed in the Eastern Austria, Slovakia,
Romania and in Hungary. Radiometric ages of volcanics range
from 11 to 0.2 Ma. Magma has been derived from various zones
of the upper mantle. Pyroclastics were formed at the early
stages of volcanic activity, due to the contact of basaltic
magma with the country rocks (Németh et al., 2000).
Driving along the Balaton shore, we pass by the Tihany
Peninsula – one of exceptional sites in Hungary. The peninsula is of volcanic origin, as demonstrated by two small crater
lakes, relics of numerous geisers and pyroclastics exposures.
There is an old, monumental Benedictine monaster, and a
Tihany village at the foot of the monaster where buildings are
constructed of tuffs. The peninsula belongs to the top attractions of the Balaton area.
We leave the Balaton region, then we pass by Budapest and
direct to the north, to Slovakia. On the way we stop in Eger,
another viniculture center.
Eger
Eger town is located almost 130 km east from Budapest, at
the gate to the Beech Mts. We pay short visit to the Szepasszony-vőlgy – the Fair Lady’s Valley where local wines are
served in small, family-owned wine cellars cut in tuffs. Local
wines, served usually in 1-litre jars, taste best in a special atmosphere of these dark and cool cellars, full of mould smell.
Quality of wines is documented by written certificates (Fig.
30) (Chojnicka, 2005).
Typical product of the Eger area is the red wine called Egri
bikaver (“Bull’s blood”). According to popular legend, this
wine has much improved the courage and strength of soldiers
defending the Eger castle against Turkish army in 1522. Unfortunately, the castle was finally conquerred and Eger has
become a capital of Turkish province. The relics of Turkish
domination are: a minaret – rather unusual object in this part
of Europe (Fig. 31) and Turkish bathhouse. Other historical
monuments are the Eger castle with museum and the cathedral
church (third largest church in Hungary). In the old town we
see palaces, houses with beautifull rococo-style gates, city
council building and late-baroque orthodox church (Chojnicka,
2005; Rusin, 2001).
In the late afternoon the group leaves to the Beech Mts.
located between Eger and Miskolc.
Autor of all photographs is Marek Doktor.
Brambati, A., Carbognin., L., Quaia, T., Teatini, P. & Tosi., L. 2003. The
Lagoon of Venice: Geological setting, evolution and land subsidence.
Episodes, 26: 264-268.
Brusie, Z., Pamuła, S., 2005. Chorwacja. W kraju lawendy i wina. Wydawnictwa Bezdroża, pp. 419. Kraków.
Chojnicka, M., 2005. Węgry. Na ostro i na słodko. Wydawnictwa Bezdroża,
pp. 417. Kraków,
Dercourt J., Ricou L. E. &Vrielynck B. (eds.), 1993. Atlas Tethys Paleoenvironmental maps. 307 pp. Gauthier-Villars, Paris.
Dobrzyńska-Bzowska, M., Bzowski, K., 2005. Słowenia. Słoneczna strona
Alp. Wydawnictwa Bezdroża, pp. 328. Kraków,
Droop, G. T. R., 1985. Alpine metamorphism in the south-east Tauern
Window, Austria: I. P-T variations in space and time. Journal Metamorphic Geology, 3: 371-402.
Faupl., P. & Wagreich, M., 2000. Late Jurassic to Eocene Palaeogeography
and Geodynamic evolution of the Eastern Alps. In: Neubauer, F. & Höck,
Adamczak, S., Firlek, K., 2003. Chorwacja i Czarnogóra. Pascal, pp. 368,
Bielsko-Biała.
Belford, R., Woolfrey, C., Dunford, M., 2001. Włochy, część północna.
Pascal, pp. 586. Bielsko-Białała.
Bill, M., O’Dogherty, L., Guex, J., Baumgartner, P.O. & Masson, H., 2001.
Radiolarite ages in Alpine-Mediterranean ophiolites: Constraints on the
oceanic spreading and the Tethys-Atlantic connection. Geological Society of America Bulletin, 113: 129-143.
Bosellini, A., Neri, C. & Stefani, M., 1997. Geological Framework. In:
Bosellini, A., Neri, C, Stefani, M & Schlager, W. (Leaders). Triassic
carbonate platforms in the Italian Dolomites. Vienna 97 AAPG International Conference & Exhibition, September 7-10, 1997. pp. 5 – 21.
Tulsa
Bosellini, A., Gianolla, P & Stefani, M., 2003.Geology of the Dolomites.
Episodes, 26: 181-185.
61
V. (Eds) Aspects of Geology in Austria. Mitteilungen der Österreichischen Geologischen Gesellshaft, 92: 95-116
Faryad, S.W., Shulmann, K. & Lexa, O., 2004. Pre-conference fieldtrip:
structure and Metamorphism of the Meliata Unit. Geolines, 17: 113120.
Gatto, L., & Carbognin., L., 1981. The Lagoon of Venice: Natural environmental trend and man-induced modification. Hydrological Science
Bulletin, 26: 379-391.
Genser, J., Wees, J.D. Van, Cloething, S. & Neubauer, F., 1996. Eastern
Alpine tectono-metamorphic evolution: constraints from two-dimensional P-T-t modeling. Tectonics, 15: 584-604.,
Golonka J., 2000. Cambrian-Neogene Plate Tectonic Maps. Wydawnictwa
Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków. 126 pp.
Golonka, J., 2007. Late Triassic and Early Jurassic paleogeography of the
world. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 244: 297307.
Golonka, J. & Krobicki, M,. 2004. Jurassic paleogeography of the Pieniny
and Outer Carpathian basins. Rivista Italiana di Paleontologia e Stratigrafia, 110, 5-14.
Golonka, J.,& Krobicki, M., 2005. Walking on the Tethyan ocean floor in
the Northern Carpathians. 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. Pp. 35-38.
Golonka, J. & Lewandowski, M. (Eds). 2003. Geology, geophysics, geothermics and deep structure of the West Carpathians and their basement.
Publications of the Institute of Geophysics Polish Academy of Sciences.
Monographic Volume M-28 (363) 184 pp.
Golonka, J., Aleksandrowski, P., Aubrecht, M., 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. & Andrzej 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.& Slaczka, A., 2006a. 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. Ślączka, A & Picha, F., 2006b. The Western Carpathians and
Ouachitas: A comparative study of geodynamic evolution . In: Golonka, J. & Picha, F. (Eds.) The Carpathians and their foreland. Geology
and hydrocarbon resources. American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 84: 787 – 810.
Honan, M., 1999. Austria. Pascal, pp. 450. Bielsko-Biała.
Höck, V. 1980. Distribution maps of minerals of the Alpine metamorphism
in the Penninic Tauern Window. Austria. Mitteilungen der Österreichischen Geologischen Gesellshaft. 71/72: 119-127.
Jelaska, V., 2003. Carbonate platforms of the External Dinarids. In:
Vlahović, I., Tišliar, J. (Eds.) Evolution of depositional environments
from the Palaeozoic to the Quternary in the Karst Dinarides and the
Pannonian Basin. 22nd Meeting of Sedimentology, Opatija – September
17-19, 2003, Field Trip Guidebook, pp. 67-71. Zagreb.
Kent, V.D., Rio, D., Massari, F., Kukla, G. & Lanci, L., 2002. Emergence
of Venice during Pleistocene. Quarternary Science Review, 21: 17191727.
Kiessling, W., 1992. Paleontological and facial features of the Upper Jurassic Hostegen Marble (Tauern Window, eastern Alps). Terra Nova, 4:
194-197.
Kiessling, W. & Zeiss, A., 1992. New paleontological data from the Hochstegen Marble (Tauern Window, eastern Alps). Geologische und
Paläontologische Mitteilungen Innsbruck, 18:187-202.
Kubas, M., Liszka, A., 2006. Włochy północne. Wydawnictwo Bezdroża,
pp. 365, Kraków.
La Provincia Autonoma di Trento in Internet. Sito del Servizio Geologico.
... Attivitŕ > Pietre ornamentali > Rosso Ammonitico Veronese. 2007.
website: http://www.protezionecivile.tn.it/frame.asp?Site=6
Németh, K., Korbély, B., Karáts, D. 2000. The Szigliget maar/diatreme,
Bakony- Balaton Highland Volcanic Field (Hungary). Terra Nostra
(Potsdam, Germany), 2000/6: 375-383.
Neubauer, F. Handler, R. 2000. Variscan orogeny in the Eastern Alps and
Bohemian Massif: How do theses units correlate? In: Neubauer, F. &
Höck, V. (Eds) Aspects of Geology on Austria. Mitteilungen der Österreichischen Geologischen Gesellshaft, 92: 35-59.
Neubauer, F.,Genser, J. & .Handler, R. The Eastern Alps: Result of a twostage collision process .In: Neubauer, F. & Höck, V. (Eds) Aspects of
Geology on Austria. Mitteilungen der Österreichischen Geologischen
Gesellshaft, 92: 117-134.
Ozvoldova, L. & Faul, P., 1993, Radiolarien aus kieselingen Schichtgliedern
des Juras der Grestener und Ybbsitzer Klippenzone (Ostalpen, Niederösterreich). Jahrbuch Geologische Bundesanstalt, 136: 479-494.
Polšak A., 1974. Geological aspects of protection of Plitvice lakes (in
Croatian). In: Plitvice lakes — man and nature. In: Gušić, B. and M.
Marković, M. (Eds) Publication of Nacionalni park Plitvička jezera.
23–32. pp. Zagreb.
Ratschbacher, L., Frisch, W., Neubauer, F, Schmid, S. & Neugebauer, J.,
1989. Extension in comppressional orogenic belts: The eastern Alps.
Geology, 17: 404-407.
Rusin, W., 2001. Węgry. Pascal, pp. 376. Bielsko-Biała.
Schlager,W. 1997a. Picco de Vallandro (Dürenstein): Platform-to-basin
transition in outcrop and seismic model. In: Bosellini, A., Neri, C,
Stefani, M & Schlager, W. (Leaders). Triassic carbonate platforms in
the Italian Dolomites. Vienna 97 AAPG International Conference &
Exhibition, September 7-10, 1997.pp. 48-56. Tulsa
Schlager,W. 1997b. Seismic modelling of outcrops. In: Bosellini, A., Neri,
C, Stefani, M & Schlager, W. (Leaders). Triassic carbonate platforms
in the Italian Dolomites. Vienna 97 AAPG International Conference &
Exhibition, September 7-10, 1997. pp. 58-67.Tulsa.
Seghedi, I., Downes, H., Vaselli, O., Szakács, A. Balogh, K. & Pécskay, Z.,
2004. Post-collisional Tertiary–Quaternary mafic alkalic magmatism
in the Carpathian–Pannonian region: a review. Tectonophysics, 393
(1-4): 43-62.
Slovenc, D. & Pamić, J., 2002. Geology of the Vardar zone ophiolites of the
Medvednica Mountain Area located along the Zagreb-Zemplin line (NW
Croatia). Geologica Carpathica, 53: 53-59.
Srdoč, D., Horvatinčič, N., Obelić, B., Krajcar, I. & Sliepčević, A., 1985.
Calcite depositon processes in karstwaters with special emphasis on the
Plitvice lakes, Yugoslavia (in Croat.). Carsus Iugoslaviae, 11:101–204
Stampfli, G.M., Mosar, J., Favre, P., Pillevuit, A. & Vannay, J.-C., 2001.
Late Palaeozoic to Mesozoic evolution of the Western Tethyan realm:
the Neotethys-East Mediterranean basin connection. In: Ziegler, P.A.,
Cavazza, W., Robertson, A.H.F. & Crasquin-Soleau, S. (Eds.), PeriTethys Memoir 6: Peri-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins.
Mémoires du Muséum national d’Histoire naturelle, Paris, 186: 51108.
Szabó, M.F. & Csontos, L., 2005. Pre-conference excursion: geologic overview of N Hungaray, Bükk Mts. Geolines, 19: 125-141.
Ullman, R. (tłumacz. Hauzer, E.), 2002. Wenecja. Berlitz. 144 pp.
Velić, I., Tišliar, J., Vlahović, I., Mati čec, D. & Bergant, S., 2003. Evolution
of the Istrian part of the Adriatic Carbonate Platform from the Middle
Jurassic to the Santonian and formation of the flysch basin during the
Eocene: main events and regional comparison. In: Vlahović, I., Tišliar,
J. (Eds.) Evolution of depositional environments from the Palaeozoic to
the Quternary in the Karst Dinarides and the Pannonian Basin. 22nd
Meeting of Sedimentology, Opatija – September 17-19, 2003, Field Trip
Guidebook, pp. 3-17. Zagreb.
Vlahović, I., Tišliar, J., Velić, I., Matičec, D., Skelton, P.W., Korbar, T.,
Fuček, L. Main events recorded in the sedimentary succession of the
Adriatic Carbonate Platform from the Oxfordian to the Upper Santonian
in Istria (Croatia). In: Vlahović, I., Tišliar, J. (Eds.) Evolution of depositional environments from the Palaeozoic to the Quetrnary in the Karst
Dinarides and the Pannonian Basin. 22nd Meeting of Sedimentology,
Opatija – September 17-19, 2003, Field Trip Guidebook, pp.19-56. Zagreb.
62
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
nowoczesna gigabitowa sieć
komputerowa i bezprzewodowa sieć WiFi
(zasięg na kampus i miasteczko studenckie)
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)
kierunki
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
Kształcimy w dobrych kierunkach
www.agh.edu.pl
Akademia Górniczo-Hutnicza
im. Stanisława Staszica w Krakowie
Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska
Wydział prowadzi rekrutację na studia stacjonarne, niestacjonarne:
I STOPNIA (INŻYNIERSKIE)
II STOPNIA (MAGISTERSKIE)
Studia stacjonarne prowadzone są w Krakowie, studia niestacjonarne w Krakowie oraz w Zamiejscowych
Ośrodkach Dydaktycznych w Limanowej i Bolesławcu. Absolwenci Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony
Środowiska otrzymują dyplomy magistra inżyniera jednej z 17 specjalności prowadzonych obecnie na
Wydziale w ramach studiów stacjonarnych i niestacjonarnych.
STUDIA STACJONARNE
Górnictwo i Geologia
Specjalności: Geofizyka poszukiwawcza, Geoinformatyka, Geologia i prospekcja złóż, Geologia naftowa, Geoturystyka, Gospodarowanie i zarządzanie środowiskiem geologicznym, Hydrogeologia,
Geologia inżynierska, Kamień i kamieniarstwo w architekturze i budownictwie, Mineralogia i geochemia
stosowana
Inżynieria Środowiska
Specjalności: Geofizyka środowiska, Geologia i geochemia środowiska, Ochrona wód i geotechnika
środowiska, Odnawialne źródła energii
Ochrona Środowiska
Specjalność: Ochrona przyrody nieożywionej
Informatyka Stosowana
Specjalności: Modelowanie i systemy informatyczne w geofizyce, Oprogramowania i bazy danych w
geologii
STUDIA NIESTACJONARNE I STOPNIA (INŻYNIERSKIE)
Górnictwo i Geologia
Specjalności: Geologia naftowa, Geologia i prospekcja złóż, Geologia górnicza, Geologia inżynierska,
Geoturystyka
Inżynieria Środowiska
Specjalności: Geofizyka środowiska, Odnawialne źródła energii
Informatyka Stosowana
Specjalności: Oprogramowanie i bazy danych w geologii
STUDIA NIESTACJONARNE II STOPNIA (MAGISTERSKIE)
Górnictwo i geologia
Specjalność: Geologia i prospekcja złóż, Geoturystyka
Inżynieria Środowiska (bez specjalności)
Dziekanat:
al. Mickiewicza 30
30-059 Kraków
Pawilon A-0
tel. (012) 617 23 51
fax (012) 633 29 36
e-mail:
[email protected]
website:
www.geol.agh.edu.pl
Rekrutacja na studia stacjonarne na Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska AGH kwalifikuje uczniów, którzy wybrali na maturze jeden
z przedmiotów: matematyka, fizyka, chemia, informatyka oraz od roku
2007/08 również geografia i biologia.

Spis treści • Contents South Africa: A geotouristic gourmet piece

Transkrypt

Podobne dokumenty

KULTY NA ET

AREZZO 2 Bikes Art. 667

Basin inversion first part - jw.ing.uni.wroc.pl

Gierliński, G.

Stowarzyszenie Naukowe im. Stanis³awa Staszica

Analiza stanu zachowania drewnianych stropów w Auli

IAGt

Zjawiska krasowe parku narodowego Gunung Mulu (Borneo)

mezozoik i kenozoik - jw.ing.uni.wroc.pl

Egipt – Marsa Alam

piany jako nośniki chemicznych środków neutralizacji skażeń

trade-mission

Puls Uczelni 2015 (9) 1

Let`s travel Let`s fly - Port Lotniczy Poznań

Szkło artyStyczne w MuzeuM karkonoSkiM w JelenieJ Górze