Historia geologiczna dorzecza środkowej Małej Panwi



Najstarsze skały do jakich udało się do tej pory dotrzeć na naszym obszarze leżą na głębokości około 1500 m. pod powierzchnia i liczą sobie około 380 mln.. lat. Są to, ciągnące się miedzy Zawadzkiem a Solarnia, dewońskie wapienie i dolomity, które tworzyły się w dosyć płytkim i ciepłym morzu . O tym, że omawiany obszar znajdował się w strefie klimatu gorącego świadczą resztki korali budujących rafy w ciepłych wodach morskich.

Prawdopodobnie pod tymi skałami znajdują się jeszcze starsze otwory, a to nawiercone w Lublińcu, kwarcyty, mułówce i tufy wulkaniczne osadzone w dość głębokim morzu w czasie syluru tj. już przed 420 mln. lat. W sylurze część Paleo-Europy wraz z naszym terenem leżała na 5o szer. geogr. południowej a w wyniku dryftu płyty paleoeuropejskiej na północ w dewonie obszar śląska znalazł się na równiku.

Morze ustąpiło dopiero około 300 mln. lat temu kiedy to w późnym karbonie rozpoczęły się wielkie ruchy górotwórcze obejmujące całą Europę. W wyniku tych ruchów, nazywanych orogeneza hercyńska, nasz region znalazł się w wysokich górach, na wschód od których rozciągało się rozlegle zapadlisko obejmujące obszar dzisiejszego Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Dno zapadliska zajęte było przez bagna i jeziorzyska w których gromadziły się resztki roślin karbońskich, głównie olbrzymich paprotników i widłaków zasypywanych piaskami i mułami przynoszonymi przez rzeki spływające z obrzeżających gór. Z biegiem czasu z nagromadzonego materiału roślinnego utworzyły się górnośląskie pokłady węgla kamiennego. Śląsk leżał wtedy w strefie równikowej a bujna roślinność świadczy o gorącym i wilgotnym klimacie okresu karbońskiego, sprzyjającym rozwojowi lasów tropikalnych podobnych od dzisiejszych równikowych lasów dorzecza Amazonki.

Przez następne kilkadziesiąt milionów lat część Paleo-Europy na której znajdował się nasz region dryfowała dalej że strefy równikowej na północ, do strefy podzwrotnikowej co doprowadziło w permie (tj. ok. 290 mln. lat temu) do zmiany dominującego u nas klimatu z wilgotnego tropikalnego na gorący i półsuchy klimat strefy podzwrotnikowej . Ruchy górotwórcze rozpoczęte w późnym karbonie kontynuowały się dalej wynosząc nasz obszar na wysokość powyżej 1000 m. n.p.m. Rzeźba Śląska w permie była zdominowana przez pasma gór zrębowych oddzielonych wąskimi a głębokimi rowami tektonicznymi. Rowy te były zasypywane grubymi żwirami znoszonymi z otaczających gór przez efemeryczne potoki pojawiające się po epizodycznych i katastrofalnych w skutkach burzach. Obniżenia śródgórskie zajęte były przez okresowe płytkie jeziora (plaga) w których osadzały się pstre muły z ewaporatami. Podobne krajobrazy i warunki klimatyczne występują dziś na Bliskim Wschodzie. Zbocza gór porastały lokalnie araukarie, szczątki których w permskim klimacie ulegały petryfikacji i dziś znajdujemy je w formie skrzemionkowanej.

Ruchom gorotworczom towarzyszyła intensywna aktywność wulkanów położonych w Sudetach i w rejonie krakowskim. Popioły z tych erupcji docierały także na nasz obszar o czym świadczą pokłady tufów wulkanicznych znajdywanych wśród osadów permu. Warunki klimatyczne charakterystyczne dla strefy podzwrotnikowej utrzymywały się jeszcze przez około 60 mln. lat o czym świadczą występujące u nas czerwone piaskowce pustynne dolnego triasu czyli tzw. pstrego piaskowca (BuntSandstein) W triasie środkowym ( tj. ok. 240 mln. temu) na obszar śląska wtargnęły wody morskie z położonego na południe wielkiego oceanu Tetydy rozciągającego się od wschodniej Azji po Hiszpanie (mapa 2). W powstałym ciepłym i płytkim morzu kwitło życie czego dowodem Są kości ryb, płazów i gadów a także skamieniałości ślimaków, małży, amonitów, liliowców, korali i gąbek, którymi przepełnione są wapienie ukazujące się powierzchni w pasię od Wielowsi przez Strzelce Opolskiej po Gore Świętej Anny. że względu na obfitość skamieniałości głównie zaś małży, utwory srodkowotriasowe określa się mianem wapienia muszlowego (Muschelkalk)). W czasie okresowych spłyceń morza tworzyły się osady ewaporatowi tj. gipsy, anhydryty i sól kamienna. skały wapienia muszlowego grubości ok.150 m. stanowią podstawowy surowiec eksploatowany od wieków na ziemi strzeleckiej dla potrzeb Przemyślu budowlanego i cementowego.

Morze srodkowtriasowe ustąpiło na skutek kolejnych ruchów górotwórczych które podniosły obszar śląska, w tym tez obszar naszego regionu. W wyniku tych ruchów (słabszych jednak od orogenezy hercyńskiej) doszło do wychylenia na północny wschód płasko leżącej pierwotnie płyty wapieni triasowych w wyniku czego na południu regionu tworzą one wyniesiony, twardy Garb Chełmski a na północy zanurzają się pod pokrywę młodszych osadów, osiągających dziś w dolinie Malej Panwi grubość ponad 100 m.

Wynurzony z morza obszar był następnie przemodelowywany w późnym triasie przez rzeki i wiatr rzeźbiące powierzchnie Ziemi. Wyniesione wapienne osady środkowego triasu zostały przykryte przez młodsze, górno triasowe czerwone osady ilaste piaszczyste tworzone w warunkach pól pustynnych a nazywane kajprem. W licznych depresjach wyerodowanych w miękkich iłach tworzyły się okresowe stawki i jeziora zasiedlone głównie przez ryby i małże. Nad brzegami rzek i jezior żyły bardzo liczne płazy i pierwsze gady, które często ginęły pogrzebane w spływach błotnych uruchamianych katastrofalnymi opadami i wezbrania rzecznymi. Paradoksalnie dzięki tym katastrofom dobrze zachowały się liczne szczątki szkieletów w/w organizmów.

W jurze nasz region był cały czas wyniesiony skąd wynika brak osadów z tego okresu. Następna transgresja (czyli zalew morski) miała miejsce w kredzie tj. około 100 mln. lat temu. Resztki osadów morza kredowego zachowane Są w rejonie Opola i Góry Św.. Anny natomiast w naszym rejonie zostały całkowicie zdarte przez późniejszą erozje niszcząca obszar śląska po jego podniesięnu poprzez napierające od południa, wypietrzajce się Karpaty. Długotrwała erozja trwająca przez kilkadziesiąt milionów lat trzeciorzędu i czwartorzędu wycięła w miękkich iłach kajpru rozległą dolinę która można uznać za pradolinę Malej Panwi. Krajobraz naszych okolic przypominał wtedy nieco krajobraz dzisiejszej Wyżyny Krakowskiej że wzgórzami wapiennymi górującymi nad obniżeniami dolin rzecznych.

Nasuwanie Karpat spowodowało równoleżnikowe ugięcie i spękanie leżących na ich przedpolu starszych skał. Jedno z tych pęknięć było na tyle głębokie że umożliwiło wydobycie się płynnej magmy na powierzchnie i utworzenie stożka wulkanicznego Góry Św. Anny. Miało to miejsce ok. 23 mln. lat temu w trzeciorzędzie. Na przedpolu świeżo wypiętrzonych Karpat utworzyły się dość głębokie rowy tektoniczne i uskoki zaznaczające się w morfologii terenu jako obniżenia i wyniesienia urozmaicające rzeźbę obszaru strzeleckiego. leżący na południe od Góry Św. Anny rów tektoniczny był tak głęboki że od Krakowa wtargnęło nim morze tworząc w strefie Gliwic -Kędzierzyna przesmyk morski. Morze to jednak nie przekroczyło na północ Garbu Chełma z górującym nad okolica stożkiem wulkanicznym Góry Św. Anny.

W lądowych obniżeniach położonych na północom Garbu Chełma ,w warunkach dosyć wilgotnego i ciepłego klimatu morskiego, tworzyły się torfowiska z których powstał węgiel brunatny zaś wyniesienia zbudowane że skal wapiennych ulegały procesom krasowym prowadzącym do powstania jaskiń i towarzyszących im pstrych ilastych utworów krasowych (laterytow) zawierających tzw. rudy bobowe.

Urozmaicony i malowniczy krajobraz z trzeciorzędu uległ zniszczeniu w plejstocenie kiedy dolina Malej Panwi znalazła się w zasięgu oddziaływania lądolodów co miało początek ok. 2mln lat temu. Wyniesienia zostały zniwelowane przez niszcząca działalność mrozu a obniżenia zostały wypełnione glinami, żwirami i piaskami pochodzącymi z topniejących lodowców. Nasuwający się od północy lądolód pozostawił po sobie ślady w postaci wielkich eratykow - otoczaków różowych granitów pochodzących że Skandynawii (eksponat.18 ). W czasie ocieplę interglacjalnych obszary opuszczone przez lądolód zasiedlane były przez dość bogata i charakterystyczna faunę m.in. mamuty.

Po wycofaniu się lodowców na północ Polski co miało miejsce ok. 15 000 lat temu, piaski polodowcowe były przewiewane przez zimne a silne północne wiatry wiejące od czaszy lodowca. W warunkach pustyni polodowcowej powstały wtedy wielkie pola piaszczystych wydm szczególnie dobrze rozwinięte w dolinie Malej Panwi w okolicach zedowic, Zawadzkiego i Kolonowskiego. Wydmy te porośnięte dziś lasami Borów Stobrawskich a sięgające kilkunastu metrów wysokości względnej stanowią urozmaicenie w monotonnym generalnie krajobrazie doliny Malej Panwi zaś piaski je budujące wykorzystywane Są do celów budowlanych. Najdrobniejszy pyl niesiony przez północne wiatry zatrzymywał się dopiero na Garbie Chelmu, okrywając go kilkumetrowa pokrywa lessów.

10 tys. lat temu czyli w holocenie klimat zaczął ulęgać ociepleniu i osiągnął swoje optimum przed 8000 laty kiedy średnia roczna temperatura sięgała 11 - 12 oC tj. o 4oC więcej niż dziś. Ciepły klimat sprzyjał rozwojowi gęstych puszcz dębowych i borów. W obniżeniach zarastających jezior i staro rzeczy zaczęły się tworzyć torfowiska (eksponat 20) a na terenach podmokłych niżej leżące piaski ulęgały cementacji wodorotlenkami żelaza (limonit), które dały początek tzw. rudom darniowym (eksponat 21) eksploatowanym w zedowicach już 2000 lat temu dla celów hutniczych. Kres puszczom położyła dopiero działalność człowieka który przed 2500 laty zaczął wypalać lasy pod uprawy rolne a w ostatnich wiekach także dla celów hutniczych.

W Izbie regionalnej liceum zgromadzono następujące okazy geologiczne:
  1. Fragment rafy koralowej z dewonu (Givetian). Wiek ok. 360 mln. lat
  2. Odciski paprotników w mułowcach górnego karbonu (Westphalian). Wiek - ok. 320 mln. lat.
  3. Czerwone zlepieńce że stożków przedgórskich. Dolny perm - wiek ok. 300 mln.
  4. Tufy wulkaniczne. Dolny perm - wiek ok. 300 mln.
  5. Skrzemieniałe fragmenty drewna araukarii z permu.
  6. Piaskowce pustynne z dolnego triasu (BuntSandstein). Wiek ok. 250 mln. lat.
  7. Ewaporaty z dolnego triasu (Roet) - anhydryty z ciemnymi kryształami gipsu. Wiek - ok. 245 mln. lat.
  8. Wapienie teru (tzw. wapien komórkowy) z próżniami po wypłukanych kryształach soli. Utwory te stanowią ważny poziom wodonośny w regionie (m.in. w studni głębinowej w zedowicach).
  9. Wapienie morskie z fragmentami łodyg liliowców i kośćmi płazów. Środkowy trias (Muschelkalk), wiek ok. 240 mln. lat.
  10. Fragment dna morskiego z czasu środkowego triasu z małżami, ramienionogami i członami liliowców. Porównaj z załączona rekonstrukcja życia na dnie morza triasowego.
  11. Ostrygowy zlep muszlowy z triasu środkowego.
  12. Deltowe piaskowce dolnego kajpru z naprawiona sięczka roślinna (tzw. Lettenkohle). Wiek ok. 235 mln. lat.
  13. Piaskowce rzeczne kajpru górnego z fragmentami roślin (tzw. SchilfSandstein). Wiek ok. 230 mln.
  14. Czerwone mułówce triasu górnego (Keuper) tworzone w warunkach półpustynnych. Wiek ok. 220 mln. lat.
  15. Osady jeziorne z małżami Unio z górnego triasu. Wiek ok. 210 mln. lat. Okazy z Krasięjowa.
  16. Kręgi i tarczka zębowa płazów z górnego triasu. Wiek ok. 210 mln. lat. Okazy z Krasięjowa.
  17. Iły laterytowe z rudami bobowymi tworzące się w trzeciorzędzie (Oligocen-Miocen) z wietrzejących wapieni triasowych.
  18. Eratyk lodowcowy - granit rapakivi przywleczony przez lodowiec że Skandynawii
  19. Wydmowe piaski plejstoceńskie (wiek ok. 15 000 lat)
  20. Torf holoceński
  21. Ruda darniowa z holocenu
  22. Współczesne osady tzw. Antropogen