Budowa Geologiczna I Rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego

Grzegorz Haczewski Józef Kukulak Krzysztof Bąk

Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego Grzegorz Haczewski, geolog, prowadzi! badania geologiczne w Bieszczadach jako student Akademii Górniczo-Hutniczej, pra cownik Instytutu Geologicznego, Instytutu Nauk Geologicznych PAN, Akademii Pedagogicznej w Krakowie i Akademii Świętokrzyskiej w Kielcach.

Józef Kukulak, geograf, geomorfolog; pracownik Akademii Pedagogicznej w Krakowie. W Bieszczadach bada! rozwój rzeźby i osadów czwartorzędowych.

Krzysztof Bąk, geograf i geolog; pracownik Akademii Pedagogicznej w Krakowie. W Bieszczadach bada! budowę geologiczną i wiek serii skalnych. Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego Akademia Pedagogiczna im. Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie Prace Monograficzne nr 468 Grzegorz Haczewski Józef Kukulak Krzysztof Bąk

Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego

Wydawnictwo Naukowe Akademii Pedagogicznej Kraków 2007 dr hab. Wacław Ca baj prof, dr hab. Kazimierz Klimek dr hab. Kazimierz Żytko

Zdjęcie na okładce udostępnione przez Huberta Adamczyka i Marcina „Rogera" Pojałowskiego. Galeria ich zdjęć Bieszczadów z lotu ptaka dostępna w Internecie pod adresem http://roger.wrota.net/bieszczady oraz http://www.hubi.net.pl/

redaktor Adam Ruta projekt okładki Maciej Kwiatkowski

ISSN 0239-6025 ISBN 978-83-7271-427-5

Redakcja/Dział Promocji Wydawnictwo Naukowe AP 30-084 Kraków, ul. Podchorążych 2 tel./fax (012) 662-63-83 tel. (012) 662-67-56 e-mail: [email protected] Zapraszamy na stronę internetową: http://www.wydawnictwoap.pl

łamanie Helena Jasek WPROWADZENIE

Bieszczady są dla wielu wyjątkowe wśród pasm polskich Beskidów. Co jest źródłem ich specyficznego uroku? Nie tylko pamięć dramatycz nej historii i dzikiego pustkowia, jakie utrzymywało się tu przez dziesię ciolecia. Swoiste dla Bieszczadów są liczne elementy krajobrazu, inne niż w Gorcach, Beskidzie Śląskim, czy Sądeckim, a charakterystyczne raczej dla Karpat Wschodnich. Wiele tego egzotycznego uroku zawdzię czają Bieszczady budowie geologicznej i ewolucji rzeźby. Choć zasadni cze rysy budowy geologicznej są wspólne z pozostałą częścią polskich Beskidów, kilka czynników, pozornie drugorzędnych, złożyło się na po wstanie swoistej odmiany krajobrazu górskiego. Jakież to osobliwości odróżniają Bieszczady od pasm beskidzkich położonych na zachód i na północ od nich? Po pierwsze, bezleśne grzbiety z połoninami, gdzie długie, równole głe skaliste grzędy ukazują wyraziście układ leżących na przemian bardziej i mniej odpornych warstw skalnych. Po drugie, bieszczadzkie strumienie na długich odcinkach mają skalne dna urozmaicone szypotami na wysta jących warstwach piaskowców, podczas gdy inne potoki i rzeki beskidzkie płyną po rumowiskach i żwirach, skalne podłoże odsłaniając tylko w miej scach lokalnie zwiększonego spadku. Wreszcie częściej niż w zachodniej części Beskidów można tu zobaczyć wydobywanie się z ziemi ropy nafto wej i gazu ziemnego. Dla geologów atrakcyjność Bieszczadów zwiększa granica dwu wielkich jednostek tektonicznych, wzdłuż której rozwinęło się Obniżenie Śródbieszczadzkie, od Przełęczy Beskid, przez Wetlinę, po Rabę. Takich granic tektonicznych jest w Karpatach więcej, ale na ogół rozwinęły się wzdłuż nich łagodne, szerokie obniżenia ubogie w odsłonięcia skał pod łoża. W Obniżeniu Śródbieszczadzkim natomiast głęboko wcięte koryta Wołosatki, Rzeczycy, Prowczy, Wetlin ki i ich dopływów wyjątkowo dobrze odsłaniają różnorodne struktury deformacyjne związane z nasunięciem jednostki dukielskiej na śląską. Jedna z osobliwości geologicznych Bieszczadów ma swoje źródło w niedawnej historii. Akcja „Wisła" - wysiedlenie całej niemal ludności - przekształciła nagle obszar gęsto zaludniony i intensywnie wykorzysty wany rolniczo w bezludzie o minimalnym wpływie gospodarki człowie ka na procesy naturalne. Procesy gromadzenia osadów i erozji dopro wadziły do wyjątkowej w Karpatach sytuacji - ślady gospodarki człowie ka z ostatnich kilkuset lat odczytujemy metodami geologicznymi, z zapi su utrwalonego w osadach i odsłanianego przez nasiloną współcześnie erozję rzeczną. Choć wiele jest opracowań poświęconych florze i faunie Bieszczadów, od specjalistycznych monografii po popularne foldery, trudno znaleźć po pularne publikacje o budowie geologicznej i rzeźbie Bieszczadów. Prze wodnik geologiczny po Wschodnich Karpatach Fliszowych (Gucik i in. 1973) jest już białym krukiem. Żaden z kilkunastu tomów Monografii Bieszczadzkich nie jest poświęcony budowie geologicznej ani rzeźbie. Tylko nieliczne teksty w niskonakładowych wydawnictwach krajoznaw czych (np. Krukar 2000), pomagają czytelnikowi rozpoznać w krajobrazie charakterystyczne zjawiska geologiczne i geomorfologiczne. Badania geologiczne w Bieszczadach zaczęły się w drugiej połowie XIX wieku, w związku z poszukiwaniem ropy naftowej i sporządzaniem Atlasu Geologicznego Galicji (patrz Ślączka 1998). Podstawowe jednost ki geologiczne zostały rozpoznane w latach międzywojennych (Opolski 1926, 1933, 1935). Badanie bogatych w skamieniałości skał egzotycz nych było celem ekspedycji organizowanych we wczesnych latach powo jennych przez S. Krajewskiego (1952, 1955). Uczestnik tych ekspedycji, A. Ślączka (1961) wyjaśnił, że egzotyki znalazły się w swym obecnym położeniu w wyniku osuwisk podmorskich. Ten sam autor, a także jego koledzy z Instytutu Geologicznego (IG) wykonali pionierskie szczegółowe badania na wybranych niewielkich obszarach. W latach 60. XX wieku Adam Tokarski z AGH zachęcił do szczegółowych prac kartograficznych kilkunastu magistrantów. Prace te, zmierzające do odkrycia złóż ropy naftowej i gazu ziemnego, rozwijały koncepcję budowy geologicznej (Kuśmierek, Tokarski 1965; Kuśmierek 1979) odmienną od przyjmowa nej przez geologów z IG. Wynikiem tych badań były głębokie wiercenia Instytutu Geologicznego (w Zatwarnicy, Suchych Rzekach i Wetlinie), które dostarczyły nowych danych i zaowocowały odkryciem złóż ropy (Zatwarnica) i gazu (Wetlina). Pierwszą szczegółową mapę geologiczną większego obszaru wykonał w Bieszczadach A.K. Tokarski. W tych sa mych latach jeden z autorów tej książki przeprowadził rozpoznawcze kartowanie w dolinach Wołosatego i Mucznego oraz krótkiego odcin ka Sanu w górę od Procisnego (Haczewski 1972). Wobec braku szcze gółowych zdjęć geologicznych obraz budowy geologicznej przedstawio ny na arkuszu Łupków Mapy Geologicznej Polski 1 : 200 000 (Ślączka, Żytko 1978; Ślączka 1980) był w znacznym stopniu hipotetyczny, skon struowany poprzez ekstrapolację istniejących zdjęć szczegółowych z mak symalnym wykorzystaniem wszelkich dostępnych cząstkowych danych. W latach 90. L. Mastella ze współpracownikami przeprowadził szcze gółowe kartowanie i analizę strukturalną strefy przeddukielskiej, w ra mach projektu badawczego, którego wyniki nie zostały opublikowane. Szczegółowe badania pozostałej części opisanego tu obszaru (ryc. 1) wykonali autorzy tej książki sporządzając dwa arkusze Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali 1 : 50 000 - Dźwiniacz Górny i Ustrzy ki Górne. W ramach tego opracowania L. Mastella i J. Rubinkiewicz przedstawili budowę strefy przeddukielskiej na podstawie swoich wcze śniejszych prac i dodatkowego szczegółowego kartowania. W wielu miejscach mieliśmy przyjemność rzadką dziś w Polsce - oglądaliśmy wy chodnie skalne, których nie widział przed nami żaden geolog. Napotka liśmy sporo nieznanych wcześniej cennych obiektów geologicznych. Są one wartościowe na różny sposób. Jedne pomogły rozstrzygnąć kwestie budowy geologicznej i te opracowaliśmy na potrzeby mapy. Inne umoż liwiają poznanie zjawisk geologicznych wykraczających poza problema tykę mapy geologicznej. Były też takie, które nie kryją w sobie proble mów badawczych, ale są szczególnie czytelnymi i poglądowymi przy kładami ciekawych zjawisk geologicznych. Niniejsza książka jest dodat kowym, obok map i ich objaśnień, efektem naszej bieszczadzkiej przygo dy geologicznej. Pełny opis i dokumentacja budowy geologicznej i rzeźby zbadanego przez nas obszaru znajdują się na mapach geologicznych i w objaśnieniach do nich. W tej książce przedstawiamy wybrane zagadnienia w możliwie przystępnej formie. Chcemy w ten sposób ułatwić czytanie bieszczadz kiego krajobrazu wszystkim zainteresowanym, niezależnie od kierunku ich zawodowego przygotowania. Obszar opisany w tej książce obejmuje południowo-wschodni cypel terytorium Polski po Wetlinę od zachodu i po linię Hnatowe Berdo-Pszcze- liny od północy (ryc. 1). Od północy zatem opisujemy obszar wykraczający poza Bieszczadzki Park Narodowy, najbardziej zaś wysunięte na zachód fragmenty Parku - pasmo Smereka i zachodnie zbocza doliny Moczarne- go - nie były przez nas dokładnie badane. Szczegółowa charakterystyka wielu wytypowanych przez nas obiek tów była tematem kilkunastu prac magisterskich wykonanych pod na szym kierunkiem przez studentów geografii z Akademii Pedagogicznej w Krakowie, a także geoturystyki z AGH (wykaz na końcu, po spisie cyto wanej literatury). Wiele osób wsparło naszą pracę swą życzliwością i po mocą w terenie. Ówczesny Dyrektor Bieszczadzkiego Parku Narodowego, inż. Wojomir Wojciechowski, udzielił zezwoleń na prowadzenie badań i zapewnił przychylną dla naszych prac atmosferę; ze wsparciem i radą w terenie pospieszyli nam szczególnie pracownicy Parku: nadleśniczy Antoni Derwich, leśniczy Waldemar Kalinowski i leśniczy Tadeusz Kwolek. Swą radą i wiedzą wspierał nas mgr inż. Andrzej Luks z Nadleśnictwa Stu posiany, a kilka swoich interesujących znalezisk w terenie wskazał nam pracownik tego Nadleśnictwa, pan Mariusz Nędzyński. Serdecznie dziękujemy im wszystkim, jak i licznym nie wymienionym osobom z Bie szczadzkiego Parku Narodowego, Lasów Państwowych, Straży Granicznej i innym, którzy pomogli nam w różny sposób.

Ryc. 1. Położenie obszaru opisanego w tej książce z zaznaczeniem granic BdPN i arkuszy Dźwiniacz Górny i Ustrzyki Górne Szczegółowej Mapy Geologicz nej Polski (SMGP) BUDOWA GEOLOGICZNA

Położenie Bieszczadów w górotworze karpackim

W budowie łuku Karpat wyróżnia się dwa podstawowe elementy: Karpaty Wewnętrzne i Zewnętrzne (ryc. 2), różniące się wiekiem defor macji tektonicznej. Główne struktury fałdowe Karpat Wewnętrznych po wstały w okresie kredowym, a w ich budowie wzięły udział skały pre- kambru, paleozoiku i mezozoiku. W obniżeniach strukturalnych (np. w kotlinie Podhala) na zerodowanej powierzchni tych skał leżą niezgodnie skały trzeciorzędowe i czwartorzędowe. Po zewnętrznej stronie łuku Kar pat Wewnętrznych w trzeciorzędzie powstały fałdy i nasunięcia Karpat

Ryc. 2. Schemat tektoniczny Karpat; PPS - pieniński pas skałkowy, ZP - zapadli sko przedkarpackie; strefa T-T - strefa Teisseyre-Tornquista Zewnętrznych, nazywanych też Karpatami Fliszowymi. W budowie Kar pat Zewnętrznych wydziela się liczne mniejsze jednostki tektoniczne, od dzielone powierzchniami dużych nasunięć i różniące się od siebie składem serii skalnych. Serie te składają się niemal wyłącznie z różnych odmian osadów fliszowych wieku kredowego i trzeciorzędowego. W pol skiej części Karpat Zewnętrznych największymi jednostkami tektoniczny mi są jednostki magurska i śląska. We wschodniej części polskich Karpat pomiędzy nimi pojawia się w okolicach Dukli jeszcze jednostka dukielska, rozszerzająca się ku wschodowi. Starsza część jej osadów, wieku kredo wego, jest częściowo podobna do osadów jednostki magurskiej, a osa dy trzeciorzędowe są podobne do osadów jednostki śląskiej. Bieszcza dy leżą na pograniczu jednostek dukielskiej i śląskiej. Pasmo Graniczne,

Ryc. 3. Rozmieszczenie głównych jednostek geomorfologicznych w nawiąza niu do wychodni głównych serii geologicznych podłoża pasma Wielkiej i Małej Rawki, Działu, Chryszczatej powstały na wy chodniach skał jednostki dukielskiej (ryc. 3). Pasma Tarnicy i Szerokiego Wierchu, Połonin, Halicza, Bukowego Berda, Magury Stuposiańskiej, ich przedłużenia ku północnemu zachodowi i pasma położone dalej na północny wschód należą do obszaru, którego podłoże tworzą serie skalne jednostki śląskiej. Jednostka dukielska nasunięta jest na śląską, a część tej ostatniej będąca bezpośrednim przedpolem jednostki dukiel skiej wyróżniana jest jako strefa przeddukielska.

Jednostka śląska

Przeważająca część jednostki śląskiej na opisywanym obszarze na leży do centralnej depresji karpackiej - rozległego obniżenia struktu ralnego w obrębie jednostki śląskiej i przyległych części jednostek pod- śląskiej i skolskiej, gdzie na powierzchni występuje gruba pokrywa oligo ceńskich (poza opisywanym obszarem także dolnomioceńskich) warstw krośnieńskich - najmłodszej serii fliszowej w tej części Karpat, pod którą ukryte są starsze serie fliszu. W strefie przeddukielskiej, wąskim pasie silnie zaburzonych skał przed czołem nasunięcia dukielskiego, spod warstw krośnieńskich ukazują się na powierzchni skały starsze.

Centralna depresja karpacka

Skały fliszowe odsłaniające się w centralnej depresji karpackiej w Bieszczadach należą do grubej na ponad 3500 m serii warstw krośnień skich (ryc. 4). W profilu tych warstw wydziela się trzy części. Piaskowce i łupki tworzące część dolną i górną są podobne jak w warstwach kro śnieńskich innych obszarów Karpat. W części środkowej występują pa kiety grubych warstw piaskowców zwanych piaskowcami otryckimi, których występowanie w granicach Polski ograniczone jest do południo wej części centralnej depresji karpackiej. Zasięg grubych pakietów pia skowców otryckich nie przekracza ku północnemu wschodowi pasma Otrytu. U północno-wschodniego podnóża Otrytu przebiega granica pomiędzy dwiema częściami centralnego synklinorium karpackiego: bie szczadzką, z piaskowcami otryckimi i leską, ze zdecydowaną przewagą typowych piaskowców i łupków warstw krośnieńskich. jednostka dukielska jednostka śląska strefa przeddukielska centralna depresja karpacka otwornicowe nanoplanktonowe poziomy poziomy biostratygraficzne biostratygraficzne - 6j|0- 6 "S3dN OOflU OOflU pi aj s e o o e u ju ia u io ap s LNN p edj o je d ie m o n s U9009Au|Op

lu SZdN - frZdN- SZdN 006 uaoo6||oAuuę6 uaoo6||o- Au|op

(OZI-- NP24

Glomospira a|>jsya!uęoj>| div. sp. o frZdN - CZdN-frZdN ) uaoo6||o j zz ujo tuOssi euyeqazy z a q e y u e eteuJO)sissij frZdN - CZdNfrZdN- U9009|Bd A mjsjbm U9009 A lu ujo OSZ l 6 -ueduJB>| lyoAjisem U9006j|0 Auiop sueueA CZdN eaiuei uiay uiepn lu 5/6 uj eo OZZ

Ryc. 4. Syntetyczne profile serii skalnych budujących obszar Bieszczadzkiego Parku Narodowego; łp - łupki pstre, pWR - piaskowce z Wielkiej Rawki, pe - piaskowiec z egzotykami, egz - warstwy z egzotykami, w t - wapień tylawski, pg - piaskowce gruboławicowe, wZ - wapień z Zagórza, wj - wapień jasielski, b - bentonit Dolna część warstw krośnieńskich, poniżej masywnych pakietów pia skowców otryckich, wydzielana jest pod nazwą oddziału podotryckiego warstw krośnieńskich. Jego dolna granica odsłania się na powierzch ni na niewielkim obszarze w Suchych Rzekach (ryc. 5, na wklejce), gdzie występuje też na powierzchni wąski pas niżej leżących warstw przejścio wych (por. opis strefy przeddukielskiej). Oddział podotrycki ma zmienną miąższość (do 2000 m) i składa się głównie z cienko- i średnioławicowych piaskowców i mułowców, z występującymi wśród nich na przemian war stwami łupków. Piaskowce i mułowce są typowe dla warstw krośnień skich - bardzo drobnoziarniste i drobnoziarniste, z obfitym spoiwem marglistym, popielato-szare, laminowane przekątnie lub konwolutnie. W piaskowcach spotyka się okruchy łupków i zwęglone fragmenty roślin w postaci drobnej sieczki, a rzadziej większe (nawet kawałki pni do 80 cm długości). Występują tu również pojedyncze ławice piaskowców typu otryckiego (opis poniżej) o różnej grubości, często 10-50 cm, rzadziej do kilku metrów. Ławice te są liczniejsze w górnej części profilu. Mniej liczne są warstwy (do 30 cm grubości) silnie zwięzłych, bardzo drobno ziarnistych piaskowców o płytowej oddzielności. Łupki oddziału podotryckiego są ciemnopopielate lub szare, naj częściej słabo wapniste. Wietrzejąc rozpadają się na drobne, wydłużone fragmenty. Oprócz nich liczne są warstwy czarnych łupków o blaszko- watej oddzielności. Częste są warstwy dolomitów żelazistych (nazywa nych też ankerytami), o grubości na ogół 8-15 cm, rzadko grubsze. Są one jednorodne, bardzo silnie zwięzłe, popielato-szare, często pocięte gęstą siatką żyłek kalcytowych, na powierzchni mają żółtą lub brązową korę wietrzeniową. Liczne hieroglify prądowe na dolnych powierzchniach warstw pia skowców wskazują na bardzo zmienne kierunki prądów zawiesinowych - z południowego zachodu, zachodu, północnego zachodu i południa, te ostatnie w ławicach piaskowców typu otryckiego. Hieroglify na spą gach piaskowców laminowanych to głównie odlewy jamek prądowych i śladów uderzania o dno przedmiotów niesionych prądami zawiesino wymi. Wśród śladów przedmiotów nierzadkie są ślady toczenia krę gów ryb, od kilkumilimetrowych do ok. pięciocentymetrowych (ryc. 6). Zespół kokolitów w łupkach tych warstw wskazuje na wiek dolno- oligoceński (poziom NP23), nieliczne spirytyzowane otwornice plankto- niczne, zachowane w łupkach tego oddziału wskazują na oligocen, przy puszczalnie dolny. Przejście do wyżej leżącego oddziału otryckiego jest stopniowe; zaznacza się wzrostem ilości i grubości (10-100 cm) warstw piaskow- Rye. 6A, B - Odlewy śladów toczenia kręgów ryb na spągach piaskowców warstw przejściowych w korycie Wetlinki w Starym Siole

Ryc. 7. Gruboławicowe piaskowce otryckie na Rozsypańcu; przerywane linie wska zują granice ławic Rye. 8. Nadotrycka część warstw krośnieńskich. A - Seria szarych łupków marglistych z przeławiceniami cienkoławicowych piaskowców (pc); odsłonięcie w brzegu Sanu poniżej Łokcia. B - Laminacja konwolutna w piaskow cu (brzeg Sanu pod Czeresznią). C - Hieroglify organiczne na spągu cien kiej ławicy piaskowca w przekroju Wołosatego poniżej Bereżek ców otryckich. Za granicę obu oddziałów przyjęto spąg pierwszego zwar tego pakietu piaskowców otryckich grubszego niż 5 m. Widoczna na powierzchni część oddziału podotryckiego w dolinie Sanu ma do 500 m miąższości. Oddział otrycki warstw krośnieńskich odznacza się obecnością zwar tych pakietów piaskowców otryckich. Są to gruboławicowe piaskowce, tworzące przeważnie ławice od jednego do paru metrów miąższości (ryc. 7). Ławice te są przeważnie skupione w pakietach o grubości od kilkunastu do ok. 200 metrów, złożonych z niemal samych piaskowców. W obrębie pakietów poszczególne ławice piaskowców często leżą bez pośrednio jedna na drugiej, rzadziej przedzielone są cienkimi warstwa mi łupków lub kilkudziesięciocentymetrowymi pakietami cienkoławico- wych piaskowców i łupków. Pomiędzy pakietami piaskowców otryckich występuje flisz cienko- rytmiczny, z warstwami piaskowców o grubości od kilku do parudziesię- ciu centymetrów, o cechach typowych dla warstw krośnieńskich innych części Karpat. W dolnej części łupki są podobne jak w ogniwie podotryc- kim, wyżej wzrasta udział łupków szarych, maleje ilość łupków ciemnych blaszkowato się rozsypujących, dość licznie pojawiają się warstwy ciem nych i brunatnych łupków marglistych, przez co seria warstw staje się podobna do oddziału nadotryckiego. Strop oddziału otryckiego przyjęto w stropie najwyższego otryckiego pakietu piaskowcowego. Szczególnie zwarta i gruba seria piaskowców otryckich występuje w północno-wschodnim skrzydle synkliny Beniowej, w przekroju wzdłuż potoku Halicz (1300 m oddziału otryckiego). Duży jest też udział piaskow ców w północno-wschodnim skrzydle synkliny Terebowca (grzbiet Buko wego Berda), w łusce Grandysowej Czuby i w łusce Jeleniowatego. Słabiej rozwinięte są piaskowce otryckie w antyklinie Niedźwiedzia, gdzie pakie ty gruboławicowe mają do kilkunastu, często poniżej 10 metrów miąż szości, a pakiety cienko- i średnioławicowe pomiędzy nimi przeważają miąższością nad pakietami gruboławicowymi. W paśmie Połonin cały oddział otrycki ma do 2000 m miąższości, gdyż najwyższy, 30-metrowy pakiet otrycki, widoczny w skalistych grzędach u południowo-zachodnich podnóży pasma, oddzielony jest od pakietu niższego wyjątkowo grubą serią cień koła wicowych piaskowców i łupków, podobną do warstw od działu nadotryckiego. Seria ta była dawniej (Ślączka, Żytko 1978) zalicza na do oddziału nadotryckiego. W oddziale otryckim występują lokalnie pakiety osadów osuwisk podmorskich z blokami skał egzotycznych, osiągające lokalnie do 200 m miąższości. Są one dokładniej opisane na stronach 52-57. Bogaty zespół nanoplanktonu wapiennego w łupkach marglistych wskazuje, że oddział otrycki mieści się w poziomach NP23-24 (pogranicze dolnego i górnego oligocenu, por. ryc. 4). Najmłodsza część warstw krośnieńskich, czyli oddział nadotrycki warstw krośnieńskich, jest serią cienkoławicowych łupków i piaskowców (ryc. 8A). Łupki tej serii to głównie typowe łupki krośnieńskie, niebieska- woszare, margliste, przy wietrzeniu rozpadające się na grube płytki o sko śnych krawędziach lub na obłe, elipsoidalne fragmenty wielkości od kil ku do kilkunastu centymetrów. Wśród łupków szarych występują warstwy ciemnych łupków marglistych i rzadkie warstwy łupków bezwapnistych, blaszkowato się rozpadających. Niektóre z tych ciemnych łupków zawie rają elipsoidalne twardsze skupienia o wielkości 2-3 cm, podobne do tzw. wirowców, opisanych dalej. Warstwy łupków szarych mają do ok. 50 cm miąższości, rzadko są grubsze. Łupki ciemne występują w cień szych warstwach, na ogół 10-20 cm. Warstwy łupków często są połą czone od dołu stopniowym przejściem z niżejległymi piaskowcami, często za pośrednictwem wapnistego mułowca. Piaskowce w tej serii są przeważnie bardzo drobnoziarniste, silnie wapniste, stalowoszare, a na powierzchniach zwietrzałych beżowoszare. Najliczniejsze są cienkie ławice (do 20 cm) wyraźnie laminowane przekąt nie i konwolutnie (ryc. 8B), o spągach pokrytych drobnymi hieroglifami, wśród których przeważają odlewy śladów uderzenia, wleczenia i tocze nia (także kręgów rybich). W wielu profilach (Caryńskie, Bereżki, potok Zworec pod Tarnicą) obserwowano pojedynczą warstwę (nie udało się stwierdzić, czy jest to wszędzie ta sama warstwa) o spągu całkowicie po krytym drobnymi hieroglifami organicznymi (ryc. 8C). Rzadziej występują warstwy grubsze (do 50 cm) i nieco grubiejziarniste z warstwowaniem frakcjonalnym. Spotyka się pojedyncze warstwy zaburzone osuwiska mi podmorskimi lub upłynnieniem i grzęźnięciem. Długie odcinki profilu tej serii niemal nie zawierają piaskowców, których miejsce zajmują cienkie warstwy mu łowców. Jednak nawet w od cinkach profilu zbudowanych z samych łupków wyraźne jest cienkie rytmiczne warstwowanie, związane z sedymentacją tych osadów z kolej nych prądów zawiesinowych. W profilu oddziału nadotryckiego występują poziomy z cienkimi war stwami wapieni kokolitowych: wapienia jasielskiego (w Beniowej ok. 370 m nad dolną granicą oddziału nadotryckiego) i wapienia z Zagórza (w Beniowej 120 m nad wapieniem jasielskim). Pomiędzy nimi w Bukowcu występuje jeszcze kilkumilimetrowa warstwa należąca do nienazwanego poziomu środkowego. Warstwy wapieni mają do kilku (wyjątkowo 24) cen tymetrów miąższości i każda z nich jest dokładnie jednowiekowa na całym obszarze swego występowania. Dzięki tej własności wapienie kokolitowe stanowią kluczowe poziomy przewodnie w osadach oligocenu Karpat. Są one dokładniej omówione w dalszej części tekstu. W jednym stanowisku w dolinie Caryńskiego występuje 32-centymetrowa warstwa zbentonityzowanego tufitu (podmorskiego osadu powstałego z popiołu wulkaniczne go (patrz s. 65), której pozycję określono w przybliżeniu jako nieznacznie niższą od poziomu wapienia jasielskiego. W wyższej części oddziału nadotryckiego w dolinie górnego Sanu występują dwa grube pakiety piaskowców gruboławicowych. Piaskowce są różne od otryckich, podobne do typowych piaskowców warstw kro śnieńskich. Są one drobno- i średnioziarniste, wapniste, o bezładnej struk turze, rzadziej laminowane konwolutnie i przekątnie. W stropowych czę ściach występują skupienia okruchów łupkowych. W składzie piaskow ców obok różnych odmian kwarcu występują głównie łupki metamor ficzne, rzadziej skały węglanowe. Piaskowce te odpowiadają piaskowcom krośnieńskim północnej części centralnego synklinorium karpackiego. Pakiety piaskowcowe są niemal pozbawione łupków. Grubszy pakiet ma 130 m miąższości, a jego spąg leży 800 m nad wapieniem z Zagórza. 130 m wyżej w profilu leży drugi pakiet, grubości ok. 15 m. Nazwaliśmy je piaskowcami z Kiczery Dydiowskiej. Oddział nadotrycki jest najmłodszą serią skalną we fliszu w tej części Karpat i jego górna granica jest erozyjna. Największa miąższość osadów tej serii zachowana jest w synklinie Dźwiniacza - Krywego między Dydio- wą a Stuposianami, gdzie osiąga 1300 m. Nanoplankton wapienny wskazuje na przynależność tej serii do górnego oligocenu, być może aż do granicy z miocenem (Bąk 1999, 2005). W tektonice centralnej depresji karpackiej (ryc. 9) dominują duże złuskowane fałdy, spośród których najłatwiej dają się śledzić cztery głę bokie synkliny: Ustrzyk Górnych, Terebowca, Dźwiniacza i Beniowej. Fałdy położone w pobliżu strefy przeddukielskiej są wstecznie obalone. Struk tury mają rozciągłość ok. 120° między Magurą Stuposianską a Połoniną Wetlińską i stopniowo skręcają ku południowemu wschodowi do kierun ku ok. 160° w rejonie źródeł Sanu. W tym samym kierunku dokonuje się stopniowa zmiana stylu tektonicznego, polegająca na zwiększaniu się roli uskoków podłużnych i nasunięć. Zmiany kierunku i stylu struktur do konują się głównie na poprzecznych zrzutowo-przesuwczych strefach uskokowych o zrzuconych skrzydłach południowo-wschodnich i pra- woskrętnym przesunięciu poziomym (skrzydła południowo-wschodnie przesunięte na południowy zachód). Rye. 9. Schematyczna mapa tektoniczna. Główne jednostki tektoniczne Synklina Dźwiniacza Górnego to głęboka synklina, w której jądrze zachowane są najmłodsze skały w tej części Karpat. Jest ona wybitnie asymetryczna, z łagodnie nachylonym (15-30°) skrzydłem północno- -wschodnim, z grubą na 2,5 km serią oddziałów otryckiego i nadotryckiego i z wąskim obalonym skrzydłem południowo-zachodnim, przykrytym przez nasunięcie łuski Jeleniowatego. Synklina Dźwiniacza przedłuża się wzdłuż doliny Sanu na północny zachód w synklinę Krywego. W skałach wypełniających tę synklinę wycięta jest niemal cała dolina górnego Sanu. Łuska Jeleniowatego jest nasunięta ku północnemu wschodowi wzdłuż stromo nachylonej powierzchni. Linia nasunięcia tej łuski zaznacza się w Dźwiniaczu, w potoku Mucznym i w Stuposianach wypływami ropy naftowej i gazu ziemnego. Czoło łuski Jeleniowatego zbudowane jest ze sfałdowanych i złuskowanych warstw oddziału podotryckiego. Ku pół nocnemu zachodowi przedłużają się one w wychodnię złuskowanego, podwójnego jądra antykliny Zatwarnicy. Główna część łuski Jeleniowa tego zbudowana jest z oddziału otryckiego i rozbita jest drugorzędnymi nasunięciami na mniejsze elementy. Grzbiet Jeleniowatego tworzy gruba na 350-400 m płyta zbudowana głównie z piaskowców otryckich leżą cych poziomo lub zapadających pod kątem do 20° na południowy zachód. Na nią nasunięty jest pakiet serii otryckiej o miąższości 500-600 m, zapadający pod kątem 60-75° na południowy zachód. Na łuskę Jelenio watego nasunięta jest niewielka łuska Grandysowej Czuby, utworzo na przez zapadającą stromo (60-80°) na północny wschód odwróconą serię otrycką o miąższości 800-950 m. W południowo-wschodnim prze dłużeniu łuski Jeleniowatego, za kilkoma dużymi uskokami poprzeczny mi, struktura zanurza się i na powierzchni pojawia się regularna, głębo ka synklina Beniowej, której północno-wschodnie skrzydło z serią pia skowców otryckich nasunięte jest bardzo stromo na warstwy nadotryckie synkliny Dźwiniacza Górnego. Synklina Beniowej jest asymetryczna; skrzy dło północno-wschodnie zapada pod stopniowo łagodniejącym kątem - od 90° przy nasunięciu do ok. 15° w pobliżu przegubu. Jądro synkliny zajęte jest przez oddział nadotrycki z poziomami wapieni kokolitowych w obu skrzydłach. Skrzydło południowo-zachodnie jest wąskie, strome i zredukowane przez poślizgi śród warstwowe, na co wskazuje m.in. brak poziomu wapienia z Zagórza. Nasunięcie antykliny Niedźwiedzia obcina ukośnie wychodnię serii warstw nadotryckich. Synklina Beniowej pogłę bia się ku południowemu wschodowi i w okolicy ujścia potoku Negrylów w jej jądrze pojawiają się piaskowce z Kiczery Dydiowskiej, a w okolicy Sianek zespół warstw łupkowych młodszych od tych piaskowców. W asy metrycznym, złuskowanym jądrze antykliny Niedźwiedzia odsłania się wąska wychodnia oddziału podotryckiego, silnie zaburzonego drobnymi fałdami i spękaniami. Występują tu strefy skał zaburzonych tak silnie, że porozrywane fragmenty sfałdowanych warstw piaskowca tkwią w spo iwie roztartych łupków. Wąskie wschodnie skrzydło antykliny utworzone jest ze stromo ustawionej serii otryckiej o miąższości do 500 m, w której zaznacza się seria osuwiskowa z egzotykami. Szerokie skrzydło zachodnie zbudowane jest ze stromo zalegającej serii otryckiej, której upady łagod nieją do 40-50° w odległości ok. 500-750 m od przegubu i do 10-20°, a nawet do poziomego zalegania w pobliżu powierzchni wstecznego nasunięcia na synklinę Terebowca. W Siankach południowo-zachodnie skrzydło antykliny Niedźwiedzia poszerza się dzięki drugorzędnym fałdom i złuskowaniom, przez co wychodnia warstwy z egzotykami pod Opo- łonkiem jest daleko odsunięta od jądra fałdu. W górnym biegu potoku Halicz, nad polaną Potasznia i w górnym biegu prawego dopływu Roztok, w wypiętrzonym bloku pomiędzy po przecznymi uskokami, spod nasuniętego wstecznie pod kątem ok. 45° SW skrzydła antykliny Niedźwiedzia odsłania się seria odwróconych warstw oddziału otryckiego o miąższości 1300 m, zapadających stromo na NE. Należy ona do północno-wschodniego skrzydła synkliny Terebowca. Wstecznie obalona synklina Terebowca (Tokarski 1975) zbudowana jest z serii otryckiej i oddziału nadotryckiego. Jej skrzydło północno-wschod nie nasuwa się na łuskę Grandysowej Czuby połogo zapadającą (25°) se rią otrycką w odwróconym położeniu, miąższą na 1300 m, stromiejącą stopniowo do 45-60° przy granicy z serią nadotrycką. W dolinie potoku Wołosatego i dalej ku północnemu zachodowi ten pakiet otrycki nasuwa się na złuskowane jądro antykliny Zatwarnicy. Południowe skrzydło synkli ny jest silnie zredukowane, co jest charakterystyczne dla synklin w biesz czadzkiej części centralnej depresji karpackiej. Jądro synkliny reprezentuje wąska wychodnia oddziału nadotryckiego. Synklina wydaje się być naj głębsza w dolinie potoku Zwór pod Widełkami, gdzie w wąskich blokach pomiędzy poprzecznymi uskokami zachowały się w północno-wschodnim skrzydle fragmenty wychodni wapienia jasielskiego i wapienia z Zagórza. W rejonie Caryńskiego do synkliny Terebowca przylega od południo wego zachodu antyklina Suchych Rzek. W jej jądrze w Suchych Rzekach odsłania się oddział podotrycki warstw krośnieńskich. Ku południowemu wschodowi warstwy przejściowe zanurzają się, a przegub antykliny wy stępuje w obrębie dolnej części oddziału otryckiego. Od doliny potoku Szumlaczego przegub antykliny z bardzo silnie zmiętymi i strzaskanymi skałami biegnie do Kiczery nad Ustrzykami Górnymi. Na południowy wschód od doliny Terebowca przegub tej antykliny jest rozcięty uskokiem podłużnym, wzdłuż którego łagodna niecka warstw otryckich północno- -wschodniego skrzydła anty kliny, będąca zarazem południowo-zachod nim skrzydłem syn kliny Terebowca i budująca grzbiet Szerokiego Wierchu, nasuwa się wstecznie, na południowy zachód, na obalone skrzydło połu dniowe, zapadające stromo na północny wschód. Między antykliną Suchych Rzek a granicą strefy przeddukielskiej prze biega wąska synklina Ustrzyk Górnych. W jej południowo-zachodnim skrzydle, obciętym dyslokacją brzeżną strefy przeddukielskiej zachowane jest do 800 m (w Ustrzykach Górnych) oddziału otryckiego. Skrzydło pół nocno-wschodnie, częściowo pionowe a częściowo wstecznie obalone, zawiera do 2 km oddziału otryckiego warstw krośnieńskich. Przegub synkliny w rejonie Wołosatego obcięty jest na pewnym odcinku dyslo kacją brzeżną. W pobliżu przegubu tej synkliny występuje wychod nia warstw osuwiskowych z egzotykami, a w Brzegach Górnych egzoty ki występują w obu jej skrzydłach. Opisane tu fałdy i łuski poprzecinane są uskokami poprzecznymi, grupującymi się w wyraźnych strefach uskokowych. Pierwszy znaczny uskok od północnego zachodu, o zrzuconym skrzydle południowo- -wschodnim, biegnie od zachodniego zakończenia Hnatowego Berda do doliny potoku Hylatego. Dalej ku wschodowi po dolinę Wołosatego rozciąga się obszar niemal pozbawiony uskoków poprzecznych. W doli nie Ca ryńskiego i w paśmie Magury Stuposiańskiej występuje strefa usko ków o zrzutach do kilkudziesięciu metrów, która przedłuża się na pół noc do doliny Sanu w okolicy Dwerniczka. Wzdłuż doliny Wołosate go przebiega szeroka na 1,5-2 km wielka strefa uskokowa Wołosatego. Składają się na nią liczne uskoki kulisowe, głównie zrzutowo-przesuw- cze, prawoskrętne, o zrzuconych skrzydłach południowo-wschodnich. Są one rozmieszczone w odległościach kilkudziesięciu metrów od siebie. Amplitudy poszczególnych uskoków są niewielkie, do kilkunastu metrów, rzadko więcej, ale ich suma powoduje znaczne przesunięcie i skręcenie kierunku głównych struktur od 120° na lewym zboczu doliny Wołosatego do 140-150° na prawym zboczu doliny. Budowa głównych elementów tektonicznych, zwłaszcza przegubów antyklinalnych czyli wychodni naj starszych warstw, zmienia się znacznie po obu stronach tej strefy. Wska zuje to, że uskoki te powstawały równocześnie z fałdami. Następnym wielkim uskokiem jest uskok Halicza (Tokarski 1975), który biegnie przeło mowym odcinkiem doliny Wołosatki między Tarnicą a Menczyłem i prze dłuża się na północ w kulisową strefę uskokową w dolinie potoku Roz toki (por. Haczewski i in. 1998). Kierunki przesunięcia są tu takie, jak w strefie Wołosatego, ale większa jest amplituda przesunięcia - uskok ten przesuwa o ok. 1 km wychodnię synkliny Terebowca. Dalej ku południo wemu wschodowi przebiegają nożycowy uskok Czeremszanika i zrzu towy uskok Bukowca o zrzuconym skrzydle południowo-wschodnim. Między tymi uskokami znajduje się wypiętrzony tektonicznie blok od słonięty wzdłuż doliny potoku Halicz. Od polany Potasznia w górę Ha licza w bloku tym spod połogiego nasunięcia odsłania się blok stromo zapadających skał północno-wschodniego skrzydła synkliny Terebowca.

Strefa przeddukielska

Strefa przeddukielska występuje w wąskim pasie pomiędzy czołem nasunięcia jednostki dukielskiej a dyslokacją obcinającą od SW central ną depresję karpacką. Strefa ta jest najszersza, licząc nieco ponad 2 km, w dolinnych obniżeniach Ustrzyk Górnych i Wetliny, i zwęża się do ok. 1,5 km na wysokich przełęczach pomiędzy tymi rozszerzeniami. Wska zuje to na rozszerzanie się strefy przeddukielskiej w głąb, pod nachylone powierzchnie dyslokacji ograniczających ją od NE i SW. Brzeżna dyslo kacja między centralną depresją karpacką a strefą przeddukielską jest nachylona na północ, łagodniej przy powierzchni i stromieje w głąb. Strefa przeddukielska składa się z silnie zaburzonych, porozcinanych uskokami i stłoczonych warstw eocenu i oligocenu. Starsze serie skalne, od dolnej kredy po paleocen, odsłaniają się w przedłużeniu strefy przed dukielskiej w okolicy Bystrego koło Baligrodu. W Bieszczadzkim Parku Narodowym najstarszą serią skalną odsła niającą się w strefie przeddukielskiej są warstwy hieroglifowe. Jest to seria piaskowców i łupków o widocznej miąższości do 280 m, w dolnej części (150 m) o przewadze piaskowców gruboławicowych, a w górnej (130 m) cienkoławicowych. Piaskowce są szare i zielonkawe, zbudowane z drobnych i średnich ziarn kwarcu z domieszką miki i bezwapnistego, często krzemionkowego, spoiwa. Piaskowce są na ogół silnie scementowane, z charakterystycznie szklistą powierzchnią przełamu. Na dolnych i górnych powierzchniach cienkich warstw piaskowców obficie występu ją hieroglify organiczne, najczęściej są to ślady żerowania w osadzie na granicy piasku i mułu, zachowane w postaci cienkich wałeczków. Wśród łupków warstw hieroglifowych występują margliste łupki zie lone i czarne łupki bezwapniste, spojone krzemionką. Wiek tych warstw określono na podstawie otwornic wypreparowanych z łupków na środko wą część górnego eocenu. Rye. 10. Warstwy menilitowe strefy przeddukielskiej. A - Odsłonięcie serii czarnych łupków menilitowych, przeławiconych czarnymi mułowcami i piaskow cami; kamieniołom na Przełęczy pod Wierchem Wyżniańskim. B - Na zwietrzałych powierzchniach łupków i piaskowców widoczne są rdzawe naloty uwodnionych tlenków żelaza Rye. 11. Warstwy przejściowe strefy przeddukielskiej. A - Odsłonięcie serii łup ków i piaskowców z dwiema ławicami dolomitu żelazistego (d); kory to Wetlinki w Starym Siole. B - Hieroglif wleczeniowy oraz odlewy jamek wirowych na spągu ławicy piaskowca. C - Odlewy śladów toczenia krę gów rybich (wszystkie fotografie z potoku Wetlinka w Wetlinie) Granicznym poziomem pomiędzy eocenem a oligocenem w całych Karpatach jest charakterystyczny poziom margli globigerynowych, za wierających bardzo obfity zespół otwornic planktonicznych. W opisywa nej tu części strefy przeddukielskiej słabo rozwinięty poziom margli globi gerynowych występuje w jednym stanowisku w dolinie Rzeczycy, w posta ci kilku cienkich warstw żółtawych margli, bogatych w plankton otworni- cowy pogranicza eocenu i oligocenu, przewarstwionych wśród cienkoła- wicowych piaskowców i łupków. Najniższa część oligocenu reprezentowana jest w strefie przeddukiel skiej, podobnie jak w przeważającej części Karpat fliszowych przez war stwy menilitowe, które mają tu ok. 230 m miąższości. Dominującą i naj bardziej charakterystyczną skałą warstw menilitowych są czarne lub bru natne, liściasto rozsypujące się łupki, bogate w kerogen - palną materię organiczną. W strefie wietrzenia utlenia się zawarty w łupkach piryt (FeS2) i na powierzchniach blaszek łupku pojawiają się rdzawe naloty uwodnio nych tlenków żelaza i bardzo drobne bezbarwne kryształki jarosytu (ryc. 10B). Wśród łupków występują średnioławicowe, drobno- i średnioziar- niste, ciemnoszare, bezwapniste piaskowce oraz mułowce, a także dolo mity żelaziste o grubości do 1 m. W dolnej części warstw menilitowych występują warstewki czarnych rogowców o miąższościach do 30 cm. Nazwa warstw menilitowych pochodzi od nazwy czarnej odmiany opa lu i pierwotnie, w połowie XIX wieku, używano jej dla określania tych właśnie rogowców, łupki zaś, w których rogowce występują, nazwano łupkami menilitowymi. W jednym stanowisku, w nieczynnym kamieniołomie na Przełęczy Wyżniańskiej (ryc. 10A) w warstwach menilitowych znaleziono wapień tylawski. Wapień tylawski jest ważnym karpackim poziomem przewod nim, a w jednostce śląskiej w Bieszczadach znany jest tylko z tego jedne go stanowiska. Wapień ten jest obszerniej omówiony, razem z pozostały mi poziomami wapieni kokolitowych, w dalszej części tekstu. Kolejne wydzielenie stratygraficzne w strefie przeddukielskiej, mające do 300 m miąższości, łączy w sobie cechy warstw menilitowych i wyżej leżących warstw krośnieńskich, stąd jego nazwa - warstwy przejściowe (ryc. 11 A). Składa się ono z pakietów warstw o typie opisanych poniżej dolnych warstw krośnieńskich (ryc. 11B, C; 12A), występujących na prze mian z pakietami czarnych łupków typu menilitowego. Liczne są warstwy i soczewki dolomitów żelazistych (ryc. 12B). W niższej części warstw przej ściowych, w ciemnych łupkach występują skupienia drobnioziarniste- go piaskowca lub skrzemionkowanego mułowca zwane wirowcami. Są one omówione obszerniej w dalszej części tekstu. Uboga mikrofauna Rye. 12. Warstwy przejściowe strefy przeddukielskiej. A - Odlew śladu uderze nia kręgosłupa rybiego; spąg ławicy piaskowca w korycie Wetlinki w Sta rym Siole. B - Ławica złuskowanego tektonicznie dolomitu żelazistego Rye. 13A, B - Drobne fałdy i nasunięcia w obrębie jednej z łusek strefy przeddukielskiej (potok Wetlinka w Wetlinie). C - Porozrywane fragmenty gru bej ławicy piaskowca w strefie przeddukielskiej w brzegu Wetlin ki powy żej Smereka (największa widoczna grubość ławicy to 1,5 m). pozwala zaliczyć te warstwy do dolnego oligocenu, bez możliwości do kładniejszego określenia ich pozycji stratygraficznej. Warstwy krośnieńskie reprezentowane są w strefie przeddukielskiej przez oddziały podotrycki i otrycki. Dolną granicę oddziału podotryckiego przyjmuje się w stropie ostatniej wkładki czarnych łupków typu menilitowego, a górną w spągu pierwszego zwartego pakietu piaskow ców otryckich. Oddział ten ma w strefie przeddukielskiej do 220 m miąż szości. Składa się na niego cienko- i średnioławicowa seria mu łowców, łupków i piaskowców. Mułowce i piaskowce są stalowoszare, mają mar- glistę, rzadziej ilaste spoiwo i przeważnie wyraźną laminację przekątną lub konwolutną. Szare i ciemne łupki rozpadają się na grube fragmenty; są słabo wapniste lub bezwapniste. Liczne są ławice dolomitów żelazi- stych o grubości do 20 cm. W dolinie górnego biegu Wetlin ki, na nie wielkim obszarze znaleziono w tych warstwach ławicę osadów osuwisko wych z egzotykami. Są one omówione w dalszej części tekstu. Wiek tych warstw określono na dolny oligocen na podstawie otwornic i kokolitów (Bąk i in. 2001). Oddział otrycki ma w strefie przeddukielskiej bardzo zredukowaną miąższość. Poszczególne ławice piaskowców sięgają 4 m miąższości, a cały oddział ma ok. 100 m. To cienienie piaskowców otryc kich zostało zapewne spowodowane tym, że w czasie ich osadzania osady należące dziś do strefy przeddukielskiej znajdowały się na stoku podmor skim, u podnóża którego, na dnie basenu, gromadziły się główne masy piasku, z którego powstały piaskowce otryckie. Tektonika strefy przeddukielskiej przyciągała uwagę geologów od lat 60. dwudziestego wieku i stała się przedmiotem bardzo rozbież nych interpretacji (Kuśmierek, Tokarski 1965; A. Tokarski 1968; Ślączka, Żytko 1978; A.K. Tokarski 1973; Kuśmierek 1979; Ślączka 1980). L. Ma- stella i J. Rubinkiewicz w latach 90. na podstawie szczegółowego kar towania i analizy tektonicznej przedstawili nową interpretację tektonicz ną (w: Haczewski i in. 2001) strefy przeddukielskiej, której najważniejsze elementy streszczone są poniżej. Podatne na deformacje skały strefy przeddukielskiej, przeważnie łup kowe i cienkoławicowe, w czasie fałdowania znalazły się pomiędzy czołem jednostki dukielskiej z bardzo grubą, usztywnioną serią warstw ciśniań- skich, a podobnie grubą i usztywnioną serią oddziału otryckiego central nej depresji. Ta pozycja strefy przeddukielskiej doprowadziła do powsta nia licznych, stosunkowo drobnych fałdów, porozrywanych, a następnie spiętrzonych w serię ponasuwanych na siebie łusek tektonicznych. Po szczególne łuski ciągną się na długościach od niespełna kilometra do ponad 10 km, po czym wyklinowują się lub zanurzają pod inne łuski. Na pełny przekrój strefy przeddukielskiej w różnych miejscach składa się najczęściej blisko 10 łusek. W obrębie łusek częste są przeguby drobnych fałdów i drobne uskoki (rye. 13A, B), a grubsze ławice piaskowców są porozrywane i porozciągane (rye. 13C). Na powierzchniach warstw i spękań w piaskowcach często obserwuje się lustra tektoniczne, zwłasz cza na kontaktach z warstwami ciemnych łupków. Liczne są spękania z wypełnieniami mineralnymi i wysięki wody z siarkowodorem, wokół których powstają charakterystyczne białe naloty. Przebieg łusek jest lekko skośny względem kierunku całej strefy przeddukielskiej, toteż w kierunku południowo-wschodnim spod nasunięcia dukielskiego ukazują się stopniowo coraz bardziej południowe (wewnętrzne) łuski, a łuski zewnętrzne (północne) stopniowo chowają się pod dyslokację brzeżną centralnej depresji.

Rye. 14. Schemat wczesnych stadiów powstawania dupleksów w strefie przeddukielskiej Według Mastelli i Rubinkiewicza łuski pierwotnie tworzyły dupleks (ryc. 14), czyli pakiet łusek spiętrzonych nad wspólną powierzchnią od- kłucia od skał leżących w podłożu i przykrytych nasunięciem jednostki dukielskiej. Poszczególne łuski pochylone były na południe. W trakcie dalszego fałdowania, wraz ze wstecznym obaleniem na południowy za chód brzeżnych fałdów centralnej depresji, obalona została wstecznie dyslokacja brzeżna i przylegające do niej łuski. W efekcie powstała sy metryczna struktura z łuskami w centralnej części strefy przeddukielskiej ustawionymi pionowo, a w przy brzegach nachylonymi na zewnątrz, zgodnie z kierunkami nachylenia dyslokacji ograniczających całą strefę. Dupleksy, choć są ważnym elementem budowy pasm fałdowych i dostar czają wielu informacji o przebiegu procesów tektonicznych, rozpoznane i opisane zostały dopiero w latach 80. dwudziestego wieku. Badanie dupleksów jest dzisiaj jednym z „gorących" kierunków badań tektonicz nych. Dupleksy w strefie przeddukielskiej są szczególnie silnie rozwi nięte, a także lepiej odsłonięte i dostępne do obserwacji niż dupleksy rozpoznane w innych częściach Karpat Fliszowych. Dupleksowa budo wa strefy przeddukielskiej jest jedną z cennych wartości przyrody nie ożywionej Bieszczadów, a wybrane odsłonięcia, które ją dokumentują warto uwzględnić przy ochronie i udostępnianiu przyrody nieożywionej w Bieszczadzkim Parku Narodowym.

Jednostka dukielska

Na opisywanym obszarze jednostka dukielska występuje w jego połu dniowej, przygranicznej części w pasie o szerokości od 300 m do 6 km. Na powierzchni odsłaniają się skały fliszowe o sumarycznej miąższo ści ok. 2600 m. Ich sedymentacja odbywała się od późnej kredy (kampanu i mastrychtu) do paleogenu (eocenu) w basenie, który znajdował się pomiędzy basenem śląskim, oddzielonym przedłużeniem kordyliery ślą skiej, a basenem magurskim, od którego był oddzielony podmorskim wyniesieniem (Książkiewicz 1958). Najstarszymi utworami występującymi na powierzchni są warstwy łupkowskie (kampan-wczesny paleocen), wyróżnione na Słowacji przez Lesko i in. (1960), w Karpatach ukraińskich nazywane warstwami dolno- berezniańskimi (Danyś 1973). Jest to seria łupkowo-piaskowcowa, z udzia łem łupków sięgającym powyżej 60% całkowitej miąższości ogniwa. Do minują łupki mułowcowe, ciemnoszare, czarne, margliste, o grubej od- dzielności. Duża zawartość węglanu wapnia w łupkach i rdzawa barwa ich zwietrzałej powierzchni to cechy pozwalające je odróżnić od łup ków młodszej serii fliszowej leżącej ponad warstwami łupkowskimi. Oprócz łupków, liczne są cienkoławicowe, ciemnoszare mułowce i pia skowce, również rdzawe na powierzchni i silnie wapniste, z często wystę pującą laminacją przekątną i falistą oraz hieroglifami organicznymi. Grube ławice piaskowców są podrzędnym elementem warstw łup- kowskich. Można wśród nich wyróżnić trzy typy. Najliczniejsze są ciem noszare, drobnoziarniste piaskowce o spoiwie węglanowym i węglano- wo-krzemionkowym w ławicach 10-60 cm z licznymi blaszkami muskowitu oraz detrytusu roślinnego na powierzchniach oddzielności oraz la minacją przekątną, równoległą i konwolutną w stropach warstw. Drugi typ stanowią piaskowce ciemnoszare, drobno- i bardzo drobnoziarniste, najczęściej bezstrukturalne, silnie skrzemionkowane, występujące w ła wicach 60-90 cm. Obydwa typy piaskowców nie tworzą zwartych kom pleksów, w przeciwieństwie do trzeciego typu, który występuje najczęściej w seriach o miąższości od 2 do 18 m. Ten trzeci typ to szare, średnio- i gru- boławicowe piaskowce (do 1,2 m miąższości), grubo-, średnio- i drobno ziarniste, bezwapniste, z częstym uziarnieniem frakcjonalnym, laminacją przekątną i równoległą, rzadziej z okruchami ciemnych łupków. W tych kompleksach piaskowce są przeławicone 1-3-metrowymi pakietami sza rych łupków, w przewadze ilastych. Ilość i grubość tych piaskowców wzra sta ku górze profilu. Dominują one w wyżejległych warstwach ciśniań- skich. W łupkach warstw łupkowskich występują nieliczne i słabo zróżni cowane gatunkowo skorupki głębokowodnych otwornic aglutynują- cych, a także pojedynczych redeponowanych otwornic planktonicznych. Wskazują one, że najstarsza część warstw łupkowskich na tym obszarze powstała w czasie młodszego kampanu, najwyższa ich część reprezentuje najwyższy mastrycht i prawdopodobnie również najniższy paleocen. Materiał okruchowy do warstw łupkowskich był dostarczany głów nie ze wschodu, południowego wschodu, a podrzędnie z południa oraz z północy. Widoczna na powierzchni miąższość tego wydzielenia na opisywanym obszarze wynosi od 130 do 220 m i jest zredukowana przez tektoniczne obcięcie dolnej części; spąg nie występuje na powierzch ni w opisanym terenie. Przejście warstw łupkowskich w wyżejległe warstwy ciśniańskie jest stopniowe na odcinku profilu około 30-50 m. Granicę przyjęto w spągu pierwszego pakietu gruboławicowych piaskowców typu ciśniań- Rye. 15. Warstwy ciśniańskie. A, B - Pakiet grubych ławic piaskowców typu ciśniańskiego; koryto Górnej Solinki w odcinku przełomowym przez grzbiet Dział. C - Spągowa część grubej ławicy piaskowca ciśniańskie go z drobnym żwirem Ryc. 16. A - Skład petrograficzny gruboziarnistych piaskowców warstw ciśniań- skich (Bąk i in., 2004; zmienione). B, C - Otoczaki ortognejsów z war stwy egzotykowej w warstwach ciśniańskich z potoku Połoninka. D - Piaskowiec ciśniański zawierający otoczaki ortognejsów (or) z potoku Semenowy skiego grubszego niż 20 m. Nazwa tego wydzielenia (jako „kreda ciśniań- ska") znana jest już od prac Opolskiego (1926). W części polskiej (Ślącz- ka 1971) i słowackiej (Lesko i in. 1960) jednostki dukielskiej nazywane są one obecnie warstwami ciśniańskimi, a w Karpatach ukraińskich znane są jako warstwy górnoberezniańske (Danyś 1973). Charakterystyczną cechą warstw ciśniańskich jest obecność grubych (od 20 do 50 m) pakietów piaskowcowych (ryc. 15A, B), z podrzędnym udziałem łupków. Najbardziej typowe pakiety składają się z szarych pia skowców grubo- i bardzo gruboławicowych, grubo- do drobnoziarnistych, (ryc. 15C) z uziarnieniem frakcjonalnym i grubą laminacją równoległą, 0 spoiwie ilasto-wapnisto-krzemionkowym lub krzemionkowym. W skła dzie piaskowców przeważa kwarc; liczne są również zwietrzałe ziarna ska leni, okruchy łupków muskowitowych, granitognejsów, lidytów, czarnych 1 zielonych łupków ilastych; podrzędnie występują miki (ryc. 16A). Na spągach grubych ławic piaskowców zlepieńcowatych lub zlepieńców drobnokalibrowych występują liczne pogrąży. Maksymalne miąższości ławic przekraczają 3 m. Udział łupków, zazwyczaj ciemnoszarych i czarnych, piaszczystych i bezwapnistych jest podrzędny. Występują one w cienkich pakietach, od 10 do 40 cm miąższości. Inny typ pakietów piaskowcowych, przedzielających opisane po wyżej, tworzą piaskowce cienko-, średnio- i gruboławicowe (do 150 cm miąższości; średnio 30-60 cm), z licznymi wkładkami mułowców cien- koławicowych i podrzędnie łupków mułowcowych o charakterystycznej żółtej do rdzawej barwie powierzchni skał. Piaskowce są drobno- i śred- nioziarniste, najczęściej o spoiwie wapnisto-krzemionkowym, z laminacją równoległą, przekątną, falistą i konwolutną. W związku z powszechną laminacją równoległą i falistą, w stropowych częściach grubych ławic ujawnia się wyraźna oddzielność, która daje złudzenie jakby warstwy były cienkoławicowe. Głównym składnikiem piaskowców i mułowców jest kwarc; liczne są też miki (głównie muskowit). W obrębie tego typu pakie tu występują ponadto pojedyncze grube ławice piaskowców drobnoziar nistych, bezstrukturalnych, silnie wapniste. Łupki przedzielające ten drugi typ pakietów piaskowcowych są bezwapniste, w przewadze ciemnoszare i czarne, rzadziej stalowoszare, a w górze profilu zielone. Ich udział wraz z cienkoławicowymi mułow- cami rośnie ku górze profilu warstw ciśniańskich. Łupki czarne tworzą też pakiety do 0,5 m miąższości wraz z cienkimi warstwami (4-7 cm) silnie zbioturbowanych margli mułowcowych (tzw. margli fukoidowych), które charakteryzuje obecność kilkumilimetrowych rdzawych obwódek wietrzeniowych. W górnej części warstw ciśniańskich występują ponadto pojedyn cze ławice (średnio 30-50 cm) szarozielonych piaskowców drobnoziar nistych, krzemionkowych, które przeważają w wyżejległych warstwach hieroglifowych. Strop warstw ciśniańskich przyjęto w stropie najwyższego grubego (5-15 m) pakietu piaskowców grubo- i bardzo gruboławicowych. Wyraź nie zaznacza się on w odsłonięciach i w rzeźbie. Pełna miąższość warstw ciśniańskich, widoczna w przekroju przez Dział wynosi około 1250 m. Ich sedymentacja trwała w późnym ma- strychcie i prawie całym pałeocenie, o czym świadczy zespół głęboko wodnych otwornic aglutynujących (Bąk 2004) i pojedynczych otwornic planktonicznych (ryc. 4). Piaskowce warstw ciśniańskich osadzone zo stały z gęstych spływów grawitacyjnych płynących głównie z południo wego wschodu i wschodu. Grzbiet będący źródłem materiału okrucho wego do warstw łupkowskich i ciśniańskich był zbudowany przede wszystkim ze skał krystalicznych, tj. granitognejsów, łupków krysta licznych, oraz zmetamorfizowanych skał osadowych (fyllity), a w części zachodniej również z wapieni (Ślączka 1971). We wczesnym pałeocenie, w trakcie sedymentacji warstw ciśniań skich z tego grzbietu nastąpił spływ podmorski, który na odcinku przy najmniej 5 km osadził pakiet piaskowców z gruzem skał krystalicznych, głównie ortognejsów i granitognejsów (ryc. 16). Występują one na opisywanym obszarze w dorzeczu potoku Wołosatka, w środkowej części warstw ciśniańskich, tj. około 550 m powyżej ich spągu (ryc. 4). Większość skał egzotycznych znaleziono jako przemieszczony żwir i gruz w lewych dopływach Wołosatki, od potoku granicznego (potok spod Wołkowego Berda) do potoku pod Wielką Semenową. Ostrokrawę- dziste fragmenty granitognejsów mają rozmiary do dwudziestu kilku cen tymetrów i tkwiły pierwotnie w średnio- i gruboziarnistych piaskowcach kwarcowo-skaleniowych. Te charakterystyczne skały egzotyczne pocho dzą z dawnego górotworu młodopaleozoicznego, dzisiaj włączonego w struktury Karpat Wewnętrznych (Bąk, Wolska 2005). Ponad stropem warstw ciśniańskich leży seria cienkoławicowych łupków, mułowców i piaskowców, wydzielona jako warstwy z Majda nu (Koszarski i in. 1961). Ich cechą charakterystyczną jest dominacja szarych, ciemnych i czarnych łupków mułowcowych o oddzielności blasz- kowatej (do 80% miąższości wydzielenia) oraz podrzędnie (w wyższej części profilu) łupków ilastych stalowych i szarozielonych, typowych dla wyżejległych warstw hieroglifowych (ryc. 17A). Rye. 17. Warstwy z Majdanu. A - Seria czarnych, brązowych i zielonych łupków ila stych z cienkimi ławicami rdzawo wietrzejących piaskowców krzemion kowych (pc) i margli fukoidowych (mf); koryto potoku Szypowatego. B - Fragment ławicy ze skupieniami piaszczystymi typu wirowców; koryto potoku Szypowaty. C - Soczewka margla syderytowego w czar nych łupkach ilastych; potok Połoninka. Rye. 18. Warstwy hieroglifowe. A - Seria zielonych łupków mutowcowych; po tok Szypowaty. B - Hieroglify prądowe (hp) na powierzchni spągowej piaskowca ze spękaniami ciosowymi, wypełnionymi żyłkami kwarcowy mi (sc); powszechna struktura sedymentacyjna i tektoniczna piaskow ców krzemionkowych. C - Konkrecja cementacyjna z piaskowców drob noziarnistych krzemionkowych; potok Szypowaty. D - Fragment pakie tu pstrych łupków w dnie koryta potoku Cerkownik Pomiędzy pakietami łupków występuje kilka typów piaskowców. Naj bardziej liczne są cienkie i średnie ławice mułowców i piaskowców drob noziarnistych, ciemnoszarych i czarnych, miejscami rdzawych na powierzch ni, silnie skrzemionkowanych, z blaszkami muskowitu, laminowanych rów nolegle, faliście, rzadko konwolutnie. Oprócz nich, w dolnej części profi lu ogniwa pojawiają się dwa typy piaskowców podobnych do ciśniańskich. Tworzą one zwarte pakiety o miąższości 3-6 m. Ponadto występują pia skowce cienko-, średnio-, rzadko gruboławicowe (30-50 cm), drobnoziar niste, szare, silnie muskowitowe, laminowane równolegle, o spoiwie krze mionkowym lub krzemionkowo-wapiennym, z bioglifami oraz z charak terystycznymi kostkowymi spękaniami. Są one typowe dla wyżejległych warstw hieroglifowych. Najmniej liczne są szarozielone piaskowce śred nio- i gruboławicowe, drobnoziarniste, najczęściej bezstrukturalne, o spo iwie węglanowo-krzemionkowym, które lokalnie tworzą zwarte pakiety 0 miąższości 2-3 m. Wśród nich znaleziono ławicę ze skupieniami piasz czystymi o wielkości 1-2 cm, podobnymi do tzw. wirowców (rye. 17B). Inną charakterystyczną cechą warstw ciśniańskich są cienkie ławice tzw. margli fukoidowych. Są to silnie wapniste popielate mułowce z liczny mi śladami kanalików powstałych przy penetracji osadu przez drobne organizmy. Lokalnie pojawiają się tzw. margle syderytyczne (17C), tj. ciemnoszare, silnie scementowane, wapniste mułowce, z rdzawymi, kilkumilimetrowymi otoczkami na powierzchni. Miąższość ich warstw (maksymalnie do kilkunastu centymetrów) zmienia się bocznie na małych odległościach. Miejscami tworzą one soczewki lub elipsoidalne formy zwane sferosyderytami. W okolicy Cisnej były one eksploatowane jako ruda żelaza. Pełna miąższość warstw z Majdanu wynosi od 150 do 220 m, osiąga jąc maksimum w rejonie Wielkiej Rawki. Materiał warstw z Majdanu był dostarczany do basenu przez prądy za wiesinowe płynące z północy i północnego wschodu. Wśród tego mate riału przeważają drobne ziarna piasku kwarcowego i muskowitowego. Gęste spływy grawitacyjne z SE i E, z okruchami skał metamorficznych 1 skaleni, które licznie występują w warstwach ciśniańskich, były już epi zodyczne. Sedymentacja warstw z Majdanu miała miejsce w późnym paleocenie (do granicy z eocenem), o czym świadczy zróżnicowany zespół głębokowodnych otwornic, a w wyższej części profilu liczne promienice (Bąk 2004). Powyżej warstw z Majdanu występuje kompleks łupkowo-piaskowcowy z dominacją zielonych łupków ilastych oraz cienkoławicowych sza rozielonych piaskowców i mułowców z licznymi hieroglifami organicz nymi i prądowymi na spągach ławic. Kompleks ten został wyróżniony jako tzw. eocen podmenilitowy (Świdziński 1953), a później jako warstwy hieroglifowe (Ślączka 1959, 1971; Koszarski i in. 1961). W słowackiej części jednostki dukielskiej warstwy hieroglifowe są częścią tzw. eocenu podmenilitowego (Lesko i in. 1960), natomiast w części ukraińskiej zostały podzielone na warstwy stryczawskie w spągu oraz warstwy lutskie (w strefie berezniańskiej) i wyszkowskie (w strefie stawniańskiej) w stro pie, rozdzielone kompleksem gruboławicowego fliszu warstw stawniań- skich (Danyś 1973). Najbardziej charakterystyczną cechą litologiczną warstw hieroglifo wych jest przewaga zielonych i szarozielonych łupków ilastych (rye. 18A). Łupki są przeławicone bardzo drobnoziarnistymi, cienkoławicowymi piaskowcami i mułowcami. Ławice tych piaskowców i mułowców rów nież różnią się od tych spotykanych w starszych ogniwach szarozieloną barwą, krzemionkowym typem spoiwa, licznymi hieroglifami prądowy mi (rye. 18B) i organicznymi, a także charakterystycznymi spękaniami kostkowymi. W obrębie drobnorytmicznego fliszu warstw hieroglifowych wystę puje ponadto kilka typów gruboławicowych piaskowców, niektóre two rzą miąższe serie, dające się wydzielić regionalnie na mapie geologicz nej. Starsze z tych piaskowców, nazwane piaskowcami z Wielkiej Rawki (Haczewski i in. 2001) tworzą jeden lub dwa miąższe pakiety (ryc. 4). Pierw szy z nich, opisany wcześniej przez Koszarskiego i in. (1961) oraz Ślączkę (1971), oddziela warstwy z Majdanu od warstw hieroglifowych, zazna czając się na większości opisywanego obszaru. Jego miąższość jest zmienna wzdłuż biegu warstw i wynosi maksymalnie 35 m w zachodniej części obszaru. Drugi z pakietów występuje około 220-250 m powyżej stropu warstw z Majdanu i ma znacznie większą miąższość, od 70 do 120 m. Może go rozdzielać pakiet fliszu drobnorytmicznego o miąższości ok. 30-50 m. Piaskowcom z Wielkiej Rawki, najlepiej odsłoniętym na SW stokach Wielkiej Rawki i Kremenarosu mogą odpowiadać pakiety gruboławico wych piaskowców występujące w słowackiej części jednostki dukielskiej w pasmach Małego Bukowca, Borsuka i Novej Sedlicy (Lesko i in. 1960). Najbardziej charakterystyczny typ piaskowców wśród tego komplek su stanowią piaskowce grubo- i bardzo gruboławicowe (do ok. 3,5 m), najczęściej bezwapniste, średnio-, gruboziarniste i zlepieńcowate, poli- miktyczne, z ziarnami białego i różowego kwarcu, różnych skaleni, łup ków metamorficznych, muskowitu, zielonych i czarnych łupków krzemion kowych i ilastych. Piaskowce są najczęściej bezstrukturalne lub z grubą laminacją równoległą w górnych częściach ławic. Kierunki transportu ma teriału okruchowego w tych piaskowcach mieszczą się w przedziale od E do NE. Sedymentacja tych piaskowców miała miejsce w najmłodszym paleocenie i w najstarszej części wczesnego eocenu, na co wskazują zespoły otwornic z kompleksów łupkowych bezpośrednio je otaczających (Bąk 2004). Inny typ piaskowców w warstwach hieroglifowych, tworzący lokalnie zwarte pakiety, maksymalnie do 5 m miąższości, charakteryzuje się szarą i szarozieloną barwą, drobno- i średnioziarnistym typem materiału okru chowego, spoiwem węglanowo-krzemionkowym i obecnością w dol nych częściach niektórych grubych ławic uziarnienia frakcjonalnego i okruchów zielonych łupków. Tworzą one warstwy o miąższości śred nio 30-50 cm, maksymalnie do 180 cm. Ponadto występują pojedyncze ławice lub zwarte pakiety o zróżnico wanej miąższości (do 25 m) piaskowców grubo- i bardzo gruboławico- wych (ławice do 2,7 m), drobno- i średnioziarnistych, z dużymi blaszka mi muskowitu, o spoiwie węglanowo-krzemionkowym, zlewne na po wierzchni, najczęściej bezstrukturalne lub z uziarnieniem frakcjonalnym w spągu i grubą laminacją równoległą w stropie. Charakterystyczna dla nich jest obecność marmitów (omówione w tekście o rzeźbie dolin rzecz nych) na czołach niektórych, bardziej wapnistych warstw piaskowców. W niższej części profilu warstw hieroglifowych występują również pojedyncze ławice (do 50 cm) szklistych piaskowców ciemnoszarych, kwarcowych, o spoiwie krzemionkowym. W warstwach tych występują kuliste konkrecje cementacyjne (do 170 cm średnicy) szarych piaskowców drobno- i średnioziarnistych, kwarcowo-muskowitowych, o spoiwie krzemionkowo-węglanowym (rye. 18C). Inną charakterystyczną cechą warstw hieroglifowych jest obecność cienkiego (ok. 3 m) poziomu pstrych łupków (rye. 18D), znanych w po dobnej pozycji stratygraficznej z innych profili w Karpatach Zewnętrznych. Tworzą je tutaj zielone łupki ilaste, kilkucentymetrowe pstre lub czer- wonowiśniowe łupki mułowcowe oraz cienkoławicowe, szare, drobno ziarniste piaskowce, które występują od 160 do ok. 400 m powyżej spą gu warstw hieroglifowych (ryc. 4). Na opisywanym obszarze, około 8,5 m poniżej kompleksu pstrych łupków, we wszystkich profilach występuje zwarty dwudziestopięciometrowy pakiet piaskowców gruboławicowych, który w przypadku braku odsłonięć pstrych łupków może stanowić do datkowy horyzont korelacyjny. Łupki pstre zawierają liczny zespół otwor nic planktonicznych oraz słabo zróżnicowany zespół otwornic bentonicz- nych, głównie aglutynujących, wskazujących na sedymentację pstrych łupków we wczesnym eocenie, w pobliżu granicy paleocenu i eocenu (Bąk 2004). W obrębie warstw hieroglifowych występują licznie ławice margli fukoidowych i syderytowych, o cechach takich jak w warstwach z Majdanu. Ilość wkładek margli fukoidowych (w ławicach do 10 cm) znacznie rośnie w górę profilu. Miąższość warstw hieroglifowych zmienia się od ok. 800 m w części zachodniej obszaru do około 900 m w rejonie Małej Rawki, gdzie jest związana z występowaniem miąższych pakietów gruboławicowych pia skowców. Nie jest to jednak pełna miąższość warstw hieroglifowych w tej części jednostki dukielskiej, bowiem ich najmłodsza część została zerodowana. Materiał cienkich i średnich ławic piaskowców warstw hieroglifo wych dostarczany był od E i NE. Był to głównie drobnoziarnisty piasek kwarcowy i mikowy z dużym udziałem materiału ilastego, transportowa ny przez rozcieńczone prądy zawiesinowe. W tym czasie zanikł południo wy obszar alimentacyjny, stanowiący w kredzie i paleocenie główne źró dło materiału klastycznego. Epizodyczne były w tym czasie gęste spływy grawitacyjne, w których głównym materiałem był średnio- i gruboziarni sty piasek kwarcowy z podrzędnym udziałem glaukonitu. Jedynie na prze łomie paleocenu i eocenu oraz we wczesnym eocenie, na północ i pół nocny wschód od osi basenu pojawiły się nowe źródła materiału klastycz nego, ze znacznym udziałem wśród niego skał metamorficznych, które dostarczyły materiału do piaskowców z Wielkiej Rawki. Zielona barwa łupków i sporej części piaskowców warstw hieroglifo wych jest cechą pierwotną tych osadów. Związana ona jest ze zmianą cyr kulacji głębokowodnej w basenach karpackich, jaka zaszła na przełomie paleocenu i eocenu. Warunki - w przewadze redukcyjne - jakie panowały na dnie basenu przez najmłodszą kredę i paleocen ustąpiły warunkom dobrego natlenienia wód przydennych (Bak 2004). Większość warstw hieroglifowych była osadzana w czasie wcze snego eocenu w dość głębokim basenie. Liczny i zróżnicowany zespół otwornic, głównie aglutynujących i planktonicznych wskazuje, że naj młodsza część warstw hieroglifowych na opisywanym obszarze odpo wiada niższej części środkowego eocenu (Bąk 2004). Tektonika jednostki dukielskiej zdominowana jest przez złusko- wane fałdy, z których część ma charakter regionalny i występuje na obszarze Ukrainy i Słowacji. Na opisywanym obszarze wyróżniono pięć łusek tektonicznych (od północnego wschodu na południowy zachód): • łuska Kiczery, • łuska Wołosania-Chryszczatej-Wielkiej Rawki (Ślączka 1971), • łuska Góry Kamiennej, • łuska Paportnej (Ślączka 1971), • łuska Stużicy (Lesko i in. 1960). Łuska Kiczery stanowi brzeżny element tektoniczny jednostki du kielskiej, nasunięty na jednostkę przeddukielską na obszarze od NE sto ków Małej Semenowej po przełęcz Beskid. Występuje ona na obszarze Polski na długości ok. 7 km. Jest zbudowana z silnie zredukowanych warstw łupkowskich (10-50 m) i ciśniańskich (0-200 m) oraz pełniej roz winiętych warstw z Majdanu (do 150 m) i warstw hieroglifowych (do ok. 300 m). W strefie nasunięcia na powierzchni występują warstwy hie roglifowe lub warstwy ciśniańskie. Na NW od potoku Kańczowa łuska Kiczery jest rozdzielona drugorzędnym złuskowaniem na dwie części. Niższa część, zbudowana z warstw ciśniańskich jest nasunięta na jednost kę przeddukielską. Na NE stokach Chrestów oraz dalej na NW szerokość wychodni łuski Kiczery wyraźnie się zmniejsza. Na tym obszarze budują ją silnie zredukowane i złuskowane pakiety warstw ciśniańskich i hieroglifo wych lub jedynie warstw hieroglifowych. Łuska Chryszczatej-Wołosania-Wielkiej Rawki (Ślączka 1971) sta nowi brzeżny element nasuwający się stromo na jednostkę przeddukiel ską (ryc. 19). Jest to jednocześnie największy element tektoniczny w pol skiej części jednostki dukielskiej (Ślączka 1971). Na opisywanym obszarze granica tego nasunięcia przebiega na północnych stokach Działu, Małej i Wielkiej Rawki oraz Wielkiej i Małej Semenowej. W części wewnętrznej łuska ma charakter głębokiej synkliny (synklina Mocząrnego), ze zredu kowanym tektonicznie skrzydłem południowo-zachodnim. U czoła nasu nięcia występują silnie zbrekcjowane warstwy łupkowskie (ok. 150 m cał kowitej miąższości) oraz warstwy ciśniańskie (do 1250 m). W wewnętrz nej części łuskę tworzą warstwy z Majdanu (150-220 m) oraz warstwy hieroglifowe (510-1070 m). Łuska Góry Kamiennej stanowi niewielki element tektoniczny na ob szarze Polski, o rozciągłości w jej granicach ok. 5 km i szerokości do 1 km. Stanowi on złuskowane południowo-zachodnie skrzydło antykliny Chrysz- czatej-Wołosania-Wielkiej Rawki. Łuska nasuwa się stromo na warstwy hieroglifowe tegoż fałdu serią gruboławicowych piaskowców z Wielkiej Rawki. Wewnętrzną część łuski budują stromo zapadające warstwy hie roglifowe z cienkim pakietem piaskowców z Wielkiej Rawki oraz war stwy z Majdanu. Łuska Góry Kamiennej jest ograniczona na zachodzie sw JEDNOSTKA DUKIELSKA Z LU

Ryc. 19. Przekrój geologiczny przez jednostkę dukielską w rejonie grzbietu Działu. dyslokacją o kierunku SW-NE ze zrzuconym skrzydłem NW, natomiast kontynuuje się na wschodzie na obszarze Ukrainy i Słowacji. Łuska Paportnej (ryc. 14) ma na opisywanym obszarze charakter sil nie złu skowanej anty kliny, z częściowo zachowanym skrzydłem południo wo-zachodnim i jest nasunięta ku NE wdłuż kilku stromo nachylonych powierzchni w obrębie warstw ciśniańskich. Jej szerokość zmniejsza się wyraźnie z NW na SE, do 300 m przy granicy ze Słowacją, wskazując jednocześnie na zanurzanie się osi fałdu. Silnie zredukowane warstwy ciśniańskie (100-400 m) oraz pełniej wykształcone warstwy z Majda nu (100-150 m) stanowią główne człony tego elementu tektonicznego na tym obszarze. Łuska Stużicy (Lesko i in. 1960) stanowi na obszarze Polski nie wielki element tektoniczny o rozciągłości ok. 2 km i szerokości do 1 km. Nasuwa się ona ku północy serią gruboławicowych piaskowców z Wiel kiej Rawki (dolny pakiet) wzdłuż powierzchni o biegach skręcających od 80° na zachodzie do 135° na wschodzie. Łuska ma na opisywanym obszarze charakter zamykającej się ku NW syn kliny ze stromo ustawiony mi warstwami. Buduje ją seria warstw hieroglifowych o miąższości oko ło 150-200 m, lokalnie z pakietem drugiego (wyższego) poziomu pia skowców z Wielkiej Rawki. Na obszarze Słowacji syn kii na zanurza się, a w jej przegubie występują młodsze ogniwa warstw hieroglifowych. W obrębie opisanych jednostek tektonicznych występuje kilka du żych poprzecznych stref uskokowych, złożonych z uskoków kulisowych. Największą z nich jest strefa dyslokacyjna Moczarnego, wzdłuż której następuje zmiana kierunków strukturalnych w łusce Chryszczatej-Woło- sania-Wielkiej Rawki. Drugi duży system stanowi strefa dyslokacyjna Kańczowej rozdzielająca obszary o różnej budowie w obrębie łuski Kiczery i przechodząca do bardziej wewnętrznej łuski.

Osady czwartorzędowe

Na sfałdowanych skałach fliszowych w wielu miejscach leży pokry wa młodych osadów stokowych i rzecznych. Są one zaliczane do czwar torzędu, choć nie można wykluczyć obecności zwietrzelin z najmłodsze go trzeciorzędu w miejscach, gdzie zachowane są najstarsze fragmenty rzeźby. Najbardziej powszechne typy osadów czwartorzędowych to aluwia i pokrywy gliniasto-rumo^^gg^yy najwyższych partiach grzbietów 45 zalegają duże płaty grubego rumoszu skalnego, w dużym stopniu przy krytego już darnią. Torfy, choć zajmują niewielką część obszaru, są wyjąt kowo obfite, jak na Karpaty Fliszowe. Sporadycznie występują martwice wapienne. Osady rzeczne rozmieszczone są w dnach dolin. Najbliżej koryt wy stępują osady najmłodsze, a osady starsze zachowane są fragmentarycz nie w pokrywach dawnych teras rzecznych; im są starsze, tym wyżej leżą nad poziomem obecnego koryta. Stare pokrywy aluwialne, zalegające na zboczach dolin, wystawione były na długie oddziaływanie procesów wietrzenia. Piaskowce, będące podstawowym tworzywem żwirów, łatwo ulegały wietrzeniu. W efekcie, najstarsze pokrywy aluwialne są dziś trudne do rozpoznania jako dawne żwirowiska; zachowały się przeważnie w postaci piaszczystych glin z po jedynczymi, większymi, silnie zwietrzałymi otoczakami. Stopień zwietrze nia starych pokryw nie jest w prosty sposób proporcjonalny do ich wieku. W miejscach o większym zawilgoceniu podłoża lub w sąsiedztwie torfo wisk, czyli tam gdzie ułatwiona była wymiana składników przez krążenie roztworów lub gdzie roztwory były bardziej agresywne chemicznie, sto pień zwietrzenia żwirów jest większy. W okolicy Wetliny niepewne ślady starych pokryw żwirowych stwierdzono na wysokości ponad 40 m nad korytem Wetlin ki. W Bieszczadzkim Parku Narodowym najstarsze pokry wy aluwialne występują na wysokościach 20-35 m nad poziomem rze ki w Tarnawie Wyżnej i Tarnawie Niżnej nad Sanem, oraz w Moczarnem, Wołosatem (do 8 m miąższości), Ustrzykach Górnych (do 8 m miąższości) i Bereżkach w zlewni Wołosatego. Na podstawie analogii do innych ob szarów Karpat, za Starklem (1965) przyjmuje się, że pokrywy te są po zostałością nagromadzeń żwirów na poziomach den dolinnych z okre su zlodowacenia południowopolskiego. Za związane wiekowo ze zlodo waceniem środkowopolskim uważa się słabo zachowane resztki teras aluwialnych na wysokościach ok. 10-15 m nad poziomem rzeki. Wy stępują one wąskim nieciągłym pasem w dolinie górnego Sanu (do 6 m szerokości przy ujściu potoku Halicz), w Wetlinie (do 5 m), w Wołosatem koło Przełęczy Beskid (3-5 m), w Pszczelinach (2 m), w Brzegach Gór nych. W wielu miejscach aluwia tej terasy przykryte są glinami zboczowy mi. Osady aluwialne z okresu zlodowacenia północnopolskiego budują terasy o powierzchniach położonych ok. 6-10 m i ok. 5 m nad pozio mem rzeki wzdłuż większości potoków. Do poziomu wyższej z tych teras nawiązują największe stożki napływowe potoków: Roztok (miąższość żwi rów do 9 m), Bystrego w Mucznem (do 8 m), dopływu Wołosatego spod Widełek (ponad 5 m), Terebowca (ponad 3 m). Poza stożkami żwiry tej terasy mają do 4 m miąższości w dolinie Sanu i ok. 0,5-2 m w dolinach mniejszych potoków. W niższym poziomie terasy z tego okresu wystę puje 0,5-3 m żwirów. Poziom ten przypisuje się schyłkowi zlodowacenia północnopolskiego, jego stropowe osady są lokalnie nadbudowane osadami jeszcze młodszymi. Żwiry obu teras są miejscami zwietrzałe, mają ponadto zróżnicowane uziarnienie, są słabo obtoczone, częste są w nich soczewki piasku i mułu. Holoceńskie osady rzeczne tworzą trzy terasy: niską (4-5 m nad po ziomem rzeki), nadzalewową (3-5 m) i zalewową (0,5-3 m). W profilu najmłodszej terasy (0,5-3 m) zaznaczają się wyraźnie dwie części: war stwa dolna żwirowa i górna złożona z mułków piaszczystych. Na pogra niczu żwirów i mułków występują licznie nagromadzone szczątki roślinne (fragmenty pni, korzenie, gałęzie, liście, z domieszką węgla drzewnego). Warstwa tych szczątków wydaje się być kopalnym zapisem okresu loka cji wsi i początków gospodarki rolnej w dorzeczu górnego Sanu w XV i XVI wieku (Kukulak 2004b). Do osadów czwartorzędowych należą też osady naturalnych i sztucz nych zbiorników zaporowych, torfy i gliniasto-rumoszowe pokrywy zboczowe. Te typy osadów są dokładniej opisane w dalszej części książki, przy okazji omawiania form rzeźby, z którymi są związane.

Obiekty geologiczne związane z genezą serii skalnych

Piaskowce otryckie

Piaskowce otryckie są w warstwach krośnieńskich elementem wtrą conym, różnią się istotnie od typowych piaskowców tych warstw. Osa dzone zostały przez prądy zawiesinowe spływające z południa i południo wego wschodu, z przeciwnych kierunków niż spływy, z których powstały typowe piaskowce krośnieńskie. Materiał do typowych piaskowców kro śnieńskich pochodził z obszaru położonego po północnej stronie base nu sedymentacyjnego i na zachód od miejsca, gdzie się osadził. Obszar ten należał do południowego brzegu paleozoicznej platformy zachod nioeuropejskiej. Materiał do piaskowców otryckich pochodził z obsza rów po południowej stronie basenu, na wschód od miejsca osadzenia. Dostawa materiału piaszczystego do tej części basenu sedymentacyj nego z różnych kierunków wskazuje, że znajdowała się tu najniższa część dna basenu, u podnóża stoków podmorskich opadających z obu stron do wydłużonej rynny, biegnącej równolegle do dzisiejszego wydłużenia fałdów i pasm górskich. Dokładne porównanie profili warstw w poszcze gólnych skrzydłach fałdów centralnej depresji (Kuśmierek 1981) wskazuje, że na dnie basenu istniały już wtedy obniżenia równoległe do tego głów nego kierunku. To częściowo dzięki tym nierównościom dna, a częścio wo dzięki ścięciom tektonicznym, odpowiadające sobie serie warstw w południowo-zachodnich skrzydłach synklin są parokrotnie cieńsze niż w skrzydłach północno-wschodnich. Spływające do basenu z różnych kierunków prądy zawiesinowe dostarczały materiał o różnym składzie mineralnym. Piaskowce otryckie są średnio- i gruboziarniste, niekiedy zlepieńcowate (o ziarnach ponad 2 mm średnicy), bogate we frakcję mułową, silnie scementowane wap- nistym spoiwem, stalowo-szare. W ich składzie występuje urozmaicony zestaw minerałów i okruchów skalnych. Oprócz różnych odmian kwar cu pod mikroskopem rozpoznawalne są ziarna skaleni, mik, mułowców, kwarcytów, łupków metamorficznych, skał węglanowych. W czasie osa dzania piaskowców otryckich bardziej wewnętrzne części basenu pod legały już fałdowaniu, a lokalnie wypiętrzaniu i erozji. Pierwotnym źró dłem tego materiału mogły być widoczne dziś w Karpatach Bukowińskich Ukrainy i Rumunii płaszczowiny złożone z metamorficznych i osadowych skał paleozoiku i mezozoiku, w znacznym stopniu wynurzone wtedy nad poziom morza, przykryte płaszczem eoceńskich skał fliszowych po wstałych z ich niszczenia i lokalnie płytkomorskimi wapieniami późne go eocenu i być może oligocenu. Odrębność piaskowców budujących główne pasma Połonin zauwa żył już Opolski (1935) i zaproponował dla nich nazwę piaskowców halickich, ale nazwa ta nie przyjęła się w literaturze. Sikora (1959) zwrócił uwagę na kontrast między piaskowcami gruboławicowymi warstw kro śnieńskich po obu stronach linii nasunięcia przebiegającej u północno- wschodniego podnóża pasma Otrytu. Piaskowce budujące pasmo Otry- tu i grzbiety Pasma Połonin nazwał piaskowcami z Otrytu. Zasięg tych piaskowców w polskiej części Bieszczadów jest wyznaczony od NE przez wspomnianą linię nasunięcia. Ku NW zwarte pakiety piaskowców otryc kich sięgają doliny Osławy, a pojedyncze warstwy piaskowców tego typu są jeszcze rozpoznawalne w dolinie Wisłoka. W geologicznej literatu rze ukraińskiej piaskowce te nie są odróżniane od pozostałych piaskow ców gruboławicowych warstw krośnieńskich; piaskowce o cechach otryc kich występują jednak jeszcze w przełomie Latoricy przez SE zakończenie pasma Pikują. Rye. 20. Cechy charakterystyczne piaskowców otryckich. A - Hieroglify w postaci podłużnych grzbietów prądowych ze strukturami łuskowymi na po wierzchni grubej ławicy piaskowca otryckiego; dolina potoku Roztoki w Tarnawie Niżnej. B - Struktury pogrązowe na spągu ławicy piaskowca otryckiego w Sękowcu, powstałe w wyniku grzęźnięcia półpłynnego pia sku w niżej leżącym mule Rye. 21. A - Rozsypujący się porwak sedymentacyjny łupku w piaskowcu otryckim w kamieniołomie w Sękowcu. B - Konkrecja cementacyjna z piaskow ców otryckich w korycie Wołosatego w pobliżu ujścia do Sanu. Widocz na charakterystyczna szyjka zakończona powierzchnią oderwania Pojedyncze ławice piaskowców otryckich mają od kilkudziesięciu centymetrów do kilkunastu metrów miąższości, najczęściej od jednego do paru metrów. Zwarte pakiety otryckie są bardzo niestałe obocznie - cie nieją i wyklinowują się, a także rozdzielają. W wyniku tego ilość i gru bość pakietów różnią się znacznie nawet w przekrojach wzdłuż poto ków odległych od siebie o niespełna kilometr, np. na północnych stokach pasma Połoniny Caryńskiej. Spągi (dolne powierzchnie) ławic piaskowców otryckich pokryte są przeważnie hieroglifami, rzadziej gładkie. Hieroglify (patrz Dżułyński 2001) są przeważnie utrwalonymi w piaskowcach odlewami dna morskiego, często z zachowanymi śladami erozji spowodowanej przez prąd zawie sinowy osadzający warstwę piasku (obecnie zachowaną w postaci pia skowca). Wśród hieroglifów spotykamy odlewy zagłębień wytworzonych przez wiry prądu zawiesinowego i ślady przedmiotów unoszonych tym prądem (kości ryb, grudki osadu, fragmenty drewna). Spotyka się też śla dy penetracji osadu przez organizmy poruszające się pod dnem morskim (por. rye. 8C). Najbardziej charakterystycznym typem hieroglifów w pia skowcach otryckich są podłużne grzbiety prądowe z nałożonymi struk turami łuskowymi (rye. 20A, Dżułyński 2001). Częste są ślady wleczenia i jamki prądowe. Hieroglify na ławicach piaskowców otryckich wyróżniają się dużymi rozmiarami, ich relief nierzadko osiąga kilkanaście centyme trów. Odczytane z hieroglifów kierunki prądów zawiesinowych są prze ciwne niż w typowych piaskowcach krośnieńskich - z południa i połu dniowego wschodu. Spągi wielu ławic są zdeformowane przez struktury pogrązowe (rye. 20B). Na spągach ławic piaskowców otryckich widocz ne są niekiedy ślady żył piaskowcowych, które wybiegały z piaskowców w niżej leżące łupki. Głębokie wcięcia erozyjne na granicach warstw piaskowców otryc kich są zapewne dość częste w serii otryckiej, ale rozmiary odsłonięć są na ogół zbyt małe, by te struktury obserwować. W korzystnej odkrywce obok płytowego wodospadu w górnym biegu potoku Kostywskiego daje się prześledzić wcięcie erozyjne o widocznej (czyli minimalnej) głęboko ści siedmiu metrów. Struktura wewnętrzna ławic piaskowców otryckich jest najczęściej bezładna, z nieregularnymi smugami i soczewkami grubszych ziarn. W wielu ławicach widać uziarnienie frakcjonalne, czyli stopniowe drob nienie ziarn ku górze, czasem powtarzające się parokrotnie w jednej ławicy. W zwietrzałych wychodniach piaskowców otryckich w skałkach grzbietowych zaznacza się gdzieniegdzie oddzielność wzdłuż niewyraź nej laminacji płaskiej, falistej (na grzbiecie Krzemienia) lub konwolutnej. W stropowych częściach grubszych ławic występują w wielu miejscach spłaszczone, zaokrąglone fragmenty łupków o rozmiarach kilku, rzadziej kilkudziesięciu centymetrów; często widoczne są już tylko okrągławe pustki po wypadnięciu okruchów łupkowych (ryc. 21 A). W obrębie ławic widoczne są niekiedy duże elipsoidalne lub niemal kuliste konkrecje, w obrębie których piaskowiec jest szczególnie silnie scementowany (ryc. 21B). W odsłonięciach na grzbietach i zboczach strefa zwietrzała piaskow ca otryckiego, w której piaskowiec jest szarobeżowy, odwapniony i słabiej zwięzły, sięga na głębokość do kilkunastu centymetrów. Szaroniebieską lub stalową barwę świeżego piaskowca można zobaczyć jedynie w bar dzo świeżych podcięciach erozyjnych w korytach potoków. W nieczyn nych już kamieniołomach piaskowców otryckich w dolinach Terebowca, Mucznego, Nasiczniańskiego upływ dwudziestu-trzydziestu lat od za kończenia eksploatacji wystarczył, by powierzchnia piaskowców zmieni ła barwę na szarobeżową.

Osady osuwisk podmorskich z egzotykami

W oddziale otryckim warstw krośnieńskich występują grube pakiety osadów powstałych w wyniku dużych osuwisk podmorskich, które do starczyły na dno basenu, obok typowego materiału piaszczystego i muło wego, również bloki skał egzotycznych, czyli obcych serii skalnej, w której dzisiaj występują. W dolinie górnego Sanu, w zachodnim skrzydle synkliny Beniowej, warstwa osuwiskowa o miąższości ok. 40 m widoczna jest w niższej części profilu oddziału otryckiego na długości 8 km, od poto ku Szczołb poprzez potoki Negrylów, Syhłowaty, Halicz, Litmirz do Cze- remszanika, a także pod szczytem Opołonka od strony Żydowskiego Be skidu (ryc. 22A). Warstwa osadów osuwiskowych w najwyższej części pro filu oddziału otryckiego daje się śledzić w synklinie Ustrzyk Górnych przez blisko 15 km, od potoku Zakopaniec do potoku Kimakowskiego u pod nóża Połoniny Wetlińskiej (ryc. 22A). Osady osuwiskowe mają tu ok. 40 m, lokalnie do 200 m, miąższości. Podobna warstwa osuwiskowa z egzoty kami odsłania się też w strefie przeddukielskiej w dwu lewych dopływach górnej Wetlinki (ryc. 22A; Bąk i in. 2001). Osady osuwisk podmorskich w podobnej pozycji stratygraficznej i z podobnymi egzotykami znane są też w okolicach Baligrodu, koło Roztok Dolnych (Ślączka i Wieser 1962). Rye. 22. Egzotyki w utworach jednostki śląskiej i dukielskiej. A - Mapa rozmiesz czenia stanowisk egzotyków. B - Korelacja stratygraficzna warstwy z egzotykami w strefie przeddukielskiej (Bąk i in., 2001, zmienione) Profile warstw osuwiskowych w większości odsłonięć zaczynają się grubą na kilka metrów warstwą piaszczystego mułowca (rye. 23A) prze chodzącego ku górze w osad złożony głównie z pofałdowanych i poroz rywanych fragmentów warstw łupków, mułowców, dolomitów żelazi- stych i marglistych, rzadziej piaskowców. W warstwie tej tkwią też luźne muszle mięczaków (rye. 23B). W niektórych stanowiskach w tej masie mułowca występują bloki skał egzotycznych o wielkości do ok. 1 m, rzad ko większe. Są to najczęściej wapienie numulitowe (rye. 23D), muszlowe, mszywiołowe (rye. 23E), pelitowe (rye. 23C), łupki kwarcowo-chlorytowe, kwarcyty, marmury, onkoidy (kuliste skupienia) mszywiołowo-glonowe. Z rzadszych odmian skał znaleziono dwumetrowy płat bentonitu, konkre- cję septariową, blok mułowca z powłoką naciekową, piaskowce ze zwę gloną sieczką roślinną. W brzegu potoku Litmirz odsłania się płaski blok wapienia drobnoziarnistego o grubości ok. 2 m, który daje się prześle dzić w zboczu przez 120 m, aż po drogę na grzbiecie, dzięki masowemu występowaniu na powierzchni gleby okruchów wapiennych. Jest to naj większy egzotyk znaleziony dotychczas w Bieszczadach. Zbocze pokryte charakterystycznymi bladoniebieskimi okruchami wapienia dawna lud ność nazywała „Sine Kamienie" (por. Krukar 2003). Oprócz skał egzotycz nych występują też bloki skał fliszowych: ciemnych łupków typu menilitowego, piaskowców, zlepieńców, zielonych łupków. Bloki skał egzotycznych są cenne dla geologów jako „próbki" skał z lądu obrzeżającego basen. Egzotyki w Bieszczadach znane są od drugiej połowy XIX wieku i były przedmiotem rozbieżnych interpretacji. Genezę warstw z egzotykami wyjaśnił A. Ślączka (1961) na podstawie stanowisk w Bukowcu nad potokiem Halicz i w jego okolicy. A.K. Tokarski (Moch- nacka, Tokarski 1972) znalazł egzotyki w potoku Zakopaniec. W ostat nich latach w trakcie kartowania geologicznego stwierdzono, że warstwy z egzotykami występują w obrębie warstw z piaskowcami otryckimi i opisano ich stanowiska od potoku Szczołb po Czeremszanik w dolinie Sanu i od Zakopańca po Wetlinę. Stan odkrywek dość szybko się zmie nia, tak, że znana od ponad siedemdziesięciu lat, znakomita niegdyś od krywka w Bukowcu, była w ostatnich latach niemal całkowicie zarośnięta. Najlepsze odsłonięcia warstw osuwiskowych można obserwować w po toku Wołosatym w Ustrzykach Górnych, w Prowczy i w potoku Hłubokim w Brzegach Górnych, a zanikają, świetne w latach 90., odkrywki w poto ku Negrylów. Obfite znaleziska małży, ślimaków, otwornic wskazują na górnoeo- ceński lub dolnooligoceński wiek tych osadów, podobnie jak w przypad ku osadów osuwiskowych z Roztok Dolnych koło Baligrodu (Wójcik 1905; Rye. 23. Przykłady egzotyków w utworach jednostki śląskiej. A - Fragment 40-metrowej warstwy ciemnych mu łowców i łupków mułowcowych z blokiem łupku krystalicznego mikowo-kwarcowego; potok Negrylów. B - Muszle oligoceńskich ostryg, przetransportowane z szelfu zbiornika morskie go razem z blokami skał egzotycznych w czasie spływu osuwiskowego; koryto potoku Halicz w Bukowcu. C - Egzotykowy blok wapienia peli- towego w Berehach. D - Fragment egzoty ko wego wapienia numulito- wego; widok spod mikroskopu w świetle przechodzącym; n - otwornica bentosowa z rodzaju Nummulites; blok wapienia ze stanowiska w strefie przeddukielskiej (Bąk i in., 2001). E - Fragment egzotykowego wapienia otwornicowo-mszywiołowego; widok spod mikroskopu w świetle przechodzącym; o - otwornica, s - juwenilny ślimak; blok wa pienia ze stanowiska w potoku Negrylów Rye. 24. A - Żyły piaskowcowe na spągu ławicy piaskowca w potoku pod ka mieniołomem w Nasicznem. B - Hieroglif pierzasty na powierzchni żyły piaskowcowej w Ustrzykach Górnych. Krach, Liszka 1961; Haczewski i in. 1998, 2001). Szczegółowe badania serii egzotykowej w strefie przeddukielskiej wskazują, że należy ona do poziomu NP24 lub NP25 (Bąk i in. 2001; rye. 22B).

Żyły piaskowcowe

Do ciekawych struktur sedymentacyjnych, powstałych już po osa dzeniu warstw, należą intruzje klastyczne w postaci żył piaskowco wych. Żyły piaskowcowe znane są z serii skalnych różnego wieku i różnej genezy. Rozmaita jest też geneza samych żył. Z oligoceńskich osadów Karpat polskich żyły piaskowcowe opisali jako pierwsi Dżułyński i Ra domski (1957). Żyły piaskowcowe obserwowane w Bieszczadach mają cechy wska zujące na ich powstanie w wyniku upłynnienia silnie zawodnionego piasku. Zawodniony piasek może nabrać własności płynu, gdy ciśnienie wody znajdującej się pomiędzy ziarnami przewyższy ciśnienie Izostatycz ne, czyli wywołane ciężarem nadległych skał. Gdy ziarna piasku osiadają pod wpływem ciężaru nadległych warstw, maleje objętość porów pomię dzy tymi ziarnami. W piasku ograniczonym osadami trudno przepuszcza jącymi wodę, np. iłami, zmniejszenie objętości prowadzi do wzrostu ciśnie nia wody. Przy wzroście ciśnienia może dojść do stanu, w którym to woda, a nie ziarna piasku, przejmuje ciężar nadległych osadów, które zaczyna ją spoczywać na swoistej poduszce hydraulicznej. Piasek może stracić wtedy spoistość i wraz z wodą zachować się jak płyn. Dalszy wzrost ci śnienia może doprowadzić do rozerwania przykrywającej piasek warstwy nieprzepuszczalnej. Upłynniony osad gwałtownie wdziera się w rozwiera jącą się szczelinę i wypływa ku górze powstałym w ten sposób kanałem do chwili, gdy pozbawione nadmiaru wody nawodnione warstwy pia sku odzyskają stabilność. Może to nastąpić po wypłynięciu nadmiaru wody z pozostawieniem znacznej części piasku lub też dopiero po wypłynię ciu znacznej części upłynnionego osadu. Upłynnienie osadu może być ułatwione, gdy wodzie towarzyszą znaczne ilości metanu. Ubytki powsta łe wskutek ucieczki upłynnionego osadu mogą być trudne do zauważe nia w profilu osadów. Najbardziej widocznym śladem procesów upłynnie nia i ucieczki osadu w osadach fliszowych są właśnie żyły piaskowcowe - wypełnione piaszczystym osadem szczeliny, którymi wydobywał się upłyn niony osad. Intruzje upłynnionego piasku mogą przeciąć warstwy mułu niedługo po jego osadzeniu, gdy ciężar nadkładu jest jeszcze stosunko wo niewielki. W takim wypadku biegnące poprzecznie do warstw żyły piaskowe ulegają pofałdowaniu, gdy grubość przecinanych przez nie warstw nawodnionego mułu maleje wskutek kom pa kej i (osiadania). Sto pień pofałdowania poprzecznych do warstw żył piaskowcowych pozwa la zatem ocenić w jakim stadium kompakcji powstała żyła. Żyły obser wowane w warstwach krośnieńskich Bieszczadzkiego Parku Narodowe go i jego otoczenia są na ogół słabo zdeformowane przez kom pa keję, czyli powstały stosunkowo późno, gdy kom pa keja osadów była już dość zaawansowana. W Ustrzykach Górnych w skałach oddziału otryckiego widoczne są ponadmetrowe żyły piaskowca otryckiego ukośnie przecinające zespół cienkich warstw piaskowców i łupków. Pomiędzy żyłami zachowany jest wąski płat ukośnie ściętych warstw łupków i piaskowców. W odsłonię ciu widać głównie piaskowce, przez co na wcześniejszej mapie geolo gicznej ich położenie jest pokazane jako położenie warstw. Na odsło niętej powierzchni jednej z żył widoczne są charakterystyczne hieroglify pierzaste, wskazujące na kierunek ruchu upłynnionego piasku w czasie powstawania żyły (rye. 24B). W poziomie wapienia z Zagórza i zaraz powyżej niego znaleziono żyły piaskowcowe przecinające te same war stwy w wielu odległych stanowiskach: koło słupka granicznego nr 300 w Dźwiniaczu Górnym, w okolicy Dwernika i w Dydiowej. Wystąpienie większej ilości żył w tych samych warstwach na rozległym obszarze su geruje, że powstały one jednocześnie, zapewne w wyniku wspólnej przy czyny, najprawdopodobniej wstrząsu sejsmicznego. W Dydiowej wystę puje w tym poziomie unikalna żyła piaskowcowa wewnątrz ławicy pia skowca. Byłaby nie do odróżnienia od ławicy, którą przecina, gdyby nie hieroglify pierzaste na jej ścianach ujawnione na powierzchniach blo ków skalnych odpadłych od ściany. Nieco innego typu żyły widoczne są na spągach niektórych ławic masywnych, bezstrukturalnych piaskowców otryckich. Żyły te powstały w wyniku intruzji upłynnionego piasku w ilaste dno pod upłynnioną ławi cą, być może natychmiast po jej osadzeniu. Przykład takich żył widoczny jest na bloku skalnym w korycie potoku Nasiczniańskiego pod nieczynnym kamieniołomem (rye. 24A). W środkowej części oddziału otryckiego w wielu profilach znaleziono nieregularne spłaszczone skupienia dolomitu żelazistego poprzecinane żyłami piaskowcowymi. Warstwy widoczne dzisiaj jako dolomity żelaziste powstały zapewne w wyniku szybkiej lityfikacji i częściowej dolomityzacji mułów węglanowych bogatych w materię organiczną i rozproszone siarcz ki żelaza. W wyniku osuwisk podmorskich częściowo zlityf i kowane war stwy dolomitu były przemieszczane po stoku podmorskim wraz z upłyn nionym osadem, z którego powstała masywna ławica piaskowca otryckiego. Pęknięcia w porozrywanych płatach dolomitu żelazistego wypełnio ne są w formie żył materiałem piaszczystym z otaczającej warstwy.

Wirówce

W warstwach przejściowych strefy przeddukielskiej występują oso bliwe, silnie scementowane krzemionką skupienia drobnoziarnistego piaskowca lub mułowca o wielkości od kilku do kilkunastu centymetrów (rye. 25A i B). Zostały one opisane po raz pierwszy przez Dżułyńskiego i in. (1957) z warstw przejściowych w przełomie Wisłoka koło Beska i nazwane wirowcami. Kształty wirowców są owalne, wrzecionowate lub cylindryczne. Naj dłuższa oś jest najczęściej stromo skośnie ustawiona w stosunku do warstwowania, przy czym pochylenie osi jest często podobne we wszyst kich wirowcach obserwowanych w jednej warstwie w danym odsłonię ciu. Materiałem większości wirowców jest drobnoziarnisty piasek lub pył kwarcowy silnie scementowany krzemionkowym spoiwem. W wielu wi rowcach występuje widoczna domieszka złocistego pirytu ułożonego zgodnie z powierzchniami warstwowania lub przy brzegach wirowca. Obserwowowano też formy, w których piryt tworzył centralny rdzeń wzdłuż osi wirowca. W preparatach mikroskopowych widać, że piryt roz rastał się wypierając i podstawiając inne składniki tak, iż spirytyzowane partie składają się z samego pirytu. Powierzchnie zewnętrzne wirowców pokryte są drobnymi zmarszczkami, ułożonymi równolegle do warstwo wania. Wirówce tkwią w warstwach ciemnych łupków, często typu menilitowego. Wirówce w strefie przeddukielskiej występują masowo w ciemnych łupkach warstw przejściowych w dolinach Wołosatki, Rzeczycy, Prowczy, Wetlinki (rye. 25A i B). Dzięki swej znacznej zwięzłości i odporności na ście ranie stanowią charakterystyczny składnik żwirów Wołosatego, Nasicz- niańskiego i Wetlinki, jeszcze wiele kilometrów w dół rzeki od strefy przeddukielskiej. Analogiczne struktury są praktycznie nieznane w litera turze z innych osadów kopalnych. Nazwa wirowców pochodzi od ich domniemanej genezy. Zdaniem Dżułyńskiego i in. (1957) powstały one jako skupienia materiału piasz czystego w wyniku ssącego działania wirów w prądach zawiesinowych o przewadze materiału drobniejszego - mułu i iłu. Proponowana gene za nie wyjaśniała w pełni kilku własności tych utworów. Kluczową wąt pliwością było to, czy laminacja w wirowcach przedłuża się w laminację w osadzie otaczającym. Trudno było to przejście dokładnie obserwować, Rye. 25. Ławica z wirowcami w warstwach przejściowych strefy przeddukielskiej. A, B - Wirówce w ławicy mułowca w korycie Wetlin ki powyżej schro niska PTTK. C - Przekrój przez wirowiec wraz z przyległym mułowcem; koryto potoku Wetlinka w Starym Siole Rye. 26. Warstwy wapieni kokolitowych. A - Wapień tylawski w drodze na prze łęczy pod Wierchem Wyżniańskim. B - Fragment wapienia jasielskie go w korycie potoku Halicz. C - Warstewki wapienia z Zagórza (z) w brze gu Sanu między Tarnawą Niżną a Dźwiniaczem Górnym gdyż silny kontrast spoistości między wirowcami a otaczającym osadem powoduje, że praktycznie niemożliwe jest wydobycie z odkrywki wirowca wraz z otaczającą skałą bez naruszenia ciągłości kontaktu. W dolinie Wetlinki udało się znaleźć fragmenty mułowców z wirowcami, które były na tyle silnie razem scementowane, że przetrwały transport rzeczny w ko rycie potoku. Wstępna analiza przekrojów przez te okazy wskazuje, że zawarte w nich wirówce mogą być konkrecjami cementacyjnymi - frag mentami takiego samego osadu w jakim się znajdują, silnie scementowa- nymi krzemionką w czasie wczesnej diagenezy. W wymienionych okazach warstwy zawierające wirówce mają struktury wewnętrzne silnie zaburzo ne, przez grzęźnięcie lub przez osuwiska podmorskie (rye. 25C).

Wapienie kokolitowe

Wśród fliszu warstw krośnieńskich, powstałego przez szybkie zasypy wanie basenu materiałem okruchowym z otaczających obszarów, częścio wo podlegających wypiętrzaniu i fałdowaniu, wyróżniają się wyglądem, składem i genezą cienkie warstwy wapieni kokolitowych. Są one osadem pelagicznym, czyli powstały z materiału wytworzonego w toni wodnej przez organizmy tam żyjące. W oligoceńskich osadach Karpat występuje kilka poziomów wapieni kokolitowych, z których trzy znane są na niemal całej długości łuku Karpat, od Karpat Południowych w Rumunii po Mora wy. Są to wapienie tylawskie w dolnej części profilu oligocenu oraz wapie nie jasielski i z Zagórza występujące dość blisko siebie w profilach, dato wane na pogranicze dolnego i górnego oligocenu (ryc. 4). Poziom wapie ni tylawskich składa się z kilku do kilkunastu warstw laminowanych wa pieni o grubościach do paru centymetrów. Warstwy mają grubość do ok. 2 cm i składają się z grubszych lamin czysto wapiennych i ciemniejszych lamin z niewielką domieszką iłu, materii organicznej i mikrokrystaliczne go pirytu. Na powierzchni przełamu wyraźnie widoczna jest cienka laminacja, a wapień ma barwę niebieskawą lub lekko fioletową. Zwietrzałe fragmenty są białe. W odsłonięciach wapień jest na ogół lekko zwietrzały i łatwo rozpada się wzdłuż powierzchni laminacji na płytki. Na powierzch niach płytek bardzo liczne są szkielety ryb, najczęściej parocentymetro- we, rzadko większe. Wapienie tylawskie należą do poziomu stratygraficz nego NP23. Jedyne stanowisko tego wapienia w rejonie Bieszczadzkie go Parku Narodowego występuje na Przełęczy Pod Wierchem Wyżniańskim (ryc. 26A), gdzie niszczone jest przez zabiegi związane z utrzymaniem parkingu i drogi do schroniska. Poziom wapienia jasielskiego składa się z kilku do dwudziestu kilku warstw wapienia, przeważnie cienko laminowanego, o grubościach naj częściej paru centymetrów, czasem grubszych. Suma miąższości warstw wapienia laminowanego w poziomie wapienia jasielskiego sięga 26 cm, tyle też ma pojedyncza warstwa wapienia w profilach, gdzie poziom wa pienia nie jest przedzielony warstwami innych osadów. Wapień jasiel ski jest w przeważającej części cienko laminowany (rye. 26B), ale laminacja jest nieco mniej regularna niż w wapieniu tylawskim, a sam wapień zawiera mniej domieszek. Jasne i ciemne laminy w preparatach mikrosko powych widoczne są jako warstewki ułożone z gruzełków wapiennych, na przemian grubszych (jasne laminy) i drobniejszych (ciemne laminy). Laminy w przekrojach poprzecznych wapienia jasielskiego układają się w charakterystyczne wzory i dają się korelować na duże odległości, jak dotąd do 240 km. Ponieważ rytmiczne laminy w tego typu w osadach pelagicznych interpretuje się jako zapis zmian sezonowych, korelacja po jedynczych lamin w wapieniu jasielskim pozwala na porównanie wieko we odległych profili z dokładnością do jednego roku, co jest unikalną sytuacją w utworach fliszowych. Korelacja lamin pozwoliła na rozpozna nie w osadach poziomu wapienia jasielskiego zaburzeń wywołanych wstrząsami sejsmicznymi i na ocenę sejsmiczności basenu sedymenta cyjnego warstw krośnieńskich w czasie osadzania wapienia jasielskiego (Haczewski 1996). Na powierzchniach oddzielności płytek wapienia ja sielskiego widoczne sa doskonale zachowane skamieniałości ryb, dość liczne, ale nie tak powszechne jak w wapieniu tylawskim. Stan zacho wania ryb jest wyjątkowy wśród ryb kopalnych. Jerzmańska (1960) roz poznała u ryb w wapieniu jasielskim m.in. gruczoły świetlne na skórze i przewody pokarmowe. Oprócz ryb na powierzchniach lamin wapienia jasielskiego spotyka się plechy wodorostów morskich, rzadziej inne ska mieniałości. Powyżej wapienia jasielskiego występuje poziom wapienia z Zagórza. Odległość pionowa w profilu między tymi poziomami wynosi ok. 150 m w Bukowcu i Dydiowej. Poziom wapienia z Zagórza jest cieńszy, łączna grubość warstewek wapiennych nie przekracza 10 cm, a sam wapień jest pozbawiony cienkiej, rytmicznej sezonowej laminacji. Kilkumilimetrowe warstewki (rye. 26C) mają na ogół jednorodną budowę, ale w przekro ju grubszych warstw zaznaczają się mniej lub bardziej wyraźnie rozgra niczone smugi ciemniejsze i jaśniejsze. Najbardziej charakterystyczna w poziomie wapienia z Zagórza jest warstewka wapienna o grubości do 4 cm, z charakterystycznym układem kilku ciemnych i jasnych smug oraz z powierzchnią oddzielności, rozpoznawalna w odległościach do 550 km, od okolic Sanoka do doliny rzeki Buzau na południu Karpat Rumuń skich (por. Haczewski 1989). Wapień jasielski i wapień z Zagórza należą do poziomu stratygraficznego NP24. Pomiędzy poziomami wapienia jasielskiego i z Zagórza w kilku sta nowiskach w Karpatach odnotowano obecność bardzo cienkiego, nie nazwanego pośredniego poziomu wapiennego. Jedyny odsłonięty obec nie profil w polskich Karpatach, gdzie wszystkie trzy poziomy występują w nie zaburzonym profilu znajduje się w korycie potoku Halicz w Bukow cu. Widoczna jest tu pięciomilimetrowa warstewka wapienia laminowa nego o charakterystycznej dla tego poziomu strukturze złożonej z naprze- mianległych lamin czystego wapienia i wapienia marglistego. Wszystkie trzy poziomy są też możliwe do zaobserwowania w dobrym odsłonię ciu w Bukowcu nad Solinką, ale tam są przedzielone uskokiem. Wapień jasielski w Bieszczadzkim Parku Narodowym znany jest z od słonięć w obu skrzydłach synkliny Beniowej w Bukowcu, Beniowej i So kolikach (ryc. 5). W synklinie Dźwiniacza występuje w Dźwiniaczu Gór nym i Łokciu. Niepozorna wychodnia wapienia jasielskiego, o długości ok. 1 m, zachowała się w dolinie potoku Zwór pod Widełkami w wąskim klinie między dwoma uskokami. Wapień z Zagórza występuje w NE skrzydle synkliny Beniowej w Bukowcu i Beniowej, w synklinie Dźwinia cza w Dźwiniaczu Górnym i Łokciu. Opisane tu wapienie są zbudowane z kokolitów - kalcytowych ele mentów szkieletowych glonów planktonowych. Osady pelagiczne za zwyczaj gromadzą się bardzo wolno, toteż między kolejnymi epizoda mi prądów zawiesinowych na dnie gromadzi się warstwa osadu pelagicznego zbyt cienka, by była rozpoznawalna w zapisie geologicznym. Ta cienka warstwa słabo zwięzłego osadu na powierzchni dna jest zresz tą najczęściej usuwana przez kolejny prąd zawiesinowy, a jej materiał miesza się ze spływającym w zawiesinie osadem. W osadach fliszowych typowe osady pelagiczne zachowują się na ogół w takich seriach, gdzie prądy zawiesinowe spływały w odstępach czasu dość długich, by na dnie zgromadziła się grubsza warstwa osadu pelagicznego, która uchro ni się przed erozją i będzie rozpoznawalna w profilu osadów. Opisywa ne tu wapienie kokolitowe powstały w wyniku krótkotrwałych epizo dów wyjątkowo intensywnej sedymentacji pelagicznej. Tempo gromadze nia wapienia jasielskiego wynosiło około 40 cm/1000 lat, a zatem cały okres sedymentacji wapienia jasielskiego trwał krócej niż tysiąc lat. Tam, gdzie w ciągu tego okresu zeszły prądy zawiesinowe, warstwa wapie nia rozdzielona jest warstwami piaskowców i łupków, których ilość i gru bości zależą od ilości i objętości prądów zawiesinowych, które zeszły na daną część dna basenu morskiego. Tak więc jednowiekowe lamino wane wapienie pelagiczne, rozprzestrzenione na dużych obszarach Kar pat umożliwiają wyjątkowy wgląd w częstotliwość i rozkład przestrzenny prądów zawiesinowych. Cienkie poziomy pelagicznych wapieni kokolitowych z sezonową laminacją znane są na świecie, poza oligocenem Karpat, tylko z kilku wy stąpień w osadach jury i kredy. Współcześnie laminowany muł kokolitowy osadza się na dnie Morza Czarnego. Wapienie tylawskie i wapień jasielski są w wielu miejscach w Karpa tach przedmiotem intensywnej eksploatacji przez kolekcjonerów skamie niałości, nierzadko w celach komercyjnych. Warto to brać pod uwagę przy organizacji dostępu i ochrony w miejscach ich występowania.

Bentonity

Skałą o odmiennej genezie, wtrąconą wśród serii fliszowych, są też bentonity. Są to warstwy iłu powstałego przez osadzenie na dnie mo rza z popiołu wulkanicznego i jego późniejsze przeobrażenie w wyni ku oddziaływania składników wody morskiej. We fliszu oligoceńskim Karpat polskich znanych jest kilka warstw bentonitów lub tufitów (nie przekształconych w bentonit popiołów wulkanicznych). Niektóre z nich dają się zidentyfikować dzięki swoistym cechom składu mineralogiczne go i są ważnymi poziomami przewodnimi, pozwalającymi na dokładną korelację wiekową odległych profili. W Bieszczadach znane było jedno wystąpienie tufitu, w warstwach przejściowych w Brzegach Górnych. Koszarski i in. (1960) znaleźli tam 13-centymentrową warstwę zbentonityzowanego tufitu ze szczątkami roślin. Tufitu w tym miejscu nie udało się już później odnaleźć, pomimo dobrze odsłoniętego profilu warstw. Może to oznaczać, że obserwowana kiedyś warstwa szybko zanikała obocznie, najpewniej w wyniku erozji podmorskiej. Warstwę jasnobłękitnego zbentonityzowanego tufitu znaleziono też w jednym z dopływów potoku Ca ryńskiego spływają cych z Magury Stuposiańskiej. Warstwa ta ma 32 cm, jest w dolnej czę ści przedzielona niespełna centymetrową warstwą mułowca. Okruchy bentonitu wypłukiwanego z tej warstwy są rozpoznawalne w dnie po toku przez paręset metrów w dół od wychodni. Na przedłużeniu wy chodni, w sąsiednich potokach z dobrymi odsłonięciami nie znalezio no śladów bentonitu. Pozwala to sądzić, że ta warstwa również może być nieciągła w wyniku erozji podmorskiej. Dowodem, że podmorska ero zja bentonitów rzeczywiście miała miejsce jest płat bentonitu o grubo ści ok. 20 cm widoczny na długości ok. 2 m w warstwie osadów osuwi skowych z egzotykami w potoku Kostywskim. Sam płat bentonitu jest tam trudny do dostrzeżenia w dnie potoku, ale jego jasnobłękitne okruchy są widoczne w korycie na długości ok. 200 m w dół potoku. Popiół wulkaniczny w tych warstwach mógł pochodzić z południa, gdzie w oligocenie były już zapewne czynne ośrodki wulkaniczne łuku wulkanicznego na zapleczu karpackiej strefy subdukcji. W osadach oligo ceńskich bardziej południowych stref Karpat znanych jest więcej wystą pień tufów i bentonitów, co wskazuje na położenia źródeł materiału wulkanicznego. Na południowym skraju Karpat fliszowych w Słowacji i na Ukrainie występują duże masywy młodych skał wulkanicznych. Trze ba jednak pamiętać, że w oligocenie, przed ostatecznym sfałdowaniem i powstaniem nasunięcia dukielskiego, odległość do nich wynosiła co naj mniej ok. 200 km (por. Behrmann i in. 2000). Bentonity są jedynymi zna nymi w Bieszczadach przejawami działalności wulkanicznej związanej z powstawaniem górotworu karpackiego.

Obiekty geologiczne związane z deformacją tektoniczną serii fliszowych

Spękania i szczeliny uskokowe

W całej serii fliszowej bardzo liczne są spękania. Powszechnie wystę pują spękania ciosowe, tworzące regularny geometrycznie układ spękań (rye. 27A), związany z rozkładem naprężeń w deformowanych skałach. Spękania zagęszczają się w pobliżu powierzchni uskoków i nasunięć. Star sze systemy spękań są wypełnione krystalicznym kalcytem (CaC03) wy trąconym z krążących w skałach roztworów (rye. 27B i C). Kalcyt wypeł niający spękania widoczny jest w postaci mlecznobiałych lub kremowych żyłek. Niektóre żyłki kalcytowe zbudowane są z równoległe ułożonych włóknistych kryształów kalcytu. Te żyłki powstały w wypełnionych roztwo rem węglanu wapnia szczelinach rozwierających się stopniowo w trakcie wytrącania kalcytu, dlatego występują pospolicie w szczelinach uskoko wych i w ich sąsiedztwie. Można spotykać wśród nich żyłki z poprzeczny mi do włókien listewkami porozrywanego łupku, w którym rozwinęło się Rye. 27. Systemy spękań ciosowych: A - w cienkoławicowych piaskowcach warstw przejściowych, B, C - wypełnionych żyłkami kalcytu; wszystkie fotografie pochodzą z różnych stanowisk w dnie Wetlinki Rye. 28. A - Kalcyt żebrowy w szczelinie tektonicznej, złożony z pasm kalcytu włók nistego, przedzielonych mostkami otaczającego łupku. B - Tektoglif na powierzchni uskoku w piaskowcu otryckim w potoku Halicz w Bukow cu. Powierzchnia uskoku jest prostopadła do warstwowania. C - Usko ki w korycie Górnej Solinki w Moczarnem. W środku zdjęcia widoczny uskok o prostej, wąskiej szczelinie, w prawej części zdjęcia, między dwo ma blisko położonymi powierzchniami przesunięcia zawarty jest wą ski pakiet warstw silnie wychylonych z pierwotnego położenia Rye. 29. A - Szczotka kryształów kalcytu na ścianie szczeliny w piaskowcu warstw przejściowych w brzegu Wetlin ki powyżej Smereka. B - Powierzch nia szczeliny w piaskowcu z warstw przejściowych pokryta asfaltytem, kryształami kwarcu, tzw. diamentami marmaroskimi (q) oraz kryształa mi kalcytu (k). C - Drobne dwustronnie zakończone diamenty marmaro- skie ze strefy przeddukielskiej; kryształy pochodzą z doliny Wetlin ki Rye. 30. A - Romboidalna sieć spękań tektonicznych związanych z przegubem fałdu; pod wierzchołkiem Tarnicy. B - Wstęgi deformacyjne w piaskow cu otryckim w progu wodospadu w Nasicznem. spękanie, tworzące charakterystyczny pasiaty wzór tzw. kalcytu żebrowe go (rye. 28A). Niektóre powierzchnie szczelin uskokowych, wygładzone i pokryte równoległymi rysami, opisywane są jako lustra tektoniczne. Ich powierzchnie zaburzone są niekiedy nieregularnymi wypukłościami, tektoglifami. Niektóre tektoglify przypominają kształtem hieroglify ze spą gów ławic (rye. 28B). Powierzchnie uskoków zaznaczają się też obecno ścią brekcji, a w szczelinach największych uskoków obserwuje się pakiety warstw o miąższości kilku do kilkudziesięciu metrów, silnie odchylone od pierwotnego położenia przez ruch uskokowy (por. rye. 28C). W skrajnych przypadkach ruch wzdłuż uskoków prowadzi do powstania pozawija- nych żył włóknistego kalcytu i do powstania „otoczaków tektonicznych", czyli bryłek piaskowca zaokrąglonych i wygładzonych w trakcie przesuwa nia się mas skalnych. Niektóre spękania, najczęściej poprzeczne do generalnego kierunku struktur, są tylko częściowo wypełnione kalcytem, który tworzy na ścia nach szczotki krystaliczne mlecznego (do ok. 5 cm, rye. 29A), rzadziej bezbarwnego (do ok. 1 cm) kalcytu o regularnie wykształconych ścianach krystalograficznych. W wielu rozwartych spękaniach w strefie przeddukielskiej kryształy kalcytu są powleczone nalotem czarnego asfaltytu, w którym tkwią bezbarwne, czyste kryształy kwarcu o postaci słupa o dwustronnym piramidalnym zakończeniu i wielkości do ok. 4 mm (rye. 298). Te kryształki kwarcu, zwane „diamentami marmaroskimi" (rye. 29C; Tokarski 1905) są jedną z charakterystycznych atrakcji geolo gicznych Bieszczadów. Opisane tu utwory mineralne i organiczne powstały przez wytrąca nie ich na ścianach szczelin tektonicznych z krążących szczelinami zmine- ralizowanych roztworów wodnych (kalcyt i kwarc) oraz z ropy naftowej (asfaltyt). Kolejność ich nakładania się na siebie pozwala odtworzyć kolej ność krążenia różnych płynów. W pobliżu przegubów fałdów spękania w piaskowcach gruboławico- wych tworzą niekiedy systemy spękań równoległych do osi fałdu, przeci nających się pod ostrym kątem z wytworzeniem charakterystycznej rom boidalnej sieci (rye. 30A). W piaskowcach otryckich częste są drobne uskoki o typie tzw. wstęg deformacyjnych. Skałę przecinają dość gęsto rozmieszczone, nierówne powierzchnie uskokowe o zbliżonej orientacji i o wielkości przesunię cia od paru milimetrów do paru centymetrów (rye. 30B). Deformacje takie są uważane za wczesne stadium rozwoju uskoków i znane są z różnych serii porowatych piaskowców i z niezlityfikowanych piasków (por. Świer- czewska, Tokarski 1998). Wstęgi deformacyjne w piaskowcach otryckich mogą wskazywać, że piaskowce otryckie podlegały deformacji tekto nicznej jeszcze przed zakończeniem sedymentacji całej serii, przed pełną lityfikacją.

Elementy budowy geologicznej związane z krążeniem płynów w skałach

Wypływy ropy naftowej i gazu oraz ślady górnictwa

Karpaty fliszowe Galicji były obszarem, gdzie powstały pierwsze na świecie przemysłowe kopalnie ropy naftowej. Wydobycie ropy ze studni kopanych w Bóbrce koło Krosna zaczęło się w roku 1854. W pionierskim okresie poszukiwanie ropy i jej wydobycie nie ominęły także terenów dzisiejszego Bieszczadzkiego Parku Narodowego (patrz Augustyn 2000). Asumptem do poszukiwań były powierzchniowe objawy ropy i gazu, w miejscach, gdzie wydobywają się one na powierzchnię. Objawy po wierzchniowe były łatwiej i powszechniej znajdywane, gdy teren był za mieszkany i zagospodarowany, duże powierzchnie zajmowały pola upraw ne, zabudowa, drogi, czyli miejsca, gdzie nawet drobne wystąpienia, a nawet zapach ropy lub gazu nie umykały uwagi ludzi. Spośród znanych dawniej wystąpień ropy i gazu dzisiaj udaje się odnaleźć nieliczne, zwłasz cza najobfitsze. Na terenie Parku wypływ ropy w korycie potoku widoczny jest w pra wym dopływie potoku Halicz spływającym do polany Potasznia. Zapach ropy jest tam wyraźnie wyczuwalny nad potokiem, a w ciepłe dni między kamieniami na powierzchni wody w potoku widoczne są tęczowe plamy ropy. Na lewym brzegu potoku, na spłaszczeniu zbocza nad krawędzią wciosowej dolinki znajduje się kopana studnia o prostokątnym przekro ju z drewnianą cembrowiną. Studnia jest w znacznym stopniu zamulona i jej dno znajduje się obecnie na głębokości niespełna 5 m. Przy poru szeniu długim drągiem osadów na dnie studni, intensywnie wydobywają się stamtąd duże bąble palnego metanu (ryc. 31 A). O śladach ropy i poszukiwaniach w pobliżu domku myśliwskiego Potasznia wspominano już w XIX wieku. Poza Parkiem obfite wysięki ropy naftowej znajdują się w korycie potoku Wołosatego w Stuposianach (ryc. 31B). W korycie koło pra wego brzegu rzeki, spod płaskiego bloku piaskowca i z dna w pobliżu Rye. 31. A - Zalana wodą studnia po kopalni ropy naftowej w pobliżu polany Potasznia w dolinie potoku Halicz. Widoczne wydobywanie się metanu. B - Wypływ ropy naftowej w brzegu potoku Wołosatego w Stupo- sianach Rye. 32. A - Naloty siarki wokół szczeliny, z której wypływa ropa naftowa w dnie potoku Wołosatego w Stuposianach. B - Ekshalacja metanu w lesie koło Dźwiniacza Górnego widoczna dzięki utworzeniu się kałuży po ob fitych deszczach. C - Ekshalacja metanu palącego się jasnoniebieskim płomieniem (zdjęcie wykonano po zmroku); Dźwiniacz Górny tego bloku wydobywają się brunatne krople ropy, które na powierzchni rozpływają się w tęczowe plamy. Efekt ten jest lepiej widoczny w lecie, gdy temperatura wody jest wyższa. Wtedy też w powietrzu wyczuwal ny jest wyraźny zapach ropy. W niższych temperaturach ropa gęstnieje i gromadzi się w postaci gęstej mazi na brzegu potoku. U wylotów pod wodnych spękań, z których wydobywa się ropa, pojawiają się wtedy białe wykwity, charakterystyczne dla kolonii bakterii siarkowych (rye. 32A). Słab szy wypływ występuje przy prawym brzegu rzeki jeszcze ok. 30 m niżej. Wypływy te było powodem założenia w pobliżu kopalni (kopalnia Walte ra), z której ropę dostarczano do rafinerii w Dwerniku, w ilości do „dwu nastu dużych beczek dziennie". Śladów studni ani wierceń z różnych etapów istnienia tej kopalni autorom nie udało się odnaleźć. Po kopalni ropy w Dźwiniaczu Górnym pozostały jeszcze trzy studnie o prostokątnych przekrojach, cembrowane drewnem, o głębokościach kilkunastu metrów. Przy jednej ze studni w roku 2000 były jeszcze reszt ki drewnianego kołowrotu. Wokół studni, dziś zalanych wodą i częścio wo zamulonych, widoczne są hałdy ziemi świadczące o ich dość znacz nej pierwotnej głębokości. Informacji o tych studniach udzielił autorom inż. Andrzej Luks z Nadleśnictwa Stuposiany. W korycie potoku poni żej kopalni widoczne jest wydobywanie się banieczek gazu ze spękań w piaskowcu. Obfite wydobywanie się gazu widać na powierzchni wody w zatopionych studniach. Poziom wody w studniach często sięga powyżej krawędzi cembrowiny, co sprawia, że wyglądają one wtedy jak niepozor ne kałuże. Chcąc je obejrzeć, zwłaszcza gdy jest mokro, należy zachować dużą ostrożność. Bardzo ciekawym i rzadkim zjawiskiem jest obfity wypływ strumienia metanu na powierzchnię w Dźwiniaczu Górnym, ok. 1100 m na zachód od kopalni ropy, na tarasie wysokości ok. 1 m na lewym brzegu potoku, w odległości ok. 10 m od koryta. Wypływ ten znalazł i wskazał w terenie pracownik Nadleśnictwa Stuposiany, p. Mariusz Nędzyński z Mucznego. Metan wydobywa się tu z drobnych otworów w ściółce leśnej, między korzeniami roślin, ze słyszalnym z bliska warkotem. W porze mokrej, gdy grunt jest silnie nawodniony, wydobywanie się gazu widoczne jest w po staci dużych bąbli (rye. 32B). Podpalony gaz płonie niemal bezbarwnym, nie gasnącym płomieniem, który staje się widoczny dopiero po zmro ku (rye. 32C). Nie mierzono ilości wydobywającego się gazu, ale orientacyj na ocena wskazuje na wydajność zbliżoną do 1 l/min, co daje co najmniej sto tysięcy metrów sześciennych w ciągu roku, a nawet więcej, jeśli w wa runkach zimowych intensywność wypływu nie spada. Wypływ gazu, po dobnie jak pobliska kopalnia ropy, usytuowany jest na linii nasunięcia od działu podotryckiego łuski Jeleniowatego na warstwy oddziału nadotryckiego SW skrzydła synkliny Dźwiniacza. Dalej ku NW wzdłuż tej samej li nii nasunięcia pojedyncze krople ropy lub bąble gazu obserwowano w ko rycie potoku Mucznego, w dnie Sanu koło słupka granicznego nr 329, w skarpie drogi powyżej placówki Straży Granicznej w Stuposianach, w korycie Wołosatego w Stuposianach. Wypływ gazu w Dźwiniaczu jest podobny do Bełkotki w Iwoni czu Zdroju, gdzie metan wydobywa się w źródle, obecnie obudowanym. Bełkotka iwonicka opisywana była jako niezwykłe zjawisko przez podróż ników, lekarzy i przyrodników już od XVII wieku (Dudek, Sozański 1999). Obecnie zamiera wskutek podziemnej eksploatacji złoża gazu zimnego, które ją zasila. Wypływ gazu w Dźwiniaczu Górnym zasługuje na uwagę i ochronę, jako rzadkie i efektowne zjawisko przyrody. Podobnie intensyw ny wypływ gazu jak na Dźwiniaczu znaleźli studenci AGH w korycie poto ku spływającego spod szczytu Smerek ku wsi Smerek (Królik i in. 1969). Piszącemu te słowa nie udało się tego wypływu odnaleźć pomimo kil kakrotnych poszukiwań. Przypuszczalnie wskutek zmian w korycie poto ku wypływ stał się słabiej widoczny. Analiza pobranego stamtąd gazu wy kazała, że jest to niemal czysty metan, a pobranie 1 litra gazu trwało ok. 1 min (Królik i in. 1969). Pojedyncze krople płynnej ropy wydobywające się ze spękań w pia skowcach obserwowano w górnym biegu potoku Litmirz, przy wychod ni poziomu osuwiskowego z egzotykami, a także w Ustrzykach Górnych - w korycieTerebowca pod budynkami Dyrekcji Parku. Banieczki gazu wy dobywają się też w korycie potoku Niedźwiedź w jego górnym biegu.

Źródła i wysięki mineralne

Wytrącanie osadów mineralnych z wód wypływających na powierzch nię ziemi zachodzi w wielu miejscach współcześnie. W interesującym nas terenie liczne są wypływy wód osadzających nacieki żelaziste. Są one łatwe do zauważenia dzięki intensywnej barwie osadu, od żółtej, przez pomarańczową, krwistoczerwoną, po brązową (ryc. 33A). Osady żelaziste są przeważnie miękkie, maziste, czasem galaretowate (ryc. 33B). W miejscach gdzie woda w kontakcie z tymi osadami stagnuje lub wol no się sączy - na powierzchni wody widoczna jest cienka warstwa żelazi- sta, tęczowo mieniąca się w świetle słońca. Nacieki żelaziste utworzone są z różnych tlenków i uwodnionych tlenków żelaza, wśród których częste są goetyt i limonit. Wytrącają się one w miejscach, gdzie woda Rye. 33. A - Wysięk wody osadzającej żelaziste naskorupienia na powierzchni ska ły i wody. B - Nacieki żelaziste na cokole terasy w dolinie Wetlinki w Sta rym Siole. C - Cienka warstewka żelazista. Od plam ropy naftowej róż ni się swą kruchą konsystencją (por. rye. 31B), dzięki której rozpadają się na fragmenty o ostrych krawędziach Rye. 34. Przykład rzeźby strukturalnej o typie rusztowym. A - Cyfrowy model terenu od pasma Połoniny Wetlińskiej po pasmo Otrytu oparty na danych satelitarnego zdjęcia radarowego (SRTM). Zaznaczony kierunek zdjęcia B. B - Przykład rzeźby rusztowej: widok spod szczytu Smereka na pasmo Magurki pomiędzy dolinami Hulskiego i Rzeki. C, D - Cyfrowy model terenu Bieszczadów Wysokich skonstruowany na podstawie danych radarowych systemu SART. C - Widok w kierunku południowo- -wschodnim. Skala pionowa przewyższona o połowę dla bardziej wy razistego pokazania rzeźby strukturalnej. D - Grzbiet wododziałowy między dorzeczami Użu i Sanu pomiędzy Opołonkiem a Haliczem; widać różnicę w położeniu baz erozyjnych pomiędzy obu dorzeczami; widok od południowego wschodu. Skala pionowa dwukrotnie przewyższona uboga w tlen a wzbogacona w związki żelaza styka się z powietrzem. Utlenione związki żelaza są znacznie trudniej rozpuszczalne w wodzie i ich nadmiar wytrąca się. Wysięki żelaziste bywają mylone z wysiękami ropy naftowej. Rdzawa barwa nacieków żelazistych różni się od ciemnobrunatnej barwy natural nego asfaltu wydzielonego z ropy w miejscach jej wypływu na powierzch nię. Ropa naftowa i asfalt są palne. Najłatwiej jednak odróżnić związki żelaza od ropy naftowej, gdy tworzą cienką warstwę na powierzchni wody. Poruszona delikatnie patykiem lub innym narzędziem powłoka związków żelaza jest krucha, ulega rozerwaniu na mniejsze trwałe „kry" o ostrych, nierównych brzegach (rye. 33C). Podobnie wyglądająca powło ka ropy nie daje się rozerwać, rozlewa się jak najszerzej na całej dostępnej powierzchni (ryc. 31B). Źródła osadzające martwicę wapienną są dość liczne w Karpatach fliszowych, ale teren Bieszczadzkiego Parku Narodowego jest w nie ubo gi. Jedyne miejsce dość obfitego wytrącania martwicy wapiennej zna leziono w Ustrzykach Górnych w dolince prawego dopływu Wołosat- ki, wpadającego do niej ok. 250 m poniżej mostu na drodze z Ustrzyk Górnych do Wołosatego. Źródło wytrącające martwicę wapienną znaj duje się też w prawym dopływie potoku Mucznego nad gospodar stwem „Wilcza Jama". Martwica pokrywa tam cienką warstwą kamie nie na powierzchni kilkudziesięciu metrów kwadratowych. Dawniej jej produkcja musiała być bardziej intensywna, gdyż przy wylocie tego potoku na dno doliny odsłania się przekrój ponadmetrowej warstwy okruchów martwicy naniesionych przez potok we wczesnym holocenie, gdy sięgało tu jezioro spiętrzone osuwiskiem (patrz s. 139-141). RZEZBA

Ogólne cechy rzeźby

W podziale geograficznym Karpat, Bieszczady i ich pogórze należą do Karpat Wschodnich, w odróżnieniu od pozostałej części polskich Karpat, należącej do Karpat Zachodnich. Podstawą podziału jest różnica typu rzeźby wynikająca z odmiennego stylu budowy geologicznej. W całych Karpatach fliszowych przeważa rzeźba strukturalna, czy li taka, w której formy terenu są wyraźnym odbiciem rozmieszczenia skał mniej i bardziej odpornych na procesy wietrzenia i erozji. Rzeźba Karpat Wschodnich jest klasycznym przykładem rusztowego układu grzbietów z odpowiadającym mu kratowym układem sieci dolinnej (Opolski 1933; Pękala 1969,1997; Starkel 1969,1972; Tokarski 1970,1975; Henkiel 1977, 1982, 1997). Wąskie i wydłużone równoległe grzbiety powstały na wy chodniach odpornych warstw o przewadze piaskowców, a dzielące je doliny-w warstwach o przewadze łupków (Rye. 34Ai B). Wody powierzch niowe na długich odcinkach płyną dolinami równoległymi do grzbie tów. Odpływ wód ku północy następuje poprzez rzadko rozmieszczone przełomy strukturalne, czyli doliny wycięte poprzecznie do struktur pod łoża. Taki przebieg dolin i grzbietów (ryc. 36) zadecydował w poważnym stopniu o układzie sieci osadniczej i komunikacyjnej. Podział polskiej części Karpat Wschodnich na jednostki fizyczno-geo graficzne (Kondracki 1989) jest oparty głównie na zróżnicowaniu rzeźby terenu, przez co pokrywa się z podziałem geomorfologicznym (Starkel 1972, Malicki 1979). Cały obszar Bieszczadzkiego Parku Narodowego należy do Bieszczadów Wysokich, które rozciągają się na wschód od doli ny Osławy i na południe od doliny Sanu, pomiędzy przełęczami Łupkow- ską (640 m) i Użocką (852 m n.p.m.). Rzeźba Bieszczadów Wysokich ma zdecydowanie górski charakter, a deniwelacje rzędu 400-600 m pozwalają zaliczyć Bieszczady Wyso kie do grupy karpackich gór średnich (Starkel 1972). Duże deniwelacje terenu są wynikiem jego głębokiego rozcięcia przez rzeki, w czym sprzy jało im intensywne wypiętrzanie Bieszczadów, trwające od późnego trze ciorzędu (Pękala 1966; Henkiel 1977; Kondracki 1989; Zuchiewicz 1995). Obszar Bieszczadzkiego Parku Narodowego leży w strefie europejskie go działu wód, dzięki czemu przemiany w rzeźbie dolin, postępujące od przedpola gór ku głównemu wododziałowi, są tu opóźnione w stosunku do przedpola, a ogólna powierzchnia grzbietów i stoków znacznie prze wyższa powierzchnię dolin. Głównymi jednostkami geomorfologicznymi w opisywanej tu części Bieszczadów są: Pasmo Graniczne, Obniżenie Śródbieszczadzkie, Pasmo Połonin i Obniżenie Górnego Sanu. Pasmo Graniczne i Pasmo Połonin to równoległe do siebie prostolinijne twardzielcowe pasma górskie o przebiegu NW-SE, rozdzielone równoległym do nich Obniżeniem Śródbieszczadzkim (ryc. 3). Na NE od Pasma Połonin rozciąga się Obniże nie Górnego Sanu (ryc. 36). Pasmo Graniczne jest wycięte w skałach jednostki dukielskiej. Jego twardzielcowe grzbiety są założone na wychodniach odpornych na wietrzenie i erozję serii piaskowcowych - warstw ciśniańskich i piaskow ców z Wielkiej Rawki - a doliny wycięte są głównie w bardziej łupkowych warstwach hieroglifowych. Czoło nasunięcia jednostki dukielskiej budu ją głównie odporne piaskowce i dlatego w krajobrazie zaznacza się jako wysoki próg o stromym skłonie. Jego powierzchnię rozcinają poprzecz nie doliny, które mają wyloty usytuowane na jednej, prawie prostej linii. Wzdłuż tej samej linii urywa się stromym załomem także ciągłość międzydolinnych części progu (grzbietów bocznych), których zakończe nia mają trójkątne zarysy. Obniżenie Śródbieszczadzkie powstało na wychodniach skał strefy przeddukielskiej, podatnych na erozję. Niewysokie ostre grzbiety w obrę bie tej strefy są przeważnie założone na stosunkowo cienkich pakietach piaskowców otryckich. W osi obniżenia zbiegają się potoki z obu przyle głych pasm górskich i następuje kumulacja transportowanego przez te potoki materiału skalnego. Rzeźba tego obniżenia ma charakter łagodny, typu pogórskiego. Grzbiety Pasma Połonin przebiegają wzdłuż wychodni warstw kro śnieńskich z piaskowcami otryckimi. Pasmo to jest dwuramienne: pomię dzy równoległymi grzbietami biegnącymi od Tarnicy po Smerek i od Opo- łonka po Stoły leży wąskie i głębokie subsekwentne obniżenie wycięte w serii łupków i piaskowców oddziału nadotryckiego warstw krośnień skich. Kolejnymi odcinkami tego obniżenia płyną potoki Zgniły, Sarni, Terebowiec, Zwór, dopływ Wołosatego spod Przełęczy Przysłup, Caryński, Kniaźki. Na linii tego obniżenia znajdują się również przełęcze: między Tarnicą i Krzemieniem oraz Przysłup między Magurą Stuposiańską a Poło niną Caryńską. Obniżenie Górnego Sanu jest wycięte głównie w cienkoławicowej serii oddziału nadotryckiego, częściowo podotryckiego, a wznoszące się w jego obrębie strome pagóry meandrowe od Szczołbu przez Kiczery: Beniowską, Sokolicką, Dźwiniacką, Łokiecką, Dydiowską, po Czeresznię i Czereszenkę zawdzięczają swoje strome kształty pakietom piaskow ców typu leskiego w oddziale nadotryckim warstw krośnieńskich.

Rzeźba grzbietów

Pasmo Graniczne ciągnie się z NW na SE na długości prawie 40 km, od przełomu Solinki w Cisnej aż do Przełęczy Beskid (785 m n.p.m.) w Wołosatem. Jest ono przedłużeniem ku SE pasma Wielkiego Działu (Chryszczatej-Wołosania), a od Przełęczy nad Roztokami po Beskid wy znacza przebieg granicy państwowej. Głównym grzbietem tego pasma biegnie tu europejski dział wód między dorzeczami Bałtyku i Morza Czar nego. Skłony grzbietu są asymetryczne, gdyż podstawy erozyjne rzek po obu stronach pasma leżą na różnych wysokościach. Skłon południo wo-zachodni schodzi o 250-300 m niżej niż przeciwny, co oznacza duży kontrast względnych wysokości pasma: 600-700 m od SW i 300-400 m od NE (rye. 34D, 35). Od strony Przełęczy Beskid Pasmo Graniczne jest grzbietem pojedynczym, o falistym profilu podłużnym, dość stałych wy sokościach bezwzględnych (Wołkowe Berdo 1121 m, Kańczowa 1115 m, Chresty 1008 m, Wielka Semenowa 1091 m n.p.m.) i licznych rozsze rzeniach wyrównanej wierzchowiny. Najwyższą jego część tworzy garb Wielkiej Rawki (1304 m), od którego na NW pasmo rozdziela się na dwa równoległe ramiona: bardziej wyrównany Dział (1084 m) z Małą Rawką (1254 m) oraz silniej falisty grzbiet z przełęczami i kopulastymi wierzchoł kami Krzemieńca (1221 m), Hrubka (1186 m), Borsuka (991 m) i Rabiej Skały (1199 m n.p.m). Oba te ramiona dzieli dolina Górnej Solinki. W rzeź bie stoków północno-wschodnich szczególnie wyraźnym elementem jest ostry załom w ich profilu, powstały na granicy jednostki dukielskiej (bardzo stromy odcinek górny) ze strefą przeddukielską (łagodna dol na część profilu). Wzdłuż tego załomu występują pojedyncze głębokie, ale mało rozległe osuwiska. Na stromych i głęboko rozciętych stokach często występują płytkie pokrywy rumowiskowe.

Ryc. 35. Profile ukazujące różnice położenia bazy erozyjnej i asymetrię grzbietów po obu stronach głównego działu wodnego w Bieszczadach

Pasmo Połonin jest szerokie, złożone z 2-3 długich, równoległych grzbietów, podzielonych poprzecznie dopływami Sanu na kilka odcinków. Najwyższy jest grzbiet zachodni (od Smereka 1222 m po Tarnicę 1346 m). Towarzyszą mu od NW coraz niższe grzbiety, z których jeden wyraźnie zyskuje na wysokości ku SE (Dwernik-Kamień 1004 m - Magura Stupo- siańska 1016 m - Widełki 1016 m) i zbliżając się ku Tarnicy dorównuje wysokością jej grzbietowi (Bukowe Berdo 1311 m - Krzemień 1335 m), przejmując dalej rolę grzbietu wiodącego i granicznego (Kopa Bukow ska 1320 m - Halicz 1333 m - Rozsypaniec 1280 m - Kińczyk Bukow ski 1251 m - Opołonek 1028 m n.p.m.). Oba te grzbiety rozdziela wąska, ale głęboka na około 100 m przełęcz pomiędzy Tarnicą a Krzemieniem. W jej pobliżu występują ułożone w rzędach najwyższe szczyty Bieszcza dów Wysokich o profilach kopuł (Tarnica, Kopa Bukowska, Halicz), grzęd krawędziowych (Krzemień, Bukowe Berdo, Rozsypaniec) lub szerokich spłaszczeń (Szeroki Wierch, Rozsypaniec). Pasmo Połonin przecinają poprzecznie doliny Prowczy i Wołosatego, dzieląc grzbiet główny na bloki Połoniny Wetlińskiej (1253 m), Połoniny Caryńskiej (1297 m) i skupi sko szczytów najwyższych w rejonie Tarnicy. A

Szeroki Wierch Tamica

Kińczyk Bukowski

Rye. 36. Przykłady profili stoków i grzbietów w zależności od różnego nachyle nia warstw. A - Skalisty grzbiet Krzemienia założony na monoklinalnie zapadających warstwach piaskowców otryckich. B - Szeroki grzbiet założony na łagodnie wygiętych warstwach (kropki na zdjęciu) w złusko- wanym przegubie antykliny Suchych Rzek. Przerywaną kreską z ząbka mi zaznaczono linię nasunięcia NE skrzydła antykliny na jej odwrócone SW skrzydło (por. s. 21-22). C - Schodowy profil stoku przy łagodnie zapadających warstwach; Kińczyk Bukowski; we wszystkich przypad kach stoki zostały uformowane na wychodniach serii oddziału otryckiego warstw krośnieńskich Rye. 37. Formy grzbietowe. A - Asymetryczna skałka na Bukowym Berdzie ze stromszym stokiem zachodnim na czołach warstw. B - Asymetrycz na skałka w lesie na południowym stoku Połoniny Wetlińskiej. C - Nisza niwacyjna pod skałką na grzbiecie Halicza W rzeźbie grzbietów Pasma Połonin uwarunkowania strukturalne zaznaczają się jeszcze wyraźniej niż w Paśmie Granicznym. Dzięki dużym różnicom w podatności na wietrzenie i erozję między pakietami piaskow ców otryckich i przedzielającym je fliszem cienkorytmicznym, pakiety otryckie są wypreparowane w postaci wyraźnych grzęd podkreślających położenie warstw. W miejscach stromych upadów warstw grzbiety są wąskie, skałkowe i niewyrównane (Połonina Wetlińska, Caryńska, Krze mień, Bukowe Berdo - rye. 36A), a przy małych upadach - bardziej szerokie i płaskie (Szeroki Wierch - rye. 36B, Jeleniowaty). Osobliwy jest przebieg grzbietów Połoniny Bukowskiej, Bukowego Berda i Połoniny Wetlińskiej, gdzie linia grzbietu, lokalnie skośna do biegu warstw, kulisowo przecho dzi na kolejne pakiety piaskowcowe i na tych odcinkach grzbiety są po dwójne (np. Roh i Połonina Osadzka na Połoninie Wetlińskiej). Lokalne rozbieżności między liniami morfologicznymi a tektonicznymi wynikają z nierównomiernego wcinania się potoków i cofania lejów źródłowych po obu stronach grzbietu. Najbardziej typowy profil schodowy ma grzbiet Kińczyka Bukowskiego (rye. 36C), natomiast profil krawędziowy z grze bieniem skałek szczytowych mają grzbiety Krzemienia (rye. 36A) i Buko wego Berda (Tokarski 1975). Schodowy profil ma także większość grzbie tów bocznych, poprzecznych do struktur tektonicznych. Na profilach tych zaznaczają się załomy i grzędy skalne na wychodniach pakietów pia skowcowych (np. obustronne skłony Połoniny Wetlińskiej i Caryńskiej).

Skałki

Wychodnie ławic piaskowców na grzbietach i stokach zaznaczają się w wielu miejscach jako ściany skalne lub izolowane skałki. Skałki o kształtach postrzępionych murów, stożków, ambon lub kop, urozmaicają rzeźbę wielu grzbietów. Licznie występują one także na stokach, a nawet we wcięciach dolinnych. Ich kształt zależy od grubości ławic piaskowco wych, kąta upadu warstw, układu i gęstości spękań tektonicznych oraz od uprzątnięcia zwietrzeliny blokowej wokół ich podnóży. Skałki wystę pują pojedynczo lub w zespołach. Ich wysokość waha się od paru do kilku nastu metrów, najwyższe są w strefie grzbietowej Pasma Połonin. Są to ostańce wietrzeniowe i ich kulminacje świadczą o położeniu dawnej powierzchni terenu. Formowały się one najintensywniej w plejstocenie, w warunkach klimatu peryglacjalnego, ale ich powolny rozwój postę puje nadal (Pękala 1969). Większość z nich od samego początku zaczę ła się formować na wychodniach względnie odpornych ławic piaskow cowych i przez procesy mrozowe została przekształcona w formy bar dziej śmiałe. Odprowadzanie blokowego rumoszu spod skalnych ścian było wówczas szybsze niż jego dostawa z kruszonych zamrozem ławic piaskowcowych. Skałki na zboczach dolin zostały wypreparowane wsku tek głębokiego wcięcia się potoków w zbocza i obecnie tworzą skalne grzędy między sąsiadującymi blisko potokami lub są ścianami skalny mi nad dnem potoków. Rzędy wysokich na 2-10 m skałek grzbietowych występują m.in. na Bukowym Berdzie, Krzemieniu, Kopie Bukowskiej, Rozsypańcu, Połoninie Bukowskiej i Kińczyku Bukowskim. Najwyższa ze skałek grzbietowych na Połoninie Bukowskiej ma około 15 m, na Kińczyku i Rozsypańcu po ok. 11 m. Ich ściany są bardzo strome, niekiedy nawet przewieszone, pokryte gęstą siecią spękań ujawniających szczegóły warstwowania (konwolutna laminacja w skałkach na Kińczyku Bukowskim) lub przebiegu wstęg deformacyjnych (Krzemień, Połonina Wetlińska). Niektóre skałki są forma mi całkowicie wyodrębnionymi ze stoku (np. Skała Dobosza na Opołonku, skałka na Rozsypańcu Stińskim), inne są bocznie wrośnięte w wierzcho winę lub stok, tworząc głównie skaliste ich występy (np. Skałki na Kińczy ku Bukowskim, Połoninie Wetlińskiej). Skałki ułożone są wzdłuż wychod ni gruboławicowych piaskowców, a ich kształt nawiązuje ściśle do uło żenia warstw. Zwykle są asymetryczne, o bardziej stromych ścianach na czołach warstw (m.in. skałki na SW stoku Halicza, skalisty grzebień Krzemienia). Przy dużym pochyleniu warstw są one bardziej symetryczne, stożkowe, otoczone rumoszem blokowym z każdej strony, nawet na gór nych powierzchniach (m.in. skałki na Rozsypańcu i Połoninie Bukowskiej). Rumowiskowe podnóże mają nawet skałki usytuowane na łagodnych stokach, np. Skałka Biały Kamień na Pacołowej (SW stok Szerokie go Wierchu). Skałki grzbietowe występują na połoninach i w piętrze lasu (rye. 37A i B). Izolowana skałka (1014,3 m n.p.m.) na Widełkach, na pół nocnym krańcu Bukowego Berda, jest stromym zalesionym stożkiem, 0 wierzchołku zbudowanym z potężnych brył rozpadających się tu grawi tacyjnie warstw piaskowca. Od jej zachodniego podnóża ciągną się w dół stoku rzędy efektownych skałek o wysokości ponad 2 m, które są wypre parowanymi fragmentami gruboławicowych piaskowców nachylonych stromi ej (ok. 50°) niż stok. Przy mniejszych upadach warstw i niepełnej izolacji od stoku strome są jedynie czołowe ściany skałek (np. na Haliczu 1 Wołowym Grzbiecie). Dużo jest skałek (zazwyczaj w postaci stromych grzęd) na zboczach głęboko wcinających się dolin, w większości są one jednak mniejsze niż na grzbietach (górne odcinki dolin Terebowca, Hali cza, Roztok, Bystrego). Szczególnie wyraźnie zaznaczają się one w rzeźbie doliny górnej Wołosatki u podnóża Halicza. Najwyższa z nich (do 10 m), zwana Cerkwiszcze (Krukar 2000), jest bryłą o kształcie ambony (stołu), zbudowaną z grubych ławic piaskowcowych. Niektóre skałki noszą ślady modyfikacji przez człowieka, np. na Smereku, na grzbiecie Koniarki nad prawym dopływem Roztok, na Rozsypańcu koło Stinskiej. U podnóży ścian skalnych i izolowanych skałek grzbietowych pospo lite są nagromadzenia blokowego rumoszu, pochodzącego z dezintegra cji blokowej tych form. Duża miąższość i rozległość pokryw gruzowych oraz ich dachówkowata budowa są z jednej strony świadectwem cofania się ścian skalnych wskutek wietrzenia mrozowego (krioplanacji), z dru giej strony dowodzą częściowej akumulacji tego rumoszu, pomimo jego soliflukcyjnego odprowadzania. W ten sposób na grzbiecie Bukowego Berda, Krzemienia, Kopy Bukowskiej, Halicza, Tarnicy i Kińczyka Bukow skiego mogły utworzyć się u podnóży skalnych ścian (klifów mrozowych) wąskie spłaszczenia z pokrywą gruzową, które mogły mieć charakter teras krioplanacyjnych (Ziętara 1995). Występowanie tych spłaszczeń oraz obecność na nich resztek materiału gruzowego ogranicza się jednak tyl ko do miejsc o sprzyjającej temu litologii warstw skalnych, stąd przypusz cza się, że mają one charakter wyłącznie strukturalny (Pękala 1969). Istotną rolę denudacji peryglacjalnej w powstaniu tych form mogą potwierdzać nisze niwacyjne tworzące się nawet dziś u podstawy skałek (rye. 37C), związane z dłuższym zaleganiem płatów śnieżnych (Pękala 1969, 1971).

Jaskinie szczelinowe

W Bieszczadzkim Parku Narodowym i jego otoczeniu znanych jest kilka jaskiń szczelinowych. Są to proste, wąskie (do ok. 1,5 m) korytarze o charakterze pionowych szczelin biegnących najczęściej poprzecznie do kierunku głównych grzbietów. Dostępne dla człowieka partie szczelin kończą się rumowiskiem dużych bloków skalnych. Od góry korytarze przykryte są nieregularnymi blokami skalnymi lub nadległymi warstwa mi piaskowca (rye. 38A). Największą spośród znanych jaskiń w Bieszcza dach jest jedna z dwu jaskiń w Nasicznem, długa na 60 m i głęboka na 13 m. Poza znanymi dawniej jaskiniami w Nasicznem, w ostatnich latach poznano podobne jaskinie na Kiczerze Dydiowskiej, Tarnicy i na stoku Magury Stuposiańskiej w Bereżkach (Mleczek 2003; rye. 38B). Jaskinie te występują w wierzchołkowych partiach stromych, wąskich grzbietów zbudowanych z gruboławicowych piaskowców lub w obrębie skalistych grzęd na stromych zboczach. Powstały one przez rozwarcie spękań zo- Rye. 38. A, B - Jaskinia szczelinowa „Dydiowska Jama" pod wierzchołkiem Kiczery Dydiowskiej (fot. T. Mleczek). C — Rozpadlina grawitacyjna w grzbiecie Połoniny Bukowskiej (fot. K. Sus) Rye. 39. Pokrywy rumowiskowe. A - Rumowisko na spłaszczeniu pod skałką na Krzemieniu. Spłaszczenie mogło powstać jako terasa krioplanacyjna (tk). B - Nagromadzenie grubego rumoszu pod skałką na Krzemieniu w posta ci języków rumowiskowych rientowanych w przybliżeniu prostopadle do przebiegu pasm górskich. Rozwarcie spękań nastąpiło w wyniku grawitacyjnego zsuwania pakie tów skalnych.

Rzeźba stoków

Podłużne profile stoków są urozmaicone dzięki obecności elemen tów strukturalnych i planacyjnych. Dodatkowe modyfikacje tych profili powstały w wyniku aktywności grawitacyjnych ruchów masowych. Na długich (3-4 km) i stromych (10-50°) stokach Pasma Połonin licznie wy stępują osuwiska, rumowiska i formy soliflukcyjno-złaziskowe, które mo dyfikują kształt stoków, przyczyniając się do cofania ich powierzchni. Rozprzestrzenienie form grawitacyjnych jest nierównomierne, nawiązuje do piętrowości klimatyczno-morfogenetycznej gór, przebiegu stref dys lokacyjnych, warunków geologicznych, zasięgu rozcinania stoków przez potoki i do głębokości tego rozcięcia, bowiem one decydują o stabilno ści stoków. Krawędziom i grzędom skalnym, zwłaszcza ponad linią lasu, towa rzyszą w wielu miejscach rumowiska gruzowe, które są formami bardzo widocznymi w rzeźbie grzbietów ze względu na ich słabe pokrycie roślin nością lub całkowity brak tego pokrycia. Rumowiska są produktem wie trzenia mechanicznego wychodni pakietów piaskowcowych (ryc. 39 A). Nagromadzenia bloków skalnych mają miąższość 1-3 m i zalegają wzdłuż skalnych ścian w pasach lub językach gruzowych (na grzbiecie Szerokie go Wierchu, Krzemienia, Bukowego Berda i Połoniny Bukowskiej), łączących się lokalnie w pola rumowiskowe (Tarnica, Połonina Caryńska i Wetlińska). Także poniżej górnej granicy lasu wzdłuż strukturalnych załomów i grzęd piaskowcowych ciągną się wąskie pasy gruzowe (boczne grzbiety Połonin, Magura Stuposiańska, Jeleniowate). Szczególnie okazałe języki i pola ru mowisk okrywają strome kopuły lub grzędy grzbietowe, m.in. szczytowe partie Roha i Kopy Osadzkiej na Połoninie Wetlińskiej, kopułę Tarnicy lub skałki na Rozsypańcu (ryc. 45) i Bukowym Berdzie. Najgrubszy i słabiej zwietrzały materiał zwietrzelinowy (rumosz skalny) zalega w nich blisko wychodni skał macierzystych, a leżące dalej od ścian, przemieszczone soliflukcyjnie pokrywy są silniej zwietrzałe, drobniejsze, bardziej gliniaste (rumosz zagliniony) i zwykle już przykryte roślinnością. Rumowiska pomi mo różnego stopnia zwietrzenia bloków skalnych nadal dowodzą żywot nego znaczenia procesów mrozowych w przekształcaniu tych grzbietów. Przyjmuje się, że większość obecnych rumowisk na połoninach tworzy ła się w warunkach klimatu peryglacjalnego ostatniego okresu lodowco wego Polski, ale ich rozwój nie zakończył się wraz z epoką chłodu (Pęka la 1969, 1971, 1997). W niższych częściach stoków powstały wówczas pokrywy zwietrzeli nowe bardziej gliniaste (Pękala 1969; Kukulak 2001). Charakterystyczne języki gruzowe na zachodnim stoku Krzemienia (rye. 39B) wydają się być najmłodszą, holoceńską generacją zwietrzelin blokowych. Wypukłe czoła tych języków, wypukły ich profil poprzeczny i przewaga grubszego rumoszu w sąsiedztwie skały macierzystej mogą świadczyć o żywotnej roli zjawisk mrozowych i przemieszczaniu materia łu skalnego nawet współcześnie (Pękala 1969).

Osuwiska

W rzeźbie stoków częstym elementem są osuwiska (ryc. 40). Ich obecność łatwiej dostrzega się w terenie niezalesionym, trudniej je zlo kalizować na stokach zalesionych, mimo, że ich rozmiary są tam niekiedy nawet większe. Występują one zespołowo (m.in. na Szerokim Wierchu, Bukowym Berdzie) lub pojedynczo (m.in. na Widełkach, Haliczu, Tarnicy, Menczyle). Wiele z nich powstało w lejach źródłowych potoków (np. Wide łek, Terebowca) oraz na stromych zboczach głębokich wciosów (np. wzdłuż Roztok, Wetlinki, Prowczy). Najbardziej rozległe i najgłębsze osuwiska występują na stokach Jeleniowatego, Szerokiego Wierchu, Widełek, Kopy Bukowskiej i Wołowego Garbu. Dwa pierwsze z wymienionych są prawdopodobnie największymi z dotychczas poznanych w całych pol skich Bieszczadach. Głębokość niektórych osuwisk przekracza 15-20 m, czego dowodzą wysokie wały (Widełki, Jeleniowate) lub głębokie nisze (Kiczera Manzina, Szeroki Wierch, Wetlina) w ich obrębie. Obecność w ich rzeźbie regularnych brył koluwiów, oddzielonych od siebie głęboki mi rowami wskazuje na grawitacyjne zsuwanie się dość zwartych pakie tów skalnych. Większość dużych osuwisk stokowych ma rzeźbę utrwalo ną (Kopa Bukowska, Menczył, Tarnica), ale są również osuwiska czynne, głównie na zboczach dolin wciosowych intensywnie pogłębiających lub poszerzających swoje dna (Roztoki, Bystry, Wołosatka). Najbardziej ruchliwe są osuwiska płytkie, zwietrzelinowe, na zadarnionych zboczach Prowczy (Brzegi Górne), Kańczowej (Wołosate) i Caryńskiego (Caryńskie). Na silny związek genetyczny prawie wszystkich osuwisk z tektoniczny mi warunkami podłoża wskazują cechy ich usytuowania i rzeźby, takie Rye. 40. Rozmieszczenie ważniejszych osuwisk w dorzeczu górnego Sanu i Wolo watego; s.u. - strefy uskokowe jak koncentracja wokół strefy uskokowej Halicza - Roztok, czy orienta cja rowów i pakietów względem położenia warstw lub spękań w osuwi skach na Kopie Bukowskiej, Bukowym Berdzie lub Jeleniowatym. Osuwiska w paśmie Połonin, aż po dolinę Sanu, nie budziły dotąd większego zainteresowania badaczy i żadne z nich nie doczekało się dotąd szerszego opracowania, jakkolwiek rejestrowano ich obecność (Pękala 1966, 1969, 1997; Tokarski 1970, 1975). Z terenu Bieszczadów opisywano przede wszystkim młode osuwiska (z minionego stulecia) na stoku Chryszczatej koło Duszatyna (Schramm 1956; Krygowski 1975) i na stoku Połomy blisko Buka (Dziuban 1983; Margielewski 1991), których skutkiem było m.in. przegrodzenie koryt rzecznych i utworzenie w nich jezior zaporowych (Duszatyńskie, Szmaragdowe). W Paśmie Połonin znajdują się jednak osuwiska jeszcze większe powierzchniowo, o równie rozbudowanej rzeźbie wewnętrznej, w dodatku część z nich rozwinęła się ponad granicą lasu i przez to są łatwiej rozpoznawalne. W paśmie Granicznym osuwisk jest znacznie mniej i mają niewielkie rozmiary; ponadto prawie wszystkie są zalesione. Rozległe, doskonale zaznaczone w rzeźbie połonin osuwiska roz winęły się na NE stokach Szerokiego Wierchu. Zespół połączonych osu wisk ciągnie się tam zwartym pasem o długości ponad 2 km i szerokości 100-400 m, zajmując łącznie ponad 1 km2 powierzchni. Są to osuwiska głębokie (5-15 m), skalno-zwietrzelinowe, a grawitacyjne zsuwy pakie tów skalnych nastąpiły tu wzdłuż powierzchni nachylonych warstw pod łoża, są to zatem osuwiska konsekwentno-strukturalne. Ich nisze sięgają miejscami samej linii grzbietu, a końce łap osuwiskowych schodzą lokalnie w obręb lasu, do ok. 100 m poniżej jego górnej granicy. W połowie długo ści Szerokiego Wierchu szlak turystyczny na Tarnicę prowadzi na odcinku ok. 250 m wzdłuż górnej krawędzi tego osuwiska. W tym miejscu naj lepiej jest zaznaczona ściana niszy osuwiska, na północ od ścieżki, wysoka do 12 m, u podnóża której ciągnie się łukowo szeroki na 5 do 20 m rów rozpadlinowy. Rów ten ma ponad 500 m długości, schodowe i podmokłe dno, a jego głębokość wzrasta ku NW. Oddziela on ścianę niszy od zsunię tych ku dolinie Terebowca potężnych pakietów skalnych, schodowo uło żonych na stoku. Pakiety bliższe niszy są słabo zaburzone, a bardziej od dalone w dół stoku są coraz bardziej rozdzielone na bloki. Poniżej granicy lasu przekształcają się nawet w rumowisko. Na stromej powierzchni osu wiska, w miejscach rozpadu pakietów na pojedyncze bloki, występuje sieć głębokich szczelin, które oddzielają zsuwające się bloki skalne, a cały układ tych form jest podobny do szachownicy o rozsuwających się polach. W północno-zachodniej części Szerokiego Wierchu, gdzie warstwy skalne zalegają niemal poziomo, na osuwiskowym stoku powstała bardzo regu larna, kostkowa sieć wałów koluwialnych i dzielących je rowów (ryc. 41 A). Szerokość i głębokość tych rowów wzrasta w dół stoku, w miarę jak rośnie odległość przemieszczenia mas skalnych. W południowo-wschod niej części Szerokiego Wierchu, gdzie warstwy skalne są pochylone ku Rye. 41. Przykład rzeźby osuwiskowej na stokach wysokich grzbietów. A - Osuwi sko we wschodniej części północno-wschodniego stoku Szerokiego Wier chu (oznaczone nr 1 na ryc. 40). B - Wały i zagłębienia osuwiskowe pod szczytem Halicza (oznaczone nr 2 na ryc. 40) Rye. 42. Osuwisko na SW stoku Jeleniowatego. A - Widok ogólny osuwiska. B, C - Zagłębienia w środkowej części osuwiska NE i SE układ tych form zmienia się bardziej na wachlarzowaty, z naj dalszym przemieszczeniem pakietów w pobliżu źródeł pierwszego lewe go dopływu Terebowca. Podobnymi formami w mniejszej skali są pakiety skalne schodowo ułożone i rozstępujące się wzdłuż głębokich szczelin w małym (1,5 ha) osuwisku po północnej stronie przełęczy między Szero kim Wierchem a Krzemieniem. Inną rzeźbę ma rozległe (ok. 6 ha) osuwisko w górnej części zachod niego skłonu Halicza (ryc. 41B). Jest ono dobrze widoczne z Rozsypań- ca (ok. 100 m ku N od szczytu). Usytuowane jest na połoninie, a tylko końcowe, dolne części jego wałów pokrywa las bukowy. Płytka na ok. 0,5 m nisza osuwiska zaznacza się słabo w południowej części stoku Halicza. Ku północy staje się ona coraz wyraźniejsza, przechodząc miejsca mi w stromą skarpę wysoką na 4 do 6 m. W szerokiej i długiej (do 500 m) rynnie tego osuwiska wyróżniają się regularnym układem podłużne bruzdy, przegrodzone w dolnej części potężnymi wałami koluwiów. W dolnej części osuwiska zbiegają się bowiem promieniście wały kolu wiów z całej jego powierzchni, a w wyniku spiętrzenia osiągają tu do 10 m wysokości. Szczególnie okazały jest wał o biegu NNE-SSW, któ ry ma ponad 300 długości, prawie 30 m szerokości i miejscami 7-8 m wysokości. Wały te są jednak nieregularne, mają wiele bocznych odgałę zień, wewnętrznych zagłębień i nabrzmień, co może świadczyć o dużym zaburzeniu zsuniętych mas skalnych. Tak duży kontrast wysokości nisz i wałów końcowych oraz zbieganie się tych wałów wokół źródłowego leja dopływu Wołosatki wynikają z budowy podłoża i ukształtowania stoku. Orientacja wewnętrznych elementów tego osuwiska wskazuje bo wiem na dwa kierunki przemieszczania się mas skalnych: konsekwentny (ku W) - zgodny z kierunkiem zapadania warstw podłoża, oraz poprzecz ny (NW-SE) - wymuszony biegiem grzędy piaskowcowej, wypreparowa nej wcześniej na stoku przez denudację. Ta skałkowa grzęda, piętrząca się przed czołem koluwiów w północnej części osuwiska, zmieniła kierunek zsuwania się koluwiów, kierując je wzdłuż swojego biegu do miejsca, gdzie grzęda jest rozcięta przez lewy dopływ Wołosatki. Po wschodniej stronie stożkowego wierzchołka Kopy Bukowskiej, nad lasem i źródłami prawego dopływu Roztok (potok Roztocki wg Kru ka ra 2003) rozciąga się głębokie na 3 do 10 m osuwisko pakietowe. W jego rzeźbie charakterystyczne są szczeliny i rowy rozpadlinowe głę bokie na 2 do 5 m, będące efektem podziału na samodzielne bryły zsuwanych konsekwentnie warstw skalnych. Duża ilość brył i ich regu larne kształty wydają się być odzwierciedleniem gęstej sieci spękań w są siedztwie wielkiego uskoku Halicza-Roztok. Źródłowe dopływy Halicza, wcinające się w koluwia, spowodowały już częściową redukcję łapy osuwiska, jakkolwiek nie zdołały wynieść największych bloków skalnych, które do dziś zalegają w dnach tych dopływów. Niezwykłą rzeźbę ma osuwisko na grzbiecie o wysokości 881 m n.p.m. pomiędzy potokami Mucznym i Widełki (tak nazywany bywa potok spły wający do Pszczelin spod Widełek). W połowie zachodniego skłonu tego grzbietu rozciąga się poprzecznie potężny pakiet zsuniętych warstw piaskowcowych (do 500 m długości, 10-20 m grubości, 10-100 m szerokości), ograniczony od strony doliny wysokimi ścianami, w których odsłania się nienaruszona budowa pakietu warstw. Pakiet ten został przemieszczony w całości, bez większych zaburzeń, jedynie popękał pod czas przemieszczenia się, co obecnie uwidacznia się obecnością szczelin i blokowych nierówności na jego górnej powierzchni. Czoło tego pakie tu jest prawie pionową skalną ścianą o wysokości 10-20 m, z której wypa dają bardzo grube (1,5-2 m) bloki piaskowcowe, tworząc u jego podnóży efektowne rumowisko z licznymi jamami i rozpadlinami, ciągnące się pasem o szerokości do 20 m. Oddzielenie się i grawitacyjne przemiesz czenie zwartego pakietu skalnego pozostawiło pomiędzy nim a wyższą częścią osuwiska głęboki na 6-8 m rów rozpadlinowy, wypełniony już prawie do połowy osadami pylasto-piaszczystymi i torfem. W rowie tym zaznaczają się wyraźnie dwie elipsoidalne niecki, których dna są silnie podmokłe, a okresowo utrzymuje się w nich tafla wody. Torf z dna niecki południowej, wydobyty sondą z głębokości 2,5 m, został datowany radiowęglowe na 2740 (+39, -40) lat BP (Haczewski i in. 2001), co jest wskazówką, że grawitacyjne powstanie tego rowu mogło nastąpić w póź nym subboreale lub we wczesnym subatlantyku. Jest ciekawe, że poza potężnym pakietem i towarzyszącym mu rowem rozpadlinowym pozo stała część osuwiska ma już dużo łagodniejszą rzeźbę. Koluwia poniżej głównego pakietu zalegają w parametrowych, nieregularnych wałach lub tworzą warstwę rumowiskową. Powyżej rowu pakiety koluwiów są cieńsze, bardziej zwarte, o mniej wyraźnych zarysach. Ściana niszy osuwiskowej ma zaledwie 2-5 m wysokości, a ku południowi rozdzie la się na kilka skarp, zwłaszcza w rozległym leju źródłowym potoku opły wającego tę część osuwiska od południa. Duże bloki skalne zalegające w dnie tego potoku i bardzo zmienne położenie odsłoniętych fragmen tów warstw piaskowcowych wskazuje, że osuwisko ciągnie się dalej na południe i jest bardzo głębokie, ale drobniejszy materiał koluwialny został z tej części już wyniesiony przez potok. W zamknięciu leja źródło wego tego potoku, gdzie ułożenie warstw jest dokładnie zgodne z na chyleniem stoku, duże (1 x 1,5 m) bloki piaskowcowe zsuwają się nadal po warstwie łupków. Najbardziej rozległe pojedyncze osuwisko (ok. 1 km2) znajduje się na południowo-zachodnim stoku pasma Jeleniowate (ryc. 42). Zajmuje ono prawie całą długość stoku (1,1 km). Jego nisza znajduje się prawie przy samej linii grzbietu (ok. 830 m n.p.m.), a końcowe wały koluwiów przegradzają dno doliny potoku Mucznego (ok. 670 m n.p.m.). W pod łożu osuwiska zalegają warstwy piaskowców i łupków ułożone prawie poziomo w części północnej i pochylające się coraz silniej (do 12°) na SW w części południowej. Kierunek pochylenia warstw i stoku są podob ne, ruch mas skalnych był zatem konsekwentny i sięgnął w podłoże bar dzo głęboko, na 25 do 30 m. Sposób przemieszczania się mas skalnych był zapewne pakietowo-warstwowy, bowiem w rzeźbie osuwiska domi nują foremne pakiety o płaskich grzbietach i wyraźnych krawędziach, oddzielone od siebie głębokimi rowami rozpadlinowymi i szczelinami. W górnej części osuwiska pakiety skalne są niewiele oddalone od niszy i rozsunięte po stoku palczasto. Przedzielają je rowy o głębokości 4-6 m, które zbiegają się do głębokiego, skośnie biegnącego po stoku obni żenia o podmokłym dnie. Obniżenie to jest oddzielone od dna doliny zwartym pakietem skalnym, także ułożonym skośnie i wysokim do 40 m. Czoło tego pakietu jest miejscami skaliste, z rumowiskiem u podnóża (naj większe bloki do 2 m). W środkowej części osuwiska przeważają wały koluwiów o wysokościach do 10 m, silniej zaburzonych wewnętrznie i o mniej regularnej rozciągłości. Występują tu liczne źródła i pojawiają się cieki, a koluwia są silnie zawodnione. Wały te kończą się w dwóch szerokich poprzecznych obniżeniach, wypełnionych dziś torfem o miąż szości przekraczającej 6 m. Obniżenia te są ograniczone od strony osi do liny pakietem słabo zaburzonych skał o miąższości do 30 m, biegnącym lekko ukośnie do kierunku doliny i przegradzającym dno doliny Mucz nego. Potok przecina ten pakiet koluwiów w poprzek jego rozciągłości, przełomem, którego dno uzbrojone jest dużymi blokami piaskowcowy mi pozostałymi po wypłukaniu drobniejszego materiału. Przy wylocie Mucznego z przełomu przez koluwia osuwisko jest jeszcze odmładzane. Pogłębiające się koryto stopniowo pozbawia podparcia najniższe pakiety koluwialne w prawym brzegu, które rozpadają się wzdłuż szczelin rów noległych do osi przełomu. Pozostałe części osuwiska są ustabilizowane. Powyżej przełomu rzeki przez koluwia w dnie doliny zalegają osady jezio ra powstałego przez przegrodzenie doliny. Są one omówione w rozdziale o osadach zastoisk. Większość osuwisk wydaje się mieć rzeźbę utrwaloną, ich odmło dzenie następuje jedynie lokalnie, głównie w miejscach podcinanych przez potoki. Są jednak również osuwiska czynne, o stałej aktywności po twierdzonej w ciągu ostatnich dziesięcioleci. Kilka z nich znajduje się przy drodze ze Stuposian do Tarnawy. Rozległe, ale płytkie osuwisko ciągle deformuje drogę powyżej placówki Straży Granicznej w Stuposianach. Inne czynne osuwiska uniemożliwiają utrzymanie w dobrym stanie dro gi przed i za mostem na Roztokach powyżej Tarnawy Niżnej. Zsuwają się tam po stromym stoku głębokie koluwia, silnie zawodnione, a po wodem ciągłego odnawiania osuwisk jest m.in. boczne podcinanie sto ku przez Roztoki. Czynne osuwiska, po których przebiega droga, schodzą do koryta Roztok, gdzie koluwia są selektywnie usuwane podczas wez brań rzeki z pozostawieniem na miejscu największych bloków piaskowco wych. Niewielkie czynne osuwiska stale zagrażają również głównej dro dze na Przełęczy Wyżniańskiej i w Wetlinie-Osadzie. Przejawem grawitacyjnych ruchów masowych są też rozpadliny w obrębie skalnych grzbietów (rye. 38C). Rozpadlina na wierzchołku Tarnicy jest formą linijną o przebiegu równoległym do grzbietu (rye. 43A), a podobna forma w obniżeniu grzbietu między Kopą Bukowską a Hali czem jest znacznie głębsza (rye. 43B).

Formy sufozyjne w glinach zboczowych

Duże powierzchnie stoków pokryte są glinami. Gliny te tworzą po krywy o grubości do 2-3 m, zwłaszcza w niższych częściach łagodnych stoków. Ich nagromadzenia są tu częściowo wynikiem spłukiwania ze sto ków i pełznięcia gruntu. Pełznięcie gruntu na stoku powoduje charakte rystyczne wygięcia pni drzew (rye. 43C). Gliny zboczowe są końcowym produktem wietrzenia piaskowców i łupków. Wapienne spoiwo piaskow ców, a także ziarna mik, skaleni i niektórych innych minerałów w wyniku wietrzenia chemicznego redukowane są do iłu i składników rozpusz czalnych. Główny składnik piaskowców - kwarc - jest bardzo odporny na wietrzenie chemiczne, toteż powstająca z piaskowca glina jest gliną lekką, piaszczystą. Gliny ciężkie, ubogie w kwarc, powstają na wychod niach serii bogatych w łupki. Gliny takie odsłaniają się m.in. w korytach mniejszych potoków w synklinie Beniowej. Rozpuszczalne produkty odprowadzane są do rzek z wodą spływa jącą ze stoków. Wody łatwo wsiąkają w gliny piaszczyste, penetrując wzdłuż pustek po korzeniach roślin i nor zwierzęcych. Przesączająca się woda unosi najdrobniejsze ziarna osadu przez stopniowo rozwijającą się Rye. 43. Rozpadliny powstałe w wyniku rozsuwania się grzbietów: A - na Tarnicy, B - pomiędzy Kopą Bukowską a Haliczem. C - Pochylone pnie drzew na powierzchni pełznącego stoku Ryc. 44. Tunel sufozyjny na stoku Kińczyka Bukowskiego. A - Ślepa dolinka; strzał ka wskazuje źródło. B - Zamknięcie ślepej dolinki. C - Wlot do kanału sufozyjnego w glinie sieć podziemnych kanałów odprowadzających wodę w dół stoku. Proces nosi nazwę sufozji. Kanały sufozyjne w wielu miejscach zapadają się, prowadząc do powstania studni sufozyjnych (Czeppe 1960). Rozle głe sieci kanałów sufozyjnych ze studniami, o długościach wielu dzie siątków metrów występują m.in. w Ustrzykach Górnych na lewym brze gu Rzeczycy na wysokości karczmy Kremenaros i w Dźwiniaczu Górnym, w pobliżu studni dawnej kopalni ropy (por. s. 75). Efektowny przykład sufozji widoczny jest na połoninie Kińczyka Bukowskiego. Mały strumień płynący dnem subsekwentnego obniżenia (rye. 44A) po glinach wietrzeniowych na wychodni łupków stopniowo wcina się w glinę. Po ponad 300 m jego dolinka kończy się ślepo stromym ryglem (rye. 44B), u podstawy którego woda wpada do okrągłego kana łu sufozyjnego o rozmiarach ok. 50 x 70 cm (rye. 44C).

Rzeźba dolin

W układzie dolin rzecznych Bieszczadów zaznacza się wyraźnie do minacja dwóch kierunków ich przebiegu: SE-NW i SW-NE, przecinających się prawie pod kątem prostym. Tak zorientowana sieć rzecznych dolin jest określana jako kratowa. W przebiegu nawet jednej rzeki można wydzielić odcinki o tak zmieniającym się kierunku. W kratowym układzie sieci rzecznej dominują pod względem długości odcinki dolin o biegu subsekwentnym, czyli przebiegające zgodnie z wydłużeniem głównych struktur tektonicznych (o kierunku SE-NW). Taki układ struktur utrud nia odpływ rzek w kierunku pogórza (ku północy), preferując biegi koryt rzek ku NW, dlatego poprzeczne rozcięcia tych struktur występują znacz nie rzadziej (Henkiel 1982). O ile doliny na odcinkach subsekwentnych mają rzeźbę względnie łagodną, o tyle na odcinkach poprzecznych mają charakter przełomów. Główne subsekwentne obniżenia: śródbieszczadzkie i Górnego Sanu nie mają wyrównanego dna i jednakowej szerokości. Są one złożone z szeregu kotlinowatych rozszerzeń i niecek erozyjnych, oddzielonych od siebie poprzecznymi, wododzielnymi garbami lub zwężeniami dolin o cechach przełomów. W obniżeniu śródbieszczadzkim wyróżniają się trzy kotliny: Ustrzyk Górnych-Wołosatego - wycięta przez Wołosatkę i Rze czycę, Brzegów Górnych - u zbiegu górnych dopływów Prowczy oraz Wetliny - wycięta przez Wetlinkę i Górną Solinkę. Rozdzielają je kolejno od południowego wschodu działy z wysokimi przełęczami: Wyżniańską (855 m) i Nad Brzegami Górnymi (872 m n.p.m.), wzniesione ok. 150 m ponad dna kotlin. W osi obniżenia Górnego Sanu dominuje szeroka i sta- rasowana Kotlina Dźwiniacza, przechodząca ku NW w przełomowe ryn ny meandrowe wokół izolowanych wzniesień Kiczery Łokieckiej, Kiczery Dydiowskiej, Czereszni, Czereszenki i Łysani. Od południa zamyka Kotlinę przełomowy odcinek Sanu przez grzbiet Kiczery Sokolickiej, za którym dolina Sanu ponownie się rozszerza w rejonie Beniowej. Górny odcinek doliny, aż po Sianki i źródła Sanu w Przełęczy Użockiej, ma także rzeź bę przełomową. Obniżenie Śródbieszczadzkie jest połączone z doliną Sanu przełomowymi dolinami Wołosatego i Nasiczniańskiego. Do ukła du dolin podłużnych (Sanu, Wołosatki, Rzeczycy, Prowczy, Wetlinki) i po przecznych (Wołosatego i Nasiczniańskiego) nawiązują biegi dolin bocz nych, formując ogólny układ kratowej sieci dolinnej (Henkiel 1982). Po dłużny kierunek (równoległy do biegu warstw) mają w tej sieci również górne odcinki Terebowca, Caryńskiego i Mucznego.

Relikty starszej rzeźby

Rzeźba Bieszczadów podlega stałemu przekształcaniu przez procesy wietrzenia, erozji i akumulacji. Najbardziej wydajnym procesem rzeźbo- twórczym w Bieszczadach jest obecnie erozja rzeczna. Przekształcanie rzeźby odbywa się najintensywniej w dolinach, gdzie po wydźwignię- ciu Bieszczadów Wysokich względem Bieszczadów Niskich i Pogórza za chodzi widoczne pogłębianie dolin. Strefa objęta tym procesem prze suwa się wolno w górę dolin w wyniku erozji wstecznej. Procesy te nie sięgnęły jeszcze tych fragmentów terenu, które są najbardziej oddalone, licząc wzdłuż cieków wodnych, od głównych dolin rzecznych. Wsku tek tego opóźnienia i dzięki małemu natężeniu erozji na grzbietach za chowały się na odpornym podłożu skalnym oraz w rejonach przełęczy będących działami wodnymi najdłuższych cieków wodnych swoiste zabytki geomorfologiczne - relikty rzeźby sprzed okresów ochładzania klimatu w plejstocenie. Do form najstarszych, czytelnych jeszcze w krajobrazie Bieszczadów, należą spłaszczenia na bocznych grzbietach, stokach i przełęczach. Mogą one być zachowanymi resztkami dawnej powierzchni Bieszczadów, prze kształcanej etapami w długiej historii rozwoju tego obszaru. Schodowy układ tych spłaszczeń pozwala przypuszczać, że powierzchnia Bieszcza dów miała kilka etapów denudacyjnego obniżania, kiedy formowały się kolejno niższe stopnie tej powierzchni (tak zwane poziomy częściowego Rye. 45. Zachowane fragmenty poziomów starej rzeźby zestawione z siecią głów nych uskoków (Kukulak 2004a) zrównania: śródgórskiego, pogórskiego i przydolinnego). Według wielu badaczy formy te tworzyły się wzdłuż większych dolin wskutek cofania się stoków oraz spłaszczania ich podnóży, a tempo ich powstawa nia zależało w znacznej mierze od odporności skał. Według Klimaszew skiego (1934, 1937) i Starkla (1965, 1969, 1972) poziomy te tworzyły się w okresach względnego spokoju tektonicznego i w klimacie suchym, a według Henkla (1977) w klimacie ciepłym i wilgotnym, sprzyjającym intensywnemu wietrzeniu chemicznemu (Zuchiewicz 1984). W Bieszcza dach zachowały się one w postaci płatów o różnej wielkości, w trzech poziomach nad dolinami Sanu i jego głównych dopływów (Pękala 1966, 1971). Te łagodnie nachylone i rozległe formy wyróżniają się w gór skim krajobrazie grzbietów bieszczadzkich. Obecne rozmieszczenie za chowanych fragmentów najstarszej rzeźby (Kukulak, 2004a; ryc. 45) jest wyraźnie predestynowane warunkami strukturalnymi podłoża. Zacho wały się one w tych miejscach, gdzie sprzyjało temu względnie odporne podłoże skalne. Większe fragmenty najstarszych powierzchni zrównania występują wokół najwyższych wzniesień Bieszczadów. Łatwo je zaobserwować i zidentyfikować m.in. z Rozsypańca w kierunku NW i W. Widoczny stąd szczyt Tarnicy jest jakby izolowaną kopułą otoczoną wąskim postumen tem, którego resztki na wysokości ok. 1000-1050 m n.p.m. tworzą ponad granicą lasu wyraźne pojedyncze półki (np. przy wyjściu z lasu na szla ku niebieskim z Wołosatego, SE narożnik połoniny przy źródłach poto ku Bagno, równina przełęczy pomiędzy Tarnicą a Krzemieniem). Ten za chowany w resztkach postument, łagodnie nachylony ku Wołosatce, jest śladem powierzchni śródgórskiej z okresu wczesnego pliocenu (pont). Poza wspomnianą przełęczą zachował się on tylko na pakietach odpor nych piaskowców i za ich zasłoną od strony grzbietu. Jego pierwotna powierzchnia została zapewne do dziś denudacyjnie obniżona, a widocz ne na niej nierówności są skutkiem wypreparowania odpornych ławic przez późniejsze procesy (np. na zachodnim skłonie Szerokiego Wierchu). Jego powierzchnia została również bocznie zredukowana przez podcina jące ją dopływy Wołosatki (Sarni, Bagno, Zworzec, Połaniec, Zwor i Zako- paniec), mające swoje źródła przy krawędzi tego postumentu. W źródli- skach potoku Halicz pod Wołowym Grzbietem zachowany jest fragment tej powierzchni rozcinany wstecznie przez erozję (ryc. 46A). Łagodne spadki mają też stoki Tarnicy, Krzemienia i Rozsypańca u ich podnóży nad potokiem Sarnim i nad górną Wołosatką (870-970 m n.p.m). Widoczne z Rozsypańca rozległe spłaszczenie wzdłuż potoku Sarniego po Wołosatkę jest częścią poziomu pogórskiego z późnego pliocenu. Jego wyrównana powierzchnia jest nachylona w kierunku osi doliny za ledwie pod kątem 3-6°, co silnie kontrastuje ze stromością otaczających grzbietów. Słaba siła erozyjna potoków w górnych odcinkach uchroni ła tą powierzchnię od głębokiego rozcięcia i bocznej redukcji. Spłaszcze nie to przedłuża się ku południowi nad potok Zgniły, aż po linię wodo działu europejskiego, gdzie urywa się stromym progiem. Jest interesują ce, że poziom ten aż po przełom Wołosatki między Menczyłem a Tarnicą jest pochylony w kierunku południowym. W odcinku przełomowym jest on mało wyraźny i niepewny, a niskie spłaszczenia w dolnych częściach stoków Tarnicy (ok. 770-800 m n.p.m.) można wiązać raczej z pozio mem przydolinnym (ok. 60-70 m n.p.rz.). Jest również możliwe, że zabu rzenia wysokości poziomów planacyjnych w tym miejscu są następstwem młodych ruchów tektonicznych, związanych z przebiegającym tędy Ryc. 46. Fragmenty starych poziomów częściowego zrównania. A - Rozcięty fragment spłaszczenia w poziomie śródgórskim nad źródłami potoku Halicz pod Wołowym Grzbietem. B - Fragmenty poziomu pogórskiego (pp) zachowane na grzbietach bocznych Pasma Granicznego nad doliną Wołosatki Rye. 47. A - Przełęcze obniżenia śród bieszczadzkiego widoczne z Połoniny Wetlińskiej. Łagodne formy ukształtowania terenu przetrwały ze star szych etapów rozwoju rzeźby; pd - poziom przydolinny. B - Dolina pra wego dopływu Roztok spod Halicza. Widoczne łagodne starsze zbo cza i młode rozcięcie erozyjne w dnie dużym uskokiem poprzecznym (uskok Halicza) - (Henkiel 1997). Poziom pogórski zaznacza się ponownie wzdłuż Wołosatki, już na stokach Szerokiego Wierchu, na wysokości 850-900 m n.p.m. Szczególnie do brze widoczne są spłaszczenia tego poziomu na bocznych, zalesionych grzbietach Pasma Granicznego (od Chrestów - 960 m po Wołkowe Berdo 920 m n.p.m.; rye. 46B). Wylesiona przełęcz Beskid (ryc. 47A) i podnóża Pasma Granicznego i Tarnicy, tuż poniżej przełomu Wołosatki, mają małe nachylenia i hipso- metrycznie są w zasięgu poziomu przydolinnego. Poziom ten jednak zachował się tam tylko fragmentarycznie, ponieważ większa jego część została przekształcona w plejstocenie przez Wołosatkę i jej dopływy w równinę erozyjno-akumulacyjną typu glacis. Na mało odpornym pod łożu skalnym, w warunkach peryglacjalnych, powstała w wyniku równo czesnej działalności procesów erozyjnych i akumulacyjnych rozległa po wierzchnia ześlizgowa. Wody kilku potoków spływających z obu Pasm niszczyły ten poziom i sypały w jego miejscu rozległe stożki napływowe (Pękala 1971, Henkiel 1972). Parometrowej miąższości osady jednego z takich stożków oraz porzucone koryta są dobrze widoczne przy wylocie potoku spływającego spod Wołkowego Berda do Wołosatki (najbliższe go przełęczy Beskid). Poziom ten uchował się w obrębie samej przełę czy. Jej szerokie i spłaszczone zbocza (zwłaszcza zachodnie) wznoszą się zaledwie ok. 20-40 m nad Wołosatką i są ocalałym fragmentem dna dawnej doliny rzecznej. Trudno dziś przypisać tę dolinę do właściwego systemu rzecznego (bałtyckiego lub czarnomorskiego), ale w przeszłości mogła odprowadzać wody także w kierunku południowym (Jermakow 1948). Jest to najniższa przełęcz Obniżenia Śródbieszczadzkiego. W gru bej (1-2 m) warstwie glin na jej wschodnim zboczu (ok. 755 m n.p.m.) przetrwały pojedyncze otoczaki i gruz piaskowcowy. Relikty poziomu pogórskiego są dobrze zachowane również w stre fach przełęczy Wyżniańskiej i Nad Brzegami Górnymi. Najbardziej ob szernym fragmentem tego poziomu jest wyrównana wierzchowina Wy- żniańskiego Wierchu (912 m), ale jej hipsometrycznymi odpowiednika mi są również spłaszczone garby pomiędzy dopływami Prowczy u pod nóża Działu (865-890 m n.p.m.), a także przełęcz Nad Brzegami Górnymi. Jego obecność zaznacza się także u podnóży Połoniny Ca ryńskiej jako wyższy stopień Przełęczy Wyżniańskiej, osłonięty przed denudacją przez wychodnię pakietu piaskowców otryckich. Bezwzględne wysokości frag mentów tego poziomu są dziś podobne na całej długości obniżenia śródbieszczadzkiego, co utrudnia rekonstrukcję kierunków odpływu ówczesnych rzek. Niewielkie ugięcie tego poziomu w kotlinie Brzegów Górnych (ok. 40 m deniwelacji) może sugerować, że kotlina ta już w gór nym pliocenie mogła być odwadniana przez Prowczę, przecinającą po przecznie Pasmo Połonin. Poziom ten według K. Pękali (1971, 1997) towarzyszy również Wołosatemu w odcinku przełomowym z Ustrzyk Górnych do Sanu, co byłoby dowodem przepływu rzeki w tym kierun ku jeszcze przed uformowaniem się poziomu pogórskiego. Wzdłuż dolin ku obu przełęczom wnika również poziom przydolinny. Jego bezwzględne wysokości zwiększają się w górę każdej z subsekwentnych dolin (740- 820 m wzdłuż Wetlinki, 720-790 m wzdłuż Rzeczycy, 710-760 m n.p.m. wzdłuż Wołosatki), jednak poza Beskidem nie przekraczają żadnej z prze łęczy. Fakt ten dowodzi, że już przed jego uformowaniem wykształcił się podział Obniżenia Śródbieszczadzkiego na erozyjne kotliny, które były samodzielnie odwadniane Wetliną, Prowczą i Wołosatym, przez przeło my w Paśmie Połonin. W tym czasie mogły już istnieć także przełomowe odcinki Terebowca pomiędzy Kiczerą a Szerokim Wierchem oraz Wołosat ki pomiędzy Tarnicą a Menczyłem (Pękala 1971). Zapewne przed począt kiem ochłodzenia klimatu w plejstocenie zasadniczy układ sieci rzecznej był już w tym rejonie zbliżony do dzisiejszego. Zmiany w sieci rzecznej, związane z formowaniem się poziomu przydolinnego (ryc. 47B), a później także z jego rozcinaniem, nastąpiły natomiast pomiędzy potokami Roz toki i Muczny w pobliżu Tarnawy Niżnej nad Sanem (Pękala 1971). Potok Muczny prawdopodobnie utracił swój górny odcinek na korzyść Roztok. Istnienie tak szerokiej, głębokiej i praktycznie martwej dziś doliny Mucz- nego przy dziale wodnym z Roztokami sugeruje, że Roztoki mogły płynąć tą doliną ku NW. Rozległe fragmenty poziomu przydolinnego występują również na niskich garbach w rejonie przełęczy Użockiej. Jest to obszar jeszcze sła bo odmłodzony przez San i jego dopływy, dlatego duże płaty poziomu przydolinnego ciągną się od wyrównanego grzbietu Chaszczowatej po Kiczerę Sokolicką (850-820 m n.p.m.). Do tego poziomu należy również pierwszy pod wierzchowi nowy, zalesiony ciąg spłaszczeń na NE skłonie grzbietu Jeleniowate, pomiędzy Tarnawą Niżną a ujściem Mucznego do Sanu. Po tych spłaszczeniach przebiega obecnie leśna droga wokół grzbietu Jeleniowate. W dolinach Wołosatki i Rzeczycy nawiązuje do po ziomu przydolinnego większość spłaszczonych garbów pomiędzy boczny mi dopływami obu rzek. Terasy rzeczne

Dna większych dolin, zwłaszcza subsekwentnych, są sterasowane. Występuje w nich sześć poziomów teras skalno-osadowych, ułożonych schodowo (ryc. 48). Wyższe z nich o wysokości: 20-35 m, 11-15 m, 6-10 m mają pokrywy żwirowe wiązane z trzema okresami ochłodze nia klimatu w plejstocenie, niższe: 4-6 m, 2-4 m, 0,5-3 m - z oscylacja mi klimatu i ożywieniem wezbrań rzek w holocenie. Do powstania naj niższej z teras przyczyniła się również działalność człowieka. Ostateczne uformowanie każdej z teras jest nieco późniejsze niż wiek jego żwirowej pokrywy. Wysokości poszczególnych teras nie są identyczne w każdej z dolin, np. wzdłuż Wetlinki i Górnej Solinki wszystkie terasy są wyższe niż wzdłuż Sanu, a terasy starsze są najwyższe w przełomowym odcin ku Wołosatego. Lokalne wahania wysokości teras rejestruje się nawet na długości pojedynczych dolin, np. wzdłuż Wołosatki (Pękala 1966, 1997). Terasy wyższe (plejstoceńskie) zachowały się w małych fragmen tach, zaznaczając się na zboczach dolin jako łagodne spłaszczenia lub listwy, na których zalegają jeszcze resztki żwirów rzecznych. Częściej i obszerniej zachowały się one w poziomach stożków napływowych, mniej zniszczonych przez późniejsze procesy korytowe. Terasy te mają zwykle trzyczęściową budowę: na wysokich skalnych cokołach leży pokry wa żwirowa, przykryta glinami zboczowymi. Terasy niskie (holoceńskie) zajmują dna dolin, ich skalne cokoły miejscami zanikają (zwłaszcza terasy najniższej), natomiast zyskuje na miąższości pokrywa osadów rzecznych (aluwiów), zwłaszcza w obrębie stożków napływowych u wylotów bocz nych dolin. Na płaskich powierzchniach teras 4-6 m, rzadziej 6-10 m lub 2-3 i 0,5-3 m, w bliskiej odległości od krawędzi, występują torfo wiska wysokie (kopułowe) lub niskie (płaskie). Tak liczne ich skupiska są bardzo rzadkie w dolinach karpackich. Najwyższa terasa (20-35 m nad poziomem rzeki) ma pokrywę żwi rową z okresu zlodowacenia południowopolskiego, dziś już silnie zwie trzałą, w której okruchy najmniej odpornych skał uległy całkowitemu roz kładowi na piasek i glinę. Najobszerniej zachowała się ta terasa na wodo- dzielnym garbie między Wołosatką a Terebowcem w Ustrzykach Górnych. Zalega tam gruba (do 8-10 m) pokrywa żwirów, wypełniając kopalną rynnę jednej z tych rzek. W Bereżkach przy ujściu Bystrego do Wołosa tego na wysokim (25-30 m) stopniu zbocza zalega cienka (do 1 m) war stwa żwirów silnie zaglinionych. Liczne fragmenty najwyższej terasy zacho wały się także w Wołosatem po obu stronach doliny Wołosatki; po prawej Rye. 48. Schemat rozmieszczenia teras fluwialnych w przekroju doliny Sanu jako części rozległego spłaszczenia (u podnóża Hudowego Wierchu po między potokami Zwór i Zworzec), po lewej jako terasa ze złagodzonym denudacyjnie czołem i zamaskowanym gliną przejściem w stok, ale z gru bą (do 5-6 m) pokrywą żwirów (pomiędzy potokami Wołosatczyk i Kań- czowa). Nad Sanem dużym fragmentem tej terasy jest powierzchnia gar bu (708 m n.p.m.) pomiędzy potokiem Litmirz a torfowiskami w Tarnawie Wyżnej. Pod cienką pokrywą gliny zwietrzeli nowej zalegają tam zwietrza łe żwiry o miąższości ponad 1,5 m. Ich zachowaniu sprzyjało zapewne oddalenie się koryta Sanu od miejsca ich depozycji. Podobnego wieku, ale mniejszych rozmiarów, są spłaszczenia zboczy (30-35 m n.p. Sanu) koło Tarnawy Niżnej (lewe pobocza stożka Roztok) i Dźwiniacza Górne go (rejon cmentarza). Terasa o wysokości 11-15 m ma pokrywę żwirową z okresu zlodowa cenia środkowopolskiego. Jej dawna powierzchnia została do dziś bar dzo zredukowana erozyjnie i obejmuje głównie płaty stożków napływo wych u wylotów bocznych potoków (m.in. Kostywskiego, Szczawianki, Zakopańca, Terebowca, Halicza i Litmirza) i sporadyczne listwy stokowe (Beniowa, Sokoliki Górskie, Dydiowa, Pszczeliny, Ca ryńskie, Wołosate). Jej cokół skalny ma zmienną wysokość: od 11-12 m nad Górną Solinką w Moczarnem lub nad Sanem w Dydiowej do 5-6 m przy ujściu Hali cza lub nad Wołosatką. Podobne wahania miąższości ma jej pokrywa żwi rowa i gliniasta: od 1 m (Beniowa) do 10 m (Wetlina-Osada). Duże zróż nicowanie przestrzenne obu tych parametrów nie dowodzi nierównej akumulacji żwirów w dolinach lub różnego rozcięcia tych dolin, ale wy nika z oddalenia dzisiejszych jej odsłonięć od położenia koryta w okresie depozycji żwirów. Podobną budowę oraz duże wahania wysokości skalnego cokołu i miąższości akumulacyjnej pokrywy ma terasa o wysokości 6-10 m. Żwi ry z okresu zlodowacenia północnopolskiego zachowały się na niej m.in. przy ujściu potoku Kańczowej i Zworu do Wołosatki (do 3 m miąższości), nad potokiem Caryńskim (3,5 m), w Dydiowej nad Sanem (3-4 m) oraz w stożkach potoków: Terebowca (3 m), spod Widełek (ponad 5 m), Sychłowatego (3 m), Litmirza (6 m) i Roztok (aż do 9 m). Terasy holoceńskie, w odróżnieniu od starszych, nie mają nadkładu glin zboczowych, mają też prawie poziome powierzchnie i wyraźne krawędzie erozyjne. Wśród nich największą powierzchnię ma terasa 0 wysokości 4-6 m (nadzalewowa), zajmująca większą część den dolin. W Tarnawie Wyżnej jej szerokość sięga nawet do 600 m, w Ustrzykach Górnych do 300 m. Jej wysokość i spadek wahają się w sąsiedztwie pro gów korytowych i stożków bocznych dopływów (Pękala 1966), a na jej powierzchni występują liczne torfowiska wysokie (wzdłuż Sanu i Woło satki). Wysokość jej skalnego cokołu i miąższość jego żwirowej pokrywy wahają się w dużym zakresie (0,5-5 m). W Tarnawie Wyżnej, Wołosatem 1 Ustrzykach Górnych pokrywa tej terasy jest różnowiekowa, żwiry póź- noplejstoceńskie są nadbudowane osadami wczesnoholoceńskimi (Pęka la 1966; Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1972; Haczewski i in. 2001). Młodoholoceńskiego wieku są pokrywy rzeczne w terasach 2-4 m i 0,5-3 m. Wyższa z nich jest bardzo wąska i wzdłuż rzek ma częste ero zyjne przerwy (np. Sokoliki Górskie, Dźwiniacz Górny). Dużą powierzch nią i znaczną ciągłością wzdłuż koryt odznacza się natomiast tera sa niższa (zalewowa); wzdłuż Sanu prawie dorównuje pod tym względem terasie 4-6 m. Pokrywy obu tych teras są różnie wykształcone: w wyższej dominują żwiry, w niższej piaski i muły ze szczątkami drzew. Dodatkowym urozmaiceniem pokrywy terasy niższej są lokalne wystąpienia osadów laminowanych (Kukulak 2000), obszerniej opisane w dalszej części. Cokoły skalne teras są niskie (do 1 m), a lokalnie nawet schodzą poniżej obecnego dna koryt rzecznych (Beniowa, Sokoliki Górskie, Ustrzyki Górne, ryc. 50). Niższa z teras jest dwustopniowa w odcinkach mean drowego biegu koryta (Dźwiniacz Górny, Wołosate), a na jej powierzchni Rye. 49. Różne profile teras. A - Najmłodsza terasa plejstoceńska (t1) i najstar sza terasa holoceńska (t2) i w dolinie Sanu w rejonie Sokolik. B - Naj młodsza terasa plejstoceńska (t1) i terasy holoceńskie (t2 - t3) w dolinie Wetlin ki w Starym Siole Rye. 50. Różne profile terasy niskiej. A - Profil terasy niskiej Sanu pomiędzy Tarna wą Niżną a Dźwiniaczem; pokrywa mady holoceńskiej zalega na żwirach. B - Profil niskiej terasy Sanu w Beniowej; pokrywa mady holoceńskiej zalega na skalnym cokole odsłoniętym w wyniku wcięcia się Sanu w ostatnim półwieczu występują liczne starorzecza. Sięga ona w górę dolin najdalej ze wszyst kich teras, np. wzdłuż Sanu aż po Przełęcz Użocką. System teras rzecznych rozwinął się jedynie w dolinach dużych rzek, głównie subsekwentnych, o szerokich dnach i małych spadkach (< 2%), m.in. wzdłuż Sanu w kotlinie Dźwiniacza i Beniowej oraz w dolinach Woło- satki i Wetlin ki (ryc. 49). W dolinach poprzecznych, o większym spadku rzek, zamiast teras powstały rozlegle stożki napływowe w odcinkach ujściowych potoków (np. stożek Roztok w Tarnawie Niżnej, Bystrego w Mucznem, Zakopańca w Wołosatem, Terebowca w Ustrzykach Gór nych, potoku spod Widełek w Pszczelinach, Kostywskiego w Wetlinie- Osadzie). Jedynie w dolinie Halicza w Bukowcu i Wołosatego pomiędzy Ustrzykami Górnymi a Pszczelinami uformowały się i przetrwały różnowie- kowe terasy. Oprócz teras włożonych są tam również terasy ześlizgowe. W żadnej z dolin nie występuje jednak kompletny zestaw teras w jednym przekroju poprzecznym, uległy one bowiem erozyjnej redukcji. Zwykle razem jest ich 2-3, na większych łukach rzek nawet 3-4 i jedynie koło torfowiska „Litmirz" nad Sanem ich system jest pięciostopniowy. Główne rzeki na odcinkach o małych spadkach podłużnych mają koryta wycięte w osadach terasy zalewowej, a ich dna są cienko wyście lone aluwiami, spod których często odsłaniają się skały podłoża (San, Wołosatka). Wychodnie grubszych ławic piaskowców tworzą w korytach pojedyncze lub zespołowe niskie progi skalne (np. San k. Łokcia, Wo- łosaty poniżej Ustrzyk Górnych). Na odcinkach przełomowych, o więk szym spadku koryta, wychodni litych skał jest więcej, a progi są wyższe i liczniejsze. Ich największa koncentracja występuje w dolinach lub od cinkach dolin poprzecznych do struktur, np. wzdłuż Nasiczniańskiego Potoku, Sanu powyżej ujścia potoku Negrylów, lewego ramienia Roztok, Bystrego w Mucznem, Wołosatego w Pszczelinach. Osady wszystkich starszych teras są żwirowe, ze żwiru zbudowana też jest niższa część pokrywy najmłodszej terasy holoceńskiej (ryc. 50A). Interesujące jest, że w najmłodszej terasie holoceńskiej górna warstwa osadu składa się mułów i piasków z nagromadzonymi obficie w spągu szczątkami drzew i okruchami węgla drzewnego. Liczne daty radiowęglo we uzyskane z tych szczątków wskazują, że osadzanie się mułów i piasków zaczęło się w pierwszej połowie XV wieku i trwało do połowy XX wieku. Odpowiada to okresowi zasiedlenia i rolniczego zagospoda rowania dorzecza górnego Sanu (Kukulak 2004b). W najniższej części osadów drobnoziarnistych, bogatej w szczątki drzew i okruchy węgla drzewnego spotyka się fragmenty drewna ze śladami obróbki, a także pojedyncze okruchy ceramiki, fragmenty przedmiotów skórzanych, żuż la. Zmiana typu osadu wiąże się z wylesieniem dolin i wprowadzeniem rolnictwa, przy czym orka i związane z nią wzmożone spłukiwanie gleby były głównym czynnikiem powodującym wzmożoną dostawę materia łu drobnoziarnistego do koryt rzecznych i jego osadzanie poza korytem w czasie wezbrań. Tak powstała najmłodsza pokrywa aluwialna terasy zalewowej (Kukulak 2004b). Ciekawe są ślady działalności człowieka zachowane w spągu osadów drobnoziarnistych w Łokciu, w pobliżu słupka granicznego 310. Na płyt kim dnie rzeki przy lewym brzegu spod 2,5-metrowej warstwy mułu i pia sku odsłania się fragment umocnienia dawnego brodu przez San. Umoc nienie zbudowane jest ze splecionych cienkich kłód ułożonych prostopa dle do brzegu. Nieco wyżej w górę rzeki w prawym brzegu widoczne są resztki drewnianego mostu, pogrzebanego w aluwiach i obecnie odsła nianego przez podcinanie brzegu. Na prawym brzegu rzeki znajdował się w pobliżu dwór, zaznaczony na mapie katastralnej z 1851 roku (Kryciń- ski 1995). Były tam też młyn, młynówka i droga przecinająca San. Obec ne ukształtowanie terenu nie pozwala uznać tego miejsca za korzystne dla przeprawy przez rzekę. W miejscu dawnego brodu koryto ograniczo ne jest stromymi, prawie pionowymi brzegami o wysokości ok. 2,5 m. W ciągu około dwustu lat dno doliny podniosło się w tym miejscu w wyniku osadzenia warstwy osadów powodziowych, a potem zostało rozcięte, zapewne w ciągu ostatniego pół wieku, odsłaniając resztki daw nych przepraw. Zmiana typu osadów rzecznych ze żwirów na mady jest obserwowa na w Karpatach dość powszechnie i wiązano ją z wylesieniem i koloniza cją rolniczą, choć związek ten był trudny do jednoznacznego wykazania. Dzięki temu, że opisywany obszar jest źródłową częścią dorzecza Sanu, zapis w osadach rzecznych odzwierciedla wyłącznie procesy lokalne. Po nadto, kolonizacja doliny górnego Sanu dokonała się w jednym krótko trwałym etapie w późnym średniowieczu i objęła od razu znaczne obszary dna doliny. I wreszcie, doskonałe odsłonięcia osadów z zapisem zdarzeń z ostatnich kilkuset lat powstały dzięki nasilonemu wcinaniu się rzek w podłoże po zaprzestaniu przed pół wiekiem uprawy roli i obfitej do stawy glin do koryt rzecznych. Obserwacjom sprzyja też niemal całkowity brak umocnień i innych obiektów hydrotechnicznych na brzegach i w ko rycie. Te szczególne warunki w dolinie górnego Sanu pozwoliły prześle dzić dokładniej niż w innych miejscach zależność pomiędzy działalnością gospodarczą a wykształceniem najmłodszych aluwiów. Po wysiedleniu ludności znacznie zmniejszyła się dostawa materiału zboczowego do koryt rzecznych, wskutek czego nasiliło się erozyjne pogłębianie koryt wycinanych przeważnie w podłożu skalnym (rye. 50B). W wyniku pogłębiania (a także poszerzania) koryt wzrosła ich pojemność i wody wezbraniowe nie sięgają już powierzchni terasy dotąd zalewowej.

Przełomowe doliny potoków Wołosatego i Nasiczniańskiego

Ważnym elementem rusztowego układu grzbietów i kratowego ukła du sieci rzecznej są przełomy strukturalne, wąskie i strome odcinki dolin, przecinające poprzecznie główne grzbiety założone na najbardziej odpor nych na erozję seriach skalnych. Dobrymi przykładami przełomów struk turalnych są doliny potoków Wołosatego i Nasiczniańskiego, sąsiadujące ze sobą przez wspólny dział wodny, równorzędne w hierarchii sieci dolin nej i prawdopodobnie równowiekowe. Obie doliny istniały już zapewne w pliocenie, gdy formował się poziom pogórski (Pękala 1969, 1971) lub najpóźniej we wczesnym czwartorzędzie, gdy formował się poziom przydolinny (Henkiel 1977). Obie rzeki przecinają poprzecznie Pasmo Połonin dolinami o podobnej głębokości - ok. 550 m na linii grzbietu połonin - ale z dnami na różnych wysokościach: Wołosatego od 645 m w Ustrzykach Górnych do 550 m przy wylocie do Sanu (średni spadek 1,2% na długości 12 km), a Nasiczniańskiego od 730 m w Brzegach Górnych do 520 m n.p.m. przy wylocie do Sanu, gdzie potok nazywa się już Dwernik (średni spadek 2,1% na długości 10 km). Przy tych podobieństwach obie doliny różnią się jednak zasadniczo swym stosunkiem do tektoniki pod łoża fliszowego i typem genetycznym rzeźby. Dolina Wołosatego założo na jest wzdłuż dużej poprzecznej strefy uskokowej a dolina Nasiczniań skiego wycięta jest w strukturze nie zaburzonej poprzecznymi uskokami. Dolina potoku Nasiczniańskiego ma prostolinijny bieg, jej dno jest wąskie, a niewielkie rozszerzenia (rejony wsi Nasiczne i Dwernik) do kładnie odpowiadają występowaniu w podłożu mniej odpornych ze społów litologicznych. W odcinkach wąskich brakuje teras rzecznych, nawet niskich (od Brzegów Górnych po Nasiczne, gdzie droga wiedzie w znacznej części po sztucznym nasypie), natomiast w rozszerzeniach występują jedynie fragmenty teras. Koryto rzeki jest w przewadze skal ne i niewyrównane, a na długich jego odcinkach występują zespoły pro gów skalnych na wychodniach piaskowców zalegających poprzecznie i konsekwentnie (czyli zapadających w dół rzeki). Subsekwentne doli ny boczne są wcięte bardzo głęboko, mają wysoko zawieszone wyloty, a końcowe ich odcinki są stale odmładzane przez erozyjne pogłębianie, wynoszenie rumoszu i rozwój ześlizgowych progów skalnych, czyli takich, gdzie woda spływa po płytach skalnych. Wiele dopływów wyciętych jest na niemal całej długości w jednej warstwie łupków, odsłoniętej w dnie stromo opadającego wciosu. Dopiero na dnie doliny dopływy skręcają do ujścia przesuniętego nieznacznie w dół doliny, niekiedy przełamując się przez warstwy piaskowców (np. potok spływający przy kamieniołomie w Nasicznem). W rzeźbie doliny zaznacza się regularny przebieg skali stych grzęd i wciosowych obniżeń pomiędzy nimi, a dopływy z obu stron doliny zbiegają się na dnie w tych samych miejscach. Unijne formy zbo czowe (grzędy, wciosy, dopływy) przedłużają się po obu stronach do liny bez przesunięć. Ta cecha rzeźby doliny potoku Nasiczniańskiego jest bardzo charakterystyczna i dobrze widoczna dzięki temu, że formy linijne są tu bardzo śmiałe i nie budzi wątpliwości ich korelacja między obydwu zboczami poprzez wąskie dno doliny z wychodniami skalnymi dobrze odsłoniętymi w korycie potoku. Dolina Wołosatego też ma zwężenia (pomiędzy Połoniną Ca ryńską a Kiczerą, Magurą Stuposiańską a Widełkami) i rozszerzenia (rejony wsi Bereżeki i Stuposiany), nawiązujące do tych samych kompleksów litolo gicznych co w dolinie Nasiczniańskiego. Te zwężenia i rozszerzenia są jed nak mniej wyraziste, gdyż dno doliny jest generalnie szersze, tylko na krót kich odcinkach ma mniej niż 100 m szerokości. Mniejszy spadek rzeki spra wia, że w jej korycie przeważają odcinki aluwialne, a w profilu podłużnym brak wyraźnych załamań spadku (Henkiel 1997). Progów skalnych jest mniej niż w korycie Nasicznego (m.in. pomiędzy mostami poniżej Bereżek, przy wylocie potoku spod Widełek, przed rozszerzeniem doliny w Pszcze- linach). Bieg doliny Wołosatego jest bardziej kręty niż Nasiczniańskiego, a dość długie odcinki prostolinijne są przedzielone kolanowymi tukami, na których rzeka przerzuca koryto pod wklęsły brzeg. Wzdłuż całej doliny ciągną się pojedynczo lub zespołowo terasy denne (1 m, 2-3 m, 4 -6 m nad poziom rzeki), które na tukach doliny są terasami ześlizgowymi, 0 wysokości względnej malejącej w dół rzeki. W rozszerzeniach doliny w Bereżkach i Pszczelinach występują również fragmenty teras zboczo wych (10-15 m, 20-30 m), o silnie zredukowanej pokrywie żwirowej 1 z nadkładem na mytych glin (Pękala 1966). Porównanie biegu koryta z obrazem budowy geologicznej podłoża wskazuje, że krętość koryta jest wymuszona przebiegiem litologicznych i tektonicznych elementów w podłożu. Zasadnicze znaczenie mają tu różnice odporności rozcinanych warstw skalnych oraz obecność uskoków biegnących nieco skośnie (SW-NE) do biegu rzeki. Uskoki tworzą tu wąską strefę blisko położonych niewielkich uskoków zrzutowo-przesuwczych, prawoskrętnych, o zrzuconych skrzydłach południowo-wschodnich (por. s. 20). Pomimo niewielkich przesunięć na pojedynczych uskokach, cała strefa znacznie przesuwa wychodnie skał po obu jej stronach. Jest to stre fa uskokowa o charakterze uskoku rozrywającego, powstałego przed za kończeniem fałdowania, dzięki czemu budowa fałdów po obu jej stro nach jest różna. Zwiększa to różnice w układzie elementów litologicznych podłoża po obu stronach doliny. W wyniku przesunięć uskokowych pa kiety warstw mniej odpornych na erozję w wielu miejscach przylegają wzdłuż uskoku do pakietów bardziej odpornych w drugim skrzydle. Rze ka wcina się szybciej w mniej odporne pakiety skalne, toteż przy uskokach omija pakiety bardziej odporne w jednym skrzydle wcinając się w pakiety mniej odporne w drugim skrzydle. Gdy rozcinając pakiet skał mniej od pornych rzeka dosięga odpornego pakietu piaskowcowego, ześlizguje się po nim subsekwentnie w kierunku drugiego skrzydła uskoku, jeśli wy stępuje tam pakiet skał mniej odpornych (o większym udziale łupków). W ten sposób koryto rzeki zatacza łuk, np. na odcinku pomiędzy Bereżka- mi a Pszczelinami. Przed rozszerzeniem doliny w Pszczelinach koryto ze ślizguje się po grubych ławicach piaskowców spod lewego pod prawe zbocze tworząc na ich wychodniach najwyższe progi skalne w całym bie gu Wołosatego. Zakłócenia ciągłości pakietów warstw są widoczne jeszcze wyraźniej na zboczach doliny. Ostre grzędy piaskowcowe lewego zbocza urywają się w osi doliny, by na prawym zboczu pojawić się w pozycji wyraźnie przesuniętej; nie przedłużają się z jednego zbocza na drugie jak w dolinie Nasiczniańskiego. W wielu miejscach na zboczach doliny grzędy skaliste i wciosy urywają się nagle wzdłuż linii wyznaczających położenie po wierzchni uskoków. Wzdłuż tych linii ułożone są źródła i wysięki wody. W wysokich partiach zbocza doliny pod Połoniną Ca ryńską niewielkie wciosy zanikają po 100-200 metrach od źródła, a ich wody przepływają po nierozciętym zboczu do innych wciosów, przesuniętych o kilkanaście metrów w bok. Wąska, ostra grzęda skalna na zboczu Magury Stuposiań- skiej przecięta jest uskokiem o przesunięciu mniejszym niż rozmiary samej grzędy. Oprócz niewielkiego przesunięcia grzędy obecność uskoku za znacza się rozbiciem grzędy na oddzielne bloki, obecnością zagłębień w zboczu i niewielkich jaskiń szczelinowych w piaskowcowych skałkach. Do zaburzonego układu grzęd piaskowcowych i dzielących je wciosów dopasowane są skręty biegu doliny. Wymuszone uskokami zmiany kie runku koryta przyczyniły się również do poszerzenia dna doliny, stąd wyra zistość powiązań między szerokością doliny a litologią podłoża jest mniej sza niż w dolinie Nasiczniańskiego. Czynnik tektoniczny wydaje się mieć dla rzeźby doliny Wołosatego znaczenie pierwszorzędne (Henkiel 1997), stąd ma ona charakter rzeźby erozyjnej o założeniach tektonicznych.

Formy erozyjne w korytach skalnych

W korytach bieszczadzkich strumieni i rzek występują długie odcinki o dnie skalnym, podczas gdy stosunkowo rzadsze są odcinki koryt o dnie pokrytym osadami. Duży udział odcinków o dnie skalnym odróżnia koryta potoków bieszczadzkich od koryt potoków w innych częściach polskich Beskidów. Mniejsze potoki, z dolinkami o charakterze wciosów (w kształcie litery V), mają wąskie dna, pokryte rumoszem częściowo dostarczanym wprost ze zboczy, a częściowo transportowanym wzdłuż koryta przez potok. Skalne dno odsłania się głównie w progach założonych na grub szych ławicach piaskowców, a części dna wycięte w łupkach są w znacz nym stopniu pokryte osadem. Dno łupkowe odsłania się w korytach potoków subsekwentnych (czyli płynących równolegle do rozciągłości warstw). Koryta takie mają na długich odcinkach postać rynien wyciętych w warstwach łupków, a warstwy piaskowca tworzą gdzieniegdzie ostro gi rozdzielające koryto na podrzędne rynny. Potoki subsekwentne na zbo czach nie poprzecinanych poprzecznymi uskokami płyną nieraz na niemal całej długości wzdłuż jednej warstwy łupku. Dopiero na dnie doliny, przed ujściem, często skręcają w kierunku zgodnym z biegiem głównego potoku. Taki charakter mają m.in. małe dopływy potoku Nasiczniańskiego na od cinku pomiędzy Brzegami Górnymi a Nasicznem. Koryta skalne większych strumieni mają skrzynkowe profile poprzecz ne, o szerokim płaskim dnie i stromych niewysokich brzegach. Przy nor malnym stanie wody strumień płynie całą szerokością koryta. Tam, gdzie płaskie dno koryta wycięte jest w stromo zapadających warstwach ryt micznej serii fliszu, w dnie tworzą się piaskowcowe grzędy skalne (por. Kaszowski, Kotarba 1967), czyli berda. Słowo to zostało przejęte do lite ratury geomorfologicznej z gwary bojkowskiej, gdzie nie jest związane z korytami potoków, a oznacza skaliste grzebienie na połoninach (Bukowe Berdo, Hnatowe Berdo). Pojedyncze berda mają różne kształty, zależne od grubości i struktury warstw piaskowca oraz od układu spękań. Pomiędzy berdami powierzchnia dna jest obniżona, wycięta w bardziej podatnych na erozję łupkach. Główny nurt strumienia przy niskim stanie wody prze pływa przez każde berdo w miejscu, gdzie jest ono najniższe, najczęściej tam, gdzie ograniczony spękaniami fragment berda został wyłamany przez prąd. Miejsca przepływu przez kolejne berda rzadko są ułożone w jednej linii, toteż przy niskim lub średnim stanie wody główny nurt wije się między miejscami przepływu przez kolejne berda, co znacznie spowal nia przepływ. Przy wysokich stanach wody berda są zatapiane a główny nurt przepływa ponad nimi, po krótszej drodze i znacznie szybciej. Erozja skalnych koryt odbywa się przez wyłamywanie i wyrywanie fragmentów podłoża oraz przez ścieranie (abrazję) odsłoniętych po wierzchni dna ziarnami mineralnymi unoszonymi przez nurt w zawiesinie. Wyrywanie fragmentów dna jest głównym sposobem erozji dna łupko wego. Łupki mają predyspozycję do rozpadania się na drobne fragmenty. Rozpad następuje pod wpływem uderzeń fragmentami skalnymi toczony mi po dnie i ssącego działania wirów prądu, którego przepływ nad nie równą powierzchnią dna jest turbulentny (burzliwy). Z berd piaskowco wych wyłamywane są płyty lub grubsze bloki piaskowca ograniczone spę kaniami ciosowymi. Fragmenty skalne są też wybijane z litych powierzch ni skalnych w miejscach uderzenia przez toczone po dnie lub miotane prądem fragmenty skalne. Ścieranie zachodzi najsilniej na powierzchniach skalnych kontaktujących się z głównym nurtem, czyli w miejscach przepły wu przez berda oraz na krawędziach i powierzchniach progów skalnych. Materiałem ściernym oddziaływającym na skalne podłoże są ziarna mine ralne wleczone po dnie lub unoszone w zawiesinie przez burzliwy prze pływ strumienia. Uderzenia ziarn piasku wybijają z podłoża mikroskopij ne fragmenty, przede wszystkim występy i nierówności, ścierając w ten sposób erodowaną powierzchnię. Proces ten jest podobny to techniczne go zabiegu piaskowania powierzchni metalowych. Poddane ścieraniu po wierzchnie piaskowca są szorstkie w dotyku, gdyż ziarnista budowa pia skowca ujawnia się na powierzchni wypukłymi ziarnami kwarcu wyprepa rowanymi z łatwiej ścieralnego spoiwa piaskowca. Powierzchnie piaskow ca stale zmoczone strumieniem, ale kontaktujące się z prądem o łagodniej szym przepływie, pokryte są cienką śluzowatą, śliską w dotyku powłoką utworzoną przez organizmy wodne. Powłoka ta zabezpiecza skałę przed erozyjnym działaniem niesionych prądem ziarn mineralnych. Ścierające działanie prądu wody bywa szczególnie skoncentrowane w niektórych miejscach skalnego podłoża. Tam gdzie dno u podstawy pro gów skalnych lub wodospadów utworzone jest z masywnego piaskow ca powstają czasem misy eworsyjne w wyniku ścierania dna przez frag menty skalne poruszane strumieniem spadającej wody. Są to zaokrąglone misy skalne o regularnych kształtach i gładkim wypolerowanym dnie. Misy są najgłębsze w miejscu, gdzie na dno spada główna struga wody, a ruch fragmentów skalnych jest najczęstszy i najbardziej intensywny. W miarę Rye. 51. Marmity w piaskowcach typu ciśniańskiego. A - dwa marmity na pio nowo leżącej dwumetrowej ławicy w korycie Górnej Solinki. B - Marmit na powierzchni grubej ławicy w potoku Głuchym, powyżej Moczarnego Rye. 52. Marmity w piaskowcach typu otryckiego w korycie Wotosatego w rejonie Pszczelin. A - Marmit z wyraźną rynną odpływową. B - Otoczaki utwo rzone z ostrokrawędzistych fragmentów wirowców po 9 latach natural nej obróbki w marmicie w Pszczelinach. C - Marmit o głębokości ponad 70 cm oddalania od miejsca uderzenia głównej strugi, tam gdzie ruch fragmen tów skalnych jest mniej częsty i mniej intensywny, misa jest płytsza. Po wstałe w ten sposób misy wyżłobione w litym, twardym piaskowcu różnią się od zagłębień wydrążonych u stóp progów i wodospadów w podatnych na erozję łupkach tym, że mają regularne, obłe kształty i silnie wygładzo ne powierzchnie. Misy eworsyjne na ogół są niewidoczne, można je zoba czyć dopiero po odgarnięciu wypełniającego je rumoszu. Inne charakte rystyczne formy wytwarzane ścierającym działaniem strug wody powsta ją tam, gdzie strugi prądu tworzą wiry stacjonarne. Wiry takie powsta ją za nierównościami podłoża i trwają przez długi czas w jednym miej scu zachowując swoją formę. Ich oddziaływanie erozyjne jest szczególnie wydajne, gdy wir nie zmienia położenia i kształtu przy zmieniającej się wielkości przepływu w korycie. W takim wypadku przez długi czas, nieza leżnie od poziomu wody, działanie erozyjne wiru atakuje skałę w tym samym miejscu i w tym samym kierunku. Erozyjna działalność wirów prądu wodnego bywa nazywana eworsją, a powstałe w wyniku tej działalności formy, takie jak kotły, rynny i misy eworsyjne są w korytach potoków bieszczadzkich znacznie częstsze niż w innych rejonach polskich Beskidów. Szczególnie charakterystyczną formą erozji w korytach skalnych o dy namicznym przepływie są marmity, zwane też kotłami wirowymi lub kotłami eworsyjnymi - zaokrąglone w przekroju, głębokie wydrążenia w skalnym dnie. Mają na ogół dość wyraźnie zaznaczoną górną krawędź, od której ich ściany opadają bardzo stromo lub pionowo w dół. Typowe marmity w korytach dużych potoków bieszczadzkich mają 10-25 cm śred nicy i 15-50 cm głębokości (ryc. 51). Duże formy mają kształt cylindryczny, a ich głębokość jest większa od średnicy, w skrajnych przypadkach nawet ponad trzykrotnie. Są one zazwyczaj wydrążone w masywnych piaskow cach na progach lub wyniesionych fragmentach skalnego dna koryta, po zaprądowej stronie występów lub załomów podłoża powodujących powstawanie wiru o pionowej osi. Najniższy punkt na obwodzie górnej krawędzi marmitu znajduje się zazwyczaj po jego zaprądowej stronie, a w niektórych marmitach biegnie od tego punktu w dół prądu rynna od pływowa (ryc. 52A). Zdarzają się też rynny doprowadzające do marmitu skoncentrowaną strugę wody od strony doprądowej. Marmity są charak terystyczne dla skalnych den dużych potoków przecinających wychod nie piaskowców otryckich i ciśniańskich: Wołosatego, Górnej Solinki, Na- siczniańskiego, Wetlinki, Solinki. Po kilkadziesiąt marmitów zaobserwo wano w potoku Nasiczniańskim między Brzegami Górnymi a Nasicznem i w Wołosatym między Ustrzykami Górnymi a ujściem do Sanu. W Solince, w wyniku szczegółowej inwentaryzycji przy wyjątkowo niskim stanie wody M. Martowicz (1995) znalazł 96 marmitów na odcinku o długości 14,5 km, pomiędzy mostami w Majdanie i w Polankach. Osobliwe małe marmity występują dość licznie w górnych biegach potoków spływających ze stromych zboczy Pasma Połonin i grzbietu Wielka Rawka-Dział. Marmity te znajdują się na krawędziach progów skalnych i mają formę półkuli- stych, doskonale wypolerowanych zagłębień o średnicy ok. 5 cm. Tempo powstawania marmitów jest słabo poznane. Jeden z autorów (GH) obserwował wielokrotnie w ciągu ponad 30 lat najgłębszy marmit znaleziony dotąd w Bieszczadach i stwierdził jego pogłębienie między rokiem 1971 a 2000 o ok. 10 cm, z 63 do 73 centymetrów. Marmit ten (rye. 52C) znajduje się w korycie Wołosatego w Pszczelinach, poniżej wylotu rzeki z przełomu przez pasma Widełek i Magury Stuposiańskiej, ok. 60 m poniżej drugiego od Bereżek mostu drogowego. Potok prze łamuje się tu ukośnie przez kilka pionowo zalegających ławic piaskow ców. Z jednej z nich sterczy w górę wąski ząb skalny, silnie zaokrąglony przez erozję od strony doprądowej i zwężony u podstawy, czyli tam, gdzie częściej poddawany jest ścieraniu w czasie wezbrań. Po prawej stronie zęba, w grzędzie skalnej wyżłobione są rynny eworsyjne o średnicy ponad 20 cm, z misami i drobnymi marmitami w dnie. U podstawy zęba skal nego, po jego zaprądowej stronie, znajduje się wlot głębokiego marmitu o średnicy ok. 20 cm. Od niewyraźnie zaznaczonej rynny wlotowej po jego ścianie biegnie w dół po śrubowej linii rynna zagłębiona na kil ka centymetrów. Od górnej krawędzi do dna zakreśla ona około półto ra obrotu. Na środku dna wznosi się na ok. 5 cm ostrze skalne rozdziela jące w czasie wezbrania strugę zbiegającą śrubowym ruchem do dna od strugi wznoszącej się w górę do wylotu wzdłuż osi marmitu. Przy średnim stanie wody wlot marmitu położony jest ok. 15 cm nad poziomem stru mienia. Wypełniony jest on wtedy w ok. 2/3 osadem. Osad w marmicie składa się z otoczaków o rozmiarach do ok. 2 cm, rzadko większych. Przy powierzchni żwir jest luźno upakowany, w głąb pomiędzy większymi oto czakami pojawia się coraz więcej ziarn drobnych. W dolnej części osad jest ściśle upakowany, a całą przestrzeń między otoczakami wypełnia piasek z drobnym żwirkiem. W roku 1992 do marmitu wrzucono kilka ostro- krawędzistych okruchów o wielkości ok. 3-4 cm, pochodzących ze świe żo rozbitych silnie scementowanych wirowców. W następnych latach w czasie obserwacji osadu w marmicie wciąż je tam znajdowano, stopnio wo z coraz bardziej wyraźnymi śladami obtoczenia. W roku 2001 krawę dzie otoczaków były już wyraźnie zaokrąglone (rye. 52B), ale kształty po zostawały jeszcze nieregularne, zbliżone do pierwotnych. Te obserwacje pozwalają sądzić, że powstanie marmitu o głębokości kilkudziesięciu cen- tymetrów wymaga wielu dziesiątków lat, a doskonale obtoczone twarde fragmenty skalne przebywają zapewne w marmicie od parudziesięciu lat. W tych marmitach, które są całkiem wypełnione osadem znajduje się niemal zawsze duże płaskie otoczaki zaklinowane w poprzek lub masyw ne otoczaki o rozmiarach zbliżonych do średnicy marmitu. Otoczaki takie uniemożliwiają powstanie spiralnej strugi żłobiącej marmit i według Ale xandra (1932) ich obecność przerywa proces pogłębiania marmitu. Wyni ka z tego, że możliwość dostania się do marmitu dużych otoczaków nie sprzyja ich rozwojowi. Zgadza się to z obserwacją, że najliczniejsze i naj lepiej rozwinięte marmity występują w korytach strumieni poniżej długich odcinków akumulacyjnych, gdzie rzeka pozostawia niemal cały transpor towany żwir, a także na wyniesionych częściach dna, gdzie większe oto czaki nie mogą się dostać. Górne krawędzie wielu dużych marmitów położone są powyżej po ziomu wody przy niskich i średnich stanach przepływu, ale nie są to for my martwe. Ich drążenie zachodzi tylko podczas największych wezbrań, przez stosunkowo krótki czas w ciągu roku. Pomiędzy wezbraniami na dnie większości marmitów zalega żwir. Obserwacje tego żwiru wskazują, że cięższe fragmenty wpadające do głębokich marmitów pozostają w nich uwięzione przez dłuższy czas, biorąc udział w ruchu wirowym w czasie kolejnych wezbrań. Wśród otoczaków znajdowanych w głębokich mar mitach zauważalnie więcej jest ciężkich składników, takich jak kawałki żelaza i pociski ołowiane.

Misy torfowisk

W dolinach górnego Sanu i jego dopływów występuje wyjątkowo duże, jak na Karpaty, nagromadzenie torfowisk (ryc. 53). Ich nagroma dzenie jest tu szczególnie duże w porównaniu z innymi częściami Kar pat. Wzdłuż Sanu i Wołosatki jest aż 16 torfowisk większych od 0,5 ha. Znajdują się tu torfowiska niskie, przejściowe i wysokie. Najbardziej wi doczne w rzeźbie dolin są torfowiska wysokie, dzięki charakterystycznym kopułom i zwykle znacznej rozległości. Powierzchnia każdego z torfowisk wysokich wznosi się najwyżej w części centralnej, gdzie przyrost torfu był najszybszy (ok. 1 mm/rok), a często też trwał najdłużej. Części brzeżne, czyli okrajki, obniżają się stopniowo do poziomu otoczenia i są zwykle bardziej zadrzewione. Kopuły są przeważnie asymetryczne, opadają ła godniej w stronę koryt rzecznych, a ich wysokości są proporcjonalne do powierzchni torfowisk; w najbardziej rozległych sięgają nawet do 4,5 m wysokości („Litmirz", „Tarnawa Wyżna" I, „Łokieć"). Rye. 53. Mapa rozmieszczenia torfowisk i osadów zastoiskowych w dolinach Sanu i Wołosatego

Najwięcej torfowisk uformowało się na terasie wysokości 4-6 m nad poziom koryta z wczesnego holocenu. Są to przeważnie torfowiska wy sokie i leżą blisko koryt. Nieliczne torfowiska wysokie znajdują się także na terasie wyższej (6-10 m, z późnego glacjału), natomiast na terasie naj niższej (1-2 m), występują jedynie torfowiska niskie. Największe skupiska torfowisk nadrzecznych ciągną się wzdłuż Sanu, pomiędzy Łokciem a Sokolikami Górskimi („Łokieć", „Dźwiniacz Górny", „Tarnawa Niżna" - 2 torfowiska, „Tarnawa Wyżna" - 4 torfowiska, „Litmirz", „Sokoliki Górskie" - 2 torfowiska). W niższej części doliny Sanu występują one pojedynczo („Zakole", „Smolnik"). Torfowiska wy sokie nad Sanem mają największe powierzchnie, np. „Litmirz" (9 ha), „Tarnawa Wyżna I" (9 ha) i najgrubsze warstwy torfu, np. „Tarnawa Wyżna A" - ponad 6 m; „Litmirz", „Zakole", „Dźwiniacz G." - ok. 4 m; „Łokieć", „Tarnawa Wyżna II" - 3 m (tab. 1).

Tabela 1. Położenie i rozmiary największych torfowisk w dolinie Sanu i Włosatki (miąższość torfu wg własnych pomiarów sondą wiertniczą)

Powierzchnia Nazwa torfowiska Położenie Miąższość torfu (m) (ha) 1. Sokoliki Górskie A Terasa 6-10 m 1,5 1.80, (2.50*) 2. Sokoliki Górskie B Terasa 6-10 m 0,5 2.00, (1.70*) 3. Litmirz Terasa 6-10 m 9,0 4.00, (2.80*) 4. Tarnawa Wyżna A Terasa 4 -6 m 9,0 >5.80, (6,0*, 6,8**) 5. Tarnawa Wyżna B Terasa 6-10 m 0,4 0,65 6. Tarnawa Wyżna C Terasa 4 -6 m 6,0 2.80, (1.80*) 7. Tarnawa Wyżna D Terasa 4 -6 m 1.0 1,55 8. Tarnawa Niżna A Terasa 2-3 m 0,3 1,00 9. Tarnawa Niżna B Terasa 6-10 m 0,5 2.50, (2.80*) 10. Dźwiniacz Górny Terasa 4 -6 m 4,5 2,85, (3,75*) 11. Łokieć Terasa 4 -6 m 3,5 3,00 12. Zakole Terasa 4 -6 m 5,0 4,00 13. Wołosate Terasa 4 -6 m 1,0 4,00 * wg Marek, Pałczyński 1962 ** wg Ralska-Jasiewiczowa 1972, 1980

Dużo mniejsze są torfowiska wzdłuż Wołosatki między Ustrzykami Górnymi a Wołosatem oraz wzdłuż Wetlinki w rejonie wsi Smerek. Nad Wołosatką przeważają torfowiska przejściowe i niskie, których główne skupiska znajdują się po obu stronach rzeki pomiędzy dopływami: Szcza- winka i Kańczowa. Jedynie wysokie torfowisko „Wołosate" (rezerwat ścisły) dorównuje formom znad Sanu; ma ono ponad 1 ha powierzchni, kopułę o wysokości 3 m i prawie 4 m miąższości torfu. Kilka torfowisk w dolinie Wołosatki-Wołosatego zostało pogrzebanych osadami rzecz nymi i stokowymi (w rejonie Ustrzyk Górnych 3 torfowiska i jedno koło Wołosatego); torf można dziś stwierdzić jedynie we wkopach lub w pod cięciach teras. Największe z torfowisk wzdłuż Wetlin ki („Smerek") zajmu je prawie 2 ha, ma 2,4 m miąższości i kopułę o wysokości 2 m (Marek, Pałczyński 1962, Ralska-Jasiewiczowa 1969). Drugim obszarem wystąpień torfowisk są niecki wewnątrzosuwisko- we na stokach. W bezodpływowych obniżeniach pomiędzy osuniętymi pakietami skalnymi lub wałami gliniastych koluwiów powstały sprzyja jące warunki hydrologiczne i morfologiczne dla akumulacji torfu, który osiągnął w niektórych nieckach nawet kilkumetrowe miąższości. Na osu wisku w Mucznem (stok Jeleniowatego) utworzyły się trzy podłużne niec ki wypełnione torfem; w jednej z nich torf ma co najmniej 6 m miąższo ści. W jednej z dwóch niecek na głębokim osuwisku na grzbiecie biegną cym od Widełek ku północy przewiercono 2,5 m torfu (Haczewski i in. 2001). Mniej rozległe torfowiska znajdują się w rowach rozpadlinowych u podnóży nisz osuwiskowych na Szerokim Wierchu i na zboczach doliny Roztok oraz pomiędzy wałami osuwisk na Haliczu (stok zachodni), Kopie Bukowskiej (stok wschodni) i Bukowym Berdzie (stok wschodni). Trzecią grupę torfowisk tworzą kępy roślinności i gleby torfowej występujące punktowo w piętrze połonin (Skiba i in. 1998). Powstały one w bezodpływowych zagłębieniach niwacyjnych lub sufozyjnych, płytko podścielonych gliniastą zwietrzeliną lub litą skałą. Mają one zale dwie do kilkudziesięciu centymetrów miąższości i do kilku metrów kwa dratowych powierzchni, ale są dużą osobliwością glebowo-florystyczną na grzbietach Szerokiego Wierchu, pomiędzy Krzemieniem a Tarnicą, na Kańczowej. Obecność torfowisk w Bieszczadach Wysokich rejestrowano już od dawna (m.in. Knapp 1872), ale dopiero powojenne ich badania dostar czyły bogatej dokumentacji botanicznej i geologicznej. Dla większości tutejszych torfowisk („Smolnik", „Zakole", „Dźwiniacz Górny", „Tarnawa Niżna", Tarnawa Wyżna I i II", „Sokoliki Górskie I", „Wołosate", „Ustrzyki Górne", „Smerek") opracowano stratygrafię torfu, ocenę jego popiel- ności oraz wykonano analizy paleobotaniczne (Marek, Pałczyński 1962; Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1969, 1972, 1980; Lipka, Godziem- ba-Czyż 1970; Lipka i in. 1978; Pękala i in. 1972; Kaszowski, Ralska-Jasie wiczowa 1972). Dla niektórych torfowisk („Tarnawa Wyżna", „Smerek", „Dźwiniacz Górny", „Łokieć") oznaczono metodą radiowęglową wiek po szczególnych warstw (Ralska-Jasiewiczowa 1980, 1989; Haczewski i in. 1998, 2001). W pionowych profilach tych torfowisk wyróżnia się poziomy kolejno narastających odmian torfu, które pozwalają odtworzyć przebieg zmian środowiska doliny górnego Sanu (Marek, Pałczyński 1962; Ralska- Jasiewiczowa 1968, 1980, 1989). Na podstawie analiz pyłkowych pro filów poszczególnych torfowisk stwierdzono, że torfowiska zaczęły się rozwijać w miejscach zabagnionych i słabo porośniętych lasem jako torfo wiska niskie, stopniowo przechodząc w przejściowe i wysokie (Marek, Pał czyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1980). Zmiany składu pyłków i szcząt ków roślin w tych profilach wykazują, że w trakcie holocenu zmieniał się w Bieszczadach skład lasów, zmieniało się położenie ich górnej grani cy na połoninach, przekształcały się zbiorowiska leśne i łąkowe w wy niku wahań wilgotności klimatu i okresowych penetracji terenu przez człowieka. Na podstawie obecności pyłków roślin synantropijnych w profilach torfowisk przyjmuje się, że ingerencja człowieka w szatę leśną nastąpiła po raz pierwszy na pograniczu okresów atlantyckiego i subborealnego (ok. 4400 lat BP, Ralska-Jasiewiczowa 1969, 1980, 1989). Podobne wskaźniki wpływu antropogenicznego pojawiają się jeszcze parokrotnie w wyższych częściach profili torfów, ale największa zmiana składu szaty roślinnej zaznacza się w odcinkach stropowych (ostatnie 30 cm). Wiążą się one zapewne z wprowadzeniem stałego osadnictwa i rolnictwa na te obszary w późnym średniowieczu. Datowania torfu metodą C-14 oraz oznaczenia paleobotaniczne wszystkich torfowisk wskazują, że najstarsze z nich („Tarnawa Wyżna I") zaczęło się formować już w późnym glacjale, a drugi okres ożywienia rozwoju torfowisk przypadł na schyłek okresu atlantyckiego i początek subborealnego („Smerek", „Dźwiniacz", „Łokieć"). W profilach torfów występują przewarstwienia mineralne wskazujące na okresy zasypywa nia torfowisk osadami powodziowymi (Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1972, 1988), a także poziomy torfu bogate w makroszczątki drewna, świad czące o okresowym przesuszeniu torfowisk (Kukulak 1998; Haczewski in. 1998). Interesującą cechą torfowisk w zlewni górnego Sanu jest ich wystę powanie na podłożu zbudowanym głównie ze żwirów i mad rzecznych czyli osadów, które na ogół zapewniają dobre odwodnienie podziemne i nie dopuszczają do powstania mokradeł. Dla zbadania budowy geolo gicznej podłoża torfów wykonano liczne wiercenia na każdym z torfo wisk nad Sanem. Większość z tych wierceń sięgnęła do podłoża torfów (Haczewski i in. 1998; Kukulak 1998), co pozwoliło poznać charakter osadów wyścielających dna torfowisk i ukształtowanie podłoża torfu. Bezpośrednim podłożem torfu jest wszędzie cienka (5-30 cm) war stwa mułu lub iłu bogatego w szczątki drewna. Leży ona najczęściej na osadach rzecznych (muły, piaski, żwiry) o grubości od kilkunastu centy metrów do 1,3 m. W drobnoziarnistych aluwiach pod niektórymi torfowi skami („Tarnawa Wyżna I", „Dźwiniacz Górny") dają się wydzielić warstwy różniące się uziarnieniem, składane podczas wylewów rzeki na równię zalewową. W innych torfowiskach są to osady niewysortowane, zagli- nione, bezładnie ułożone, charakterystyczne dla stożków napływowych (2 torfowiska w Sokolikach Górskich, 3 w Tarnawie Wyżnej, „Tarnawa Niżna II"). Choć obfita zawartość frakcji piaszczystej w osadach rzecznych pod torfowiskami może być wynikiem nagromadzenia piasku dostarcza nego przez rzekę, wydaje się, że jest to raczej efekt silnego wietrzenia chemicznego żwirów piaskowcowych poddanych działaniu wód podtor- fowych. W tych miejscach, gdzie pokrywa osadów rzecznych jest erozyj nie rozcięta, torf leży bezpośrednio na tłustych iłach będących zwietrzeli- ną łupkowego cokołu teras („Tarnawa Wyżna II", „Łokieć"). Geneza drobnoziarnistych osadów uszczelniających dna basenów torfowiskowych wiąże się z wylewami rzek. Unoszone w zawiesinie osady drobnoziarniste (muły i iły) odkładały się w czasie wezbrań na rozległych powierzchniach tarasów. Wylewy były częste, gdyż koryta były płytsze niż obecnie. Najwięcej osadu mogło się osadzić w sąsiedztwie koryta, tam też powierzchnia tarasu była nadbudowywana najszybciej 1 powstały naturalne wały przykorytowe. Płytko rozlana mętna woda roz nosiła zawiesinę po całym obszarze równi zalewowej, gdzie osadzała się cienka warstwa mułu i iłu utrudniająca wsiąkanie wody w podłoże. Od pływ powierzchniowy do koryt utrudniały z kolei wały przykorytowe. Powstawały w ten sposób rozlewiska o utrudnionym odpływie wody, co sprzyjało powstaniu najpierw mokradeł, a potem torfowisk. W pierw szych fazach rozwoju tworzyły się torfowiska niskie, turzycowo-trawiaste, później przechodziły one w torfowiska przejściowe, by ostatecznie przekształcić się w wysokie. Te zmiany nastąpiły jednak w pełni tylko w tych torfowiskach niskich, w których zwiększył się drenaż podłoża oraz ustał dopływ wód zalewowych i gruntowych („Tarnawa Wyżna I, II", „Litmirz"). Wiercenia pozwoliły też poznać rzeźbę dna basenów torfowiskowych (Szerszeń 1997; Kukulak 1998; Haczewski i in. 1998). Na torfowiskach wysokich obecność kopuł sprawia, że miąższość torfu jest często wyraź nie większa niż głębokość basenów, które dały początek torfowiskom. Pierwotne obniżenia w powierzchni tarasów miały od 0,5 m do prawie 2 m głębokości i były najczęściej wydłużonymi płytkimi misami lub głęb szymi rynnami, choć niektóre były płaskie („Sokoliki Górskie II", „Tarna wa Wyżna II"). Formy wydłużone są łukowato wygięte i biegną równo- Ryc. 54. Przekroje przez misę torfowiska Łokieć legie do przyległego zbocza doliny. Kopalne rynny są zapewne dawny mi starorzeczami Sanu meandrującego po terasie („Łokieć" - ryc. 54, „Dźwiniacz Górny") lub kanałami wezbraniowymi na równi zalewowej („Tarnawa Wyżna II"). Torfowisko „Litmirz" wypełnia dawny odcinek ko ryta potoku Litmirz, porzucony w wyniku przeciągnięcia najniższego od cinka potoku przez San. Rynna torfowiska „Litmirz" ma w podłożu żwiry, ma wąskie i strome brzegi, prostolinijny przebieg, a grubość torfu jest największa w strefie osiowej. Brzeżne części rynny są do dziś podmokłe, a torf jest w nich silnie zailony, co świadczy o dużej dostawie wody i glin z przyległych zboczy. Najgłębsze części „Łokcia" i „Dźwiniacza Górnego" są łukowymi odcinkami dawnych koryt, zorientowanymi wypukłością przeciwnie do dzisiejszych zakoli Sanu. Po ich porzuceniu przez San roz poczęła się w nich akumulacja torfu, która w wyniku rozrostu torfu obję ła również przyległe części równi zalewowej. Podobny przebieg ma roz wój najmłodszych torfowisk. Prawie wszystkie uformowały się w wąskich starorzeczach Sanu i Wołosatki na tarasie o wysokości 1-2 m („Smolnik", „Tarnawa Niżna I", „Sokoliki Górskie I", „Wołosate"). Akumulacja tor fu objęła tylko niektóre starorzecza i to na niewielkich odcinkach. Do za początkowania tego procesu dochodziło tylko przy splocie szczególnie korzystnych warunków hydrogeologicznych i morfologicznych. Osady rzeczne, widoczne w licznych podcięciach tarasów, są dość monotonne, złożone przeważnie ze żwirów i mad piaszczystych. Na tym mało urozmaiconym tle aluwiów zwracają uwagę lokalne wystąpie nia drobnoziarnistych, ciemnych osadów bogatych w materię organiczną, niekiedy bardzo wyraźnie laminowanych (rye. 55A). Osady te nagromadzi ły się w zbiornikach korytowych powstałych przez spiętrzenie wód rzecz nych zaporami naturalnymi lub sztucznymi. Chociaż żaden z tych zbiorni ków nie przetrwał do dzisiaj, o ich rozmieszczeniu i rozległości świadczą osady, które je wypełniły, a potem zostały erozyjnie rozcięte odsłaniając ich pełny profil. Większość zbiorników zaporowych powstała w wyniku celowego przegrodzenia koryt dla zasilania wodą młynów, tartaków lub potaszni. Rzadsze są ślady zbiorników naturalnych, powstałych po przegrodzeniu koryt rzecznych lub całych den dolin przez osuwiska. Osady zbiorników sztucznych zachowały się najlepiej w Siankach i Beniowej w osadach Sanu oraz w Bukowcu w osadach potoku Halicz. Mniej rozległe stanowiska osadów sztucznych zbiorników zaporowych występują w korytach Górnej Solinki w Moczarnem, Wetlin ki w Osadzie (górna część Wetliny) i Wołosatki w Wołosatem. Urozmaiconą serię do brze zachowanych osadów zastoiskowych pozostawiło po sobie rozle głe i głębokie jezioro, powstałe po przegrodzeniu doliny potoku Mucz- nego przez potężne osuwisko. Na mniejszą skalę osady takich base nów utworzonych przez osuwiska zachowały się w dolinach bocznych, np. w Roztokach (Tarnawa Niżna), Rzeczycy (Ustrzyki Górne) i Prowczy (Brzegi Górne) (ryc. 53). Seria osadów zbiornikowych o prawie dwumetrowej grubości odsła nia się w prawym brzegu Sanu w Beniowej poniżej ujścia potoku Negry- lów do Sanu (C na ryc. 53). Nagromadzenie tych osadów rozciąga się na długości prawie 200 m. Jego szerokość, oceniona na podstawie topogra fii terenu, może sięgać nawet 80 m, co odpowiada rozmiarom istniejące go tam niegdyś zbiornika. Duża część osadów została już usunięta w wy niku erozji przez wody Sanu, zwłaszcza z lewego brzegu, gdzie przetrwały jedynie najniższe fragmenty tej serii. Pełny profil jest dobrze odsłonięty w prawym brzegu Sanu (ryc. 55B). Osady zbiornikowe są w dolnej czę ści wyraźnie uwarstwione. Na najniższej, cienkiej warstwie drobnych szczątków drewna zalega seria wyraźnie warstwowanych osadów drobno ziarnistych złożona z siedmiu warstw mułu, na przemian wzbogaconych w ił lub piasek, o miąższości 8-10 cm każda, z podrzędnym udziałem mate riału roślinnego i z pojedynczymi poziomo zalegającymi kłodami drewna. Rye. 55. Laminowane osady holoceńskie. A - Spąg laminowanych osadów wypeł niających dawny sztuczny zbiornik w środkowym biegu Wołosatki (zbior nik oznaczony literą G na ryc. 53). B - Laminowane osady w terasie holo- ceńskiej w Beniowej, poniżej ujścia potoku Negrylów. Osad jest wypełnieniem dawnego sztucznego zbiornika zasilającego młyn i tartak. Widoczne pogrzebane kłody drewna (strzałki) i nacieki żelaziste pod nimi. Zbiornik oznaczony literą C na ryc. 53 Rye. 56. A - Laminowane osady wypełniające dawny zbiornik na potoku Halicz w Bukowcu. B - Dolna część osadów jeziora osuwiskowego w odsłonię ciu pod stawem rybnym w Mucznym Warstwy te są obocznie ciągłe i bardzo regularne, zróżnicowanie uziarnienia poszczególnych warstw jest podkreślone dzięki różnicom w od porności na erozję - warstwy bogatsze w ił są słabiej rozcięte i tworzą wypukłości w ścianie odkrywki. W wyższej części profilu warstwowanie osadów staje się stopniowo coraz mniej wyraźne, gdyż osady są słabiej wysortowane. Ta część osadów jest ścięta powierzchnią erozyjną, nad którą leży druga podobna seria osadów laminowanych o miąższości 0,6-0,7 m. Najwyżej leży warstwa osadów bezstrukturalnych powstałych w końcowym etapie zasypywania zbiornika deltą Sanu. Wiek liści ze spągu serii dolnej został określony metodą C-14 na 150± 120 lat BP, co może wskazywać, że zbiornik ten istniał już na począt ku XIX w. i wówczas zaczęły się w nim gromadzić osady. Takie określenie wieku zbiornika znajduje potwierdzenie w źródłach historycznych. Na pla nie katastralnym z 1852 r. i austriackiej mapie topograficznej z 1901 r. widoczne są tartak wodny i młyn wodny położone obok siebie na pra wym brzegu Sanu, w miejscu zwanym Krywula (Kryciński 1995). To na ich potrzeby zapewne spiętrzono przegrodą wody Sanu do wysokości przyległego tarasu. Zbiornik stał się pułapką dla osadów transportowa nych korytem Sanu, które zaczęły go stopniowo wypełniać, zwłaszcza w czasie wezbrań. Dostający się do zbiornika osad ulegał sortowaniu według wielkości ziarna i gęstości składników. W strefie cofki zbiornika gromadził się osad grubszy, a bliżej przegrody osad drobniejszy, głównie opadający z zawiesiny. W czasie każdej dużej dostawy powstawała war stwa osadu na całej długości zbiornika, a cykl ten powtarzał się wielo krotnie. Powierzchnia erozyjnego ścięcia między serią dolną a górną świadczy o okresowym usunięciu przegrody lub o sztucznym pogłębie niu zbiornika. Po ostatecznej likwidacji tamy (prawdopodobnie w 1946- 1947 r.) osady zbiornika zostały rozcięte przez San i obecnie są szybko usuwane przez erozję boczną. Drugi zbiornik na Sanie w Beniowej istniał w tym samym okresie ok. 1 km niżej i służył potrzebom tartaku wodnego. Drewniana przegro da miała ok. 50 m długości, a rozlewisko rzeki było szerokie na 72 m (Kryciński 1995). Osady nagromadzone w tym zbiorniku nie są wyraźnie warstwowane i są jednorodnym nagromadzeniem piaszczystego mułu. Zapewne dzięki przechwyceniu grubszych frakcji osadu przez zbiornik górny (Krywula), w zbiorniku dolnym gromadził się tylko osad, który przez zbiornik górny przepłynął w zawiesinie. Wycięte w osadach zbior nika dolnego obecne koryto Sanu łatwo meandruje i podczas wezbrań stopniowo zmienia przebieg. Doskonałe odkrywki osadów zbiornikowych znajdują się w Bukow cu (E na ryc. 53). W brzegach potoku Halicz, około 300 m powyżej mostu na drodze do Sianek, seria warstwowanych osadów o miąższości 1,7-2,5 m odsłania się na długości ponad 30 m. Kręty bieg potoku spra wia, że odsłania się tu zarówno podłużny, jak i poprzeczny przekrój lami nowanych osadów wypełniających dawny zbiornik. Naprzemianległe war stwy osadu mineralnego i organicznego (ryc. 56A) są tu znacznie cieńsze i lepiej wysortowane niż w Beniowej. W przekroju poprzecznym zbiorni ka warstwy osadu tworzą formę niecki. Warstwy osadu organicznego są najgrubsze w jej osi. Od dołu profilu ku górze stopniowo maleje udział materiału organicznego i grubość warstw. Najgrubsza warstwa (prawie 65 cm), odsłonięta w prawym brzegu koryta, 4-7 m przed resztkami drewnianej przegrody, złożona jest z liści, pędów, owoców i nasion. War stewki osadu mineralnego to muły i iły. W wyższej części serii zbiorni kowej przeważają piaski, muły i drobne żwiry, a wkładki organiczne są cieńsze, soczewkowate z większą domieszką mułu. W profilu całej serii widocznych jest od 15 do 25 warstw materiału roślinnego grubszych od 1 cm. W tym samym profilu wielokrotnie powtarzają się powierzchnie ścięcia erozyjnego. Grubość serii osadów zastoiskowych gwałtownie ma leje w górnym zakończeniu dawnego zbiornika, gdzie na serię osadów laminowanych wkracza ż wi ro wo- p i a szczy sta delta, której czoło przesu nęło się o kilkanaście metrów w ciągu ostatnich lat. Ostatnio (2005 r.) czoło delty sięga już przegrody, grzebiąc odsłaniające się do niedaw na głębsze warstwy osadów zastoiskowych, a wskutek łatwej erozji bocz nej potoku Halicz pozostały z tych osadów jedynie fragmenty. Zbiornik zaporowy w Bukowcu związany był z miejscowym mły nem i tartakiem dworskim. Najstarsza wzmianka o tym młynie pochodzi już z 1589 r., był też rejestrowany w 1852 r., a istniał jeszcze w poło wie łat 40. XX w. (Kryciński 1995). Przegroda z kłód drewna w korycie Halicza miała ponad 30 m długości, a jej fragmenty odsłaniają się jeszcze w prawym brzegu rzeki. W porzuconym korycie potoku za tamą znaj dują się do dziś resztki zabudowy i urządzeń tartaku. Zbiornik, wypeł niony niemal całkowicie osadami, położony był w pierwotnym korycie potoku, a obecne koryto wykorzystuje dawną młynówkę. Szczątki drewna ze spągu serii osadów zbiornikowych oznaczono radiowęglowe na 250±100 lat BP (Haczewski i in. 1998), a z rozcięcia tej serii w górnej jej części na 80±60 lat BP. Widoczne dziś osady repre zentują jedynie fragment całej ich objętości dostarczonej do zbiornika. Podczas wielkich wezbrań część osadu nagromadzonego uprzednio mogła być wynoszona, jest też możliwe, że nadmiar osadów był okre sowo usuwany przez gospodarzy urządzeń wodnych. Znacznie mniejsze grubości warstw osadu mineralnego w Bukowcu w porównaniu z wy pełnieniami zbiorników na Sanie związane są zapewne z mniejszym natężeniem transportu osadu przez potok Halicz, którego przepływ jest parokrotnie mniejszym niż Sanu w Ben i owej. Mała domieszka materia łu mineralnego w warstwach organicznych wskazuje na stagnację wody w zbiorniku i szybkie wyhamowywanie przepływu w pobliżu ujścia po toku do zbiornika. Materiał wleczony gromadził się przy ujściu, a do niezbyt odległej głębszej części zbiornika docierał niemal wyłącznie materiał drobny. Przewarstwienia osadów mineralnych organicznymi po wstawały w czasie wezbrań, gdy wzmożona energia przepływu umożli wiała dostawę zawiesiny na większą odległość od ujścia. Głęboki zbiornik musiał niegdyś istnieć w korycie Górnej Solinki w Moczarnem, tuż przy końcowej stacji dawnej kolejki leśnej. Miąższość serii warstwowanych osadów sięga tam 3,5 m. W całej serii mało jest warstw szczątków roślinnych, natomiast osad mineralny jest piaszczy sty, wyraźnie grubszy niż w poprzednio opisanych stanowiskach. Różnice te wynikają przede wszystkim z większego spadku Górnej Solinki, któ ra transportuje podczas wezbrań znacznie grubsze rumowisko niż San lub Halicz. Mniejsze zbiorniki sztuczne istniały niegdyś w Wetlinie-Osadzie. W ko rycie pierwszego lewego dopływu Wetlin ki spod Działu, ok. 150 m od początku serpentyn drogi na Przełęcz Wyżnią, zachowały się obszerne fragmenty wypełnień dwóch zbiorników. Były one położone blisko sie bie, 15 i 35 m w dół rzeki od wysokiego na 2,7 m progu skalnego w korycie Wetlin ki. Rozprzestrzenienie osadów pokazuje, że górny zbiornik był mniej szy (15x10 m) od dolnego (25x15 m), a miąższość osadów w obu zbior nikach sięgała 1 m. Wyraźniej warstwowe są osady w zbiorniku dolnym, gdzie ich starsza część jest serią regularnych lamin drobnego osadu mineralnego, zalegających na przemian z osadem organicznym. Zbiornik górny był bezładnie wypełniany osadami bardziej gruboziarnistymi, których ułożenie zmienia się na małych odległościach. Wśród składników roślinnych obecne są tu okruchy węgli drzewnych. Powstanie tych zbior ników wiązało się prawdopodobnie z funkcjonowaniem w ich sąsiedztwie urządzeń o napędzie wodnym. Nie znaleziono dotąd danych historycznych o obecności takich obiektów, istnieje tu jednak ślad młynówki oraz reszt ki fundamentów po budynku przy brzegu zbiornika górnego. Rozległa seria osadów naturalnego zbiornika zaporowego znajduje się w Mucznem (Haczewski, Kukulak 2004). Osady te leżą na dnie doli ny potoku Mucznego na długości blisko 2 km, od wylotu potoku Bystra w dół, po przełom rzeki przez wały koluwiów osuwiska w Krutyjówce (F na ryc. 53). Osuwisko to przegrodziło dno doliny, piętrząc wody rze ki w jezioro o powierzchni ok. 0,5 km2, szerokości do 250 m i głęboko ści przy zaporze ok. 40 m (ryc. 57). Osady tego jeziora są dziś dobrze odsłonięte w sztucznym przekopie o długości ok. 800 m i głębokości do 5 m, biegnącym w dół rzeki od leśniczówki na zachodnim krańcu wsi Muczne (ryc. 56B).

Ryc. 57. Mapa zasięgu wczesnoholoceńskiego jeziora w dolinie Mucznego, powstałego przez przegrodzenie doliny osuwiskiem ze stoku Jeleniowa tego

Osady jeziorne zalegają na żwirach złożonych przez Muczny i Bystry jeszcze przed przegrodzeniem doliny koluwiami. Są one zróżnicowane przestrzennie. Najbardziej charakterystycznym świadectwem istnienia jeziora są ciemne muły o charakterze zbliżonym do gytji, o grubości ok. 50 cm. Warstwa osadu organicznego przykryta jest grubym na 1-1,5 m nasypem żwirowej delty. W dół rzeki żwir stopniowo drobnieje i przecho dzi w piasek, którego grubość wzrasta w pobliżu zapory do ponad 7 m. W pobliżu górnego zasięgu dawnej cofki warstwa mułu organicz nego leży na wysokości ok. 2 m nad poziomem rzeki i stopniowo obniża się w miarę zbliżania się do zapory. W odległości ok. 300 m przed wlo- tern w przełom przez koluwia warstwa organiczna odsłania się przy dnie koryta, a dalej szybko zanurza się pod drobnoziarniste osady najgłęb szej części zbiornika. W dwu dopływach Mucznego uchodzących nieda leko powyżej wlotu w przełom przez osuwisko zachowały się czytelne w rzeźbie nasypy żwirowych delt podścielonych ok. 10-centymetrową warstwą mułu organicznego. Stanowiska te leżą na tej samej wysokości co najwyżej położone stanowiska osadu organicznego w górnej części jeziora, a kilkanaście metrów wyżej niż obecny grzbiet nasypu osuwi skowego na dnie doliny. Głębokość jeziora przy zaporze sięgała 40 m. Woda przelewająca się przez szczyt zapory osuwiskowej wycięła w niej głęboki, wąski przełom. Pełnemu rozcięciu naturalnej zapory zapobiegło uzbrojenie dna dużymi blokami skalnymi wypłukanymi z koluwium. Obec nie koryto potoku przy wlocie w przełom położone jest na wysokości ok. 10 m nad skalnym dnem doliny. Datowanie radiowęglowe szczątków drewna ze spągu mułu orga nicznego w najwyższej części jeziora przyniosło wynik 8170±200 lat BP (Haczewski, Kukulak 2004), co sugeruje, że jezioro mogło się utworzyć we wczesnym holocenie (początek okresu atlantyckiego). Był to czas po wstania wielu dużych osuwisk w Karpatach i w Alpach, odpowiadający dobrze znanemu na północnej półkuli epizodowi szybkiego i silnego ochło dzenia klimatu. Grubość warstwy osadu organicznego i rozległość delt żwirowych pozwalają sugerować, że jezioro utrzymywało się na maksy malnym poziomie przez kilkaset lat, po czym obniżało się w miarę roz cinania zapory (Haczewski, Kukulak 2004). Podobnie odbywa się zanik znacznie mniejszego osuwiskowego Jeziorka Szmaragdowego na Wetlin- ce (por. Cabaj, Pelc 1991; Malarz 1993; Kukulak 2000). Dużo mniejszy naturalny zbiornik zaporowy istniał dawniej w lewym ramieniu Prowczy w Brzegach Górnych. Resztki jego osadów znajdują się dziś w odległości ok. 0,5 km od rozwidlenia dróg w Brzegach Górnych w kierunku ku Przełęczy Niżnej (tuż poniżej bacówki). W poziomie tara su o wysokości 1,5-2 m zalega tam na długości kilku metrów gruba na 1 m seria cienkich warstw piasku na przemian ze żwirami i mułami, przy kryta grubą na 1 m warstwą bezstrukturalnego osadu gliniastego. War stwy osadów zbiornikowych są ciągłe, nachylone zgodnie z biegiem poto ku. Silne zróżnicowanie uziarnienia między kolejnymi warstwami jest od biciem bardzo zmiennej dynamiki przepływu. Czas potrzebny na wypeł nienie tego zbiornika można ocenić na kilka lat. Gliniasta warstwa górna jest przypuszczalnie materiałem osuniętym z przyległej skarpy zboczowej. Podobne serie osadów znajdują się w wyższych odcinkach tego potoku. Najmłodsze sztuczne zbiorniki wypełniły się osadami prawdopodob nie w krótkim czasie po zaprzestaniu ich gospodarczego użytkowania, gdy wysiedlono z tego obszaru miejscową ludność w końcu II wojny świa towej. Od tego czasu rzeki rozcięły osady nagromadzone w tych zbiorni kach aż do spągu, umożliwiając dobry wgląd w ich architekturę. Na pro filach podłużnych i poprzecznych tych osadów można śledzić kolejne fazy ich przyrostu pionowego i wnioskować o zdarzeniach zarówno klimatycz nych, jak i gospodarczych w dolinie Sanu. Obecny etap historii tych osa dów, gdy są już dobrze odsłonięte przez erozję, ale jeszcze nie całkowi cie usunięte, jest szczególnie korzystny dla badania tych geologicznych śladów minionej, choć niedawnej, działalności człowieka.

Uwagi końcowe

Przyroda nieożywiona Bieszczadzkiego Parku Narodowego ma bo gate walory naukowe, ale też wiele jej elementów może zainteresować turystów nie będących specjalistami w dziedzinie geologii czy geomor fologii. Wymogi ochrony nie pozwalają na udostępnienie wielu cennych obiektów. Niektóre obiekty nie powinny być udostępniane, gdyż mo głoby to im zagrozić. Odsłonięcia wapieni kokolitowych w innych czę ściach Karpat bywają obiektem eksploatacji skamielin ryb dla celów kolekcjonerskich i komercyjnych. Niewielka miąższość tych wapieni po woduje, że eksploatacja skamieniałości poważnie zagraża zniszczeniem wychodni tych wapieni. Kolekcjonerów przyciągały też warstwy egzoty- kowe z ich bogatym zespołem mięczaków. Obiekty znajdujące się w gra nicach Parku Narodowego są już prawnie chronione; pozostaje dbać by były wobec nich podejmowane działania adekwatne do charakte ru obiektów i ewentualnych zagrożeń. Wychodnia wapienia tylawskiego na Przełęczy pod Wierchem Wyżniańskim jest zagrożona przez działa nia związane z utrzymywaniem parkingu i drogi do schroniska. Fragmenty czerwonego porfiru spod Krzeszowic, którymi wysypano parking w Brze gach Górnych dostają się do potoku Nasiczniańskiego, gdzie stanowią w żwirach obce zanieczyszczenie. Właściwsze byłoby użycie żwiru lokal nego pochodzenia. Objęcie prawną ochroną jest szczególnie ważne w odniesieniu do wartościowych obiektów geologicznych i geomorfologicznych, a także górniczych, położonych poza granicami Parku, czasem zaledwie o kilka dziesiąt metrów. Do tych zasługujących na ochronę obiektów należy zaliczyć: naturalną ekshalację metanu w lesie koło Dźwiniacza Górnego, naturalny wypływ ropy w korycie Wołosatego w Stuposianach, studnie po kopalni ropy w Dźwiniaczu Górnym, Jaskinię w Kiczerze Dydiowskiej, osuwisko i osady jeziora zaporowego w Mucznem, przełom Wołosate go między Magurą Stuposiańską a Widełkami z formami eworsyjnymi w korycie i zawieszonymi ujściami potoków, stanowisko wapieni kokolitowych i żyły piaskowcowej w piaskowcu w Dydiowej. Na terenie Parku na szczególną ochronę zasługują stanowiska wa pieni kokolitowych, zwłaszcza na Przełęczy Pod Wierchem Wyżniańskm, w Bukowcu i w Dźwiniaczu Górnym. Spośród stanowisk osadów osuwisko wych z egzotykami szczególnie cenne są wychodnie tych warstw w Brze gach Górnych. Stanowisko w Bukowcu jest już na tyle zapełznięte i zaro śnięte, że nie reprezentuje już takiej wartości, jak kilkadziesiąt lat temu. Dla stanowisk, których stan szybko zmienia się w wyniku naturalnych procesów cenny byłby monitoring polegający na rejestrowaniu zachodzą cych zmian z częstotliwością dostosowaną do tempa działających tam procesów. Mogłoby to dotyczyć wypływu gazu pod Smerekiem i rozcina nych erozyjnie osadów zastoiskowych w Bukowcu, Beniowej i Wetlinie. Wymogi ochrony są czasem trudne do pogodzenia z udostępnia niem cennych obiektów przyrody nieożywionej. W tym kontekście war to zwrócić uwagę na rosnącą popularność geoturystyki. Ta swoista od miana ekoturystyki polegająca na odwiedzaniu miejsc o szczególnych walorach geologicznych (por. Słomka, Kicińska-Świderska 2004) anga żuje miłośników przyrody zaangażowanych w ideę ochronę przyrody żywej i nieożywionej, chcących zarazem poszerzać swoją wiedzę o przyro dzie. Geoturyści mogą stać się cennymi sprzymierzeńcami w działaniach na rzecz ochrony przyrody. Sądzimy, że nawet turystom nie interesującym się wcześniej ochroną przyrody łatwiej zaszczepić respekt dla przyrody, gdy pobudzi się w nich ciekawość dla obiektów przyrodniczych, jakie napotykają w terenie. Mamy nadzieję, że ta książka pomoże wielu tury stom pełniej poznać i zrozumieć przyrodę bieszczadzką, a przez to zjed na ich do działań i zachowań sprzyjających jej ochronie. Summary

Geology and relief of the Bieszczady National Park

The Bieszczady Mountains, in the south-east extreme of Poland, differ in many landscape characteristics from the other parts of the Polish Beskidy Mountains. Extensive mountain crests rising above treeline display relief that reflects large- scale tectonic structures. Streams flow over bedrock, making many geological structures better visible than in the other parts of the Outer Carpathians. The book presents an outline of the geological structure and relief of the highest part of the Wysokie Bieszczady Mountains, in the Bieszczady National Park and its vicinity. Additionaly, the most interesting geological and geomorphologic phenomena are explained in detail. The area of the Wysokie Bieszczady Mountains lies in the zone of contact of two major tectonic units of the Outer Carpathians - the Dukla and the Silesian nappes. The highest mountain crests in the Polish part of the Bieszczady lie within the Central Carpathian Depression, a zone where only the youngest sediments of the Silesian unit are exposed on the surface. These sediments belong to the Krosno Beds of Oligocene age, up to 2000 m thick, with packages of thick-bedded sandstones (Otryt Sandstones) in the middle. The Krosno Beds are deformed in broad folds, cut by longitudinal thrust faults. The part of the Silesian unit in front of the Dukla Unit is known as the Fore-Dukla Zone. Rock series from Eocene Hieroglyphic Beds through the Krosno Beds are exposed in this zone. The Otryt sandstones are strongly reduced in thickness and the whole series is deformed into tight folds and thrust slices, with many forms of exceptionally intense tectonic deformation. The Dukla unit comprises flysch rocks from Upper Cretaceous through Eocene. The thick series of the Cisna Sandstones builds the front of the Dukla Unit overthrust and is overlain by a series of dark-grey sandstones and mudstones of the Majdan Beds and the Hieroglyphic Beds with intercalations of thick-bedded sandstones and variegated shales. The broad folds of the Dukla Nappe are dissected by steep longitudinal thrusts into a series of thrust slices. The main types of Quaternary sediments include alluvia in ancient and young fluvial terraces, and slope sediments. Subordinately occur peat, fills of dammed reservoirs and calcareous tufa. Selected elements of the geological structures are discussed in more detail. These are: the Otryt Sandstones, sediments of submarine slumps with exotic rocks, sandstone dikes, "whirl-balls" - enigmatic sandstone nodules, marker bands of coccolith limestones, bentonites, joint systems with relics of fluid flow: calcite veins and druses, asphaltite, „Marmarosh Diamonds" - bipiramidal quartz crystals, deformation bands, ancient oil wells, natural oil seeps and methane vents, mineral-depositing springs. The Bieszczady and their foreland are the only part of the Polish Carpathians which belongs to the East Carpathians. The relief of the East Carpathians is structural; controlled mainly by differences in the resistance of rock series to weathering and erosion. The pattern of mountain crests consists of long parallel ridges, linked with low passes. The intervening rivers valleys are mostly straight, parallel to ridges. They cross the ridges in deep narrow gaps, cut across the general strike of the underlying tectonic structures. The main physiographic units of the Bieszczady Wysokie reflect the geological division of the basement. The Pasmo Graniczne (Frontier Range) corresponds to the area of the Dukla unit. Obniżenie Śródbieszczadzkie (Mid- Bieszczady Depression) is carved in less resistant rocks of the Fore-Dukla Zone, and the Pasmo Połonin (Połoninas Range) is the area of the Central Carpathian Depression. The selected features of the relief and Quaternary sediments described in more detail include: rock crests and cliffs, fracture caves, landslides, piping in slope clays, relics of older relief, fluvial terraces, river gaps along faults and without faults, potholes and other forms of fluvial bedrock sculpture, peat bog basins, sediments of natural and artificial dam reservoirs. Literatura cytowana

Alexander H. S. 1932. Pothole erosion. Journal o f Geology 40 (4): 305-337 Augustyn M. 2000. Początki górnictwa naftowego w Bieszczadach. Bieszczad 7: 219-281 Ba u mgart-Kotarba M. 1971. Cryonival features of flysh ridge crests in the Car pathians. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 5: 199-210 Bąk K. 1999. Late Oligocene Foraminifera from the Krosno Beds in the San val ley section (Bieszczady Mountains); Silesian Unit, Polish Outer Carpathians. Annates Societatis Geologorum Poloniae 69: 195-217 Bąk K. 2004. Deep-water agglutinated foraminiferal changes across the Creeta- ceous/Tertiary and Paleocene/Eocene transitions in the deep flysch environ ment; eastern Outer Carpathians (Bieszczady Mts, Poland). [W:] Bubik M., Ka minski M.A. [red.] Proceedings o f the Sixth International Workshop on Agglu tinated Foraminifera. Grzybowski Foundation Special Publication 8: 1-56 Bąk K. 2005. Foraminiferal biostratigraphy of the Egerian flysch sediments in the Silesian Nappee, Outer Carpathians, Polish part of the Bieszczady Mountains. Annates Societatis Geologorum Poloniae 75: 71-93 Bąk K., Wolska A. 2005. Exotic orthogneiss pebbles from Paleocene flysch of the Dukla Nappe (Outer Eastern Carpathians, Poland), Geologica Carpathica, 56 (3): 205-221 Bąk K., Rubinkiewicz J., Ga recka M., Machaniec E., Dziubińska B. 2001. Exotics bearing layer in the oligocene flysh of the Krosno beds in the Fore-Dukla Zone (Silesian Nappe, Outer Carpathians), Poland. Geologica Carpathica, 52 (3): 159-171 Behrmann J. H., Stiasny S., Mlicka J., Pereszlenyi M. 2000. Quantitative reconstruc tion of orogenic convergence in the northeast Carpathians. Tectonophysics 319: 111-127 Cabaj W., Pelc S. 1991. Seeds and fruits from sediments of a recent landslide lake in the Wetlina River valley (Sine Wiry Reserve). Ochrona Przyrody, 49: 31-52 Czeppe Z. 1960. Zjawiska sufozyjne w glinach zboczowych górnej części dorzecza Sanu. Biuletyn Instytutu Geologicznego 150: 297-324 Da nys W. W. 1973. Geologija zachidnoj ćastini pidennowo shiłu ukraińskich Karpat. Naukowa Dumka, Kijew, ss. 116 Dudek J., Sozański J. 1999. Bełkotka. Iwonicz Zdrój. Rocznik Stowarzyszenia Przy jaciół Iwonicza Zdroju 2: 61-70 Dziuban 1, 1983. Osuwisko Połoma. Czasopismo Geograficzne 54 (3): 369-376 Dżułyński S. 2001. Af/as struktur sedymentacyjnych fliszu karpackiego. Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, ss. 132 Dżułyński S., Radomski, A. 1957. Zagadnienie żył klastycznych w osadach fliszo wych na tle sedymentacji fliszu karpackiego. Rocznik Polskiego Towarzy stwa Geologicznego 26 (3): 225-264 Dżułyński S., Radomski, A., Ślączka A. 1957. Utwory wirowe w łupkach fliszowych Karpat. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 26 (2): 107-126 Gucik S., A. Ślączka, K. Żytko (red.) 1973. Przewodnik Geologiczny po Wschodnich Karpatach Fliszowych. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 222 Haczewski G. 1972. Badania geologiczne między Smolnikiem a Mucznem w Bie szczadach. Kwartalnik Geologiczny 16: 488-489 Haczewski G. 1989. Poziomy wapieni kokkolitowych w serii menilitowo-kro- śnieńskiej - rozróżnianie, korelacja i geneza. Annales Societatis Geologorum Poloniae 59 (3-4): 435-523 Haczewski 1996. Oligocene laminated limestones as a high-resolution correlator of Oligocene palaeoseismicity, Polish Carpathians. [W:] Kemp, A.E.S., red., Palaeoclimatology and Palaeoceanography from Laminated Sediments. Geo logical Society, Special Publication 116, London: 209-220 Haczewski G., Bąk K., Kukulak J. 1998. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geo logicznej Polski 1:50 000. Arkusz Dźwiniacz Górny. Archiwum Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa-Kraków Haczewski G., Bąk K., Kukulak J., Mastella L., Rubinkiewicz J. 2001. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Ustrzyki Górne. Archiwum Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa-Kraków Haczewski G., Kukulak J. 2004. Early Holocene landslide-dammed lake in the Bieszczady mountains (Polish East Carpathians) and its evolution. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 17: 61-85 Henkiel A. 1972. Plejstoceńskie spłaszczenia denudacyjne w Karpatach. Annales UMCS, Sec. B, 27: 47-66 Henkiel A. 1977. O pochodzeniu rzeźby polskich Karpat fliszowych. Annales UMCS, Sec. B, 32-33: 1-35 Henkiel A. 1982. O pochodzeniu kratowej sieci rzecznej Beskidów Wschodnich. Czasopismo Geograficzne 53 (1): 19-27 Henkiel A. 1997. Mikroregiony geomorfologiczne Bieszczadów polskich. Annales UMCS, Sec. B, 52: 133-145 Jermakow N. P. 1948. Schiema morfołogiczeskogo dielenia i wo prosy gieomor- fogieneza Sowietskich Karpat. Trudy Lwowskogo Geologiceskogo Obszcze- stwa 1 Jerzmańska A. 1960. Ichtiofauna łupków jasielskich z Sobniowa. Acta Palaeonto logies Polonica 5: 367-419 Kaszowski L, Kotarba A. 1967. Charakterystyka morfodynamiczna koryta Sanu koło Myczkowiec. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 1 Kaszowski Z., Ralska-Jasiewiczowa M. 1972. The Site l-4.Smerek. Excursion Guide- Book Symposium INQUA Commission on Studies of the Holocene, Poland. P. I: 27-30 Klimaszewski M. 1934. Z morfogenezy polskich Karpat zachodnich. Wiadomości Geograficzne 12 (5-9): 30-45 Klimaszewski M. 1937. Z morfologii doliny Sanu między Leskiem a Przemyślem. Przegląd Geograficzny 16: 107-128 Knapp J. A. 1872. Przyczynek do flory obwodu jasielskiego i sanockiego. Sprawo zdania Komisji Fizjograficznej AU 34: 74-108 Kondracki J. 1989. Karpaty. Wyd. Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa, ss. 238 Koszarski L., Wieser 1 , Żytko K. 1960. Tufity z warstw krośnieńskich z Berehów Górnych w Bieszczadach. Kwartalnik Geologiczny 4 (3) Koszarski L., Ślączka A., Żytko K. 1961. Stratygrafia i paleogeografia jednostki dukielskiej w Bieszczadach. Kwartalnik Geologiczny 5 (3): 551-582 Krach W., Liszka K. 1961. Górnoeoceńska fauna z Bukowca. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 31(1): 145-158 Krajewski S. 1952. Wycieczka geologiczna do Bukowca. Geologia, Biuletyn Infor macyjny 2: 34-35 Krajewski S. 1955. Druga po wojnie wycieczka geologiczna do Bukowca. Przegląd Geologiczny 10: 499-500 Królik R., Kuśmierek J., Lauterbach M., Święch Z. 1969. O pozycji strukturalnej naturalnego występowania gazu w Bieszczadach. Przegląd Geologiczny 17:247-251 Krukar W. 2000. Gniazdo Tarnicy - Halicza i dolina Wołosatego. Materiały do monografii. Płaj 20: 9-67 Krukar W. 2003. Bieszczady Wysokie. Bieszczadzki Park Narodowy. Mapa dla W ytrawnego Turysty. Skala 1 : 40 000, Wydawnictwo Ruthenus, Krosno Kryciński W. 1995. Bieszczady. Słownik Historyczno-Krajoznawczy. Cz. 1. Gmina Lutowiska. Warszawa - Ustrzyki Górne: 1-495 Krygowski W. 1975. Bieszczady i Pogórze Strzyżowsko-Dynowskie (część wschod nia). Sport i Turystyka, Warszawa, Wyd. II: 1-539. Książkiewicz M. 1958. Sedimentation in the Carpathian flysch sea. Geologische Rundschau, 47:418-425 Kukulak J. 1998. Założenia i rozwój torfowisk w dolinie górnego Sanu w Bieszcza dach. Mat. IVZjazdu Geomorf. Pol. „Główne kierunki badań geomorfologicz nych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy". Lublin: 335-341 Kukulak J. 2000. Origin of laminated sediments in alluvium of the upper San val ley in the Bieszczady Mountains, Eastern Carpathians. Geochronometria, 18. Gliwice: 47-52 Kukulak J. 2001. Zróżnicowanie typu i budowy pokryw stokowych w Bieszczadach w rejonie Ustrzyk Górnych Sym. „P okryw y stokowe jako zapis zmian klim a tycznych w późnym vistulianie i holocenie", PAN, Stow. Geomorf. Pol., UŚ. Sosnowiec: 23-27 Kukulak J. 2004a. Neotectonics and planation surfaces in the High Bieszczady Mountains (Outer Carpathians Poland). Annales Societatis Geologorum Poloniae 74: 339-350 Kukulak J. 2004b. Zapis skutków osadnictwa i gospodarki rolnej w osadach rzeki górskiej (na przykładzie aluwiów dorzecza górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich). Prace Monograficzne, 381. Wyd. Nauk. Akademii Pedagogicznej w Krakowie, ss. 125 Kuśmierek J. 1979. Deformacje grawitacyjne, nasunięcia wsteczne a budowa wgłębna i perspektywy naftowe przedpola jednostki dukielskiej w Bieszcza dach. Prace Geologiczne, PAN Oddział w Krakowie, 114, ss. 68 Kuśmierek J. 1981. Analiza paleostrukturalna serii otryckiej (południowo-wschod nia część centralnej depresji karpackiej. Geologia [AGH] 7 (3): 97-116 Kuśmierek J., Tokarski A. 1965. Bieszczadzki skręt czołowy fałdu Iwonicza. Nafta, 21(11): 317-321 Lesko B., Nemćok J., Korab T. 1960. Flyś Użskej hornatiny. Geologicke Prace, Spravy, 19 Lipka K., Godziemba-Czyż W. 1970. Torfowiska i młaki zlewni potoku Wołosatka w Bieszczadach Zachodnich. Zeszyty Naukowe WSR Kraków 59. Melioracje 4: 3-28 Lipka K., Szczurek J., Plewako M., Sanek A. 1978. Stratygrafia torfowiska wyso kiego „Zakole" w Bieszczadach Zachodnich. Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej Kraków 151, Melioracje 9: 121-130 Malarz R. 1993. Współczesne procesy akumulacji w naturalnym zbiorniku zapo rowym w dolinie Wetlin ki w Bieszczadach. Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjogra ficznej 22:195-205 Malicki A. 1979. Jednostki fizyczno-geograficzne górnego dorzecza Sanu. Biuletyn Lubelskiego Towarzystwa Naukowego, Sec. D 12: 9-34 Marek S., Pałczyński A. 1962. Torfowiska wysokie w Bieszczadach Zachodnich. Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych 34: 255-297 Margielewski W. 1991. Landslide forms on Połoma mountain in the Sine Wiry nature reserve, West Bieszczady. Ochrona Przyrody 49: 23-29 Martowicz M. 1995. „Formy eworsyjne w środkowym biegu Solinki". Praca magi sterska, Zakład Geologii, Instytut Geografii AP w Krakowie, ss. 41 Mleczek T. 2003. Nowe jaskinie w Bieszczadach. Jaskinie 31: 29 Mochnacka K., Tokarski A.K. 1972. Nowe stanowisko egzotyków warstw krośnień skich w okolicy Ustrzyk Górnych (Bieszczady). Rocznik Polskiego Towarzy stwa Geologicznego 42 (2-3): 229-238 Opolski Z. 1926. Sprawozdanie z badań geologicznych wykonanych w r. 1925. Posiedzenia Naukowe PIG 15 Opolski Z. 1933. O stratygrafii warstw krośnieńskich. Sprawozdania PIG 7(4): 565-636. Opolski Z. 1935. Sprawozdanie z badań geologicznych, wykonanych w r. 1934 na arkuszach Dydjowa, Smorze, Wołowiec, Wielka Berezyna. Posiedzenia Naukowe PIG 42: 22-26 Pałczyński A. 1962. Łąki i pastwiska w Bieszczadach Zachodnich. Studia geobota- niczno-gospodarcze. Roczniki Nauk Rolniczych, 99-D, ss. 129 Pękala K. 1966. Wpływ lokalnych podstaw erozyjnych na kształtowanie systemu teras (na przykładzie dorzecza Wołosatego). Annales UMCS, Sec. 6, 21: 185-219 Pękala K. 1969. Rumowiska skalne i współczesne procesy morfogenetyczne w Bieszczadach Zachodnich. Annales UMCS, Sec. B, 24: 47-98 Pękala K. 1971. Elementy rzeźby przedczwartorzędowej w dorzeczu górnego Sanu w Bieszczadach. Annales UMCS, Sec. B, 26: 219-230 Pękala K. 1997. Rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Roczniki Bieszczadzkie 6: 19-38 Pękala K., Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L. 1972. The Western Bieszczady Mts. Excursion Guide Book Symposium INQUA Commission on Studies of the Holocene. Poland. P. I. 13-23 Ralska-Jasiewiczowa M. 1968. Ślady osadnictwa prehistorycznego w diagramach pyłkowych z obszaru Polski. Folia Quaternaria 29: 163-180 Ralska-Jasiewiczowa M. 1969. Ślady kultury człowieka w diagramach pyłkowych z Bieszczadów Zachodnich. Acta Archaeologica Carpathica 11 (1): 105-109 Ralska-Jasiewiczowa M. 1972. The Forest of the Polish Carpathians in the Late Glacial and Holocene. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 6: 5-19 Ralska-Jasiewiczowa M. 1980. Late Glacial and Holocene of the Bieszczady Mts (polish Eastern Carpathians). PWN, Warszawa - Kraków: 1-199. Ralska-Jasiewiczowa M. 1989. Type region: The Bieszczady Mts. Acta Paleobota- botanica 29: 31-35 Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L. 1972. Paleogeographical problems of the Holocene in the Polish Carpathians. Excursion Guide-Book Symposium of the INQUA Commission on Studies o f the Holocene, Poland: 1-30 Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L. 1988. Record of the hydrological changes during the Holocene in the Lake, Mire and fluvial deposits of Poland. Folia Quaternaria 57: 93-127 Schramm W. 1956. Na wschód od Osławy. Wierchy 25: 101-124 150 Sikora W. 1959. Uwagi o stratygrafii i paleogeografii warstw krośnieńskich na przedpolu Otrytu między Szewczenkiem a Polaną. Kwartalnik Geologiczny 3: 569-582 Skiba S., Drewnik M., Prędki R., Szmuc R. 1998. Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Monografie Bieszczadzkie 2, ss. 88 Słomka T., Kicińska-Świderska A. 2004. Geoturystyka - podstawowe pojęcia. Geo- turystyka 1(1): 5-7 Starkel L. 1965. Rozwój rzeźby polskiej części Karpat Wschodnich. Prace Geogra ficzne IG PAN, 50, ss. 157 Starkel L. 1969. Odbicie struktury geologicznej w rzeźbie polskich Karpat fliszo wych. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 3: 61-69 Starkel L. 1972. Karpaty Zewnętrzne. [W:] Geom orfologia Polski, T. 1. M. Klima szewski (red.). Warszawa, PWN: 52-115 Ślączka A. 1959. Stratygrafia fałdów dukielskich okolic Komańczy-Wisłoka Wiel kiego. Kwartalnik Geoogiczny 3 (3): 583-604 Ślączka A. 1961. Geneza poziomu egzotykowego z Bukowca k. Przełęczy Użoc- kiej - Polskie Karpaty Wschodnie. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicz nego 31 (1): 129-143 Ślączka A. 1971. Geologia jednostki dukielskiej. Instytut Geologiczny, Prace, 63, ss. 167 Ślączka A. 1980. Objaśnienia do Mapy Geologicznej Polski 1 : 200 000; Arkusz Łupków; Warszawa, Wydawnictwa Geologiczne, ss. 53 Ślączka A. 1998. Rozwój poglądów na budowę geologiczną Bieszczadów. Roczniki Bieszczadzkie 7: 121-130 Ślączka A., Wieser T. 1962. Łupki z egzotykami z warstw krośnieńskich w rejonie Baligrodu. Kwartalnik Geologiczny 6 (4): 662-678 Ślączka A., Żytko K. 1978. Mapa Geologiczna Polski 1 : 200 000, arkusz Łupków, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa Świdziński H. 1953. Karpaty fliszowe między Dunajcem a Sanem. Regionalna Geologia Polski, t.1 Karpaty, z. 2, Tektonika Polskie Towarzystwo Geologicz ne, Kraków: 362-422 Świerczewska A., Tokarski A.K. 1998. Deformation bands and the history of fol ding in the Magura Nappe, Western Outer Carpathians, (Poland). Tectono- physics 297: 73-90 Szerszeń A. 1997. „Sytucja geologiczna torfowisk w dolinie górnego Sanu po między Sokolikami a Łokciem". Praca magisterska, Zakład Geologii, Instytut Geografii AP w Krakowie, ss. 30 Tokarski A. 1968. Perspektywna struktura Ustrzyk Górnych. Nafta 12: 354-360 Tokarski A. K. 1970. Rzeźba południowo-zachodnich stoków Bukowego Berda na tle budowy geologicznej. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 4: 249-258 Tokarski A.K. 1973. On the structure of the Fore-Dukla Zone in Ustrzyki Górne cross-section (Polish Eastern Carpathians). Bulletin de I'Acadamie de Sciences Polonaise, Ser. Sciences de Terre. 21 (3-4) Tokarski A.K. 1975. Geologia i geomorfologia Ustrzyk Górnych (polskie Karpaty Wschodnie). Studia Geologica Polonica, 48: 1-90 Tokarski J. 1905. O dyamentach marmaroskich. Kosmos 30: 443-470 Wójcik K. 1905. Dolny oligocen z Riszkanii pod Użokiem. Rozprawy Wydz. Mat- Przyr. Akad. Umiejętności, ser. B, 45: 123-131 Ziętara T. 1995. Rozmieszczenie i rozwój teras krioplanacyjnych w Karpatach fli szowych. [W:] A. Kostrzewski (red.). Późno-czwartorzędowy rozwój rzeźby i zmiany środowiska przyrodniczego. Wydawnictwo U AM, Poznań: 42-44 Zuchiewicz W. 1984. Ewolucja poglądów na genezę i wiek karpackich powierzchni zrównania. Przegląd Geologiczny 8-9: 468-477 Zuchiewicz W. 1995. Selected aspects of neotectonics of the Polish West Carpath ians. Folia Quaternaria 66: 145-204 Prace magisterskie związane z tematem tej książki wykonane pod kierunkiem autorów na kierunku geografia w Instytucie Geografii Akademii Pedagogicz nej w Krakowie, z wyjątkiem pozycji „23" wykonanej na kierunku geoturystyka na Wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutni czej w Krakowie (w kolejności chronologicznej):

1. Martowicz Marian (1995), Formy eworsyjne w środkowym biegu Solinki. 41 ss. 2. Janeczek Tomasz (1997), Wpływ zapór drzewnych na procesy korytowe w po toku Wołowiec w Bieszczadach. 67 ss. 3. Pierzchała Elżbieta (1997), Związek rzeźby z budową geologiczną grzbietu Bukowe Berdo - Kinczyk Bukowski (w Bieszczadach Zachodnich). 44 ss. 4. Rybarski Waldemar (1997), Procesy korytowe w górnym Sanie między Sokoli kami a Dźwiniaczem Górnym. 54 ss. 5. Sus Konrad (1997), Osady i formy akumulacji i denudacji stokowej powyżej górnej granicy lasu na grzbiecie Kińczyk Bukowski - Bukowe Berdo. 52 ss. 6. Szerszeń Agnieszka (1997), Sytuacja geologiczna torfowisk w dolinie górne go Sanu pomiędzy Sokolikami a Łokciem. 30 ss. 7. Zych Agnieszka (1997), Terasy górnego Sanu między Sokolikami a Dźwinia czem. 54 ss. 8. Dźwięga Piotr (2000), Wpływ budowy geologicznej na rzeźbę terenu północ nych stoków Połoniny Caryńskiej w zlewni potoku Caryńczyk. 21 ss. 9. Piątek Wojciech (2000), Wpływ budowy geologicznej na rzeźbę terenu północ nych stoków Połoniny Caryńskiej w zlewni potoku Krywec. 25 ss. 10. Stańczyk Monika (2000), Wpływ budowy geologicznej na rzeźbę terenu północnych stoków Połoniny Caryńskiej w zlewni potoku Balotecz. 20 ss. 11. Błachut Andrzej (2000), Cenne obiekty przyrody nieożywionej w dolinie górne go Sanu. 50 ss. 12. Dryś Stefania (2000), Cenne obiekty przyrody nieożywionej w dorzeczu Woło- satego w Bieszczadach. 64 ss. 13. Krukar Ewa (2000), Cenne obiekty przyrody nieożywionej w dorzeczu Wołosa- tego w Bieszczadach. 52 ss. 14. Lipień Piotr (2000), Geomorfologiczne obiekty przyrody nieożywionej w dorze czach Wetlin ki i Nasiczniańskiego Potoku. 56 ss. 15. Sukiennik Wojciech (2000), Geologiczne obiekty przyrody nieożywionej w Bieszczadach Zachodnich między Wetliną a Przełęczą Wyżniańską. 61 ss. 16. Adamczyk Tomasz (2001), Cenne obiekty przyrody nieożywionej w dolinie górnego Sanu. 66 ss. 17. Lisowska Magdalena (2002), Ewolucja dna doliny Potoku Mucznego między Mucznem a Krutówką w Bieszczadach. 37 ss. 18. Haligowski Jacek (2003), Rekonstrukcja rozwoju sieci dolinnej potoku Rozto ki w Bieszczadach. 31 ss. 19. Krawczyk Łukasz (2003), Geomorfologia dolnego biegu potoku Roztoki w Bieszczadach. 21 ss. 20. Ogar Piotr (2003), Profil podłużny i formy korytowe prawego dopływu poto ku Roztoki w Bieszczadach. 40 ss. 21. Szewczyk Roman (2003), Rzeźba doliny prawego dopływu potoku Roztoki w Bieszczadach. 42 ss. 2 2 . Zamuliński Adam (2003), Profil podłużny i formy korytowe górnego biegu potoku Roztoki w Bieszczadach. 25 ss. 23. Serafin Beata (2006), Geologia na szlaku, czyli przewodnik po Głównym Szlaku Beskidzkim w Bieszczadzkim Parku Narodowym. 64 ss. Spis treści

Wprowadzenie...... 5

BUDOWA GEOLOGICZNA...... 9 Położenie Bieszczadów w górotworze karpackim...... 9 Jednostka śląska...... 11 Centralna depresja karpacka...... 11 Strefa przeddukielska...... 23 Jednostka dukielska...... 31 Osady czwartorzędowe...... 45 Obiekty geologiczne związane z genezą serii skalnych...... 47 Piaskowce otryckie...... 47 Osady osuwisk podmorskich z egzotykami...... 52 Żyły piaskowcowe...... 57 Wirówce...... 59 Wapienie kokolitowe...... 62 Bentonity...... 65 Obiekty geologiczne związane z deformacją tektoniczną serii fliszowych...... 66 Spękania i szczeliny uskokowe...... 66 Elementy budowy geologicznej związane z krążeniem płynów w skałach...... 72 Wypływy ropy naftowej i gazu oraz ślady górnictwa...... 72 Źródła i wysięki mineralne...... 76

RZEŹBA...... 80 Ogólne cechy rzeźby...... 80 Rzeźba grzbietów...... 82 Skałki...... 86 Jaskinie szczelinowe...... 88 Rzeźba stoków...... 91 Osuwiska...... 92 Formy sufozyjne w glinach zboczowych...... 100 Rzeźba dolin...... 103 Relikty starszej rzeźby...... 104 Terasy rzeczne...... 111 Przełomowe doliny potoków Wołosatego i Nasiczniańskiego...... 118 Formy erozyjne w korytach skalnych...... 121 Misy torfowisk...... 127 Osady zastoisk...... 134

Uwagi końcowe...... 142 Summary...... 144 Literatura cytowana...... 146

Intencją autorów było pokazanie, jak niepowtarzalne cechy krajobrazu, wy różniające Bieszczady wśród polskich gór, wynikają z budowy geologicznej i historii rozwoju rzeźby. Książka ma ułatwić miłośnikom Bieszczadów czy tanie ich krajobrazu. Opisane zosta ły skały i minerały odsłaniające się w potokach i grzbietach, różnorodne struktury skał i formy rzeźby terenu. Oprócz zjawisk pospolitych, typowych, znajdzie też Czytelnik objaśnienia zja wisk i form osobliwych, takich jak skały egzotyczne, ślady wulkanizmu, wyziewy palnego metanu i wypływy ropy naftowej, kryształy zwane dia mentami marmaroskimi, ślady jeziora, które wypełniało kiedyś dolinę Mucz- nego, jaskinie i wiele innych... SERIA DUKIELSKA łupki pstre warstwy hieroglifowe (łupki zielone, piaskowce cienko- i uskok średnioławicowe oraz margle fukoidowe i syderytowe) nasunięcia głównych jednostek piaskowce z Wielkiej Rawki (piaskowce gruboławicowe) warstwy z Majdanu (łupki czarne, bezwapniste, piaskowce nasunięcia niższej rangi szare i czarne, cienko- i średnioławicowe oraz margle syderytowe) linia przekroju geologicznego warstwy ciśniańskie (piaskowce gruboławicowe z łupkami i piaskowcami średnioławicowymi) warstwy łupkowskie (łupki szare, marglistę, piaskowce laminowane, cienko- i średnioławicowe, wapniste z wkładkami piaskowców typu ciśniańskiego)

0 1 2 3 4 5 km

SERIA ŚLĄSKA piaskowce gruboławicowe facji leskiej wapień z Zagórza wapień jasielski oddział nadotrycki (łupki szare i piaskowce laminowane) osady osuwisk podmorskich z egzotykami oddział otrycki (piaskowce i łupki szare, średnio- warstwy men i litowe (łupki czarne, bezwapniste, i cienkoławicowe z piaskowcami z Otrytu) cień koła wicowe piaskowce i rogowce) oddział podotrycki (cienkoławicowe piaskowce wapien tylawski warstwy krośnieńskie laminowane z łupkami) margle globigerynowe warstwy przejściowe (łupki szare i cienkoławicowe z łupkami czarnymi typu menilitowego) warstwy hieroglifowe (łupki zielone, piaskowce cienkoławicowe skrzemionkowane z wkładkami piaskowców średnio- i gruboławicowych)

Ryc. 5. Mapa geologiczna Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Zdjęcie geologiczne autorów w granicach arkuszy Dźwiniacz Górny i Ustrzyki Górne Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski. Poza tymi granicami - według Mapy Geologicznej Polski 1: 200 000, arkusz Łupków (Ślączka, Żytko, 1978)

Akademia Pedagogiczna im. Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie Prace Monograficzne nr 468

ISSN 0239-6025 ISBN 978-83-7271-427-5