Wydrukuj tę stronę

PK Góra Św. Anny - Geologia Chełmu

HISTORIA GEOLOGICZNA OPOLSZCZYZNY


ERA PALEOZOICZNA (dewon – karbon)
    Najstarsze, odsłaniające się na powierzchni, skały południowej Opolszczyzny to utwory górnego dewonu i dolnego karbonu. Największe odsłonięcia tych skał są w Górach Opawskich, ale drobne wychodnie mamy też w okolicach Głubczyc (zwłaszcza w głębszych dolinach rzecznych), Toszku (góra zamkowa) i w Żyrowej (koło remizy strażackiej, obecnie przykryte glebą). Są to głównie ciemnoszare mułowce i piaskowce (tzw. szarogłazy), złożone z wielu różnych minerałów, wśród których widać skalenie, mikę i kwarc. Powszechnie można spotkać tam różne skamieniałości roślin, przede wszystkim uwęglone resztki łodyg skrzypów i paproci, rzadziej fragmenty liści czy nasion. Skamieniałości zwierząt są bardzo rzadkie i źle zachowane, opisano je głownie z Toszka. Po czeskiej stronie granicy znaleziono jednak w analogicznych utworach ładne amonity. Skały te powstały w głębokowodnym, oceanicznym zbiorniku, choć leżącym dość blisko lądów. Rzeki dostarczały piasek i muł pochodzący z niszczenia skał na lądzie do morza, gdzie osadzał się on w strefie przybrzeżnej, na szelfie. Co pewien czas gromadzony tam materiał, pod wpływem np. trzęsień ziemi albo sztormów zsuwał się po stoku kontynentalnym w głębsze partie oceanu. W trakcie tego zsuwania dochodziło do selekcji ziaren pod względem wielkości i w konsekwencji na dnie basenu oceanicznego powstawały powtarzające się sekwencje ławic: zlepieniec – piaskowiec – mułowiec - iłowiec. Takie regularne sekwencje, powstałe dzięki prądom transportującym zawiesinę osadu w głębiny, nazywamy fliszem. Najbardziej znany flisz, to oczywiście ten budujący znaczne partie Karpat, ale również opisywane szarogłazy oraz mułowce z Opolszczyzny można zaliczyć do fliszu.
    Zewnętrzna warstwa kuli ziemskiej, zwana litosferą, podzielona jest na potężne, nieustannie przesuwające się po półpłynnym podłożu, płyty kontynentalne lub oceaniczne. W efekcie tego, układ lądów i oceanów w przeszłości geologicznej całkowicie odbiegał od współczesnego. Na przełomie dewonu i karbonu Opolszczyzna leżała zupełnie w innym miejscu niż dziś – na południowej półkuli, blisko równika, ponad 6500 km od współczesnej lokalizacji.
    Około 318 mln lat temu, na przełomie wczesnego i późnego karbonu intensywne ruchy górotwórcze doprowadziły do drastycznych zmian. Głębokie morza i oceany w rejonie Śląska zanikły, osady paleozoiczne (w tym dewońskie i dolnokarbońskie) zostały sfałdowane, czasem wciągnięte w głąb Ziemi i miejscami lekko zmetamorfizowane, a na powierzchni zamiast oceanów wypiętrzyły się z tych osadów wyniosłe łańcuchy górskie. W pobliskim rejonie Wałbrzycha, w wielkiej kotlinie śródgórskiej, rozwinęły się potężne bagna porośnięte bujną roślinnością, z której następnie powstały złoża węgli. Podobnie było na sąsiednim Górnym Śląsku, choć tam roślinność rozwijała się głównie nad brzegami morza. Z rejonu Góry św. Anny nie mamy osadów górnego karbonu i permu. Czy powstały, a potem zostały zniszczone przez erozję? A może warunki nie sprzyjały trwałemu osadzaniu skał? Nie wiadomo. Na pewno przez długi okres późnego karbonu i permu, trwający blisko 70 mln lat wiele skał dolnokarbońskich uległo na Opolszczyźnie erozji, gdyż skały młodsze, triasowe leżą poziomo na mocno nachylonych i ściętych przez erozję warstwach dolnokarbońskich piaskowców, tworząc tzw. niezgodność kątową. Przed triasem zniszczone zostały także, wspomniane wcześniej góry.

ERA MEZOZOICZNA

TRAIAS
    W okresie triasowym, czyli w przedziale czasu 250-200 mln lat temu, rejon Góry Św. Anny, który dzisiaj znajduje się na szerokości geograficznej 50"30’, leżał znacznie bardziej na południe (ponad 3 tys. km od dzisiejszego położenia), w okolicy zwrotnika Raka (23o szerokości geograficznej), a więc na szerokości obecnej Zatoki Perskiej. Dlatego klimat Opolszczyzny był wówczas gorący i suchy i na początku triasu osadzały się na Śląsku Opolskim osady kontynentalne, o typowej dla półpustynnych terenów czerwonej barwie. Są to głównie mułowce i piaskowce rzek i płytkich, choć rozległych jezior. Rzeki i jeziora wypełniały się wodą w okresie rzadkich, ale ulewnych deszczy, w pozostałym czasie były wyschnięte. Były to więc zbiorniki okresowe. Część czerwonawych osadów reprezentuje zapewne dawne wydmy, czyli duże wzgórza sypkiego piasku, nieustannie przesuwane przez pustynne wiatry. Takie utwory, powstałe dzięki działaniu wiatru, nazywamy eolicznymi. Rzeźba terenu była dość wyrównana, nizinna, bez większych gór, ponieważ długotrwała erozja w permie zniszczyła pasma górskie powstałe podczas karbońskich ruchów górotwórczych.
    W kontynentalnych utworach dolnego triasu skamieniałości jest mało i są one słabo zróżnicowane. Przeważają skamieniałe, mikroskopijnych rozmiarów pyłki roślin, a także bardzo drobne (kilka milimetrów) szkieleciki wodnych skorupiaków. W utworach tych bywają też zachowane, miejscami bardzo liczne, tropy wymarłych dziś grup płazów i gadów. Zwierzęta te wchodząc na wilgotny osad, pozostawiały odciski swych łap, które następnie zasypywała kolejna warstwa osadu, tworząc odlewy tropów. Bardzo liczne znaleziska tropów opisano z Gór Świętokrzyskich, na Opolszczyźnie jednak takich odkryć nie ma, zapewne z powodu braku kamieniołomów, odsłaniających te utwory. Z czego wynika ogólne ubóstwo skamieniałości w dolnym triasie? Jak wspomnieliśmy, utwory te powstały na suchych, półpustynnych obszarach. Wiadomo zaś, że na pustyniach i półpustyniach żyje niewiele roślin i zwierząt. W dodatku tylko znikoma ilość organizmów ma szanse po swojej śmierci przekształcić się w skamieniałości. Nawet w sprzyjających warunkach współczesnych mórz, zaledwie około 1 % żyjących w danym miejscu zwierząt zachowuje się jako skamieniałości. Na lądzie, w okresowo wysychających jeziorach i rzekach, szanse utworzenia się skamieniałości są znacznie mniejsze, choćby z racji dostępu tlenu atmosferycznego do zwłok padłych organizmów, co skutkuje kompletnym rozkładem, a także z powodu niszczenia zwłok przez czynniki atmosferyczne, np. ziarna piasku stopniowo kruszące kości czy wielkie różnice temperatury między dniem a nocą na pustyni, co powoduje wysuszanie, pękanie i rozpad szkieletów. W dodatku na lądzie zasypywanie zmarłych zwierząt i roślin przez osad przeważnie trwa bardzo długo, toteż większość świeżo zmarłych organizmów pada ofiarą padlinożerców.
    246 mln lat temu ogólnoświatowy trend podnoszenia się poziomu oceanów doprowadził do stopniowego zalania wcześniejszych lądów i utworzenia się rozległego, choć płytkiego morza, tzw. Morza Germańskiego, obejmującego prawie cały obszar dzisiejszej Polski (bez Karpat), Niemiec (bez Alp), Holandii, wschodnią Francję i Anglię. W Polsce utrzymało się ono przez 15 mln lat. Akwen ten był w znacznym stopniu izolowany od leżącego na południu oceanu Tetydy przez wielkie wyspy. Trzy wąskie i długie cieśniny, w dodatku czasami zanikające, nie wystarczały do łatwej wymiany wód i organizmów pomiędzy oboma basenami, toteż faunę Morza Germańskiego cechuje pokaźny endemizm, stwierdzony m.in. w utworach kamieniołomów Ligoty Dolnej i Góry św. Anny, gdzie w większości skalnych formacji ponad połowa gatunków, to formy znane wyłącznie z Opolszczyzny albo tylko z basenu germańskiego. Najważniejsza z tych trzech cieśnin zaczynała się właśnie na Śląsku, w rejonie czeskiej Ostrawy, skąd prowadziła na południe, ku oceanowi. Dlatego w opolskich skałach możemy znaleźć więcej zwierzęcych gości z odległego oceanu południowego, niż w Niemczech czy w rejonie świętokrzyskim. W najniższej części profilu triasu morskiego, widocznej w Gogolinie, można znaleźć dowody trzęsień ziemi, w postaci m.in. nagromadzeń dużych bloków skalnych oderwanych i przetransportowanych w głąb morza przez osuwiska i fale wywołane trzęsieniami (tsunami). Później aktywność sejsmiczna wyraźnie zmalała.
    Ogólnoświatowy trend do obniżania poziomu oceanów doprowadził do stopniowego wycofania się morza z rejonu opolskiego pod koniec środkowego triasu (około 230 mln lat temu). Powróciły warunki znane z wczesnego triasu – nizinne lądy o suchym, gorącym powietrzu, z czasowo zanikającymi jeziorami i okresowymi rzekami. Wskutek odparowania, woda w wysychających jeziorach często była mocno słona, stąd też wytrącały się z niej sole – gipsy, a sporadycznie także kryształki soli kamiennej. Powstały wtedy grube kompleksy czerwonawych rzecznych piaskowców i jeziornych iłowców.
    W bardziej wilgotnych okresach, na brzegach rzek i jezior, rozwijała się bujna roślinność skrzypów, drzew iglastych, paproci, na której żerowały małe zwierzęta, a na nich wielkie płazy i gady. Niestety większość z tych zwierząt nie zachowała się z powodu niezbyt korzystnych warunków środowiska. Jednak w kilku miejscach na Opolszczyźnie wystąpiły krótkotrwałe warunki sprzyjające skamienieniu szkieletów i muszli. Kilka takich miejsc znamy z okolicy wsi Lisów, ale najcenniejsze i najsławniejsze opisano w 2000 z Krasiejowa koło Ozimka. Znakomicie zachowane i niezwykle liczne czaszki i duże fragmenty szkieletu pozaczaszkowego stały się ogólnoświatową sensacją. Wydobyto stamtąd m.in. ponad 100 wielkich czaszek (przekraczających 0,5 m) drapieżnych płazów zwanych tarczogłowymi (ponieważ miały głowę i przednią część tułowia pokrytą ciężkimi płytami kostnymi). Długość ciała krasiejowskich płazów szacuje się na ponad 2 metry – mało w odniesieniu do monstrualnych dinozaurów jury, ale imponująco dużo w porównaniu do dzisiejszych płazów, np. żaby. Odkryto także wspaniałe szkielety rybożernego gada, którego czaszka osiąga 70 cm, a szacowana długość ciała 3,5m. Gad ten, choć nie spokrewniony z krokodylami, był bardzo podobny zewnętrznie do współczesnego gawiala z Indii. Wreszcie nieliczne, ale najcenniejsze znaleziska pradinozaura o nazwie silezaur. Jest to prawdopodobnie najstarszy dinozaur (lub jego bezpośredni przodek) na świecie.

KREDA


    Utworów jury i kredy dolnej nie ma prawie na całej Opolszczyźnie, podobnie jak i w Sudetach. Dotyczy to także rejonu Góry św. Anny. Morze dotarło do św. Anny na początku późnej kredy (99 mln lat temu) i szumiało tu przez kilkanaście milionów lat. Miało to związek z największym w dziejach Ziemi globalnym podniesieniem się poziomu mórz i oceanów. W swoim maksimum poziom oceanów był wyższy od dzisiejszego o około 200 metrów, co skutkowało zalaniem prawie całej Europy, w tym większości Polski. Klimat był znacznie cieplejszy od współczesnego i jednocześnie dość wilgotny. W okolicach bieguna północnego temperatura latem osiągała 19°C, a zimą wynosiła kilka stopni, nie spadając poniżej 0°C. Temperatura wód powierzchniowych w morzach otaczających południowy biegun przekraczała 20°C. Nie było olbrzymich czap lodowych na biegunach, toteż na Ziemi istniały małe różnice klimatyczne nawet pomiędzy odległymi rejonami.
    Morze opolskie nie było zbyt głębokie, nie przekraczało 150m. W takim ciepłym i płytkim morzu bujnie rozwijały się organizmy, głównie o wapiennych muszlach, cały czas dostarczając surowca do powstania osadów wapiennych. Jednocześnie z pobliskiej wyspy sudeckiej trafiało dużo piasku (gdy ląd był blisko) i iłu (gdy linia brzegowa oddalała się wraz z zalewaniem lądu). Dlatego początkowo osadzały się piaski, a potem margle i wapienie. Piaski kredowe cenomańskiego wieku odsłaniają się we wschodnich dzielnicach Opola, na południe od Głubczyc, a także na Górze Św. Anny, gdzie zachowały się jako wielkie bloki (do 70m) zatopione w lawie wulkanicznej. Natomiast margle i wapienie, zaliczane wiekowo do podjednostek kredy: turonu i koniaku, były przedmiotem eksploatacji w kamieniołomach Opola, a w niewielkich blokach lub płatach znane są także z Góry Św. Anny i okolic Głubczyc (np. Boguchwałów, Nowa Cerekiew).


ERA KENOZOICZNA


    Skał najwyższej kredy oraz dolnej części ery kenozoicznej (paleogenu – 65 - 23 mln lat) w większej części Opolszczyzny nie ma, za wyjątkiem bazaltów paleogeńskich. Nie znaczy to, że nic się wtedy nie działo. Na wielką płytę europejską zaczęła wówczas napierać sunąca od południa równie potężna płyta afrykańska. Leżący między nimi rozległy ocean Tetydy uległ wskutek tego likwidacji, a osady denne tego oceanu, w wyniku ściskania między dwoma płytami działającymi jak szczęki imadła, zostały sfałdowane, wypchnięte do góry lub wciągnięte w głąb Ziemi i często przemieszczone na północ przez pchającą płytę nawet na paręset kilometrów. Tak powstały Karpaty (w tym Tatry) i Alpy. Śląsk Opolski leżał na bardziej sztywnych skałach, daleko od likwidowanej w paroksyzmach Tetydy, toteż zmiany nie były tu tak drastyczne. Jednak stały nacisk płyty afrykańskiej na Europę spowodował pod koniec paleogenu rosnące naprężenie wewnątrz skał opolskich. Zaczęły powstawać głębokie pęknięcia, a następnie wzdłuż tych pęknięć fragmenty skorupy ziemskiej przesuwały się w górę lub w dół. Takie zjawisko nazywamy uskokiem. W tym czasie powstała większość istotnych uskoków Opolszczyzny. Czasami powstawała seria dużych uskoków, tak że wzdłuż nich wypiętrzał się na kilkadziesiąt metrów blok, tworząc wyniesione pasmo, wyraźnie wyróżniające się jako długie wyniesienie o stromych zboczach, z obu stron ograniczone uskokami. Taką strukturą, nazywaną zrębem tektonicznym, jest nim np. Grzbiet Chełmu, na którym leży Góra Św. Anny.
    Inną konsekwencją wzrastających naprężeń w głębi Ziemi oraz powstania głębokich uskoków, sięgających kilkadziesiąt kilometrów w głąb, było upłynnianie się części skał leżących pod skorupą ziemską, a następnie wypływanie ich wzdłuż uskoków w postaci lawy bazaltowej i powstawanie wulkanów. Większość wulkanów i law opolskich utworzyła się około 28-23 mln lat temu (późny paleogen, wczesny neogen).
    Jednocześnie gorący, wilgotny klimat paleogenu sprzyjał krasowieniu, czyli rozpuszczaniu licznych skał wapiennych triasu w rejonie Góry Św. Anny i tworzeniu się w nich jaskiń. Szereg małych jaskiń opisano w okolicy Góry Św. Anny, największą z nich w rejonie Ligoty Górnej jest Jaskinia Ligocka (12 m długości).
    W neogenie (23-1,8 mln lat) osady powstawały przede wszystkim na południe od Góry św. Anny, w ukształtowanym wcześniej rowie tektonicznym Kędzierzyna oraz koło Głubczyc. Były to m.in. utwory płytkiego morza, okresowo wysychającego, gdyż powstały wtedy duże złoża gipsów, wydobywane w Dzierżysławiu do 1974, a po czeskiej stronie granicy do dziś.
    Około 630 tys. lat temu na południową Opolszczyznę wkroczył lądolód (tzw. zlodowacenie południowopolskie), stopniowo nasuwający się od Skandynawii. Wydaje się pewne, że nawet Góra Św. Anny była przykryta grubą warstwą lądolodu. Po długotrwałym ociepleniu i cofnięciu się mas lodowych, kolejny lądolód (tzw. zlodowacenie Odry) pojawił się 300 tys. lat temu. Wówczas sam czubek Góry św. Anny być może wznosił się ponad powierzchnię lodową. W czasie schyłkowej fazy obu zlodowaceń z lodu wytapiały się wielkie masy osadu przyniesionego z dna Bałtyku i Skandynawii, w tym potężne głazy, głównie granitowe, zwane głazami narzutowymi. Te gliny lodowcowe oraz piaski i mułki rzek wypływających spod lądolodu uformowały pokaźną pokrywę osadów polodowcowych, obecną na północ i południe od rejonu Grzbietu Chełma. Na samym Grzbiecie erozja usunęła większość takich utworów. Ostatnie zlodowacenie (północnopolskie, około 20 tys. lat temu) nie dotarło na Opolszczyznę, jednak osadzał się tam wywiewany z pól lodowych północnej Polski drobny pył, kształtując grube pokrywy skały zwanej lessem, charakterystycznej zwłaszcza dla Płaskowyżu Głubczyckiego, ale obecnego także i na Górze Św. Anny. Na lessach rozwijały się następnie bardzo żyzne gleby, dzięki czemu słynęły one z wczesnego i dobrze rozwiniętego rolnictwa.


BUDOWA GEOLOGICZNA OBSZARU


    Najstarsze widoczne na powierzchni skały południowej Opolszczyzny, to utwory górnego dewonu i dolnego karbonu. Ich największe odsłonięcia spotkać można w Górach Opawskich, ale drobne odkrywki zlokalizowane są w okolicach Głubczyc (zwłaszcza w głębszych dolinach rzecznych), Toszka (Góra Zamkowa) i w Żyrowej (koło remizy strażackiej, obecnie przykryte glebą i zwietrzeliną).
    Klastyczne utwory dolnokarbońskie (kulm), reprezentowane są przez osady fliszowe (Unrug 1974). Tworzą je głównie szaro-oliwkowe piaskowce i mułowce, z podrzędnym udziałem zlepieńców. Osady te zawierają dość liczne odciski roślin karbońskich, redeponowanych wraz materiałem klastycznym z obszarów źródłowych, położonych na południe i zachód od basenu kulmu. Przeważnie są to uwęglone szczątki łodyg skrzypów i paproci, rzadziej fragmenty liści, czy też nasion (tzw. „sieczka roślinna”). Cały pakiet skał formował się w głębokowodnym, oceanicznym zbiorniku, choć leżącym dość blisko lądów. Rzeki dostarczały piasek i muł (pochodzący z niszczenia skał na lądzie), który zdeponowany został w strefie przybrzeżnej na szelfie. Co pewien czas gromadzony tam materiał, pod wpływem np. trzęsień ziemi albo sztormów, spływał po stoku kontynentalnym w głębsze partie oceanu. W trakcie spływu dochodziło do selekcji ziaren pod względem wielkości i w konsekwencji na dnie basenu oceanicznego powstawały powtarzające się sekwencje ławic: zlepieniec–piaskowiec–mułowiec-iłowiec. Na powierzchni zwietrzałego i miejscami zerodowanego kulmu, leżą niezgodnie osady pstrego piaskowca o zmiennej miąższości, wynoszącej od 0 do 30 m. Są to utwory limniczno fluwialne klimatu gorącego i półsuchego (Woźniak i in. 2005). Rozpoczynają się czerwonymi piaskowcami (stąd charakterystyczna barwa gruntów ornych w pobliżu Zakrzowa i Jasiony), które przechodzą w górę w pstre mułowce z wkładkami ewaporatów. Wyżej spotyka się dolomity i margle dolomityczne z miąższymi pokładami gipsu, który miejscami tworzy niewielkie struktury diapirowe. Struktury takie można było obserwować w odsłonięciach powstałych podczas prac budowlanych przy autostradzie A-4, w rejonie na południe od Zakrzowa. Ponadto, dolomity przepełnione są muszlowcami Costatoria costata wskazującymi na ich recki wiek. Łączna miąższość retu wynosi ok. 70 m. Sekwencja wapienia muszlowego, typowego dla tej części basenu germańskiego, obejmuje utwory od dolnych warstw gogolińskich po dolną część warstw karchowickich, tworząc kompleks o miąższości około 90 m. Skały te można obserwować w licznych odsłonięciach opisanych z rejonu Góry Św. Anny. Serię rozpoczynają wapienie, wapienie margliste i margle warstw gogolińskich o miąższości około 50 m. Są to cienkoławicowe wapienie pelityczne, muszlowcowe i krynoidowe, barwy beżowej lub jasnoszarej, często laminowane (Woźniak i in., 2005).
    Dolne warstwy gogolińskie (warstwy z Pecten i Dadocrinus) reprezentują osady otwartego morza o normalnym zasoleniu, związane z pierwszym pulsem transgresywnym. Następująca po nim stagnacja poziomu morza stała się przyczyną stopniowego wypłycenia zbiornika i depozycji ewaporatów. Po ich rozpuszczeniu, zostały charakterystyczne porowate horyzonty tzw. wapieni komórkowych. Wyznaczają one granicę między dolnymi, a górnymi warstwami gogolińskimi. Te ostatnie związane są z zaawansowaną transgresją, w optimum której, doszło do masowego pojawienia się fauny alpejskiej w zbiorniku germańskim. Stagnacja fazy transgresywnej i postępujące spłycenie doprowadziły do depozycji onkolitowo-bioklastycznych diun, przemieszczanych głównie poprzez fale sztormowe. Osady warstw górażdżańskich tworzą 18 metrowy kompleks skał grubo ławicowych o miąższości od 0,8 do 1,5 m. Są to wapienie pelityczne i drobnodetrytyczne barwy beżowoszarej, bez składników terygenicznych.
    Kolejny cykl transgresywny rozpoczął się wraz z depozycją głębokich osadów warstw terebratulowych, zastąpionych później strukturami raf gąbkowo-koralowcowych warstw karchowickich. Warstwy terebratulowe odznaczają się większą marglistością i często falistym uławiceniem. Są to głównie wapienie muszlowcowe ze szczątkami ramienionogów. W dolnej części kompleksu uwydatnia się gruba ławica wapienia krynoidowego. Miąższość warstw terebratulowych wynosi około 7,0 m, grubość ławic 0,4 – 1,0 m. Warstwy karchowickie, występujące ponad warstwami terebratulowymi, tworzą kompleks gruboławicowych wapieni o miąższości około 10 m. Są to wapienie pelityczne, bez składników terygenicznych, barwy jasnoszarej lub żółtawej. Stropowa część wapieni warstw karchowickich jest zrekrystalizowana i skrasowiała (Woźniak i in. 2005).
    Ogólnoświatowy trend obniżania poziomu oceanów doprowadził do stopniowego wycofania się morza z rejonu opolskiego pod koniec środkowego triasu (około 228 - 230 mln lat temu). Powróciły wówczas warunki znane z wczesnego triasu – nizinne lądy o suchym, gorącym klimacie, z okresowo zanikającymi jeziorami i rzekami. Wskutek odparowania, woda w wysychających jeziorach była mocno słona, stad też wytrącały się z niej sole – gipsy, a sporadycznie także kryształki halitu (soli kamiennej). Powstały wtedy grube kompleksy czerwonawych rzecznych piaskowców i jeziornych iłowców. W bardziej wilgotnych okresach, na brzegach rzek i jezior, rozwijała się bujna roślinność skrzypów, drzew iglastych i paproci, na której żerowały małe  zwierzęta, a na nich wielkie płazy i gady. W kilku miejscach na Opolszczyźnie wystąpiły krótkotrwałe warunki sprzyjające zachowaniu ich szkieletów i muszli. Przykłady znamy z okolic wsi Lisów, ale najcenniejsze i najsławniejsze opisano w 2000 r. z Krasiejowa koło Ozimka. Znakomicie zachowane i niezwykle liczne czaszki oraz duże fragmenty szkieletu pozaczaszkowego, stały się ogólnoświatową sensacją. W Krasiejowie wydobyto ponad 100 wielkich czaszek (przekraczających 0,5 m) drapieżnych płazów tarczogłowych (Dzik i Sulej 2004). Odkryto także szkielety rybożernego gada, którego czaszka osiągała 70 cm, a szacowana długość ciała dochodziła do 3,5 m (fitozaur). Najcenniejszym znaleziskiem są jednak szczątki dinozauromorfa, któremu nadano nazwę Sileaurus opolensis („śląski jaszczur z Opola”).
    W okolicach Góry Św. Anny obserwuje się brak młodszych osadów triasu, uległy erozji w czasie długiej emersji obszaru, między późnym triasem, a późną kredą. Utworów jury i kredy dolnej nie ma prawie na całej Opolszczyźnie. Następne wiekowo osady to piaskowce glaukonitowe cenomanu i margle turonu. Margle datowane są na podstawie skamieniałości małży (między innymi inoceramów), ramienionogów, jeżowców i gąbek, charakterystycznych dla górnej kredy (Niedźwiedzki 1994). Margle i wapienie, zaliczane wiekowo do podjednostek kredy: turonu i koniaku, były przedmiotem eksploatacji w kamieniołomach Opola, a pojawiające się w niewielkich płatach, znane są także z okolic Głubczyc (np. Boguchwałów, Nowa Cerekiew) i Góry Św. Anny. Opisane w kamieniołomie nefelinitu (Góra Św. Anny), utwory kredy górnej nie występują in situ. Zachowały się w postaci wielkich bloków, zatopionych w lawie wulkanicznej (Niedźwiedzki 1994). Bazując na podstawie pomiarów Rodego (1934) łączną miąższość pokrywy kredowej szacuje się na minimum 38 m (Woźniak i in. 2005). Za wyjątkiem paleogeńskich nefelinitów w większej części Opolszczyzny nie ma skał reprezentujących dolny odcinek ery kenozoicznej. Co prawda Assmann (1932), cytuje w swoim opracowaniu spostrzeżenie Frecha, jakoby wśród porwaków skał osadowych w lawach stożka Góry Św. Anny, były też bloki piasków i iłów paleogeńskich z fauną morską, jednak informacji tej nie da się obecnie potwierdzić.
    Fałdowanie Karpat i ich nasuwanie od południa na obszar Śląska, spowodowało ugięcie i spękanie skał, obciążonych górotworem karpackim. Jedno z tych pęknięć było na tyle głębokie, że umożliwiło wydobycie się płynnej magmy na powierzchnię i utworzenie stożka wulkanicznego Góry Św. Anny. Miało to miejsce około 27 mln lat temu (Birkenmajer i Pécskay 2002). Jednocześnie na całym przedpolu Karpat utworzyły się dość głębokie rowy tektoniczne i uskoki, zaznaczające się w morfologii terenu jako obniżenia i wyniesienia, urozmaicające rzeźbę obszaru strzeleckiego. Leżący na południe od Góry Św. Anny rów tektoniczny był tak głęboki, że 12 mln lat temu, w miocenie, od wschodu, czyli od strefy karpackiej, wtargnęło nim morze tworząc w pasie Gliwic – Kędzierzyna przesmyk morski. Morze mioceńskie nie przekroczyło jednak Garbu Chełma, z wyniesionym już stożkiem wulkanicznym Góry Św. Anny, tak że teren położony na północ od garbu nie został przez nie zalany. Tworzyły się tu natomiast, w warunkach dosyć wilgotnego i ciepłego klimatu, liczne formy krasowe, najczęściej rozległe leje sięgające do kilkuset metrów szerokości i kilkudziesięciu metrów głębokości.
    Obecnie dobrze zachowane i widoczne leje krasowe napotkać można w kamieniołomie w Ligocie Dolnej. Wypełniają je czerwone osady rezydualne typu terra rosa, zawierające konkrecje wodorotlenków żelaza. Niektóre z konkrecji mają pokrój obleczonych ziaren i reprezentują tzw. rudy bobowe. Czasami, w obrębie zamkniętych lejów formowały się małe zbiorniki wodne z bogatą florą i mikroflorą (np. w Tarnowie Opolskim). Te właśnie szczątki florystyczne wskazują na mioceński wiek tworzenia i wypełnień form krasowych, będący następnym w sukcesji utworem geologicznym, zachowanym w rejonie Góry Św. Anny. Utwory zaliczane do neogenu, pojawiają się także w podłożu osadów czwartorzędowych w odległości około 3,5 km na południowy zachód od szczytu Góry Św. Anny. Reprezentowane są przez warstwy poznańskie – około 100 metrowy kompleks naprzemianległych warstw iłów, mułków, piasków lub żwirów. W spągu przeważają ciemnoszare i zielonkawe iły przewarstwione mułkami. Wyższą część warstw poznańskich stanowią tzw. „iły płomieniste” – smugowane i pstre o bardzo zmiennym zabarwieniu, z wkładkami piasków i żwirów, niekiedy z konkrecjami żelazistymi. Wiek tych osadów określono na miocen - sarmat (Sadowska 1975).
    Długotrwała erozja, trwająca przez kilkadziesiąt milionów lat paleogenu i neogenu, a potem czwartorzędu, wycięła w miękkich iłach górnego triasu rozległą dolinę, leżąca na północ od Garbu Chełmskiego, która można uznać za pradolinę Małej Panwi – ówczesnej wielkiej rzeki Odra w owym czasie była jedynie jej podrzędnym dopływem.
    Starsze osady czwartorzędowe zachowały się jedynie w obniżeniach okalających od północy i południa Grzbiet Chełmu. W rejonie Leśnicy – Lichyni, reprezentują je gliny zwałowe zlodowacenia południowopolskiego (630 tys. lat), które przykryte są z kolei moreną denną zlodowacenia środkowopolskiego (300 tys. lat). Te ostatnie utwory, występują także na północ od Góry Św. Anny, gdzie zawierają zarówno materiał skandynawski jak i lokalny (od kulmu, przez pstry piaskowiec, wapień muszlowy, kajper, jurę, kredę). Assmann (1932a) wspomina też o otoczakach skrzemionkowanych drzew kredowych znalezionych w okolicy Dolnej. Osadami najmłodszego zlodowacenia (Wisły), są niewątpliwie lessy przykrywające Garb Chełma. Tworzą one warstwą o zmiennej grubości od 2 do 7m. Lessy zawierają liczne konkrecje wapienne (kukiełki) oraz ślimaki lądowe – Helix hispida i Succinea oblonga. Do osadów holocenu zalicza się powszechnie występujący materiał deluwialny.
    Najciekawszym utworem holoceńskim są martwice wapienne występujące w Leśnicy. Przyjmuje się, że tworzyły się one, podobnie jak w innych miejscach Wyżyny Śląsko-Krakowskiej, w czasie od atlantyckiego optimum klimatycznego (8 tys. lat BP) do około 2000 lat temu.

TRIAS OBSZARU ŚLĄSKA


    We wczesnym triasie teren Śląska położony był w ciągu wyniesień oddzielających strefę oceanu Tetydy od jej północnego obszaru marginalnego, nazywanego basenem germańskim. Rejon Góry Św. Anny, który dzisiaj znajduje się na szerokości geograficznej 50o27’, leżał znacznie bardziej na południe (ponad 3000 km od obecnego położenia), w okolicy Zwrotnika Raka (23o szerokości geograficznej). Lokalizacja ta implikowała dominację suchego i gorącego klimatu przez prawie cały okres triasu. Powstawały wówczas osady kontynentalne, o typowej dla półpustynnych terenów czerwonej barwie. Rzeki i jeziora wypełniały się wodą w okresie rzadkich, ale ulewnych deszczy, w pozostałym czasie były wyschnięte. Jak wynika z danych badań sedymentologicznych, paleontologicznych i magnetostratygraficznych, z końcem wczesnego triasu wody oceaniczne przekroczyły strefę grzbietu poprzez system obniżeń i cieśnin, rozwiniętych na reaktywowanych uskokach hercyńskich strefy morawsko-śląskiej. W triasie środkowym dotarły aż po obszar obecnego Morza Północnego i Anglię. Doprowadził to do stopniowego zalania wcześniejszych lądów i utworzenia rozległego, choć płytkiego morza, tzw. Morza Germańskiego. W Polsce utrzymało się ono przez 15 mln lat. Akwen ten był w znacznym stopniu izolowany od leżącego na południu oceanu Tetydy przez wielkie wyspy. Trzy wąskie i długie cieśniny, w dodatku czasami zanikające, nie wystarczały do łatwej wymiany wód i organizmów pomiędzy basenami, toteż faunę Morza Germańskiego cechuje pokaźny endemizm, stwierdzony między innymi w utworach kamieniołomu Ligoty Dolnej i Góry Św. Anny. W większości występujących tu skalnych formacji ponad połowa gatunków, to formy znane wyłącznie z Opolszczyzny albo tylko z basenu germańskiego. Najważniejsza z trzech cieśnin zaczynała się właśnie na Śląsku, w rejonie czeskiej Ostrawy, skąd prowadziła na południe, ku oceanowi. Dlatego też w opolskich skałach można znaleźć więcej zwierzęcych kości z odległego oceanu południowego, niż w Niemczech, czy w rejonie świętokrzyskim. Środkowotriasowa transgresja morska (wapień muszlowy) osiągnęła swoje maksimum w anizyku, który wyróżnia szczególnie duży udział fauny tetydzkiej oraz powstaniem najstarszych na świecie, datowanych raf koralowcowych mezozoiku, budujących tzw. warstwy karchowickie.
    Okres schyłku anizyku cechuje regresja morska, która na obszarze Polski południowej zaznaczyła się tworzeniem wapieni i dolomitów z ewaporatami, charakterystycznymi dla środkowego wapienia muszlowego. W czasie następnej transgresji, powstał kolejny kompleks osadów wapiennych tzw. górnego wapienia muszlowego, wykazujący jednak kilkukrotnie mniejszą miąższość od kompleksu dolnego wapienia muszlowego. Wynikało to przede wszystkim z ruchów wypiętrzających, prowadzących do spłycenia, a następnie wynurzenia obszaru śląsko-krakowskiego, co znajduje swój zapis w powstaniu mieszanych osadów, węglanowo-klastycznych najwyższego wapienia muszlowego oraz erozji starszych osadów trwającej do początków późnego triasu - karniku. Osady triasu górnego wskazują na przemienne fazy sedymentacji płytkomorskiej i lądowej z ewaporatami oraz okresami silnej erozji (np. piaskowca trzcinowego), związanej z wczesnokimeryjskimi ruchami tektonicznymi.
    Stopniowe zwilgotnienie klimatu w noryku, związane było z dryftem omawianego obszaru na północ. Spowodowało to zanik ewaporatów i tworzenie osadów efemerycznych rzek roztokowych, formujących pstre utwory równi mułowcowych, znanych miedzy innymi z bogatych brekcji kostnych z Krasiejowa, czy Lipia Śląskiego. U schyłku triasu, w retyku, doszło do dalszej pluwializacji klimatu, a w związku z tym, ożywienia procesów erozji.

LITOSTRATYGRAFIA


    Osady triasu występujące na Górnym Śląsku są sedymentem epikontynentalnej facji germańskiej. Profil osadów triasu górnośląskiego jest klasycznym profilem triasu germańskiego. Dolna partia profilu triasu jest wykształcona jako pstre piaskowcowo - iłowcowe osady terrygeniczne. W najniższej części wapienia muszlowego – recie występują osady węglanowe morza epikontynentalnego, które dominują przez cały środkowy trias. Reprezentujące wczesny pstry piaskowiec warstwy ze Świerklańca obejmują piaskowce, mułowce, iłowce. Ret zbudowany jest z dolomitów, margli, wapieni, oraz gipsów i anhydrytów. Bardzo dobrze rozwinięty jest dolny wapień muszlowy, który jest reprezentowany przez grube kompleksy wapienne. Trias środkowy to wapień muszlowy w którym wydzielono: dolny wapień muszlowy - warstwy gogolińskie (wapień falisty, margle, wapienie organodetrytyczne i krynoidowe), formację górażdżańską (wapienie onkoidowe, organodetrytyczne), formację dziewkowicką (wapienie faliste, gruzłowe i przeławicenia muszlowców terebratulowych oraz wapieni krynoidowych), formacja karchowicka organodetrytyczne wapienie często krynoidowe, oraz biohermy koralowcowo gąbkowe. Wapień muszlowy środkowy dzieli się na: dolomity diploporowy ze zlepieńcami i warstwy tarnowieckie, które są wykształcone jako dolomity margliste i margle dolomityczne często z gipsem. Górny wapień muszlowy to warstwy z Wilkowic są to:(wapienie organodetrytyczne, dolomity i margle), warstwy boruszowickie (iłowce dolomityczne, mułowce rzadziej dolomity, piaskowce).
    Trias górny został podzielony na kajper i retyk. Osady kajpru dolnego to (szare i czerwone łupki z przewarstwieniami wapieni i dolomitów, a w górnej części dolnego kajpru leży dolomit graniczny. Kajper górny dzieli się na dolną serię gipsową (iłowce dolomityczne, przeważnie zielonoszare z cienkimi przewarstwieniami dolomitu i gipsu rzadziej anhydrytu (Kotlicki 1974) oraz piaskowiec trzcinowy (piaskowce i mułowce ze zwęglonym detrytusem roślinnym, warstewkami węgla). Osady kajpru górnego zamyka seria gipsowa (iłowce barwy czerwonej z gipsem występującym w postaci soczew i przeławiceń. Retyk nie został jeszcze rozdzielony litostratygraficzne, korelacja dotychczasowych wydzieleń nie została zakończona. Retyk tworzą iłowce szare i pstre ze sferolitami marglistymi i syderytowymi, podrzędnie piaskowce, wapienie, margle, dolomity oraz zlepieńce węglanowe (Kotlicki 1974).

GRZBIET CHEŁMA


    Podjeżdżając do Góry Św. Anny zarówno od południa (Zdzieszowice) jak i od strony północnej (Kalinowice, Niwki) widzimy, że nagle, na wysokość blisko 200 m ponad równą i płaską nizinę, wznosi się wielki Grzbiet Chełma. Ciągnie się on od Ligoty Dolnej i Zakrzowa na wschód prawie równoleżnikowo przez około 20 km, a dokładna analiza map wykazuje, że Grzbiet Chełma ma długość ponad 40 km, choć jego wschodnia część nie jest łatwo wyróżnialna gołym okiem w terenie. Jest to zrąb tektoniczny, wyniesiony wzdłuż serii uskoków równoleżnikowych pod koniec paleogenu (starszego trzeciorzędu) 27 mln lat temu. To podnoszenie tektoniczne miało miejsce w związku z ogólnoświatowymi ruchami tzw. orogenezy alpejskiej, która w Europie była inicjowana ciągłym napieraniem płyty afrykańskiej na europejską.
    Zrąb Chełma zbudowany jest w swojej zasadniczej masie ze skał dolnego (głównie lądowe piaskowce) i środkowego (głównie morskie wapienie) triasu, przy czym na powierzchni odsłaniają się tylko te ostatnie. Miejscami zbocza Grzbietu przykryte są kilkumetrową pokrywą piasków czwartorzędowych, a w partiach szczytowych występują cienkie i niezbyt rozległe pokrywy lessów czwartorzędowych. Jednak większość szczytowych partii zachodniej części Chełma nie jest przykryta utworami czwartorzędowymi, z wyjątkiem gleby, pod którą odsłaniają się od razu wapienie triasu. Na samej Górze Św. Anny występują też skały wulkaniczne - nefelinity, będące pozostałością istniejącego tam 27 mln lat temu wulkanu oraz wielkie bloki skał kredy (piaskowce i margle) zatopione w lawie. Skały kredowe pokrywały kiedyś ciągłą pokrywą zarówno cały Grzbiet Chełma jak i okolice otaczające ten zrąb, ale zostały całkowicie usunięte przez erozję w trzeciorzędzie.

WULKANIZM GÓRY ŚW. ANNY


    W trzeciorzędzie, na przełomie paleogenu i neogenu (27 -15 mln lat temu), na całym Śląsku tworzyły się setki wulkanów, gdyż ogólnoświatowe wielkie ruchy górotwórcze tzw. alpejskie (w Europie zainicjowane napieraniem płyty afrykańskiej na europejską), spowodowały powstanie naprężeń i pęknięć w głębi Ziemi, a zmiany ciśnienia skutkowały upłynnianiem się głęboko położonych warstw skalnych i podnoszeniem się magmy pęknięciami ku powierzchni. Na terenie dzisiejszej Góry Św. Anny wulkan powstał 27 mln lat temu (koniec starszego trzeciorzędu - paleogenu), czego dowiodły datowania radiometryczne tutejszych bazaltów. W tym okresie skały triasowe były przykryte grubą, kilkudziesięciometrową warstwą skał kredowych i to właśnie na piaskowcach i marglach kredy spoczęła podstawa nowego wulkanu. Magma powstawała z upłynniania się skał na głębokości około 50 km, następnie migrowała do leżącej płytko pod wulkanem komory magmowej, skąd przewodem wulkanicznym doprowadzana była w postaci lawy do krateru. Wypływom lawy towarzyszyły znaczne wyrzuty materiału piroklastycznego: tufów i brekcji (zawierającej duże piroklastyki, np. bomby wulkaniczne, a także ostrokrawędziste kawałki bazaltu wyrwane przez eksplozję ze ścian wulkanu). Tworzący się stożek wulkaniczny złożony był więc z naprzemianległych warstw lawy i tufu, podobnie jak dzisiejszy Wezuwiusz. Po tysiącach lat aktywności, gwałtowny paroksyzm wyrzucił resztę płynnej magmy z komory magmowej na powierzchnię wulkanu, a pusta komora pod ciśnieniem skał otaczających nagle się zawaliła. W konsekwencji tego zapadła się znaczna część wulkanu stojącego nad komorą i utworzyła się kaldera. W trakcie katastrofalnego zapadnięcia wielkie bloki bazaltu, tufu, ale także skał osadowych (kredy i triasu) oderwane ze skał na których leżał wulkan, przesunęły się w głąb Ziemi kilkadziesiąt metrów poniżej ówczesnego poziomu terenu. Po tej eksplozji, wulkanizm powoli zanikł i resztki stożka z kalderą zaczęły stopniowo niszczeć pod wpływem erozji (wietrzenie, być może także działalność rozmywających potoków itp.). Przez jakiś czas wśród skał krążyły gorące roztwory będące przypomnieniem aktywności wulkanicznej. Czasami wchodziły w reakcję ze skałami otoczenia (tak powstał jaspis na Górze Św. Anny), innym razem w pustkach skalnych wytrącały się z nich minerały. Po paru milionach lat cała góra wulkaniczna została zniszczona, a po kolejnych kilku milionach lat postępująca erozja usunęła również pokrywę skał kredowych i odsłoniła skały triasowe, których powolna erozja trwa do dziś. Tak więc, chociaż patrząc dzisiaj na klasztor franciszkański widzimy, że stoi on na wierzchołku stromej góry, przypominającej kształtem stożek wulkanu i zbudowany z bazaltów, to absolutnie nie jest to prawdziwa góra wulkaniczna, bo miliony lat temu góra ta została usunięta wraz z grubą warstwą skał osadowych, na których stała. Dzisiaj widzimy fragment komina wulkanicznego, czyli wypełniony zastygłą lawą przewód łączący dawny wulkan z komorą w głębi Ziemi. A jego stożkowa forma to efekt erozji. Bazalt był znacznie bardziej odporny na erozję niż otaczające go wapienie i tufy wulkaniczne, toteż erozja szybciej usuwała te skały otaczające, pozostawiając bardziej twardy komin w postaci wyniesionego wzgórza. Takie formy nazywamy twardzielcami. Powstaje jeszcze pytanie dlaczego na południe od komina, w starym kamieniołomie zachowały się bloki skał kredowych oraz tufy i brekcje lawowe dawnego stożka, skoro sam stożek i kreda zostały zniszczone? To po prostu wielkie fragmenty dawnego wulkanu, które w czasie zapadnięcia zsunęły się głęboko pod powierzchnię ówczesnego terenu, dlatego też erozja odsłoniła je dopiero teraz.

KAMIENIOŁOM WAPIENIA W LIGOCIE DOLNEJ
    
    Kamieniołom ten powstał jeszcze przed drugą wojną światową, intensywna eksploatacja miała miejsce w latach 70. i 80. XX wieku, a zamknięto go w 1994 roku. Podchodząc drogą od Ligoty Dolnej widzimy piec do wypalania wapna o konstrukcji szybowej sprzed drugiej wojny światowej. Zwykle piece takie nie były dekorowane. Dlatego nietypowe jest tu umieszczenie na ścianie ładnej płaskorzeźby Ikara, bohatera starogreckich mitów, według których był on pierwszym człowiekiem latającym w powietrzu. W czasie pierwszego lotu tragicznie zginął. Rzeźbę tę umieszczono ku czci lotnika z pobliskiego lotniska w Ligocie, który w 1932 również zginął roztrzaskawszy się w czasie lotu o ten piec.
W kamieniołomie (wysokość ściany dolnego, głównego wyrobiska wynosi 10 m, a górnego poziomu - 8m odsłaniają się wapienie tzw. warstw gogolińskich (dolny poziom) i najniższa część warstw górażdżańskich (górny poziom).
Widoczny poziom budują cienko uwarstwione (2-4 cm) wapienie, o lekko zaburzonych faliście powierzchniach dolnych i górnych warstewek. Wapienie te nazywa się falistymi i są one typowe dla warstw gogolińskich (obserwowane również w dolinie Krowioka). Jeśli poszukamy na osypisku skamieniałości, to stwierdzimy, że są one niezbyt liczne i reprezentowane głównie przez małże Plagiostoma striatum. Skała z osypiska jest bardzo drobnoziarnista, brak tam przekrojów muszli czy innych wyróżnialnych gołym okiem struktur. Jak już wspominano przy okazji omawiania odsłonięcia w dolinie Krowioka, takie utwory powstają w lagunach, w spokojnych, ale dość słabo natlenionych wodach. W wyższych partiach ściany, w obrębie pakietów wapieni falistych, dość częste są grubsze (do 12 cm) warstwy wapienia o bardziej równych powierzchniach. Po rozłupaniu próbki takiej skały zobaczymy, że jest ona bardziej gruboziarnista, krystaliczna, a często (w mniej przekrystalizowanych partiach) dostrzeżemy liczne ślimaki i małże. Są to osady naniesione do laguny przez sztormy, przelewające się przez pas mielizn oddzielający lagunę od morza i wnoszący muszle z bariery. Takie epizodyczne prądy sztormowe tworzyły właśnie te wapienie złożone z muszli zwierząt. Popatrzmy jeszcze na południową ścianę kamieniołomu. Czerwienieją tam zarysy bardzo dużych i licznych lejów krasowych, związanych z rozpuszczaniem wapieni przez roztwory krążące w skałach wzdłuż pęknięć i szczelin. Proces taki jest możliwy tylko w ciepłym klimacie, a taki panował w środkowej części trzeciorzędu, kiedy te leje powstawały.
Górny poziom utworzony jest z zupełnie innych wapieni: grubo uwarstwionych, jaśniejszych i, co widoczne jest w próbkach, zbudowanych z wapieni przepełnionych pokruszonymi muszlami i onkoidami. Są też wapienie bardzo drobnoziarniste (analogiczne w przekroju do tych z dolnego poziomu), ale różniące się od falistych znacznie większą grubością warstw i całkowitym brakiem skamieniałości. Ten zespół skał to klasyczny profil najniższej części warstw górażdżańskich, porównywalny z najniższą partią głównej ściany w amfiteatrze. Strop warstw gogolińskich, pokryty jest długimi (ponad 10 m), faliście powyginanymi grzbietami o wysokości kilku centymetrów i rozstępie kilkudziesięciu cm. To piękny i rzadki przykład tzw. riplemarków. Pomimo dziwnej nazwy, każdy z nas mógł je zobaczyć (choć w mniejszej skali) na plaży morskiej lub na płyciźnie rzecznej. Są to bowiem zmarszczki powstające zawsze przy falowaniu lub prądzie wody – siła fal albo prądu transportuje ziarna osadu, formując z nich grzbiety, które następnie stopniowo przesuwają się zgodnie z kierunkiem prądu. Analogicznie powstają wydmy, tylko że tam siłą transportującą materiał jest wiatr. W przypadku obserwowanych struktur w Ligocie takie cechy jak ich: znaczna długość, symetryczność obu stoków, stosunkowa mała krętość i widoczne czasem rozdwajanie się w kształcie litery „Y” dowodzą, że powstały one dzięki falowaniu a nie prądom. To zaś świadczy, iż dno tej części zbiornika leżało płytko (falowe riplemarki nie tworzą się raczej poniżej 20 m, a najczęściej powstają na głębokościach do kilku metrów).
Wychodząc z kamieniołomu warto poszukać skamieniałości na małych hałdach w pobliżu pieca wapienniczego – czasami występują tam naprawdę ładne okazy.