Strukturalne I Litofacjalne Uwarunkowania Rozwoju Rzeźby

V Warsztaty Geomorfologii Strukturalnej

Strukturalne i litofacjalne uwarunkowania rozwoju rze źby Roztocza w aspekcie historii tektoniczno-basenowej Karpat i zapadliska przedkarpackiego

Zwierzyniec – Józefów - Horyniec 24-26 wrze śnia 2014 r.

Organizatorzy:

Komisja Geomorfologii Strukturalnej Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich

Pa ństwowy Instytut Geologiczny-Pa ństwowy Instytut Badawczy, Oddział Karpacki, Kraków

Instytut Ochrony Przyrody, Polska Akademia Nauk, Kraków

Dyrekcja Roztocza ńskiego Parku Narodowego, Zwierzyniec

Komitet organizacyjny: Leszek Jankowski Włodzimierz Margielewski Jan Urban Marek Kr ąpiec Tadeusz Grabowski Krzysztof Buczek Magdalena Ratajczak-Szczerba

Prowadzenie wycieczek: Leszek Jankowski (O/Karpacki PIG-PIB Kraków) Włodzimierz Margielewski (IOP PAN, Kraków); Marek Kr ąpiec (AGH, Kraków) Jan Urban (IOP PAN, Kraków) Tomasz Mleczek (Stowarzyszenie Speleoklub Beskidzki, D ębica)

Redakcja: Włodzimierz Margielewski Jan Urban Leszek Jankowski Krzysztof Buczek

ISBN 978-83-61191-76-6

Instytut Ochrony Przyrody PAN Kraków – Zwierzyniec 2014

Fot. na okładce: Góra Marchwianego koło Tereszpola. Fot. na str. 3: Strefa kraw ędziowa Roztocza w rejonie Tereszpola, Fot. na str. 5: Konik polski z hodowli we Floriance. Fot. W. Margielewski

Spis tre ści

Wprowadzenie ………………………..………………………………………………… 3 Program Warsztatów ……………………..………………………………………….… 5

Referaty wprowadzaj ące …………………………………………………………..….. 7

Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Tektoniczne i litofacjalne uwarunkowania rozwoju Roztocza i jego rze źby w świetle historii formowania Karpat i zapadliska przedkarpackiego ……..……..……. 9

Urszula Czarniecka Obszary źródłowe materiału ziarnowego utworów „sarmatu detrytycznego” (środkowy miocen) w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego …….… 30

Teresa Brzezi ńska-Wójcik Jaka jest rola czynnika strukturalnego w rozwoju dolin asymetrycznych na Roztoczu? ……………………………………………………………….……….….. 32

Marek Kr ąpiec, Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Skrzemieniałe drewno – unikalna skamieniało ść Roztocza: geneza, wyst ępowanie, znaczenie dla rekonstrukcji paleogeograficznych ……….…….……… 35

Przewodnik do wycieczek terenowych ……………………………………………… 41

Dzie ń pierwszy – środa, 24.09.2014 …………………………………………………... 45

Dzie ń drugi – czwartek, 25.09.2014 …………………………………………..…….… 57

Dzie ń trzeci – pi ątek, 26.09.2014 ……………………………………………………… 87

Streszczenia Posterów ………………………………………………………………. 101

Krzysztof Buczek Wpływ działalno ści człowieka na funkcjonowanie jeziora osuwiskowego na przykładzie Pucołowskiego Stawku w Gorcach ...... 103

Urszula Czarniecka, Anna Wysocka Mikrofacje utworów „sarmatu detrytycznego” ( środkowy miocen) w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego ………..………………… 104

Marek Kasprzak, Jarosław Waroszewski, Łukasz Pawlik Obrazowanie elektrooporowe podło ża na obszarze o budowie płytowej – uwagi na temat kształtu stoków i cech pokryw stokowych w zale żno ści od litologii (przykład Gór Stołowych, Sudety Środkowe) ………..…………….……. 105 .. Łukasz Musielok, Marek Drewnik Czynniki warunkuj ące zró żnicowanie wła ściwo ści gleb bielicowych na stokach Czernicy w Górach Złotych (Sudety Wschodnie) ………………….…….. 106

Jan Rodzik, Krzysztof St ępniewski Litologiczne uwarunkowania wielko ści spłukiwania na roztocza ńskich stokach użytkowanych rolniczo ……………………………………………………………… 107

1 Grzegorz Wierzbicki Czy budowa geologiczna ma wpływ na rze źbę płaskodennych dolin rzecznych Ni żu Polskiego i jej współczesny rozwój …………………………..………….. 108

Michał Zatorski, Krzysztof Buczek, Paweł Franczak Strukturalne uwarunkowania rozwoju osuwiska w dolinie potoku Hucianka w Beskidzie Niskim ……………………………………………………………….……….. 109

2 WPROWADZENIE V edycja Warsztatów Geomorfologii Strukturalnej pod auspicjami Komisji Geomorfologii Strukturalnej Stowarzyszenia Geomorfologów Polskich, Pa ństwowego Instytutu Geologicznego- Pa ństwowego Instytutu Badawczego, Instytutu Ochrony Przyrody PAN w Krakowie oraz Dyrekcji Roztocza ńskiego Parku Narodowego, została zorganizowana na Roztoczu Środkowym i Wschodnim, za ś jej motywem przewodnim s ą strukturalne i litofacjalne uwarunkowania rozwoju rze źby Roztocza w aspekcie historii tektoniczno-basenowej Karpat i zapadliska przedkarpackiego . Celem warsztatów jest prezentacja nowej koncepcji rozwoju tektonicznego i litofacjalnego Roztocza, jako elementu strukturalnego immanentnie zwi ązanego z formowaniem si ę Karpat i ich rowu przedgórskiego, jakim jest zapadlisko przedkarpackie, zachodz ącego przy tym w kilku etapach. Niew ątpliw ą rol ę w tektogenezie Roztocza odegrały, zdaniem autorów, zachodz ące jednocze śnie (komplementarnie) procesy zwi ązane z wieloetapowym formowaniem asocjacji struktur kwiatowych ( flower structures ) towarzysz ącym uskokowi pierwotnie prawoprzesuwczemu obramuj ącemu NE kraw ędź zapadliska w efekcie nasuwania si ę Karpat na przedpole (generalnie ku N), wynoszeniem obszaru Roztocza jako replikowanych ku NE struktur wyniesienia przedgórskiego ( forebulge structure ) formowanych progresywnie u przedpola Karpat, reaktywacj ą uskoku prawoprzesuwczego jako uskoku lewoprzesuwczego wskutek zmiany kierunku napr ęż eń ku SE zwi ązanych ze zmian ą kierunku ruchów nasuwczych Karpat ku SE (i reorganizacja „prawoprzesuwczej” struktury kwiatowej). Kolejnym etapem była reaktywacja uskoku przesuwczego jako uskok inwersyjny powstały wskutek formowania wyniesienia przedgórskiego ( forebulge structure ), pó źniej za ś jako uskok normalny b ędący efektem kolapsu Karpat i – finalnie – neotektonicznym elewowaniem poszczególnych bloków Roztocza w efekcie elewacji przydyslokacyjnej ( footwall elevation ), zachodz ącym a ż po czasy współczesne. Odno śnie do elewacji neotektonicznych wyja śnienia wymaga te ż odpr ęż enie izostatyczne zwi ązane z ust ąpieniem l ądolodu (l ądolodów) sanu 1 i sanu 2, pokrywaj ących niegdy ś obszar Roztocza. W morfogenezie Roztocza znaczn ą rol ę odegrały tak że litofacjalne uwarunkowania sedymentacji zachodz ącej w marginalnych partiach basenu zapadliska przedkarpackiego (tzw. forebulge depozone ), za ś nowe analizy biostratygraficzne pozwalaj ą na odmienn ą ni ż dotychczas, interpretacj ę rozwoju sedymentacji, szczególnie w najmłodszych pi ętrach neogenu. Ze wzgl ędu na charakter uprawniania profesji organizatorów Warsztatów, b ędzie to wi ęc kolejne (po III Warsztatach Geomorfologii Strukturalnej w Karpatach) spojrzenie na rozwój rzeźby „oczami geologów”. Podzielimy si ę z Pa ństwem rezultatami nowych bada ń na Roztoczu, które prowadzili śmy cz ęś ciowo w ramach projektu „Geopark Kamienny Las na Roztoczu” (koncepcja geoochrony wraz z wykonaniem dokumentacji i bada ń niezb ędnych dla funkcjonowania tej formy ochrony), finansowanego ze środków Narodowego Funduszu Ochrony Środowiska i Gospodarki Wodnej (Umowa nr 494/2009/Wn-06/FG-go-tx/D).

3 4 Program Warsztatów

Wtorek, 23.09.2014 17.00-(a ż do skutku): rejestracja Uczestników w O środku Wypoczynkowo-Szkoleniowym Zajazd Zacisze, Zwierzyniec, ul. Rudka 5B) 19.00-21.30: kolacja

Środa 24.09.2014. 7.30-8.30: śniadanie. 8.40: przejazd autokarem do Roztocza ńskiego Centrum Naukowo-Edukacyjnego w Białym Słupie. 9.00-12.00: sesja referatowo-posterowa w sali konferencyjnej Roztocza ńskiego Centrum Naukowo- Edukacyjnego RPN, Zwierzyniec–Biały Słup. Referaty wprowadzaj ące : 9.00-11.00 (ka żdy 15 min.) oraz dyskusja 1. Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski . Tektoniczne i litofacjalne uwarunkowania rozwoju Roztocza i jego rze źby, w świetle historii formowania Karpat i zapadliska przedkarpackiego 2. Anna Wysocka, Marcin Górka, Andrzej Radwa ński . Rozwój płytkomorskiej sedymentacji klastycznej, organodetrytycznej i organogenicznej na obszarze północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego (miocen, Roztocze i Podole) 3. Urszula Czarniecka . Obszary źródłowe materiału ziarnowego utworów „sarmatu detrytycznego” (środkowy miocen) w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego 4. Teresa Brzezi ńska-Wójcik . Jaka jest rola czynnika strukturalnego w rozwoju dolin asymetrycznych na Roztoczu? 5. Marek Kr ąpiec, Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski . Skrzemieniałe drewno – unikalna skamieniało ść Roztocza: geneza, wyst ępowanie, znaczenie dla rekonstrukcji paleogeograficznych. 6. Jaromir Probulski . Obrazowanie budowy geologicznej Roztocza i Karpat na podstawie zdj ęcia morfologii terenu. 7. Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec, Jan Urban . Referat wprowadzaj ący do wycieczek terenowych. 11.00-12.00: sesja posterowa 12.00-13.00: posiłek 13.00-13.30: przejazd do O środka Zajazd Zacisze i przygotowanie do wycieczki 13.30-18.00: wycieczka terenowa: Zwierzyniec – Panasówka – Lipowiec – Żelebsko – Tereszpol – Stawy Echo – powrót do Zwierzy ńca. Stop 1.1 – Lipowiec: profil utworów piaszczystych miocenu; Stop 1.2 – kamieniołom w Żelebsku: odsłoni ęcia wapieni miocenu z tufitami; Stop 1.3 - Zachart: piaskowce wapniste na transgresywnych piaskach glaukonitowych; Stop 1.4 – Lasowa Góra i Góra Marchwianego: osta ńcowe formy strefy kraw ędziowej Roztocza (wapienie organodetrytyczne zalegaj ące na wapieniach litotamniowych); Stop 1.5 – Kamienna Góra w Tereszpolu-Jurydze: fragment stoliwa; Stop 1.6 - Stawy Echo: wydma paraboliczna, procesy eoliczne na Roztoczu. 18.30-19.30: kolacja. 20.30: ognisko z cz ęś ci ą auto-artystyczn ą.

Czwartek 25.09.2014. 7.00-8.00: śniadanie 8.15-19.00: wycieczka terenowa: Zwierzyniec – Guciów – Bli żów – Szopowe- Potok Senderki – Józefów – Hamernia – Czartowe Pole – Błudek – Huta Ró żaniecka – Narol – Huta Lubycka – Werchrata – Horyniec – Radru ż – powrót do Zwierzy ńca. Stop 2.1 – Kamieniołom w Bli żowie: odsłoni ęcie utworów kredowych ze strukturami tektonicznymi; Stop 2.2 – Szopowe: datowane mikropaleontologicznie i metod ą K/Ar piaski transgresywne miocenu; Stop 2.3 – Potok Senderki: podziemne wyrobiska górnicze po eksploatacji materiału do produkcji kamieni mły ńskich i żarnowych; Stop 2.4 – Józefów: kamieniołom biokalkarenitów mioce ńskich i kirkut; Stop 2.5 – Hamernia: torfowisko wysokie formowane od pó źnego glacjału w misie deflacyjnej; Stop 2.6 – rezerwat przyrody „Czartowe Pole”: przełom

5 Sopotu przez strefe kraw ędziow ą, z odsłoni ęciem iłów krakowieckich datowanych mikrofaunistycznie; Stop 2.7 – kamieniołom Błudek w Nowinach: piaski kwarcowe z glaukonitem i kalkarenity strefy kraw ędziowej Roztocza; Wola Wielka: zabytkowa cerkiew. Stop 2.8 – Huta Ró żaniecka: profil utworów miocenu; Stop 2.9 – Huta Lubycka: elewowane utwory miocenu; Stop 2.10 – Radru ż: wapienie z Radru ża – dlaczego nie poziom ewaporatowy; Radru ż: zabytkowa cerkiew. 19.30-20.30: obiadokolacja.

Piątek 26.09.2014 7.00-8.00: śniadanie 8.15-15.00: wycieczka terenowa: Zwierzyniec – Majdan Nepryski – Tomaszów Lubelski - Beł żec – Pawliszcze – Siedliska – powrót do Zwierzy ńca Stop 3.1 – Majdan Nepryski: wyst ępowanie skrzemieniałego drewna w utworach vistulianu; Beł żec: hitlerowski obóz zagłady; Stop 3.2 – Pawliszcze: wyst ępowanie skrzemieniałego drewna w obr ębie piasków miocenu; Stop 3.3 – Siedliska: Muzeum Skrzemieniałego Drewna; Stop 3.4 – Siedliska: profil utworów karpatu z burow ęglem (wiercenie); Stop 3.5 – Siedliska: skrzemieniałe drewno redeponowane do osadów rzecznych. 15.00: zako ńczenie Warsztatów 16.00-17.00: obiad

Referaty wprowadzaj ące

Tektoniczne i litofacjalne uwarunkowania rozwoju Roztocza i jego rze źby, w świetle historii formowania Karpat i zapadliska przedkarpackiego

Leszek Jankowski 1, Włodzimierz Margielewski 2 1 Pa ństwowy Instytut Geologiczny-Pa ństwowy Instytut Badawczy – Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków, e-mail: [email protected] 2 Instytut Ochrony Przyrody PAN, al. A. Mickiewicza 33, 31-120 Kraków, e-mail: [email protected]

W obr ębie strefy kraw ędziowej Roztocza – powanie wzdłu ż osi wału Roztocza naprzemiennie wału morfologicznego uwa żanego dotychczas za partii elewowanych i obni żanych (tego typu układ zr ąb tektoniczny, zalegaj ą płaty klastycznych bloków wyst ępuje równie ż sko śnie, czy poprzecz- utworów miocenu, stanowi ących brze żne facje nie do osi wału), jak te ż obecno ść na Roztoczu osadów zapadliska przedkarpackiego (Ney 1969; iłów krakowieckich – utworu najmłodszego neo- Buraczy ński red. 2002, Wysocka 2006). Współ- genu (sarmat-pannon), typowego dla basenowej cze śnie na Roztoczu, osady te wyst ępuj ą na obsza- cz ęś ci zapadliska przedkarpackiego (zob. Janiec, rach wyniesionych w stosunku do przedpola (tu: Czarnecka 2006). Zagadkowa jest równie ż obec- zapadliska wła ściwego). Wyniesienie to było do- no ść na polskim Roztoczu tzw. wapieni z Radru- tychczas tłumaczone d źwiganiem zr ębowej struk- ża, wi ązanych dotychczas z formacjami ewapora- tury Roztocza ( en masse ), które rozpocz ęło si ę towymi zapadliska (tzw. formacja z Radru ża, wraz z ust ąpieniem morza epikontynentalnego pod odpowiednik wapienia raty ńskiego – Jasionowski koniec górnej kredy, w trakcie ruchów fazy lara- 1997, zob. równie ż Peryt, Kasprzyk 1992, Peryt, mijskiej i trwało przez cały neogen (Buraczy ński Peryt 1996, Buraczy ński red. 2002, Peryt 2006). red. 2002). Istotn ą rol ę w rozwoju głównych ele- mentów strukturalnych Roztocza przypisywano Budowa geologiczna Roztocza w świetle do- tektonice gł ębokiego podło ża. Równie ż rozwój tychczasowych bada ń dyslokacji obramowuj ących Roztocze miał by ć Roztocze jest wydłu żonym wałem morfolo- efektem reaktywacji (ju ż od fazy laramijskiej) sta- gicznym o rozci ągło ści NW-SE, wyst ępuj ącym (w rych uskoków paleozoicznych wyst ępuj ących w segmencie polskim) pomi ędzy krainami geogra- gł ębszym podło żu, w tym dyslokacji Zakrzew- ficznymi: Wy żyn ą Lubelsk ą (na północy) a Kotliną Sułów, Zamo ść -Rawa Ruska-Żółkiew i Zawi- Sandomiersk ą (na południu). Stanowi ono pas chost-Hedwi żyn-Płazów-Niemirów-Gródek (Ney wzniesie ń osi ągaj ących wysoko ści 300- 1969; Po żaryski 1974, Buraczy ński red. 2002). 400 m n.p.m., wyniesionych 100-150 m nad ota- Ruchy wynosz ące rejestrowane s ą tak że w czasach czaj ące go obszary (ryc. 1). Wał Roztocza ma od współczesnych, za ś tempo współczesnego d źwi- strony południowo-zachodniej wyra źną kraw ędź gania horstu Roztocza szacowano na 0,5 mm/rok morfologiczn ą o zało żeniach tektonicznych (Bura- w brze żnych partiach (Roztocze Gorajskie i czy ński red. 2002), wznosz ącą si ę ponad obni że- Szczebrze-szy ńskie), po 2 mm/rok (osiowa cz ęść niem Kotliny Sandomierskiej. Kraw ędź północno- Roztocza Lwowskiego) (Buraczy ński red. 2002; wschodnia wału jest mniej wyra źna, aczkolwiek Brzezi ńska-Wójcik 1997, 2013, Brzezi ńska-Wój- tak że zało żona jest wzdłu ż dyslokacji Rawa Ru- cik i in. 2010). Z kolei elewowanie i rotacja po- ska-Zamo ść (Buraczy ński red. 2002; Brzezi ńska- szczególnych elementów w obr ębie struktury zr ę- Wójcik 2013; Dobrowolski i in. 2014). bowej Roztocza wzgl ędem siebie było interpreto- Geologicznie obszar Roztocza przypisywany wane jako efekt podziału horstu na bloki i ich jest pi ętrom strukturalnym tworz ącym dwie od- nierównomierne d źwiganie tektoniczne (Brzezi ń- rębne, zachodz ące na siebie jednostki: synklino- ska-Wójcik 1997, 2013, Buraczy ński red. 2002). rium lubelskie (Karnkowski 2008), którego naj- Jednak że w świetle najnowszych bada ń nad tekto- młodsz ą cz ęść sukcesji osadowej stanowi ą utwory nik ą Roztocza taka interpretacja d źwigania całego kredowe (Po żaryski 1974, Świdrowska, 2007) horstu (czy raczej „horstu”) Roztocza, które po- oraz zapadlisko przedkarpackie wypełnione osa- wodowało znaczne elewowanie poszczególnych dami neogenu, w którego brze żnych partiach Roz- jego segmentów (m.in. elewacja masywów Kr ą- tocze si ę znajduje (Ney 1969, Oszczypko 2006, głego Goraja, czy Działu, pokrytych utworami Wysocka 2006). Szczególnie w strefie kraw ę- miocenu), wydaje si ę zbyt uproszczona. Wyja śnie- dziowej wyniesionego wału Roztocza wzdłu ż jego nia wymaga bowiem zarówno wyst ę- kontaktu z wła ściwym zapadliskiem przedkarpac-

Ryc. 1 . Poło żenie Roztocza. Na rzucie ortogonalnym SRTM zwraca uwag ę sko śny przebieg linijnie rozw i- ni ętych form rze źby Roztocza (dolin, grzbietów) do kierunku strefy kraw ędziowej kim (geograficznie: Kotlin ą Sandomiersk ą), za- belskiego, si ęgaj ąc daleko na północ poza obszar chowały si ę płaty mioce ńskich osadów litoralnych, Roztocza (Turnau-Morawska 1949, Ney i in. cz ęsto redeponowanych (Wysocka 2002, 2006, 1974, Malinowski, Mojski 1978, G ąsiewicz i in. Jasionowski i in. 2012). Osady najmłodszych 2004). Współcze śnie osady te tworz ą odizolowane utworów zapadliska (wieku sarmat-pannon) po- płaty wyst ępuj ące w rowach tektonicznych w oko- krywały przy tym znaczn ą cz ęść synklinorium lu- licach Chełma i Lublina (Harasimiuk, Rutkowski

1972, Buraczy ński, Wojtanowicz 1988). Z punktu pas malowniczych, odizolowanych wzgórz, nie- widzenia facjalnego rozprzestrzenienia najmłod- kiedy o charakterze gór stołowych (Buraczy ński szych osadów, utwory zapadliska si ęgn ęły wi ęc a ż red. 2002) . Charakterystyczne dla kraw ędziowej po lini ę Chełm-Lublin (Ney i in. 1974). strefy Roztocza s ą przełomowe doliny rzeczne Tak wi ęc wał Roztocza zbudowany jest ze gł ęboko wci ęte i wykazuj ące znaczne spadki skał górnej kredy: opok, gez oraz margli, tworz ą- (Brzezi ńska–Wójcik 1997, 1999, 2002, 2013). cych niemal poziomo zalegaj ący kompleks skalny (Leszczy ński 2010). Na tym kompleksie wyst ępuj ą Materiał i metody płaty morskich osadów miocenu lokalnie pod ście- Analiz ę elementów tektonicznych polskiej lone limnicznymi utworami karpatu: piaskami i cz ęś ci Roztocza wykonano w oparciu o pomiary mułami z poziomami w ęgla brunatnego (burowe- poło żenia warstw, płaszczyzn sp ęka ń i uskoków w gla) tzw. formacji z Trzydnika (ryc. 2) (Alexan- utworach skonsolidowanych wieku kredowego drowicz i in. 1982, Kasi ński, Piwocki 1994). (margle, opoki, gezy) i mioce ńskiego (wapienie, Wśród osadów morskich dominuj ą piaski, pia- piaskowce, mułowce) (Jankowski, Margielewski skowce, w stropie – ró żne typy wapienia o mi ąż- 2014b). Wykonano ł ącznie ponad 1500 pomiarów szo ści do kilkudziesi ęciu metrów. W zachodnich płaszczyzn nieci ągło ści (z dokładno ści ą do 2 o), cz ęś ciach regionu utwory te wyst ępuj ą w w ąskim które zestawiono na diagramach kierunkowych pasie strefy kraw ędziowej, za ś ku SE tworz ą bar- (ró ża sp ęka ń) i konturowych (projekcja równo- dziej rozległe i grubsze pokrywy (Ney 1969, Mu- powierzchniowa biegunów na doln ą półkul ę). Sta- siał 1987, Buraczy ński red. 2002, Wysocka 2006). nowiska pomiarowe s ą generalnie zgrupowane li- Jedynie bardzo lokalnie wyst ępuje na Roztoczu nijnie w strefie kraw ędziowej Roztocza, w najmłodsze ogniwo, tzw. iły krakowieckie (Janiec, mniejszym stopniu wyst ępuj ą w środkowej cz ęś ci Czarnecka 2006). Według dotychczasowych po- jego struktury zr ębowej. Zespoły sp ęka ń cioso- gl ądów kraw ędzie morfologiczne Roztocza s ą za- wych (L; T; D 1; D 2) przyj ęto za: Mastella i in. ło żone wzdłu ż uskoków wyodr ębniaj ących horst 1997) (Buraczy ński red. 2002). Zasi ęg utworów kredowych i mioce ńskich Utwory kredowe i neoge ńskie pokryte s ą wyznaczono w oparciu o arkusze Szczegółowej płatami osadów czwartorz ędowych: glin zwało- Mapy Geologicznej Polski 1: 50 000 obszaru Roz- wych, piasków rzecznych i rzecznolodowcowych, tocza (Popielski 1996, 2000, Kurkowski1996, lessów oraz piasków eolicznych, namułów rzecz- Kwapisz 1998a), cz ęś ciowo za ś w oparciu o wła- nych, torfów i utworów zwietrzelinowo- sne prace kartograficzne (Kr ąpiec i in. 2011). stokowych (Superson 1993, Rzechowski, Super- W oparciu o mapy i obja śnienia do nich, jak rów- son 1998, Buraczy ński red. 2002). Znaczny obszar nie ż badania własne, ustalono zasi ęg gł ęboko ścio- Roztocza pokryty jest płatami plejstoce ńskich wy limnicznej formacji burow ęglowej, poprzedza- lessów z charakterystyczn ą rze źbą w ąwozow ą jącej transgresj ę dolnobade ńsk ą na obszar (Maruszczak 1991, Buraczy ński red. 2002). Ty- zapadliska b ędącej swoistym poziomem korelacyj- powa dla Roztocza jest równie ż rze źba eoliczna nym (Siemiradzki 1923, Popielski 1995, 1996, powstała w pó źnym plejstocenie, w tym liczne Kurkowski 1994, 1996, Kwapisz 1998a, b, Kr ą- rozległe wydmy paraboliczne i wydłu żone wały piec i in. 2011). wydmowe (Buraczy ński red. 2002). W wielu mi- Czas depozycji utworów w ęglanowych stre- sach deflacyjnych rozwin ęły si ę torfowiska poro- fy kraw ędziowej okre ślono na podstawie analizy śni ęte unikaln ą ro ślinno ści ą bagienn ą (Bałaga mikropaleontologicznej (głównie w oparciu o na- 1998). noplankton) wkładek osadów pelitycznych (rów- Roztocze charakteryzuje si ę urozmaicon ą noczasowych z faz ą sedymentacji) wyst ępuj ących rze źbą. Wyst ępuj ą tu rozległe wierzchowiny oraz w obr ębie skał organodetrytycznych utworzonych osta ńcowe lub twardzielcowe wzniesienia zbudo- bezsprzecznie z materiału redeponowanego. Bie- wane ze skał kredowych b ądź neoge ńskich (ryc. żą ce analizy mikropaleontologiczne wykonała 1). W strefie kraw ędziowej Roztocza ci ągnie si ę dr M. Garecka z Oddziału Karpackiego PIG-PIB.

Ryc. 2. Uproszczona mapa geologiczna Roztocza Środkowego i Wschodniego, z zaznaczonym zró żnicowaniem wyst ępowania poziomu burow ęgli (pi ętro karpatu) (mapa wg kompilacji Buraczy ńskiego red. 2002; Wysockiej, 2006, zmieniona: Jankowski, Margielewski, 2014b). Obja śnienia sygnatur: 1 – wyst ępowanie poziomu burow ęgli na Roz- toczu i w zapadlisku (z podaniem w metrach wysoko ści bezwzgl ędnej w stosunku do poziomu morza); 2 – utwory eocenu na Roztoczu (Buraczy ński red. 2002); 3 – mioce ńskie utwory piaszczyste i w ęglanowe (nierozdzielone); 4 – wapienie z Radru ża; 5 – utwory miocenu zapadliska przedkarpackiego; 6 – utwory w ęglanowo-krzemionkowe wieku kredowego; 7 – strefy dyslokacyjne obramowuj ące Roztocze wg: Buraczy ński red. 2002; Oszczypko 2006, Wysocka 2006).

Wyst ępowanie formacji burow ęglowej (forma- (ok. 5 km na SW od Józefowa), za ś gł ęboko ść cja z Trzydnika) na Roztoczu i jego przedpolu wyst ępowania tej formacji znacznie wzrasta w zapadlisku ku SW i ju ż około 12 km na SW od Józe- Roztocze stanowi brze żną cz ęść zapadliska fowa wynosi ok. 663-693 m poni żej powierzchni przedkarpackiego, którego najmłodsze osady terenu (468-498 m ppm), za ś w rejonie pomi ędzy (wieku sarmat-pannon) si ęgały daleko na przedpo- Łukow ą i Tarnogrodem utwory te stwierdzono le Roztocza – a ż po dzisiejszy rejon Lublina i wierceniami na gł ęboko ści około 900 m (577- Chełma Lubelskiego (Ney i in. 1974, G ąsiewicz i 693 m ppm) (Kurkowski 1994, 1996, Kwapisz in. 2004). Ewolucj ę struktury Roztocza, wyniesio- 1998a, b) (ryc. 2). Warto doda ć, że w ęgle brunat- nej tektonicznie, nale ży wi ęc wi ąza ć z poszczegól- ne przeławicaj ące mułowce nawiercone w otworze nymi etapami rozwoju przedpola Karpat (zapadli- Łukowa 4 na gł ęboko ści 806-812 m przypisano na ska przedkarpackiego) od schyłku dolnego podstawie analiz palinologicznych do oligocenu miocenu, czyli pi ętra otnang/karpat (Oszczypko, (My śliwiec, Śmist 2006). 1996; 2006). Ka żdy z tych etapów rozwoju zapa- Tak że w strefie kraw ędziowej Roztocza wy- dliska odzwierciedlił si ę w zapisie tektoniczno- st ępowanie poziomu burow ęgli charakteryzuje si ę facjalnym tego charakterystycznego wału morfo- znacznym zró żnicowaniem wysoko ściowym. W logicznego. rejonie Kajetanówki (w pobli żu Żelebska) natra- Dolnobade ńsk ą transgresj ę morsk ą na obszar fiano na niego w trakcie kopania studni na gł ębo- zapadliska przedkarpackiego poprzedziła sedy- ko ści 3-5 m (225-227 m npm), za ś w rejonie He- mentacja limniczna. W dolnym miocenie (karpat) dwi żyna nawiercono go na gł ęboko ści około 50 m na obszarze dzisiejszego zapadliska przedkar- (191-183 m npm) (Popielski 1995). Ku południo- packiego, dominowała sedymentacja l ądowa. wemu wschodowi poziom burow ęgli wyst ępuje w W zachodniej cz ęś ci basenu zapadliska osadzane wewn ętrznych partiach struktury tektonicznej były warstwy d ębowieckie (Tołwi ński 1950, Mo- Roztocza: na stokach masywu Kr ągłego Goraja ryc 1989). W jego północno-wschodniej, brze żnej (390 m npm) poziom lignitów został nawiercony cz ęś ci, w obr ębie tzw. bruzdy przy świ ętokrzysko- na gł ęboko ści około 40 m (320-319 m npm), za ś roztocza ńskiej (Kubica 2004), w warunkach lim- w Siedliskach w dolinie potoku Prutnik, osady nicznych, były deponowane osady formacji z karpatu z w ęglem brunatnym o limnicznej genezie Trzydnika, tj. piaski, iły z wkładkami osadów or- i wieku potwierdzonymi analiz ą palinologiczn ą, ganicznych (Alexandrowicz i in. 1982, Kasi ński, nawiercono na gł ęboko ści 10-19 m (250-241 m Piwocki 1994, Oszczypko 2006). Akumulacja ta npm) (Kr ąpiec i in. 2011). W rejonie Rawy Ruskiej doprowadziła w efekcie do powstania pokładów (ju ż w ukrai ńskiej cz ęś ci Roztocza), w ęgle brunat- lignitów, tzw. burow ęgli (w ęgiel brunatny), eks- ne b ędące przedmiotem eksploatacji w Niwach, ploatowanych m.in. w D ąbrówce koło Rawy Ru- czy D ąbrówce, wyst ępuj ą w obr ębie północno- skiej, czy Gli ńsku koło Żółkwi w ukrai ńskiej cz ę- wschodnich cz ęś ci wału Roztocza niemal na po- ści Roztocza (Łomnicki 1897, Siemiradzki 1923). wierzchni terenu (270-280 m npm) (Łom- Cz ęść akumulowanego wówczas drewna uległa sylifikacji, kilkakrotnej redepozycji i rozprzestrze- nieniu po całym obszarze Roztocza wskutek ró ż- nych procesów egzogenicznych (Maruszczak 2001, Kłusek 2006, Kr ąpiec i in. 2011, 2012). Oprócz zagł ębie ń erozyjnych w podło żu przed- mioce ńskim, facja osadów limnicznych karpatu by- ła deponowana w obr ębie słabo zró żnicowanego wysoko ściowo poziomu morfologicznego. Współ- cze śnie jednak burow ęgle karpatu wyst ępuj ą na ro żnych wysoko ściach/gł ęboko ściach i to zarówno na obszarze okre ślanym tradycyjnie jako zapadliska przedkarpackie, jak te ż na Roztoczu: tak w jego strefie kraw ędziowej, jak wewn ątrz wału Roz- tocza (ryc. 2). W zapadlisku utwory formacji Ryc. 3. Hałda po eksploatacji w ęgla brunatnego z burow ęglowej nawiercono na gł ęboko ści około fragmentami skrzemieniałego drewna (skała płona). 250 m (31-13 m poni żej poziomu morza) w nieda- Dąbrówka koło Rawy Ruskiej. Fot. W. Margielewski. lekim s ąsiedztwie strefy kraw ędziowej Roztocza

Ryc. 4. Przebieg nieci ągło ści tektonicznych (uskoki, sp ękania) w obr ębie skał Roztocza, na diagramach kierunkowych: czarne – sp ękania, z poło żeniem warstw, szare: uskoki. W kwadratach podano ilo ść pomiarów (za: Jankowski, Mar- gielewski 2014b). nicki 1897, Siemiradzki 1923) (ryc. 2; 3). W Gli ń- zlokalizowanych w ró żnych miejscach Roztocza, sku koło Żółkwi, gdzie eksploatowano niegdy ś bu- wskazuje na znaczne zró żnicowanie kierunków, row ęgle wyst ępuj ące niemal na powierzchni, ich niezale żnie od wieku skał, w obr ębie których je stanowisko wyst ępuje ju ż w obr ębie NE krawędzi pomierzono (ryc. 4 – stanowiska 1-21). Niew ąt- Roztocza. pliwie najbardziej charakterystyczny jest przebieg Tak wi ęc proces formowania ( ści ślej: wypi ę- uskoków rozpoznanych i pomierzonych w obr ębie trzania) wału Roztocza z pewno ści ą nast ąpił nie utworów mioce ńskich strefy kraw ędziowej. Kie- wcze śniej ni ż po karpacie. Współczesne zró żnico- runki stanowi ą tu trzy zespoły o ró żnym przebiegu wanie wysoko ściowe poziomów z burow ęglem w w stosunku do kierunku dotychczas wydzielanej obr ębie Roztocza, wskazuje ponadto na naprze- głównej strefy dyslokacyjnej (tzw. uskoku rozto- mienne elewowanie i obni żanie poszczególnych cza ńskiego – Roztocze Fault Zone – Jarosi ński i cz ęś ci (bloków) struktury zr ębowej zarówno in. 2009) o orientacyjnym przebiegu około 300 o, wzdłu ż strefy kraw ędziowej, jak równie ż po- obramowuj ącej Roztocze od południa. Dwa z tych przecznie lub sko śnie do osi wału Roztocza (ryc. zespołów s ą uło żone kulisowo w stosunku do 2). kraw ędzi morfologicznej Roztocza, jeden za ś – radialnie (zespół o zmiennych kierunkach 10 o; 40 o; Tektonika Roztocza w świetle analizy uskoków 80 o) (ryc. 4). Mo że to świadczy ć o co najmniej i sp ęka ń trzech etapach tektogenezy Roztocza zwi ązanej z Analiza kierunków nieci ągło ści tektonicz- uskokami przesuwczymi (prawo i lewoprzesuw- nych (sp ęka ń, uskoków) pomierzonych w obr ębie czymi) oraz z etapem ekstensji radialnej. ró żnych utworów wieku kredowego (margle, Szczególnie wyra źnie etapy te s ą widoczne opoki, gezy) i neoge ńskiego (wapienie, piaskowce, w rozległych kompleksach wapieni mioce ńskich iłowce) wyst ępuj ących w ponad 20 stanowiskach

Ryc. 5. Poło żenie płaszczyzn uskoków w obr ębie skał Roztocza, na diagramach kierunkowych i konturowych (projekcja równopowierzchniowa biegunów na doln ą półkul ę (obok diagramów zaznaczono ilo ść pomiarów i warto ść poziomic) Cz ęść płaszczyzn uskoków jest prezentowana na diagramach kołowych (projekcja na doln ą półkul ę) (Jankowski, Margielewski 2014b).

Żelebska (główny masyw: Żelebsko 1), Tarnowoli, suwczych rozległej struktury kwiatowej o charak- Józefowa, czy Brusna (ryc. 4 – stanowiska: 1, terze regionalnym, stowarzyszonej z przesuwcz ą 11, 12, 19). Jest interesuj ące, że ogólny kierunek stref ą dysloka-cyjn ą. Cz ęść tych dyslokacji mogła przebiegu kraw ędzi morfologicznej Roztocza sto- zosta ć reaktywowana jako uskoki normalne (in- sunkowo rzadko nawi ązuje do przebiegu której ś z wersyjne lub/i zrzutowe) w kolejnych etapach dyslokacji (ryc. 4 – stan. 2; 10), cz ęś ciej za ś do rozwoju tektonicznego Roztocza. kierunku zespołu sp ęka ń podłu żnych (L) (ryc. 4). W tym aspekcie interesuj ący jest równie ż Analiza poło żenia powierzchni płaszczyzn przestrzenny rozkład płaszczyzn poszczególnych uskoków wskazuje, że z nielicznymi wyj ątkami, zespołów sp ęka ń ciosowych w skonsolidowanych dyslokacje o przebiegu kulisowym w stosunku do utworach buduj ących Roztocze (tu: cios rozumia- kraw ędzi Roztocza s ą wysokok ątowymi uskokami ny jako powtarzalne kierunki sp ęka ń – Dadlez, Ja- o płaszczyznach cz ęsto nieznacznie nachylonych roszewski 1994, zespoły ciosu: za Mastell ą i in. ku SW. Jako, że ze wzgl ędu na charakter utwo- 1997). Zmienno ść orientacji przestrzennej cz ęś ci rów (głównie biokalkarenity), z nielicznymi wyj ąt- płaszczyzn sp ęka ń prezentowanych na diagramach kami nie zachowały si ę rysy ślizgowe lub tektogli- (ryc. 6) potwierdza sugerowan ą wcze śniej (Jaro- fy na powierzchniach uskoków, trudno jest szewski 1977; Buraczy ński red. 2002) wzajemn ą jednoznacznie wskaza ć na typ dyslokacji, szcze- rotacj ę wokół osi poziomej, poszczególnych blo- gólnie, gdy były one reaktywowane (ryc. 4; 5). ków buduj ących „horst”, które maj ą charakter Jednak że wysokok ątowy charakter płaszczyzn wstecznego obalenia ( rotation ) (ryc. 6: relacje uskoków, ich kulisowy układ przypominaj ący w pomi ędzy sp ękaniami w stanowiskach 3-4; 6-8; 9- mezoskali struktur ę tzw. ko ńskiego ogona ( horse 10; 9-11; 12-13), jak równie ż typu przechył ( top- tail ) wskazuje, że jest to szereg uskoków prze- pling ) (ryc. 6 – stanowiska 1-2, 6-9). Tego typu

Ryc. 6. Poło żenie płaszczyzn spęka ń w obr ębie skał Roztocza, na diagramach kierunkowych i konturowych (obja- śnienia – zob. ryc. 5).; Przestrzenne poło żenie warstw na diagramach punktowych (projekcja na doln ą półkul ę) (Jan- kowski, Margielewski, 2014b). relacje przestrzenne tektonicznych powierzchni normalnych o kierunkach replikowanych przez nieci ągło ści, wskazuj ą na powszechno ść wykazy- cios (zob. Brzezi ńska-Wójcik, Rauch 2013), mogą wanych wcze śniej (Jaroszewski, 1977) antytetycz- potwierdza ć kierunki nieci ągło ści jedynie w nie- nych przemieszcze ń blokowych w strefie kraw ę- których stanowiskach, gdzie rozci ągło ść płasz- dziowej obramuj ącej Roztocze od SW (ryc. 4 – czyzn ciosowych jest równoległa do płaszczyzn diagramy: 1-2; ryc. 6 – diagramy: 1-2, 3-4, 5-6, 7- uskoków (ryc. 3 – stanowiska: 2, 4, 7, 13, 20). W 8, 10-11, 16-17). Przemieszczenia antytetyczne s ą cz ęś ci z nich kierunki uskoków i sp ęka ń nie s ą dobrze widoczne m. in. pomi ędzy wschodni ą i za- jednak równoległe (ryc. 3 – stan. 5, 8, 9, 16, 18), chodni ą cz ęś ci ą masywu kalkarenitowego odsła- co wskazuje na bardziej zło żon ą genez ę ciosu, niaj ącego si ę w kamieniołomie w Józefowie (ryc. 6 mog ącą mie ć zwi ązek z rozbudow ą struktury – diagramy 10-11). Rotacja zaznacza si ę tak że w kwiatowej, formowanej z udziałem składowej skałach podło ża kredowego (ryc. 6 – diagramy: przesuwczej. 25-26 i 24-26), jest dobrze widoczna cho ćby w Układ stref uskokowych i sp ęka ń, sugeruje kamieniołomie w Bli żowie (ryc. 7). Bardzo istotn ą wi ęc geometri ę całego Roztocza jako wielkoska- dla dalszych interpretacji, jest jednak powszechnie lowej struktury kwiatowej o zasi ęgu regionalnym, obserwowana rotacja poszczególnych bloków wo- gł ęboko zakorzenionej w podło żu, si ęgaj ącej za- kół osi pionowej, obserwowana w utworach wy- pewne tzw. strefy Teiseyre’a-Tornquista (szwu st ępuj ących w s ąsiaduj ących niekiedy stanowi- transeuropejskiego Trans-European Suture Zone skach (ryc. 6 – stanowiska 1-2, 5-7, 6-7, 16-17). TESZ – Królikowski i in. 1996; Grad i in. 1999, Tego typu zjawisko mogło by ć efektem tworzenia Guterch i in. 1999). Podobn ą geometri ą charakte- asocjacji zwi ązanych z uskokami przesuwczymi: ryzuj ą si ę tak że inne obszary wyst ępuj ące wzdłu ż struktur typu ko ński ogon i struktura kwiatowa strefy TESZ , m. in. s ąsiaduj ące z Roztoczem Góry (ryc. 8 A, B). Zwi ązek rozwoju sp ęka ń ciosowych Świ ętokrzyskie które s ą wyniesion ą struktur ą z formowaniem si ę uskoków

16 kwiatow ą, reaktywowan ą na etapie kolapsu grawi- skałkowego (Birkenmajer 1986, 1992). Bie żą ce tacyjnego doskonale odzwierciedlonego w Karpa- badania autorów wykazały, że jednostka Grajcarka tach (zob. Mazzoli i in. 2010, Jankowski, Probul- jest jednak zdeformowanym tektonicznie (w strefie ski 2011, Jankowski, Margielewski 2014a, b). przy uskoku przesuwczym) elementem składaj ą-

ę ń cym si z górnokredowo-mioce skiej sukcesji

ą ę ę ą osadowej „wci gni tym” w struktur kwiatow

ą Pienin i zdeformowan wspólnie z elementami

„pieni ńskimi” – starszymi od wymienionej wy żej sukcesji osadowej. Od południa stref ę melan żu pieni ńskiego ogranicza uskok normalny zwi ązany z etapem ekstensyjnego rozpadu Karpat (kolapsu grawitacyjnego). Najnowsze badania autorów wykazały, że podobny charakter strukturalny ma tak że jednostka zgłobicka wyst ępuj ąca na kontakcie głównego nasuni ęcia Karpat na miocen przedpola. Miocen allochtoniczny w trakcie formowania uskoków przesuwczych u czoła Karpat został zdeformowa- ny razem z elementami czoła Karpat i „wci ągni ęty” w charakterystyczn ą struktur ę kwiatow ą rozwini ę- tą u brzegu nasuni ęcia Karpat na przedpole. Cha- rakterystyczne dla strefy uskoku przesuwczego obni żone obszary tworz ą tzw. zatoki w brze żnej cz ęś ci Karpat. Powszechno ść wyst ępowania struktur kwiatowych w obr ębie Karpat, stwarza istotne problemy przy tworzeniu przekrojów zbilansowa- nych, tym bardziej, że dotychczas nie uwzgl ędnia- no ich w tego typu rekonstrukcjach (np. G ągała et al. 2012). O mo żliwo ści wyst ąpienia struktury kwia-

ń ęś towej w „roztocza skiej” cz ci regionu lubel-

Ryc. 7. Struktura kwiatowa ( flower structure ) stowa- skiego wspominał ju ż Żelichowski (1987). Podob- rzyszona z asocjacj ą usków przesuwczych w utworach nie te ż interpretowa ć mo żna dobrze rozpoznany kredowych. Kamieniołom w Bli żowie (fot. W. Margie- wierceniami i badaniami geofizycznymi rejon hor- lewski). stu Ryszkowej Woli wyst ępuj ący na SW od Roz- tocza w obr ębie zapadliska (ryc. 9A), gdzie Proces tworzenia struktur kwiatowych jest stwierdzono struktury naduskokowe (dyslokacje powszechny w całych Karpatach, nie tylko na ich uło żone kulisowo) stowarzyszone z uskokiem przedpolu. Pot ęż ne strefy przesuwcze, podkre ślo- przesuwczo-inwersyjnym obramuj ącym zr ąb ne melan żami tektonicznymi, wyst ępuj ą wzdłu ż Ryszkowej Woli od południa (Krzywiec i in. 2005, północnej i południowej kraw ędzi centralnej de- Nescieruk i in. 2007). S ąsiaduj ące ze sob ą zr ąb presji karpackiej (Jankowski, Margielewski Ryszkowej Woli i rów Wielkich Oczu mo żna in- 2014a). Równie ż pieni ński pas skałkowy, wzdłu ż terpretowa ć jako elementy wi ększej struktury o którego nast ąpiła lewoskr ętna rotacja Karpat we- typie flower structure , zwi ązanej z uskokiem (a ra- wn ętrznych w stosunku do zewn ętrznych o 50 o czej systemem uskoków rozległej dyslokacji rowu (Marton i in. 2013) ma charakter struktury kwia- Wielkich Oczu) uwa żanym według jednych kon- towej (Plasenka, Mikus 2010). W jej obr ęb zostały cepcji za prawoprzesuwczy (Krzywiec 1999; Jaro- wci ągni ęte tak że elementy deponowane głównie w si ński i in. 2009), według innych za ś, jako lewo- strefie magurskiej (górna kreda-eocen) i młodszej przesuwczy (Krzywiec i in. 2005; Nescieruk i in. pokrywy osadowej wspólnej dla rozległego obsza- 2007). Charakterystyczne wyniesienie zr ębowe ru Karpat (m.in. warstwy malcowskie), tworz ąc Ryszkowej Woli mo że wskazywa ć, że struktura ta tzw. jednostk ę Grajcarka (zdeformowan ą w mio- jest prawdopodobnie odziedziczona po etapie mi- cenie), uwa żan ą dotychczas za utwory sukcesji gracji wypi ętrzenia przedgórskiego ( forebulge ) magurskiej wchodz ące w skład pieni ńskiego pasa

Ryc. 8. Struktura kwiatowa ( flower structure ): model ilustruj ący formowanie si ę wyniesionej struktury Roz- tocza. 1 – model tworzenia struktur kwiatowych stowarzyszonych z uskokiem przesuwczym: A – struktura negatywna (tulipanowa); B – struktura pozytywna (palmowa)(wg Dadleza i Jaroszewskiego 1994). 2 – przy- kład struktur kwiatowych w mezoskali: A – przekrój poprzeczny przez struktur ę kwiatow ą formowan ą przez uskok prawoprzesuwczy (piaskowce magurskie, kamieniołom w Wierchomli, Beskid S ądecki); B – przykład górnej powierzchni struktury kwiatowej z elementami obni żanymi i elewowanymi (margle podcergowskie, Li- powica, Beskid Niski, koryto Jasiołki) (Jankowski, Margielewski 2014b). zwi ązanego z nasuwaniem górotworu Karpat, z depozone) (ryc. 10B). Wówczas to, wskutek tran- charakterystycznym układem depocentrów rozwi- sgresji morskiej we wczesnym badenie, w ówcze- ni ętych na przedpolach tego wypi ętrzenia (ryc. 9A, snej jeszcze strefie back-bulge depozone na obsza- 10A)(DeCelles, Giles 1996). Zr ąb Ryszkowej Woli rze dzisiejszego Roztocza, nast ępowała depozycja mógł by ć struktur ą wypi ętrzenia przedgórskiego utworów piaszczystych (piaski glaukonitowe i starsz ą od Roztocza i współcze śnie pogr ąż on ą kwarcowe) redeponowanych z wyst ępuj ących tu wskutek nacisku Karpat na podło że oraz pogrze- powszechnie utworów piaszczystych eocenu, jak ban ą pod osadami zapadliska (ryc. 9A; 10A). Jed- równie ż utworów pylastych (muły morskie) (Kr ą- nak że przez pewien czas, w stosunku do zr ębu piec i in. 2011). W pó źniejszym okresie zostały Ryszkowej Woli (tworz ącego wówczas struktur ę one cz ęś ciowo usuni ęte (zachowały si ę w formie wyniesienia przedgórskiego), obszar dzisiejszego płatów), podczas migracji wału forebulge ku NE, Roztocza mógł znajdowa ć si ę w strefie osadowej kiedy to wła śnie Roztocze zacz ęło spełnia ć rol ę poza wypi ętrzeniem przedgórskim ( back-bulge wypi ętrzenia przedgórskiego formowanego na

18 przedpolu Karpat lub zostały przykryte przez płyt- ku NE w sarmacie (Royden, Baldi 1988, Jarosi ński kowodne utwory w ęglanowe, deponowane i in. 2009) (ryc. 9 A). Mogła by ć ona jednak sto- w rozwini ętej wówczas na obszarze Roztocza warzyszona ze zmian ą kierunków transportu tek- strefie osadowej ponad wypi ętrzeniem przedgór- tonicznego Karpat ku SE w pliocenie i dolnym skim ( forebulge depozone) ( ryc. 10). Migracji czwartorz ędzie (Royden, Baldi 1988) (ryc. 9 B). wypiętrzenia przedgórskiego na obszar Roztocza, Zmiana kierunku transportu tektonicznego mogła

towarzyszyło tak że przemieszczenie strefy osado- wówczas spowodowa ć reaktywacj ę pierwotnie

prawoprzesuwczej dyslokacji ( Roztocze Fault Zone – Jarosi ński i in. 2009) na uskok lewoprzesuwczy. Tego typu reorientacj ę napr ęż eń w tym regionie sugerował wcze śniej Jaroszewski (1977), wi ążą c składow ą poziom ą pola napręż eń z „szariażow ą faz ą ruchów wschodniokarpackich”. Istotn ą kwesti ą wymagaj ącą wyja śnienia, jest przebieg i charakter uskoków obramujących wał Roztocza od SW i NE. Dotychczas były one w literaturze wi ąza- ne z reaktywacj ą starszych, niekiedy gł ęboko zakorzenionych dyslokacji (Ney 1969, Po żaryski 1974, Buraczy ński red. 2002, Brzezi ńska – Wój- cik 2013, Dobrowolski i

ż in. 2014). Jak ju wspo-

mniano, według niektórych autorów południowa Ryc. 9. Relacja przestrzenna Karpat i zapadliska dyslokacja tworzy wr ęcz stref ę uskokow ą ( Rozto- przedkarpackiego z wyniesion ą struktur ą Roztocza, do ń struktur przedpola (A) (za Oszczypko 2006).Uskoki cze Fault Zone - Jarosi ski i in. 2009). Tymczasem obrze żaj ące zapadlisko i pozycja zr ębu Ryszkowej Wo- charakter struktury kwiatowej stowarzyszonej z li, za: Rauch 2009). Powy żej (B) zmiany kierunku na- uskokiem przesuwczym wyklucza mo żliwo ść ist- suwania Karpat zewn ętrznych w czasie (wg Royden, nienia zespołu dyslokacji obramuj ących klasyczny Baldi 1988) zr ąb sensu stricto , którym Roztocze tak naprawd ę nie jest (st ąd autorzy u żywaj ą sformułowania: wej poza wypi ętrzeniem przedgórskim ( back- struktura zr ębowa). Struktura kwiatowa jest bo- bulge depozone ), której pozostało ści osadów sar- wiem zespołem bloków o szczególnej geometrii, mackich wyst ępuj ą współcze śnie a ż w rejonie porozdzielanych szeregiem dyslokacji, jednak że Chełma i Lublina, dok ąd si ęgały wówczas utwory cała struktura powstała generalnie wzdłu ż jednej, okre ślaj ące zasi ęg morza sarmackiego zwi ązanego gł ęboko zakorzenionej strefy dyslokacyjnej o cha- z zapadliskiem (ryc. 10B) (por. Ney i in. 1974, rakterze master fault (ryc. 8) odziedziczonej naj- Buraczy ński, Harasimiuk 1988). pewniej po starszych etapach górotwórczych (i w Lewoprzesuwczo ść uskoku obramuj ącego tym aspekcie odwzorowuje uskoki gł ębokiego zr ąb Ryszkowej Woli (sugerowana przez Krzywca podło ża), której rzeczywisty przebieg mog ą ustali ć i in. 2005) jest odmienna w stosunku do pierwot- badania sejsmiczne. Strefa kraw ędziowa (niekiedy nego, głównego kierunku nasuwczego Karpat (i są to nawet dwie kraw ędzie: wewn ętrzna i ze- zapadliska) generalnie ku północy w badenie, czy wnętrzna – Buraczy ński red. 2002) maj ąca

Ryc. 10. Pozycja Roztocza (jako struktury forebulge ) w systemie depozycyjnym zapadliska przedkarpackiego. Inte- rakcja pomi ędzy formowaniem struktur kwiatowych stowarzyszonych z uskokami przesuwczymi, a formowaniem wypi ętrzenia przedgórskiego (forebulge) zwi ązanego z nasuwaniem si ę górotworu Karpat na przedpole, dziel ącego basen na poszczególne strefy osadowe (wg schematu: DeCelles, Giles 1996 i Krzywca 2006, uzupełniony i zmieniony :Jankowski, Margielewski, 2014b). Zasi ęg utworów sarmatu wg G ąsiewicz i in. 2004. charakter progu morfologicznego, nie jest ponadto in. 2009) nie znajduj ą odzwierciedlenia w kierun- na Roztoczu ci ągła. Cz ęsto jest tu ona rozfrag- kach rzeczywistych uskoków pomierzonych w ob- mentowana kulisowo uło żonymi strefami nieci ą- rębie skał strefy kraw ędziowej (ryc. 4; 5). gło ści, niekiedy zanika (m.in. pomi ędzy Nowinami Zró żnicowanie wysoko ściowe poszczegól- i dolin ą Tanwi) lub jest spłaszczona (rejon Hory- nych segmentów Roztocza, wskazuje na wyst ę- niec-Radru ż – Kr ąpiec i in. 2011). powanie naprzemian stref elewowanych i obni ża- Prezentowane dotychczas linie dyslokacyjne ob- nych, typowych wła śnie dla struktur kwiatowych ramowuj ące południow ą kraw ędź Roztocza (Bu- (ryc. 8.2 B). Jednak że obserwowany układ lito- raczy ński red. 2002, Oszczypko 2006, Jarosi ński i stratygraficzny utworów w obr ębie stref współ-

20 cze śnie elewowanych i obni żanych jest anomalny. łu klastycznego nast ępowała tu zarówno od połu- Nale żało by si ę bowiem spodziewa ć, że na obsza- dnia, jak i północy (Jaroszewski 1977). Migracja rach obni żanych tektonicznie, powinny si ę zacho- górotworu Karpat i doprowadzenie do sko śnej kowa ć pokrywy młodszych utworów (neoge ńskich), lizji ze strukturami w podło żu przedpola Karpat, podobnie jak jest to w rowie tektonicznym Sołokiji musiało powodowa ć m.in. reaktywacj ę starszych (o przebiegu kulisowym, typowym dla elementu struktur odziedziczonych po wcze śniejszych eta- struktury kwiatowej), z zachowan ą tam sukcesj ą pach deformacji obszaru znajduj ącego si ę na pół- osadów eocenu i miocenu (na wyst ępowanie tam noc od orogenu. osadów miocenu wskazuj ą bie żą ce oznaczenia mi- Przy ko ńcu ottnangu przed czołem aktyw- kropaleontologiczne wyst ępuj ących tam utworów nego orogenu Karpat uformował si ę basen przed- – Jankowski, Margielewski 2014b). Tymczasem górski. Pocz ątkowo w basenie tym osadzały si ę wzdłu ż strefy kraw ędziowej obszary obni żane po- gruboklastyczne osady l ądowe i płytkomorskie, a zbawione s ą współcze śnie utworów neogenu (wy- od miocenu środkowego dominowała sedymenta- st ępuj ą tu jedynie utwory kredowe), za ś strefa sil- cja morska. Subsydencja dna zapadliska przedkar- nie elewowana ma najbardziej mi ąższ ą i charakte- packiego była spowodowana obci ąż eniem nasuwa- ryzuj ącą si ę najwi ększym rozprzestrzenieniem po- jących si ę ku północy płaszczowin karpackich kryw ę utworów neoge ńskich (z poziomem buro- (Krzywiec 2006, Oszczypko 1996, 2006) (ryc. węgli) zalegaj ącą na skałach wieku kredowego 10 A). Według niektórych badaczy (m.in. Krzy- (masyw Działu i Długiego Goraja – ryc. 2). Mo że wiec 1999, Krzywiec i in. 2008) ekstensja ugi ę- to wskazywa ć na wieloetapowy charakter kształ- ciowa mogła mie ć istotny wpływ na charakter roz- towania si ę tej strefy, której poszczególne segmen- kładu facjalnego i układu systemów depozycyjnych ty były najpierw obni żane, pó źniej za ś elewowane w obr ębie morza mioce ńskiego. w trakcie kolejnych etapów tektogenezy Karpat i We wczesnym-środkowym miocenie w mia- ich przedpola. Jak wspomniano powy żej, było to rę przesuwania si ę orogenu karpackiego ku półno- najprawdopodobniej zwi ązane z nierównomiernym cy, zaznaczył sie stopniowy wzrost subsydencji elewowaniem i obni żaniem poszczególnych ele- dna basenu przedpola (Oszczypko 2006). Przesu- mentów struktury kwiatowej w efekcie formowa- waniu si ę orogenu karpackiego ku N i NE i tekto- nia si ę (lub reaktywacji) uskoku przesuwczego, z nice ucieczkowej towarzyszyło formowanie si ę ze- jednoczesnym formowaniem wypi ętrzenia przed- społu uskoków przesuwczych obramuj ących w górskiego Roztocza wskutek nacisku orogenu formie klina zapadlisko przedkarpackie, tworzone karpackiego nasuwaj ącego si ę na obszar zapadli- u czoła nasuwaj ącego si ę orogenu. Współcze śnie ska (ryc. 10). klin ten zaznacza si ę w widłach dolin Wisły i Sanu (ryc. 9 A). Ówczesny układ kierunków napr ęż eń Model rozwoju Roztocza w świetle formowania (σ1) zwi ązany z kompresj ą (pocz ątkowo ku pół- Karpat i zapadliska przedkarpackiego nocy, pó źniej NE) nawi ązuje do dwusiecznej k ąta Za przyczyn ę powstania zapadliska przed- wyznaczonego współcze śnie przez osie dolin Wi- karpackiego najcz ęś ciej uznaje si ę uginanie płyty sły i Sanu (ryc. 9 A). Kierunek napr ęż eń kompre- przedpola pod wpływem obci ąż enia orogenu Kar- syjnych (generalnie: S-N) spowodował, że od pół- pat (Krzywiec 1999, 2006; por. równie ż Bradley, nocnego wschodu zapadlisko musiało by ć Kidd 1991). Powstanie systemu uskoków zapadli- obramowane uskokiem (pierwotnie) prawoprze- ska, rozdzielaj ących je na bloki, czemu zwykle to- suwczym ( Roztocze Fault Zone –Jarosi ński i in. warzyszy ć miał rozwój deformacji o typie usko- 2009), za ś od NW – uskokiem (stref ą dyslokacyj- ków normalnych, tłumaczone jest „interakcj ą ną) lewoprzesuwczym, zwanym stref ą dyslokacyj- mioce ńskiej ekstensji fleksuralnej oraz kompresji ną Kurdwanów-Zawichost (ryc. 9 A) (Laskowska- wywołanej kolizj ą kontynentaln ą” (Krzywiec Wysocza ńska 1979, Krysiak 2000, Rauch 2009). 2006). Przesuwanie ku północy b ądź północnemu- Charakterystyczne jest przy tym, że uskok prze- wschodowi orogenu Karpat Zewn ętrznych, miało suwczy obramowuj ący zapadlisko od NE jest w mie ć znaczny wpływ na charakter i rodzaj defor- przybli żeniu równoległy do kierunku struktur macji przedpola i tak że zmian ę kierunku napr ęż eń odziedziczonych po starszych orogenezach, takich (por. Royden, Baldi 1989) (ryc. 9 B). Zatem two- jak wyniesienie dolnego Sanu i (generalnie) strefa rzenie przestrzeni akomodacyjnej dla utworów Teisseyre’a –Tornquista, za ś uskok obramowuj ący miocenu, miało si ę odbywa ć poprzez stopniowe zapadlisko od NW tnie owe struktury poprzecznie. uginanie przedpola i zapełnianie go facjami kla- Jest to odzwierciedlone w przebiegu współcze- stycznymi (Krzywiec i in. 2005). Dostawa materia- snych kraw ędzi zapadliska: kraw ędź NE (przyroz-

21 tocza ńska) jest rozwini ęta w miar ę linijnie, z wy- cz ącej struktury wypi ętrzenia przedgórskiego. O ś st ępuj ącą na jej przedpolu rozległ ą struktur ą kwia- subsydencji podło ża zapadliska przesun ęła si ę bo- tow ą. NW kraw ędź zapadliska ma natomiast nie- wiem od karpatu po sarmat a ż o 85 km na NE, za ś regularny przebieg (ryc. 9 A). Jej obecny przebieg w trakcie samego sarmatu o kolejne 50 km i charakter jest efektem kolejnych etapów defor- (Oszczypko 2006). Wyniesienie Roztocza en mas- macji tektonicznych Karpat i przedpola. Szczegól- se jest wi ęc zapisem ko ńcowego poło żenia wypi ę- nie dobrze jest tu zapisana zmiana kierunku na- trzenia przedgórskiego, zwi ązanego z nasuwaniem suwczego Karpat w pliocenie i dolnym si ę Karpat. Wcze śniejszymi strukturami tego typu czwartorz ędzie ku SSE (por. Royden, Baldi 1989) są: grzbiet Cieszyna-Sławkowa, wyspa rzeszowska (ryc. 9 B) jak te ż posarmacki etap kolapsowego i – bezpo średnio na przedpolu Roztocza – zr ąb rozpadu Karpat i przedpola (Mazzolli i in. 2010, Ryszkowej Woli (ryc. 9 A; 10 A). Wypi ętrzanie Andreucci i in. 2013). W tej cz ęś ci zapadliska, przedpola spowodowało, że pierwotnie uskoki etap kolapsowy odzwierciedlił si ę w powstaniu prawoprzesuwcze obramowuj ące Roztocze (jak i tzw. „zatok” na granicy zapadliska i Gór Świ ęto- transformuj ące struktur ę zr ębow ą wyniesion ą w krzyskich (w których rozci ęte s ą utwory sarmatu). efekcie formowania wypi ętrzenia) musiały zosta ć Zatoki te (m. in. korytnicka, Chmielnika) powinny reaktywowane jako uskoki inwersyjne. Oczywi ście wi ęc mie ć zało żenia tektoniczne (Jankowski, Mar- uskoki te wykorzystywały sprz ęż one dyslokacje gielewski 2014b). przesuwcze (tworzone i rozwijane cały czas rów- Obni żanie i elewowanie poszczególnych nocze śnie z formowaniem si ę wypi ętrzenia przed- segmentów Roztocza w trakcie tworzenia struktu- górskiego) i struktury kwiatowej. Elewowaniu ry kwiatowej, potwierdza charakter wyst ępowania struktury wypi ętrzenia przedgórskiego towarzy- ewaporatów na jego obszarze. Utwory ewapora- szyły zazwyczaj silne procesy krasowe rozwijane towe ( sensu stricto ) stwierdzono bowiem dotych- w obr ębie utworów w ęglanowych (zob. czas jedynie na Roztoczu Lwowskim (Łomnicki 1897, Peryt 2006). Na obszarze polskiego Rozto- cza jedynymi utworami chemicznymi traktowany- mi jako odpowiednik facjalny formacji ewapora- towej, s ą tzw. wapienie z Radru ża, wyst ępuj ące na bardzo ograniczonym obszarze wokół miejscowo- ści o tej samej nazwie (Ney 1969, Peryt 2006) (ryc. 2). S ą to jednak klastyczne utwory morskie, o czym świadczy fauna otwornicowa wyst ępuj ąca w ich obr ębie, jak te ż domieszka detrytycznego kwarcu (Peryt, Kasprzyk 1992, Peryt, Peryt 1996, Peryt 2006, Kr ąpiec i in. 2011). Nie s ą to ewaporaty sensu stricto (czy wr ęcz wapienie pogipsowe – Ney 1969). W trakcie pó źnobade ńskiego kryzy- su salinarnego (BSC – Badenian Salinity Crisis ), Ryc. 11. Silnie skrasowiałe wapienie mioce ńskie w ka- podczas którego w zapadlisku nast ępowało osa- mieniołomie w Tarnowoli (ryc. 6 – stanowisko 9). Fot. dzanie utworów chemicznych (Garlicki 1979, B ą- W. Margielewski. bel 2004, De Leeuw i in. 2010), poziom oceanu światowego obni żył si ę a ż o 40-50 m (John i in. Bradley, Kidd 1991). Na Roztoczu procesy kra- 2004, Westerhold i in. 2005). St ąd obecno ść ewa- sowe rozwijane w obr ębie skał w ęglanowych s ą poratów na Roztoczu Lwowskim (s ą tu poziomy zjawiskiem powszechnym, obejmuj ąc zarówno gipsu) świadczy o tym, że ta cz ęść Roztocza mu- podło że kredowe (Harasimiuk, Henkiel 1974, siała by ć wówczas silnie obni żona. Obni żanie to Kr ąpiec i in. 2011), jak i skały w ęglanowe neoge- mogło by ć zwi ązane z opisanym uprzednio kuli- nu (ryc. 11) (Maruszczak, Wilgat 1956, Harasi- sowym układem uskoków (tzw. transition zone ) miuk i in. 1969; Harasimiuk, Henkiel 1976). stowarzyszonych ze struktur ą tulipanow ą (nega- Formowanie si ę Roztocza jako struktury fo- tywn ą, tu: wówczas jeszcze zwi ązan ą z uskokiem rebulge , mogło si ę wi ęc rozpocz ąć najwcze śniej w prawoprzesuwczym (ryc. 8.1 A). górnym badenie. W sarmacie, Roztocze miało ju ż Nasuwaniu si ę Karpat i formowaniu si ę bowiem charakter typowego wyniesienia przed- uskoku przesuwczego (i struktury kwiatowej) w górskiego, o czym świadczy du że zró żnicowanie rejonie Roztocza, towarzyszyło powstawanie kro- facjalne wyst ępuj ących tu, bardzo płytkowodnych

22 utworów klastycznych typowych dla strefy osa- stwierdzono transport materiału klastycznego za- dowej wypi ętrzenia przedgórskiego, jak równie ż równo w kierunku SW, jak i NE (Jaroszewski datowania mikropaleontologiczne wyst ępuj ących 1977, Jankowski, Margielewski 2014b). Niezgod- tu osadów neogenu (por. Czepiec 1996). Jest no ści k ątowe stwierdzone pomi ędzy utworami znamienne, że dotychczas wiek wapieni organode- górnego badenu i sarmatu (Are ń 1962) wskazuj ą, trytycznych (biokalkarenitów) buduj ących stref ę że sedymentacja osadów górnego miocenu na ob- kraw ędziow ą Roztocza od Józefowa po Brusno, szarze basenu sedymentacyjnego ponad wypi ę- uznawano za bade ński (Szczechura 1982, Musiał trzeniem przedgórskim, nast ępowała tu w obr ębie 1987, Wysocka 2002, 2006, Wysocka i in. 2006). aktywnych półrowów rotowanych wzdłu ż osi po- O ile rzeczywi ście materiał detrytyczny mógł by ć dłu żnej – typowych struktur migruj ącego przedpo- efektem redepozycji utworów badenu (w tym la (por. Jaroszewski 1977). utworów rafowych wyst ępuj ących na Roztoczu - O rozpadzie Roztocza na bloki o ró żnej por. Pisera 1985, Jasionowski 1996), badania mi- geometrii determinowanej elementami struktury kropaleontologiczne (otwornicowe, nanoplankto- kwiatowej (wyra źnie ró żnych od dotychczas pre- nowe) wkładek pelitycznych wyst ępuj ących w tych zentowanych – por. np. Buraczy ński 2002) zade- wapieniach (a wi ęc równowiekowych z czasem cydował kolaps grawitacyjny Karpat zachodnich sedymentacji), wskazuj ą jednoznacznie na sarmac- zachodz ący generalnie ku południowi, datowany ki (niekiedy nawet górnosarmacko-panno ński) jako postsarmacki (Mazzoli i in. 2010, Andreucci i wiek sedymentacji tych utworów (Czepiec 1996; in. 2013). Obszar Roztocza znalazł si ę wówczas w Kr ąpiec i in. 2011, Jankowski, Margielewski polu ekstensji. Na Roztoczu spowodowała ona re- 2014b 1 ). Zarówno bowiem stropowa cz ęść pia- aktywacj ę uskoków inwersyjnych jako normal- sków glaukonitowych kompleksu piaszczystego w nych. Rozpad Roztocza na bloki uformowane Szopowem (koło Stanisławowa), wkładki pelitów wcze śniej w efekcie utworzenia struktury kwiato- w obr ębie wapieni organodetrytycznych strefy wej, spowodował rotacj ę poszczególnych bloków kraw ędziowej w kamieniołomach w Tarnowoli, wzgl ędem siebie (w tym przemieszczenia antyte- Józefowie i Pardysówce oraz Bru śnie, jak te ż pia- tyczne – por. Jaroszewski 1977), co współcze śnie ski glaukonitowe pod ścielaj ące masyw kalkareni- doskonale odzwierciedla układ nieci ągło ści tekto- towy Nowin s ą, w świetle najnowszych analiz mi- nicznych wyst ępuj ących w skałach regionu (ryc. 4- kropaleontologicznych, równowiekowe z iłami 6). Na postsarmacki wiek tej generacji uskoków krakowieckimi zapadliska, które na Roztoczu stwierdzono dotychczas jedynie w strefie kraw ę- dziowej w dolinie potoku Sopot (Kurkowski, 1996, Janiec, Czarniecka 2006,Kr ąpiec i in. 2011). Cz ęść najmłodszych utworów kalkarenito- wych, czy piaszczystych Roztocza, jest więc płyt- kowodnym odpowiednikiem iłów krakowieckich wyst ępuj ących wspólnie w jednym systemie depozycyjnym, zró żnicowanym facjalnie. W świetle datowa ń mikrofaunistycznych, Roztocze w sarmacie było wi ęc w pełni wykształconym wypi ętrzeniem przedgórskim, dziel ącym basen na foredeep depozone ( zapadlisko z deponowanymi w tym czasie iłami krakowieckimi ), forebulge depozone (obszar Roztocza z biokalkarenitami, rzadziej piaskami kwarcowymi i glaukonitowymi) i back-bulge de- Ryc. 12. Uskoki synsedymentacyjne, normalne zrzuto- pozone (utwory wapienne i piaszczyste sarmatu we tn ące wkładki pylaste (w kalkarenitach), z utworami Wy żyny Lubelskiej) (ryc. 10 A-B). O wyniesieniu datowanymi nanoplanktonem na pó źny sarmat. Kamie- niołom w Józefowie (ryc. 6 – stanowisko 10). Fot. L. Roztocza w tym czasie, świadcz ą tak że zró żnico- Jankowski. wane kierunki transportu w trakcie zachodz ącej tu wówczas sedymentacji. W obr ębie utworów wa- wskazuj ą datowane nanoplanktonnem na sarmat- piennych masywów Józefowa, czy Żelebska panon wkładki mułowcowe wyst ępuj ące w kalkarenitach w kamieniołomach w Józefowie i Par- dysówce, ci ęte przez te uskoki (ryc. 12) (Jankow- 1 Oznaczenia nanoplanktonu wykonała M. Garecka z Od- ski, Margielewski 2014b). dzialu Karpackiego PIG-PIB

W pliocenie-dolnym czwartorz ędzie kieru- (w tym tak że utworów kredowych). W efekcie nek nasuwczy Karpat uległ zmianie na SSE (ryc. „struktury” te były interpretowane jako „struktury 8 B) (Royden, Baldi 1988, Zuchiewicz i in. 1997). fałdowe” (Ney 1969, Po żaryski 1974; Buraczy ński W północno-wschodniej, „przyroztocza ńskiej” red. 2002). Wydzielano tu bowiem liczne antykliny kraw ędzi zapadliska taka zmiana kierunku na- i synkliny, często ze zredukowanymi skrzydłami. suwczego Karpat, niemal równoległego do kraw ę- Według dotychczasowych pogl ądów podział dzi Roztocza, musiała spowodowa ć reaktywacj ę poszczególnych segmentów Roztocza na bloki, wyst ępuj ącego tu uskoku pierwotnie prawoprze- miał by ć efektem bezpo średniej replikacji starych suwczego jako lewoprzesuwczy. Reaktywacji tej dyslokacji, cz ęsto gł ęboko zakorzenionych w pod- towarzyszyła transformacja wyst ępuj ącej tu struk- ło żu (Buraczy ński red. 2002, Brzezi ńska-Wójcik, tury kwiatowej i dalsze formowanie wypi ętrzenia 2013). Tymczasem analiza przestrzenna po- przedgórskiego (szczególnie w południowo- wierzchni nieci ągło ści tektonicznych wyst ępuj ą- wschodniej, lwowskiej cz ęś ci Roztocza z ewapo- cych w obr ębie skał Roztocza (ryc. 4-6) wskazuje, ratami) zwi ązane z nasuwaniem si ę Karpat ku że wzajemne przemieszczenia bloków o charakte- SSE. Współcze śnie struktura kwiatowa jest od- rze rotacyjnym s ą zwi ązane z formowaniem struk- zwierciedlona w kulisowym układzie uskoków na tury kwiatowej o charakterze regionalnym. Jak- obszarze Roztocza (ryc. 4). Do tych kierunków kolwiek sama struktura kwiatowa jest gł ęboko nawi ązuje przebieg dolin rzecznych: Tanwi-Raty, zakorzeniona w podło żu, specyficzny charakter jej Szumu-Wieprza, Białej Łady na Roztoczu (ryc. 1). rozwoju powoduje, że raczej nie jest mo żliwy bez- Z reaktywacj ą i przebudow ą struktury kwiatowej, po średni wpływ licznych gł ębokich dyslokacji (pa- zwi ązany był tak że kolejny etap elewowania i ob- leozoicznego lub starszego planu strukturalnego) ni żania poszczególnych bloków. Pierwotnie obni- na formowanie poszczególnych bloków Roztocza żany obszar Działu i Kr ągłego Goraja, gdzie mo- (ryc. 8; 10 A). gły zachowa ć si ę niezerodowane pokrywy utwo- Ostatni etap rozwoju tektonicznego Rozto- rów neoge ńskich, jak równie ż obszar Roztocza cza miał by ć zwi ązany z l ądolodami pokrywaj ący- Lwowskiego, gdzie deponowane były ewaporaty, mi jego obszar, szczególnie za ś z izostatycznym uległ elewowaniu, za ś obszar pomi ędzy Nowinami dźwiganiem obszaru w efekcie deglacjacji (Bura- i Hut ą Ró żanieck ą ze zdart ą pokryw ą utworów czy ński red. 2002). W świetle ostatnich bada ń, ob- neoge ńskich, uległ zapewne obni żaniu. szar Roztocza był co najmniej dwukrotnie pokryty Uskoki przesuwcze i normalne tworz ące lądolodem w trakcie zlodowace ń południowopol- charakterystyczn ą sie ć o przebiegu kulisowym skich: sanu 1 (które miało si ęga ć a ż po Lwów) i zwi ązanym ze struktur ą kwiatow ą (reaktywowa- sanu 2, które si ęgn ęło po lini ę Brusno-Rawa Ru- ną), mogły mie ć charakter listryczny (szuflowy), ska (Gozhik i in. 2012, Lindner i in. 2013). Z tym co znalazło odzwierciedlenie w rotacjach bloków etapem d źwigania izostatycznego wi ązano zarów- (ryc. 6). Wraz z naprzemiennym elewowaniem i no młode ruchy neotektoniczne podnosz ące kra- obni żaniem bloków w obr ębie struktury kwiatowej wędź Roztocza (m.in. Maruszczak, Wilgat 1956, z równoczesnym elewowaniem wypi ętrzenia Laskowska-Wysocza ńska 1979, Buraczy ński red. przedgórskiego Roztocza, poszczególne segmenty 2002, Brzezi ńska-Wójcik, Superson 2004), jak struktury kwiatowej podlegały przemieszczeniom równie ż blokowe ruchy pionowe w obr ębie zr ębu pionowym wzdłu ż uskoków zrzutowych: normal- (Ney 1969), charakteryzuj ące si ę zró żnicowanym nych lub inwersyjnych . Wraz z powstaniem aso- tempem d źwigania (Brzezi ńska-Wójcik 2013). cjacji uskoków zrzutowych w obr ębie Roztocza, rozdzielaj ących poszczególne bloki tektoniczne, Podsumowanie rozpocz ął si ę etap elewacji przydyslokacyjnych Analiza poło żenia powierzchni nieci ągło ści (footwall elevation; isostatic rebound) (por. Wer- skał tworz ących dwa pi ętra strukturalne struktury nicke, Axen 1988), który trwa do dzi ś. W jego zr ębowej Roztocza: mezozoiczne (utwory kredo- efekcie nast ępuje neotektoniczne, nierównomierne we) i neoge ńskie (utwory miocenu) jednoznacznie dźwiganie obszaru Roztocza, w tempie si ęgaj ącym wskazuje na kulisowy układ sp ęka ń i uskoków ty- 2 mm/rok dla Roztocza Lwowskiego i około powy dla struktury kwiatowej ( flower structure ), 1 mm/rok dla Roztocza Tomaszowskiego (Bura- stowarzyszonej z uskokiem (uskokami) przesuwczy ński red. 2000, Brzezi ńska-Wójcik 2013). czym o regionalnym charakterze. O ile geometria Przestrzenne zró żnicowanie poszczególnych nasuni ęcia Karpat ku północy wskazuje na prawo- bloków Roztocza zwi ązane z ich rotacj ą wzgl ę- przesuwcze zało żenia tego uskoku, jego obecny, dem siebie, skutkowało rotacj ą poło żenia warstw lewoprzesuwczy charakter (m. in. Rauch 2009),

24 jest efektem reaktywacji tego uskoku w trakcie reorientacji pola napr ęż eń Karpat w plio- plejstocenie. Ostatecznie struktura tektoniczna Roztocza powstała w efekcie formowania si ę tego uskoku przesuwczego i tworzenia zwi ązanej z nim rozległej struktury kwiatowej o charakterze regionalnym (zakorzenionej w gł ębokim podło żu), z jednoczesnym powstawaniem wyniesienia przed- górskiego ( forebulge ) b ędącego efektem nacisku nasuwaj ących si ę Karpat na przedpole. Wypi ętrze- nie to spowodowało reaktywacj ę poszczególnych elementów strefy dyslokacyjnej najpierw jako uskoki inwersyjne, dziel ące Roztocze wzdłu ż ele- mentów struktury kwiatowej na zrotowane bloki, finalnie za ś, w trakcie kolapsu grawitacyjnego Ryc. 13. Osady strefy poza wypi ętrzeniem przedgór- Karpat, reaktywowane jako uskoki normalne. skim ( back-bulge depozone). Piaski glaukonitowe i Zmiana kierunku transportu tektonicznego Karpat kwarcowe sarmatu z okolic Chełma Lubelskiego (ryc. wschodnich i południowych w plio-plejstocenie na 10 B). Fot. W. Margielewski.

SSE, wymusiła lewoprzesuwcz ą dominant ę usko- Neotektoniczne, nierównomierne d źwiganie ku (wła ściwie strefy dyslokacyjnej) przesuwczego zrebowej struktury Roztocza mo że by ć zwi ązane z reaktywowanego jako lewoprzesuwczy. Nast ępu- elewacjami przydyslokacyjnymi ( footwall eleva- jąca wówczas reaktywacja i całkowita przebudowa tion ), za ś ostateczny rozpad blokowy i silniejsze struktury kwiatowej Roztocza, spowodowała in- dźwiganie strefy kraw ędziowej Roztocza mogło wersj ę morfologiczn ą bloków: obszary pierwotnie nast ępowa ć wskutek ruchów izostatycznych w wyniesione uległy obni żaniu, za ś obni żone – tek- efekcie ust ąpienia l ądolodów zlodowace ń połu- tonicznemu d źwiganiu. Tak ą inwersj ą mo żna tłu- dniowopolskich. maczy ć naprzemienne wyst ępowanie wzdłu ż kra- Specyficzna budowa geologiczna Roztocza wędzi Roztocza obszarów elewowanych (masyw (tektonika i nast ępstwo litologiczne wyst ępuj ących Żelebska, masyw Kr ągłego Goraja i Działu), na tu utworów) w istotny sposób determinowała których zachowały si ę współcze śnie mi ąż sze i rozwój rze źby regionu. Liczne formy rze źby znacznie rozprzestrzenione płaty utworów mioce- osta ńcowej, kulisowy, w stosunku do kraw ędzi nu i obni żanych, współcze śnie pozbawionych po- morfologicznej, przebieg dolin rzecznych przeła- krywy mioce ńskiej (obszar pomi ędzy Pardysówka muj ących si ę przez t ę stref ę wskutek d źwigania i Hut ą Ró żanieck ą) lub pokrytych stosunkowo neotektonicznego struktury Roztocza, czy wzgó- cienk ą warstw ą tych osadów (rejon Hory ńca – rza z wyniesionymi (hipsometrycznie) utworami Rawy Ruskiej), z burow ęglami karpatu wyst ępuj ą- neogenu zachowanymi w strefach wierzchowino- cymi tu niemal na powierzchni. wych, wpływaj ą na unikatowo ść rze źby Roztocza. Analiza zró żnicowania facjalnego utworów Ró żnorodno ść form morfologicznych dopełniaj ą miocenu wyst ępuj ących na Roztoczu wskazuje na elementy rze źby czwartorz ędowej, zwłaszcza zwi ązek systemu depozycyjnego (w tym rozprze- zwi ązane z procesami eolicznymi (wydmy, pokry- strzenienia facji) z procesem migracji struktury wy lessowe z rze źbą w ąwozow ą), czy akumulacj ą wyniesienia przedgórskiego wskutek ci ągłego, bagienn ą (Buraczy ński red. 2002, Buraczy ński progresywnego elewowania przedpola Karpat 2013). przed frontem nasuwaj ącego si ę górotworu. Da- towanie utworów buduj ących stref ę kraw ędziow ą Niniejszy artykuł w zmienionej formie został (w Roztocza wskazuje, że wał Roztocza był wynie- 2013 r.) przesłany do Redakcji Biuletynu Pa ństwowego siony ju ż w sarmacie, dziel ąc basen na foredeep Instytutu Geologicznego. Autorzy składaj ą serdeczne depozone (zapadlisko z deponowanymi w sarmacie podzi ękowania dr Małgorzacie Gareckiej z Oddziału iłami krakowieckimi ), forebulge depozone (obszar Karpackiego PIG-PIB, za oznaczenia mikropaleontologiczne utworów miocenu. Roztocza z deponowanymi w sarmacie utworami węglanowymi i piaszczystymi) i back-bulge depozone (Wy żyna Lubelska a ż po obszar Pagórów Chełmskich, z utworami wapiennymi i piaszczystymi sarmatu – ryc. 13).

Literatura Region, Ukrainian Part, Central Europe: insight Alexandrowicz S.W., Garlicki A., Rutkowski J. 1982. from morphometric studies. Annales Soc. Geol. Podstawowe jednostki litostratygraficzne mioce- Pol. 80: 167-183. nu zapadliska przedkarpackiego. Kwart. Geol. Buraczy ński J. red. 2002. Roztocze. Środowisko przy- 26: 470-471. rodnicze. Wyd. Lubelskie, Lublin, ss. 341. Andreucci B., Castelluccio A., Jankowski L., Mazzoli Buraczy ński J. 2013. Rozwój rze źby Roztocza z map ą S., Szaniawski R., Zattin M. 2013 - Burial and geomorfologiczn ą w skali 1: 50 000. Lublin, exhumation history of the Polish Outer ss.111. Carpathians: Discriminating the role of thrusting Buraczy ński J., Wojtanowicz J. 1988. Szczegółowa and post-thrusting extension. Tectonophysics Mapa Geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Sa- 608: 866-883. win. Wyd. Geol., Warszawa. Are ń B. 1962. Miocen Roztocza Lubelskiego mi ędzy Czepiec I. 1996. Biostratygrafia i warunki depozycji Sann ą i Tanwi ą. Prace Inst. Geol.. Z bada ń trze- osadów północnej strefy brze żnej sarmatu Polski. ciorz ędu w Polsce 30, 3: 5-86. Kwart. AGH, Geologia 22 (4): 309-337. Bałaga K. 1998. Post-Glacial vegetation changes in the Dadlez R., Jaroszewski W. 1994. Tektonika. Wyd. middle Roztocze (E Poland). Acta Palaeobot. 38, PWN, Warszawa, ss. 741, 1: 175-192. De Celles P.G., Giles K.A. 1996. Foreland basin Bąbel M. 2004. Badenian evaporite basin of the systems. Basin Research 8: 105-123. northern Carpathian Foredeep as a drawndown De Leeuw A., Bukowski K., Krijgsman W., Kuiper K. salina basin. Acta Geol. Pol. 54: 313-337. F., 2010. Age of the Badenian salinity crisis; Bradley D.C., Kidd W.S.F. 1991. Flexural extension of impact of Miocene climate variability on the the Upper Continental crust in collisional circum-Mediterranean region. Geology 38, 8: foredeeps. Geol. Soc. of America Bull. 103: 715-718. 1416-1438. Dobrowolski R., Harasimiuk M., Brzezi ńska-Wójcik T. Birkenmajer K. 1986. Stages of structural evolution of 2014. Strukturalne uwarunkowania rze źby Wy- the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Studia żyny Lubelskiej i Roztocza. Przegl. Geol. 62, 1: Geol. Pol. 88: 7-32. 51-56. Birkenmajer K., 1992. Wycieczka A.1.4. Strefa kon- Garlicki A. 1979. Sedymentacja soli mioce ńskich w taktu jednostki czorszty ńskiej z jednostk ą Graj- Polsce. Prace Geol. PAN, 119: 1-67. carka, najstarszy flisz karpacki (aalen) w tej Gągała L., Verges J., Saura E., Malata T., Ringenbach ostatniej jednostce. W: Zuchiewicz W., J.C., Werner P., Krzywiec P. 2012. Architecture Oszczypko N. (red.) Przew. 63 Zjazdu Pol. Tow. and orogenic evolution of the northeastern Outer Geol., Koninki 17-19 wrze śnia 1992: 45-50. Carpathians from cross-section balancing and Brzezi ńska-Wójcik T. 1997. Aktywno ść tektoniczna w forward modeling. Tectonophysics 532-535: 223- strefie kraw ędziowej Roztocza Tomaszowskiego 241. w świetle wska źników morfometrycznych. Anna- Gąsiewicz A., Czapowski G., Paruch-Kulczycka J. les UMCS, sect. B, 52: 57-75. 2004. Granica baden-sarmat w zapisie geoche- Brzezi ńska-Wójcik T. 1999. Przełom Sopotu przez micznym osadów północnej cz ęś ci zapadliska stref ę kraw ędziow ą Roztocza Tomaszowskiego przedkarpackiego. Przegl. Geol. 52, 2: 413-420. (SE Polska). Annales UMCS, sect. B, 54: 83-97. Gozhik P., Lindner L., Marks L. 2012. Late Early and Brzezi ńska-Wójcik T. 2002. The dependence of relief early Middle Pleistocene limits of Scandinavian on tectonics in the south-west escarpment zone of glaciations in Poland and Ukraine. Quatern. Roztocze Tomaszow-skie. Landform Analysis, 3: Intern. 271: 31-37. 13-24. Grad M., Janik T., Yliniemi J., Guterch A., Luosto U., Brzezi ńska-Wójcik T. 2013. Morfotektonika w anno- Tiira T., Komminaho K., Środa P., Hoeing K., polsko-lwowskim segmencie pasa wy żynnego w Makris J., Lund C.E. 1999. Crustal structure of świetle analizy cyfrowego modelu wysoko ścio- the Mid-Polish Trough beneath the Teisseyre- wego oraz wska źników morfometrycznych. Wyd. Tornquist Zone seismic profile. Tectonophysic U.M.C.S., Lublin, ss. 397. 314, 1-3: 145-160. Brzezi ńska-Wójcik T., Rauch M. 2013. Młode uskoki Guterch A., Grad M., Thybo H., Keller G.R., w strefie kraw ędziowej Roztocza Tomaszow- Polonaise Working Group, 1999. Polonaise’97 skiego na przykładzie kamieniołomu Babia Doli- inbternational seismic experiment between na w Józefowie. W: Brzezi ńska-Wójcik T. (red.), Precambrian and Variscan Europe in Poland. Neotektonika Polski w świetle dotychczasowych Tectonophysic 314, 13: 101-121. bada ń. Perspektywy rozwoju. Lublin, 27-28 Harasimiuk M., Rutkowski J. 1972. O strukturach de- wrze śnia 2013: 58-60. formacyjnych i sedymentacji piasków sarmatu Brzezi ńska-Wójcik T., Chabudzi ński Ł., Gawrysiak L. rejonu Chełma. Rocznik Pol. Tow. Geol. 42, 2-3: 2010. Neotectonic mobility of the Roztocze 271-284.

Harasimiuk M., Henkiel A. 1974. Zjawiska krasowe paleoenviromental reconstruction. Geol. Quarter- we wschodniej Polsce. Speleologia 8: 37-49. ly 50, 4: 465-474. Harasimiuk M., Henkiel A. 1976. Kras na wapieniach Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Urban J., detrytycznych w Żelebsku koło Biłgoraja (Roz- Kr ąpiec P. 2012. Geopark „Kamienny Las na tocze). Speleologia 9: 3-19. Roztoczu” i jego walory geoturystyczne. Przegl. Harasimiuk M., Henkiel A., P ękala K. 1969. Rozwój Geol. 60, 9: 468-479. zjawisk krasowzch okolic Frampola w pliocenie i Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Bura- czwartorz ędzie. Annales UMCS sect. B 24: 149- czy ński J., Kr ąpiec P., Urban J., Wysocka A., 193. Danek M., Szychowska –Kr ąpiec E., Bolka M., Harding T.P., 1985. Seismic characteristics and Brzezi ńska-Wójcik T., Chabudzi ński Ł, Wa ś- identification of negative flower structures, kowska A. 2011. „Geopark Kamienny Las na positive flower structures, and positive structural Roztoczu” koncepcja geoochrony wraz z wyko- inversion. A. A. P. G. Bull. 69: 582-600. naniem dokumentacji i bada ń naukowych nie- Janiec B., Czarnecka B. 2006. Iły krakowieckie jako zb ędnych dla funkcjonowania tej formy Ochrony. wska źnik lito stratygrafii w dolinie rzeki Sopot Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol.-PIB,, na Roztoczu. Przegl. Geol. 54, 10: 913-919. http/kamienny las.pl/plytka/tekst/pdf. Jankowski L., Margielewski W. 2014a. Strukturalne Królikowski C., Petecki Z., Dadlez R. 1996. Verical uwarunkowania rozwoju rze źby Karpat ze- discontinuities of the Earth’s crust in the TESZ wn ętrznych – nowe spojrzenie. Przegl. Geol. 62, zone in Poland – gravity data. Geol. Quarterly 1: 29-35. 40, 2: 155-168. Jankowski L., Margielewski W. 2014b. Pozycja tekto- Krysiak, Z. 2000. Tectonic evolution of the Carpathian niczna Roztocza w świetle historii rozwoju za- Foredeep and its influence on Miocene padliska przedkarpackiego. Biul. Pa ństw. sedimentation. Geol. Quarterly 44, 2: 137-156. Inst.Geol. (w druku) Krzywiec P. 1999. Mioce ńska ewolucja tektoniczna Jankowski L., Probulski J. 2011. Rozwój tektoniczno- wschodniej cz ęś ci zapadliska przedkarpackiego basenowy Karpat zewn ętrznych na przykładzie (Przemy śl-Lubaczów) w świetle interpretacji da- budowy geologicznej złó ż Grabownica, Stracho- nych sejsmicznych. Prace Pa ństw. Inst. Geol. cina i Łodyna oraz ich otoczenia. Kwartalnik 168: 249-275. AGH, Geologia 37, 4: 555-583. Krzywiec P. 2006. Geodynamiczne i tektoniczne uwa- Jaroszewski W. 1977. Synsedymentacyjne przejawy runkowania ewolucji basenów przedgórskich, z mioce ńskiej ruchliwo ści tektonicznej na Roztoczu odniesieniem do zapadliska przedkarpackiego. Środkowym. Przegl. Geol. 25, 8-9: 418-427. Przegl. Geol. 54, 5: 404-412. Jarosi ński M., Poprawa P., Ziegler P. A. 2009. Ceno- Krzywiec P., Aleksandrowski P., Ryzner-Siupik B., zoic dynamic evolution of the Polish Platform. Papiernik B., Siupik J., Mastalerz K., Wysocka Geol. Quarterly 53, 1: 3-26. A., Kasi ński J. 2005. Budowa geologiczna i ge- Jasionowski M., 1997. Zarys litostratygrafii osadów neza mioce ńskiego zr ębu Ryszkowej Woli w re- mioce ńskich wschodniej cz ęś ci zapadliska przed- jonie Sieniawy–Rudki (wschodnia cz ęść zapadli- karpackiego. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 375: 43- ska przedkarpackiego) — wyniki interpretacji 61. danych sejsmiki 3D. Przegl. Geol. 53: 656–663. Jasionowski M, Peryt T. M, Wysocka A, Poberezhsky Kubica B. 2004. Litostratygrafia i litofacje mioce ń- A. 2012. Brze żne facje Badenu i sarmatu dolne- skich osadów podgipsowych morawianu w pół- go zbiornika przedkarpackiego w SE Polsce i za- nocnej cz ęś ci zapadliska przedkarpackiego. Biul. chodniej Ukrainie – wyniki bada ń ostatniego Pa ństw. Inst. Geol. 407: 5-28. dwudziestolecia. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 449: Kurkowski S. 1994. Obja śnienia do Szczegółowej Ma- 71-86. py Geologicznej Polski, arkusz Krasnobród. John C.M., Karner G.D., Mutti M. 2004. δ18 O and Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa, ss.34. Marion Plateau backstripping: Combining two Kurkowski S. 1996. Szczegółowa Mapa Geologiczna approaches to constrain late middle Miocene Polski 1: 50 000. Arkusz Krasnobród. Pa ństw. eustatic amplitude. Geology 32: 829-832. Inst. Geol., Warszawa. Karnkowski P.H. 2008. Regionalizacja tektoniczna Kurkowski S. 1998a. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski – Ni ż Polski. Przegl. Geol. 56, 10: 895- Polski 1: 50 000, Arkusz Józefów. Pa ństw. Inst. 903. Geol., Warszawa, Kasi ński J., Piwocki M., 1994. Neogene coal forming Kurkowski S. 1998b. Obja śnienia do Szczegółowej sedimentation in the Carpathian foredeep, Mapy Geologicznej Polski 1: 50 000, Arkusz Jó- southern Poland. Geol. Quarterly, 38, 3: 527- zefów. Pa ństw. Inst. Geol, Warszawa, ss. 32. 552. Kwapisz B. 1998a. Szczegółowa Mapa Geologiczna Kłusek M. 2006. Fossil wood from Roztocze region Polski 1: 50 000, Arkusz Aleksandrów. Pa ństw. (Miocene, SE Poland) – a tool for Inst. Geol., Warszawa,

Kwapisz B. 1998b. Obja śnienia do Szczegółowej Mapy i Przedgórza w świetle bada ń geofizycznych i Geologicznej Polski 1: 50 000, Arkusz Aleksan- geologicznych (zagadnienia wybrane). Kraków, drów. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa, ss. 28. 30 marca 1989. Kom. Tekt. Kom. Nauk Geol. Laskowska-Wysocza ńska W. 1979. Czwartorz ędowe PAN, Kraków, 1989: 179-195. ruchy pionowe brze żnej strefy zapadliska przed- My śliwiec M., Śmist P. 2006. Utwory eocenu i oligo- karpackiego u podnó ża Roztocza. Przegl. Geol. cenu rejonu Tarnogrodu (północno-wschodnia 27, 6: 318-321. cz ęść zapadliska przedkarpackiego. Przegl. Geol. Leszczy ński K. 2010. Rozwój litofacjalny pó źnej kredy 54, 8: 724-730. Ni żu polskiego. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 443: Musiał T. 1987. Miocen Roztocza, Polska południowo- 33-54. wschodnia. Biul. Geol. Uniw. Warsz. 31: 5-149. Lindner L., Marks L., Nita M. 2013. Climato- Ney R. 1969. Pi ętra strukturalne w północno- stratigraphy of interglacials in Poland: Middle wschodnim obramowaniu zapadliska przedkar- and Upper Pleistocene lower boundaries from a packiego. Prace Geol. Oddz. PAN, Kraków, 53: Polish perspective. Quaternary Intern. 292: 113- 1-110. 123. Ney R., Burzewski W., Bachleda T., Górecki W., Ja- Łomnicki A.M. 1897. Atlas geologiczny Galicji kóbczak K., Słupczy ński K. 1974. Zarys pale- 1:75 000. Zeszyt 10: Rawa Ruska 4, X: Żółkiew ogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego 4, XI; Jaworów i Gródek 5, X: Lwów 5, XI. utworów miocenu zapadliska przedkarpackiego. Wiede ń: Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, 82: 3-65. Márton E., Grabowski J., Plašienka D., Túnyi I., Kro- Nescieruk P., Wójcik A., Malata T., Aleksandrowski P. bicki M., Haas J., Pethe M. 2013. New 2007. Tektoniczne struktury deformacyjne w paleomagnetic results from the Upper Cretaceous iłach krakowieckich sarmatu w Wylewie koło red marls of the Pieniny Klippen Belt, Western Sieniawy (zapadlisko przed-karpackie): świadec- Carpathians: Evidence for general CCW rotation two młodej przesuwczej aktywno ści podło ża and implications for the origin of the structural miocenu. Przegl. Geol. 55, 8: 690-698. arc formation. Tectonophysics 592: 1-13. Oszczypko N. 1996. Mioce ńska dynamika polskiej cz ę- Meulenkamp J. E., Kovac M., Cicha I. 1997. On Late ści zapadliska przedkarpackiego. Przegl. Geol. Oligocene to Pliocene depocentre migration and 44: 1007-1018. the evolution of the Carpathian-Pannonian Oszczypko N. 2006. Late Jurassic-Miocene evolution system. Tectonophysics 266: 301-317. of the Outer Carpathian fold-and-thrust belt and Malinowski J, Mojski J. 1978. Mapa geologiczna Pol- its foredeepp basin (Western Carpathians, ski bez utworów czwartorz ędowych w skali Poland). Geol. Quarterly 50, 1: 169-194. 1:200 000, arkusz Lublin. Wyd. Państw. Inst. Peryt T.M. 2006. Stop III – odsłoni ęcie Góra Raty ń- Geol, Warszawa. ska. W: Wysocka A., Jasionowski M. (red.) Maruszczak H. 1991. Zró żnicowanie stratygraficzne Przebieg i zmienno ść sedymentacji w basenach lessów polskich. W: Maruszczak H. (red.) Pod- przedgórskich. Mat. II Konferencji Sedymentolo- stawowe profile lessowe w Polsce. UMCS Lu- gicznej POKOS 2: 49-52. blin: 13-35. Peryt T.M., Kasprzyk A. 1992. Carbonate – evaporate Maruszczak H. 2001. Skamieniałe szcz ątki lasu mio- sedimentary transitions in the Badenian (middle ce ńskiego na Roztoczu (Polska SE i Ukraina Miocene) basin of southern Poland. Sedimentary NW). Przegl. Geol. 49, 6: 532-537. Geol. 76: 257-271. Maruszczak H., Wilgat T. 1956. Rze źba strefy kraw ę- Peryt T.M., Peryt D. 1996. Badenian (Middle Miocene) dziowej Roztocza Środkowego. Annales UMCS, Raty ń Limestone in western Ukraine and sect. B 10: 1-107. northern Moldavia: microfacies, calcareous Mastella L., Zuchiewicz W., Tokarski A., K., Rubin- nannoplankton and isotope geochemistry. Bull. kiewicz J., Leonowicz P., Szcz ęsny R., 1997. Pol. Acad. Sci., Earth Sci. 42: 127-136. Application of joint analysis for paleostress Pisera A. 1985. Palaeoecology and lithogenesis of the reconstructions in structurally complicated Middle Miocene (Badenian) algal- vermetid reefs settings: case study from Silesian Nappe, Outer from the Roztocze Hills, south-eastern Poland. Carpathians, Poland. Przegl. Geol. 45: 1064- Acta Geol. Pol. 35: 89-155. 1066. Plašenka D., Mikuš V. 2010. Geological setting of the Mazzoli S., Jankowski L., Szaniawski R., Zattin, M., Pieniny and Šariš sectors of the Klippen Belt 2010. Low-T thermochronometric evidence for between Litmanova and Drienica villages in the post-thrusting (<11 Ma) exhu-mation in the Eastern Slovakia. Mineralia Slovaca 42: 155- Western Outer Carpathians, Poland. Comptes 178. Rendus Geoscience 342: 162-169. Popielski W. 1995. Obja śnienia do Szczegółowej Mapy Moryc W. 1989. Miocen Przedgórza Karpat Zachodnich Geologicznej Polski 1: 50 000, Arkusz Tere- w strefie Bielsko-Kraków. W: Tektonika Karpat szpol. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa, ss. 35.

Popielski W. 1996. Szczegółowa Mapa Geologiczna Turnau-Morawska M. 1949. Spostrze żenia dotycz ące Polski 1: 50 000, Arkusz Tereszpol. Pa ństw. sedymentacji i diagenezy sarmatu Wy-żyny Inst. Geol., Warszawa. Lubelskiej. Annales UMCS, sect. B, 4. Popielski W. 2000. Szczegółowa Mapa Geologiczna Westerhold T., Bickert T., Röhl U., 2005. Middle to Polski 1: 50 000, Arkusz Horyniec i Sieniawa. Late Miocene oxygen isotope stratigraphy of Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa. ODP Site 1085 (SE Atlantic): New constrains in Po żaryski W. red. 1974. Ni ż Polski Budowa Geolo- Miocene climate variability and sea-level giczna Polski t. 4, Tektonika. Wyd. Geol. fluctuations. Palaeogeogr., Palaeoclimat., Warszawa. Palaeoecol. 217: 205-222. Rauch M. 2009. Neogene stress field in the central and Wysocka A. 2002. Clastic Badenian deposits and eastern parts of the Outer Polish Carpathians sedimentary environments of the Roztocze Hills Foredeep. Geodinamica Acta 22: 145-156. across the Polish-Ukrainian border. Acta Geol. Royden L.H., Baldi T. 1988. Early Cenozoic tectonics Pol. 52, 4: 535-561. and palaeogeography of the Pannonian and Wysocka A. 2006. Klastyczne utwory bade ńskie Roz- surrounding region. W: Royden L.H., Horvath F. tocza – przebieg sedymentacji w północnej mar- (Eds.) The pannonian Basin. A study in Basin ginalnej strefie basenu zapadliska przedkarpac- evolution. American Association of Petroleum kiego. Przegl. Geol. 54, 5: 430-437. Geologists Memoir, 45: 27-48. Wysocka A., Krzywiec P., Maksym A. 2006. Stop III Rzechowski J., Superson J. 1998. Osady czwartorz ę- – Kamieniołom Józefów. W: Wysocka A., Jasio- dowe Roztocza. Przew. 69 Zjazdu Pol. Tow. Ge- nowski M. (red.). Przebieg i zmienno ść sedymen- ol., Krasnobród: 79-89. Wyd. UMCS, Lublin. tacji w basenach przedgórskich. II Polska Konf. Siemiradzki J. 1923. Płody kopalne Polski. Wiedza Sedymentologiczna POKOS 2, Inst. Geo. Podst. współczesna, t. 6. H. Altenberg. Ksi ęg. Wyd. we Wydz. Geol. UW: 19-24. Lwowie, ss 235. Zuchiewicz W. 1997. Reorientacja pola napr ęż eń w Superson J. 1993. Litologia i stratygrafia utworów sto- polskich Karpatach zewn ętrznych w świetle kowych Roztocza Tomaszowskiego. Annales wst ępnych wyników analizy ciosu. Przegl. Geol. UMCS sect. B 37, 6: 109-134. 45, 1: 105-109. Szczechura J. 1982. Middle Miocene foraminiferal Zuchiewicz W., Bubniak I.M., Rauch M. 1997. biochronology and ecology of SE Poland. Acta Wst ępne wyniki bada ń nad sp ękaniami ciosowy- Palaeontol. Pol., 27: 3-45. mi w jednostce skibowej (skolskiej) Karpat Ukra- Shakin V. A., Burov V. S., Vialov O. S., Glushko V.V, ińskich. Przegl. Geol. 45, 4: 409-413. Kruglov S. S, Petrashkevich M. I, Temnjuk F. P. Zuchiewicz W. 2010. Neotektonika Karpat polskich i 1976. Geological Map of the Ukrainian zapadliska przedkarpackiego. Wyd. AGH, Carpathians and adjoining areas), 1:200 000. Kraków, ss. 234. Świdrowiska J. 2007. Kreda w regionie lubelskim – Żelichowski A. M. 1987. Development of the sedymentacja i jej tektoniczne uwarunko-wania. carboniferous of the SW margin of the East- Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 422: 63-78. European Platform in Poland. Przegl. Geol. 35: Tołwi ński K. 1950. Brzeg Karpat. Acta Geol. Pol. 1: 230-237. 130-135.

Obszary źródłowe materiału ziarnowego utworów „sarmatu detrytycznego” (środkowy miocen) w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego

Urszula Czarniecka Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: [email protected]

Sarmat detrytyczny” to okre ślenie facjalne europejskiej. Tempo dostawy materiału siliko- opisuj ące osady facji płytkowodnej powstałe w klastycznego zmieniało si ę w czasie, zale żnie od środkowym miocenie w wyniku pó źnobade ńsko- tempa erozji zwi ązanego z nat ęż eniem tektonicz- wczesnosarmackiej regresji morskiej, wyst ępuj ące nych ruchów podło ża. Pierwotnym źródłem bada- w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkar- nego materiału były skały krystaliczne – mag- packiego, wykształcone w postaci utworów kla- mowe i metamorficzne, obecnie nigdzie nie odsło- stycznych o zró żnicowanej litologii, takich jak wa- ni ęte, a znajduj ące si ę zapewne gdzie ś na obszarze pienie organodetrytyczne, organodetrytyczno- platformy wschodnioeuropejskiej. Ponadto był on silikoklastyczne i detrytyczne oraz żwiry i zlepie ń- wielokrotnie redeponowany o czym świadczy ce czy piaski i piaskowce o zró żnicowanym skła- m.in.: (a) obecno ść ultrastabilnych minerałów dzie petrograficznym. ci ęż kich (cyrkon, turmalin, rutyl) o obtoczonych Obszar bada ń, obejmuj ący południowe i po- ziarnach, (b) niewielki udział skaleni i litoklastów łudniowo-wschodnie obrze żenie Gór Świ ętokrzy- w materiale silikoklastycznym, (c) bardzo du ża skich oraz polsk ą cz ęść Roztocza, znajduje si ę w ilo ść monokrystalicznych ziaren kwarcu, (d) północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpac- obecno ść nadpisanych ziaren kwarcu ( overprinted kiego, czyli peryferycznego basenu przedgórskie- grains ). Ziarna kwarcu pochodziły głównie z nisz- go, który powstał w wyniku uginania si ę strefy czenia starszych silikoklastycznych i organodetry- przedpola Karpat, na skutek przemieszczania si ę tyczno-silikoklastycznych utworów mioce ńskich karpackiej pryzmy akrecyjnej ku północy. W mio- (formacja z Trzydnika, formacja z Pi ńczowa). Ma- cenie obszar ten stanowił cz ęść jednej ze stref teriał kwarcowy był przynoszony przez rzeki, wchodz ących w skład systemu osadowego basenu transportuj ące równie ż materiał starszy ni ż mio- przedgórskiego, okre ślanej jako wypi ętrzenie ce ński, z obszaru Gór Świ ętokrzyskich i platformy przedgórskie. wschodnioeuropejskiej i, rozprowadzany pr ądem O składzie materiału ziarnowego tworz ą- wzdłu żbrzegowym, trafiał do tych stref północnej cego skał ę i wzajemnych proporcjach pomi ędzy cz ęś ci basenu przedkarpackiego, które były po- jego poszczególnymi składnikami decyduje wiele zbawione bezpo średniej dostawy kwarcu z obsza- czynników, m.in.: litologia skał źródłowych oraz rów l ądowych. Ponadto stwierdzono, że ziarna tektonika, topografia i klimat obszarów alimenta- kwarcu były poddawane intensywnym procesom cyjnych. Celem pracy była próba scharakteryzo- wietrzenia chemicznego, których genez ę mo żna wania obszarów źródłowych materiału ziarnowego wi ąza ć ze zmianami chemizmu i temperatury wód utworów „sarmatu detrytycznego” na podstawie w środowisku depozycji lub z nat ęż eniem proce- wyników analizy zmienno ści składu petrograficz- sów syn- i/lub postdepozycyjnych. nego tych utworów wzdłu ż północnego brzegu Obszar bada ń wykazywał du że zró żnicowa- basenu przedkarpackiego, czyli na całym obszarze nie pod wzgl ędem topografii. W rejonie świ ęto- ich wyst ępowania. Podstawow ą metod ą badawcz ą krzyskim stwierdzono wyst ępowanie urozmaiconej była ilo ściowa analiza płytek cienkich w mikro- morfologii (obszary górzyste, wzgórza i równiny), skopie polaryzacyjnym. która wynikała zapewne z obecno ści polaramij- Na podstawie otrzymanych wyników stwier- skich deniwelacji terenu oraz ze zró żnicowanej li- dzono, że materiał dostarczany był z dwóch głów- tologii skał podło ża miocenu, i zwi ązanej z tym nych obszarów źródłowych, które ró żniły si ę po- ró żnej odporno ści tych skał na procesy fizycznego zycj ą tektoniczn ą oraz topografi ą. W rejonie świ ę- i chemicznego wietrzenia. Topografia rejonu Roz- tokrzyskim dominowała dostawa materiału z tocza nie wykazywała wi ększych deniwelacji. Wy- obszaru wypi ętrzenia przedgórskiego, za ś w rejon nikało to zapewne z faktu, że podło że podmioce ń- Roztocza materiał docierał przede wszystkim z skie w tej cz ęś ci obszaru bada ń nie było obszaru prekambryjskiej platformy wschodnio- zró żnicowane pod wzgl ędem litologii buduj ących je skał i cechowało si ę wzgl ędnie niedu żą odpor-

30 no ści ą na procesy wietrzenia. W zwi ązku z tym w topografii wschodniej cz ęś ci obszaru bada ń domi- nowały rozległe równiny.

Jaka jest rola czynnika strukturalnego w rozwoju dolin asymetrycznych na Roztoczu?

Teresa Brzezi ńska-Wójcik Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, Wydział Nauk o Ziemi i Gospodarki Przestrzennej, al. Kra śnicka 2cd, 20-718 Lublin, e-mail: [email protected]

Asymetria dolin w profilu poprzecznym jest dorzeczu Białej Łady na Roztoczu Gorajskim) jest przedmiotem bada ń od dawna (Lamblardie 1789). młodsza od staroplejstoce ńskiego wieku samych W ci ągu ponad 200 lat przyczyny asymetrii wyja- dolin i jest ona wynikiem procesu bocznego roz- śniano ró żnie, koncentruj ąc si ę na trzech grupach woju tych dolin w warunkach peryglacjalnych. czynników: 1) przebiegu procesów w dolinach H. Maruszczak (1958) wyró żnia trzy okresy roz- (spychanie koryta przez sto żki napływowe i pod- woju asymetrii: 1) poprzedzaj ący i obejmuj ący cinanie przeciwległego zbocza, np. Burchfiel et al. akumulacj ę lessu, 2) po akumulacji lessu i 3) post- 1995; przemieszczanie do dna doliny du żych obj ę- glacjalny. J. Buraczy ński (1968) udokumentował to ści zwietrzeliny ze zbocza, np. Mieklejohn dwie ró żnowiekowe asymetrie dolin: kopaln ą asy- 1992); 2) zró żnicowaniu czynników klimatycznych metri ę zboczy zbudowanych ze skał górnokredo- (asymetria zale żna od ekspozycji zboczy i zwi ąza- wych, czym potwierdził pogl ąd J.E. Mojskiego nego z tym nasłonecznienia np. Gilbert 1904; (1951) oraz asymetri ę zboczy zbudowanych z les- Czeppe 1952); 3) cechach strukturalnych, w tym su, która nakłada si ę na asymetri ę zboczy utwo- neotektonice (zwłaszcza w nawi ązaniu do usko- rzonych przed akumulacj ą lessu i utworów zlodo- ków normalnych, np. Castiglioni 1936; Gloriod, wacenia południowopolskiego. Asymetri ę dolin Tricart 1952; Winkler-Hermaden 1954; południkowych i równole żnikowych na Roztoczu Grimbérieux 1955; Ollier, Thomasson 1957; Gorajskim interpretował J. Buraczy ński (1968) ja- Pérez–Peña et al. 2010). ko uwarunkowan ą azymutem sp ęka ń ciosowych Doliny asymetryczne zbadano w ró żnych lub biegiem warstw w skałach górnokredowych szeroko ściach geograficznych, m.in. w obszarach (doliny Sanny i Poru). Podobnie interpretował H. polarnych i subpolarnych (m.in.: na Alasce – Cur- Maruszczak (1972) strome zbocza dolin asyme- rey 1964, na Antarktyce – Mieklejohn 1994); w trycznych zorientowane prostopadle do przebiegu obszarach suchych (m.in.: w Montanie – Beaty południowo-zachodniej kraw ędzi tego subregionu. 1962, w Kalifornii – Dohrenwend 1978, w Połu- W najnowszym opracowaniu (Brzezi ńska- dniowej Afryce – Boelhouwers 1988), a tak że w Wójcik 2013) doliny asymetryczne wyznaczono na obszarach strefy umiarkowanej (m.in.: w Anglii – podstawie mapy nachylenia stoków, wygenerowa- Chandler 1970, w Niemczech – Wende 1995). nej z cyfrowego modelu wysoko ściowego (DEM – Generalnie, okazuje si ę, że doliny zorientowane Digital Elevation Model ). Cechy dolin przeanali- wschód-zachód s ą bardziej asymetryczne ni ż te zo- zowano w kontek ście cech litostratygraficznych i rientowane północ-południe (Gilbert 1904; Melton tektonicznych utworów je buduj ących. Za istotny 1960; Chandler 1970; Mieklejohn 1992; Naylor, element asymetrii strukturalnej, w tym tektonicz- Gabet 2007). Z wyników tych bada ń wynika ogól- nej, uznano lica trójk ątne wyinterpretowane i scha- ny wniosek, że przyczyn ą asymetrii są ró żnice w rakteryzowane na podstawie DEM. Dla niektórych nasłonecznieniu ka żdego ze zboczy doliny, spo śród dolin asymetrycznych obliczono współ- zwłaszcza w przypadku dolin zorientowanych sub- czynniki morfometryczne AF i Vf , na podstawie równole żnikowo, chocia ż w śród autorów nie ma których, odpowiednio sklasyfikowanych, oszaco- co do tego jednoznacznej zgodno ści. wano wielko ści neotektonicznego d źwigania ich W odniesieniu do Roztocza problem wieku i stromych zboczy. genezy asymetrii niektórych dolin był rozwa żany Porównanie przestrzennego rozmieszczenia przez J.E. Mojskiego (1951), A. Jahna (1956), H. dolin asymetrycznych z biegiem uskoków znaczo- Maruszczaka (1958), J. Buraczy ńskiego (1968) i nych w kompleksie mezozoicznym i kenozoicznym T. Brzezi ńsk ą-Wójcik (2013). J. Mojski (1951) pokazuje, że tylko nieliczne doliny nawi ązuj ą do uwa ża asymetri ę dolin, na podstawie profilu pod- ich biegu. Najwyra źniej zwi ązek ten zaznacza si ę ło ża górnokredowego, za zjawisko morfologii w górnych segmentach dolin Sanny i Poru na Roz- przedczwartorz ędowej. Natomiast A. Jahn (1956) toczu Gorajskim, a tak że w dolinach zorientowa- jest zdania, że asymetria dolin (południkowych w nych subrównole żnikowo (Wywłoczki, Turzy ńca) na północny zachód od Zwierzy ńca oraz w dolinie

32 o przebiegu NW-SE na południe od Szczebrze- A. Henkiel (1975). Zatem mo żna przyj ąć , i ż na szyna na Roztoczu Szczebrzeszy ńskim. Do usko- Roztoczu czynnikiem warunkuj ącym istnienie do- ków nawi ązuj ą asymetryczne doliny: górnego lin asymetrycznych jest struktura podło ża. Wieprza w segmencie pomi ędzy uj ściami dolin Ja- Wydaje si ę, że istotnym czynnikiem, wpły- cynki i Kosobud; doliny koło Majdanu Górnego waj ącym na cechy dolin asymetrycznych, mo że oraz doliny pomi ędzy dolinami Sopotu i Szumu na by ć d źwiganie izostatyczne (isostatic rebound) Roztoczu Tomaszowskim, a tak że dolina górnej Roztocza w kontek ście etapów ewolucji baseno- Tanwi pomi ędzy Narolem a jej odcinkiem przeło- wo-tektonicznej i tektogenezy górotworu karpac- mowym przez kraw ędź subregionu i dolina Raty kiego (Jankowski, Margielewski 2012, 2014). W pomi ędzy Dziewi ęcierzem a Raw ą Rusk ą na Roz- efekcie przemieszczenia zrzuconego skrzydła toczu Rawskim. Do bardzo zło żonego zespołu uskoku normalnego, skrzydło wisz ące jest izosta- uskoków zorientowanych SE-NW i SW-NE, two- tycznie d źwigane (footwall uplifts/elevations) rz ących zespół rowów tektonicznych, wzgl ędnie (Spencer 1984; Wernicke, Axen 1988). Proces fo- zapadlisk typu pull apart nawi ązuje asymetryczna otwall elevation prowadzi do zró żnicowania k ąta dolina Gorajca. W niektórych subregionach istotn ą nachylenia obydwu zboczy doliny oraz do zró żni- cech ą stromych zboczy krótkich dolin jest to, że u cowania ich wysoko ści. Z procesem elewowania ich podnó ży odsłaniaj ą si ę skały górnokredowe, izostatycznego mo żna wi ąza ć np. cechy dolin: przykryte lokalnie przez less. Przykłady takie s ą Wieprza pomi ędzy Krasnobrodem i Zwierzy ńcem charakterystyczne na Roztoczu Gorajskim – w oraz Hoszni Ordynackiej z resztkowo zachowa- górnych segmentach dolin Sanny i Poru oraz na nymi licami trójk ątnymi. Roztoczu Tomaszowskim – w zlewniach Jacynki i Podsumowuj ąc, mo żna przyj ąć za M.T. Kryniczanki (Brzezi ńska-Wójcik 2013). Asymetria Ramírez-Herrer ą (1998), że na Roztoczu wpływ mo że by ć interpretowana jako przejaw neotekto- struktury podło ża na asymetri ę dolin mo że by ć ak- niki w przypadkach kilku dolin: górnego Wieprza tywny i pasywny. Aktywny wpływ wywarła struk- pomi ędzy Zwierzy ńcem i Krasnobrodem, pomi ę- tura bezpo średnio podczas wydarze ń tektonicz- dzy dolinami Sopotu i Szumu w obszarze tzw. wy- nych i w takim sensie asymetria dolin jest skutkiem spy Górników na Roztoczu Tomaszowskim oraz pierwotnym. Wpływ pasywny ujawnia si ę w mor- doliny Radru żki na Roztoczu Rawskim. fologii w wyniku procesów wietrzenia, erozji i Bior ąc pod uwag ę uwarunkowania klima- akumulacji. Niekiedy jednak trudno jest rozró żni ć tyczne strefy umiarkowanej, nale żałoby si ę spo- morfologiczne efekty pierwotne od wtórnych i dla- dziewa ć, że na Roztoczu bardziej zdegradowane tego problem genezy dolin asymetrycznych wyma- są wschodnie – eksponowane na deszczono śny ga dalszych bada ń. wiatr zachodni – zbocza dolin. Jednak że, w całym regionie zbocza takie s ą krótkie i strome. Mo żna Literatura zastanawia ć si ę, na ile procesy denudacyjne (spłu- Beaty C.B. 1962. Asymmetry of stream patterns and kiwanie i spełzywanie) doprowadziły do odrepa- topography in the Bitterroot Range, Montana. rowania starszych zboczy dolinnych o ekspozycji Journal of Geology 70, 3: 247–254. Boelhouwers J. 1988. An interpretation of valley zachodniej spod pokrywy lessu. asymmetry in Natal Drakensberg, South Africa. ż Wniosek, e zbocza dolin o ekspozycji połu- South African Journal of Science 84: 913–916. dniowej charakteryzuje gł ębsze rozmarzanie, szyb- Brzezi ńska-Wójcik T. 2013. Morfotektonika annopol- szy zanik pokrywy śnie żnej, wi ększe zmiany tem- sko-lwowskiego segmentu pasa wy żynnego w peratury w rytmie dobowym, co sprzyja spłuki- świetle analizy cyfrowego modelu wysoko ściowe- waniu i spełzywaniu materiału oraz prowadzi do go oraz wska źników morfometrycznych. Wyd. spłaszczania i obni żania zbocza, mo żna zastoso- UMCS, Lublin, ss. 397 wa ć tylko do krótkich dolin na Roztoczu Goraj- Buraczy ński J. 1968. Typy dolin Roztocza Zachodnie- skim. Okazuje si ę, że w wi ększo ści przypadków w go. Ann. UMCS, sect. B 23: 47–86. subregionach szczebrzeszy ńskim i tomaszowskim Burchfiel C., Molnar P., Zhang P., Deng Q., Zhang strome zbocza dolin eksponowane s ą na południe. W., Wang Y. 1995. Example of a W świetle wyników, opartych na szczegó- supradetachment basin within a pull-apart tectonic łowym kartowaniu geologicznym (Jaroszewski setting: Mormon Point, Death Valley, Kalifornia. 1977; Margielewski, Jankowski 2011), w wi ęk- Basin Research 7: 199–214. Chandler R.J. 1970. The degradation of lias clay szo ści przypadków strome zbocza dolin stanowi ą slopes in an area of the east midlands. Quarterly ą najprawdopodobniej słabo przekształcone wisz ce Journal of Geological Engineering, 2: 161–181. skrzydła uskoków, jak sugerowali M. Harasimiuk i

Currey D.R. 1964. A preliminary study of valley Maruszczak H. 1958. Główne cechy klimatyczne asymmetry in the Ogotoruk Creek area, asymetrii stoków w obszarach peryglacjalnych i northwestern Alaska. Arctic 17, 2: 85–98. umiarkowanych. Ann. UMCS, sect. B 11 (6): Czeppe Z. 1952. Z morfologii Gór Stołowych. Ochro- 161–237. na Przyrody 20: 236–252. Maruszczak H. 1972. Wy żyny Lubelsko–Woły ńskie. Dohrenwend J.C. 1978. Systematic valley asymmetry W: Klimaszewski M. (red.), Geomorfologia Pol- in the central California Coast Ranges. ski, 1. PWN, Warszawa: 340–384. Geological Society of America Bull. 89 6: 891– Mieklejohn K.I. 1992. Some aspects of valley 900. asymmetry in the high Drakensberg. South Gilbert G.K. 1904. Systematic asymmetry of crest African Geographic Journal 74, 2: 49–53. lines in the high sierra of California. Journal of Mieklejohn K.I. 1994. Valley asymmetry on south- Geology 12, 7: 579–588. eastern Alexander Island, Antarctica, and valley Gloriod A., Tricart J. 1952. Étude statistique de forms in the high Drakensberg, southern Africa. vallées asymétrique sur la feuille St. Pol au South African Geographic Journal 76, 2: 68–72. 1 : 50 000. Rev. Géomorph. Dynamique III 2: Mojski J.E. 1951. Asymetria zboczy dolin w dorzeczu 88–98. Bystrzycy. Ann. UMCS, B, 5 (1950), 2: 27–52. Grimbérieux J. 1955. Origine et asymétrie des valées Naylor S., Gabet E.J. 2007. Valley asymmetry and séches de la Hesbaye. Ann. Sc. Géol. Belg. 78: glacial versus nonglacial erosion in the Bitterroot 267–284. Range, Montana, USA. Geological Society of Harasimiuk M., Henkiel A. 1975. Przejawy młodo- America 35, 4: 375-378. czwartorz ędowych ruchów tektonicznych w stre- Ollier C.D., Thomasson A.J. 1957. Asymetrical fie kraw ędziowej Wy żyny Lubelskiej i Roztocza. Valleys of the Chiltern Hills. Geogr. Journ. 123: W: Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy 71–80. ziemskiej w Polsce. I Krajowe Symp., Warsza- Pérez–Peña J.V., Azor A., Azañón J.M., Keller E.A. wa: 231–238. 2010. Active tectonics in the Sierra Nevada Jankowski L., Margielewski W. 2012. Rozwój rze źby (Betic Cordillera, SE Spain): Insights from Karpat zewn ętrznych w aspekcie ewolucji base- geomorphic indexes and drainage pattern nowo-tektonicznej górotworu karpackiego. III analysis. Geomorphology 119, 1–2: 74–87. Warsztaty Geomorfologii Strukturalnej „Struktu- Ramírez-Herrera M.T. 1998. Geomorphic assessment ralne i litofacjalne uwarunkowania rze źby pol- of active tectonics in the Acambay Graben, skich Karpat zewn ętrznych”. 25-28 wrze śnia Mexican Volcanic Belt. Earth Surface Processes 2012 r., Kraków: 11–19. and Landforms 23: 317–332. Jankowski L., Margielewski W. 2014. Strukturalne Spencer J.E. 1984. The role of tectonic denudation in uwarunkowania rozwoju rze źby Karpat ze- the warping and uplift of low-angle normal wn ętrznych – nowe spojrzenie. Przegl. Geol. 62, faults. Geology 12: 95–98. 1: 29–35. Wende R. 1995. Drainage and valley asymmetry in Jaroszewski W. 1977. Sedymentacyjne przejawy mio- the tertiary hills of lower Bavaria, Germany. ce ńskiej ruchliwo ści tektonicznej na Roztoczu Geomorphology 14: 255–265. Środkowym. Przegl. Geol. 15, 8–9: 418–427. Wernicke B., Axen G.J. 1988. On the role of isostasy Lamblardie J. 1789. Memoire sur les côtes de la in the evolution of normal fault systems. Haute Normandie comprises entre l'embouchure Geology, 16: 848–851. de la Seine et celle de la Somme considérées Winkler-Hermaden A. 1954. Ergebnisse über zeitliche relativement au galet qui remplit les ports situés Gliederung und Ablauf jungtertiärer tektonischer dans cette partie de la Manche. impr. Faure, Le Vorgänge und ihrer Beziehungen zur Havre. Landformung. XIX. Congr. Geol. Intern., Alger Margielewski W., Jankowski L. 2011. Budowa geolo- 1952, Sect. XIII., Fase. XIV. giczna. W: Kr ąpiec M., Jankowski L., Margie- lewski W., Buraczy ński J., Kr ąpiec P., Urban J., Wysocka A., Danek M., Szychowska-Kr ąpiec E., Bolka M., Brzezi ńska-Wójcik T., Chabudzi ń- ski Ł., Wa śkowska A. „GEOPARK KAMIEN- NY LAS NA ROZTOCZU” koncepcja geoochrony wraz z wykonaniem dokumentacji i bada ń naukowych niezb ędnych dla funkcjonowania tej formy ochrony. Akademia Górniczo- Hut- nicza im. Stanisława Staszica w Krakowie, Wy- dział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Kraków: 82–187.

Skrzemieniałe drewno – unikalna skamieniało ść Roztocza. Geneza, wyst ępowanie, znaczenie dla rekonstrukcji paleogeograficznych

Marek Kr ąpiec 1, Leszek Jankowski 2 Włodzimierz Margielewski 3

. Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza, al. A. Mickiewicza 33, 30-059 Kraków, e- mail: [email protected] 2 Pa ństwowy Instytut Geologiczny-Państwowy Instytut Badawczy – Oddział Karpacki, ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków, e-mail: [email protected] 3 Instytut Ochrony Przyrody PAN, al. A. Mickiewicza 33, 31-120 Kraków, e-mail: [email protected]

Skrzemieniałe drewno jest skamieniało ści ą miocenu na Roztoczu i w zapadlisku rzadko wyst ępuj ącą w przyrodzie, za ś obiekty z przedkarpackim, gdzie zaliczana jest do tzw. kopaln ą dendroflor ą stanowi ą geologiczny ewe- formacji z Trzydnika (Alexandrowicz i in. 1982, nement na światow ą skal ę. Du że naturalne nagro- Kasi ński, Piwocki 1994). Utwory te pokrywaj ą madzenia fosylnych pni drzew wyst ępuj ą rzadko. nierówny relief podmioce ńskiego podło ża, Dotychczas znane s ą jedynie z kilku stanowisk na wypełniaj ąc jego zagł ębienia i były nawiercane świecie: m.in. na wyspie Lesbos w Grecji, w Ari- zarówno w głównej, basenowej cz ęś ci zapadliska

zonie w USA, Patagonii w Argentynie, płd. Alber- przedkarpackiego ( foredeep depo zone ), jak i w ty w Kanadzie (Kr ąpiec i in. 2012). Obszar Rozto- jego brze żnych partiach, tj. na Roztoczu cza jest kolejnym, wa żnym miejscem obfitego nagromadzenia skrzemieniałego drewna. Skrze- mieniałe drewno na Roztoczu jest znane od wie- ków, opisywane było przez J. Długosza oraz S. Staszica. Fragmenty skrzemieniałego drewna wyst ępuj ą na Roztoczu w w ąskim pasie, głównie w strefie kraw ędziowej od okolic Gorajca po Lwów. Dotychczas najstarszymi utworami, w obr ębie których znajdywano nieliczne fragmenty skrzemieniałego drewna były morskie piaski kwarcowo-glaukonitowe badenu. St ąd te ż ich nagromadzenie na pierwotnym zło żu wi ązano dotychczas zazwyczaj z morskimi utworami piaszczystymi miocenu (Are ń 1992, Heflik 1996, Maruszczak 2001, Buraczy ński red. 2002). Jednak na Roztoczu Rawskim i Lwowskim w osadach miocenu od dawna znane s ą wyst ąpienia złó ż w ęgli brunatnych – lignitów, które były przedmiotem eksploatacji na skal ę przemysłow ą w kopalniach w Gli ńsku koło Żółkwi oraz D ąbrówce koło Rawy Ruskiej (Siemiradzki, 1923). Obok uw ęglonych pni, w stropowej cz ęś ci lignitów, wyst ępowały w ró żnym stopniu skrzemionkowane fragmenty drewna, traktowane jako skała płona (ryc. 1). Zwykle były one przykryte piaskami glaukonitowymi stanowi ącymi tu nadkład serii burow ęglowej. Ryc. 1. Fragment zsylifikowanego drewna (na Zło że w ęgla brunatnego w D ąbrówce utworzyło pierwszym planie dolnej fotografii) i lignity si ę w miocenie, w pi ętrze karpatu (Siemiradzki, eksploatowane w D ąbrówce koło Rawy Ruskiej. Na 1923). Seria burow ęglowa maj ąca charakter górnej fotografii: cz ęś ciowo uw ęglony, słabo limniczny (piaski i iły z wkładkami osadów zsylifikowany fragment pnia z D ąbrówki o powierzchni organicznych powstały w środowisku bagienno- zielonkawej od glaukonitu. Fot. W. Margielewski. jeziornym) jest wi ęc najstarszym utworem

Ryc. 2. Wyst ępowanie fosylnego drewna na Roztoczu i w brze żnej cz ęś ci zapadliska przedkarpackiego, na tle uproszczonej mapy geologicznej regionu. 1 – poziomy lignitów formacji z Trzydnika nawiercone w podło żu na ró żnych gł ęboko ściach (zakres gł ęboko ści podany w wysoko ściach bezwzgl ędnych); 2 – powierzchniowe nagromadzenia zsylifikowanego drewna (wg Kr ąpiec i in., 2011); 3 – utwory eocenu; 4 – utwory miocenu Roztocza (piaski, piaskowce, wapienie); 5 – osady zapadliska przedkarpackiego; 6 – krzemionkowo-wapienne utwory kredowe, 7 – dyslokacje (geologia wg. Buraczy ński 2002, Wysocka 2006, Oszczypko 2006).

(forebulge depozone ) (ryc. 2). Jest wi ęc sympto- Roztocza nie był wówczas wypi ętrzony (Jankow- matyczne, że ich rozprzestrzenienie w północno ski, Margielewski 2014). Do ść znaczne zró żnico- wschodniej cz ęś ci brze żnej zapadliska przed- wanie wysoko ś-ciowe poziomów z lignitami ob- karpackiego (tj. na dzisiejszym Roztoczu) general- serwowane współ-cze śnie (si ęgaj ące na Roztoczu i nie pokrywa si ę z miejscami powierz-chniowych w zapadlisku kilkuset metrów – ryc. 2), zostało wyst ąpie ń skrzemieniałego drewna (ryc. 2) (Kr ą- spowodowane pó źniejsz ą subsydencj ą dna zapadli- piec i in. 2011, 2012). Współczesne wyst ępowanie ska i d źwiganiem obszaru Roztocza jako struktury lignitów karpatu ma istotne znaczenie dla rekon- forebulge (Jankowski, Margielewski 2014). strukcji paleogeograficznych w zapadlisku. Ich Na polskim Roztoczu, seri ę burow ęglow ą pozycja wskazuje bowiem, że po ust ąpieniu morza karpatu nawiercono w Siedliskach (ryc. 2). Ozna- górnokredowego, relief podło ża podmioce ńskiego czenia palinologiczne materialu pobranego z ligni- był mało zró żnico-wany, z pewno ści ą za ś obszar tów, wykazały ponadto, że jest ona równowieko-

36 wa z utworami eksploatowanymi w D ąbrówce (ryc. 1; 2). Analiza palinologiczna (wykonana przez dr E. Worobiec z IB PAN w Krakowie) burow ęgli z Siedlisk i D ąbrówki wykazała, że w spektrach pyłkowych du ży udział maj ą taksony trzeciorz ędowe ciepło-umiarkowane oraz paleo- tropikalne. W próbkach du ży udział maj ą taksony bagienne, głównie morfologiczny rodzaj Inapertu- ropollenites (Taxodioideae – Taxodium/Glypto- strobus typ) i Alnus . Skład spektrów pyłkowych wskazuje na wyst ępowanie w s ąsiedztwie lasów bagiennych (z Taxodium , ? Glyptostrobus i Nyssa , z domieszk ą Alnus ), lasów ł ęgowych (m. in. z Al- nus i Salix ) oraz lasów mieszanych z drzewami iglastymi Cathaya ; bogatych w taksony ciepłolub- ne. Skład badanych spektrów pyłkowych najbar- Ryc. 3. Fragment skrzemienianego pnia cypry śnika z dziej zbli żony jest do spektrów z pokładów w ęgla Siedlisk, z silnie zeolizowan ą powierzchni ą, na której brunatnego grup II, III (i w mniejszym stopniu IV) są widoczne liczne żłobki korazyjne. Fot. W. Margie- i wskazuje na wiek: wczesny-środkowy miocen lewski. (Kr ąpiec i in. 2011). Seria burow ęglowa z Siedlisk Młodsze etapy erozji/akumulacji mog ące i D ąbrówki powstała wi ęc w warunkach limnicz- sprzyja ć nagromadzeniom fragmentów drewna w nych w pi ętrze karpatu. osadach, a tak że ich rozdrobnieniu były tak że W składzie spektrów pyłkowych przewa żaj ą rozwijane w pliocenie, zwłaszcza za ś w plejstoce- wi ęc taksony charakterystyczne dla lasów bagien- nie. Istotne zmiany w warunkach akumulacji na- nych z Taxodium – rodzajem dominuj ącym w śród st ąpiły w trakcie zlodowace ń sanu 1 i Sanu 2 , znajdywanych fragmentów skrzemieniałego drew- kiedy to l ądolód (jak wykazały ostatnie badania) na na Roztoczu (Kłusek 2006, Kr ąpiec i in. 2011, dwukrotnie przykrył całe Roztocze (Ghozik i in. 2012). Taxodioxylon taxodii Gothan nale ży do 2012), nasuwaj ąc si ę na zdeponowane tu osady i cz ęsto spotykanych, trzeciorz ędowych fosylnych przemie ścił je, w tym równie ż te zawieraj ące fo- drewien, wyst ępuj ącymi w średnich szerokościach sylne drewno. Eksponowane na powierzchni geograficznych półkuli północnej (Kłusek 2006, drewno, w warunkach peryglacjalnych kolejnych Kr ąpiec i in. 2011). pi ęter chłodnych plejstocenu, zostało poddane W dolnym miocenie na Roztoczu, w warun- wieloetapowej eolizacji, na co wskazuj ą żłobki ko- kach limnicznych, wyst ępowała wi ęc ciepłolubna razyjne wyst ępuj ące na powierzchniach okazów flora l ądowa, z licznym udziałem cypry śnika błot- (ryc. 3). nego. Drewno cypry śnikowatych ulegało uw ęgle- Fragmenty skrzemieniałego drewna zostały niu (w środowisku l ądowo-bagiennym – w warun- wtórnie zdeponowane w osadach ró żnego wieku kach beztlenowych) i tworzy współcze śnie w wyniku erozji starszych utworów. Fragmenty poziomy lignitów (ryc. 1) lub te ż ulegało sylifikacji drewna ze wzgl ędu na swój ci ęż ar maj ą w środowisku morskim lub brakicznym (w bade- stosunkowo niewielk ą mo żliwo ść przemiesz- nie), do którego trafiało wskutek erozji morskiej czania i transportu. W zwi ązku z tym zwykle (w trakcie transgresji) lub działalno ści rzek i wyst ępuj ą one w niewielkiej odległo ści od miej-sca prawdopodobnie miało charakter drewna dryfto- ich pierwotnej depozycji. Współcze śnie są wego. Wody płytkich lagun, do których trafiały znajdywane w ró żnych miejscach Roztocza. (ryc. pnie drzew, były nasycone krzemionk ą pochodz ą- 2). Najliczniejsze powierzchniowe nagromadzenia cą z rozpuszczania szkliwa wulkanicznego, w fosylnego drewna na obszarze polskiego Roztocza efekcie intensyfikacji działalno ści wulkanicznej znajduje si ę w dolinie Prutnika w Siedliskach oraz pod koniec orogenezy alpejskiej. Z takim wst ęp- w Kajetanówce koło Żelebska, Majdanie Nepry- nym etapem fosylizacji było zwi ązane pierwsze skim koło Józefowa a tak że w rejonie Kr ągłego stadium nasycania drewna krzemionk ą. Kolejne Goraja (Huta Lubycka, Pawliszcze). etapy fosylizacji drewna zwi ązane były z redepo- zycj ą drewna do młodszych utworów mioce ńskich (głównie piasków glaukonitowych i kwarcowych).

Badania anatomiczne fragmentów pni i ko- kraw ędziow ą Roztocza Środkowego i Wschod- narów fosylnego drewna z Roztocza wskazuj ą na niego, charakteryzuj ąca si ę (oprócz wyst ąpie ń sta- typ jego budowy wła ściwy dla gatunków iglastych nowisk ze skrzemieniałym drewnem) unikaln ą z wyra źną zmienno ści ą sezonow ą zaznaczaj ącą si ę rze źbą (Buraczy ński 2013) z licznymi wzgórzami w obr ębie dobrze zachowanych przyrostów rocz- osta ńcowymi, dolinami rzecznymi cz ęsto o charak- nych (ryc. 4) (Kłusek 2006, Kr ąpiec i in. 2007, terze przełomowym, formami skałkowymi, wy- 2011). dmami, torfowiskami, źródłami i jaskiniami oraz licznymi odsłoni ęciami skał podło ża (ryc. 6) (Kr ą- piec i in. 2012).

Ryc. 4. Przyrosty roczne doskonale widoczne na prze- kroju okazu skrzemieniałego drewna z Siedlisk. Fot. A. Walanus.

Analiza mikroskopowa wskazuje, że drewno wszystkich badanych dotychczas prób znale- zionych na Roztoczu, reprezentuje podobny typ budowy. Cechy anatomiczne wskazuj ą, że badane fragmenty drewna reprezentuj ą jeden gatunek Taxodioxylon taxodii Gothan. Uwa ża si ę, że współczesnym odpowiednikiem tego gatunku jest cypry śnik błotny ( Taxodium distichum (L.) Rich.). Ryc. 5. Cypry śnik błotny (Taxodium distichum ) ze Drzewo to w warunkach naturalnych tworzy jed- sztucznego nasadzenia w Siedliskach. Fot. W. Margie- nogatunkowe drzewostany na podmokłych obsza- lewski. rach zalewowych bagien w południowo- wschodniej Ameryce Północnej. Cypry śnik błotny ro śnie najcz ęś ciej na terenach pozostaj ących w zasi ęgu klimatu ciepłego i wilgotnego, z małymi ró ż- nicami temperatury i opadów w ci ągu roku (por. Kłusek, 2006). Ciekawostk ą o charakterze niemal symbolicznym jest fakt, i ż cypry śnik błotny (ze sztucznego nasadzenia) ro śnie współcześnie w Siedliskach, w s ąsiedztwie stawu (ryc. 5). Stanowiska ze skamieniało ści ą unikaln ą w skali światowej s ą godne ochrony. S ąd te ż na Roz- toczu planowane jest utworzenie Geoparku – formy zarz ądzania zasobami przyrody słu żą cej za- chowaniu dziedzictwa geologicznego i populary- zacji wiedzy z dziedziny nauk o Ziemi w oparciu o Ryc. 6. Zasi ęg projektowanego Geoparku ”Kamienny rozwój geoturystyki (Kr ąpiec i in. 2012). Geopark Las na Roztoczu” (wg Kr ąpiec i in., 2012) „Kamienny Las na Roztoczu” ma obj ąć stref ę

Literatura Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Bu- Alexandrowicz S.W., Garlicki A., Rutkowski J., 1982. raczy ński J., Kr ąpiec P., Urban J., Wysocka Podstawowe jednostki litostratygraficzne mioce- A., Danek M., Szychowska –Kr ąpiec E., nu zapadliska przedkarpackiego. Kwart. Geol. Bolka M., Brzezi ńska-Wójcik T., Chabu- 26: 470-471. dzi ński Ł, Wa śkowska A. 2011. „Geopark Are ń B. 1992. Taxodioxylon sequoianum Goth. Przegl. Kamienny Las na Roztoczu” koncepcja geo- Geol., 40: 743. ochrony wraz z wykonaniem dokumentacji i Buraczy ński J. red. 2002. Roztocze. Środowisko przy- bada ń naukowych niezb ędnych dla funkcjo- rodnicze. Wyd. Lubelskie, Lublin, ss. 341. nowania tej formy Ochrony. Centr. Archi- Buraczy ński J. 2013. Rozwój rze źby Roztocza z map ą geomorfologiczn ą w skali 1: 50 000. Lublin, wum Geologiczne PIG-PIB,, ss.111. http/kamienny las.pl/plytka/tekst/pdf. Gozhik P., Lindner L., Marks L. 2012. Late Early and Maruszczak H. 2001. Skamieniałe szcz ątki lasu early Middle Pleistocene limits of Scandinavian mioce ńskiego na Roztoczu (Polska SE i glaciations in Poland and Ukraine. Quaternary Ukraina NW). Przegl. Geol. 49, 6: 532-537. Intern. 271: 31-37. Oszczypko N. 2006. Late Jurassic-Miocene Heflik W. 1996. Badania skrzemieniałych pni drzew- evolution of the Outer Carpathian fold-and- nych Roztocza. Prace Muz. Ziemi 44: 127–130. thrust belt and its foredeepp basin (Western Jankowski L., Margielewski W. 2014. Pozycja tekto- Carpathians, Poland). Geol. Quarterly 50, 1: niczna Roztocza w świetle historii rozwoju za- 169-194. padliska przedkarpackiego. Biul. Pa ństw. Inst. Siemiradzki J. 1923. Płody kopalne Polski. Wiedza Geol. (w druku) współczesna, t. 6. H. Altenberg. Ksi ęg. Wy- Kasi ński J., Piwocki M. 1994. Neogene coal forming dawnicza we Lwowie, ss 235. sedimentation in the Carpathian foredeep, ń southern Poland. Geol Quarterly 38, 3: 527-552. Wysocka A. 2006. Klastyczne utwory bade skie Kłusek M. 2006. Fossil wood from Roztocze region Roztocza - przebieg sedymentacji w północ- (Miocene, SE Poland) – a tool for nej marginalnej strefie basenu zapadliska paleoenviromental reconstruction. Geol. przedkarpackiego. Przegl. Geol. 54, 5: 430- Quarterly 50, 4: 465–474. 437. Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Urban J., Kr ąpiec P. 2012. Geopark „Kamienny Las na Roztoczu” i jego walory geoturystyczne. Przegl. Geol. 60, 9: 468-479.

Fragment zsylifikowanego drewna z Siedlisk. Fot. A. Walanus.

Przewodnik do wycieczek terenowych

Uproszczony profil litostratygraficzny utworów występuj ących na Roztoczu (wg Popielski 1996, 2000, zestawiony przez: Kr ąpiec i in. 2010, uzupełniony, plejstocen uzupełniony za: Lindner i in. 2013).

42 Wycieczki terenowe V Warsztatów Geomorfologii Strukturalnej b ędą prowadzone w obr ębie Roztocza Środkowego ( środa, 24.09) i polskiej cz ęś ci Roztocza Południowego (czwartek-pi ątek, 25- 26.09).

Ryc. 1. Zasi ęg wycieczek terenowych V Warsztatów Geomorfologii Strukturalnej 24-26 wrze śnia 2014 r., na tle modelu cyfrowego terenu i mapy geologicznej Roztocza (wg kompilacji Buraczy ńskiego red. 2002; Wysockiej 2006, zmieniona).

Ryc. 2. Trasy wycieczek terenowych V Warsztatów Geomorfologii Strukturalnej: 24-26 wrze śnia 2014 r.

44 Środa 24.09.2014

Trasa: Zwierzyniec – Lipowiec – Żelebsko- Tereszpol-Zachart – Tereszpol – Lasowa Góra - Góra Marchwianego – Kamienna Góra – Stawy Echo - Zwierzyniec

Stop 1.1. Lipowiec. Profil utworów piaszczystych miocenu Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50°37 50,785” ; E 22°52'26,132”

Utwory miocenu w Lipowcu wyst ępuj ą w obr ębie tzw. wewn ętrznej kraw ędzi Roztocza (Buraczy ński, 2002; 2013). Wyst ępuj ą tu piaski morskie zalegaj ące na utworach kredowych, za ś w ich stropie zalega kompleks mioce ńskich wapieni litotamniowych. Odsłoni ęcia utworów piaszczystych miocenu znajduj ą si ę po północnej stronie drogi Lipowiec Góry-Lipowiec (ryc. 2, stop 1.1). Odsłoni ęcie najni ższego elementu profilu zlokalizowane jest w kopance piasku o wysoko ści 10 m i szeroko ści 6-8 m. W sp ągu kompleksu piaszczystego odsłaniaj ą si ę zielonkawoszare, bezstrukturalne piaski kwarcowe z glaukonitem, drobnoziarniste (ryc. 3 – poziom 1). W stropowych partiach piasków wyst ępuje warstwa mułowca lokalnie złupkowaconego o mi ąż szo ści 40 cm, wskazuj ąca na znaczny spadek dynamiki środowiska sedymentacyjnego (ryc. 3 – poziom 2). Powy żej piasków z glaukonitem, na powierzchni erozyjnej podkre ślonej lokalnie cienk ą warstw ą mułowca zalega poziom piasków białokremowych średnioziarnistych (o mi ąż szo ści 1,5 m) z warstwowaniami przek ątnymi rynnowymi, wskazuj ącymi na kierunek transportu z NW ku SE. Analiza minerałów ci ęż kich wskazuje, że wyst ępuj ą tu minerały wył ącznie bardzo odporne na niszczenie mechaniczne, co sugeruje bardzo wysokoenergetyczny charakter środowiska sedymentacyjnego w strefie falowania morza (Kr ąpiec i in. 2011). Strop piasków warstwowanych przekątnie jest rozci ęty erozyjnie. W profilu wyst ępuje poziom (około 2 m mi ąż szo ści) piasków kwarcowych drobno- i średnioziarnistych z glaukonitem o składzie ziarnowym zbli żonym do utworów wyst ępuj ących w sp ągu odsłoni ęcia (ryc. 3 – poziom 4). Najwy ższ ą cz ęść kompleksu piaszczystego odsłaniaj ącego si ę w kopance, tworz ą bezstrukturalne piaski kwarcowe białe i żółte, średnioziarniste. Wy ższe partie profilu piaszczystego w Lipowcu odsłaniaj ą si ę w kolejnej kopance piasku zlokalizowanej powy żej pierwszego z wyrobisk (w odległo ści ok. 100 m), przy drodze Lipowiec- Lipowiec Góry. Wyst ępuj ą tu rdzawo żółte piaski warstwowane przek ątnie średnio- i drobnoziarniste (ryc. 3 – poziom b). Strop poziomu piaszczystego Lipowca odsłania si ę w odkrywkach wyst ępuj ących w szczytowych partiach wzgórza (przysiółek Lipowiec Góry), w s ąsiedztwie drogi (ryc. 3 – poziom 9). Poziom piaszczysty o mi ąż szo ści 2-2,5 m charakteryzuje si ę bogactwem struktur sedymentacyjnych (warstwowania przek ątne rynnowe) i jest dwudzielny. Jego sp ąg tworz ą białokremowe piaski kwarcowe przek ątnie warstwowane, średnioziarniste, za ś w stropie wyst ępuj ą żółte piaski kwarcowe przek ątnie, rynnowo warstwowane (ryc. 3– poziomy 8 i 9). Kompleks piaszczysty jest przykryty wapieniami litotamniowymi miocenu, buduj ącymi okoliczne wzgórza Lipowca.

Ryc. 3. Zbiorczy profil utworów piaszczystych miocenu w Lipowcu. Fot. W. Margielewski.

U podnó ża dolnej odkrywki wykonano wiercenie rdzeniowane, którym na gł ęboko ści 8,7 m osi ągni ęto strop utworów kredowych wykształconych jako gezy (ryc. 4). Na kremowoszarych gezach, w interwale 7,2-8,7 m, zalega tu żółtooliwkowy pył ilasty z wkładkami piaszczystymi, przechodz ący ku górze w piasek pylasto-ilasty (ryc. 4 poziomy 1, 2). Powy żej, a ż do powierzchni terenu, wyst ępuje drobnoziarnisty piasek pylasty barwy oliwkowej, kwarcowy (kwarc stanowi 90-100% zawarto ści utworu), któremu towarzyszy glaukonit (do 10% zawarto ści) (Kr ąpiec i in. 2011). W obr ębie tego kompleksu wyst ępuje cienka warstwa iłu barwy oliwkowej, wkładka rdzawego piasku (ryc. 4 – warstwa 5) i rumoszu skał wapiennych o mi ąż szo ści 0,5 m. Strop kompleksu piaszczystego odsłania się w sp ągowych partiach kopanki w Lipowcu (ryc. 3 – poziom 1). Piasek kwarcowy z glaukonitem jest charakterystycznym osadem sp ągowych partii utworów piaszczystych badenu Roztocza, znajdywanym w odsłoni ęciach i wierceniach całej strefy kraw ędziowej Roztocza od Lipowca po Kr ągły Goraj i Dziewi ęcierz (Popielski 1994, 1996, 2005; Wysocka 2002;

46 Kr ąpiec i in. 2010). Na kontakcie tych utworów i pod ścielaj ących je utworów kredowych były na Roztoczu znajdywane fragmenty skrzemieniałego drewna (Buraczy ński 2002; Kr ąpiec i in., 2011), w tym tak że Lipowcu (Maruszczak 2001). W trakcie bada ń prowadzonych w 2010 r, na polach ornych w Lipowcu, w strefie kontaktu piasków miocenu i podścielaj ących je gez kredowych, równie ż autorzy stwierdzili wyst ępowanie niewielkich fragmentów skrzemieniałego drewna.

Ryc. 4. Profil wiercenia utworów piaszczystych w Lipowcu (wg Kr ąpiec i in. 2011).

Analiza przestrzenna wyst ępowania piasków wskazuje na istotn ą rol ę tektoniki w deponowaniu piasków transgresywnych badenu. O ile strop utworów kredowych w dolnym kompleksie piaszczystym (ryc. 3 – kompleksy 1-6) został nawiercony na gł ęboko ści 8.7 m poni żej poziomu terenu (ryc. 4), utwory kredowe pod ścielaj ące górny kompleks piaszczysty (ryc. 3 – kompleksy: b, 7-9), odsłaniaj ą si ę wr ęcz na powierzchni terenu w s ąsiedztwie kopanek piasku. Strefa brzegowa morza mioce ńskiego musiała wi ęc

47 charakteryzowa ć si ę znacznym zró żnicowaniem hipsometrycznym, spowodowanym blokowymi przemieszczeniami w efekcie tworzenia struktury kwiatowej. Z wierzchowiny Lipowca utworzonej w wapieniach miocenu, widoczna jest tzw. zewn ętrzna strefa kraw ędziowa Roztocza, w obr ębie której zaznacza si ę charakterystyczne wzgórze o charakterze wyspowym (tzw. guz Hedwi żyna) zbudowane z wapieni miocenu (niegdy ś eksploatowanych) zalegaj ących na piaskach. W kierunku NW kraw ędź morfologiczn ą Roztocza tworz ą zwarte masywy Ignatówki i Hedwi żyna utworzone w sarmackich wapieniach organodetrytycznych (ryc. 5). Rozfragmentowanie kraw ędzi Roztocza (na tzw. kraw ędź zewn ętrzn ą i wewn ętrzn ą oraz na szereg odizolowanych wzgórz) szeregiem kulisowych uskoków przesuwczych (reaktywowanych jako normal faulting ), jest efektem formowania si ę struktury kwiatowej zwi ązanej z regionalnym uskokiem przesuwczym obramuj ącym NE kraw ędź zapadliska przedkarpackiego (Jankowski, Margielewski 2014).

Ryc. 5. Widok z Lipowca ku zewn ętrznej (morfologicznej) kraw ędzi Roztocza. W centralnej cz ęś ci widoczny jest charakterystyczne wzgórze o charakterze wyspowym – tzw. guz Hedwi żyna (Buraczy ński red. 2002), z prawej – masywy wapieni mioce ńskich Ignatówki. Fot. W. Margielewski.

Stop 1.2. Kamieniołom w Żelebsku. Odsłoni ęcia wapieni miocenu z tufitami Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50°37’23,70” ; E 22°47'16,68”

Zarzucony kamieniołom w Żelebsku (ryc. 6-8) jest zlokalizowany po wschodniej stronie drogi z Ignatówki do Żelebska, na południe od głównego, bardziej znanego z literatury naukowej kamieniołomu (równie ż nieczynnego) w tej samej miejscowo ści (ryc. 9) (Jasionowski i in. 2006). W wyrobisku o amfiteatralnym zarysie zachowały si ę pionowe ściany o wysoko ści do 8 m, w obr ębie których odsłania si ę kompleks wapieni piaszczystych (kalkarenitów), tworz ących ławice o mi ąż szo ści około 1,5 m (ryc. 6). Lokalnie w obr ębie ławic widoczne s ą warstwowania przek ątne. Przebieg powierzchni skalnych nawi ązuje kierunków sp ęka ń lub uskoków normalnych (ryc. 6-7). Rozległemu uskokowi przecinaj ącemu centraln ą cz ęść ściany południowo-wschodniej towarzyszy typowy zespół sp ęka ń (ze sp ękaniami riedlowskimi), jak równie ż brekcja tektoniczna oraz m ączka tektoniczna ( gouge ) (ryc. 7).

Ryc. 6. Ściana kamieniołomu w Żelebsku z odsłoni ęciami kalkarenitów silnie sp ękanych i zuskokowanych. Sp ękania i uskoki przedstawiono na diagramach konturowych i kierunkowych (obok diagramów – liczba pomiarów (wg. Jankowski, Margielewski 2014). Fot. W. Margielewski.

Ryc. 7. Sp ękania i uskoki w obr ębie skał odsłaniaj ących si ę w kamieniołomie w Żelebsku. Z prawej strony widoczny jest uskok z brekcj ą tektoniczn ą i m ączk ą tektoniczna ( gouge ). Fot. L. Jankowski.

Charakterystyczne dla tego kompleksu skalnego s ą tufity barwy żółtokremowej, tworz ące warstewki o mi ąż szo ści od 0,5-2,5 cm wyst ępuj ące w kilku (około 6) poziomach w obr ębie ściany skalnej (ryc. 8). Lokalnie poziom tufitowy podkre śla sp ąg charakterystycznych, powyginanych warstewek wapienia, b ędących efektem synsedymentacyjnych przemieszcze ń grawitacyjnych (niewielkie slumpy), powstałych prawdopodobnie w efekcie wstrz ąsów sejsmicznych towarzysz ących erupcjom wulkanicznym (ryc. 8).

Ryc. 8. Kamieniołom w Żelebsku: z lewej – synsedymentacyjne przemieszczenia grawitacyjne z poziomami tufitów w stropie; z prawej – poziomy tufitów rozcięte uskokiem normalnym, zrzutowym. Fot. W. Margielewski.

Wiek utworów jest prawdopodobnie sarmacki, aczkolwiek dotychczasowe oznaczenia nanoplanktonowe z poziomów tufitowych, zidentyfikowanych na podstawie obecno ści szkliowa wulkanicznego (jako utworów współczesnych sedymentacji) nie dały pozytywnych rezultatów ze wzgl ędu na brak mikroflory (tufity zostały opróbowane do datowa ń bezwzgl ędnych metod ą Ar/Ar). Kierunki nieci ągło ści tektonicznej (uławicenie, sp ękania, uskoki) pomierzone w utworach mioce ńskich wyst ępuj ących w obydwu kamieniołomach w Żelebsku (zob. tak że ryc. 9), wykazuj ą znaczn ą rotacj ę bloków skalnych w obr ębie tej cz ęś ci tzw. strefy kraw ędziowej Roztocza (Jankowski, Margielewski 2014, zob. tak że tekst referatu wprowadzaj ącego). Kulisowy przebieg uskoków (w stosunku do kierunku kraw ędzi morfologicznej) wskazuje na geometri ę strefy typow ą dla struktury kwiatowej ( flower structure ).

Ryc. 9. Główny kamieniołom w Żelebsku (nie b ędący przedmiotem wycieczki – własno ść prywatna), zlokalizowany na NW od stopu 1.2, z granic ą baden/sarmat (Wysocka i in. 2006) i licznymi slumpami w stropowych cz ęś ciach masywu. Fot. L. Jankowski.

Stop 1.3. Tereszpol-Zachart. Piaskowce wapniste na transgresywnych piaskach miocenu Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50°34'02,16” ; E 22°53'53,76”

Odsłoni ęcie utworów miocenu znajduje si ę w obr ębie du żej kopanki piasków kwarcowych miocenu, utworzonej w obr ębie osta ńcowego wzgórza b ędącego elementem strefy kraw ędziowej Roztocza Środkowego w rejonie Tereszpola (ryc. 2: stop 1.3). Jego długo ść wynosi 100 m, za ś

50 wysoko ść około 10 m (ryc. 10 A). W kopance odsłaniaj ą si ę piaski drobno-i średnioziarniste (lokalnie gruboziarniste), bezstrukturalne, kwarcowe, barwy żółtej, zielonkawo żółtej i żółtoszarawej, przykryte warstw ą piaskowca wapnistego mi ąż szo ści 2,5-3,0 m (ryc. 10 – poziomy: 6-9). Pokrywa piaskowcowa zalegaj ąca na piaskach przyczyniła si ę do uformowania osta ńca denudacyjnego w utworach piaszczystych miocenu. Sp ągowe partie kompleksu piaszczystego (3 m) tworz ą piaski średnioziarniste, kremowo żółte, wy żej zalegaj ą kremowo żółte piaski kwarcowe średnioziarniste (ryc. 10 – poziom 3). Powy żej wyst ępuje kwarcowy piasek średnioziarnisty, żółtozielonkawy z niewielk ą domieszk ą glaukonitu, którego zawarto ść wynosi od 5% do 15% (Kr ąpiec i in. 2011). Wy żej w kompleksie zalega poziom piasków drobno-i średnioziarnistych (ryc. 10 – poziom 5). W utworze, obok glaukonitu stwierdzono do ść du żą zawarto ść minerałów ci ęż kich o niskich ekwiwalentach hydrodynamicznych (amfibole i kilka biotytów i piroksenów), co wskazuje na niewielk ą dynamik ę sedymentacji (Kr ąpiec i in. 2011).

Ryc. 10. Profil odsłoni ęcia i wiercenia utworów miocenu w Zacharcie. Poło żenie płaszczyzn sp ęka ń i uskoków (w piaskowcach) na diagramie konturowym (projekcja równopowierzchniowa biegunów na doln ą półkul ę) i kierunkowym (za: Jankowski, Margielewski 2014). Fot. W. Margielewski.

51 Na piaskach zalega pokrywa piaskowca o mi ąż szo ści niemal 3 m, która nie jest jednorodna: stanowi ona dwa zlityfikowane kompleksy, rozdzielone warstw ą piasków (ryc. 10 B-D – kompleksy 6- 9). W dolnym kompleksie piaskowiec jest średnioławicowy (0,5-0,7 m) (ryc. 10 – poziom 6), zaś jego ławice s ą poci ęte ciosem z regularnymi zespołami sp ęka ń oraz uskokami normalnymi o kierunku zapadania 110/270 o (ryc. 10 B, C; D). Analizy petrograficzne wykazały, że skała reprezentuje tzw. arenity sublityczne. Zawarto ść kwarcu jest dominuj ąca (54,18%), w składzie ziarnowym wyst ępuj ą tak że skalenie (ca 2%), glaukonit (1,04%) oraz okruchy skał w ęglanowych (7,34%). Spoiwo jest węglanowe (32,54%), kontaktowe, towarzyszy mu spoiwo kwarcowe (1,39%). Porowato ść skały jest niewielka (1,04%) (Kr ąpiec i in. 2011). Ponad dolnym poziomem piaskowca zalega warstwa kremowego piasku gruboziarnistego o mi ąż szo ści 15-30 cm (ryc. 10 – poziom 7, ryc. 10 C), za ś powy żej wyst ępuje górny poziom piaskowcowy (ryc. 11). W jego sp ągu cz ęste s ą charakterystyczne slumpy – powyginane i porozrywane cienkie (5 cm) warstwy piaskowca (lokalnie jest to wr ęcz brekcja o typie debrytu), b ędące efektem ze ślizgów synsedymentacyjnych (ryc. 10 BC - warstwa 8). Wskazuje to na sedymentacj ę utworów w warunkach d źwigania tektonicznego strefy kraw ędziowej Roztocza i sedymentacj ę najwy ższych partii kompleksu w Zacharcie w warunkach półrowu, prawdopodobnie b ędącego elementem struktury kwiatowej Roztocza.

Ryc. 11. Struktury sedymentacyjne w obr ębie piaskowców tworz ących nadkład piasków w odsłoni ęciu w Zacharcie. Fot. L. Jankowski.

Górny kompleks (podobnie jak ni ższy) reprezentuje arenit sublityczny, z podobnym udziałem kwarcu, jednak że mniejsz ą zawarto ści ą skaleni (0,84%) i okruchów skał w ęglanowych (3.9%), nieco wi ęcej jest glaukonitu (1,68%), śladowo pojawiaj ą si ę tak że okruchy skał magmowych i metamorficznych (0,28%) (Kr ąpiec i in. 2011). Wiercenia sonduj ące obramowuj ące wzgórze wskazuj ą, i ż „czapa” piaskowców pokrywaj ąca kompleks piaszczysty Zachartu, ma zasi ęg ograniczony do kulminacji wzgórza. W sp ągu kopanki sond ą mechaniczn ą wykonano wiercenie, którym na gł ęboko ści 3 m osi ągni ęto strop utworów kredowych. Bezpo średnio na gezach kredowych (na gł ęboko ści 3,0-2,9 m) zalega 52 żółtozielonkawy pył ilasty z licznymi fragmentami skał kredowych, który ku górze przechodzi w żółtobr ązowy pył piaszczysto-ilasty (ryc. 10). Liczne sondowania wykazały, że jest to osad stanowi ący podło że sedymentacji piaszczystej miocenu w rejonie Tereszpola (wyst ępuje on tak że w innych partii strefy kraw ędziowej Roztocza). Ponad pyłami (mułami) wyst ępuje rdzawobr ązowy piasek średnioziarnisty, za ś powy żej pojawia si ę żółty i brudno żółty piasek średnioziarnisty, kwarcowy, który odsłania si ę tak że w sp ągowych partiach kopanki w Tereszpolu–Zacharcie.

Stop 1.4. Lasowa Góra (Hodarówka) i Góra Marchwianego. Osta ńcowe formy rze źby strefy kraw ędziowej Roztocza Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski GPS: N 50°34'02,34”; E 22°56'03,3” (Lasowa G.); N 50°34'35,4”; E 22°55'15,6” (G. Marchwianego)

Ryc. 12. Charakterystyczne wzgórza strefy kraw ędziowej Roztocza w rejonie Tereszpola: ponad wyrównan ą powierzchni ą utworzon ą w obr ębie wapieni litotamniowych wznosz ą si ę osta ńcowe pagóry powstałe w wapieniach rafowych. Na pierwszym planie Lasowa Góra (Hodarówka), w tle: Góra Marchwianego. Fot. W. Margielewski.

Po obydwu stronach drogi wiod ącej z Tereszpola do Zwierzy ńca (przez wie ś Sochy), widoczne s ą dwa charakterystyczne odizolowane wzgórza (ryc. 12). Wzgórze na północ od drogi zwane jest gór ą Marchwianego, na SE od niej – Lasow ą Gór ą (Hodarówk ą). Góra Marchwianego i s ąsiaduj ąca z ni ą od południa Lasowa Góra s ą jednymi z licznych osta ńców denudacyjnych typowymi dla strefy kraw ędziowej Roztocza (Buraczy ński red. 2002; 2013). Ostaniec jest form ą rze źby powstał ą w wyniku działania procesów denudacyjnych, które doprowadziły do odsłoni ęcia wyniosło ści terenu –samotnego wzgórza o stosunkowo stromych stokach, z najbardziej odporn ą na wietrzenie parti ą wierzchowinow ą. Jednak że w odró żnieniu od tzw. twardzieli, osta ńce denudacyjne charakteryzuje niewielk ą ró żnic ą w odporno ści skał. W przypadku Roztocza, które lokalnie ma budow ę płytow ą, istotne znaczenie dla powstawania osta ńców denudacyjnych ma rozpad na bloki w wyniku formowania struktury kwiatowej i pó źniejszej ekstensji (rozci ągania). Indywidualizacja osta ńców wynika z powstania sieci uskoków i poszerzania sp ęka ń tektonicznych, co w rezultacie prowadziło do formowania dolin, z czasem izoluj ących osta ńce. Góra Marchwianego i Lasowa Góra s ą wła śnie takimi osta ńcowymi elementami rze źby charakterystycznymi dla tej cz ęś ci strefy kraw ędziowej Roztocza (ryc. 12, 13).

Ryc. 13. Góra Marchwianego. Widok z Lasowej Góry. Fot. W. Margielewski.

W rejonie Góry Marchwianego i Laso- wej Góry, na kredowym podło żu, które stanowi ą tu gezy, zalegaj ą utwory miocenu (Popielski 1996). W najni ższej cz ęś ci profilu wykształcone s ą one jako piaski kwarcowe, wy żej zalegaj ą wapienie litotamniowe. Na wapieniach litotamniowych zalegaj ą najbardziej odporne na denudacj ę wapienie rafowe (tzw. haliotisowe: od wyst ępuj ącej w nich skamieniało ści ślimaka morskiego z rodzaju Haliotis ) (Popielski 1994, 1996). Wapienie te zalegaj ące płytowo, buduj ą charakterystyczne, płaskie szczyty wzgórz maj ących tu charakter osta ńców: tzw. gór-świadków (ryc. 12; 13), powstałych z rozfragmentowania tzw. stoliwa (ryc. 14) (por. Migo ń 2006).

Ryc. 14. Schemat powstawania ostanców denudacyjnych (tzw. gór-świadków) (wg Migo ń 2006), w układzie litologicznym charakterytycznym dla strefy kraw ędziowej Roztocza.

Miejscami skały buduj ące stoliwo s ą silnie scementowane spoiwem wapiennym lub krzemionkowym. Wyst ępuj ą tu tak że wkładki piaskowca wapnistego, silnie skrzemionkowanego. W efekcie skały te były wykorzystywane do wyrobu kamieni mły ńskich. W szczytowych partiach Lasowej Góry zachował si ę charakterystyczny łom, w obr ębie którego pozyskiwano materiał do wyrobu kamieni żarnowych. Wyst ępuj ą tu nieliczne skamieniało ści mał ży mioce ńskich ( Ostrea, Chlamys ), cz ęsto równie ż zsylifikowane. Ściana wyrobiska chroniona jest jako pomnik przyrody.

Ryc. 15. Forma skałkowa pod Lasow ą Gór ą, chroniona jako pomnik przyrody. Fot. W. Margielewski. Z prawej pozycja skałki u podnó ża Lasowej Góry (wg Kr ąpiec i in. 2010).

54 U północnej podstawy Lasowej Góry wyst ępuje forma skałkowa (chroniona jako pomnik przyrody) utworzona z wapienia rafowego, która ma kształt baszty o wysoko ści ok. 2 m, szeroko ści 2x3 m (ryc. 15). Ma ona genez ę grawitacyjn ą i zalega bezpo średnio na utworach kredowych (Krąpiec i in. 2010).

Stop 1.5. Kamienna Góra w Tereszpolu-Jurdydze. Fragment stoliwa Leszek Jankowski, Marek Kr ąpiec, Włodzimierz Margielewski GPS: N 50° 33' 17,11”; E 22° 57' 00,86”

Kamienna Góra (326,3 m.n.p.m.) wyst ępuje na północ od miejscowo ści Tereszpol-Jurdyga i, podobnie jak Góra Marchwianego i Lasowa Góra, stanowi charakterystyczny pagór osta ńcowy o płaskim szczycie, wznosz ący si ę ok. 40 m ponad podstaw ę wzgórza (ryc. 16; ryc.2 – stop 1.5) (Kr ąpiec i in. 2010). Powstał on w efekcie rozczłonkowania pokrywy odpornych wapieni rafowych z wykształconym w jej obr ębie denudacyjnym poziomem strukturalnym. Tego typu wzgórza osta ńcowe tworzyły sie na Roztoczu w pliocenie, w efekcie intensywnych procesów denudacyjnych (Buraczy ński red. 2002).

Ryc. 16. Wzgórze Kamienna Góra koło Tereszpola. Pagór osta ńcowy utworzony w wapieniach rafowych, wznosi si ę ponad spłaszczeniem powstałym w wapieniach litotamniowych. Fot. W. Margielewski.

Podobnie jak w przypadku Góry Marchwianego i Lasowej Góry, szczyt osta ńca denudacyjnego tworzy czapa odpornych wapieni rafowych miejscami skrzemionko- wanych, zalegaj ąca na mniej odpornych wapieniach litotamniowych, które lokalnie zaz ębiaj ą sie tu z marglami piaszczystymi (tzw. marglami treszpolskimi – Popielski, 1996) zawieraj ącymi nagromadzenia charakterystycznych buł utworzonych z krasnorostów (litotamniów). Odsłoni ęcia tych utworów wyst ępuj ą m.in. w s ąsiedztwie Kamiennej Góry (Kr ąpiec i in. 2010). Liczne skamieniało ści mał ży (ostrygi, przegrzebki) jak równie ż buły litotamniowe wyst ępuj ą w zwietrzelinie i na polach ornych otaczaj ących Kamienn ą Gór ę. Odporne skały buduj ące ostaniec były niegdy ś przedmiotem eksploatacji: na północnych stokach wzgórza widoczny jest współcze śnie zaro śni ęty łom. Wzgórza osta ńcowe strefy kraw ędziowej Roztocza s ą czytelnym przykładem selektywnego oddziaływania procesów denudacyjnych ukierunkowanych zarówno tektonik ą podło ża (dyslokacje zwi ązane tu ze struktur ą kwiatow ą) jak i ró żnic ą w odporno ści skał podło ża (ryc. 17).

55 Ryc. 17. Ci ąg wzgórz osta ńcowych strefy kraw ędziowej Roztocza w rejonie Teresz-pola. Fot. W. Margielewski.

Stop 1.6. Stawy Echo. Wydma paraboliczna, procesy eoliczne na Roztoczu Leszek Jankowski, Marek Kr ąpiec, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50º36’11,41'; E 22º 58’40,35'

W bezpo średnim s ąsiedztwie stawów Echo (sztuczne zbiorniki wykorzystuj ące wody Świerszcza, lewego dopływu Wieprza) wznosi si ę rozległy wał piaszczysty o wysoko ści około 15 m i długo ści około 1 km. Ma on charakterystyczny, sierpowy zarys. Jest on utworzony z drobnoziarnistych piasków i reprezentuje klasyczn ą wydm ę paraboliczn ą (łukow ą). Taki rodzaj wydm jest formowany w efekcie stabilizacji jej ko ńców (ramion) przez ro ślinno ść (lub wilgotne podło że) i przesuwanie jej czoła w kierunku zawietrznym wskutek przewiewania piasku (ryc. 18). Migracja czoła wydmy w s ąsiedztwie Stawów Echo w kierunku wschodnim wskazuje, że została ona uformowana przez wiatry wiej ące z kierunku zachodniego. Jakkolwiek główny proces wydmotwórczy na Roztoczu wi ązano z pó źnoglacjalnym ochłodzeniem młodszego dryasu (około 12650-11700 lat temu) (Buraczy ński red. 2002), nowsze badania (w tym z wykorzystaniem datowa ń OSL) wskazuj ą, że główny etap procesów wydmotwórczych mógł mie ć miejsce w trakcie ochłodze ń najstarszego dryasu i starszego dryasu - znacznych ochłodze ń klimatu pod koniec zlodowacenia Wisły (Margielewski i in. w druku). W warunkach klimatu zimnego, suchego i wietrznego nast ąpiło wówczas rozprzestrzenienie si ę stepu trawiastego oraz siedlisk piaszczystych, za ś ubogie lasy sosnowo-brzozowe tworzyły lu źne płaty. Zanik wieloletniej zmarzliny, uboga szata ro ślinna i przesuszenie podło ża zwi ązane z obni żeniem zwierciadła wód gruntowych, spowodowały intensywny rozwój procesów eolicznych (wiatrowych) na równinach utworzonych z piasków wodnolodowcowych i rzecznych (Buraczy ński red. 2002). Silne strumienie wiatrów wiej ących z kierunku zachodniego nawiewały równie ż materiał piaszczysty z Kotliny Sandomierskiej (Bura- czy ński 1994). O du żej energii transportu eolicznego świadczy wielko ść wydm na Roztoczu: niektóre z nich osi ągaj ą wysoko ść ponad 20 m. Szczytem wydmy w sąsiedztwie Stawów Echo wiedzie ście żka edukacyjna (ryc. 18). Ryc. 18. Szczyt rozleglej wydmy parabolicznej w s ąsiedztwie Stawów Echo. Fot. W. Margielewski. 56 Czwartek 25.09.2014

Trasa: Zwierzyniec – Bondyrz – Bli żów – Szopowe – Górniki – Potok-Senderki – Józefów – Józefów kamieniołom – Hamernia – rezerwat przyrody „Czartowe Pole” – kamieniołom Błudek w Nowinach – Susiec – Rebizanty (Szumy na Tanwi) – Huta Ró żaniecka – Narol – Wola Wielka – Huta Lubycka – Werchrata – Horyniec – Radru ż – Zwierzyniec

Stop 2.1. Kamieniołom w Blizowie. Odsłoni ęcie utworów kredowych ze strukturami tektonicznymi Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50 o36’06,42”; E 23 o07’38,76”

Niewielki kamieniołom u żytkowany na lokalne potrzeby znajduje si ę w Bli żowie, po północnej stronie drogi asfaltowej Adamów-Bli żów (ryc. 2 – Stop 2.1). W obr ębie ścian kamieniołomu (tworz ących dwa poziomy eksploatacyjne) o długo ści 60-70 m i wysoko ści 4-8 m, odsłaniaj ą si ę opoki mastrychtu barwy kremowo-żółtawej (ryc. 19). S ą to skały masywne, gruboławicowe, o grubo ści ławic przekraczaj ącej 1 m. Warstwy zalegaj ą prawie poziomo, zapadaj ąc nieznacznie na północny zachód pod kątem 5 o. Skały s ą silnie sp ękane i poci ęte regularnym zespołem sp ęka ń oraz uskoków (ryc. 19) (Kr ąpiec i in. 2010; 2011).

Ryc. 19. Odsłoni ęcie opok kredowych w kamieniołomie w Bli żowie. W centralnej cz ęś ci ściany widoczna struktura kwiatowa zwi ązana z uskokiem prawoprzesuwczym. Poni żej diagramy sp ęka ń i uskoków (wg: Jankowski, Margielewski 2014). Obja śnienia do diagramów sp ęka ń jak na ryc. 10. Fot. W. Margielewski.

57 W obr ębie powierzchni skalnych widoczne s ą uskoki normalne o płaszczyznach zapadaj ących pod stosunkowo wysokim k ątem (60-65 o) w kierunku południowo-wschodnim (135º/65º), zwi ązane z radialn ą ekstensj ą. Cz ęść uskoków normalnych została reaktywowana jako uskoki prawoprzesuwcze (dextral faults ) (ryc. 20), co doprowadziło do powstania charakterystycznych struktur kwiatowych (flower structures ) widocznych w obr ębie ścian skalnych (ryc. 19). Towarzysz ą im uskoki lewoprzesuwcze ( sinistral faults ) o kierunkach równoległych do ściany odsłoni ęcia oraz kierunku i k ącie zapadania 215°/85° (ryc. 20). Analiza przebiegu nieci ągło ści tektonicznych wskazuje na reaktywacj ę uskoków tn ących utwory kredowe, zwi ązanych ze zmian ą pola napr ęż eń w czasie: od radialnej ekstensji, po napr ęż enia w re żimie przesuwczym, typowym dla formowania regionalnej struktury kwiatowej. W odsłaniaj ących si ę skałach licznie wyst ępuje zró żnicowana i bogata makrofauna wieku kredowego. Dominuj ą tu o śródki amonitów (głównie z rodzaju Baculites - form typowych dla epoki kredowej, o wydłu żonych kształtach), belemnitów, mał ży (m. in. z rodzaju Inoceramus ) i ramienionogów (Kr ąpiec i in. 2010).

Ryc. 20. Bli żów, uskoki przesuwcze w opokach kredowych: A – prawoprzesuwczy ( dextral ), B – lewoprzesuwczy ( sinistral ). Żółta strzałka wskazuje kierunek ruchu bloku przyległego. Fot. W. Margielewski.

Stop 2.2. Szopowe. Datowane mikropaleontologicznie i metod ą K/Ar piaski transgresywne miocenu Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec Pozycja GPS: N 50º30,983'; E 23º05,503’

Odsłoni ęcie utworów miocenu o długo ści około 20 m i wysoko ści 4 m, znajduje si ę przy drodze z Szopowego do Górników Nowych (ryc. 2 – Stop 2.2). W jego obr ębie odsłaniaj ą si ę szarozielonkawe piaski, z wyst ępuj ącą w ich środkowych partiach ławic ą piaskowca, dziel ącą kompleks piaszczysty na dwa poziomy (ryc. 21). Dolny poziom o mi ąż szo ści 1,9m tworz ą bezstrukturalne piaski pylaste, drobnoziarniste, kwarcowo-glaukonitowe (ryc. 21) (Kr ąpiec i in. 2010, 2011). Miejscami utwór zawiera liczne fragmenty skorup mi ęczaków miocenu, których nagromadzenia tworz ą w osadzie warstwy. Zielonkawa barwa osadu jest zwi ązana wyst ępowaniem w osadzie ziaren glaukonitu (około 5%).

Ryc. 21. Profil osadów miocenu w Szopowem (wg: Kr ąpiec i in. 2010, 2011).

W stropie dolnego kompleksu piaszczystego zalega silnie scementowana ławica piaskowca będącego arenitem litycznym o spoiwie w ęglanowym, utworzonego głównie z kwarcu, glaukonitu i skał węglanowych. Mi ąż szo ść ławicy wynosi 0,4 m, za ś w jej sp ągu wyst ępuje liczna fauna mi ęczaków mioce ńskich (o śródek muszli ramienionogów, ślimaków, mał ży) (ryc. 21 – poziom b, fot. C). W próbkach piasku pobranych około 0,5 m poni żej warstwy piaskowca stwierdzono wyst ępowanie licznych otwornic, które wskazuj ą na wczesnobade ński (moraw) wiek utworu (Kr ąpiec i in. 2011). W stropowych partiach profilu, ponad warstw ą piaskowca, wyst ępuje poziom piasków glaukonitowych zbli żony składem ziarnowym do piasków odsłaniaj ących si ę w sp ągu odkrywki (ryc. 21 – poziom c). Z próbki pobranej z tych osadów oznaczono nanoplankton, którego skład gatunkowy wskazuje na pó źnobade ńsko-wczesnosarmacki wiek utworu (oznaczenia M. Gareckiej z PIG-PIB – Kr ąpiec i in. 2011).

59 Mikropaleontologiczne udokumentowanie tego wieku jest istotne, bowiem w środkowych partiach dolnego kompleksu piaszczystego, około 0,5 m i 0,8 m pod piaskowcem, wykonano datowania ziaren glaukonitu metod ą K/Ar, uzyskuj ąc wiek 35,7 mln lat i 34,4 mln lat (ryc. 21) (Kr ąpiec i in. 2011). Uzyskane daty wskazuj ą, i ż minerał ten, wraz z ziarnami kwarcowymi, był redeponowany z wyst ępuj ących tu utworów piaszczystych eocenu (priabon). Jest to o tyle istotne, że współcze śnie na Roztoczu osady piaszczyste eocenu były dotychczas rejestrowane tylko z rowu Sołokiji w okolicach Tomaszowa Lubelskiego (Buraczy ński red. 2002). U podnó ża odsłoni ęcia wykonano wiercenie rdzeniowane, osi ągaj ąc gł ęboko ść 26 m (ryc. 21) (Kr ąpiec i in. 2011). W interwale 26-14 m nawiercono utwory kredowe: gezy, piaskowce, mułowce (ich wiek został oznaczony mikrofaunistycznie na mastrycht) (Kr ąpiec i in. 2011). Ponad utworami kredowymi, wyst ępuje pył ilasty ze skorupami mi ęczaków mioce ńskich i przeławiceniami wapienia organodetrytycznego, iłu i piaskowca (ryc. 21). Na gł ęboko ści 10-8,3 m wyst ępuje drobnoziarnisty piasek kwarcowy z glaukonitem. Glaukonit wyselekcjonowany z tego utworu został datowany metod ą K/Ar na 37 Ma (ryc. 21), co wskazuje, że był on redeponowany do osadów badenu z utworów eoce ńskich. Ponad piaskiem, w interwale 8,3-7,0 m zalega szarooliwkowy, zbity piaskowiec wapnisty. W stropie profilu wiercenia wyst ępuje kompleks piaszczysty o mi ąż szo ści 7 m utworzony z żółtooliwkowych piasków drobnoziarnistych, których strop widoczny jest w odsłoni ęciu. Piaski wyst ępuj ące w Szopowem reprezentuj ą najstarszy osad mioce ński, którego sedymentacja rozpocz ęła si ę wraz z transgresj ą morsk ą na obszar współczesnego Roztocza we wczesnym badenie, trwała za ś po wczesny sarmat.

Stop 2.3. Potok Senderki. Podziemne wyrobiska górnicze po eksploatacji materiału do produkcji kamieni mły ńskich i żarnowych Jan Urban, Tomasz Mleczek Pozycja GPS: N 50°32’22,41”; E 23°24’03,18,64”

W obr ębie wzniesienia poło żonego bezpo średnio na wschód od wsi Potok Senderki i zwanego Gór ą Hołdy wyst ępuj ą pozostało ści podziemnej i powierzchniowej eksploatacji kopalin skalnych. Przedmiotem eksploatacji były utwory mioce ńskie wykształcone jako wyst ępuj ące naprzemiennie płytowe wapienie organodetrytyczne, wapienie piaszczyste oraz piaskowce i piaski. Zwi ęzłe piaskowce wapniste (o spoiwie kalcytowym) wyst ępuj ące w tym kompleksie skalnym , wykorzystywane były do produkcji kamieni mły ńskich i żarnowych. Ich eksploatacja prowadzona była prawdopodobnie w okresie od drugiej połowy XVIII wieku (miejscowo ści Potok i Senderki powstały w 1764 r.) do II wojny światowej metod ą podziemn ą, w efekcie czego powstał rozległy i labiryntowy system chodników. W wieku XIX i w pocz ątkach XX wieku prowadzono tu równie ż eksploatacj ę odkrywkow ą wapieni i piaskowców do produkcji kruszywa budowlanego i wapna. Dotychczas nie odnaleziono jednak istotnych

60 źródeł historycznych dotycz ących podziemnej eksploatacji (Gazda, Ruska 2005, Ruska 2006, Lipiec 2007, Gazda 2009, Urban, Mleczek 2011, Urban 2012, Bill 2014). Piaskowiec do produkcji kamieni mły ńskich był jasnoszary, bardzo zwi ęzły, cechował si ę wysok ą odporno ści ą na ściskanie (rz ędu 85 Mpa) i nisk ą ścieralno ści ą. W podło żu pokładu (ławicy) zwi ęzłego piaskowca wyst ępowały lu źniejsze piaskowce i piaski, za ś w nadkładzie – wapienie piaszczyste i wapienie (Gazda, Ruska 2005, Ruska 2006). Wydobycie prowadzone było na gruntach prywatnych przez wła ścicieli lub spółki górnicze dzier żawi ące kopalnie i zatrudniaj ące okolicznych mieszkańców. Według miejscowej tradycji wydobycie kamieni mły ńskich i żarnowych prowadzono wykonuj ąc podziemne wyrobiska głównie poni żej ławicy zwi ęzłego piaskowca, w obr ębie piasków i słabo zwi ęzłych piaskowców. Bloki skalne do produkcji kamieni mły ńskich wykuwano w stropie otrzymuj ąc po ich wypadni ęciu (pod własnym ci ęż arem) prawie gotowe produkty. Zaokr ąglony kamie ń o grubo ści równej mi ąż szo ści ławicy, po wytoczeniu wymagał jedynie ko ńcowej obróbki. Obserwacje wewn ątrz wyrobisk wskazuj ą jednak, i ż prowadzono równie ż wydobycie w sp ągu wyrobisk, które wykonywane były w nadległych wapieniach. Materiał odpadowy: piasek, gruz i głazy, wykorzystywany był jako sucha podsadzka, cz ęś ciowo za ś prawdopodobnie wydobywany do produkcji wapna, kruszywa lub kamienia łamanego (murowego). W okresie II wojny światowej podziemne wyrobiska wykorzystywane były równie ż jako schronienie dla miejscowej ludno ści i miejsce ukrycia broni partyzanckiej (Gazda, Ruska 2005, Gazda 2009, Urban 2012). Okoliczni mieszka ńcy podaj ą liczb ę około 70 istniej ących tu niegdy ś kopalni. Obecnie za ś wyrobiska podziemne dost ępne s ą siedmioma otworami. S ą to poziome chodniki o długo ści rz ędu kilkudziesi ęciu do kilkuset metrów i wysoko ści 1-1,5 m, koniecznej do wytoczenia kamieni mły ńskich, za ś ich obecna niewielka szeroko ść , 1-2 m warunkowana jest obudow ą materiałem odpadowym (ryc. 22). W dost ępnych wyrobiskach zachowały si ę ślady stosowanych technik wydobywczych: pojedyncze kamienie mły ńskie (ryc. 23), drewniane stemple i belki stropowe, wgł ębienia po kagankach, otwory wiertnicze (Urban 2012). Podziemne chodniki z zachowanymi śladami technik eksploatacyjnych, pozostało ściami obudowy oraz półproduktami stanowi ą unikalny w skali europejskiej przykład eksploatacji surowców skalnych i reprezentuj ą wyj ątkowy zabytek techniki. Zabytkiem techniki s ą równie ż powierzchniowe pozostało ści eksploatacji: hałdy, zapadliska oraz dawne kamieniołomy. Jednocze śnie podziemne i powierzchniowe wyrobiska stanowi ą doskonałe odsłoni ęcia geologiczne ró żnych skał miocenu: wapieni organodetrytycznych, wapieni piaszczystych i piaskowców, jak równie ż rozcinaj ących je form krasowych odsłoni ętych w kilku miejscach w wyrobiskach (Urban 2012, Kr ąpiec i in. 2012). Chodniki stały si ę równie ż miejscem bada ń legowisk lisa (Krajcarz, Krajcarz 2010). Podziemne wyrobiska

61 Senderek s ą w ostatnich latach eksplorowane i dokumentowane przez członków Stowarzyszenia Speleoklub Beskidzki.

Ryc. 22. Plan i przekroje poprzeczne jednej z mniejszych sztolni w Potoku Senderkach (wg Urban, Mleczek 2011, zmodyfikowane). Obja śnienia oznacze ń (na planie): 1 – ściana skalna, 2 – ściana korytarza wykonana z bloków skalnych, 3 – skarpa lu źnego materiału w ścianie lub przy dnie korytarza, 4 – elementy drewnianej obudowy: a – stempel, b – belka pozioma, 5 – nachylenie dna korytarza, 6 – nachylony element stropu korytarza, 7 – przekrój poprzeczny.

Ryc. 23. Kamie ń mły ński pozostawiony w jednej z kopal ń w Senderkach. Fot. J. Urban.

Podziemne wyrobiska w Senderkach s ą ponadto miejscem zimowej hibernacji nietoperzy. Zim ą notuje si ę w nich obecno ść około 20 osobników reprezentuj ących 8 gatunków tych zwierz ąt (Piskorski 2009). Fakt ten jest powodem obj ęcia obszaru Góry Hołdy ochron ą jako obszaru Natura 2000 „Sztolnie w Senderkach” (PLH060020), który zajmuje powierzchni ę 80,6 ha.

62 Stop 2.4. Józefów. Kamieniołom biokalkarenitów mioce ńskich i kirkut Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50º28,409'; E 23º03,198’

Bardzo rozległy, czynny kamieniołom w Józefowie, został zało żony w obr ębie charakterystycznego wału morfologicznego stanowi ącego kraw ędź Roztocza, rozci ągaj ącego si ę tu od Józefowa po Nowiny (ryc. 24). W jego obr ębie odsłaniaj ą si ę średnio i gruboławicowe wapienie organodetrytyczne (ryc. 2 i 24 – Stop 2.4). Charakterystyczn ą cech ą tego kompleksu jest kilkakrotne pojawienie si ę w profilu przeławice ń iłów (pyłów ilastych) warstwowanych (laminowanych) poziomo (Wysocka 2002, Kr ąpiec i in. 2011) (ryc. 25 , fot. C i D, ryc. 26). Generalnie wapienie s ą bestrukturalne, aczkolwiek lokalnie w obr ębie ławic wyst ępuj ą niekiedy warstwowania przek ątne, czy tabularne, jak te ż charakterystyczne bruzdy erozyjne wypełnione gruboziarnistym materiałem organodetrytycznym z licznymi klastami ilastymi (Wysocka 2002). Bruzdy wraz z wypełnieniami (nachylone zwykle ku południowi) uznano za efekt spływów kolizyjno-kohezyjnych; ich powstanie zwi ązane było z powstawaniem podmorskich osuwisk na skłonach progów podło ża podczas rozwoju strefy kraw ędziowej Roztocza w pó źnym badenie (Jaroszewski 1977). Na ścianach kamieniołomu są te ż widoczne utwory o typie debrytów.

Ryc. 24. Charakterystyczny wał strefy kraw ędziowej Roztocza, pomi ędzy Józefowem i Nowinami (numeryczny model terenu), z kamieniołomami w Józefowie (Stop 2.4); Pardysówce (p. 3), przełomem Sopotu przez stref ę kraw ędziow ą (Stop 2.6) i wyniesionym masywem Nowin z Kamieniołomem w Błudku (Stop 2.7). Sp ękania i uskoki dla skał poszczególnych stanowisk – na diagramach konturowych i kierunkowych (obja śnienia zob. ryc. 10). Czerwonym kółkiem zaznaczono kirkut w Józefowie

63 Kompleks utworów miocenu obserwowany w kamieniołomie w Józefowie jest nieznacznie (7-13 o) nachylony ku południowi (lub południowemu zachodowi), w stron ę zapadliska. Skały s ą poci ęte sp ękaniami reprezentuj ącymi wszystkie zespoły: L, T, D1, D2, jednak że z dominuj ącym kierunkiem o rozci ągło ści około 120 o(ryc. 24 – diagramy 1-2) (Jankowski, Margielewski, 2014, zob. tak że Brzezi ńska-Wójcik, Rauch, 2013). Widoczne w kamieniołomach uskoki przecinaj ące wszystkie odsłoni ęte utwory cz ęsto s ą uskokami synsedymentacyjnymi, ekstensyjnymi (reaktywowanymi w pó źniejszym etapie ekstensji o kierunku NNE-SSW) (Kr ąpiec i in. 2011, Jankowski, Margielewski 2014). Uskokom (głównie normalnym, o kierunku zapadania 210 o) towarzyszy cz ęsto brekcja przyuskokowa (ryc. 25 – fot. B). Lustra tektoniczne na powierzchniach uskoków spotykane s ą rzadko. Niekiedy widoczne s ą ugi ęcia warstw nad powierzchni ą uskokow ą. Charakterystyczne asocjacje struktur kwiatowych wskazuj ą na wyst ępowanie tu uskoków przesuwczych (ryc. 25 C). Według Jaroszewskiego (1977), powstanie tych uskoków jest zwi ązane z odmłodzeniem antytetycznych stopni uskokowych i rozwojem rowów podłu żnych i poprzecznych w marginalnej strefie zapadliska przedkarpackiego w sarmacie.

Ryc. 25. Kamieniołom w Józefowie, cz ęść wschodnia wyrobisk. W obr ębie wapieni organodetrytycznych widoczne s ą poziomy utworów pylastych (Fot. A – poziomy 1-3; Fot. D-E). Skały poci ęte s ą sp ękaniami oraz uskokami: normalnymi zrzutowymi (fot. B) i przesuwczymi, tworz ącymi tu struktury kwiatowe (Fot. C). Fot. W. Margielewski.

64 Takie przemieszczenia antytetyczne s ą doskonale widoczne pomi ędzy wschodni ą i zachodni ą cz ęś ci ą masywu kalkarenitowego odsłaniaj ącego si ę we wschodniej i zachodniej cz ęś ci kamieniołomu w Józefowie (ryc. 24: por. diagramy sp ęka ń 1-2). Z kolei przebieg uskoków w skałach Józefowa, sko śny (kulisowy) w stosunku do kierunku morfologicznej kraw ędzi Roztocza, wskazuje na geometri ę wału Roztocza jako struktury kwiatowej (Jankowski, Margielewski 2014). Jej elementy poci ęte szeregiem dyslokacji na bloki, wykazuj ą zarówno tendencj ę do wzajemnych przemieszcze ń pionowych (neotektonicznych – Brzezi ńska-Wójcik 2013), jak te ż rotacji wokół osi poziomej i pionowej (Jankowski, Margielewski 2014). Równie ż blok Pardysówki, w obr ębie którego znajduje si ę kamieniołom w Józefowie (Buraczy ński red. 2002), wykazuje tendencje do rotacji wokół osi poziomej (przemieszczenia antytetyczne), jak te ż wokół osi pionowej (ryc. 24 – diagramy 1-3).

Ryc. 26. Kamieniołom w Józefowie – cz ęść zachodnia. W obr ębie wapieni organodetrytycznych widoczne s ą wkładki laminowanych utworów pylastych (poziomy zaznaczone strzałk ą): zarówno w obr ębie „osta ńca” poeksploatacyjnego (A), jak i ściany (B). Fot. W. Margielewski.

W obr ębie wkładek pylastych wyst ępuj ących w dolnych (ryc. 25 fot. A – poziomy 1 i 2) i górnych (ryc. 25 fot. A – poziom 3) partiach wschodniej cz ęś ci kamieniołomu wyst ępuje mikrofauna. Z najni ższego poziomu laminowanych osadów (ryc. 25 A – poziomy 1 i 2) oznaczono nanoplankton wieku pó źnobade ńsko-sarmackiego (górna cz ęść poziomu NN6) (Kr ąpiec i in. 2011, oznaczenia M. Gareckiej z PIG-PIB w Krakowie). Z kolei zespół nanoplanktonu oznaczony z najwy żej wyst ępuj ącej wkładki pylastej (ryc. 25 – poziom 3, ryc. 25 E) pozwala okre śli ć wiek utworów na co najmniej pó źny sarmat (serraval) lub nawet młodszy panon (Kr ąpiec i in. 2011). Jakkolwiek wiek wapieni organodetrytycznych odsłaniaj ących si ę w kamieniołomie w Józefowie był dotychczas okre ślany na górny baden (Musiał 1987, Wysocka i in. 2006), analizy nanoplanktonu wskazuj ą na sarmacki wiek utworów buduj ących masyw kalkarenitowy Józefowa-Pardysówki, co potwierdza wcze śniejsze oznaczenia wieku tych utworów w oparciu o faun ę otwornicow ą (Czepiec 1996) Poni żej kamieniołomu zachodniego w Józefowie, na północnym stoku wału morfologicznego, znajduje si ę urokliwy, stary cmentarz żydowski (kirkut) z XVIII w. (lokalizacja na ryc. 24). Zachowały

65 si ę tu liczne tablice nagrobne (macewy) z inskrypcjami w j ęzyku hebrajskim, wykonane z kamienia wydobywanego w pobliskim kamieniołomie (ryc. 27).

Ryc. 27. Kirkut w Józefowie, z licznymi macewami wykonanymi z wapienia józefowskiego. Fot. W. Margielewski.

Stop 2.5. Hamernia. Torfowisko wysokie formowane od pó źnego glacjału w misie deflacyjnej Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec, Leszek Jankowski Pozycja GPS: N 50 o27,333’; E 023 o07,540’;

W Hamerni koło Józefowa, przy bocznej drodze no Nowin, znajduje si ę unikalne, rozległe torfowisko wysokie o powierzchni 9 ha, poro śni ęte współcze śnie ro ślinno ści ą bagienn ą (mech torfowiec) i rzadkim młodnikiem sosnowym (ryc. 2 i 24 – Stop 2.5, ryc. 28). Torfowisko wypełnia mis ę deflacyjn ą o średnicy 300-350 m, otoczon ą wałami wydmowymi o wysoko ści do 15 m (ryc. 28 A, B). Sondowania wykazały, że torfowisko (i misa deflacyjna) jest wyra źnie podzielone na dwie cz ęś ci: zachodni ą, gł ębsz ą (gł ęboko ści 4,15 m) i wschodni ą, płytsz ą (3,2 m). Środkiem misy deflacyjnej biegnie charakterystyczna, sierpowata wydma, której szczyt jest współcze śnie pokryty cienk ą (do 0,5 m) warstw ą torfu. W obr ębie torfowiska, świdrem INSTORF, pobrano trzy rdzenie z najgł ębszych partii zachodniej cz ęś ci torfowiska (profil Hamer W-1) i jego wschodniej, „zawydmowej” cz ęś ci (profil Hamer W-2). Rdzenie poddano szczegółowym analizom, w tym torfoznawczym (ł ącznie z analiz ą makroszcz ątków). Wykonano tak że pełne analizy palinologiczne dla pobranych profili (oznaczenia V. Zernitskiej z NBAN z Mi ńska na Białorusi), jak równie ż datowania radiow ęglowe pocz ątku akumulacji torfu i poziomów zmienno ści asocjacji pyłkowych (granic chronozon) (ryc. 28). W profilu W-1, w sp ągu torfowiska (gł ęboko ść 3,85-2,95 m) wyst ępuje silnie rozło żona materia organiczna o charakterze „dy” (zasobna w koloidy), zalegaj ąca bezpo średnio na piaskach wydmowych (ryc. 28). Powy żej (2,95-2,70 m) zalega cienka wkładka torfu turzycowo-trzcinowego i trzcinowego (20 cm). W interwale 2,5-1,8 m wyst ępuje torf turzycowy. Górne partie torfowiska s ą utworzone z „dy”, wy żej za ś (1,2-0,8 m) z silnie rozło żonego torfu (humotorf). W stropie torfowiska (0,8-0,15 m) wyst ępuje torf przej ściowy ze Sphagnum sp. (mech torfowiec) i Bryales sp. (mchy brunatne). W stropie torfowiska zalega cienka warstwa torfu wysokiego (15 cm) utworzonego z mchów torfowców (Sphagnum). Strop torfowiska tworzy wierzchnica (nierozło żone mchy torfowca) (ryc. 28).

Ryc. 28. Torfowisko Hamernia rozwini ęte w obr ębie misy deflacyjnej, podzielonej wydm ą na dwie cz ęś ci (zob. przekrój na ryc. A). Oznaczenia osadów organicznych: K. Lipka z Uniwersytetu Rolniczego w Krakowie. Chronozony palinologiczne oznaczono na podstawie analizy palinologicznej, któr ą wykonała V. Zernitskaya. Datowania Radiow ęglowe: MKL Laboratorium w Skale (kalibracja programem OxCal v. 4.1).

W drugiej cz ęś ci torfowiska profil utworów organicznych jest nieco krótszy (3,2 m). Rozpoczyna go (3,15-2,55 m) rozło żony mułek torfowy zawieraj ący koloidy („dy”), który w środkowych partiach jest przedzielony wkładk ą (25 cm) br ązowooliwkowego mułu (pył ilasto-piaszczysty) (ryc. 28 – profil Hamer W-2). Wskazuje to na nieco inny typ akumulacji sp ągowych partii tej cz ęś ci torfowiska, zdominowany przez dostaw ę osadu allochtonicznego (eolicznego) do zbiornika. Powy żej dennych osadów wyst ępuje poziom torfu turzycowego (2,55-2,0 m), na którym zalega gruba warstwa mułków torfowych zawieraj ących koloidy („dy”) z silnie rozło żonym humotorfem w stropie (0,50-0,35 m). Nast ępstwo torfów w górnych partiach profilu jest podobne jak w profilu W-1, jednak mi ąż szo ści warstw poszczególnych poziomów torfowych (torf przej ściowy-wysoki) s ą znacznie mniejsze (ryc. 28). Pocz ątek akumulacji torfu w profilu W-1 został datowany radiow ęglowo na 12 020 ±100 BP (12 190-11 690 cal BC), za ś w płytszym profilu W-2 na 11 800 ±90 BP (11 890-10 470 cal BC). Pocz ątek akumulacji materii organicznej w zbiorniku nastąpił wi ęc w trakcie pó źnoglacjalnego ocieplenia klimatu w allerødzie, co dla obydwu profili potwierdza tak że analiza palinologiczna (ryc. 28). Analiza pyłku asocjacji ro ślinnych (szczególnie ro ślin wodnych) wskazuje jednak, że obydwa zbiorniki

67 były wówczas oddzielone od siebie wydm ą, a zbiornik w północno-wschodniej cz ęś ci torfowiska (Hamer W-2) był znacznie gł ębszy. Poł ączenie obydwu zbiorników (i zalanie szczytu wydmy) nast ąpiło dopiero w pó źnej fazie subatlantyckiej (około 1200 BP) (Margielewski i in. w druku). Ocieplenie allerød zaznaczyło si ę w obydwu profilach rozwojem lasów brzozowo-sosnowych z udziałem limby ( Pinus cembra ) oraz wierzby ( Salix ) (Kr ąpiec i in. 2011). Analogiczne trendy s ą widoczne w profilach innych torfowisk Roztocza opracowanych palinologicznie, w Tarnawatce i Krasnobrodzie, które równie ż były formowane od interfazy allerød (Bałaga 1998). Wraz z ociepleniem preboreału, we wczesnym holocenie (10 250-9 300 BP), nast ąpiła ekspansja lasów brzozowo-sosnowych ze stopniowo wkraczaj ącym wi ązem ( Ulmus ) i niewielkim jeszcze udziałem świerka ( Picea ). Holoce ńska sukcesja ro ślinno ści jest ju ż typowa dla obszaru Roztocza (Bałaga 1998). Działalno ść człowieka zaznacza si ę w fazie subatlantyckiej. Wtedy pojawia si ę pyłek ro ślin uprawnych (pszenicy, żyta, gryki, j ęczmienia). Datowanie radiow ęglowe poziomu ze śladami obecno ści człowieka w profilu wskazuje, że działalno ść rolnicza na terenie s ąsiaduj ącym z torfowiskiem, była prowadzona ju ż przez osadnictwo kultury przeworskiej, za ś osadnictwo kontynuowane do czasów współczesnych. W kopance piasków utworzonej w wydmie otaczaj ącej mis ę deflacyjn ą z torfowiskiem, odsłaniaj ą si ę piaski eoliczne. W sp ągu kompleksu piaszczystego pobrano próbk ę do datowania luminescencyjnego (OSL), której wiek oznaczono na 13 760 ±750 lat BP, a wi ęc na pó źny glacjał (Kr ąpiec i in. 2011). Zwa żywszy na fakt, i ż torfowisko Hamernia wypełniaj ące mis ę deflacyjn ą zacz ęło si ę tworzy ć w cieplejszej interfazie allerød, za ś data ze sp ągu torfowiska po skalibrowaniu (12 190-11 690 cal BC=14 140-13 640 cal BP) jest zbli żona do daty z wydmy uzyskanej metod ą OSL, proces wydmotwórczy, który doprowadził do powstania wału wydmowego i misy deflacyjnej na jego zapleczu, miał miejsce w fazie silnego (aczkolwiek krótkiego) ochłodzeniu starszego dryasu.

Stop 2.6. Rezerwat przyrody „Czartowe Pole”. Przełom Sopotu przez stref ę kraw ędziow ą, z odsłoni ęciem iłów krakowieckich datowanych mikrofaunistycznie Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50 o26,473’ ; E 23 o06,342’

Poni żej miejscowo ści Hamernia rzeka Sopot rozcina w ąsk ą, gł ęboko wci ętą (20 m) dolin ą przełomow ą kraw ędź Roztocza, która wznosi si ę pomi ędzy Józefowem/Pardysówk ą i Nowinami (Błudkiem) w formie wału utworzonego z mioce ńskich wapieni organodetrytycznych (ryc. 24 – Stop 2.6; ryc. 29 A-B; ryc. 30) (Brzezi ńska-Wójcik 1999, Brzezi ńska-Wójcik, Harasimiuk 1998, Czarnecka,

Ryc. 29. Przełom rzeki Sopot (Stop 2.6) przez wał morfologiczny tworz ący stref ę kraw ędziow ą Roztocza pomi ędzy Józefowem i Nowinami (numeryczny model terenu), z odsłoni ęciem iłów krakowieckich (stan. 2). Sp ękania i uskoki dla skał poszczególnych stanowisk (1-3 – kalkarenity; 2 – mułowce piaskowce) na diagramach konturowych i kierunkowych (za: Jankowski, Margielewski, 2014, obja śnienia na ryc. 10). Zwraca uwag ę bardzo du że wci ęcie doliny Sopotu ju ż po przekroczeniu przez rzek ę strefy kraw ędziowej.

69 Janiec 2002). Poni żej strefy kraw ędziowej rzeka gł ęboko wcina si ę w utwory zapadliska przedkarpackiego – iły krakowieckie (ryc. 31) (Janiec, Czarnecka 2006). W górnych partiach doliny przełomowej, w dnie potoku, na długo ści około 0,5 km, wyst ępuje seria progów skalnych, których kierunek nawi ązuje do kierunków sp ęka ń ciosowych w wapieniach mioce ńskich (ryc. 30) (Brzezi ńska- Wójcik 1999, Brzezi ńska-Wójcik i in. 2013). Wysoko ść progów odpowiada grubo ści ławic wapieni organodetrytycznych, w których zostały one utworzone (Brzezi ńska-Wójcik 1999, Brzezi ńska –Wójcik, Chabudzi ński 2011). W górnym odcinku przełomowej doliny wysoko ść wodospadów si ęga 25-150 cm, w dolnym progi s ą ni ższe (25 cm) i zwi ązane z wyst ępowaniem w obr ębie wapieni wkładek ilastych lub marglistych. Ostatnie progi wyst ępuj ą nieco powy żej ruin starej, XVII-wiecznej papierni Zamojskich, posadowionej na wy ższej, skalnej terasie Sopotu. Ruiny te s ą jedn ą z najbardziej charakterystycznych atrakcji turystycznych Roztocza (ryc. 32). Poni żej ruin papierni, w lewym zboczu doliny Sopotu, odsłaniaj ą si ę iły krakowieckie z charakterystycznymi wkładkami tufitów (ryc. 31 – B-2). S ą to najmłodsze utwory miocenu zapadliska odsłaniające si ę w jedynym znanym odsłoni ęciu na Roztoczu (Kurkowski 1998, Janiec, Czarnecka 2006).

Ryc. 30. Progi skalne w obr ębie przełomowej doliny Sopotu. Fot. W. Margielewski.

Dotychczas uwa żano, że dolina Sopotu przełamuje si ę przez stref ę kraw ędziow ą, wykorzystuj ąc zespół uskoków normalno-przesuwczych o orientacji SW-NE, który dzieli ten fragment strefy kraw ędziowej na dwa segmenty: wzgórza (wał) Józefowa i wzgórza Nowin, powoduj ąc przesuni ęcie tych masywów wzgl ędem siebie (Brzezi ńska-Wójcik 1999). Wzgórza Nowin s ą przy tym wyra źnie wyniesione w stosunku do wału Józefowa (ryc. 29A-B). Powierzchnie nieci ągło ści tektonicznej (sp ękania, uskoki) pomierzone w mioce ńskich kalkarenitach wału Józefowa (Pardysówka – ryc. 29 – stan. 1) i w kamieniołomie w Błudku (ryc. 29A-B – stan. 3) wskazuj ą na niewielk ą wsteczn ą rotacj ę bloku Nowin w stosunku do wału Józefowa, zaznaczaj ącą si ę zarówno w poło żeniu powierzchni ławic, płaszczyzn uskoków i sp ęka ń (por. ryc. 29 – diagramy 1-3, zob. równie ż ryc. 24 – diagramy 1-3). Wyst ępuj ący tu wysokok ątowy uskok o kierunku SW-NE o płaszczy źnie nieznacznie zapadaj ącej ku

70 SW (ryc. 29 – diagram 3), zdaje si ę potwierdza ć koncepcj ę tektonicznego zało żenia przełomu rzeki. Jednak że w obr ębie piaskowców i mułowców iłów krakowieckich odsłaniaj ących si ę w zboczu doliny Sopotu, dominuje uskok o przebiegu NW-SE (ryc. 29 – diagram 2), jedynie śladowo zaznaczaj ący si ę na diagramach poło żenia uskoków w kamieniołomie w Błudku (diagram 3). Analiza poło żenia płaszczyzn nieci ągło ści w obr ębie kompleksu iłów krakowieckich, zło żonego tu z piaskowców i zalegaj ących na nich mułowców (ryc.31) wskazuje ponadto na nieznaczn ą niezgodno ść k ątow ą pomi ędzy piaskowcami a mułowcami (w obr ębie których wyst ępuj ą ponadto poziomy tufitów) (ryc. 29 – diagramy 2; ryc. 31), lokalnie za ś cienkie wkładki wapniste (Kr ąpiec i in. 2011, Jankowski, Margielewski 2014). Kwestia przestrzennej orientacji sp ęka ń, uskoków i powierzchni ławic jest tu o tyle istotna, że w świetle datowa ń mikrofaunistycznych, zarówno iły krakowieckie (w zapadlisku), jak i kalkarenity wyniesionego masywu Nowin (Roztocze) s ą równowiekowe. Sp ągowe partie iłów krakowieckich z odsłoni ęcia w dolinie Sopotu datowano nanoplanktonowo na pó źny baden-wczesny sarmat, za ś ich strop – na pó źny sarmat (Kr ąpiec i in. 2011). Wcze śniejsze badania mikrofaunistyczne (otwornice) tak że datowały wiek utworu na wczesny sarmat (Janiec, Czarnecka 2006). Zespół nanoplanktonowy w sp ągowych partiach masywu kalkarenitowe-go w kamieniołomie Błudku/Nowinach jest wieku pó źnobade ńsko-wczesnosarmackiego, za ś ten wiek kalkarenitów potwierdza tak że analiza otwornic z piasków pylastych pod ścielaj ących masyw, datuj ąca utwór na wczesny sarmat (woły ń) (Kr ąpiec i in. 2011) (zob. tak że opis kolejnego stanowiska: Stop 2.7).

Ryc. 31. Iły krakowieckie w zboczu doliny Sopotu (ryc. 29, stan.2). 1 – piaskowce (poziom zlityfikowany), 2- mułowce. Na żółto opisano wkładki tufitów. Fot. W. Margielewski.

71 Równowiekowo ść iłów krakowieckich i kalkarenitów Nowin jest logiczna z punktu widzenia facjalnego zró żnicowania osadów zapadliska. Wskazuje na sedymentacj ę tych utworów w ró żnych partiach tego samego basenu, ró żnicowanego wyniesieniem przedgórskim (forebulge ). Iły krakowieckie były tu deponowane w strefie osadowej zapadliska przedgórskiego ( foredeep depozone ), za ś kalkarenity w strefie osadowej wypi ętrzenia przedgórskiego ( forebulge depozone ), które spowodowało wyniesienie Roztocza (zob. Stop 2.7 – ryc. 34) (Jankowski, Margielewski 2014). Wyst ępowanie iłów krakowieckich w obr ębie wyniesionej struktury Roztocza (nawiercono je tu koło Nowin, gdzie gł ęboko wchodz ą w stref ę kraw ędziow ą – Janiec, Czarnecka 2006) jest prawdopodobnie zwi ązane z powstaniem tu tzw. strefy przej ściowej obramowanej kulisowymi uskokami struktury kwiatowej Roztocza (Jaroszewski 1977, wspominał tu z kolei o „zatoce” wytyczonej przez dwa du że uskoki normalno-przesuwcze). Przełomowa dolina Sopotu wykorzystuje wi ęc kulisowe uskoki zwi ązane z reaktywowan ą struktur ą kwiatow ą (ryc. 29 – kierunki uskoków na diagramach 2-3) i zwi ązan ą z ni ą kulisowo uło żon ą wspomnian ą powy żej stref ą przej ściow ą. Reaktywacja struktury kwiatowej spowodowała wyniesienie mioce ńskiego masywu Nowin i (prawdopodobnie) obni żanie wału Józefowa (tak że utworzonego ze skał wieku sarmackiego – zob. opis Stop. 2.4, równie ż Czepiec 1996; 1999), co spowodowało, że rzeka Sopot w strefie kraw ędziowej nie doci ęła si ę do skał kredowych (przepływa przez nie w rejonie Nowin, przed osi ągni ęciem przełomu – Brzezi ńska-Wójcik i in. 2013), nawet w warunkach neotektonicznego dźwigania wału Roztocza, które tak że miało istotny wpływ na powstanie dolin przełomowych strefy kraw ędziowej (Brzezi ńska-Wójcik 1999, 2013, Buraczy ński red. 2002, Buraczy ński 2013). Interesuj ące jest tak że, że rzeka wcina si ę gł ęboko w podło że równie ż poni żej elewowanej neotektonicznie strefy kraw ędziowej (ju ż na obszarze zapadliska) i to na do ść długim odcinku (ryc. 24; 29), co nie mo że by ć tłumaczone wył ącznie podat- no ści ą na erozj ę wyst ępuj ących tu iłów krakowieckich.

Ryc. 32. Jeden z najbardziej charakterystycznych obiektów turystycznych Roztocza: ruiny papierni w obr ębie przełomowej doliny Sopotu. Fot. W. Margielewski.

72 Stop 2.7. Kamieniołom Błudek w Nowinach. Piaski kwarcowe z glaukonitem i kalkarenity strefy kraw ędziowej Roztocza Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50º25,932' ; E 23º07,945’

Kamieniołom Błudek w Nowinach na Krzy żowej Górze, poło żony jest na wschód od przełomowej doliny Sopotu w Hamerni, przy drodze Hamernia-Susiec, w obr ębie elewowanego bloku Nowin (Buraczy ński red. 2002) (ryc. 2; 24; 29 – Stop 2.7). Odsłania si ę tu profil wapieni organodetrytycznych – biokalkarenitów miocenu z poziomami piasków kwarcowych o ł ącznej mi ąż szo ści kilkunastu metrów (ryc. 33) (Wysocka 2002). W profilu utworów widoczne s ą ró żne typy warstwowa ń tabularnych i (zwłaszcza) przek ątnych (ryc. 33 D, E). W sp ągu wapieni organodetrytycznych wyst ępuj ą drobnoziarniste piaski kwarcowe z domieszk ą glaukonitu (do 10%) (Kr ąpiec i in. 2011) (ryc. 33 E – poziom 1) (por. Musiał 1987). Ponad piaskami zalegaj ą wapienie średnioławicowe (ławice 20-30 cm) organodetrytyczne (biokalkarenity), przek ątnie warstwowane (lokalnie ze strukturami szewronowymi) (ryc. 33 E – poziom 2). Ku górze widoczna jest zmienno ść warstwowa ń: od poziomych po przek ątne (ryc. 33 – fot. D). Ponad tymi wapieniami zalega kompleks zbitych, średnio i (ku stropowi) gruboławicowych wapieni organodetrytycznych o grubości ławic si ęgaj ącej 1-1,5 m (ryc. 33 – fot. C). Wapienie s ą miejscami silnie piaszczyste, lokalnie przechodz ą w biokalkarenity wapienne i wapienno- kwarcowe (Wysocka 2002). Skała zawiera liczny detrytus muszlowy (muszle mał ży Chlamys ). Profil w Nowinach cechuje si ę du żym zró żnicowaniem litologicznym, widoczne s ą tu wyra źne powierzchnie erozyjne, zmienia si ę frakcja i skład materiału ziarnistego w poszczególnych warstwach. Kilkakrotnie pojawiaj ą si ę warstwy bogate w piasek kwarcowy, co wskazuje na okresowe uruchamianie źródła materiału terygenicznego (Roniewicz, Wysocka 1997). Powierzchnie ławic zapadaj ą pod niewielkim k ątem (2-8o) ku NE. W obr ębie masywu skalnego widoczne s ą regularne sp ękania ciosowe (wyst ępuje tu komplet zespołów sp ęka ń: L, T, D 1, D 2) o kierunkach zapadania: 180-190 o; 270-280 o i 230 o) (ryc. 29 – diagram 3, ryc. 33C). Na ścianach widoczne s ą tak że wysokok ątowe uskoki normalne (ryc. 29 – diagram 3, ryc. 33 B). Wiek kompleksu skalnego w Nowinach był dotychczas okre ślony na górny baden i sarmat (Are ń 1962). W próbce piasków kwarcowych wyst ępuj ących w najni ższych partiach odsłoni ęcia (ryc. 33 – poziom 1, ryc. 33 – E-1) została znaleziona mikrofauna otwornicowa. Stwierdzono tu wyst ępowanie (oznaczenia B. Olszewskiej z PIG-PIB, Kraków) Textularia pala , Elphidium crispum (Line), Elphidium macellum (Fichtell & Moll), Elphidium fichtelianum (d’Orbigny), Grabratella sp., Asterigerinata planorbis (d’Orbigny), Lobatula lobatula (Walker & Jacob), Reussella spinulosa (Reuss), Fursenkoina schreibersiana , Schackoinella imperatoria (d’Orbigny) (Kr ąpiec i in. 2011). Zespół mikrofauny pozwolił na okre ślenie wieku piasków pylastych na wczesny sarmat (woły ń).

73 Ryc. 33. Odsłoni ęcie utworów miocenu w kamieniołomie w Błudku-Nowinach. Profil litologiczny wg Wysockiej 2002, uproszczony. Fot. L. Jankowski, W. Margielewski.

Z kolei z osadu pobranego przez autorów z wkładki utworów pelitycznych wyst ępuj ących w kalkarenitach (około 2.5 m ponad piaskami kwarcowymi), oznaczono nanoplankton (oznaczenia M. Gareckiej z PIG-PIB), datuj ący czas sedymentacji utworów wapiennych na pó źny baden – sarmat (co interesuj ące, znaleziono tu tak że redeponowan ą mikroflor ę eoce ńsk ą). Kalkarenity Nowin s ą wi ęc

74 równowiekowe z iłami krakowieckimi odsłaniaj ącymi si ę w zboczu doliny Sopot (zo. Stop 2.6) i były deponowane w strefie osadowej wyniesienia przedgórskiego ( forebulge depozone ) rozwini ętego na obszarze dzisiejszego Roztocza (ryc. 34). Jak ju ż wspomniano przy charakterystyce odsłoni ęć rezerwatu „Czartowe Pole” (Stop 2.6), iły krakowieckie deponowane w strefie osadowej zapadliska przedgórskiego ( foredeep depozone ) s ą facjalnym odpowiednikiem kalkarenitów Nowin i (jak wykazały dotychczasowe badania) równie ż znacznej cz ęś ci utworów wapiennych strefy kraw ędziowej Roztocza (Czepiec 1996, 1999, Kr ąpiec i in. 2011, Jankowski, Margielewski 2014).

Ryc. 34. Pozycja Roztocza (jako struktury forebulge ) w systemie depozycyjnym zapadliska przedkarpackiego, dziel ącego basen zapadliska na poszczególne strefy osadowe (Jankowski, Margielewski 2014, wg. schematu: DeCelles, Giles 1996 i Krzywca 2006).

Stop 2.8. Huta Ró żaniecka. Profil utworów miocenu Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50º23,004’ ; E 23º11,653’

We wsi Huta Ró żaniecka rozci ąga si ę wydłu żone wzniesienie okre ślane jako Wał Huty Ró żanieckiej (Musiał 1987). Utwory mioce ńskie z unikalnymi strukturami sedymentacyjnymi odsłaniaj ą si ę w licznych odkrywkach zlokalizowanych po południowej stronie jego stoku (ryc. 2 – Stop 2.8; ryc. 35 A-C), jak równie ż w szczytowych partiach wału, przy drodze Rebizanty-Ruda Ró żaniecka (Jakubowski, Musiał 1987, Jasionowski 1998, Wysocka 2006a, b) (ryc. 35 D). W ka żdym z odsłoni ęć wyst ępuje fragment profilu mioce ńskich utworów. Przedstawiony profil (ryc. 35) jest kompilacj ą kilku odsłoni ęć wyst ępuj ących w obr ębie wału Huty Ró żanieckiej (Wysocka 2006 a, b). W sp ągu profilu odsłaniaj ą si ę piaski kwarcowe, lokalnie zlityfikowane, ponad którymi zalega cienki poziom charakterystycznych, zielonkawo żółtych piasków kwarcowych drobnoziarnistych z glaukonitem (ryc. 35 – profil). Wiercenia wykazały, że s ą one pod ścielone piaskami kwarcowymi i kwarcowo-wapiennymi barwy żółto kremowej, których mi ąż szo ść wynosi 2,5 m (Kr ąpiec i in. 2011).

75 Ponad piaskami glaukonitowymi wyst ępuje kompleks słabo zwi ęzłych utworów piaszczysto- rodoidowych o mi ąż szo ści około 5,5 m (ryc. 35 F-I – poziom a). S ą one sko śnie i rynnowo warstwowane, za ś w poszczególnych pakietach powierzchnie sko śnych lamin s ą podkre ślone biało kremowym piaskiem kwarcowym (ryc. 35 I) (Wysocka 2006 b). Stopie ń lityfikacji utworów kwarcowo-rodoidowych zmienia si ę od silniej scementowanych skał w sp ągowych partiach (ryc. 35 – fot. G), poprzez lu źne piaski kwarcowe (ryc. 35 – poziomy 1-3), do silnie scementowanych piaskowców przeławicaj ących piaski (ryc. 35 F – b). W stropowych partiach tej formacji s ą widoczne slumpy synsedymetacyjne – charakterystyczne powyginane warstwy słabo zlityfikowanego wapienia piaszczystego (ryc. 35 I). Utwory piaszczysto-rodoidowe zawieraj ą bardzo du żą ilo ść fauny, w tym doskonale zachowane skorupy mał ży ( Chlamys, Ostrea ). Piaski kwarcowe wyst ępuj ące w tej cz ęś ci profilu s ą średnioziarniste (ryc. 35). W środkowych partiach kompleksu piasków kwarcowych, w cz ęś ci odsłoni ęć wyst ępuje ławica silnie zlityfikowanego piaskowca (ryc. 35 F – poziom b) o mi ąż szo ści 0,6 m. Piaskowiec jest arenitem litycznym zawieraj ącym głównie kwarc (32 %) i okruchy skał w ęglanowych (41%), za ś jego spoiwo ma charakter cementu w ęglanowego (Kr ąpiec i in. 2011). Powy żej warstwy piaskowca zalega kolejny poziom piasków kwarcowych o mi ąż szo ści 1,2 m lokalnie zlityfikowanych w partiach stropopwych. W ich nadkładzie wyst ępuje charakterystyczna ławica silnie scementowanego muszlowca o mi ąż szo ści 0,7 m (ryc. 35 H, I – poziom c). Powy żej zalega warstwa o mi ąż szo ści około 1 m silnie zlityfikowanych kalkarenitów warstwowanych przek ątnie. Ponad tym zlityfikowanym kompleksem zalegaj ą drobnoziarniste oliwkowo żółte piaski kwarcowo-glukonitowe (ryc. 35 C, E – poziom 4; d). Zawarto ść glaukonitu waha si ę tu od 5 do 10%. Wśród minerałów ci ęż kich przewa żaj ą dysten, staurolit, w mniejszym stopniu turmaliny, topaz, cyrkon. Ziarna pierwotnych tlenków żelaza (limonit, getyt) s ą silnie zwietrzałe. Istotn ą cech ą jest brak granatów, co mo że wskazywa ć na mo żliwo ść ich rozkładu wskutek wielokrotnej redepozycji utworu (Kr ąpiec i in. 2011). T ę ostatni ą potwierdza zarówno pozycja piasków glaukonitowych w profilu: wyst ępuj ą one w sp ągu kompleksu piasków kwarcowo-litotamniowych i wapieni organodetrytycznych oraz w jego stropie (ryc. 35), jak te ż datowanie ziaren glaukonitu z tego poziomu (ryc. 35 – poziom 4). Datuj ąc glaukonit metod ą K/Ar, uzyskano dat ę 37.4 Ma, wskazuj ącą na górny eocen (barton/priabon) (Kr ąpiec i in. 2011). Analiza nanoplanktonu wykazała wyst ępowanie licznych gatunków redeponowanych z utworów kredowych (oznaczenia M. Gareckiej z PIG-PIB – Kr ąpiec i in. 2011). Istotna jest jednak obecno ść formy Reticulofenestra pseudoumbilica Gartner. Gatunek ten pojawia si ę we wczesnym miocenie i powszechnie znajdowany jest w osadach miocenu środkowego oraz górnego. Z kolei wyst ępowanie w wapieniach organodetrytycznych przewodnich form otwornic Bolboforma badenenis oraz Velapertina sp. (Wysocka 2006 b), pozwala datowa ć kompleks utworów z Huty Ró żanieckiej na górny baden. Tak wi ęc piaski glaukonitowe były tu wielokrotnie redeponowane,

76 pierwotnie z utworów eoce ńskich do dolnobade ńskich (transgresyjnych), pó źniej za ś do formacji górnobade ńskich.

Ryc. 35. Zbiorczy profil utworów miocenu odsłaniaj ących si ę w Hucie Ró żanieckiej (profil wg Wysockiej 2006 a, b). Fot. W. Margielewski.

Powy żej w profilu wyst ępuje kompleks mi ąż szo ści około 8 m piaskowców kwarcowo- organodetrytycznych i wapieni organodetrytycznych o zró żnicowanym stopniu zapiaszczenia (Wysocka 2006 b) i biokalkarenitów przek ątnie warstwowanych (ryc. 35 D – poziom e) o ró żnym stopniu lityfikacji i grubo ści ławic 0,2-0,8 m, przeławiconych słabo zlityfikowanymi piaskami kwarcowo-wapiennymi (z liczn ą faun ą), mułem wapiennym lub piaskami kwarcowymi, jak równie ż piaskowcami b ędącymi efektem lityfikacji tych lu źnych utworów (ryc. 35 D).

77 Ni ższa cz ęść profilu powstawała w płytkim wysokoenergetycznym środowisku morskim, w którym dno zasiedlone było przez kolonie krasnorostów narastaj ące w postaci rodoidów (Wysocka 2006 b). Du że domieszki materiału piaszczystego s ą zapewne efektem redepozycji (wielokrotnej) wyst ępuj ących tu utworów piaszczystych eocenu (Kr ąpiec i in. 2011). Następnie w środowisku tym zanikła sedymentacja rodoidowa, a na jej miejsce pojawiła si ę akumulacja materiału wewn ątrzbasenowego zarówno organodetrytycznego, jak i piaszczystego, wielokrotnie redeponowanego (Wysocka 2006 b), w warunkach formowania wyniesienia przedgórskiego ( forebulge ) (ryc. 34). Sondowania wykonane w obr ębie wału Huty Ró żanieckiej i w jego s ąsiedztwie wskazuj ą, że widoczna tu kraw ędź Roztocza ma wył ącznie charakter morfologiczny:w kierunku zapadliska struktura Roztocza schodzi stopniami wyciętymi wzdłu ż uskoków o przebiegu kulisowym (sko śne do kierunku kraw ędzi wału Huty Ró żanieckiej– zob. Jankowski, Margielewski 2014) typowym dla struktury kwiatowej. Utwory zapadliska nawiercono dopiero około 200-250 m na południe SW kraw ędzi. W otworach stosunkowo płytko (na gł ęboko ści 1,5-5,5 m) pojawiaj ą si ę iły krakowieckie (Kr ąpiec i in., 2011).

Wola Wielka. Zabytkowa cerkiew

Cerkiew w Woli Wielkiej. Fot. W. Margielewski.

W Woli Wielkiej, przy drodze Narol- Werchrata znajduje si ę zabytkowa grekokatolicka cerkiew drewniana z 1775 r. pod wezwaniem Opieki NMP, jedna z najbardziej urokliwych na Roztoczu. W okresie powojen- nym była wykorzystywania jako ko ściół katolicki, obecnie jest nieu żytkowana.

Stop 2.9. Huta Lubycka. Elewowane utwory miocenu Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50°18'44,500” ; E 23°25'57,300”

W rejonie Kr ągłego Goraja i Działu utwory miocenu na polskim Roztoczu znajduj ą si ę w pozycji wyniesionej w stosunku do pozostałych elementów strefy kraw ędziowej, buduj ąc rozległe wzgórza Długiego Goraja (391.5 m npm), Kr ągłego Goraja (389m) i Wielkiego Działu (390.4m) (ryc. 36). Utwory miocenu s ą zbudowane z piasków kwarcowych i kwarcowo-glaukonitowych, pod ścielaj ących

78 wapienie detrytyczne, litotamniowe i muszlowce, na których zalegaj ą wapienie organodetrytyczne (rafowe). Z tych ostatnich s ą utworzone kulminacje Działu oraz Kr ągłego i Długiego Goraja (Popielski 2000, 2005).

Ryc. 36. Poło żenie stanowiska w Hucie Lubyckiej na tle numerycznego modelu terenu. Sp ękania i uskoki pomierzone w kamieniołomie w Woli Wielkiej (stan. 1) na diagramach konturowych i kierunkowych. Uskok normalny na diagramie kołowym (projekcja na doln ą półkul ę) (wg: Jankowski, Margielewski 2014, obja śnienia na ryc. 10:).

Odsłoni ęcie utworów miocenu znajduje si ę w obr ębie w ąskiego grzbietu odchodz ącego od wzgórza Kr ągły Goraj (389 m npm) ku zachodowi pomi ędzy wsiami Pawliszcze i Huta Lubycka (ryc. 2 – Stop 2.9; ryc. 36). Obecnie w odkrywce w skarpie drogi pomi ędzy Pawliszczem-Hut ą Lubyck ą odsłania si ę jedynie niewielka cz ęść profilu osadów miocenu o mi ąż szo ści około 3 m (ryc. 37 A). W kulminacji wału, w stropie piasków i piaskowców mioce ńskich wyst ępuj ą wapienie litotamniowe o mi ąż szo ści około 0,5 m (Józefkowicz 1976, Jakubowski, Musiał 1987). Profil odsłaniaj ący si ę w skarpie rozpoczynaj ą oliwkowozielone i zielonkawe piaski kwarcowe z glaukonitem, bardzo drobnoziarniste o mi ąż szo ści około 0,5 m. W jego stropie zalega warstwa piaskowca wapnistego o mi ąż szo ści około 0,5 m (ryc. 37 B) (Józefkowicz 1976). Skała ma barw ę kremowoszar ą i jest arenitem litycznym zawieraj ącym kwarc (45,34 %), okruchy skał wapiennych

79 (15.8%) i glaukonit (3.41%). Spoiwo stanowi cement w ęglanowy (Kr ąpiec i in. 2011). Powy żej zalega poziom o mi ąż szo ści 1,5-2,0 m piasków kremowo-żółtych, średnio i guboziarnistych, przykrytych rdzawymi piaskami średnio- i gruboziarnistymi. W latach 70-tych ubiegłego wieku w obr ębie tych piasków znaleziono fragment skrzemieniałego drewna (Józefkowicz 1976). Wy żej w profilu ponownie wyst ępuje poziom zlityfikowanych piasków – piaskowców. Warstwa piaskowca barwy kremowo szarej ma mi ąż szo ść około 0,4 m (bloki piaskowców wyst ępuj ą te ż w ni ższych partiach odkrywki, gdzie z jej górnych partii zostały przemieszczone grawitacyjnie). W nadkładzie kompleksu piaszczysto- piaskowcowego wyst ępuj ą kremowe piaski o mi ąż szo ści około 0,2 m) i wapienie litotamniowe buduj ące szczytow ą cz ęść grzbietu (ryc. 37) (Józefkowicz 1976). U podnó ża kopanki wykonano wkop poszukiwawczy (ryc. 37 C) i wiercenie sond ą mechaniczn ą, którymi strop utworów kredowych osi ągni ęto na gł ęboko ści 2,8 m. Bezpo średnio na utworach kredowych zalega kompleks oliwkowozielonkawych i ciemnooliwkowych piasków drobnoziarnistych z glaukonitem o mi ąż szo ści około 1,5 m. Piaski s ą przek ątnie warstwowane, zdominowane przez frakcj ę najdrobniejszego piasku. Wi ększo ść ziaren kwarcowych jest ostrokraw ędzista, skała zawiera ziarna glaukonitu. Powy żej, w interwale 1,3-1,0 m, wyst ępuj ą kremowobiałe i zielonkawe piaski drobnoziarniste z glaukonitem. S ą one bezstrukturalne lub laminowane poziomo, za ś ponad nimi wyst ępuje poziom żółtozielonkawych piasków z glaukonitem o mi ąż szo ści 0,3 m (ryc. 37 – poziom 4). Glaukonit wyst ępuj ący w obr ębie tych piasków (próbka z gł ęboko ści 1,0-0,8 m) został datowany metod ą K/Ar na 36.5 Ma, jest wi ęc wieku górnoeoce ńskiego (priabon) i był redeponowany. Ku górze (w interwale 0,7-0,5 m) barwa piasku zmienia si ę na ciemnooliwkow ą. Piaski te s ą bezstrukturalne, drobnoziarniste. Wy żej barwa piasku jest zmienna od kremowobiałej (na gł ęboko ści. 0,5-0,4 m) po żółtozielonkaw ą (0,4-0,25 m) i ponownie biał ą z laminacj ą poziom ą podkre ślon ą glaukonitem (0,25- 0,00 m) (ryc. 37 – poziom 6). Ze wzgl ędu na ubóstwo mikroflory, oznaczenia nanoplanktonowe (piaski z poziomu 5 – ryc. 37) pozwoliły na okre ślenie wieku piasków z glaukonitem jedynie na co najmniej wczesny miocen (jedyne zidentyfikowane mioce ńskie gatunki to formy o długich zasi ęgach stratygraficznych od wczesnego miocenu po miocen górny ( R.pseudoumbilica ) i okres współczesny ( H. carteri ) (Kr ąpiec i in. 2011). W próbce piasku pobranej z gł ęboko ści 0,4 m stwierdzono pojedyncze du że okazy otwornicy Elphidium crispum (Kr ąpiec i in. 2011).

80 Ryc. 37. Profil utworów miocenu w Hucie Lubyckiej-Pawliszczach (Kr ąpiec i in. 2011, por. tak że Józefkowicz 1976). Fot. W. Margielewski.

Struktury sedymentacyjne w obr ębie piasków z glaukonitem wskazuj ą, że piaski były deponowane w dynamicznym środowisku sedymentacyjnym (Józefkowicz 1976, Musiał 1987) zwi ązanym najprawdopodobniej z transgresj ą badeńsk ą. Datowania bezwzgl ędne glaukonitu wskazuj ą, że nast ępowała wówczas redepozycja wyst ępuj ących tu utworów piaszczystych eocenu (Kr ąpiec i in. 81 2011). Zachowanie kompletnego profilu utworów mioceńskich wskazuje, że wyniesienie masywu Kr ągłego i Długiego Goraj jest stosunkowo młode, nast ąpiło prawdopodobnie w efekcie reaktywacji struktury kwiatowej Roztocza (najprawdopodobniej w pliocenie-dolnym czwartorz ędzie) (Jankowski, Margielewski 2014). Elewowaniu uległa równie ż seria burow ęglowa karpatu: poziom lignitów o mi ąż szo ści 0,4 m nawiercono tu na wschodnich stokach Kr ągłego Goraja ponad Mrzygłodami oraz na wierzchowinie pomi ędzy Hut ą Lubyck ą i Dahanami (jest to najwy żej poło żone stanowisko burow ęgli na Roztoczu polskim) (Kr ąpiec i in. 2011, Jankowski, Margielewski 2014). Kulisowy (w stosunku do kraw ędzi Roztocza) układ uskoków przesuwczych (tu: lewoprzesuwczego) i normalnych – wysokok ątowych, pomierzonych w kamieniołomie w Woli Wielkiej (ryc. 36 – diagramy), wskazuje na geometri ę bloków regionu charakterystyczn ą dla struktury kwiatowej.

Stop 2.10. Radru ż. Wapienie z Radru ża: dlaczego nie poziom ewaporatowy Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS: N 50°10,934’ ; E 23°25,128'

W dolinie Radru żki, w pobli żu dawnego PGR, odsłania si ę pas wychodni białego, kremowoszarawego wapienia, lokalnie silnie zbrekcjowanego, gruboławicowego (ryc. 2 – Stop 2.10). Utwór ten wyst ępuje na polskim Roztoczu jedynie w dwóch niewielkich wychodniach w rejonie Radru ża (w latach 60-tych XX wieku cienk ą warstw ę wapieni tego typu znaleziono tak że w nieistniej ącym dzisiaj odsłoni ęciu w zboczu doliny pobliskiego Sopotu – Ney 1969 a). Utwory te, opisane jako wapienie raty ńskie, uznano za wa żny poziom stratygraficzny na polskim Roztoczu wydzielaj ąc tu „formacj ę z Radru ża” (Jasionowski 1997), korelatn ą z poziomem ewaporatowym (lub wr ęcz traktowan ą jako wapienie pogipsowe) w zapadlisku przedkarpackim (Ney 1969, Peryt 2006 a, b). Generalnie utwory te były charakteryzowane jako „gipsono śne utwory w ęglanowe i piaskowce wapniste przek ątnie laminowane, zaliczane do tzw. wapieni raty ńskich” (Peryt, Kasprzyk 1992). W rejonie Radru ża (gdzie miały osi ąga ć 5 m mi ąż szo ści) w dolnej cz ęś ci były opisywane jako „szare wapienie warstwowane, ponad którymi wyst ępuj ą jasnoszare wapienie kawerniste przechodz ące ku górze w wapienie piaszczyste z wkładkami piaskowca wapnistego” (Ney 1963). Wapienie te odsłaniaj ą si ę w lewym brzegu Radru żki na odcinku o długo ści 150 m (ryc. 38 B-C), a tak że w holwedze na zboczu doliny, której dnem biegnie droga (ryc. 38 A; 39; 40). W lewym zboczu Radru żki wapienie o ró żnej odporno ści tworz ą ściany o wysoko ści do 5 m z widocznymi na ich powierzchniach sp ękaniami ciosowymi i uskokami (ryc. 39). Kremowoszarawe wapienie wyst ępuj ą w grubych ławicach (1,0-1,5 m) zalegaj ących niemal poziomo (zapadaj ą one pod k ątem 1-2o ku SE). W obr ębie odsłoni ęć widoczne s ą struktury synsedymentacyjnych przemieszcze ń grawitacyjnych o typie debrytu (ryc. 38 C).

Ryc. 38. Zbiorczy profil utworów miocenu odsłaniaj ących si ę w zboczu doliny Radru żki w Radru żu (cz ęś ciowo wg Kr ąpiec i in., 2011, uzupełniony) (Fot. W. Margielewski).

Wapienie odsłaniaj ące si ę w holwedze (ryc. 38 A) s ą nieco inaczej wykształcone: zwietrzałe, rozsypliwe, lokalnie zrekrystalizowane, silnie zbrekcjowane i kawerniste, zawieraj ą znaczn ą domieszk ę ziaren piasku kwarcowego. Brak te ż w ich obr ębie wyra źnej oddzielno ści ławicowej (ryc. 39). Analizy granulometryczne wskazuj ą, i ż s ą to utwory zdominowane przez frakcj ę pylast ą (74,4%) i reprezentuj ą pył piaszczysty (ryc. 38). Zawieraj ą tak że 12,2% drobnoziarnistego piasku kwarcowego, jak też domieszk ę piasku gruboziarnistego (2,4%) (ryc. 38 – poziom 2) (Kr ąpiec i in. 2011). W ich bezpo średnim nadkładzie wyst ępuj ą piaski czwartorz ędowe. Ponad gruboławicowymi wapieniami odsłaniaj ącymi si ę w dolinie Radru żki zalega debryt (0,7 m mi ąż szo ści) utworzony z powyginanych i porozrywanych warstw be żowego, zbitego wapienia

83 mikrytowego powstałego z przekrystalizowania wapienia organogenicznego (ryc. 38 B – poziom 3). Ponad debrytem wyst ępuj ą białe, drobnoziarniste piaski kwarcowe o mi ąż szo ści około 1 m (ryc. 38 – poziom 4). W ich stropie zalega poziom kremowoszarawych piaskowców wapnistych o mi ąż szo ści 0,5- 0,7 m (ryc. 38 – poziom 5). Piaskowce charakteryzują si ę ró żnym stopniem lityfikacji. Ponad nimi ponownie wyst ępuj ą kremowobiałe, kremowoszarawe piaski kwarcowe średnioziarniste o mi ąż szo ści około 2 m. S ą to piaski zbudowane z ostrokraw ędzistych ziaren kwarcu z domieszk ą pojedynczych ziaren glaukonitu, skał krzemionkowych i wapieni (ryc. 38 – poziom 6). W gór ę doliny Radru żki (około 200 m ku NE), w wy ższej cz ęś ci zbocza, widoczna jest stropowa cz ęść profilu utworów miocenu (ryc. 38 E – kompleksy 7-11) Rozpoczynaj ą go piaski kwarcowe, średnio i gruboziarniste barwy żółtej, lokalnie rdzawej i zielonkawej (odsłania si ę tu 1 m profilu tych utworów). W ich stropie wyst ępuje cienka (4 cm) warstwa zielonkawego, laminowanego mułku. Powy żej zalega warstwa piaskowca, be żowego, silnie zlityfikowanego o mi ąż szo ści 50 cm (ryc. 30 E – poziom 8). Ponad ławic ą widoczne s ą cienkie warstewki piaskowca przeławicone piaskami (ryc. 38 E – poziom 9). Powy żej zalega poziom be żowych pyłów ilastych (około 60 cm), z licznymi nagromadzeniami skorup mi ęczaków mioce ńskich (lokalnie z fragmentami wapieni) (ryc. 38 – poziom 10). W stropie profilu wyst ępuje utwór składaj ący si ę z licznych fragmentów wapieni, litotamniów (lokalnie ma wr ęcz charakter wapienia gruzłowego cechuj ącego si ę oddzielno ści ą ławicow ą), z mułkami, o mi ąż szo ści około 1 m (ryc. 38 E – poziom 11). Jest to utwór będący efektem redepozycji utworów węglanowych.

Ryc. 39. Odsłoni ęcie wapieni z Radru ża w holwedze (ryc. 38 A – poziom 2 w profilu), rozci ętych uskokami. Fot. W. Margielewski.

W obr ębie holwegi wykonano wiercenie sond ą mechaniczn ą, któr ą strop utworów kredowych osi ągni ęto na gł ęboko ści 4,5 m (profil na ryc. 38). Na gezach kredowych, w interwale 2,5-4,5 m, zalega drobnoziarnisty piasek kwarcowy, lokalnie wapnisty (prawdopodobnie ze słabo zlityfikowanymi poziomami zasobnymi w w ęglan wapnia). Poziom piasku kontynuuje si ę do gł ęboko ści 1 m, jednak że zawiera tu wi ększe ilo ści okruchów w ęglanu wapnia. Ponad nim zwiercono słabo zlityfikowane (i zawodnione) wapienie z licznym udziałem drobnego piasku kwarcowego, a wi ęc utwory podobne do tych, które odzwaniają si ę zboczach holwegi (ryc. 38).

84 Próbki wapieni z Radru ża (pobrane z odsłoni ęcia w holwedze) poddano szczegółowym analizom petrograficzno-mineralogicznym. Wykazały one, że skały s ą wapieniami drobnokrystalicznymi, mikry- towo-sparytowymi, generalnie zapiaszczonymi (niekiedy wr ęcz s ą to piaskowce wapniste). Obok drobnokrystalicznego kalcytu zawieraj ą dobrze obtoczone ziarna kwarcu, okruchy iłowców słabo wapnistych oraz pojedyncze okruchy skał o charakterze drobnoblastycznych kwarcytów, rzadziej gnejsów kwarcowych z niewielk ą ilo ści ą skaleni. Skała ma śladowo zachowan ą tekstur ę kierunkow ą podkre ślon ą wyst ępowaniem wydłu żonych drobnych tocze ńców iłów słabo wapnistych. W skale wyst ępuj ą pojedyncze, dobrze zachowane skorupki otwornic, które nie zostały przyniesione wraz z kwarcem i tocze ńcami mineralnymi, lecz osadzały si ę wraz z kalcytem. Miejscami wapienie s ą słabo dolomityczne. Maj ą struktur ę mieszan ą, ró żnokrystaliczn ą oraz bezładn ą, porowat ą tekstur ę. Pierwotnym materiałem jest w niej drobnokrystaliczny kalcyt, wtórnym za ś – grubiej krystaliczny kalcyt i dolomit, które wypełniaj ą wtórnie pustki w skale (Kr ąpiec i in. 2011). Takie wykształcenie jednoznacznie wyklucza genez ę wapieni jako utworów pogipsowych, nie znaleziono równie ż pseudomorfoz kalcytu po gipsie. Z kolei wapienie odsłaniaj ące si ę wy żej w dolinie Radru żki, charakteryzuj ą si ę wr ęcz oddzielno ści ą ławicow ą (ryc. 40). Kwestia jednoznacznej korelacji stratygraficznej i genetycznej wapieni z Radru ża (tu: raty ńskich sensu Łomnicki 1897) z poziomem ewaporatowym (gipsowym) (Peryt, Peryt 1994, Jasionowski 1997), nie jest jednoznaczna, tym bardziej, że wyst ąpienia tego kompleksu w ęglanowego maj ą na obszarze polskiego Roztocza bardzo ograniczony zasi ęg. W ich sp ągu wyst ępuj ą piaski kwarcowe, za ś w nadkładzie debryty w ęglanowe, piaskowce i ponownie piaski kwarcowe oraz pyły ilaste (ryc. 38 – poziom 10) datowane nannoplanktonem na sarmat (oznaczenia M. Gareckiej). Ta cz ęść profilu odpowiada wi ęc wiekowo iłom krakowieckim.

Ryc. 40. Wapienie z Radru ża z wyra źną oddzielno ści ą ławicow ą. Odsłoni ęcie w zboczu doliny Radru żki (fot. L. Jankowski).

Wapienie z Radru ża były w przeszło ści eksploatowane jako materiał do produkcji wapna gaszonego (w s ąsiedztwie odsłoni ęć był posadowiony piec do wypalania tego surowca). Fakt ten, podobnie jak szczegółowe analizy petrograficzne wapieni wskazuje, że nie mog ą by ć one wapieniami pogipsowymi sensu stricto , bo emisja dwutlenku siarki (z zasiarczonych wapieni) utrudniałaby

85 wypalanie wapna. Strefa wyst ępowania wapieni jest miejscem wypływu licznych źródeł (Michalczyk 1996). S ą tu one zwi ązane z uskokami tn ącymi wapienie: stwierdzono tu wyst ępowanie uskoków normalnych (o orientacji 300/80) i przesuwczych (sinistralnych reaktywowanych jako normalne o kierunku i k ącie zapadania 170/83). Miejscami wyst ępuj ą asocjacje o typie struktury kwiatowej (ryc. 39). Układ dyslokacji jest kulisowy w stosunku do przebiegu kraw ędzi Roztocza, co wskazuje na geometri ę typow ą dla regionalnej flower structure (Jankowski, Margielewski 2014).

Radru ż. Zabytkowa cerkiew

Cerkiew w Radru żu. Fot. W. Margielewski.

W Radru żu znajduje si ę jedna z najlepiej zachowanych na Roztoczu drewnianych cerkwi. Cerkiew grekokatolicka pod wezwaniem św. Paraskewy zbudowana w XVI w., jest jedn ą z najstarszych zachowanych świ ąty ń w regionie. Jest ona budowl ą trójdzieln ą o konstrukcji zr ębo- wej. Od 2010 r. zespół cerkiewnych zabu- dowa ń stanowi oddział Muzeum Kresów w Lubaczowie. W 2013 r. cerkiew została wpisana na List ę Światowego Dziedzictwa UNESCO wraz z 15 innymi drewnianymi cerkwiami w Polsce i na Ukrainie. Źródło: http://www.roztoczewita.pl/cerkiew-sw-paraskewy-w-radruzu

86 Pi ątek 26.09.2014

Trasa: Zwierzyniec – Józefów – Majdan Nepryski – Tomaszów Lubelski – Beł żec – Lubycza Królewska – Pawliszcze – Siedliska – powrót do Zwierzy ńca

Stop 3.1. Majdan Nepryski. Wyst ępowanie skrzemieniałego drewna w utworach vistulianu (współcze śnie na polach ornych) Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec Pozycja GPS: N 50º28,993' ; E 23º04,850’

Na polach ornych w miejscowo ści Majdan Nepryski koło Józefowa znajduje si ę jedno z najwi ększych (oprócz Siedlisk) powierzchniowych nagromadze ń fragmentów skrzemieniałego drewna na polskim Roztoczu (ryc. 2 – Stop 3.1) (Kr ąpiec i in. 2010, 2011). Fragmenty te drewna wyst ępuj ą tu na polach ornych na powierzchni około 1 km 2 zazwyczaj w formie płaskich fragmentów o długo ści 2-10 cm, bezpo średnio w glebie powstałej na substracie piaszczysto-pylastym (ryc. 41). Okazom skrzemieniałego drewna towarzysz ą zarówno fragmenty gez kredowych (wyst ępuj ące tu w podło żu),

Ryc. 41. Stanowisko ze skrzemieniałym drewnem w Majdanie Nepryskim (wyst ępowanie na polach ornych), z osadami datowanymi metod ą luminescencyjn ą (OSL) (wg Kr ąpiec i in. 2011) Fot. W. Margielewski.

87 jak te ż materiał eratyczny: czerwone granity, czerwone i białe kwarcyty, br ązowe krzemienie (o średnicy do 4 cm). Sporadycznie okazy skrzemieniałego drewna osi ągaj ą wi ększe rozmiary. Charakteryzuj ą si ę one unikalnym rysunkiem przyrostów rocznych (ryc. 41 B), za ś ich powierzchnia cz ęsto pokryta jest żłobkami korazyjnymi (ryc. 42). Sondowania podło ża wykonane w strefie wyst ępowania drewna wykazały stosunkowo niewielk ą mi ąż szo ść utworów zalegaj ących na gezach kredowych (około 1 m). Wkopem wykonanym w miejscu najwi ększego powierzchniowego wzbogacenia gleby w skamieniało ści, osi ągni ęto strop utworów kredowych na gł ęboko ści 0.90 m (ryc. 41 – fot. C). Bezpo średnio na gezach kredowych, na gł ęboko ści 0,9-0,7 m, zalega żółtobr ązowy, plastyczny pył piaszczysto-ilasty. Powy żej, w interwale 0,6-0,0 m wyst ępuje be żowozielonkawy pył piaszczysto-ilasty z domieszk ą frakcji grubego piasku. Najgrubsze frakcje piaszczyste s ą utworzone z kwarcu i wzbogacone w skały krzemionkowe oraz magmowe (do 20%), ziarna s ą obtoczone i jednocze śnie matowe, co wskazuje na eoliczny charakter środowiska sedymentacyjnego (Kr ąpiec i in. 2011). W stropie utworu piaszczysto-pylastego rozwin ął si ę poziom gleby o mi ąż szo ści około 0,25 m. Na gł ęboko ści 0,6 m pobrano prób ę do datowania luminescencyjnego (OSL). W efekcie datowania OSL uzyskano dat ę 20270 ±940 lat PB (ryc. 41). Datowanie wskazuje na faz ę leszczy ńsk ą stadiału głównego zlodowacenia wisły, który charakteryzował si ę najgł ębszym kryzysem klimatycznym, powoduj ącym rozrastanie si ę z terenów Skandynawii czaszy l ądolodu (por. Mojski 2005). Na odsłoni ętych powierzchniach terenu, w warunkach klimatu polarnego nast ępował rozwój wieloletniej zmarzliny i powstawały szczeliny kontrakcji termicznej. Rozwój procesów eolicznych doprowadził do akumulacji lessów, równie ż na obszarze Roztocza (tzw less młodszy IIb – Jersak 1973). Silne procesy wywiewania spowodowały powstawanie eolicznych piasków pokrywowych (Buraczy ński red. 2002). Zwa żywszy na fakt, i ż na powierzchniach skrzemieniałego drewna znajdywanego w Majdanie Nepryskim s ą widoczne żłobki korazyjne, osady w których wyst ępuje skamieniało ść były poddawane intensywnym procesom eolicznym w tym czasie, o czym świadczy data OSL wskazuj ąca ekspozycj ę na światło ziaren kwarcu znajduj ących si ę współcze śnie 0,6 m poni żej powierzchni terenu. Skład ziarnowy osadu, jak te ż wyst ępowanie w jego obr ębie eratyków (oraz skrzemieniałego drewna), mo że wskazywa ć, i ż fragmenty drewna tkwi ą w residuum gliny morenowej zlodowacenia Sanu 2, z któr ą zostały przemieszczone, prawdopodobnie w trakcie krótkiego transportu (lokalnie

Ryc. 42. Fragment skrzemienianego drewna z Majdanu Nepryskiego, pokryty żłobkami korazyjnymi. Fot. A. Walanus.

88 na powierzchni terenu wyorywane s ą tu tak że charakterystyczne, oliwkowozielonkawe piaski kwarcowe z glaukonitem). Glina ta poddana została w trakcie pó źniejszych zlodowace ń przeróbce w klimacie peryglacjalnym, jak te ż procesom eolicznym.

Beł żec. Hitlerowski obóz zagłady Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski

Hitlerowski obóz zagłady w Beł żcu (niem.: Sonderkommando Belzec der Waffen-SS), poło żony był około 0,5 km na południowy wschód od stacji kolejowej Beł żec, w s ąsiedztwie linii kolejowej Lublin-Lwów. Obóz zało żony dla realizacji zagłady Żydów w ramach „Operacji Reinhardt” (od Reinhardta Heidricha – szefa hitlerowskiego Urz ędu Bezpiecze ństwa RSHA, twórcy „ostatecznego rozwi ązania”) zacz ął funkcjonowa ć w połowie marca 1942 r. i jak na obóz zagłady był zdumiewaj ąco mały: miał kształt sko śnego czworok ąta o rozmiarach ok. 250x280 m. Jego załog ę stanowiło około 20- 30 Niemców, około 100 stra żników narodowo ści ukrai ńskiej oraz około 500 wi ęź niów żydowskich, wykorzystywanych do grzebania (pó źniej tak że palenia na specjalnych rusztach) zwłok, jak te ż segregacji mienia pomordowanych. Od marca do grudnia 1942 r., wymordowano w nim około 600 tys. Żydów (wg danych dotycz ących liczebno ści transportów, zebranych przez polskich pracowników kolei), głównie z ziemi lubelskiej i Galicji Wschodniej, zdarzały si ę równie ż transporty z Europy Zachodniej. Mordowano tak że Romów oraz Polaków ukrywaj ących Żydów. Spo śród 5 osób, którym udało si ę uciec z Obozu Zagłady, wojn ę prze żyły zaledwie dwie.

Pomnik w miejscu Obozu Zagłady w Beł żcu. Fot. W. Margielewski.

Ofiary wprowadzano do komór gazowych (niekiedy całymi rodzinami) i u śmiercano spalinami z silnika czołgowego (wykorzystywano silnik ze zdobycznego sowieckiego czołgu). Śmier ć nast ępowała w potwornych m ęczarniach po około 20 minutach. Kurt Gerstein, oficer SS wizytuj ący obóz zagłady w Beł żcu, tak opisywał akcj ę gazowania ofiar: W pomieszczeniach zgasło światło. Ludzie ucichli. Profesor Pfannenstiel podszedł bli żej, pochylił si ę i spojrzał przez mały wziernik w drzwiach. Po chwili szybka 89 zaszła par ą i z trudno ści ą mo żna było przez ni ą co ś zobaczy ć. Pfannenstiel przyło żył wi ęc ucho do drewnianych drzwi, zza których dobiegały odgłosy j ęków i płaczu. „Jak w synagodze”, powiedział……Tamtego dnia silnik si ę zaci ął. Powiedziano mi, że zdarza si ę to bardzo rzadko. Po 2 godzinach i 49 minutach silnik znowu zaskoczył. Po kolejnych 25 minutach wiele osób było ju ż martwych. Mogli śmy śledzi ć to, co si ę dzieje, przez niewielkie okienko w ścianie…. Po 26 minutach przy życiu pozostało tylko kilka osób, a po 32 minutach nie żył ju ż nikt (za: Peter Englund. Listy ze strefy zerowej, Finna, Gda ńsk, 2006). Wiosn ą 1943 r., po ekshumacji i skremowaniu ciał wi ększo ści pomordowanych, obóz został zlikwidowany przez nazistów: zburzono zabudowania, miejsce po obozie zalesiono. W latach powojennych miejsce obozu ogrodzono (miejscowa ludno ść rozkopywała masowe mogiły szukaj ąc złota i kosztowno ści), za ś w latach 60-tych ubiegłego stulecia, miejsce martyrologii upami ętniono kilkoma niewielkimi pomnikami. W 2004 r., w miejscu Obozu, odsłoni ęto nowy, przejmuj ący pomnik autorstwa Andrzeja Sołygi, Zdzisława Pidyka i Marcina Roszczyca.

Stop 3.2. Pawliszcze. Wyst ępowanie skrzemieniałego drewna w obr ębie piasków transgresywnych miocenu (współcze śnie na polach ornych) Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec

Na polach otaczaj ących Kr ągły Goraj, w rejonie miejscowo ści Pawliszcze i Huta Lubycka były znajdywane liczne fragmenty skrzemieniałego drewna (ryc. 43) (Kr ąpiec i in. 2011). Fragmenty skrzemieniałego drewna o długo ści zwykle nie przekraczaj ącej 10-12 cm (ryc. 44) wyst ępowały na kontakcie utworów kredowych podło ża i piasków miocenu, do których były redeponowane z l ądowych utworów karpatu. Poziomy burow ęgli karpatu o mi ąż szości 0,4 m nawiercono na gł ęboko ści około 50 m na wschodnich stokach Kr ągłego Goraja ponad Mrzygłodami oraz na wierzchowinie pomi ędzy Hut ą Lubyck ą i Dahanami (J. Myszkowski, inf. ustna – Kr ąpiec i in. 2011). Dotychczas najwi ększy znaleziony na polach w Pawliszczach okaz skrzemieniałego drewna, miał 30 cm średnicy. Wyst ąpienia skrzemieniałego drewna rejestrowano tak że na wschodnich stokach Kr ągłego Goraja, w rejonie Mrzygłodów na kontakcie utworów kredowych i piasków glaukonitowych. Jak ju ż wspomniano przy opisie pobliskiego stanowiska w Hucie Lubyckiej (Stop 2.9), w obr ębie osadów piaszczystych miocenu w znajduj ącym si ę tam odsłoni ęciu, w latach 70-tych ubiegłego stulecia został znaleziony fragment skrzemieniałego drewna (Józefkowicz 1976).

90 Ryc. 43. Miejsce wyst ępowania fragmentów skrzemieniałego drewna (zaznaczono strzałkami) na polach ornych otaczaj ących Kr ągły Goraj.

Ryc. 44. Fragment skrzemieniałego drewna znaleziony przez autorów na polach w rejonie Pawliszczów. Fot. W. Margielewski.

Stop 3.3. Siedliska. Muzeum skrzemieniałego drewna Marek Kr ąpiec, Włodzimierz Margielewski, Leszek Jankowski

W muzeum etnograficznym w Siedliskach zorganizowane s ą trzy izby tematyczne: izba my śliwska z kolekcj ą trofeów my śliwskich; izba chłopska ze starymi sprz ętami gospodarstwa domowego oraz sala z ekspozycj ą skrzemieniałego drewna. Jest to najwi ększy zbiór tych fosyliów w Polsce, za ś eksponowane okazy charakteryzuj ą si ę ró żnorodno ści ą barw, kształtów i rysunku słojów. Wi ększo ść okazów została ofiarowana przez mieszka ńców Siedlisk i pochodzi z licznych wyst ąpie ń tej skamieniało ści na okolicznych polach (najbardziej obfite nagromadzenia tych fosyliów na polskim Roztoczu). Muzeum mieszcz ące si ę w budynku dawnej szkoły podstawowej (ryc. 45), zostało otwarte w czerwcu 2003 r. Skamieniałe pnie drzew mo żna zobaczy ć w Siedliskach tak że w otoczeniu ko ścioła parafialnego, gdzie utworzono swoiste lapidarium (skamieniało ść wykorzystano tak że przy budowie ołtarza polowego przed ko ściołem), jak równie ż obok le śniczówki – pod jednym z pomnikowych dębów, gdzie zło żono trzy zsylifikowane pnie (ryc. 46).

Ryc. 45. Muzeum etnograficzne w Siedliskach, z najwi ększ ą w Polsce ekspozycj ą skrzemieniałego drewna. Fot. W. Margielewski.

Ryc. 46. Z lewej lapidarium skrzemienianych pni przed ko ściołem w Siedliskach, z prawej: skrzemieniały pie ń drzewa pod pomnikowym d ębem w Siedliskach. Fot. L. Jankowski, W. Margielewski.

Analizy anatomiczne drewna dowiodły, że skrzemieniałe drewno na Roztoczu reprezentuje jeden gatunek Taxodioxylon taxodii Gothan (Kłusek 2006, Kr ąpiec i in. 2011). Uwa ża si ę, że współczesnym odpowiednikiem tego gatunku jest cypry śnik błotny, Taxodium distichum (L.) Rich. Jest wi ęc symptomatyczne dla regionu obfituj ącego w t ę skamieniało ść , że cypryśnik błotny (ze sztucznego nasadzenia) ro śnie współcześnie w Siedliskach w sąsiedztwie stawu (ryc. 47).

Ryc. 47. Współczesny cypry śnik błotny, Taxodium distichum (L.) Rich. w Siedliskach, ze sztucznych nasadze ń. Fot. W. Margielewski.

92 Stop 3.4. Siedliska. Profil utworów karpatu z burowęglem (wiercenie) Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski, Marek Kr ąpiec Pozycja GPS: N 50°15,876’ ; E 23°34,129'

Wiercenie rdzeniowane w Siedliskach zostało zlokalizowane w bezpo średnim s ąsiedztwie rezerwatu przyrody „Jalinka”, na obszarze szczególnie znacznego wzbogacenia utworów piaszczystych w skrzemieniałe drewno (ryc. 2 – Stop 3.4). Wierceniem rdzeniowanym osi ągni ęto gł ęboko ść 25 m. W sp ągowych partiach profilu, na gł ęboko ści 25,0-19,7m, nawiercono opoki kredowe, datowane nanoplanktonem na mastrycht (ryc. 48) (Kr ąpiec i in. 2011). W interwale 19,7-18.65 m wyst ępuje zielonkawosiny pył piaszczysty z klastami ilastymi i żwirkiem kwarcowym. Analiza materiału organicz- cznego w osadzie z gł ębokości 19,5 m wykazała obecno ść czarnych fitoklastów (55%), materii amor-

Ryc. 48. Profil wiercenia w Siedliskach z nawierconą sekwencj ą burow ęgli. Z prawej rdzenie z widocznymi poziomami lignitów (wg Kr ąpiec i in. 2011) (fot. W. Margielewski).

93 ficznej (31%) oraz pyłków, spor (6%) i grzybów (1%) (Kr ąpiec i in. 2011). Taki skład materiału organicznego wskazuje na l ądowy charakter utworu zalegaj ącego na opokach kredowych. Powy żej utworów pylastych, w interwale 18,65-17,85 m, wyst ępuje czarny, zbity, złupkowacony osad organiczny o typie w ęgli brunatnych (ryc. 48). Ponad poziomem lignitu wyst ępuje warstwa piasku o mi ąż szo ści 1 m utworzona z średnioziarnistego piasku humusowego ciemnoszarego, lokalnie z mułkiem. Ponad piaskami zalega kolejny poziom lignitów o mi ąż szo ści 6 cm. Ciemnobrunatny zbity osad jest silnie zapiaszczony, w jego obr ębie wyst ępuj ą fragmenty drewna (nieskrzemionkowanego) i soczewy amorficznej substancji o typie gagatów. Powy żej poziomu burow ęgla, w interwale 16,8-11,04 m, wyst ępuje gruby kompleks piaszczysty utworzony z kremowobe żowych i kremowoszarych piasków kwarcowych z niewielk ą ilo ści ą organiki. Ponad kompleksem piaszczystym, w interwale 11,0-10,6 m, stwierdzono dwie cienkie warstwy burow ęgli (w interwałach 10,60-10,67 m oraz 10,69-10,85 m), przedzielone warstw ą sinozielonego, plastycznego iłu. Z poziomów lignitów na gł ęboko ści 18,8 m, 18,5 m, 16,8 m i 10,8 m pobrano próbki do analiz palinologicznych (oznacze ń dokonała E. Worobiec z IB PAN w Krakowie). W próbach wyst ępowały liczne sporomorfy, za ś analiza wykazała, że du ży udział maj ą tu taksony bagienne, głównie rodzaj Inaperturopollenites (Taxodioideae – Taxodium/Glyptostrobus typ) i Alnus . Skład spektrów pyłkowych wskazuje na wyst ępowanie w s ąsiedztwie lasów bagiennych (z Taxodium , Glyptostrobus i Nyssa , lasów łęgowych (m. in. z Alnus i Salix ) oraz lasów mieszanych z drzewami iglastymi Cathaya ; bogatych w taksony ciepłolubne. W analizowanych próbkach du ży udział maj ą tak że taksony umiarkowanych i ciepłych (tropikalnych) stref klimatycznych. Skład badanych spektrów pyłkowych wskazuje, że seria burow ęglowa z Siedlisk powstała w warunkach limnicznych we wczesnym-środkowym miocenie, w pi ętrze karpatu (Kr ąpiec i in. 2011). Ponad seri ą burow ęglow ą, w interwale 10,60-1,58 m zalega gruby kompleks pyłu ilastego barwy szaroniebieskiej i szarozielonkawej, z licznymi wkładkami kremowego, drobnoziarnistego piasku. Wyst ępowanie w osadzie licznych fitoklastów, pyłków i spor (jak równie ż brak dinocyst) wskazuje, że osad jest zdominowany przez materi ę pochodzenia l ądowego. W próbce pobranej z gł ęboko ści 4,5 m oznaczono liczne gatunki nanoplanktonu, które wskazuj ą na środkowy eocen – wr ęcz poziom nanoplanktonowy NP17 (Kr ąpiec i in. 2011). Zwa żywszy na fakt, i ż w podło żu wyst ępuj ą utwory karpatu, nanofauna została tu w cało ści redeponowana z wyst ępuj ących tu niegdy ś osadów eocenu. Stropowe partie kompleksu przewiercanego w Siedliskach tworz ą utwory piaszczyste. W interwale 1,58-1,00 m jest to kremowy piasek kwarcowy. W interwale 1,0-0,0 m, zalegaj ą ciemnobrunatne, be żowobrunatne i kremowobe żowe piaski średnioziarniste, przykryte cienkim (18 cm) poziomem gleby. Skład ziarnowy i wykształcenie ziarn oraz sytuacja geomorfologiczna osadów wskazuje, i ż górny kompleks piaszczysty profilu Siedliska jest osadem czwartorz ędowym, rzecznym, zwi ązanym z działalno ści ą akumulacyjn ą potoku Prutnik przepływaj ącego przez Siedliska. Wiercenie w Siedliskach

94 pozwoliło na rozpoznanie i udokumentowanie lignitów karpatu, które s ą materiałem źródłowym skrzemieniałego drewna (fosylizowanego w kilku etapach – Kr ąpiec i in. 2007, 2011) b ędącego unikaln ą skamieniało ści ą Roztocza. Lignity te były eksploatowane w pobliskiej D ąbrówce (ju ż po ukrai ńskiej cz ęś ci Roztocza), gdzie obok w ęgli brunatnych, wyst ępowały tak że fragmenty cz ęś ciowo zsylifikowanego drewna (Kr ąpiec i in. 2011). Seri ę burow ęglow ą rozpoznano tak że kolejnymi dwoma wierceniami (m.in. w pobli żu le śniczówki w Siedliskach), zlokalizowanymi w dolinie Prutnika (Kr ąpiec i in. 2007).

Stop 3.5. Siedliska-Jalinka. Skrzemieniałe drewno redeponowane do osadów rzecznych Marek Kr ąpiec, Leszek Jankowski, Włodzimierz Margielewski Pozycja GPS N 50°16.150’ ; E 23°34,198’

W rejonie Siedlisk skrzemieniałe drewno wyst ępuje na powierzchni głównie w obr ębie osadów rzecznych potoku Prutnik, do którego zostało ono redeponowane z utworów mioce ńskich (Kr ąpiec i in. 2007). Jego znaczne nagromadzenie na powierzchni terenu, znajduje si ę w s ąsiedztwie rezerwatu le śnego Jelinka. W szurfach wykonanych w s ąsiedztwie tego rezerwatu na terasie Prutnika odsłoni ęto profil wyst ępuj ących tu osadów (Kr ąpiec i in. 2007). Sp ągowe partie osadów (na gł ęboko ści 1,0-0,9 m) są tu utworzone z szarosinych i szarosinokremowych pyłów i iłów (ryc. 49 A). W ich obr ębie wyst ępuj ą liczne otoczaki skał, w których dominuj ą czarne krzemienie, wyst ępuj ą tak że mleczne kwarce i czerwone kwarcyty, nosz ące ślady obróbki eolicznej ( żłobki korazyjne) (ryc. 49B). Ponad pyłem oraz iłem wyst ępuje kompleks piaszczysty mi ąż szo ści 90 cm, zło żony z żółtych i ciemno żółtych piasków średnio i drobnoziarnistych (ryc. 49 A). Analiza składu ziarnowego i powierzchni ziaren wskazuj ą, że piaski te s ą utworem rzecznym, pochodz ącym z rozmycia okolicznych wydm, w warunkach stosunkowo krótkiego transportu (Kr ąpiec i in. 2007). Skład ziarnowy, jak te ż pozycja morfologiczna formacji piaszczystej wskazuje, że reprezentuje ona piaski rzeczne terasów nadzalewowych (3-5 m n.p. rzeki) deponowane prawdopodobnie w górnym plenivistulianie (Rzechowski, Kubica 1996). Zsylifikowane fragmenty drzew wyst ępuj ą w obr ębie utworów rzecznych na ró żnych gł ęboko ś- ciach. Pierwszy poziom z drewnem wyst ępuje tu bezpo średnio na iłach i pyłach pod ścielaj ących aluwia (na gł ęboko ści 85-95 cm). S ą to na ogół wi ększe fragmenty drewna (do 30-40 cm długo ści), towarzysz ą im za ś liczne otoczaki skał eratycznych (ryc. 49 A, C). Powierzchnie skrzemionkowanego drewna wyst ępuj ącego w obr ębie dennych partii osadów rzecznych nosz ą ewidentne ślady silnej eolizacji: widoczne s ą na nich żłobki korazyjne (ryc. 49 C). Fosylia wyst ępuj ące w wy ższych partiach kompleksu piaszczystego (63-85 cm) s ą mniejszych rozmiarów (10-12 cm). Pomierzone azymuty dłu ższych osi fragmentów drewna, zasadniczo s ą zdominowane przez dwa kierunki: około 90° i 120º, generalnie sko śne w stosunku do kierunku współczesnej doliny potoku Prutnik przepływaj ącego przez Siedliska (ryc. 49 D) (Kr ąpiec i in. 2007).

Ryc. 49. Profil osadów rzecznych w Siedliskach ze skrzemieniałym drewnem w szurfie wykonanym na terasie Prutnika w Jalince (Kr ąpiec i in. 2007). Fot. W. Margielewski.

Zsylifikowane fragmenty drewna znajduj ą si ę na zło żu wtórnym. Pierwotnie drewno wyst ępowało tu w obr ębie piaszczystych utworów miocenu, pó źniej za ś było redeponowane i w czwartorz ędzie, wraz z materiałem eratycznym trafiło do osadów rzecznych Prutnika. Przed depozycj ą w osadach fluwialnych fragmenty skrzemieniałego drewna były poddane silnej eolizacji. Podobnie silne skoradowane powierzchnie fosyliów wyst ępowały w Majdanie Nepryskim, w obr ębie osadów vistulianu (zob. Stop 3.1). Tak że w dolinie Prutnika redepozycja fosyliów mogła nast ępowa ć w trakcie trwania stadiału głównego zlodowacenia wisły. Wskazuje na to ich wyst ępowanie w utworach rzecznych Prutnika, w których rozwin ęły si ę kliny mrozowe: utwory te zostały odsłoni ęte we wkopie wykonanym na wschód od analizowanego szurfu (ryc. 50). Wyst ępuj ące tu szczeliny kontrakcyjne wskazuj ące na silne oddziaływanie permafrostu, były zwi ązane z górnym plenivistulianem (Kr ąpiec i in. 2007). Klimat tego okresu cechował si ę szczególnie surowymi warunkami klimatycznymi, za ś szczeliny kontrakcji

96 mrozowej wyst ępowały wówczas powszechnie (Go ździk 1973). W górnym plenivistulianie nast ępował równie ż rozwój klinów mrozowych w lessach wy żyn południowej Polski, w tym w lessach Lubelszczyzny (Jersak 1973).

Ryc. 50. Profil utworów rzecznych terasy nadzalewowej Prutnika z charakterystycznymi klinami mrozowymi, wzbogaconych w fosylia. Siedliska, w pobli żu granicy Pa ństwa (wg. Kr ąpiec i in., 2007). Fot. W. Margielewski.

Literatura Are ń B. 1962. Miocen Roztocza Lubelskiego mi ędzy Sann ą i Tanwi ą. Prace Inst. Geol. 30 (III): 5-77. Bałaga K., 1998. Post-Glacial vegetation changes in the middle Roztocze (E Poland). Acta Palaeobot. 38, 1: 175- 192. Brzezi ńska-Wójcik T. 1999. Przełom doliny Sopotu przez stref ę kraw ędziow ą Roztocza Tomaszowskiego (SE Polska). Annales UMCS, sct. B, 54, 5: 83-97. Brzezi ńska-Wójcik T. 2013. Morfotektonika w Annopillsko-Lwowskim segmencie pasa wy żynnego w świetle analizy cyfrowego modelu wysoko ściowego oraz wska źników morfometrycznych. Wyd. UMCS, ss. 397. Brzezi ńska-Wójcik T. Chabudzi ński Ł. 2011. Progi skalne – wodospady Sopotu w Nowinach. Karta Dok. Geostanowiska, nr 2169: http://geoportal.pgi.gov.pl./gsapp/ObjectDetails.aspx?id=2169 Brzezi ńska-Wójcik T, Harasimiuk M. 1998. Przełom doliny Sopotu przez stref ę kraw ędziow ą Roztocza Tomaszowskiego. W: Krzowski Z. i in. (red.), 69 Zjazd Nauk. Pol. Tow. Geol., Krasnobród 23-26.09.1998. Wyd. UMCS, Lublin: 187-193. Brzezi ńska-Wójcik T. Rauch M. 2013. Młode uskoki w strefie kraw ędziowej Roztocza Tomaszowskiego na przykładzie kamieniołomu Babia Dolina w Józefowie. W: Brzezi ńska-Wójcik T. (red.), Mat. X Ogólnopolskiej konferencji z cyklu „Neotektonika Polski”, Lublin, 27-28 wrze śnia 2013: 58-60.

97 Brzezi ńska- Wójcik T., Rauch M., Chabudzi ński Ł. 2013. Progi skalne w korycie rzeki Sopot jako przejaw mobilno ści neotektonicznej. W: Brzezi ńska-Wójcik T. (red.), Mat. X Ogólnopolskiej konferencji z cyklu „Neotektonika Polski”, Lublin, 27-28 wrze śnia 2013: 61-65 Buraczy ński J. 1994. Zmienno ść procesów eolicznych na Roztoczu i w Kotlinie Sandomierskiej podczas pi ętra Wisły. Ann. UMCS, Sect. B 49: 51-79. Buraczy ński J. red. 2002. Roztocze, środowisko przyrodnicze. Wyd. Lubelskie, Lublin, ss. 341. Buraczy ński J. 2013. Rozwój rze źby Roztocza, z map ą geomorfologiczn ą w skali 1: 50 000. Lublin 2013, ss 111. Czarnecka B, Janiec B. 2002. Przełomy rzeczne Roztocza jako modelowe obiekty w edukacji ekologicznej. Wyd. UMCS, Lublin, ss. 232. Czepiec I. 1996. Biostratygrafia i warunki depozycji osadów północnej strefy brze żnej sarmatu Polski. Kwartalnik AGH, Geologia 22: 309–338. Czepiec I. 1999. Biostratigraphy and paleoenvironment of the Sarmatian northern marginal zone of Poland. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 387: 96-98. De Celles P.G., Giles K.A. 1996. Foreland basin systems. Basin Research 8: 105-123. Go ździk J. 1973. Geneza i pozycja stratygraficzna struktur peryglacjalnych w środkowej Polsce. Acta Geogr. Lodz. 31: 10-103. Jakubowski G., Musiał T. 1979. Middle Miocene sandy and carbonate deposits of Huta Lubycka and Huta Ró żaniecka (Roztocze Rawskie Region, south-eastern Poland. Pr. Muz. Ziemi 32: 71-100. Janiec B., Czarnecka B. 2006. Iły krakowieckie jako wska źnik litostratygrafii w dolinie rzeki Sopot na Roztoczu. Przegl. Geol. 54, 10: 913-919. Jankowski L., Margielewski W. 2014. Pozycja tektoniczna Roztocza w świetle historii rozwoju zapadliska przedkarpackiego. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. (w druku). Jaroszewski W. 1977. Sedymentacyjne przejawy mioce ńskiej ruchliwo ści tektonicznej na Roztoczu Środkowym. Przegl. Geol. 35, 8-9: 418-427. Jasionowski M. 1997. Zarys litostratygrafii osadów mioce ńskich wschodniej cz ęś ci zapadliska przedkarpackiego. Biul. Pa ństw. Inst. Geol. 375: 43-61. Jasionowski M. 1998. Odsłoni ęcie miocenu na garbie Huty Ró żanieckiej. Punkt 3: Huta Ró żaniecka. (Wycieczka B). W: LXIX Zjazd Nauk. Pol. Tow. Geol., Krasnobród, 23-26.09.1998. Wyd. UMCS, Lublin: 185-186. Jersak J. 1973. Litologia i stratygrafia lessu wy żyn południowej Polski. Acta Geogr. Lodz., 32: 3-139. Józefkowicz P. 1976. Miocen okolic Huty Lubyckiej, jego wykształcenie facjalne i świat organiczny (maszynopis – praca magisterska). Arch. Wydz. Geologii Uniw. Warszawskiego. Warszawa. Kłusek M. 2006. Fossil wood from Roztocze region (Miocene, SE Poland) – a tool for paleoenviromental reconstruction. Geol. Quarterly 50, 4: 465-474. Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., 2010. Roztocza ński Park Narodowy. Mapa Geologiczno- Turystyczna 1: 30 000. PIG-PIB, 2010 Warszawa. Kr ąpiec M., Barniak J., Buraczy ński J., Danek M., Jankowski L., Kopciowski R., Matyszkiewicz J., Margielewski W., Wysocka A., Zielski A. 2007. Kamienny Las na Roztoczu – opis koncepcji bada ń naukowych wraz z

98 wykonaniem dokumentacji tego stanowiska i okre ślenie sposobów ochrony (maszynopis). Arch. Min. Środowiska, Warszawa. Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Urban J., Kr ąpiec P. 2012. Geopark „Kamienny Las na Roztoczu” i jego walory geoturystyczne. Przegl. Geol. 60, 9: 468-479. Kr ąpiec M., Jankowski L., Margielewski W., Buraczy ński J., Kr ąpiec P., Urban J., Wysocka A., Danek M., Szychowska –Kr ąpiec E., Bolka M., Brzezi ńska-Wójcik T., Chabudzi ński Ł, Wa śkowska A., 2011. „Geopark Kamienny Las na Roztoczu” koncepcja geoochrony wraz z wykonaniem dokumentacji i bada ń naukowych niezb ędnych dla funkcjonowania tej formy Ochrony (maszynopis). Centr. Arch. Geol. Pa ństw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa; http/kamiennylas.pl/plytka/tekst/pdf. Kurkowski S. 1998. Obja śnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Józefów. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa. Krzywiec P. 2006. Geodynamiczne i tektoniczne uwarunkowania ewolucji basenów przedgórskich, z odniesieniem do zapadliska przedkarpackiego. Przegl. Geol. 54, 5: 404-412. Łomnicki A. M. 1897. Atlas geologiczny Galicji 1:75 000. Zeszyt 10: Rawa Ruska 4, X: Żółkiew 4, XI; Jaworów i Gródek 5, X; Lwów 5, XI. Wiede ń Margielewski W., Kr ąpiec M., Jankowski L., Zernitskaya V., Urban J. (w druku). Impact of aeolian processes on peat accumulation: Late Glacial–Holocene history of the Hamernia peat bog (Roztocze Środkowe region, South-Eastern Poland). Catena (w druku) Maruszczak H. 2001. Skamieniałe szcz ątki drzew lasu mioce ńskiego na Roztoczu (Polska SE i Ukraina NW). Przegl. Geol. 6: 532-537. Maruszczak H., Wilgat T. 1956. Rze źba strefy kraw ędziowej Roztocza Środkowego. Ann. UMCS, Sect. B 10: 1- 107. Michalczyk Z. red. 1996. Źródła Roztocza. Monografia hydrograficzna. Wyd. UMCS, Lublin: ss. 199. Migo ń P., 2006. Geomorfologia. PWN, Warszawa Mojski J.E. 2005. Ziemie polskie w czwartorz ędzie. Zarys morfogenezy. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa, ss. 404. Musiał T. 1987. Miocen Roztocza, Polska południowo-wschodnia. Biul. Geol. Uniw. Warsz. 31: 5-149. Ney R. 1969 a. Miocen południowego Roztocza mi ędzy Hory ńcem a Łówcz ą i przyległego obszaru zapadliska przedkarpackiego. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie 60, ss. 93. Peryt T. 2006 a. Sedymentacja ewaporatów bade ńskich w zbiorniku przedkarpackim. Przegl. Geol. 54, 5: 438- 444. Peryt T. 2006 b. Stop III – odsłoni ęcie Góra Raty ńska. W: Wysocka A., Jasionowski M. (red.), Przebieg i zmienno ść sedymentacji w basenach przedgórskich. II Polska Konf. Sedyment. POKOS 2. Wydz. Geol. Uniw. Warsz., Warszawa: 49-52 Peryt T., Kasprzyk A. 1992. Carbonate-evaporite sedimentary transitions in the Badenian (middle Miocene) basin of southern Poland. Sediment. Geol. 76: 257-271. Peryt T., Peryt D. 1994. Badenian (Middle Miocene) Raty ń Limestone in Western Ukraine and Northern Moldavia: Microfacies, Calcareous Nannoplankton and Isotope Geochemistry. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci. 42: 127-136.

99 Popielski W. 1994. Obja śnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Tereszpol. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa Popielski W. 1996. Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000. Arkusz Tereszpol. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa. Popielski W. 2000. Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000. Arkusz Horyniec. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa. Popielski W. 2005. Obja śnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Horyniec i Sienawka. Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa Roniewicz P., Wysocka A. 1997. Przykłady cykliczno ści sedymentacji w utworach miocenu Roztocza. Przegl. Geol. 8: 799-802. Rzechowski J., Kubica B. 1996. Mapa geologiczna Polski w skali 1:200 000. Arkusz Tomaszów Lubelski– Dołhobyczów; wyd. A (mapa utworów powierzchniowych). Pa ństw. Inst. Geol., Warszawa. Wysocka A. 2001. Model sedymentacji klastycznych utworów bade ńskich wschodniej cz ęś ci Roztocza. Przegl. Geol. 5: 453-454. Wysocka A. 2002. Clastic Badenian deposits and sedimentary environments of the Roztocze Hills across the Polish-Ukrainian border. Acta Geol. Pol. 52, 4: 535-561. Wysocka A. 2006 a. Klastyczne utwory bade ńskie Roztocza – przebieg sedymentacji w północnej marginalnej strefie basenu zapadliska przedkarpackiego. Przegl. Geol. 54, 5: 430-437. Wysocka A. 2006 b. Stop I – odsłoni ęcie Huta Ró żaniecka. W: Wysocka A., Jasionowski M. (red.), Przebieg i zmienno ść sedymentacji w basenach przedgórskich. II Polska Konf. Sedyment. POKOS 2, Inst. Geol. Podst. Wydz. Geol. UW: 15-16. Wysocka A., Krzywiec P., Maksym A. 2006. Stop III – kamieniołom Józefów. W: Wysocka A., M. Jasionowski (red.), Przebieg i zmienno ść sedymentacji w basenach przedgórskich. II Polska Konf. Sedyment. POKOS 2, Inst. Geol. Podst., Wydz. Geol. UW: 19-24. http://www.roztoczewita.pl/cerkiew-sw-paraskewy-w-radruzu

„Roztocza ński” amplexus. Ropucha szara ( Bufo bufo ) w Siedliskach (dziedziniec przed Ko ściołem w Siedliskach) Fot. W. Margielewski.

100

Streszczenia

posterów

101

102

Wpływ działalno ści człowieka na funkcjonowanie jeziora osuwiskowego na przykładzie Pucołowskiego Stawku w Gorcach.

Krzysztof Buczek Instytut Ochrony Przyrody PAN, al. A. Mickiewicza 33, 31-120 Kraków, e-mail: [email protected]

Działalno ść człowieka zwykle prowadziła do gowej zmalał z 1,23 do 1,03. Pogł ębienie misy je- przeobra żania płaskich, ustabilizowanych obsza- ziornej miało istotny wpływ na faun ę i flor ę zbior- rów osuwisk, wykorzystywanych do działalno ści nika, powoduj ąc m. in. popraw ę warunków gospodarczej, w istotny sposób (zwykle nieko- siedliskowych płazów zasiedlaj ących Pucołowski rzystny dla przyrody) wpływaj ąc na ekosystemy Stawek (Łaciak, Połczy ńska-Konior 2012). W tym górskie. Jednak że niekiedy działalno ść ta była ko- przypadku gospodarcza działalno ść człowieka rzystna dla środowiska przyrodniczego. Przykła- przyczyniła si ę zarówno do zachowania natural- dem jeziora wyst ępuj ącego na obszarach wypłasz- nych walorów krajobrazowych tego unikalnego cze ń osuwiskowych, poddawanego znacznym zbiornika wodnego, za ś po jego zaniku, doprowa- przeobra żeniom antropogenicznym jest Pucołow- dziła do renaturalizacji ekosystemu po 2008 r. ski Stawek w Gorcach (Halicki 1932, Jakubowski Mechaniczne usuni ęcie osadów z misy Pucołow- 1962, Nowalnicki 1975). Analiza danych histo- skiego Stawku, spowodowało bowiem przywró- rycznych, wywiad środowiskowy oraz kilkukrotne cenie jego walorów krajobrazowych oraz warun- kartowanie zmian zasi ęgu jeziora pozwoliły na re- ków siedliskowych żyj ących w nim organizmów. konstrukcj ę funkcjonowania zbior-nika, si ęgaj ącą W tym aspekcie dalsze wykaszanie ro ślinno ści pocz ątku XX w. Jezioro to od czasu jego pierw- wodnej w obr ębie misy jeziornej, które jest głów- szego, szerszego opisu z 1932 r. (Halicki, 1932) nym czynnikiem wpływaj ącym na spowolnienie za- aż do lat 80-tych nie ulegało wyra źnemu zarasta- rastania i tempa akumulacji materii organicznej, niu (Nowalnicki 1975). Pierwsza znana ingerencja jest nie tylko wskazane, ale ma charakter czynnej w obr ębie misy Pucołowskiego Stawku wi ąż e si ę z ochrony tego unikalnego zbiornika wodnego. wykonaniem w latach 1929-1930 rowu odwadnia- jącego i próbie wykorzystywania wód jeziora dla Literatura funkcjonowania niewielkiej turbiny elektrycznej. Czekaj A. 1993. Wa żki (Odonata) Gorców. Wiadomo- Prowadzone do lat 80-tych wykaszanie ro ślinno ści ści Entomologiczne 12, 3: 155-161. wodnej porastaj ącej brzegi misy jeziornej, wypasu Halicki B. 1932. Nieznany stawek w Gorcach. Ziemia bydła w jej obr ębie oraz eksploatacji torfu powsta- 7: 209. łego tu w efekcie akumulacji materii organicznej, Jakubowski K. 1962. Gorcza ński Staw. Magazyn Tu- rystyczny „ Światowid” 36: 72. skutecznie chroniło jeziorko przed zarastaniem, Łaciak M., Połczy ńska-Konior G. 2012. Sprawozdanie powoduj ąc zachowanie w niezmienionym stanie ko ńcowe realizacji monitoringu przyrodniczego, w tego unikalnego ekosystemu, zasiedlanego przez ramach projektu nr: POIS.05.01.00-00-022/08 rzadkie gatunki owadów i płazów (Nowalnicki „Czynna ochrona gatunków fauny zwi ązanych z 1975, Czekaj 1993, Margielewski 1999). Jednak że małymi zbiornikami” w Gorcza ńskim Parku Na- zaprzestanie tej działalno ści w latach pó źniejszych, rodowym i jego najbli ższym otoczeniu.” Arch. In- spowodowało wzrost tempa zarastania stawku stytutu Ochrony Przyrody PAN, Kraków. przez ro ślinno ść wodn ą, wypełnienie misy jezior- Margielewski W. 1999, Formy osuwiskowe Gorcza ń- nej materi ą organiczn ą i zanik zbiornika wodnego. skiego Parku Narodowego i ich rola w kształtowa- W 2008 r. misa jeziorna całkowicie wypełniła si ę niu geo- i bioró żnorodno ści Gorców. Chro ńmy osadami torfowiska niskiego. Przyr. Ojcz. 55, 5, 23-53. Jednak że wła ściciele polany, na której znaj- Nowalnicki T. 1975. Jeziora Gorców i pasma Lubania, duje si ę Pucołowski Stawek, w styczniu 2012 r. Wierchy 43, 137-150. przegł ębili mis ę zbiornika z torfowiskiem, usuwa- jąc wyst ępuj ące tam osady organiczne i mineralne.

Skutkiem tych działa ń była reaktywacja jeziora i zmiana jego zasi ęgu, w porównaniu do stanu przed jego zanikiem. Powierzchnia jeziora zmniej- szyła si ę wówczas o ok. 18% w stosunku do stanu z 1968 r., za ś współczynnik rozwini ęcia linii brze-

103

Mikrofacje utworów „sarmatu detrytycznego” ( środkowy miocen) w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpackiego

Urszula Czarniecka, Anna Wysocka Wydział Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; e-mail: [email protected]

„Sarmat detrytyczny” to okre ślenie facjalne margliste, oolitowe, serpulowo-mikrobialitowe). opisuj ące osady facji płytkowodnej powstałe w W grupie ziarn niew ęglanowych dominuje kwarc. środkowym miocenie w wyniku pó źnobade ńsko- Podrz ędnie wyst ępuj ą litoklasty skał niew ęglano- wczesno-sarmackiej regresji morskiej, wyst ępuj ące wych (piaskowce i pyłowce kwarcowe, piaskowce w północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkar- kwarcytyczne, krzemienie, klasty ilaste). Stwier- packiego. Basen przedkarpacki to peryferyczny dzono równie ż śladow ą obecno ść minerałów ci ęż - basen przedgórski, stanowi ący cz ęść Centralnej kich i skaleni. Szkielet ziarnowy spojony jest naj- Paratetydy, który powstał w miocenie w wyniku cz ęś ciej mikrytow ą i mikrosparytow ą matriks, rza- uginania si ę strefy przedpola Karpat, na skutek dziej obserwowano cement sparytowy. Wyró żnio- przemieszczania si ę karpackiej pryzmy akrecyjnej no porowato ść mi ędzyziarnow ą, wewn ątrzziarno- ku północy. wą, druzow ą i moldyczn ą. Obszar bada ń, wyznaczony zasi ęgiem wy- Utwory „sarmatu detrytycznego” cechuje st ępowania odsłoni ęć utworów „sarmatu detry- bardzo du ża, oboczna i pionowa, zmienno ść mi- tycznego”, obejmuje południowe i południowo- krofacjalna. Wyró żniono 22 mikrofacje: packstone wschodnie obrze żenie Gór Świ ętokrzyskich oraz glonowy, glonowo-kwarcowy, glonowo- polsk ą cz ęść Roztocza, znajduj ące si ę w obr ębie mszywiołowy, glonowo-mszywiołowo-kwarcowy, północnej marginalnej cz ęś ci basenu przedkarpac- glonowo-mszywiołowo-bioklastowy, glonowo- kiego. Utwory „sarmatu detrytycznego” wykształ- bioklastowy, glonowo-bioklastowo-kwarcowy, cone s ą w postaci skał klastycznych o zró żnicowa- glonowo-otwornicowy, glonowo-otwornicowo- nej litologii, takich jak wapienie organo- bioklastowy, glonowo-otwornicowo-bioklastowo- detrytyczne, organodetrytyczno-silikoklastyczne i kwarcowy; rudstone glonowy, glonowo-kwarco- detrytyczne oraz żwiry i zlepie ńce b ądź piaski i wy, litoklastowo-glonowy, glonowo-litoklastowo- piaskowce o zró żnicowanym składzie petrogra- kwarcowy, glonowo-mszywiołowy; grainstone ficznym. Celem pracy jest przedstawienie charak- glonowy, glonowo-kwarcowy, glonowo-mszywio- terystyki mikrofacjalnej badanych utworów oraz łowy, glonowo-mszywiołowo-kwarcowy, mszy- ukazanie zmienno ści mikrofacji, zarówno obocznej wiołowo-glonowo-bioklastowy; wackestone glo- – wzdłu ż północnego brzegu basenu przedkarpac- nowy oraz mudstone . kiego, jak i pionowej – w profilach poszczegól- Na podstawie wyników analizy mikrofacjal- nych odsłoni ęć . nej stwierdzono, że depozycja badanych utworów Na podstawie wyników ilo ściowej analizy zachodziła w wysokoenergetycznej strefie przy- płytek cienkich w mikroskopie polaryzacyjnym brze ża, powy żej normalnej podstawy falowania. okre ślono procentow ą zawarto ść poszczególnych Bardzo złe wysortowanie składników szkieletu elementów szkieletu ziarnowego, matriks, cemen- ziarnowego w wielu mikrofacjach, gdzie obok po- tów i przestrzeni porowych. Analizowano te ż kruszonych i obtoczonych allochemów frakcji żwi- wielko ść , stopie ń obtoczenia i genez ę (intra- i eks- rowej wyst ępuj ą ziarna frakcji piaskowej czy py- traklasty) składników ziarnowych i stopie ń wysor- łowej, wskazywa ć mo że na transport przez silne towania materiału ziarnowego. pr ądy lub fale sztormowe. Lokalnie miały miejsce W szkielecie ziarnowym utworów „sarmatu epizody znacznego obni żenia energii, o czym detrytycznego” mo żna wyró żni ć dwie główne gru- świadczy obecno ść mikrofacji typu mudstone czy py ziaren: w ęglanowe i niew ęglanowe. Ziarna w ę- wackestone . Zawarto ść kwarcu w utworach „sar- glanowe reprezentowane s ą głównie przez biokla- matu detrytycznego” równie ż cechuje si ę du żą la- sty glonowe. Stwierdzono równie ż obecno ść po- teraln ą i pionow ą zmienno ści ą. Ilo ść kwarcu do- kruszonych elementów szkieletowych organiz- starczanego do analizowanej strefy zmieniała si ę w mów takich jak: mszywioły, otwornice, je żowce, czasie i przestrzeni. Obszar bada ń poło żony był w serpule, mał że i ślimaki. W grupie ziaren w ęgla- strefie wypi ętrzenia przedgórskiego, a zmieniająca nowych wyró żniono równie ż litoklasty skał w ę- si ę w czasie dostawa kwarcu zale żała od tempa glanowych (wapienie litotamniowe, pelitowe, erozji zwi ązanego z nat ęż eniem ruchów tektonicznych w tej strefie.

104

Obrazowanie elektrooporowe podło ża na obszarze o budowie płytowej – uwagi na temat kształtu stoków i cech pokryw stokowych w zale żno ści od litologii (przykład Gór Stołowych, Sudety Środkowe

Marek Kasprzak 1, Jarosław Waroszewski 2, Łukasz Pawlik 3 1 Uniwersytet Wrocławski, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, pl. Uniwersytecki 1, 50-137 Wrocław, [email protected] 2 Uniwersytet Przyrodniczy we Wrocławiu, Instytut Nauk o Glebie i Ochrony Środowiska, ul. Grunwaldzka 53, 50-357 Wrocław 3 Uniwersytet Pedagogiczny w Krakowie, Instytut Geografii, ul. Podchorąż ych 2, 30-084 Kraków

Znajduj ące si ę w środkowej cz ęś ci Sudetów W obr ębie doliny Czerwonej Wody uzyskany to- Góry Stołowe s ą jedynym w Polsce przykładem mogram potwierdził przebieg uskoku tektoniczne- masywu o budowie płytowej, warunkowanej go wykazany w opracowaniu Wojewody i in. niemal poziomym zaleganiem skał osadowych (2011), a nieuwzgl ędniony na Szczegółowej Ma- wieku pó źnokredowego (cenoman-turon-koniak) pie Geologicznej Sudetów 1:25 000 (ark. Jele- na pod ścielaj ących je skałach osadowych karbonu i niów). Stwierdzono ponadto siln ą zale żno ść profi- permu (Migo ń 2008, Wojewoda i in. 2011). W lu stoku oraz mi ąż szo ści znajduj ących si ę tu rze źbie terenu wyró żniaj ą si ę tutaj płaskowy że pokryw zwietrzelinowych od zró żnicowania lito- odci ęte od otoczenia stromymi progami skalnymi logicznego podło ża. Ponadto wykazano, że nie oraz wyniesione nad nie osta ńce (Skalniak, istnieje prosta zale żno ść mi ędzy rozwini ęciem tych Szczeliniec Wielki i Mały, Naro żnik, Szczytnik). pokryw a pozycj ą wzdłu ż profilu stoku. Udoku- W pracy posłu żono si ę metod ą tomografii mentowany brak dobrze wykształconych delu- elektrooporowej, aby na wybranych przykładach wiów podstokowych mo że świadczy ć po średnio o rozpozna ć szczegóły budowy geologicznej płyt- aktywno ści poszczególnych procesów kształtuj ą- kiego podło ża i jej wpływ na morfologi ę stoków cych rze źbę dolinn ą. oraz rozwini ęcie pokryw zwietrzelinowych. Od- powiednie profile pomiarowe przeprowadzono u Literatura podnó ża formacji skalnej Białych Ścian w kierun- Migo ń P. 2008. Rze źba i Rozwój geomorfologiczny ku osi doliny Czerwonej Wody oraz na stoku doli- Gór Stołowych. W: Witkowski A., Pokryszko ny rozcinaj ącej od zachodu płaskowy ż Sawanny B.M., Ci ęż kowski W. (red.), Przyroda Parku Na- Łęż yckiej. W pracy wykorzystano urz ądzenie rodowego Gór Stołowych, PNGS, Kudowa Zdrój: ARES (GF Instruments, Brno). Elektrody w profi- 49–69. Wojewoda J., Białek D., Bucha M., Głuszy ński A., Go- lach pomiarowych o długo ściach 165 m rozmiesz- towała R., Krawczewski J., Schutty B. 2011. Geo- ę ą czono w odst pach co 3 m, stosuj c układ pomia- logia Parku Narodowego Gór Stołowych – wybra- rowy Dipol-Dipol dla obrazowania struktur pod- ne zagadnienia. W: Chodak T., Kabała C., ziemnych z mo żliwie du żą szczegółowo ści ą. Kaszubkiewicz , Migo ń P., Wojewoda J. (red.), Uzyskane tomogramy dla obu stanowisk po- Geoekologiczne warunki środowiska przyrodni- zwoliły na rozpoznanie i interpretacj ę cech geo- czego Parku Narodowego Gór Stołowych, Wyd. elektrycznych podło ża skalnego maksymalnie do Wind, Wrocław: 53–95. gł ęboko ści 30–40 m p.p.t. Modele oporno ści elektrycznej (ze skal ą wyra żon ą w Ω m) umo żliwiły rozró żnienie granic litologicznych oraz w sposób przybli żony mi ąż szo ści pokrywy zwietrzelinowej.

105

Czynniki warunkuj ące zró żnicowanie wła ściwo ści gleb bielicowych na stokach Czernicy w Górach Złotych (Sudety Wschodnie)

Łukasz Musielok, Marek Drewnik Uniwersytet Jagiello ński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Zakład Gleboznawstwa i Geografii Gleb, ul. Gronostajowa 7, 30-387 Kraków, e-mail: [email protected]

Zró żnicowanie wła ściwo ści gleb na stoku Wyniki przeprowadzonych bada ń wskazuj ą jest uwarunkowane przede wszystkim przez obieg na wyst ępowanie w glebach nieci ągło ści litolo- wody na stoku, histori ę jego rozwoju oraz procesy gicznych, o czym mo że świadczy ć zró żnicowanie grawitacyjnego przemieszczania materiału (Sha- proporcji poszczególnych podfrakcji piasku. W etzl, Anderson 2005). Wpływ na zró żnicowanie górnych cz ęś ciach profili glebowych wyst ępuj ą te ż wła ściwo ści gleb na stoku mo że mie ć równie ż du że, dachówkowo uło żone klasty. Wpływ wyst ę- śródpokrywowy przepływ roztworów glebowych, puj ącej ro ślinno ści na wła ściwo ści gleb jest istotny który w okre ślonych warunkach skutkuje wyst ę- i przejawia si ę wi ększym zubo żeniem profili pod powaniem zjawiska bocznego bielicowania (Som- świerkami w glin i żelazo, wy ższ ą warto ści ą mer i in. 2001, Jankowski 2014). Polega ono na wska źnika zwietrzenia materiału i obni żeniem pH kształtowaniu si ę ró żnych pod wzgl ędem mi ąż szo- w porównaniu z glebami pod bukami. Zró żnico- ści i wła ściwo ści chemicznych poziomów eluwial- wanie wła ściwo ści gleb w odniesieniu do pozycji nych i iluwialnych gleb bielicowych w górnych i na stoku nie wykazuje natomiast spodziewanego dolnych cz ęś ciach stoku. Jednocze śnie wielu auto- wzbogacenia gleb w dolnej cz ęś ci stoku w porów- rów (m. in. Kulhavý, Klimo 1998, Stutzer 1998) naniu z wy żej poło żonymi glebami. Zjawisko podkre śla istotny lokalny wpływ wyst ępuj ącej ro- bocznego bielicowania nie zaznacza si ę w wyra źny ślinno ści na zachodzenie i stopie ń zaawansowania sposób, co mo że by ć zwi ązane z bardziej istotnym procesu bielicowania. wpływem ro ślinno ści na wła ściwo ści gleb. Celem przeprowadzonych bada ń było okre- ślenie wpływu poło żenia na stoku oraz wyst ępuj ą- Literatura: cej ro ślinno ści na zró żnicowanie wła ściwo ści gleb Jankowski M. 2014. The evidence of lateral bielicowych. podzolization in sandy soils of Northern Poland. Na południowych stokach Czernicy w Gó- Catena 112: 139–147. rach Złotych pod zró żnicowanymi zbiorowiskami Kulhavý J., Klimo E. 1998. Soil and nutrition status of le śnymi (las bukowy i monokultura świerkowa) forest stands under various site conditions of the wykonano 4 odkrywki glebowe w ró żnych poło- Moravian-Silesian Beskids. Chemosphere 36, 4: 1113–1118. żeniach na stoku (wierzchowina, cz ęść środkowa i Shaetzl R., Anderson S. 2005. Soils: genesis and podnó że). W terenie bada ń opisano cechy morfo- geomorphology. Cambridge University Press, New logiczne gleb, natomiast pobrane próbki glebowe York, ss. 827. zostały poddane analizom laboratoryjnym nast ępu- Sommer M., Halm D., Geisinger C., Andrusch- jących wła ściwo ści: g ęsto ści obj ęto ściowej, uziar- kewitsch I., Zarei M., Stahr K. 2001. Lateral nienia, zawarto ści w ęgla i azotu, odczynu oraz podzolization in a sandstone catchment. Geoderma całkowitej zawarto ści glinu i żelaza oraz form 103: 231–247. wolnych i amorficznych tych pierwiastków. Na Stützer A. 1998. Early stages of podzolization in young podstawie wyników g ęsto ści obj ęto ściowej oraz Aeolian sediments, western Jutland. Catena 32: zawarto ści glinu i żelaza obliczono ich bilans geo- 115 –129. chemiczny dla pojedynczych profili glebowych oraz w odniesieniu do całego analizowanego tran- sektu.

106

Litologiczne uwarunkowania wielko ści spłukiwania na roztocza ńskich stokach użytkowanych rolniczo

Jan Rodzik, Krzysztof St ępniewski Wydział Nauk o Ziemi i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie

W latach 1999-2009, w s ąsiedztwie Rozto- sty, dla którego średnia wielko ść spłukiwania w cza ńskiej Stacji Naukowej w Guciowie, prowa- ci ągu roku (liczonego od wiosny do wiosny), wy- dzono pomiary spłukiwania na stokach o zró żni- niosła 1,48 t/ha, a wielko ść spłukiwania wyra źnie cowanej litologii, u żytkowanych w typowy dla malała w dół stoku. Mniejsza erozja wyst ąpiła na obszaru Roztocza Środkowego sposób – jako stoku lessowym (1,09 t/ha), na którym najinten- grunty orne pod zasiew zbó ż. Do bada ń wyzna- sywniej spłukiwany był odcinek środkowy i dolny, czono trzy stoki na zboczu doliny Wieprza, o ty- i gezowym (0,62 t/ha), gdzie przewa żało spłuki- powej w tym rejonie litologii: piaszczysty, lessowy wanie w dolnym i górnym odcinku tego stoku. Dla oraz pokryty zwietrzelin ą gezy. Ró żnej długo ści ostatniego z badanych stoków obliczono średni ą stoki, miały podobny wypukło-wkl ęsły kształt i erozj ę tylko z 4 lat, z powodu redukcji spłukiwa- ekspozycj ę zbli żon ą do N. Maksymalne nachylenie nia do wielko ści śladowych wskutek ugorowania stoków wynosiło 9-12 o. Pomiarów spłukiwania pola. Średnie roczne wielko ści spłukiwania w po- dokonano zmodyfikowan ą metod ą Słupika, za szczególnych odcinkach stoków, mie ściły si ę w pomoc ą worków foliowych rozpi ętych na metalo- granicach 225-4046 kg/ha, przyjmuj ąc najwy ższe wych ramkach o szeroko ści 0,5 m. Na ka żdym z warto ści na piaskach, za ś najni ższe na gezach. badanych stoków zamontowano po trzy łapacze w Nat ęż enie spłukiwania na żadnym ze stoków obr ębie jednego pola w taki sposób, aby ka żde nie wykazało istotnego zwi ązku z sumami opa- urz ądzenie zbierało osad z pasa stoku o szeroko ści dów, liczb ą dni z opadem o okre ślonych sumach 0,5 m od działu wodnego do miejsca poło żenia. W czy czasem trwania opadów. Najsilniejszy zwi ązek pierwszym roku pomiarów łapacze opró żniano raz (r 2=0,43; wielomian 2-go stopnia) wykazał zwi ą- w miesi ącu (poza okresem zimy i wczesnej wio- zek między wielko ści ą spłukiwania a średnim nat ę- sny), potem cz ęś ciej. Wybrany z łapaczy materiał żeniem opadów w roku, wskazuj ąc na charakter suszono i wa żono, a nast ępnie przeliczano jego opadów jako decyduj ący o skali zjawiska oraz na ilo ść , bior ąc pod uwag ę długo ść i pole powierzch- jego współzale żno ść od innych czynników jak ro- ni stoku nadległego dla ka żdego łapacza. dzaj uprawy czy wilgotno ść podło ża. Uzyskane w ten sposób wyniki wykazały, że najbardziej podatnym na erozję wodn ą w warunkach rolniczego u żytkowania, był stok piaszczy-

107

Czy budowa geologiczna ma wpływ na rze źbę płaskodennych dolin rzecznych Ni żu Polskiego i jej współczesny rozwój?

Grzegorz Wierzbicki Katedra Geoin żynierii SGGW, Warszawa, ul. Nowoursynowska 166, 02-787 Warszawa, [email protected]

Rze źba strukturalna gór i wy żyn południo- glacitektoniki, a ponadto znajduje si ę zaskakuj ąco wej Polski jest wyj ątkowo wyrazistym przejawem płytko, co w niektórych odcinkach mo że by ć prze- wpływu budowy geologicznej na ukształtowanie jawem neotektoniki. terenu. W Polsce środkowej rze źba ukształtowana Kwerenda archiwalnych materiałów geolo- przez skandynawskie l ądolody uległa silnemu gicznych oraz własne wiercenia geologiczne w ko- przeobra żeniu w środowisku peryglacjalnym i rycie wskazuj ą, że cechy takie posiada tak że prze- obecnie zwykło si ę j ą uwa żać za mało urozmaico- łomowy odcinek Wisły mi ędzy Kotlin ą ną, czy wr ęcz monotonn ą. W obrazie tym wyró ż- Warszawsk ą i Płock ą. Celem posteru jest zapre- niaj ą si ę swoist ą świe żości ą doliny rzeczne. Ich zentowanie relacji mi ędzy ukształtowaniem podło- dno wypełnione holoce ńskimi aluwiami w przy- ża holoce ńskich aluwiów o rozmieszczeniem form padku du żych rzek osi ąga kilka km szeroko ści, pochodz ących z intensywnej erozji i akumulacji dlatego doliny takie bywaj ą nazywane płaskoden- fluwialnej na równinie zalewowej w tymże odcinku nymi. Wisły. Okazuje si ę, że podło że holoce ńskich alu- Intencj ą autora jest zwrócenie uwagi na fakt, wiów dolin płaskodennych Ni żu Polskiego (Pilicy, że budowa geologiczna podło ża mo że mie ć wpływ Bugu, Wisły Środkowej) wcale nie jest płaskie. na rozwój rze źby nie tylko w regionach o wyra ź- Wr ęcz przeciwnie – wykazuje du że urozmaicenie, nych uwarunkowaniach strukturalnych, ale tak że co jest prawdopodobnie efektem w obszarach o zupełnie innej genezie rze źby.

108

Strukturalne uwarunkowania rozwoju osuwiska w dolinie potoku Hucianka w Beskidzie Niskim

Michał Zatorski 1, Krzysztof Buczek 1, 2 , Paweł Franczak 1, 2 1 Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiello ński, ul. Gronostajowa, 730-387 Kraków 2 Instytut Ochrony Przyrody Polskiej Akademii Nauk, al. A. Mickiewicza 33, 31-120 Kraków [email protected], [email protected], [email protected]

Procesy osuwiskowe s ą zjawiskiem po- wod ą, z odpływem w postaci cieku. Wykonana wszechnym w Karpatach fliszowych (Zi ętara analiza morfotektoniczna wskazuje na ścisłe uwa- 1969, Jakubowski 1974, Bober 1984). Sprzyjaj ą runkowania tektoniczne rozwoju tego osuwiska, temu okre ślone warunki litologiczne i tektoniczne, zwi ązane z napr ęż eniami ścinaj ącymi. W stosunku predysponuj ące do tworzenia rozległych stref do kierunku zapadania warstw osuwisko reprezen- osuwiskowych. Ich rozmieszczenie jest nierów- tuje typ subsekwentny równoległy do biegu nomierne, niekiedy osuwiska obejmuj ą nawet 50% warstw. Natomiast analiza geomorfologiczna form powierzchni stoków (Zi ętara 1969). W wielu wskazuje na przemieszczenie mieszane rotacyjno- przypadkach s ą to równie ż zło żone z kilku typów translacyjne zako ńczone przegrodzeniem osi doli- przemieszcze ń grawitacyjnych, rozbudowane for- ny i powstaniem zbiornika zaporowego (zob. Co- my typu „complex” (Margielewski 2009). Silna sta i. in. 1988). W wyniku procesów denudacyj- anizotropia strukturalna warunkuje w trakcie nych cz ęść form traci swoj ą wyrazisto ść . Jednak przemieszczenia blokow ą dezintegracj ę grubych skalno-rumoszowy charakter osuwiska oraz zwar- ławic piaskowca. Mo żliwo ść okre ślenia mechaniki ta szata ro ślinna utrwaliła skutecznie rze źbę osu- i charakteru zsuwów wielu karpackich osuwisk wiskow ą, opó źniaj ąc rozmywanie i degradacj ę po- daje współcze śnie analiza morfotektoniczna (Baj- szczególnych form. gier 1994, Margielewski 2006, Margielewski, Do sformułowania ostatecznych wniosków Urban 2000). dotycz ących analizy morfotektonicznej oraz eta- Przykład du żego osuwiska o wyra źnych pów transformacji stoku wykorzystano równie ż strukturalnych zało żeniach, znajduje si ę w rejonie zdj ęcia lotniczego skaningu laserowego. W per- Huty Pola ńskiej, w środkowej cz ęś ci Beskidu Ni- spektywie pełna charakterystyka osadów pozwoli skiego. Osuwisko ma kształt wydłu żonej rynny o dopasowa ć go do licznych, szczegółowych klasy- przebiegu NW-SE, si ęgaj ącej od grzbietu do dna fikacji. Dlatego podj ęto w tym kierunku szeroki doliny potoku Hucianka. Zarys osuwiska jest wy- zakres bada ń analitycznych. ra źnie widoczny na zdj ęciach lotniczego skaningu laserowego. Jego długo ść wynosi 624 m, a szero- Literatura: ko ść 85-109 m. Skarp ę w cz ęś ci SW, tworzy ścia- Alexandrowicz S.W., 1993. Late Quaternary landslides na skalna o długo ści około 500 m i wysoko ści 5- at eastern periphery of the National Park of the 30 m. Widoczne na jej powierzchni lustro, wska- Pieniny Mountains, Carpathians, Poland. Studia zuje na zwi ązek powstania osuwiska z wyst ępuj ą- Geol. Pol. 102: 209-225. cą w tym rejonie dyslokacj ą (uskok). Orientacja Bajgier M., 1994. Rozwój osuwisk w czołowej strefie drobnych struktur sp ękaniowych w obr ębie płasz- płaszczowiny magurskiej w dorzeczu górnej Soły. Przegl. Geogr. 66 (1-2): 375-387. czyzny uskokowej wyznacza lokaln ą płaszczyzn ę Bober L., 1984. Rejony osuwiskowe w polskich przemieszczenia skał. Karpatach fliszowych i ich zwi ązek z budow ą Osuwisko w obr ębie doliny potoku Hucian- geologiczn ą regionu. Biul. Inst. Geol. 340: 115- ka to jeden z najciekawszych przykładów geoeko- 153. systemu jeziornego zwi ązanego z osuwiskowymi Costa J. E., Schuster R. L.,1988. The formation and jeziorami zaporowymi (zob. Haczewski, Kukulak failure of natural dams. Geol.-Soc. of America 2004). W obr ębie osuwiska wyst ępuj ą równie ż Bull. 100: 1054-1068. trzy zagł ębienia bezodpływowe, stanowi ące miej- Haczewski G., Kukulak J., 2004. Early Holocene sce gromadzenia si ę wody oraz osadów organicz- landslide-dammed lake in Bieszczady Mountains no-mineralnych. Najwi ększe zagł ębienie mi ędzy- (Polish East Carpathians) and its evolution. Studia koluwialne tworzy mis ę jeziorn ą wypełnion ą stale Geomorph. Carpatho-Balcanica 38: 83-96.

109

Jakubowski K. 1974. Współczesne tendencje przek- Margielewski W., Urban J. 2000. Charakter inicjacji ształce ń form osuwiskowych w holoce ńskim cyklu ruchów masowych w Karpatach fliszowych na rozwojowym osuwisk na obszarze Karpat podstawie analizy strukturalnych uwarunkowa ń fliszowych. Prace Muz. Ziemi 22: 169-189. rozwoju wybranych jaski ń szczelinowych. Przegl. Margielewski W. 2006. Structural control and types of Geol. 48, 3: 268-274. movements of rock mass in anisotropic rocks: Zi ętara T. 1969. W sprawie klasyfikacji osuwisk w Case studies in the Polish Flysch Carpathians. Beskidach Zachodnich. Studia Geomorph. Geomorphology 77: 47-68. Carpatho-Balcanica 3: 111-127. Margielewski W. 2009. Typy przemieszcze ń grawitacyjnych mas skalnych w obr ębie form osuwiskowych polskich Karpat fliszo-wych. Przegl. Geol. 57, 10: 905-917.

110