środa, 27 czerwca 2018

MŁODY GNIEWNY

   
         Daleko od ognia (przynajmniej obecnie)...
 
Odbębniając wieczorny trening biegowy przystanąłem na moment na grzbiecie Kozińca. Krajobraz po deszczu ubrał szczyty w tumany chmur. Te bardziej kopiaste jak zwykle tworzą fantasmagorie kopcących stożków wulkanicznych. Chcąc oglądnąć per oculi prawdziwe stożki wulkaniczne trzeba nieco popodróżować. W którą stronę by się nie obrócić, to do aktywnego, bądź drzemiącego wulkanu jest kawał drogi - 1037 km do Wezuwiusza, 1227 km do Stromboliego, 1344 km do Etny, 2713 km do najbliższego islandzkiego wulkanu Oræfajökull i całe 2822 km do Beerenbergu. Jednak jeszcze pod koniec plejstocenu, a historycznie rzecz ujmując w środkowym paleolicie sytuacja byłaby nieco odmienna, bo do najbliższego czynnego wulkanu dzieliło by mnie zaledwie 141 km w linii prostej i właśnie dziś odwiedzimy owo miejsce w którym zakończył się wulkanizm w Karpatach Zachodnich.

         Karpackie erupcje krok po kroku...

Aktywność wulkaniczna na terenie Karpat, to taki spektakl który rozegrał się w kilku aktach (były trzy główne fazy), kilku scenach (bo kolidowały trzy terrany) i miał nawet różnych "autorów" (bo geneza wulkanów była nieco odmienna). Pomiędzy poszczególnymi fazami nie zawsze panował spokój i zdarzały się niewielkie przejawy aktywności wulkanicznej, jednak ogół zdarzeń przedstawia się w następujący sposób:

  • Faza I; Karpaty Zachodnie: Aktywność wystąpiła w przedziale 21,0 - 17,0 mln lat temu, powstały wulkany Matry, przedpola Gór Bukowych i południowej Cerovej Vrchowiny. W Karpatach Wschodnich i Górach Zachodniorumuńskich w tym czasie nie wystąpiły żadne zjawiska wulkaniczne. Mechanizm powstawania wulkanizmu: zmiany cyrkulacji magmy w astenosferze i poziome ruchy deformacyjne powodujące osłabienie skorupy ziemskiej na terenie trzech terranów: Dacii, Tiszy i Alcapy. Dominują lawy felzytowe: ryolity i dacyty.
  • Faza II; Karpaty Zachodnie: Powstaje wielki łuk wulkaniczny, rozciągający się z przerwami na długości ok. 700 km. Faza ta trwała pomiędzy 16,0 - 9,0 mln lat temu. Powstają wielkie stratowulkany: Szczawnicki, Vtacnik, Polana, Kremnicki, Borzony i łańcuszek stratowulkanów Tokajsko-Slańskich. Karpaty Wschodnie: Powstaje Łańcuch Vihorlacko-Gutiński, Tibles, oraz łańcuch Calimani-Gurghiu-Harghita. Druga faza jest tu nieco przesunięta w czasie i trwa dłużej pomiędzy 15,2 - 4,0 mln lat temu. Góry Zachodniorumuńskie: Pas wulkaniczny w Apuseni tworzy się w przedziale 14,9 - 7,4 mln lat temu. Mechanizm powstawania wulkanizmu: wulkanizm był wywołany subdukcją płyty Eurazjatyckiej pod terrany karpackie. Subdukowana płyta zapadała się pod niewielkim kątem, a zasięg subdukcji wyniósł ok. 200 km, czyli stosunkowo niewiele jak na tego typu zjawisko. Pryzmą akrecyjną pozostałą po subdukcji są płaszczowiny fliszowe. Występują głównie przejściowe lawy andezytowe, a felzytowe ryolity i dacyty stanowią już mniejszość.
  • Faza III, Karpaty Zachodnie: Ostatnia faza trwa pomiędzy 7,2 - 0,6 mln lat temu. Powstały wtedy ostatnie wylewy law w rejonie kaldery Szczawnickiego Stratowulkanu i północna część Cerovej Vrchoviny. Karpaty Wschodnie: Wulkanizm odbywa się tu w kilku etapach pomiędzy 3,0 - 0,03 mln lat temu. Powstaje południowa Harghita, Persani i Ciomat. Góry Zachodniorumuńskie: Pomiędzy 2,0 - 1,6 mln lat temu występuje niewielki epizod wulkaniczny na południowym krańcu tej części Karpat. Mechanizm powstawania wulkanizmu: subdukcja w tym czasie już ustała, ale znów doszło do zmiany cyrkulacji magmy w astenosferze i poziomych ruchów deformacyjnych skorupy ziemskiej. Dominują lawy maficzne: bazalty i bazanity, ale w rejonie południowej Harghity i Ciomatu występuje całe spektrum law od maficznych po felzytowe.

Istotnym faktem było stopniowe przesuwanie się ognisk powstawania wulkanów z zachodu na wschód w trakcie trwania drugiej fazy wulkanicznej. Powodem tego była lewoskrętna rotacja napierającej na północ Afryki i sprzężony z nią ruch dwóch wklinowanych terranów: Adrii i Sardynii ku północnemu-wschodowi. W wyniku takiej konfiguracji kolidujących fragmentów skorupy ziemskiej, główny nacisk sił podczas subdukcji zmieniał swój azymut stopniowo z północy na wschód, zgodnie z ruchem wskazówek zegara dla mikropłyty Tiszy i Dacii i przeciwnie do ruchu wskazówek zegara dla mikropłyty Alcapa. Z tego samego powodu Karpaty, w przeciwieństwie do np. Andów czy Pirenejów, nie są proste jak od linijki, tylko tworzą mocno wygięty łuk. Cały wianuszek wulkanów zwykłem zwać nieco przesadnie "Karpackim Pierścieniem Ognia" w analogii do gigantycznego wieńca wulkanicznego jakim jest Pacyficzny Pierścień Ognia. Inną istotną kwestią jest to, że czasem geologia prawi swoje, a geografia swoje. Generalnie zawężam tutejsze odniesienia do Karpat, ale wulkanizm poza ich geograficznymi granicami na terenie Kotliny Panońskiej, np. w górach Bakony należał do tego samego szeregu zdarzeń.    

Wracając do Karpat Zachodnich... Wyglądało na to, że po trzecim epizodzie wulkanicznym wszystko w Karpatach Zachodnich przygaśnie, a plejstoceńska aktywność wulkaniczna pozostanie tylko w Karpatach Wschodnich. Jednak później, pod sam koniec plejstocenu doszło do kolejnego, pojedynczego epizodu wulkanicznego, czego efektem był stożek o dźwięcznej nazwie... Putikov. Nasza wulkaniczna nowalijka wyrosła w dość niepozornym miejscu, a mianowicie w dolnej części doliny Hronu, tuż przed miejscem w którym wypływa on na tereny Kotliny Panońskiej. Lawa przebiła dystalne, andezytowe potoki Szczawnickiego Stratowulkanu sprzed kilku milionów lat.

Putikov znajdujący się w centrum kadru, to dość niepozorna górka. Skały budujące wzniesienia na skrajach kadru zbudowane są z law starszych o ok.13 mln. lat, niż te któte tworzą stożek Putikova.

Aktywność skał wulkanicznych wyznacza się najszczęśniejszej za pomocą metod radiometrycznych, które niestety posiadają dość duży błąd pomiaru, nawet rzędu kilkudziesięciu tysięcy lat. W przypadku skał starych z np. permu nie będzie to miało aż tak dużego znaczenia, ale dla skał z końca plejstocenu już tak, bo błąd może stanowić połowę wieku oznaczanej próbki. W przypadku Putikova można było zastosować dodatkowe metody datowania, gdyż niektóre potoki lawowe wdarły się na teren osadów rzecznych Hronu z okresu interglacjału eemskiego, a gdzieniegdzie znajdują się pokrywy lessów z okresu zlodowacenia północnopolskiego (Würm), przykrywające potoki lawowe. Dodatkowo część wypływów lawy przegrodziła koryta Chválenskégo potoku i bezimiennego dopływu Liešňanskiego potoku, co spowodowało utworzenie się jezior, po których zostały osady pomocne w datowaniu. Dzięki temu, wiek Putikova można było dość dobrze sprecyzować. Oznaczenia radiometryczne K-Ar wskazują na powstanie naszego wulkanu w okresie zlodowacenia południowopolskiego (Mindel), a poszczególne próbki dały wyniki: 530+/-160 tyś. lat; 450, 430, 420+/-60 tyś. lat oraz 250+/-120 tyś. lat. Natomiast najmłodszy potok lawowy wydatowano metodą optyczną OSL (pomiar optycznie wzbudzanej luminescencji) na 102+/-11 tyś. lat. Przy czym większość aktywności Putikova przekłada się na przedział: 220 - 130 tyś. lat temu. Czyni to z naszego wulkanu wyjątkowego młodzieniaszka w przeciwieństwie do większości karpackich wulkanów, po które wygasły miliony lat przed nim i pozostawiły po sobie jedynie mocno zerodowane kaldery, neki czy zaledwie pojedyncze potoki lawowe.

Potok tnący potok... Czyli miejsce w którym dopływ Liešňanskiego potoku rozmył potok lawowy grodzący dolinę.



Interesującą rzeczą jest także, bordowy kolor gleby pochodzący od związków żelaza z wietrzejących skał wulkanicznych.
Putikov wznosi się na 477 m n.p.m. i 290 metrów ponad poziom doliny Hronu. Posiada regularny, stożkowaty kształt ze stromymi stokami o nachyleniu ok. 30° za wyjątkiem stoku NW, który opada łagodnie tworząc grzbiet o długości 3,2 km biegnący w kierunku miejscowości Brehy. Tenże grzbiet, jest niczym innym jak zastygłą serią potoków lawowych. Sam stożek składa się w większości z grubych warstw piroklastyków z przewarstwieniami mniejszych potoków lawowych. Zachował się też dość czytelny obrys i depresja krateru. Piroklastyki tworzą warstwy słabo skonsolidowanych aglutynatów składających się głównie z bomb wulkanicznych i mniejszych lapille, przy czym większość stanowią te pierwsze, a rozmiary największych bomb plasują się w granicach 70-120 cm średnicy. Pojedyncze klasty zbudowane są najczęściej ze scorii. Scoria to taki pumeks ino inksy... Pumeks tudzież pemza, to termin dla porowatej skały wulkanicznej, składającej się ze szkliwa wulkanicznego, natomiast scoria składa się z innej skały wulkanicznej. W obu przypadkach identyczna jest zarówno gąbczasta struktura klasów jak i ich geneza. Podczas wyrzutów lawy dochodziło do dużego spadku ciśnienia wywieranego na rozpuszczone gazy. Umożliwiało to ich gwałtowne rozprężenie, tak jak przy odkręcaniu mocno gazowanej wody niekoniecznie mineralnej. Takie "gazowane" klasty opadały na stoki stożka i zastygały  tworząc sterty gąbczastych kamoli. Uproszczony przekrój przez strukturę stożka i okolicy przedstawiłem na grafice poniżej (proporcje nie są zachowane, ale to po to by lepiej uwidocznić szczegóły).





Jedna z większych bomb wulkanicznych w jednej z wychodni na stokach Putikova.

Tak natomiast wygląda pojedynczy egzemplarz scorii.

Znak w najwyższym punkcie na krawędzi depresji krateru Putikova.


Bazanit zawiera w swoim składzie nieco mniej krzemionki i posiada więcej składników alkalicznych niż bazalt przy mniej więcej takiej samej ilości oliwinu, ale makroskopowo nie sposób odróżnić tych dwóch skał, gdyż prawie zawsze tworzą strukturę mikrokrystaliczną (afanitową). Wszystkie mogą również wykształcić cios termiczny, dlatego do dokładnej identyfikacji potrzeba laboratorium petrograficznego. Istnieje bardzo dużo rodzajów law sklasyfikowanych pod kątem chemicznym, jednak pod pod kątem morfologicznym wyróżnia się tylko trzy typy dla law lądowych i jeden typ dla podwodnych (lawy poduszkowe). Na lądzie stopiona skała może ułożyć się w następujące typy morfologiczne: 

Pāhoehoe - Po hawajsku znaczy to nic innego jak "gładka niespękana lawa". Powstaje z zastygnięcia ubogich w krzemionkę law maficznych, takich jak bazalty. Wierzchnie warstwy lawy krzepnąc szybciej tworząc cienką skorupę, która stopniowo ulega deformacji przez ciekłe i wciąż przemieszczające się wnętrze potoku lawowego. Tworzą się w ten sposób abstrakcyjne kształty, przypominające najczęściej fałdy i poskręcane sznury. Zawiera dużo drobnych  i przeważnie równomiernie rozłożonych pęcherzy gazowych. Tworzy długie potoki lawowe, sięgające nawet na odległości rzędu 50 km, ale tworzy dość cienkie warstwy w stosunku do innych typów law.

Strugi lawy typu pahoehoe rozpływają się łagodnie jak syrop na naleśniku. (fot. skeeze; Pixabay).

ʻAʻā - Ten osobliwy, dwuliterowy dublet, oznacza w języku hawajskim "szorstką kamienną lawę", a także "płomień". Lawa tego typu tworzy się również z law zasadowych, ale zawiera nieco więcej krzemionki niż przypadku lawy pahoehoe, przez co jest bardziej lepka i przemieszcza się wolniej. Tworzą się w niej rzadsze, ale większe pęcherze gazowe, co sprzyja pękaniu zakrzepłej wierzchniej warstwy na fragmenty które tworzą powłokę z nieregularnych i ostrokrawędzistych płatów na powierzchni. Zakrzepłe fragmenty zostają wciągnięte pod potok lawowy na jego czole, przez co zarówno na spągu jak i na wierzchniej warstwie potoku tworzy się warstwa ostrokrawędzistej brekcji. Lawa typu pahoehoe może przejść w lawę aa gdy jej przepływ stanie się bardziej turbulentny, na skutek przeszkód terenu lub spadnie jej temperatura w wypadku długich spływów.

Lawa typu aa tworząca charakterystyczne skorupy. (fot. 12019; Pixabay).

Lawa blokowa - Ta forma tworzy się w wypadku bogatych w krzemionkę law kwaśnych i obojętnych law typu przejściowego, takich jak andezyty czy ryolity. Lepkość law wzrasta do tego stopnia, że poruszają się one bardzo powoli. Odnotowano nawet zawrotne prędkości rzędu kilku cm/dzień, przez co podziwianie takich spływów lawy daje emocje jak na grzybobraniu. Powierzchnia zastyga szybko tworząc grubą skorupę, a ruch lawy stopniowo łamie zakrzepłe warstwy wzdłuż ciosu na bloki tworzące rumosz na powierzchni potoku lawowego. Bloki są poligonalne i mają gładką powierzchnie, a ich gruba warstwa sprawia, że wnętrze potoku lawowego jest izolowane od atmosfery i stygnie wolniej. Dzięki temu lawy blokowe mogą przemieszczać się na niemałe odległości pomimo dużej lepkości i niższej temperatury niż w przypadku law zasadowych. Powolne stygnięcie sprzyja też wzrostowi kryształów i tworzeniu się skał o strukturze porfirowej.

Potok lawowy złożony z zastygłej lawy blokowej. (fot. Tascalo; Pixabay).


Sam fakt płynności lawy również stanowi kuriozum. Zdrowy rozsądek podpowiada, że płyn o lepkości mniej więcej 100 000 razy przekraczającej lepkość wody (to porównanie do mniej lepkich law maficznych!), nie powinien  ruszyć się z miejsca, a już na pewno nie powinien zapierniczać 50 km/h w dół stoku. Rozwiązanie problemu leży w tym, że stopiona skała jest płynem tiksotropowym, co oznacza, że jego lepkość znacznie zmniejsza się w momencie, gdy uda się ten płyn wprowadzić w ruch. Wiąże się to z przerwaniem oddziaływań międzycząsteczkowych przez siły ścinania. Duży wpływ na rozrywanie wiązań ma temperatura - im większa tym wiązania łatwiej ulegają zerwaniu. Trzecim czynnikiem jest skład chemiczny, gdzie istotnym czynnikiem jest wspominana uprzednio zawartość krzemionki w lawie i innych składników, które lepiej lub słabiej krystalizują lub polimeryzują przy spadku temperatury. Kluczowa jest tu odpowiednia kompozycja pierwiastków, która ułatwia tworzenie oddziaływań międzycząsteczkowych. Atomy o  dużej elektroujemności, takie jak np. tlen czy azot, poprzez wolne pary elektronowe posiadają ładunek ujemny, mogący tworzyć wiązanie elektrostatyczne z ładunkiem dodatnim na innej cząsteczce, a w szczególności z atomami wodoru. 

Na stokach Putikova spotkamy prawie wyłącznie lawy typu aa tworzące dość grube warstwy z brekcją i tylko z rzadka lawy typu pahoehoe. Warto wspomnieć, że dość egzotyczne nazwy pierwszych dwóch typów, wprowadzono do fachowej terminologii z języka hawajskiego w XIX wieku za sprawą amerykańskiego geologa Clarenca Duttona. Jak widać obserwacje Hawajczyków były niezwykle trafne, bo rozróżnili morfologię law tak jak zrobili by to fachowi geolodzy. Jeśli już jesteśmy przy nomenklaturze, to sama nazwa lawa, też nie jest jakoś specjalnie antyczna i pierwszy raz została użyta przez włoskiego geologa , a właściwie polimata Francesco Serao, podczas opisu erupcji Wezuwiusza z 14 maja 1737 roku. Z włoskiego i łaciny pochodzi z resztą wiele innych terminów używanych w wulkanologii.

Skałki bazanitowe na stokach Putikova. Wykształcił się tu słabo czytelny cios termiczny. 

Aczkolwiek niektóre poligonalne kolumny są ładnie wypreparowane. 
Dystalne potoki lawy typu aa, tworzą bardzo grube, sięgające 15 metrów miąższości warstwy.
Kontakt potoku lawowego typu aa (po lewej) z brekcją starszego potoku (po prawej).

Zbliżenie na wyżej wspomniany kontakt.

 
Wulkanizm, to oczywiście coś więcej niż kratery kopcące popiołem, rzygające lawą i bryzgające żużlem po stokach stożka. Zdarza się tu wiele zjawisk dodatkowych, a Putikov posiada kilka takich "dodatków". Jednym z nich są pseudokratery, czyli miejsca erupcji wywołane przez tak niepozorną rzecz jak woda gruntowa. Lawa która wlewała się na terasy zalewowe Hronu, wchodziła w kontakt z osadami nasyconymi wodą. Nie trudno się domyślić, że roztopiona skała jest generalnie cholernie gorąca, a bazanit jest w tej kwestii o wiele bardziej gorący niz np. ryolit czy andezyt i osiąga temperatury rzędu ok. 1200°C. Powodowało to gwałtowne powstawanie pary wodnej, która pod dużym ciśnieniem przebijała się przez lawę powodując tzw. erupcję freatyczną i powstanie kraterów morfologicznie przypominających te które są zasilane kominem wulkanicznym. Na przedpolu Putikova zidentyfikowano cztery pseudokratery tego typu. Niestety takie pseudokratery obecnie nie są czytelne w morfologii terenu, a jeden z nich został zniszczony przez działalność górniczą kamieniołomu w Brehach.

Kolejnym zjawiskiem towarzyszącym wulkanom są ekshalacje. Gazy wulkaniczne są głównym motorem doprowadzającym do erupcji, poprzez generowanie dużego ciśnienia w kominie wulkanicznym. Jednak gazy nie zawsze ulatniają się w sposób eksplozywny i jeśli znajdą inny sposób na ujście to z pewnością skorzystają z takiej możliwości poprzez różnego rodzaju szczeliny w skałach.W skład gazów wchodzi zazwyczaj dwutlenek węgla, para wodna, tlenek siarki, siarkowodór, fluorowodór i chlorowodór. Ekshalacje określa się ogólnie jako fumarole (od łacińskiego fumus czyli dym). Wyróżnia się tu też dwa podtypy takie jak: solfatary - o dużym udziale składników siarkowych (nazwa zobowiązuje) i także o niższej temperaturze, przeważnie w przedziale 100 - 300°C oraz mofety (od łacińskiego mephitis czyli szkodliwy tudzież trujący opar) - wydzielające prawie wyłącznie dwutlenek węgla i posiadające temperatury poniżej 100°C. Swego czasu pisałem o mofetach z terenu Beskidu Sądeckiego o czym można poczytać tutaj. Na zachodnim stoku Putikova znajduje się otwór po nieaktywnej już fumaroli. Zachowała się dość dobrze część niemałych kanałów którymi uchodziły gazy, tworząc osobliwą jaskinię wulkaniczną o nazwie Sezam z sumą długości korytarzy wynoszącą 26,4 m. i sporą głębokością wynoszącą 14,6 m. Bardzo prawdopodobne, że fumarola była aktywna jeszcze przez tysiące lat po wygaśnięciu Putikova. Na Polach Flegeryjskich koło Neapolu do dziś pełno jest ekshalacji wulkanicznych, pomimo, że ostatnią (z resztą dość potężną) erupcję datuje się na 40 tyś. lat temu.
Jedno z wielu odsłonięć alomeratów bomb wulkanicznych i mniejszych lapilli.

Otwór jaskini Sezam - dawnej fumaroli na stokach Putikova.

Korytarze dawnej fumaroli pokryte są nalotami powstałymi w czasie jej aktywności.


Warto też postawić pytanie, czy ktokolwiek mógł widzieć erupcje Putikova? Pierwsze potwierdzone stanowiska Homo sapiens znane z terenu Maroka datuje się 315 tyś. lat temu. Jednak w Europie pojawiliśmy się dopiero ok. 45 tyś. lat temu, a najstarsze stanowiska Homo sapiens z terenu Karpat datuje się na 42,0 - 37,0 tyś. lat temu, czyli długo po ostatnich erupcjach Putikova. Jednak znamy wiele stanowisk Homo neandertalensis w Europie Środkowej (np. z Gánovec na Spiszu) datowanych nawet na 120 tyś lat temu i bardzo prawdopodobne, że to właśnie neandertalczycy mogli być świadkami końca wulkanizmu na terenie Karpat Zachodnich.  

         Miliony lat, dziesiątki lat, czyli drobne różnice w czasie...

Większość procesów geologicznych rozgrywa się w czasie który dla człowieka jest zupełną abstrakcją i za liczbami którymi się operuje w tej dziedzinie stoi czas nie do ogarnięcia za pomocą naszych standardów. Jednak wulkanizm to taka "geologia instant", gdzie procesy tworzenia sporych mas skalnych mogą odbywać się naocznie w katastroficznej oprawie ukazującej potęgę natury. Mogli się o tym przekonać choćby mieszkańcy wioski Parícutin, kiedy to 20 lutego 1943 roku, na lokalnym polu kukurydzy powstała głęboka szczelina w ziemi. Na nic zdało się rozpaczliwe zasypywanie rozpadliny przez mieszkańców wioski, bo niebawem zaczęła wyrzucać spore ilości piroklastyków, a kilka miesięcy później lawę, tworząc nieustannie rosnący stożek wulkaniczny. Zanim wulkan zaprzestał aktywności w 1952 roku, urósł na 424 metry ponad otaczający płaskowyż, niszcząc przy tym dwie miejscowości i zalewając lawą spore hektary kukurydzy. Podobną niespodziankę mieli Islandczycy, gdy w listopadzie 1963 roku u południowych wybrzeży ich kraju wynurzył się na powierzchnie wulkan Surtsey, tworząc kolejną wyspę do zamieszczenia na mapach. I taką samą niespodzianką swego czasu był nasz Putikov. O ile był on ostatnim przejawem wulkanizmu w Karpatach Zachodnich, to należy wspomnieć, że w Karpatach Wschodnich wulkanizm trwał nadal, a wręcz był bardziej gwałtowniejszy niż w przypadku erupcji Putikova, ale o to już historia na inną pogawędkę geologiczną...    

wtorek, 6 marca 2018

SĄDECKIE FRUTTI DI MARE


         Przedsłowie...

Kotlina Sądecka - płaska jak stół "dziura w górach" zasiana od końca do końca domkami, polami i ugorami porośniętymi chwastem, czy tam inną dzięcieliną pałą. Stąd do morza jest 530 km przy najkrótszym przyłożeniu linijki do mapy w kierunku Bałtyku. No ale gdyby tak zamknąć oczy i w wyobraźni przenieść Sądecczyznę o circa 10 mln lat wstecz? Przed oczami ukazał by się porośnięty sosnami i cyprysami brzeg zatoki morskiej, ze złotymi piaskami plaży, powiedzmy, że w podsądeckiej Niskowej, gdzie pośród parawanów tworzących solidny labirynt, który dostał by atest samego Dedala, snują się dymki z grilli, przy których taki np. powiedzmy wujek Zbychu z kieliszkiem śliwowicy w ręku, grilluje świeżo wyłowione ostrygi, czy tam jakieś inne sądeckie frutti di mare...

             Śródsłowie...

    Owo "frutti di mare" można dziś wygrzebać z ziemi. Co prawda trzeba za nimi nieco pobuszować, bo odkrywka warstw miocenu w Niskowej znajduje się w dość trudno dostępnym miejscu. Wąwóz potoku Pruska - prawego dopływu Niskówki, jest mocno zarośnięty niczym broda porządnego hipstera. Nie ma tu w zasadzie żadnej ścieżki, poza tymi które w lesie wydeptują sarny, a te i nie wyglądają na zbytnio uczęszczane. Dodatkowym problemem są też posesje prywatne, stąd też najlepszy dostęp do miejsca jest od zachodu z rejonu drogi ... Najlepsza odkrywka znajduje się w górnej części wąwozu, tuż przed przyjęciem lewostronnego, największego dopływu Pruski.

    Odsłonięcie morskich osadów miocenu znajduje się na zboczach Strzygańca w wąwozie potoku Pruska. Miejsce to jest widoczne na zdjęciu na zalesionym terenie, za długą wstęgą dymu snującą się po polach Niskowej, na linii poniżej szczytu Gorca, który dominuje w tym kadrze.

    Śródleśne jeziorko na terenie źródliskowym Pruski, to efekt ruchów masowych dość plastycznych utworów miocenu Kotliny Sądeckiej.




         Piaski tworzą kompleks o miąższości ok. 40 metrów, przy czym całkowita miąższość osadów morskich to ok. 200 metrów. W piaskach można wydzielić dwa poziomy: górny i dolny. Piaski dolne są gruboziarniste i przepełnione licznymi konkrecjami węglanowymi z fauną kopalną, nad nimi znajduje się ławica piaskowca wapnistego o grubości ok 30 cm, będąca granicą między piaskami górnymi a dolnymi. Ławica jest dobrze czytelna w ścianie wąwozu i świetnie wskazuje bieg oraz upad warstw. Piaski górne w odróżnieniu od dolnych są drobnoziarniste i miałkie, nie występują w nich konkrecje, ale również zawierają faunę kopalną i ku górze znów zwiększa się w nich udział frakcji ilastej. Tak to mniej więcej wygląda na schemacie:


    W drugiej połowie miocenu, część mozolnie dźwigających się Karpat, ponownie wylądowała pod falami wdzierającego się z północy morza Paratetydy, które było północną odnogą zamykającego się oceanu Tetydy. Po tamtych czasach nie zostało co prawda zbyt wiele w stosunku do obszaru jaki został zalany, ale to co zostało z pewnością wyróżnia się na tle innych osadów z Zewnętrznych Karpat Zachodnich. Szczególnie jeśli chodzi różne rzeczy zagrzebane w osadach, które obejrzymy w dzisiejszym wpisie. Zjawisko wkroczenia morza, na teren piętrzących się gór było spowodowane sumą kilku niezależnych czynników:
    • Niższe niż dziś wyniesienie rejonu karpackiego nad poziom morza. Pomimo iż dziś mamy tu dość spore góry, to na początku miocenu teren ten był w dużej mierze przykryty morzem. Dopiero powolna kolizja pchanych przez Afrykę mikrokontynentów: Adrii, Apulii, Tiszy, Dacji i ALCAPA (Alpy-Karpaty-Panonia) z resztą Europy, spowodowała wynoszenie się terenu ponad poziom morza, które jeszcze długo otaczało wypiętrzający się łańcuch górski. W drugiej połowie miocenu, Karpaty w dalszym ciągu nie były tak wydźwignięte jak dziś, co ułatwiło transgresję Paratetydy. 
    • Nieustannie trwająca erozja świeżo powstających gór. Erozja nigdy nie czeka, aż góry sobie spokojnie wyrosną, tylko nieustannie niszczy krajobraz, odkąd tylko ląd wystawi czubek nad powierzchnię morza. 
    • Tektoniczne zapadanie się niektórych części Karpat. To zjawisko wynikało ze specyficznego działania sił na poszczególne fragmenty górotworu. Serie skalne często przemieszczały się rotacyjnie. Przypominało to nieco obrót okna dachowego z zawiasem pośrodku futryny, czy huśtawki na placu zabaw pośrodku postkomunistycznego blokowiska. Gdy siła działała na pakiety skalne od południa ku górze, to po północnej stronie tych pakietów dochodziło do obniżania terenu. 
    • Wyższy niż dziś poziom oceanów na Ziemi. Lodowe czapy polarne zaczęły się tworzyć dopiero na przełomie oligocenu i miocenu, a w okresie transgresji morskich na teren Karpat daleko im było do zasięgu jaki dziś prezentują.

        Gdy suma wspomnianych czynników zyskuje przewagę nad ruchami wynoszącymi dany areał, wtedy dostajemy prosty przepis na transgresję morską. W rejonie doliny Dunajca nastąpiły dwie transgresje zamieniające Kotlinę Sądecką w głęboko wciętą zatoką morską - tak zwany rias.  Taki typ wybrzeża obecnie możemy podziwiać np. w zachodniej Irlandii czy w hiszpańskiej Galicji, gdzie właściwie zdefiniowano coś takiego jak typ wybrzeża riasowego. Zanim morze wdarło się na teren Kotliny Sądeckiej, teren tego zagłębienia śródgórskiego wypełniało jezioro słodkowodne. Po tym okresie zostały akumulowane spore pokłady iłów, mułków, i piasków przewarstwionych warstwami węgla brunatnego. Miąższość osadów jest całkiem spora, bo odwierty w centrum kotliny osiągały podłoże fliszowe dopiero na 500-540 metrach pod poziomem gruntu. O węglu brunatnym z słodkowodnych osadów miocenu Kotliny Sądeckiej pisałem już wcześniej, toteż po więcej informacji odsyłam tutaj.

         Późniejsze wdarcie się morza nie było bynajmniej zdarzeniem katastrofalnym, niczym tsunami w hollywoodzkim stylu, tylko powolnym zyskiwaniem przewagi przez słone wody wkraczające z północy. W związku z tym w osadach zaznacza się stopniowe przejście fauny z środowiska słodkowodnego w środowisko brakiczne (czyli słonawe), aż po faunę środowiska słonowodnego. Piaski morskie leżą tu niezgodnie na starszych iłach i mułkach, które zapadają się stromo w kierunku kotliny. Należą do najmłodszych utworów miocenu sądeckiego wydatowanych na dolny torton (ok. 10 mln lat temu). Osady morskie są niesfałdowane i zalegają na starszych warstwach pod niewielkim upadem ok. 15° w kierunku wschodnim, co jest wynikiem dalszych ruchów wznoszących pomiędzy końcem miocenu, a dniem dzisiejszym.   choć starsze, słodkowodne warstwy ilaste na skraju kotliny mają bardzo duże nachylenie ku jej centrum - ok. 40°-50°. Po wycofaniu się morza wypiętrzanie trwało nadal, co jest dobrze uwidocznione w ułożeniu osadów, gdyż piaski leżą lekko nachylone ku północy. Przez cały pliocen i plejstocen erozja zniszczyła prawie wszystkie osady z tego okresu, pozostawiając tylko niewielkie fragmenty utworów morskich w rejonie Niskowej na zachodnim skraju kotliny.

    Wąwóz potoku Pruska. Woda ledwo pluska, a na ścianach widać odsłonięcia mioceńskich piasków.
    Wśród piasków można dostrzec ławicę piaskowca tworzącą okap dzielący piaski na dwie serie. Ławica czytelnie wyznacza bieg i upad warstw.
    Największa odkrywka w wąwozie, widać tu najwyraźniej podział piasków na dwie części. Dolna część z wystającymi konkrecjami i ławicą piaskowca gwarantuje dobre miejsca wzrostu roślinom pionierskim.

         Podczas epizodów morskich wody zatoki tętniły życiem, a fauna fosylna przypominała, tą dzisiejszą z obszarów tropikalnych z rejonu np. Zatoki Bengalskiej. Piaski są przepełnione bardzo licznymi, ale niestety najczęściej pokruszonymi muszlami ślimaków morskich, małży, ramienionogów czy nawet skorupkami chitonów. Rzadziej można spotkać mszywioły, płytki rozgwiazd, łódkonogi czy szczypce krabów. Zły stan wielu okazów wiąże się z infiltrowaniem osadu przez kwaśne wody powierzchniowe, zawierające kwasy humusowe, które powodują korozję węglanowych muszli. Toteż najlepiej zachowały się okazy "zabetonowane" w konkrecjach. Przyjrzyjmy się więc temu co najczęściej wystaje z piachu, a wystaje dość sporo.

    Dominują muszle ślimaków morskich. Niestety działanie kwasów humusowych z gleby powoduje ich korozje, toteż okazy są często bardzo delikatne i nie nadają się by je wydobywać z osadu.

    Przekrój przez mocno zdeformowaną i skorodowaną muszlę małża.
    Lecz czasem muszle są w całkiem dobrym stanie. Przeważnie są to okazy związane z konkrecjami piaskach zalegających niżej.
    Konkrecja węglanowa z pokruszonymi muszlami ślimaków i zdeformowaną muszlą ostrygi - najprawdopodobniej z gatunku Ostrea digitalina.






    Z drugiej strony tej samej konkrecji uwidacznia się kolejna muszla małża i najciekawsza rzecz - podłużna muszla łódkonoga.


         Wąwóz w dolnej części w zasadzie przestaje być wąwozem i tylko jego południowa strona pozostaje wysoka i stroma, a północny stok staje się łagodny i zajęty przez pola uprawne lokalnych gospodarstw. Przy ostatnim skrawku lasu na końcu wąwozu, znajduje się też pamiątka historyczna. Mianowicie, poniemiecki schron bierny typu R668 z 1944 roku. Obiekt nie został w pełni ukończony, a na ścianach widać jeszcze odciski desek szalunkowych. Niestety, ale obiekt ten, tak jak wiele mu podobnych służy tubylcom jako betonowy kosz na śmiecie wszelakie.

    Bunkrów nie ma, ale i tak... A nie, przepraszam bunkry są.




       
             Posłowie...

    Kotlina Sądecka jest jednym z kilku miejsc w Beskidach gdzie budowa geologiczna odbiega od monotonnego (i trzeba przyznać, że nudnego) schematu fliszowego przekładańca. Osady płytkiego morza, z pozoru wycięte z kontekstu, bo leżące w środku gór są także świadkiem tego, że proces powstawania Karpat zawiera także "dramatyczne zwroty akcji" prowadzące wręcz do zatarcia górskiego charakteru terenu. Bogata fauna z piasków jest także dobrym wskaźnikiem paleoklimatycznym, pokazującym jak zmieniał się klimat naszych szerokościach geograficznych.   

    Charakterystyczna kapliczka na granicy Chochorowic i Niskowej, leży na skraju ostatnich płatów osadów morskich.

         Mioceńskie transgresje morskie zostawiły po sobie ślad także w innych zakątkach Karpat, szczególnie w rejonach które do dziś w nomenklaturze geologicznej określa się mianem zatok, (mimo oczywistego braku wody, ich niecki dobrze rysują się w morfologii terenu), a chodzi nam w szczególności o Zatokę Rzeszowską i Zatokę Gdowską. Natomiast na wschodzie podobne utwory do utworów z Niskowej, odsłaniają się na skraju doliny Sanu koło Przedmieścia Dubieckiego. Rias który zalał Kotlinę Sądecką, w swoim najdalszym zasięgu objął także Podhale, czego dowodem są morskie iły ze Starego Bystrego, gdzie na stokach Domańskiego Wierchu odsłania się niewielki fragment morskich iłów. Odnogi riasu "sądeckiego" zostawiły też osady ilaste na terenie Iwkowej i Brzozowej, a także u wylotu doliny Dunajca w Zgłobicach. Transgresja nie trwała jednak wiecznie i Paratetyda po wycofaniu się z terenu obniżeń śródgórskich, zaczęła generalny odwrót z całego Zapadliska Przedkarpackiego. Z czasem regresja postępowała coraz dalej i z końcem pliocenu Paratetyda uległa prawie całkowitemu zanikowi. Pozostałością po tym interesującym, mioceńskim morzu są obecne zbiorniki Morza Kaspijskiego i Morza Czarnego, Irańskie jeziora Namak i Urmia, a także kilka wysychających na wiór kałuż, które zostały po Jeziorze Aralskim.    

      czwartek, 11 stycznia 2018

      PODZIEMNA NUTA Z PONIDZIA


               Prdzedsłowie...


      "...Ponidzie wiosenne, Ponidzie leniwe,
      Prężysz się jak do słońca kot,
           Rozciągnięte po tych polach,
           Lichych lasach w pstrych łozinach,
          Skałkach w słońcu rozognionym..."

      Wojciech Belon - "Nuta z Ponidzia"    

      Na Ponidziu pomiędzy skałkami rozognionymi w słońcu, można znaleźć archetypiczny motyw krasu, czyli przytulne zakamarki w trzewiach tej planety, którymi bez wątpienia są jaskinie. Jednak podróżując po krainie z dzieciństwa lidera zespołu Wolnej Grupy Bukowina, trafimy na krasowe pustki nieco odmienne niż te które kojarzymy choćby z Jury Krakowsko-Częstochowskiej. Wszystko to za sprawą właściwości fizykochemicznych gipsów budujących sporą część Ponidzia, co niebagatelnie wpływa na morfologię i tempo powstawania krasu. Zatem zerknijmy dziś na kanoniczny przykład jaskini gipsowej.  

      Polami, polami, po miedzach, po miedzach...




               Śródsłowie...


           Naszym wzorcem gipsowych jaskiń będzie Jaskinia Skorocicka położona na skraju Niecki Soleckiej, która opada tu progiem do Doliny Nidy. Swoją drogą, jest to niezłą "matrioszka" geomorfologiczna, gdyż cały region w rozleglejszym pojęciu to tzw. Niecka Nidziańska, której częścią jest Niecka Solecka, która z kolei opada progiem do jeszcze większego obniżenia Doliny Nidy. Samą Nieckę Solecką nie należy też utożsamiać z zupełnie płaskim dnem jakiegoś zagłębienia. Na terenie depresji znajduje się kilka mniejszych antyklin, przez co powierzchnia jest usiana pagórkami no i "produktami" krasowienia ewaporatów takimi jak ostańce gipsowe, uwały, leje, wąwozy i jaskinie. Wpływ na tworzenie się jaskiń miały specyficzne uwarunkowania litologiczne. Mianowicie: największe koncentracje jaskiń znajdują się w warstwach o największej odporności mechanicznej i w strefie położonej blisko warstw nieprzepuszczalnych. Tak się dobrze złożyło, że podłożem serii gipsowej mającej 30-40 metrów miąższości, są słabo przepuszczalne margle miocenu, bądź jeszcze bardziej nieprzepuszczalne opoki i margle kredy, a najbardziej miąższym kompleksem gipsowym są dość wytrzymałe gipsy szablaste i szklicowe położone na dole serii, bliżej warstw nieprzepuszczalnych i to w nich należy szukać większości jaskiń.




      Skoro mamy już produkty z przepisu na jaskinie, to najwyższa pora by opisać istotę krasu gipsowego. Zarówno kras węglanowy jak i gipsowy polega na rozpuszczaniu skał przez wodę, ale są tu pewne różnice dające interesujący efekt. W krasie węglanowym intensywność rozpuszczania zależy głównie od stężenia rozpuszczonego CO2. Dobrze tylko po co ten dwutlenek węgla? Otóż CO2 jest bezwodnikiem kwasu węglowego, po rozpuszczeniu w wodzie tworzy się słaby, ale jednak kwas.

      H2O + CO2 H2CO3

      Reakcja jest reakcją odwracalną i może łatwo w drugą stronę, przez co kwas węglowy jest dość nietrwały. Ulega również dysocjacji do... Protonu, bo w zasadzie tym jest jon wodorowy i jonu wodorowęglanowego. W tym momencie kwas zaczyna reagować z węglanem wapnia ze skał wśród których krążą wody krasowe.

      CaCO3 + 2 H+  + CO2−3 Ca2+ + 2 HCO3

      W ten sposób węglan wapnia przeszedł w jon wapniowy i wodorowęglanowy rozpuszczony w wodzie, która generalnie popiernicza dalej z biegiem wody i materii skale już nie zwróci. Przez co wapień powoli, ale jednak "topnieje" jak bałwanek na wiosnę. Tak jak wcześniej wspomniałem, kwas węglowy jest bardzo słabym kwasem i nie trudno znaleźć inny kwas który będzie go wypierał z jego soli. Takimi kwasami mogą być choćby kwasy humusowe i inne kwasy organiczne wymywane z gleby. Pewną rolę gra też temperatura. Wyższa temperatura powoduje mniejszą rozpuszczalność gazów, zatem mniejsze powstawanie kwasu węglowego z rozpuszczonego dwutlenku węgla, ale w gorętszym klimacie jest większa produkcja kwasów pochodzenia biologicznego. Skoro mamy już pogląd na kras węglanowy, to zerknijmy jak sytuacja wygląda w wypadku gipsu, a przedstawia ją zaledwie jedno równanie:

                                                                                   H2O        
        CaSO4·2 H2―–―– Ca2+ + SO2−4 + 2 H2O


      Tak! Właśnie tak. Do rozpuszczania gipsów wystarczy sama woda. Konsekwencją takiego układu jest bardzo szybkie tworzenie się krasu, na tyle szybkie, że zmiany mogą być widoczne w przeciągu trwania ludzkiego życia. W stosunku do krasu węglanowego, kras gipsowy to sprinter na miarę Bolta. Dla porównania można przedstawić kras węglanowy Tatr, gdzie jaskinie zaczęły się formować na przełomie miocenu i pliocenu, czyli circa 5,3 mln. lat temu. Natomiast jaskinie na Ponidziu, zaczęły się tworzyć po zlodowaceniu krakowskim, kiedy nastał interglacjał wielki. Podczas interglacjału panował klimat ciepły z dużą ilością opadów, przez co erozja rzeczna rozmyła nieprzepuszczalne dla wody mioceńskie iły, które w owym czasie przykrywały większość obszarów gipsowych, przez co procesy krasowe mogły nabrać tempa i pognały jak dzik w maliny... Między innymi na tej podstawie sądeczanin z pochodzenia - prof. Jan Flis ustalił, że początek tworzenia się jaskiń nie sięga dalej niż 430 tyś. lat wstecz. W porównaniu do tatrzańskich jaskiń to całkiem niedawno. Rzetelne porównanie musiało by uwzględnić różne warunki hydrogeologiczne, ale prosty stosunek daje mniej więcej 11 razy większe tempo tworzenia się jaskiń w przypadku gipsowego krasu Ponidzia, niż w przypadku jaskiń wymytych w węglanowych trzewiach Tatr. Jeśli chodzi o wpływ kwasów, to zachodzi tu sytuacja odwrotna niż w przypadku węglanów. Polanie skały kwasem solnym używanym przy identyfikacji węglanów nie wywoła żadnej reakcji. Gips jest solą kwasu siarkowego i trudno by w wodach krasowych znalazł się silniejszy kwas który by go wyparł. No chyba, że ktoś po cichu utylizuje w polu kwas fulorosulfonowy...

      Dodam, że CaCO3 też podlega swobodnemu rozpuszczaniu, ale jest ono znikome i jego rozpuszczalność to 0,014 g/l (w 20 °C) w porównaniu do rozpuszczalności CaSO4·2 H2O która wynosi 24 g/l (w 20 °C). Jednym słowem: w temperaturze pokojowej gips rozpuszcza się 1714,28 raza łatwiej niż węglan wapnia. Trzeba przyznać, że różnica jest kolosalna. Wspomniałem o temperaturze pokojowej i z tą temperaturą związany jest też jeden bajer... Krzywa rozpuszczalności gipsu wykazuje wyjątkową charakterystykę. Jego rozpuszczalność osiąga maksimum w temperaturze pokojowej po czym... Spada, początkowo powoli, a koło 120⁰C rozpuszczalność leci wykładniczo w dół, powodując precypitacje z roztworu. Większość ciał stałych tak się nie zachowuje, ale tak się składa, że entalpia swobodna tej przemiany fizycznej jest mniejsza od zera (ΔG.<0), przez co rozpuszczanie powoduje emisję ciepła. Dostarczanie ciepła z zewnątrz poskutkuje przesunięciem równowagi przemiany z prawej na lewą i gips zacznie się wytrącać. To by było na tyle jeśli chodzi o skrót fizykochemii, bo pora już zejść do podziemi...

      Panorama środkowej części Doliny Skorocickiej.


      Dolina Skorocicka w której znajduje się nasza jaskinia, składa się z dwóch części przegrodzonych grzbietem, w związku z tym górna, północna część jest doliną ślepą, a potok Skorocicki jak ninja przemyka się korytarzami jaskini pod tym grzbietem co czyni z niego naturalny most i zresztą za taki most służy bo owym grzbietem biegnie droga. Erozja działa tu na dwojaki sposób, ponieważ część doliny powstała poprzez powierzchniowe rozpuszczanie gipsów, a część poprzez zawalanie się stropów w korytarzach dawnych podziemnych przepływów potoku. Jaskinia Skorocicka jest po prostu następnym, aktywnie rozwijającym się etapem rozwoju takiego procesu krasowego i z biegiem czasu jej korytarze będą się stopniowo zawalać poszerzając dolinę, ale najprawdopodobniej tylko na wschód. Stanie się tak dlatego, że choć dolina ma przebieg subsekwentny, tzn. zgodny z biegiem warstw, to laminy gipsów zapadają się lekko ku wschodowi i w tym kierunku krople będą drążyć kamień zachowując oś doliny na linii północ południe.

      Jaskinia ma rozwinięcie poziome (tak jak zdecydowana większość jaskiń Ponidzia) i innego rozwiązania już nie będzie, gdyż najzwyczajniej w świecie "skończyły" się gipsy. Do stropu nieprzepuszczalnych lub czasami tylko nieco przepuszczalnych mioceńskich margli zostało raptem kilka metrów, zwierciadło wody już zbytnio się nie obniży, a nawet jeśli to nie da to w tym miejscu predyspozycji do utworzenia dużych studni czy pochylni. Przez całą długość doliny potok bawi się z nami w berka, to niknąc w ponorze, to wypływając z otworu jaskini. Jest dynamicznie...

      Początkowo potok płynie w niszach niczym przez krużganki klasztorne. Kiedyś była to zupełnie zasklepiona część jaskini. W ścianie zaznacza się równoległe warstwowanie gipsów szablastych.




      Pierwsza część korytarzy to tzw. Jaskinia Dzwonów. W wejściu tkwi charakterystyczny blok odspojony wzdłuż laminacji gipsu. Korytarze po 91 metrach uchodzą do leja krasowego, skąd przez kolejny otwór potok wpływa do głównego ciągu Jaskini Skorocickiej.



      Pierwsza część jaskini jest dobrze oświetlona światłem słonecznym. W tle północny otwór Jaskini Skorocickiej.


      Przy długim naświetlaniu można być albo rozmytym, albo sterczeć sztywno jak manekin. Wybrałem to drugie.
      Większość jaskiń gipsowych powstała na granicy zwierciadła wód gruntowych przez co korytarze mają raczej formę wadyczną, a tylko z rzadka freatyczną. Wspomnienie o tych dwóch terminach, to dobra okazja by wyjaśnić różnicę pomiędzy dwoma głównymi formami krasowych korytarzy jaskiniowych powstającymi w dwóch strefach:

      • strefa freatyczna - Strefa poniżej zwierciadła gruntowych. Korytarze wymyte w tej strefie tworzą się pod pewnym ciśnieniem hydrostatycznym. Powstają w ten sposób łanie "myte" korytarze w formie rur o przekroju okrągłym lub owalnym. W stropie występują często kotły/jamki wirowe powstałe przez wymywanie podczas turbulentnego przepływu wody.
      • strefa wadyczna - Strefa powyżej zwierciadła wód gruntowych. Woda wypełnia tylko dolną część korytarzy, pogłębiając je w tej dolnej części zgodnie z grawitacyjnym spływem wód. Tworzą się w ten sposób korytarze o przekroju "odwróconej kropli", "klepsydry" czy "dziurki od klucza". W tej strefie mogą formować się nacieki.     

      Przekroje przez korytarz powstały w: A - strefie freatycznej, B - strefie wadycznej.




      Korytarz pierwotnie o przekroju freatycznym z zachowanymi jamkami wirowymi w stropie, który z czasem uzyskał wcięcie charakterystyczne dla strefy wadycznej widoczne jako "v" kształtne wcięcie.




      Półki skalne wyznaczają okresy stabilizacji zwierciadła wód podziemnych.

      Cechą charakterystyczną jaskiń gipsowych, jest ich uboga szata naciekowa. Siarczan wapnia nie krystalizuje tak łatwo w temperaturze panującej w jaskini, a jeśli już do tego dochodzi, to nacieki są mikre, a większe okazy tworzą się poprzez wytrącanie się wraz z węglanem wapnia, który przedostał się do jaskini z wodą infiltrującą z wyższych warstw. Najczęstszymi naciekami jakie będziemy mogli zobaczyć będą polewy i naskorupienia przybierające często formę groniastą lub paciorkową. W spągu jaskini często zalegają czarne mułki, które powstały poprzez nanoszenie wypłukanego materiału z rędzin. Szacuje się, że mułki akumulują się dopiero od wczesnego średniowiecza, kiedy to wylesiono spore areały pod rolnictwo co przyśpieszyło erozję gleb.

      Paciorkowe nacieki gipsowe. Wygląda to nieco jak kolonia bakterii na szalce Petriego po nerwowym machaniu ezą, albo jak gryf gitary mikrotonowej.

      Potok Skorocicki w końcowym odcinku jaskini i naniesione przez niego czarne mułki.






      W najniższej części jaskini korytarze zostały wymyte w makrokrystalicznych gipsach szklicowych.

      Dolny otwór Jaskini Skorocickiej. Tu potok ostatecznie wypływa na światło dzienne.


















      I pod skalną niszą opuszcza wąwóz kierując się bezpośrednio do centrum Skorocic.
      Na koniec, po cioraniu można jeszcze zażyć odrobiny speleocyklingu (fot. Joanna Bajorek).
              
               Posłowie...

           Tym sposobem zakończyliśmy krótką opowieść o krasie i jego gipsowej odsłonie. Na terenie Polski zwarte warstwy mioceńskich gipsów występują jeszcze w kilku miejscach na Górnym Śląsku i w rejonie północnego skraju Karpat, jednak nie opisuje się na tych terenach zjawisk krasowych. Tak samo wygląda sytuacja w przypadku permskich gipsów z Dolnego Śląska i Kujaw, przy czym tamtejsze gipsy zalegają nieco głębiej oraz znajdują się w strefie poza infiltracją wód (czyli są w takiej samej sytuacji jak gipsy z Ponidzia w górnym plejstocenie). Ponidzie, to nie tylko ciekawy kras, ale także sielski krajobraz, który potrafi natchnąć poetycko, choćby tak jak to się przydarzyło Wojciechowi Belonowi...


           Opisana dziś Jaskinia Skorocicka ze swoja długością wynoszącą 352 m. plasuje się na pierwszym miejscu pośród jaskiń gipsowych Polski. Drugą jest niewiele krótsza Jaskinia w Wiśnówkach (342 m.), a pozostałe spore jaskinie gipsowe to: Jaskinia w Marzęcinie (250 m.), Jaskinia Sawickiego (173 m.), Jaskinia w Aleksandrowie (163 m.), Jaskinia u Ujścia Doliny (122 m.), Jaskinia w Gackach (115 m.) i Jaskinia pod Świecami (106 m.), jednak większość pustek krasowych to raczej niewielkie obiekty. Jeśli mowa o długościach, to warto jeszcze przytoczyć historię która w 1966 r. przydarzyła się naszym wschodnim sąsiadom, kiedy to speleoklub lwowski odkrył Jaskinie Optymistyczną. Jej długość oszacowano na 3 km, ale speleolodzy pomylili się... Okazało się, że system ma na dzień dzisiejszy 236 km co plasuje go na pierwszym miejscu w Europie. Spora jest też sąsiednia Jaskinia Jeziorna licząca 127,7 km. Tak więc gips oferuje sporo, ale to sporo ciorania... Ponidzie posiada również kilka innych dobrych miejsc z ciekawostkami geologicznymi głównie z okresu miocenu. Więc z całą pewnością jeszcze będziemy wracać w ten rejon,  po materiał na kilka innych wpisów.