PAÑSTWOWYINSTYTUTGEOLOGICZNY PAÑSTWOWYINSTYTUTBADAWCZY
GRZEGORZ HACZEWSKI, KRZYSZTOF B¥K, JÓZEF KUKULAK, LEONARD MASTELLA, JACEK RUBINKIEWICZ
G³ówni koordynatorzy Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski – A. BER, W. MORAWSKI Koordynatorzy regionalni – A. WÓJCIK, P. NESCIERUK
OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI
1 : 50 000
Arkusz Ustrzyki Górne (1068) (z 3 fig., 2 tab. i 3 tabl.)
WARSZAWA 2016 Autorzy: Grzegorz HACZEWSKI1, Krzysztof B¥K1, Józef KUKULAK1, Leonard MASTELLA2, Jacek RUBINKIEWICZ3 1 Uniwersytet Pedagogiczny im. Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie Instytut Geografii ul. Podchor¹¿ych 2, 30-084 Kraków 2 Uniwersytet Warszawski Wydzia³ Geologii ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa 3 Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
Redakcja merytoryczna: Agnieszka £UKASIK
ISBN 978-83-7863-619-9
© Copyright by Ministerstwo Œrodowiska, Warszawa 2016
Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Anna RAÆKOS, Sebastian GURAJ SPIS TREŒCI
I. Wstêp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5 II. Ukszta³towanie powierzchni terenu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8 III. Budowa geologiczna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 A. Stratygrafia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 Seria œl¹ska 1. Paleogen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 a. Eocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 Eocen górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 b. Eocen–oligocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Eocen górny–oligocen dolny. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 c. Oligocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Oligocen dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Seria dukielska 1. Kreda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 a. Kreda górna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 Kampan–mastrycht. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 2. Kreda–paleogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 a. Kreda górna–paleocen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 3. Paleogen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 a. Paleocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 b. Paleocen–eocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 Paleocen–eocen dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 c. Eocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Eocen dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Eocen dolny–œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Czwartorzêd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 a. Plejstocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Zlodowacenia po³udniowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Zlodowacenia œrodkowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Zlodowacenia pó³nocnopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 b. Czwartorzêd nierozdzielony . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37 c. Holocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39 B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42 C. Rozwój budowy geologicznej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 IV. Podsumowanie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 L i t e r a t u r a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
SPIS TABLIC
Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000 Tablica II — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000 Tablica III — Szkic tektoniczny w skali 1:100 000 I. WSTÊP
Obszar arkusza Ustrzyki Górne Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000 (SMGP) wyznaczaj¹ nastêpuj¹ce wspó³rzêdne: 49º00'–49º10' szerokoœci geograficznej pó³nocnej i 22º30'–22º45' d³ugoœci geograficznej wschodniej. Kartowaniem objêto teren o powierzchni oko³o 194 km2, który stanowi fragment wschodniej czêœci Bieszczadów, le¿¹cy miêdzy 49°10’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej a po³udniow¹ granic¹ pañstwa polskiego (ze S³owacj¹ i z Ukrain¹) oraz miêdzy 22°30' i 22°45' d³ugoœci geograficznej wschodniej. Pod wzglêdem administracyjnym obszar badañ nale¿y do województwa podkarpackiego i powiatów – leskiego (z gmin¹ Cisna) oraz bieszczadzkiego (z gmin¹ Lutowiska). Zaludnienie omawianego obszaru jest niewielkie w wyniku wysiedlenia ludnoœci w drugiej po³owie lat 40. XX w. Na terenie arkusza znajduje siê szeœæ wsi, a w najwiêkszej z nich – Pszczelinach – mieszkaj¹ 153 osoby. Obszar jest silnie zalesiony i le¿y w obrêbie Bieszczadzkiego Parku Narodowego oraz jego otuliny. Nie eksploatuje siê tutaj z³o¿ surowców kopalnych. Plan ochrony Parku i publiko- wane opracowania, poœwiêcone jego przyrodzie, w niewielkim stopniu uwzglêdniaj¹ wartoœæ naukow¹ i dydaktyczn¹ obiektów geologicznych i geomorfologicznych oraz potrzebê ich specyficznej ochrony. Z szeœciu opuszczonych kamienio³omów trzy zas³uguj¹ na ochronê przed zaroœniêciem i ewentualne udostêpnienie w celach dydaktycznych – w dolinie Prowczy (Nasiczniañskiego), na Prze³êczy Wy¿niañskiej i w dolinie Terebowca. Ods³oniêcia ska³ przedczwartorzêdowych znajduj¹ siê g³ównie w korytach cieków. Zaprzestanie zrywki drewna korytami potoków, powszechnej jeszcze w latach 60. XX w., prowadzi do szybkiego przekszta³cania skalnych odcinków koryt w aluwialne i do zanikania ods³oniêæ. Teren badañ od dawna by³ miejscem poszukiwañ z³ó¿ ropy naftowej. Przejawy dawnej migracji wêglowodorów wystêpuj¹ powszechnie w ska³ach strefy przeddukielskiej (ci¹gn¹cej siê przez obszar arkusza), zw³aszcza w osadach warstw przejœciowych, w postaci asfaltytów pokrywaj¹cych szczotki kalcytowe w rozwartych szczelinach lub drobnych pustkach. W asfaltytach masowo znajduj¹ siê, zakoñczone podwójn¹ piramid¹, drobne kryszta³y s³upowe niezwykle czystego kwarcu (s³ynna odmiana
5 diament marmaroski). Bardzo czêste s¹ tak¿e wyp³ywy gazu ziemnego na powierzchniê oraz Ÿród³a, w których wydziela siê siarkowodór. Spoœród Ÿróde³ zwracaj¹ uwagê obfite wyp³ywy na po³udniowo- -zachodnich stokach Po³oniny Wetliñskiej, po³o¿one na kontakcie grubych pakietów piaskowców otryckich z ods³aniaj¹c¹ siê ni¿ej na zboczu seri¹ ³upkowo-piaskowcow¹. Prace nad arkuszem zosta³y zrealizowane w latach 1996–2000 na podstawie projektu prac geolo- gicznych (Haczewski, B¹k, 1994) zatwierdzonego przez Ministra Ochrony Œrodowiska, Zasobów Naturalnych i Leœnictwa pisemn¹ decyzj¹ KOK/10/95 z dnia 18.10.1995 r. Wykonano 15 sond rêcz- nych, z których pobrano próbki do przeprowadzenia 20 analiz litologiczno-petrograficznych ¿wirów i piasków oraz 10 analiz litologiczno-petrograficznych mu³ków i i³ów (Kukulak, 2000). Zbadano tak¿e 80 p³ytek cienkich (B¹k, 2000c; Haczewski, 2000). W ramach badañ paleontologicznych wykonano 105 analiz mikrofauny (B¹k 2000a, b), 38 analiz nanofauny wapiennej (Garecka 1999, 2000) i 10 analiz palinologicznych (Gedl, 2000). Przeprowadzono szeœæ datowañ radiowêglowych (14C) utworów czwartorzêdowych (Kuc, 1999). Wykaz przedstawionych na mapie geologicznej punktów dokumen- tacyjnych, z których pobrano próbki do badañ 14C, prezentuje tabela 1.
T a b e l a 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych
Numer punktu
Na mapie Na mapie Rodzaj Lokalizacja Rzêdna G³êbokoœæ Uwagi geologicznej dokumentacyjnej punktu* (m n.p.m.) (m) i w notatniku terenowym Osady tarasu zalewowego 0,5–2,0 m n.p. rzeki; 1 N6 od Dydiowa–Muczne 615,0 0,7 badania14C drewna w sp¹gu mad – 160 (+100, –100) lat BP Osady koluwialne; badania14C torfów w zag³êbieniu 2 N14 sr Wide³ki–Jeleniowaty 777,0 2,9 w utworach osuwiska – 2740 (+30, –40) lat BP Osady tarasu zalewowego 0,5–2,0 m n.p. rzeki; 3 N31 od Bere¿ki 604,0 1,6 badania14C drewna w sp¹gu mad – 360 (+100, –50) lat BP Osady tarasu zalewowego 0,5–2,0 m n.p. rzeki; 4 N36 od Ustrzyki Górne 637,0 1,3 badania14C drewna w madach – 502 (+65, –35) lat BP Osady tarasu nadzalewowego 4,0–6,0 m n.p. rzeki; 5 N38 sr Ustrzyki Górne 645,0 3,3 badania14C torfów pogrzebanych pod osadami sto¿ka nap³ywowego – 4470 (+120, –50) lat BP Osady tarasu zalewowego 0,5–2,0 m n.p. rzeki; 6 N50 od Wo³osate 709,0 1,2 badania14C drewna w madach – 3460 (+90, –60) lat BP
*od – ods³oniêcie, sr – sonda rêczna
Najstarsze opublikowane informacje o budowie geologicznej rejonu oraz o poszukiwaniu ropy naftowej i gazu ziemnego na obszarze arkusza w wiêkszoœci pochodz¹ sprzed 1920 r. (Walter, 1880; Szajnocha, 1907; Noth, 1917; Hempel, 1951). Prace te wskaza³y na obecnoœæ dwóch ró¿ni¹cych siê facjalnie obszarów, zaliczanych dzisiaj do p³aszczowin dukielskiej i œl¹skiej oraz przedzielonych pasem ods³oniêæ ³upków menilitowych. Wyst¹pienia œladowych iloœci ropy naftowej by³y odnotowane g³ów- nie wzd³u¿ doliny Wo³osatego.
6 W okresie dwudziestolecia miêdzywojennego Opolski (1926, 1927, 1930, 1933, 1935) przepro- wadzi³ obserwacje terenowe wzd³u¿ linii kilku wybranych przekrojów na terenie arkusza. Na podstawie po³o¿enia hieroglifów identyfikuj¹cych strop i sp¹g rozpozna³ liczne fa³dy i nasuniêcia. Wyznaczy³ on przebieg pó³nocnego zasiêgu p³aszczowiny dukielskiej, a tak¿e opisa³ etapy rozwoju facjalnego utwo- rów warstw kroœnieñskich, charakterystyczne dla obszaru pasma po³onin. Na prze³omie lat 50. i 60. XX w. geolodzy Stacji Karpackiej Instytutu Geologicznego przedsta- wili stratygrafiê i ogólny obraz tektoniki p³aszczowiny dukielskiej w granicach terenu arkusza (Koszarski i in., 1961). Zosta³y opisane wyst¹pienia tufitów i budowa fragmentu strefy przeddukiel- skiej w Brzegach Górnych (Koszarski i in., 1960). W monograficznym opracowaniu serii dukielskiej Œl¹czka (1971) przedstawi³ stratygrafiê osadów i budowê jej g³ównych elementów tektonicznych. W latach 60. XX w. Tokarski, na podstawie zdjêæ geologicznych fragmentów strefy przeddukiel- skiej i jej otoczenia (m.in. z opracowañ Królikowskiego, Muszyñskiego, 1969; Skwirczyñskiego, Œwiêcha, 1969; Haczewskiego, 1972a), zinterpretowa³ ten obszar jako brzuszne skrzyd³o le¿¹cej anty- kliny, której j¹dro ze z³o¿ami wêglowodorów mia³o siê znajdowaæ pod p³askim nasuniêciem p³aszczo- winy dukielskiej (Kuœmierek, Tokarski, 1965; Tokarski, 1968). Pogl¹d ten rozwin¹³ póŸniej Kuœmierek (1979), ³¹cz¹c w obszerniejszej pracy opis i interpretacjê wstecznie obalonych fa³dów cen- tralnego synklinorium karpackiego na podstawie danych z kartowania obszaru bezpoœrednio na za- chód od granicy terenu arkusza. Otwory poszukiwawcze wykonane w okolicy Wetliny (za zachodni¹ granic¹ obszaru arkusza) udokumentowa³y stromo zapadaj¹ce warstwy osadów w strukturach tekto- nicznych strefy przeddukielskiej i w brze¿nej czêœci p³aszczowiny dukielskiej (Œl¹czka, 1969, 1971). Budowa fragmentu doliny potoku Caryñskiego na obszarze arkusza i po³udniowej czêœci zboczy Po³oniny Wetliñskiej przy zachodniej granicy terenu badañ zosta³a przedstawiona w nieopublikowanej pracy ¯ytki (1968) jako strome fa³dy strefy przeddukielskiej z utworami warstw hieroglifowych w j¹drach oraz wstecznie obalone fa³dy centralnego synklinorium karpackiego. Pierwsze szczegó³owe zdjêcie geologiczne wiêkszego fragmentu obszaru badañ wykona³ Tokarski (1974, 1975). Obejmuje ono zlewniê Terebowca, masyw Tarnicy–Szerokiego Wierchu i przylegaj¹c¹ do niego od po³udnia czêœæ doliny Wo³osatki, po³udniow¹ czêœæ obni¿enia Ustrzyk Górnych i po³udniow¹ czêœæ stoków Po³oniny Caryñskiej od strony Ustrzyk Górnych. Autor wytyczy³ granice pakietów grubo³awicowych piaskowców otryckich, wyró¿ni³ du¿y uskok Halicza i mniejsze uskoki poprzeczne, a tak¿e pod³u¿ne – w przegubach antyklin, oraz opisa³ wyst¹pienie egzotyków w dolinie Zakopañca (Mochnacka, Tokarski, 1972). Wyniki obserwacji geologicznych rejonu wzd³u¿ doliny Wo³osatego (od ujœcia potoku Zwór do Pszczelin), w dolinie Mucznego oraz w korycie Sanu poda³ Haczewski (1971, 1972b), wyró¿niaj¹c w ogniwie nadotryckim warstw kroœnieñskich dwa pakiety piaskowców grubo³awicowych. Ju¿ wczeœniej wystê-
7 powanie tego typu piaskowców by³o przedmiotem rozwa¿añ Opolskiego (1933), choæ zdecydowa³ siê on wydzieliæ je jako odpowiadaj¹ce dzisiejszym piaskowcom otryckim. W opracowaniu arkusza £upków Mapy Geologicznej Polski 1:200 000 (Œl¹czka, ¯ytko, 1979a, b; Œl¹czka, 1980) przedstawiono obraz budowy geologicznej, wynikaj¹cy z wczeœniejszych prac i uzupe³niony o dane dotycz¹ce znacznej czêœci jego obszaru, jeszcze nieskartowanego przed powstaniem publikacji. Szczegó³owe kartowanie i analizê strukturaln¹ strefy przeddukielskiej wykona³ Mastella (1995). Wyniki tych badañ zosta³y uzupe³nione opracowaniem stratygraficznym. Tektonikê p³aszczowiny du- kielskiej w Bieszczadach bada³ Rubinkiewicz (1996). Stwierdzi³ on stromy k¹t nachylenia powierzchni nasuniêcia. Pomiary spêkañ w trzech stanowiskach na terenie arkusza Ustrzyki Górne wykonali Zuchie- wicz i Henkiel (1993). Œlady najstarszej powierzchni zrównania w tej czêœci Karpat wyznaczy³ ju¿ Teisseyre (1928). Fragmenty m³odszych poziomów wyró¿nili Starkel (1965, 1972), Pêkala (1971a) i Henkiel (1977). Szczegó³owe badania geomorfologiczne na terenie arkusza zaowocowa³y w latach 60. XX w. pracami Pêkali (1966, 1969, 1971a, b) oraz Pêkali i Ralskiej-Jasiewiczowej (1972). Objê³y one formy i procesy dolinne – w zlewni Wo³osatki oraz grawitacyjne – na po³oninach. Charakterystykê rzeŸby obszaru na wschód od Ustrzyk Górnych przedstawi³ przy okazji wykonania zdjêcia geologicznego Tokarski (1975). Analizê uk³adu sieci dolin i jego rozwoju przeprowadzi³ Henkiel (1972, 1977, 1982). Z opracowañ kartograficznych tego rejonu nale¿y jeszcze wymieniæ arkusze SMGP s¹siaduj¹ce z obszarem badañ: DŸwiniacz Górny (Haczewski i in., 1998), Lutowiska i Lutowiska E (Malata i in., 2006, 2014) oraz Wetlina (Rubinkiewicz, Tomaszczyk, 2009).
II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU
Obszar arkusza Ustrzyki Górne obejmuje fragment Bieszczadów Zachodnich (Bieszczadów Wysokich) w polskiej czêœci Karpat Wschodnich. Wed³ug Kondrackiego (2009) znajduje siê on w obrêbie mezoregionu Bieszczady Zachodnie, makroregionu Beskidy Lesiste i podprowincji Zewnêtrzne Karpaty Wschodnie. W granicach obszaru badañ ci¹gn¹ siê, równolegle z pó³nocnego zachodu na po³udniowy wschód, dwa pasma górskie – pasmo graniczne i pasmo po³onin, oddzielone g³êbokim Obni¿eniem Œródbieszczadz- kim. Od pó³nocnego wschodu do pasma po³onin przylega Dolina Górnego Sanu. Omawiane pasmo przecinaj¹ poprzecznie doliny Wo³osatego (Wo³osatka w górnym odcinku) i Prowczy (Nasiczniañskiego), dziel¹c je na mniejsze bloki – masywy: Po³oninê Wetliñsk¹ z kulminacj¹ Osadzki Wierch (1253 m n.p.m.), Po³oninê Caryñsk¹ z najwy¿szym szczytem Kruhly Wierch (1297 m n.p.m.), Szeroki Wierch po³¹czony prze³êcz¹ z Tarnic¹ (1346 m n.p.m.) oraz Krzemieñ–Bukowe Berdo (1335 m n.p.m.). W paœmie granicz-
8 nym wyró¿niaj¹ siê grzbiety Wielkiej Rawki (1307 m n.p.m.) i Ma³ej Rawki (1271 m n.p.m.), bêd¹cej najwy¿szym szczytem grzbietu Dzia³. Najni¿ej na terenie arkusza s¹ po³o¿one dna dolin rzecznych – Sanu (585 m n.p.m.) poni¿ej szczytu Kiczery Dydiowskiej (wierzcho³ek na obszarze arkuszy Lutowiska i Lutowiska E) i Wo³osatego (570 m n.p.m.) ko³o Pszczelin. Obszar badañ wyró¿nia siê rzeŸb¹ strukturaln¹, uwarunkowan¹ g³ównie ró¿nicami odpornoœci ska³ na wietrzenie, u³o¿eniem warstw skalnych i uk³adem sieci uskoków (Starkel, 1972; Pêkala, 1971a, 1997; Tokarski, 1970, 1975; Henkiel, 1977, 1997). Krajobraz ten posiada wiele cech rzeŸby górskiej o uk³adzie rusztowym, co objawia siê wystêpowaniem du¿ych deniwelacji terenu (przede wszystkim miêdzy opisanymi wy¿ej pasmami górskimi a obni¿eniami), a tak¿e stromych i d³ugich stoków oraz grzbietów skalnych. Szczególnie na stromych pó³nocnych stokach pasma granicznego zaznacza siê kontrast litologiczny miêdzy utworami strefy przeddukielskiej w Obni¿eniu Œródbiesz- czadzkim a piaskowcami warstw ciœniañskich buduj¹cymi czo³o p³aszczowiny dukielskiej. Formy denudacyjne. G r z b i e t y (tabl. I) pasma granicznego i pasma po³onin buduj¹ na d³ugich odcinkach odporne na wietrzenie piaskowce, u³o¿one monoklinalnie. Naprzemiennie wy- stêpuj¹ce i zapadaj¹ce stromo pakiety warstw ska³ o silnie zró¿nicowanej odpornoœci kszta³tuj¹ w¹skie i niewyrównane grzbiety (Po³onina Wetliñska, Po³onina Caryñska, Krzemieñ i Bukowe Berdo). Grzbiety za³o¿one na warstwach zapadaj¹cych po³ogo s¹ szerokie i wyrównane (Wielka Rawka i Dzia³) lub faliste i maj¹ k o p u l a s t e w i e r z c h o ³ k i (m.in. Chresty i Krzemieniec w paœmie granicznym). W miejscach prawie poziomego po³o¿enia warstw powstaj¹ najszersze i p³askie grzbiety (Szeroki Wierch, Jeleniowaty). Grzbiety boczne (miêdzydolinne) charakteryzuj¹ siê najczêœciej obecnoœci¹ profili schodowych, co warunkuj¹ g³ównie struktura pod³o¿a, rzadziej procesy dawnej planacji lub m³ode procesy grawitacyjne. Na grzbietach i stokach zachowa³y siê, wystêpuj¹ce piêtrowo, resztkowe sp³aszczenia denudacyjne dawnych p o w i e r z c h n i z r ó w n a ñ s t r u k t u r a l n y c h Bieszczadów (Teisseyre, 1928; Starkel, 1965; Pêkala, 1969, 1971a; Henkiel, 1972). Tokarski (1975) uzna³ je za powierzchnie o wy³¹cznie strukturalnym pochodzeniu. Fragmentami œ r ó d g ó r s k i e g o poziomu zrównania (9 5 0 , 0 – 1 1 5 0 , 0 m n . p . m .) mog¹ byæ w paœmie granicznym wierzchowiny Dzia³u a¿ po szczyty Ma³a Rawka, Czerte¿ i Szypowaty oraz kulminacje Semenowych (Ma³a Semenowa i Wielka Semenowa) i Beskidu Wo³osackiego. Nawi¹zuj¹ do tego poziomu równie¿ podszczytowe zrównania Szerokiego Wierchu i Bukowego Berda (400–500 m nad korytem Sanu i Wo³osatego). Wy¿sze czêœci grzbietów (ponad 1200 m n.p.m.) maj¹ charakter ostañców twardzielcowych, siêgaj¹cych powierzchni szczytowej (po³oniñskiej) Bieszcza- dów (Teisseyre, 1928). Do poziomu p o g ó r s k i e g o (8 0 0 , 0 – 9 5 0 , 0 m n . p . m .) nawi¹zuj¹ m.in. wierzchowiny bocznych grzbietów pasma granicznego nad Wo³osatk¹ oraz sp³aszczenia garbów na obrze¿ach Prze³êczy nad Brzegami Górnymi i Prze³êczy Wy¿niañskiej (wysokoœæ wzglêdna
9 150–250 m ). P³aty powierzchni piêtra p r z y d o l i n n e g o (7 4 0 , 0 – 8 0 0 , 0 m n . p . m .) zacho- wa³y siê g³ównie na brzegach Obni¿enia Œródbieszczadzkiego. S¹ to sp³aszczenia dolnych czêœci stoków wzd³u¿ Wetlinki, Prowczy, Rzeczycy i Wo³osatki, siêgaj¹ce równie¿ do tworz¹cych ich wododzia³y prze³êczy (prze³êcz Beskid). Wysokoœci wzglêdne tych p³atów ró¿ni¹ siê lokalnie (20–80 m) i malej¹ ku osiom dolin i ku prze³êczom. S t o k i g r z b i e t ó w obu pasm s¹ d³ugie (3–4 km) i strome (10–40º). Wzd³u¿ pasma po³onin maj¹ one profil krawêdziowy, natomiast w paœmie granicznym – wypuk³o-wklês³y, charakteryzuj¹cy siê du¿ym spadkiem odcinka górnego. Krawêdziowa rzeŸba (progi i za³omy strukturalne, œciany skalne, grzêdy lub izolowane ska³ki) najmocniej zaznacza siê na górnych stokach po³onin, zw³aszcza Bukowego Berda (Tokarski, 1970, 1975), Po³oniny Caryñskiej i Po³oniny Wetliñskiej oraz Szerokiego Wierchu. Spotyka siê pojedynczo wystêpuj¹ce œ c i a n y s k a l n e, zwykle o wysokoœci 2–5 m, sporadycznie do 20 m (Szeroki Wierch). Na stokach pospolitymi formami s¹ z a ³ o m y s t r u k t u r a l n e (progi), a w ni¿- szych ich partiach – tak¿e twardzielcowe grzêdy (Po³onina Caryñska i Po³onina Wetliñska). Zarówno w górnych, jak i dolnych czêœciach stoków wystêpuj¹ zró¿nicowane wysokoœciowo (2–10 m) stoj¹ce w rzêdach lub izolowane s k a ³ k i. U podnó¿y za³omów, œcian skalnych, ska³ek lub w s¹siedztwie grzêd piaskowcowych znajduj¹ siê pola i jêzyki r u m o s z y s k a l n y c h (Pêkala, 1969, 1971b). Naj- wiêksze z nich otaczaj¹ szczyt Tarnicy i grañ Krzemienia; du¿e rumowiska zalegaj¹ wzd³u¿ grzbieto- wych za³omów po³onin. Wê¿sze pasy zwietrzelin blokowych ci¹gn¹ siê równie¿ w ni¿szych czêœciach stoków wzd³u¿ piaskowcowych grzêd (Wide³ki, Magura Stuposiañska i Kiczera). Pasmo po³onin charakteryzuj¹ liczne j ê z o r y o s u w i s k, które s¹ zwykle g³êbokie i pakieto- we. Najwiêksze wœród nich lokuj¹ siê frontalnie na stokach Szerokiego Wierchu i nad przysió³kiem Wide³ki. Osuwisko na po³udniowo-zachodnim zakoñczeniu grzbietu Jeleniowatego rozci¹ga siê na po- wierzchni ponad 1 km2 i jest zapewne najrozleglejsze w polskich Bieszczadach. Osuwiska w paœmie granicznym wystêpuj¹ pojedynczo, a ich powierzchnia rzadko przekracza 0,1 km2 (Kiczera Manzi- na, Chresty, Kamienna i Szypowaty). Wiêkszoœæ osuwisk ma bardzo wyraŸn¹ rzeŸbê wewnêtrzn¹. Szczególnie du¿e pojedyncze pakiety skalne (do 15 m gruboœci) i bezodp³ywowe zag³êbienia znale- ziono nad przysió³kiem Wide³ki, na Jeleniowatym i przy Ÿród³ach Terebowca, a ci¹gi wa³ów koluwial- nych – na pó³nocno-wschodnich stokach Szerokiego Wierchu i w dolinie Wetlinki. Koluwia s¹ czêsto podzielone na pakiety g³êbokimi i szeroko rozwartymi szczelinami (m.in. dolna czêœæ osuwiska na Jeleniowatym czy przy Ÿród³ach Terebowca). W osuwisku na Jeleniowatym pakiety koluwiów (do 12 m gruboœci) przegradzaj¹ dno doliny Mucznego. Na grzbiecie Tarnicy wskutek grawitacyjnego rozwar- cia g³êbokich szczelin skalnych powsta³ rów grzbietowy. G³êbokie nisze maj¹ osuwiska na Kiczerze Manzinie nad Wo³osatczykiem (15 m), na Szerokim Wierchu (6–12 m) i nad Wetlink¹ (6–10 m). RzeŸba g³êbokich osuwisk ju¿ siê utrwali³a, a ich odm³odzenie postêpuje jedynie w miejscach podci-
10 nanych przez potoki. Osuwiska p³ytkie i zwietrzelinowe, znajduj¹ce siê na zadarnionych zboczach do- lin Prowczy (Brzegi Górne), Kañczowej (lewobrze¿ny dop³yw Wo³osatego) i Caryñskiego (rejon nieistniej¹cej ju¿ wsi Caryñskie), maj¹ m³od¹ rzeŸbê. Rozlokowanie prawie wszystkich osuwisk i ich ukszta³towanie wykazuj¹ œcis³y zwi¹zek genetyczny z tektonik¹ pod³o¿a. W miejscach, gdzie strefy poprzecznych uskoków najm³odszej generacji przecinaj¹ skaliste grzêdy piaskowcowe, wystêpuj¹ rozpadliny skalne. W jednej z nich powsta³a na Kiczerze Dydiow- skiej jaskinia szczelinowa o poznanej d³ugoœci oko³o 13 m i g³êbokoœci oko³o 10 m. W pod³u¿nych profilach grzbietów pasm po³onin i pasma granicznego wystêpuj¹ p³ytkie p r z e ³ ê c z e (do 50 m). G³êbsze prze³êcze (do 200 m) rozdzielaj¹ równoleg³e grzbiety blisko siebie po³o¿one – np. pomiêdzy Tarnic¹ i Krzemieniem lub Magur¹ Stuposiañsk¹ i Po³onin¹ Caryñsk¹ (prze³êcz Przys³up). W Obni¿eniu Œródbieszczadzkim ci¹g dolin Wo³osatki i Rzeczycy, Prowczy oraz Wetlinki jest przedzielony niskimi poprzecznymi dzia³ami (Prze³êcz nad Brzegami Górnymi – 872 m n.p.m., Prze³êcz Wy¿niañska – 855 m n.p.m., prze³êcz Beskid – 785 m n.p.m.). W dolinie Wo³osatki, u podnó¿a Tarnicy i Szerokiego Wierchu, rozci¹ga siê rozleg³a p o - w i e r z c h n i a s p ³ a s z c z e ñ denudacyjnych typu glacis (Starkel, 1965), przykryta w górnej czêœci cienk¹ warstw¹ utworów rumowisk potoków bocznych i pokryw soliflukcyjnych, a w dolnej – osada- mi rzecznymi Wo³osatki. Powsta³a ona z przekszta³cenia rozleg³ych sto¿ków nap³ywowych (Pêkala, 1966) lub reliktów poziomu przydolinnego (Henkiel, 1972) w strefie peryglacjalnej. Formy rzeczno-denudacyjne. Sieæ dolin ma uk³ad kratowy (Henkiel, 1982). Doliny Wo³osat- ki, Rzeczycy i Wetlinki oraz górne odcinki dolin Terebowca, Caryñskiego, Prowczy i Mucznego s¹ subsekwentne, natomiast ich boczne doliny oraz doliny Wo³osatego i Prowczy (Nasiczniañskiego) – poprzeczne do biegu warstw skalnych. D o l i n y subsekwentne s¹ p ³ a s k o d e n n e, z zespo³em tara- sów rzecznych w poszerzonych dnach. Po³¹czenia dolin maj¹ charakter lokalnych kotlin (rejon Ustrzyk Górnych i Brzegów Górnych). Du¿e doliny Wo³osatego i Prowczy (Nasiczniañskiego) oraz dolny odcinek Terebowca maj¹ cechy prze³omów (strome zbocza, w¹skie dna, nieliczne listwy tarasów rzecznych, skalne koryta). Mniejsze doliny poprzeczne s¹ zwykle w c i o s o w e, o du¿ych spadkach pod³u¿nych. W obrêbie mniej odpornego pod³o¿a w Obni¿eniu Œródbieszczadzkim krótsze doliny boczne przyj- muj¹ kszta³t n i e c k o w a t y lub tworz¹ czasem w¹do³y (s¹ nimi dolne odcinki pojedynczych dop³ywów Rzeczycy i Wo³osatki). Formy rzeczne. W dolinach wiêkszych cieków wystêpuj¹ rzeczne t a r a s y e r o z y j n o - -akumulacyjne – najobszerniejsze w pod³u¿nych odcinkach dolin, fragmentaryczne w prze³omach (Wo³osatego, Prowczy). Wzd³u¿ Sanu kontynuuj¹ siê tarasy zaobserwowane w wy¿szym odcinku jego biegu (Haczewski i in., 1998). Do ich uk³adu nawi¹zuj¹ tarasy potoków Mucznego, Wo³osatego, Prowczy i Wetlinki. Schodowy system powierzchni tarasowych tworzy szeœæ stopni sp³aszczeñ z pokrywami
11 aluwialnymi. Wy¿sze tarasy s¹ wy³¹cznie erozyjno-akumulacyjne, ni¿sze – miejscami tylko akumula- cyjne. Tarasy tego samego poziomu ró¿ni¹ siê budow¹ i wystêpuj¹ na innej wysokoœci w ka¿dej z dolin, a nawet wzd³u¿ koryta jednej rzeki. Wzd³u¿ Wetlinki, a szczególnie jej lewobrze¿nego dop³ywu zwanego Górn¹ Solink¹, omawiane formy s¹ po³o¿one zdecydowanie wy¿ej ni¿ w korycie Mucznego, a nawet Sanu. Ich profile pod³u¿ne w dolinach Wetlinki i Górnej Solinki s¹ wyrównane, a wysokoœæ tarasów z biegiem rzek systematycznie wzrasta. Wzd³u¿ Prowczy maj¹ one spadek pod³u¿ny podobny do wspó³czesnego koryta tej rzeki i wystêpuj¹ g³ównie w kotlinowatym obni¿eniu w okolicy Brzegów Górnych. W odcinku prze³omowym przez pasmo po³onin ci¹gnie siê wzd³u¿ Prowczy (Nasiczniañ- skiego) jedynie w¹ski taras niski, silnie zmieniony w trakcie budowy drogi. Profile pod³u¿ne tarasów Rzeczycy s¹ niewyrównane, a ich œredni spadek jest podobny do spadku koryta rzeki. Lokalne zmiany ich wysokoœci (2–3 m) wi¹¿¹ siê z obecnoœci¹ w korycie progów skalnych lub po³¹czonych sto¿ków nap³ywowych s¹siednich dop³ywów. Budowê tarasów Wo³osatki i górnego odcinka Wo³osatego oraz ich rozprzestrzenienie i lokalne zmiany wysokoœci opisali Pêkala (1966, 1997) i Tokarski (1975), jak- kolwiek ustalenia obu autorów, dotycz¹ce ich iloœci, wieku i wystêpowania na terenie badañ, nie s¹ zgodne. Na wielu wy¿szych sp³aszczeniach zboczy wzd³u¿ Wo³osatego i Wo³osatki, zinterpretowanych przez Pêkalê (1966, 1997) jako tarasy erozyjne, nie stwierdzono obecnoœci osadów rzecznych i nie w³¹czono ich do systemu tarasów z pokrywami akumulacyjnymi. Pod³u¿ne profile tarasów Wo³osatki, zw³aszcza tarasów ni¿szych, cechuj¹ siê czêstymi wahaniami spadku. Na ma³ych przestrzeniach zmieniaj¹ siê tak¿e wzglêdna wysokoœæ tarasów i ich coko³ów skalnych oraz mi¹¿szoœæ pokryw osadowych. Zmiany te s¹ najwiêksze w s¹siedztwie lokalnych baz erozyjnych (Pêkala, 1966, 1997). Ta r a s n a d z a l e w o w y I (wysoki) 20,0–35,0 m n.p. rzeki zachowa³ siê obszernie u zbiegu Wo³osatki i Terebowca. Gruba pokrywa ¿wirowa (do 8 m) zalega tam na cokole skalnym (10–20 m), wype³niaj¹c kopaln¹ rynnê erozyjn¹ na wododzielnym garbie. Fragmenty tego poziomu o wysokoœci 20–25 m zachowa³y siê po lewej stronie doliny Wo³osatki, miêdzy potokami Wo³osatczyk i Kañczowa i w górnej czêœci rozleg³ego sp³aszczenia typu glacis w Wo³osatem (Pêkala, Ralska-Jasiewiczowa, 1972), którego czo³owa krawêdŸ zosta³a denudacyjnie z³agodzona. Przetrwa³a tam jednak gruba pokrywa ¿wirowa, a jej kontakt ze stokiem zamaskowa³y osady zboczowe. Podobn¹ budowê ma wysokie zbocze (25–30 m n.p. Wo³osatego) przy ujœciu potoku Bystry do Wo³osatego w Bere¿kach. Ma ono wyraŸn¹ krawêdŸ i naro¿a osuwiskowe. Jest najwiêkszym zachowanym fragmentem wysokiego tarasu w ca³ym prze³omie Wo³osatego. W Moczarnem powy¿ej ujœcia Beskidnika do Górnej Solinki (1 km) przetrwa³a d³uga listwa tego tarasu (20 m wysokoœci) ze ¿wirow¹ pokryw¹. Fragmentarycznie zachowa³ siê t a r a s n a d z a l e w o w y I I (œredni) 11,0–15,0 m n.p. rzeki. Tworz¹ go pozosta³oœci sto¿ków nap³ywowych bocznych potoków (m.in. Kostywskiego, Szczawinki, Zakopañca i Terebowca) lub izolowane sp³aszczenia na zboczach wiêkszych dolin (poni¿ej prze³êczy
12 Beskid, w Caryñskiem, a tak¿e w rejonie Pszczelin oraz poni¿ej Dydiowej w zakolu Sanu). Na tym poziomie le¿¹ dolne czêœci sp³aszczenia typu glacis w Wo³osatem. Jego cokó³ skalny ma lokalnie ró¿n¹ wysokoœæ – od 11 m nad Górn¹ Solink¹ w Moczarnem i nad Sanem w Dydiowej, 8 m nad Tere- bowcem, 5–6 m nad Wetlink¹ oraz do 6 m nad Wo³osatk¹. Na lewym brzegu Wo³osatki, pod Kiczer¹ Manzin¹, wystêpuje w¹ski taras o wysokoœci 15 m (Pêkala, 1966), erozyjnie podcinany i redukowany przez osuwiska. Lokalnie ró¿n¹ mi¹¿szoœæ (1–12 m) wykazuje tak¿e pokrywa aluwialna, zwykle nad- budowana glinami zboczowymi (2–5 m wzd³u¿ Wetlinki, Górnej Solinki, Wo³osatki i Sanu). Ró¿ne proporcje wysokoœci coko³u do gruboœci pokrywy wynikaj¹ st¹d, ¿e w dzisiejszych odkrywkach ods³aniaj¹ siê przekrojowo fragmenty tarasów le¿¹ce pierwotnie w ró¿nych pozycjach w profilu poprzecznym dna doliny. Im bli¿ej dawnego koryta, tym ni¿szy staje siê cokó³, a grubsza pokrywa. Taras ma wyra- Ÿn¹ krawêdŸ czo³ow¹, ale przechodzi w wy¿sze zbocze zwykle bez za³omu. Z biegiem Wetlinki jego wysokoœæ wzrasta od oko³o 11 m do 15 m na odcinku 2,5 km. Du¿¹ powierzchniê dna dolin zajmuj¹ t a r a s y n a d z a l e w o w e (niskie) z³o¿one z dwóch stopni (I V i I I I). Wy¿szy z nich przetrwa³ g³ównie w w¹skich listwach przystokowych i zawieszo- nych sto¿kach bocznych dolin Wo³osatki, Rzeczycy, Wetlinki i Caryñskiego, ni¿szy jest najbardziej roz- leg³ym elementem dna w ka¿dej z dolin. Taras III 6,0–10,0 m n.p. rzeki ma zwykle wysoki cokó³ skalny (4–7 m) i dwuczêœciow¹ pokry- wê akumulacyjn¹, która w partii dolnej ma charakter ¿wirowo-gruzowy (typ aluwialny), w górnej – gliniasto-gruzowy z du¿o mniejszym udzia³em ¿wirów (typ soliflukcyjny). W Caryñskiem (powy¿ej ujœcia Caryñczyka) szerokoœæ tarasu dochodzi do 100 m, w dodatku odznacza siê on ods³oniêtym w terenie pe³nym profilem budowy, co zapewni³o mu identyfikacjê w schodowym uk³adzie tarasów (kompletny uk³ad tarasów niskich). Poni¿ej Dydiowej (ko³o s³upa granicznego 327) ten poziom zosta³ pogrzebany pod osadami koluwialnymi. Taras IV 4,0–6,0 m n.p. rzeki jest najszerszy wzd³u¿ Wo³osatki, zw³aszcza od ujœcia Kañczowej po Ustrzyki Górne (do ok. 300 m). Charakteryzuje siê zwykle p³ask¹ powierzchni¹, nierównomiernie nachylon¹ zgodnie z biegiem doliny. Jego spadek pod³u¿ny i wysokoœæ wzrastaj¹ w odcinkach nadbu- dowanych sto¿kami bocznych potoków oraz w s¹siedztwie lokalnych baz erozyjnych (du¿ych progów skalnych w korycie, bocznych dop³ywów, odcinków prze³omowych). Wraz z biegiem rzeki czêsto zmienia siê wysokoœæ coko³u tarasu (0,5–5,0 m), podobnie jak i mi¹¿szoœæ jego pokrywy. Doln¹ czêœæ pokrywy akumulacyjnej reprezentuj¹ miejscami osady wieku plejstoceñskiego (np. ko³o pogrzebanego torfowiska na tarasie Wo³osatego, przy wylocie Rzeczycy – Pêkala, 1966), a górn¹ –– holoceñskiego. Na tym tarasie wystêpuj¹ torfowiska w dolinie Wo³osatki. Jeszcze ni¿ej le¿y t a r a s n a d z a l e w o w y V 3,0–4,0 m n.p. rzeki, zwykle o wysokoœci 3 m. Jest on w¹ski i uformowany jedynie w pod³u¿nych odcinkach dolin, a najszerszy – w górnym odcinku
13 doliny Wo³osatki. Na jego powierzchni zachowa³y siê starorzecza. Wysokoœæ coko³u tarasu zmienia siê na krótkich odcinkach, miejscami schodzi ona poni¿ej poziomu obecnego koryta rzeki (przed ujœciem Terebowca), a wzd³u¿ Wetlinki osi¹ga nawet 2,3 m. Miejscami na zailonej powierzchni tego poziomu powsta³y mokrad³a (przy ujœciu potoku spod szczytów Semenowych do Rzeczycy i wzd³u¿ Mucznego). Najni¿szym w dnach dolin jest t a r a s z a l e w o w y V I 0,5–2,0 m n.p. rzeki, czêsto przy mean- drowym biegu koryta z³o¿ony z dwóch stopni (1,0–2,0 m i 0,5–1,0 m n.p. rzeki). Wy¿szy z nich odró¿- nia siê od innych tarasów najmniej wyrównan¹ powierzchni¹ (liczne fragmenty odciêtych meandrów, rynny wód powodziowych, wa³y przykorytowe), wahaniami jej wysokoœci oraz du¿ymi lokalnie zmia- nami frakcji buduj¹cych j¹ osadów. Cokó³ tego tarasu czêsto wystêpuje poni¿ej obecnego dna koryta, a w jego pokrywie znajduj¹ siê kopalne rynny erozyjne. Ni¿szy stopieñ tarasu wykazuje równie¿ bardzo nierówn¹ powierzchniê z licznymi starorzeczami, na której miejscami wystêpuj¹ kamieñce. Zwykle ten poziom tarasowy nie posiada coko³u skalnego. Jego pokrywa osadowa sk³ada siê ze ¿wirów. Skalne koryta Sanu i Wo³osatego w odcinkach prze³omowych czêsto wcinaj¹ siê w pod³o¿e i tworz¹ charakterystyczne berda. W dnach potoków Wetlinki, Prowczy, Wo³osatki i Rzeczycy wystêpuj¹, miejscami zespo³owo, p r o g i s k a l n e o wysokoœci do oko³o 1,5 m. Du¿o wy¿sze progi (do kilkunastu metrów – m.in. w potokach Kostywski, Balotecz i Hylaty) znajduj¹ siê w potokach bocznych. Wiêksze rzeki meandruj¹ i zeœlizguj¹ siê po wychodniach ska³, podcinaj¹c brzegi koryt i zbocza. K r a w ê d z i e tarasów i podciêæ erozyjnych (najczêœciej po³udniowo-zachodnie) nad Sanem, Górn¹ Solink¹, Wo³osatk¹ i Rzeczyc¹ maj¹ lokalnie do 10 m wysokoœci. U wylotów potoków bocznych (m.in.: Zakopaniec, Zwór, Kostywski, potok spod Wide³ek) powstaj¹ rozleg³e i mi¹¿sze s t o ¿ k i n a p ³ y w o w e . Kot³y wirowe (marmity) wystêpuj¹ na progach w Wo³osatym i Prowczy, a tak¿e na wypuk³oœciach skalnych w górnych odcinkach potoków,sp³ywaj¹cych z wyniesieñ pasma granicznego (Haczewski, 1992). Formy utworzone przez roœlinnoœæ. Na tarasach Wo³osatki (4,0–6,0 m i 6,0–10,0 m n.p. rzeki) znajduje siê kopu³a du¿ej r ó w n i n y t o r f o w e j (torfowisko wysokie – rezerwat œcis³y Wo³osate i dwa skupiska torfowisk niskich (poni¿ej jej dop³ywów – Polañca i Wo³osatczyka). Kopu³a torfowiska w Wo³osatem jest elipsoidalna i ma 3,2 m wysokoœci. Jej zajmuj¹c¹ ponad 1 ha nierówn¹ powierzchniê urozmaicaj¹ rowy melioracyjne, zag³êbienia z wod¹ i bruzdy erozyjne. Niskie torfowiska wype³niaj¹ rynny starorzeczy lub obni¿enia w osadach sto¿ków nap³ywowych. Niewielkie i p³ytkie zatorfienia o cechach torfowisk wysokich wystêpuj¹ równie¿ w piêtrze po³onin (Tarnica, Szeroki Wierch, Po³onina Wetliñska i Caryñska). Formy antropogeniczne. Oprócz form naturalnych mo¿na znaleŸæ na powierzchni terenu, od po³onin po dna dolin, formy bêd¹ce efektem dzia³alnoœci cz³owieka, w ró¿nym stopniu przekszta³cone przez denu- dacjê (wciêcia dróg, n a s y p y kolejek, m³ynówki, przekop potoku Mucznego, okopy, terasy rolne). Na terenie arkusza s¹ tak¿e eksploatowane piaskowce w k a m i e n i o ³ o m a c h ró¿nej wielkoœci.
14 III. BUDOWA GEOLOGICZNA
A. STRATYGRAFIA
Seria œl¹ska
1 . P a l e o g e n
Na skartowanym obszarze profil osadów serii œl¹skiej reprezentuj¹ g³ównie utwory warstw kroœnieñskich dolnych. Jedynie w Obni¿eniu Œródbieszczadzkim, w w¹skim pasie u czo³a p³aszczo- winy dukielskiej, wyodrêbnionym przez Œwidziñskiego (1958) pod nazw¹ strefy przeddukielskiej, wystêpuj¹ wychodnie silnie zaburzonych tektonicznie utworów eoceñskich i osadów warstw menili- towych. Przedstawiony poni¿ej opis utworów warstw kroœnieñskich jest wspólny dla strefy przed- dukielskiej i centralnego synklinorium karpackiego, z uwzglêdnieniem ró¿nic w ich wykszta³ceniu. Rozpoziomowanie i okreœlenie mi¹¿szoœci utworów poszczególnych jednostek stratygraficznych w strefie przeddukielskiej napotka³o trudnoœci z powodu wyj¹tkowo silnych deformacji tektonicznych.
a . E o c e n Eocen górny
£upki zielone oraz piaskowce cienko³awicowe, œrednio³awi c o w e i g r u - b o ³ a w i c o w e – w a r s t w y h i e r o g l i f o w e s¹ najstarszym wydzieleniem w strefie przeddukiel- skiej na obszarze arkusza. Odpowiadaj¹ one prawdopodobnie wy¿szej podmenilitowej czêœci eoceñskich utworów fliszowych (Kuœmierek, 1979). Wystêpuj¹ one w w¹skich pasach prawie wy³¹cznie w po³udnio- wej czêœci strefy przeddukielskiej, a w jej zachodniej czêœci – równie¿ wzd³u¿ Wetlinki. Najlepiej wy- eksponowane wychodnie znajduj¹ siê w ods³oniêciach w korytach prawobrze¿nych dop³ywów potoku Rzeczyca, u podnó¿a Wielkiej Rawki. Dalej w kierunku zachodnim, ju¿ na obszarze arkusza Wetlina SMGP, utworów warstw hieroglifowych nie stwierdzono (Rubinkiewicz, Tomaszczyk, 2009). Znale- ziono je dopiero na terenie arkusza Jab³onki (Jankowski, Œl¹czka, 2000, 2014). W dolnej partii profilu omawianych utworów zaznacza siê przewaga piaskowców œrednio- i grubo- ³awicowych, natomiast w wy¿szej – piaskowców cienko³awicowych. W sp¹gowej czêœci warstw hiero- glifowych dominuj¹ szare, ciemnoszare lub szarozielone œrednio- i grubo³awicowe piaskowce kwar- cowo-mikowe, drobno- i œrednioziarniste, miejscami z nagromadzeniami detrytusu roœlinnego. Wietrzej¹c przyjmuj¹ one brunatn¹ lub jasnobr¹zow¹ barwê. Niektóre ³awice piaskowców wykazuj¹ laminacjê. Ju¿ w zw³aszcza górnej czêœci profilu piaskowce prze³awicaj¹ zielone ³upki margliste i czarne ³upki krze- mionkowe. Warstwy tych utworów wyró¿niaj¹ siê stosunkowo du¿¹ odpornoœci¹ na wietrzenie i buduj¹ liczne wzniesienia, g³ównie w po³udniowo-wschodniej czêœci strefy przeddukielskiej. Wy¿ej w profilu prze-
15 wa¿aj¹ szarozielone oraz ciemnoszare piaskowce cienko- i œrednio³awicowe drobnoziarniste, bezwap- niste, z licznymi hieroglifami organicznymi wystêpuj¹cymi równie¿ na powierzchni stropowej. Piaskowce przewarstwiaj¹ zielone ³upki margliste oraz czarne ³upki krzemionkowe. Podobne wykszta³cenie utworów w profilu warstw hieroglifowych opisano na obszarze centralnego synklinorium karpackiego (profil otw. Zatwarnica IG-1 – Œl¹czka, 1980). Nie stwierdzono kontaktu omawianych osadów ze stropem starszych utworów, co uniemo¿liwia oszacowanie pe³nej mi¹¿szoœci warstw hieroglifowych. Mi¹¿szoœæ zaobserwowana na terenie arkusza wynosi oko³o 280 m, w tym pakietu grubo³awicowego – 150 m, natomiast cienko³awicowego – 130 m. Udokumentowana paleontologicznie czêœæ profilu warstw hieroglifowych nale¿y do poziomu otwornico- wego Ammodiscus latus, który reprezentuje utwory œrodkowej czêœci eocenu górnego (Olszewska, 1980).
b. Eocen–oligocen Eocen górny–oligocen dolny
M a r g l e g l o b i g e r y n o w e. W korycie potoku, sp³ywaj¹cym spod Wielkiej Rawki, znale- ziono w stropie warstw hieroglifowych utwory odpowiadaj¹ce regionalnemu poziomowi przewodniemu margli globigerynowych. Wystêpuj¹ one w wycinku profilu o mi¹¿szoœci oko³o 15–25 m, w pakiecie drobnorytmicznych utworów fliszowych, na który sk³adaj¹ siê ciemnoszare i zielonkawe ³upki mar- gliste oraz zielonkawe krzemionkowe piaskowce cienko³awicowe i drobnoziarniste z du¿¹ iloœci¹ hie- roglifów organicznych w stropie i sp¹gu warstw. W dolnej czêœci profilu tych utworów biegnie kilka warstw ¿ó³tych i szaro¿ó³tych margli o mi¹¿szoœci 10–15 cm. Wy¿ej wystêpuj¹ piaskowce œrednio³awi- cowe oraz czarne skrzemionkowane ³upki z pojedynczymi ³awicami ¿ó³tozielonkawych margli o mi¹¿szoœci do 15 cm. W stropie 25-metrowego pakietu omówionych utworów ods³aniaj¹ siê ³upki menilitowe. Wk³adki ¿ó³tych margli zawieraj¹ bardzo bogaty zespó³ planktonu otwornicowego, który pozwala je opisaæ jako margle globigerynowe. Obejmuj¹ one swym zasiêgiem poziom Globigerina ampliaper- tura (eocen górny–oligocen dolny).
c . O l i g o c e n Oligocen dolny
Wa p i e n i e ( w a p i e n i e t y l a w s k i e ) – w a r s t w y m e n i l i t o w e na ca³ym obszarze arkusza rozpoznano w jednym miejscu – na Prze³êczy Wy¿niañskej, w drodze ponad krawêdzi¹ daw- nego kamienio³omu ³upków menilitowych, zajêtego obecnie przez parking. Wystêpuj¹ tu dwie war- stwy wapieni laminowanych, maj¹ce mi¹¿szoœæ oko³o 1,0 i 2,5 cm. Na ich przynale¿noœæ do poziomu wapieni tylawskich wskazuj¹ typ laminacji, brak otwornic i pozycja w profilu.
16 W próbkach pobranych z utworów w pobli¿u poziomu wapieni tylawskich nie znaleziono mikrofauny pozwalaj¹cej okreœliæ wiek osadów, a jedynie pojedyncze osobniki otwornic o skorupkach rurkowatych i okrzemek z rodzaju prawdopodobnie Odontella. Cienkie warstwy wapieni tylawskich znajdowano w oligoceñskich utworach warstw menilitowych. Tworz¹ one izochroniczny poziom przewodni na terenie ca³ych Karpat (Haczewski, 1989). W profilach utworów Karpat Wschodnich w Rumunii, szczegó³owo rozpoziomowanych na podstawie stwierdzonego w nich nanoplanktonu wapiennego, osady te wystêpuj¹ w poziomie NP23 (ªtefãnescu, Melinte, 1994). £upki czarne, piaskowce cienko³awicowe i rogowce – warstwy m e - n i l i t o w e le¿¹ nad utworami warstw hieroglifowych i nad marglami globigerynowymi. Wystêpuj¹ one w¹skimi pasami w strefie przeddukielskiej – od Brzegów Górnych do granicy pañstwa polskiego z Ukrain¹, g³ównie w jej œrodkowej i po³udniowej czêœci. Najwiêksze ods³oniêcia znajduj¹ siê w pierw- szym (licz¹c od ujœcia do Wo³osatego) lewobrze¿nym dop³ywie Wo³osatki oraz w górnym odcinku koryta Rzeczycy. Jedyny dobrze ods³oniêty profil pokazuj¹cy przejœcie tej czêœci utworów warstw menilitowych w podœcielaj¹ce je osady warstw hieroglifowych zaobserwowano w czwartym od ujœcia prawobrze- ¿nym dop³ywie Rzeczycy. Wk³adki ³upków menilitowych znaleziono ju¿ w obrêbie stropowej czêœci utworów warstw hieroglifowych, a wy¿ej dominuj¹ ju¿ w ca³ym profilu. Brakuje w tym miejscu poziomu piaskowców z Mszanki, których nie stwierdzono równie¿ w otworze Wetlina IG-2 (Œl¹czka, 1980), na terenie le¿¹cym za zachodni¹ granic¹ obszaru arkusza. Opisywana czêœæ profilu mo¿e byæ odpowied- nikiem podrogowcowych ³upków menilitowych (Koszarski i in., 1961). £upki warstw menilitowych s¹ czarne, rdzawo wietrzej¹ce, z nielicznymi wk³adkami zielonkawo- -czarnych, œrednio³awicowych piaskowców drobno- i œrednioziarnistych, bezwapnistych. W ich dol- nej partii spotyka siê liczne wk³adki czarnych rogowców o mi¹¿szoœci od kilku do 30 cm. W wy¿szej czêœci profilu znajduj¹ siê równie¿ soczewy dolomitów ¿elazistych o mi¹¿szoœci do 1 m oraz ³upki z poziomami wirowców. Ponadto wystêpuj¹ nieliczne wk³adki szarych ³upków marglistych. Zaburzony tektonicznie, ale dostarczaj¹cy wielu danych profil warstw menilitowych zaobser- wowano w nieczynnym ³omiku na Prze³êczy Wy¿niañskiej, gdzie wystêpuje kilka warstewek wapieni (wapieni tylawskich). W profilu dominuj¹ czarne ³upki krzemionkowe, przechodz¹ce miejscami w kierunku sp¹gu w kilkucentymetrowe warstwy ciemnoszarych mu³owców. Licznie spotyka siê tu wk³adki ciemnosza- rych, skrzemionkowanych piaskowców cienko³awicowych, czêsto laminowanych i z licznymi blasz- kami muskowitu. Najszersza wychodnia utworów warstw menilitowych wystêpuje w górnym odcinku biegu potoku, maj¹cego swe Ÿród³a u stóp góry Chresty. Jest to prawdopodobnie wy¿sza czêœæ profilu tego wydzielenia.
17 Granica z wy¿ejleg³ymi osadami warstw przejœciowych wyra¿a siê zwykle stopniowo wystêpo- waniem coraz liczniejszych wk³adek szarych i ciemnoszarych ³upków oraz œrednio³awicowych pia- skowców drobnoziarnistych. W korycie pierwszego od ujœcia prawobrze¿nego dop³ywu Rzeczycy (ok. 600 m powy¿ej jego ujœcia), zaobserwowano w miejscu przejœcia omawianych utworów w osady warstw przejœciowych grub¹ ³awicê szarych piaskowców grubo- i œrednioziarnistych z glaukonitem i z licznymi zwietrza³ymi skaleniami, o mi¹¿szoœci 8 m. Mi¹¿szoœæ warstw menilitowych wynosi prawdopodobnie oko³o 230 m i jest wiêksza ni¿ wartoœæ podana przez Kuœmierka (1979), opisuj¹cego te same utwory na obszarze na zachód od terenu badañ. Obecnoœæ dinocyst z gatunku Chiropteridium lobospinosum wskazuje na pozycjê osadów, opo- wiadaj¹c¹ wiekowo oligocenowi dolnemu – le¿¹ one nie ni¿ej ni¿ poziom NP23. £upki szare i piaskowce cienko³awicowe z ³upkami czarnymi – w a r - s t w y p r z e j œ c i o w e s¹ bardzo charakterystyczne dla profilu litostratygraficznego utworów strefy przeddukielskiej. Najlepsze ods³oniêcia znajduj¹ siê w korycie Wo³osatki i jej dop³ywów. Zrezygnowano ze stosowanego przez Kuœmierka (1979) podzia³u profilu warstw przejœcio- wych, ograniczaj¹c ich zasiêg do poziomu dolnego opisanego przez tego autora. Górn¹ ich czêœæ zaliczono do osadów warstw kroœnieñskich ze wzglêdu na brak ³upków menilitowych i wystêpowanie podo- bieñstw z profilem warstw kroœnieñskich centralnego synklinorium karpackiego. Wed³ug Kuœmierka (1979) granica z podœcielaj¹cymi je utworami warstw menilitowych przebiega wzd³u¿ tzw. g³ównego poziomu wirowców, którego jednak nie stwierdzono w trakcie badañ terenowych. Zauwa¿ono natomiast w obrêbie ni¿szej partii profilu warstw przejœciowych bardzo liczne pojedyncze poziomy ciemnoszarych mu³owców z wirowcami. Jakkolwiek profil osadów warstw przejœciowych jest bardzo zró¿nicowany, to jednak w przewa- ¿aj¹cej czêœci sk³ada siê z licznych naprzemianleg³ych wk³adek szarych wapnistych lub bezwapnistych ³upków typu kroœnieñskiego i czarnych ³upków typu menilitowego. Miejscami ³upki obu rodzajów zazê- biaj¹ siê ze sob¹ soczewkowato. Charakterystyczna jest równie¿ obecnoœæ soczew i ³awic dolomitów ¿elazistych o bardzo zmiennej mi¹¿szoœci – od kilkunastu centymetrów do 1 m. Zró¿nicowane litologicznie piaskowce wystêpuj¹ w postaci pakietów o ró¿nej gruboœci. Najczêœciej s¹ to cienko- i œrednio³awicowe, szare i ciemnoszare piaskowce drobnoziarniste, przewa¿nie silnie wapni- ste, z warstwowaniem konwolutnym i równoleg³ym, wietrzej¹ce na szaro i ¿ó³to. Miejscami spotyka siê w nich nagromadzenia detrytusu roœlinnego. Drugi typ omawianych osadów stanowi¹ œrednio-, miejscami grubo³awicowe, ciemnoszare i czarne piaskowce, niekiedy silnie skrzemionkowane, drob- no- i œrednioziarniste. Mi¹¿szoœæ utworów warstw przejœciowych zmienia siê i wynosi od oko³o 100 m w zachodnim fragmencie strefy przeddukielskiej do 300 m w jej wschodniej czêœci (Œl¹czka, 1980).
18 Bardzo ubogi zespó³ mikrofauny zawiera pojedyncze spirytyzowane otwornice planktoniczne (Globigerina praebulloides i Subbotina cf. tapuriensis) oraz otwornice wapienne nale¿¹ce do Guttulina problema frankei, Chilostomella ovoidea, Fursenkoina sp., Uvigerina multistriata i Psammosiphonella cylindrica. Jego sk³ad jest zbli¿ony do zespo³ów dolnooligoceñskich wystêpuj¹cych w serii menilitowo- -kroœnieñskiej z innych obszarów Karpat zewnêtrznych.
*
* * £upki szare i piaskowce cienko³awicowe (warstwy podotryck i e ) – warstwy kroœnieñskie dolne. Najni¿sza czêœæ profilu warstw kroœnieñskich jest nazywana przez ¯ytkê (1968) oddzia³em podotryckim. W strefie przeddukielskiej osady te tworz¹ najrozleglejsze wychodnie w zachodniej czêœci obszaru, w dop³ywach Wetlinki i Prowczy. W œrodkowej i wschodniej czêœci wystêpuj¹ one w¹skimi pasami, w poszczególnych ³uskach. Najlepiej ods³oniêty profil tych osadów w strefie przeddukielskiej zaobserwowano w najwy¿ej po³o¿onym lewobrze¿nym dop³ywie Wetlinki. W centralnym synklinorium karpackim utwory oddzia³u podotryckiego ods³aniaj¹ siê w dolinie Sanu, po obu stronach dolnego odcinka koryta Mucznego. Profil osadów warstw podotryckich tworzy seria piaskowców, mu³owców i ³upków, cienko- i œrednio³awicowych, z przewag¹ ³upków i mu³owców. Piaskowce s¹ przewa¿nie popielatoszare, bardzo drobnoziarniste, z laminacj¹ przek¹tn¹ i konwolutn¹, silnie wapniste, a w strefie przeddukiel- skiej – czêsto ciemnoszare i s³abo wapniste. W wielu ³awicach tych ska³ znajduj¹ siê zwêglone frag- menty roœlin i smugi wêgla brunatnego. Wystêpuj¹ równie¿ pojedyncze ³awice piaskowców typu otryckiego o zmiennej gruboœci, czêsto 10–50 cm, rzadziej do 2 m. £upki s¹ ciemnopopielate lub szare, s³abo wapniste, z pojedynczymi warstwami ciemnych ³upków. Czêsto powtarzaj¹ siê 5–20-centymetrowe ³awice masywnych, twardych, popielato-szarych dolomitów ¿elazistych, maj¹ce na powierzchni ¿ó³t¹ lub br¹zow¹ korê wietrzeniow¹. W strefie przeddukielskiej doln¹ granicê tego ogniwa przyjêto w stropie najwy¿szych prze³awiceñ czarnych ³upków typu menilitowego. W dolinie Sanu utwory oddzia³u podotryckiego od do³u ogranicza powierzchnia nasuniêcia. Ich górn¹ granicê wyznaczono w sp¹gu pierwszego zwartego pakietu piaskow- ców typu otryckiego. Granica ta zaznacza siê na pó³nocnych zboczach Jeleniowatego zmian¹ sk³adu litologicznego pokryw zwietrzelinowych – z osadów gliniastych, rozwiniêtych na wychodniach osadów oddzia³u podotryckiego na rumosze piaskowcowe na piaskowcach otryckich. Tak¿e dolne czêœci zbo- czy, zbudowane z utworów oddzia³u podotryckiego, odznaczaj¹ siê gêœciejsz¹ sieci¹ rozciêæ wygene- rowan¹ przez drobne dolinki wciosowe.
19 Mi¹¿szoœæ osadów tej czêœci warstw kroœnieñskich wynosi 50–220 m w strefie przeddukiel- skiej, a w dolinie Sanu okreœlono j¹ na oko³o 500 m. Liczne formy planktonu otwornicowego: Globigerina praebulloides Blow, Globigerina ouachi- taensis Howe i Wallace, Globigerina officinalis Subbotina, Globigerina anguliofficinalis Blow, Glo- bigerina cf. postcretacea Mjatliuk, Tenuitella liverovskae (Bykova), Paragloborotalia opima opima (Bolli), Tenuitellinata angustiumbilicata (Bolli) i Subbotina linaperta (Finlay) reprezentuj¹ zespó³ oligocenu dolnego. Obecnoœæ otwornic bentonicznych Virgulinella chalkophila (Hagn) i Bulimina schischkinskayae (Samoylova) wyznacza wiek osadów na ni¿sz¹ czêœæ oligocenu dolnego (kiscel gór- ny). Nanoplankton wapienny jest s³abo zró¿nicowany gatunkowo (Coccolithus pelagicus, Cyclicar- golithus floridanus, Dictyococcites bisectus, Dictyococcites callidus, Reticulofenestra cf. umbilica, Helicosphaera perch-nielseniae i Sphenolithus radians). Obecnoœæ form z gatunku Helicosphaera perch-nielseniae wskazuje na mikrofaunê oligocenu dolnego. M u ³ o w c e i ³ u p k i z e g z o t y k a m i – w a r s t w y k r o œ n i e ñ s k i e d o l n e zaobser- wowano w dwóch s¹siaduj¹cych ze sob¹ potokach, sp³ywaj¹cych z Dzia³u do Wetlinki. Znajduj¹ siê one w obrêbie osadów podotryckiego oddzia³u warstw kroœnieñskich dolnych i prawdopodobnie tworz¹ jeden poziom. Egzotyki tkwi¹ w jasno- i ciemnoszarych mu³owcach wapnistych, miejscami piaszczystych, oraz w ³upkach. Ich wielkoœæ na ogó³ nie przekracza 20 cm, a najwiêkszy znaleziony g³az mia³ wymiary 40×32×20 cm. W sk³adzie egzotyków przewa¿aj¹ ³upki krystaliczne z turmalinami i granatami oraz trzy typy wapieni: silnie zrekrystalizowanych, miejscami skrzemionkowanych z licznymi ¿y³kami kalcytowymi, mikrytowych z rzadko wystêpuj¹cymi otwornicami i radiolariami, wreszcie organodetrytycznych z licznymi otwornicami oraz fragmentami ma³¿ów i mszywio³ów.Mi¹¿szoœæ warstwy z egzotykami wynosi oko³o 70 cm. Omówione osady zawieraj¹ bardzo bogaty i zró¿nicowany zespó³ otwornic, obejmuj¹cy zarówno formy autochtoniczne, jak i redeponowane (w wiêkszoœci p³ytkowodny bentos), w tym du¿e otwornice z Nummulites fabianii (Prever), Operculina alpina (Douville) i Heterostegina depressa (d’Orbigny). Sk³ad planktonu otwornicowego (m.in. Tenuitella munda i Globigerina ciperroensis) wskazuje, ¿e sedymen- tacja warstwy z egzotykami mia³a miejsce w m³odszej czêœci wczesnego oligocenu. Takiego wieku, odpo- wiadaj¹cemu poziomowi NP24, s¹ równie¿ najm³odsze formy nanoplanktonu wapiennego (Helicosphaera recta Haq). Piaskowce grubo³awicowe (piaskowce z Otrytu) i piaskowce o r a z ³upki szare cienko³awicowe i œrednio³awicowe (warstwy otr y c k i e ) – w a r s t w y k r o œ n i e ñ s k i e d o l n e. Profil osadów oddzia³u otryckiego odznacza siê obecnoœci¹ zwartych pakietów piaskowców grubo³awicowych (piaskowce z Otrytu). Zosta³o przyjête, ¿e jego dolna granica wystêpuje w sp¹gu najni¿szego pakietu piaskowcowego.
20 Piaskowce otryckie s¹ be¿owoszare b¹dŸ niebieskawoszare na bardzo œwie¿ej powierzchni prze³amu, grubo- i œrednioziarniste, czêsto zlepieñcowate i Ÿle wysortowane; w niektórych ³awicach – frakcjonalnie warstwowane. W wy¿szych czêœciach wielu doœæ mi¹¿szych ³awic (1–3 m) piaskow- ców, zw³aszcza tych buduj¹cych ska³ki grzbietowe, widaæ p³ytow¹ oddzielnoœæ zgodn¹ z niewyraŸn¹ p³ask¹ lub falist¹ laminacj¹. W przypadku wielu ³awic widoczna ich gruboœæ siêga kilkunastu metrów, a niektóre z nich wydaj¹ siê jeszcze bardziej mi¹¿sze. Sk³ad litologiczny omawianych ska³ reprezen- tuj¹ okruchy skaleni, ³upków metamorficznych, piaskowców i mu³owców oraz ska³ wêglanowych, a tak¿e ziarna kwarcu ró¿nych odmian. W stropowej czêœci wielu ³awic znajduj¹ siê litoklasty ³upkowe. Wk³adki ³upków w pakietach piaskowcowych s¹ nieliczne. Na sp¹gu warstw piaskowcowych czêsto wystêpuj¹ hieroglify pr¹dowe, najczêœciej w postaci w¹skich równoleg³ych grzbietów i jamek pr¹dowych. Rzadziej znajduj¹ siê na nich pojedyncze du¿e jamki pr¹dowe i hieroglify wleczeniowe. Przewa¿aj¹ kierunki transportu materia³u z po³udnia i po³udniowego wschodu. Pakiety utworów cienko- i œrednio³awicowych, przedzielaj¹ce pakiety piaskowców otryckich w dolnej czêœci profilu, wykazuj¹ podobieñstwo do osadów oddzia³u podotryckiego. Wy¿ej wzrasta w nich udzia³ szarych ³upków silnie wapnistych. Spotyka siê doœæ liczne warstwy grubo ³upi¹cych siê, ciemnych i brunatnych ³upków marglistych i mu³owcowych oraz warstwy dolomitów ¿elazistych o mi¹¿szoœci do 20 cm. W œrodkowej czêœci profilu zaobserwowano w wielu miejscach nieregularne i sp³aszczone skupienia mu³owcowatych dolomitów ¿elazistych, poprzecinanych ¿y³ami piaskow- cowymi, oraz klasty dolomitów ¿elazistych. W kilku miejscach ¿y³y piaskowcowe wychodz¹ ze sp¹gu ³awic piaskowców otryckich. W Ustrzykach Górnych wystêpuj¹ nie w pe³ni ods³oniête ¿y³y piaskowcowe o ponad 1-metrowej mi¹¿szoœci, ukoœnie przecinaj¹ce cienko³awicow¹ seriê piaskowców i ³upków. W centralnym synklinorium karpackim mi¹¿szoœæ pakietów piaskowców otryckich wynosi od kilkunastu do oko³o 200 m i wykazuje bardzo du¿¹ zmiennoœæ lateraln¹. Szczególnie dobrze widaæ to zjawisko na pó³nocnych stokach Po³oniny Caryñskiej, gdzie pomimo braku poprzecznych uskoków, iloœæ i gruboœæ pakietów zmienia siê bardzo znacznie pomiêdzy równoleg³ymi do siebie potokami. Za stropow¹ czêœæ osadów tego oddzia³u przyjêto strop najwy¿szego pakietu piaskowców otryckich. Na po³udniowo-zachodnich stokach pasma po³onin, w najwy¿szej czêœci profilu zachowanej w przegubie synkliny, wystêpuje seria osadów z przewag¹ ³upków i cienko³awicowych utworów fliszowych, zaliczona jeszcze do opisywanego oddzia³u ze wzglêdu na obecnoœæ pakietu piaskowców otryckich o mi¹¿szoœci blisko 30 m. Natomiast Œl¹czka i ¯ytko (1979a, b) zaliczyli warstwy osadów w przegubie tej synkliny do jednostki litostratygraficznej m³odszej od oddzia³u z piaskowcami otryckimi. Osady warstw kroœnieñskich dolnych z piaskowcami z Otrytu buduj¹ Po³oninê Wetliñsk¹, Po³oninê Caryñsk¹, Kiczerê, Szeroki Wierch, Tarnicê, Menczy³, Bukowe Berdo, Wide³ki, Magurê Stuposiañsk¹ i Jeleniowaty. Mi¹¿szoœæ utworów tej czêœci warstw kroœnieñskich zmienia siê. W po³udniowo-zachod-
21 nich skrzyd³ach synklin warstwy te s¹ kilkakrotnie cieñsze ni¿ w pó³nocno-wschodnich skrzyd³ach (Kuœmierek, 1981; Œl¹czka, 1980, 1985; ¯ytko, 1968). Na skartowanym terenie maksymaln¹ mi¹¿szoœæ – 2000 m osady te osi¹gaj¹ w grzbiecie Po³oniny Caryñskiej, w po³udniowo-zachodnim skrzydle synkliny Ustrzyk Górnych. Na ocenê mi¹¿szoœci mia³a wp³yw przyjêta interpretacja budowy tektonicznej tego ele- mentu (nie powtarzano pe³nej sekwencji osadów profilu na pod³u¿nych dyslokacjach), a tak¿e zaliczenie najm³odszych warstw osadów, ods³oniêtych na po³udniowo-zachodnich stokach pasma Po³onin, do serii z piaskowcami otryckimi. W dolnej czêœci pó³nocno-wschodnich stoków Po³oniny Caryñskiej, w po³udniowo-zachodnim skrzydle synkliny Terebowca, mi¹¿szoœæ utworów warstw kroœnieñskich dolnych z piaskowcami otryckimi wynosi oko³o 750 m. W strefie przeddukielskiej osady oddzia³u otryckiego wystêpuj¹ w bardzo zredukowanej posta- ci. £awice piaskowców typu otryckiego maj¹ mi¹¿szoœci do 4 m, a ca³a seria warstw zawieraj¹cych te ska³y osi¹ga oko³o 100 m mi¹¿szoœci. S¹ one tutaj najm³odszym elementem pod³o¿a fliszowego. Nanoplankton wapienny w ³upkach rozdzielaj¹cych grube ³awice piaskowców otryckich (Coccoli- thus pelagicus, Cyclicargolithus abisectus, Cyclicargolithus floridanus, Dictyococcites bisectus, Discoa- ster barbadensis, Discoaster binodosus, Isthmolithus recurvus, Ericsonia cava, Ericsonia obruta, Lanternithus minutus, Toweius eminens i Zygrhablithus bijugatus), reprezentuje poziom NP24 (wy¿szy oligocen dolny–ni¿szy oligocen górny). Wskazuje na to obecnoœæ Cyclicargolithus abisectus. Zespó³ dino- cyst, reprezentowany przez ubo¿sz¹ asocjacjê (Spiniferites ramosus oraz silnie zniszczone formy typu cho- rate), podobnie jak zespó³ otwornic z Recurvoides sp., Virgulinella chalkophila (Hagn), Virgulinella karagiensis Mikhailova, Chilostomella sp. i prawdopodobnie Cylindroclavulina sp., nie zawiera form diagnostycznych, pozwalaj¹cych okreœliæ wiek osadów. £upki i mu³owce z egzotykami – warstwy kroœnieñskie dolne. Wnaj- wy¿szej czêœci profilu osadów oddzia³u otryckiego, u po³udniowo-zachodniego podnó¿a Po³oniny Caryñskiej, wystêpuje pakiet utworów, maj¹cych cechy osuwisk podmorskich. S¹ to warstwy szarych ³upków marglistych, w których tkwi¹ gêsto rozmieszczone, rozci¹gniête i pozawijane p³aty osadów, podobnych litologicznie do otaczaj¹cej ich serii ³upków, laminowanych mu³owców i drobnoziarni- stych piaskowców. Wystêpuj¹ te¿ nieliczne zaokr¹glone bloki mu³owców dolomitycznych i dolomitów ¿elazistych oraz sp³aszczone bloki dolomitów ¿elazistych z ¿y³ami piaskowcowymi. W spoiwie margli- stym ³upków zdarzaj¹ siê skupienia piasków gruboziarnistych. Poszczególne warstwy osadów osuwi- skowych maj¹ mi¹¿szoœci od kilku do 40 m i s¹ porozdzielane wyraŸnymi, choæ rzadko ods³oniêtymi, powierzchniami granicznymi. W sp¹gu grubszych ³awic osuniêtych utworów wystêpuj¹ mu³owce piaszczyste lub piaskowce zlepieñcowate z rozproszonymi g³azami egzotyków o wielkoœci 10–50 cm. W sk³ad egzotyków wchodz¹ wapienie organodetrytyczne z mszywio³ami, ma³¿ami i du¿ymi otworni- cami, ³upki krystaliczne, marmury, kwarcyty i wapienie mikrytowe. W potoku Kostywskim, w tego typu ³awicy, wystêpuje te¿ porwak jasnoniebieskich bentonitów o widocznej d³ugoœci oko³o 2 m.
22 Warstwa osadów osuwisk podmorskich dobrze ods³ania siê w potokach – Wo³osatym, Prowczy i w Zakopañcu (w tych ods³oniêciach nie znaleziono egzotyków), a tak¿e w korytach mniejszych cieków. Pakiet tych warstw wychodzi na powierzchniê w pobli¿u przegubu synkliny Ustrzyk Górnych, w jed- nym lub w obu jej skrzyd³ach. W kilku ods³oniêciach widaæ wyrównane stropy ³awic osuwiskowych przykrytych niezaburzonymi warstwami piaskowców i ³upków. W miejscach, gdzie ten odcinek profilu jest s³abiej ods³oniêty, znaleziono w pozycji spodziewanej wychodni poziomu osuwiskowego luŸne bloki ska³ egzotycznych (potok Kimakowski, dop³ywy Zakopañca – Mochnacka, Tokarski, 1972). Mi¹¿szoœæ ca³ego pakietu warstw osadów osuwisk wynosi przewa¿nie oko³o 40 m, ale mo¿e siê zmieniaæ od kilku do ponad 100 m (tak jak w najwy¿ej po³o¿onym prawobrze¿nym dop³ywie potoku Prowcza, sp³ywaj¹cym na pó³nocny zachód od Prze³êczy Wy¿niañskiej). Ubogi zespó³ nanofauny wapiennej zawiera wy³¹cznie formy d³ugowieczne (Coccolithus pela- gicus, Cyclicargolithus floridanus, Dictyococcites bisectus, Ericsonia cava, Ericsonia obruta i Lan- ternithus minutus), które pojawiaj¹ siê od œrodkowego eocenu. Zespó³ dinocyst jest jeszcze ubo¿szy (Spiniferites ramosus oraz silnie zniszczone formy typu chorate), podobnie jak asocjacja otwornicowa – Recurvoides sp., Virgulinella chalkophila (Hagn), Virgulinella karagiensis Mikhailova, Chilostomella sp. i prawdopodobnie Cylindroclavulina sp. – która równie¿ nie zawiera form diagnostycznych. Sk³ad ostatniego zespo³u wykazuje podobieñstwo do zespo³ów dolnooligoceñskich, znajdowanych w osa- dach serii menilitowo-kroœnieñskiej z innych obszarów Karpat zewnêtrznych. B e n t o n i t y – w a r s t w y k r o œ n i e ñ s k i e d o l n e. W Caryñskiem, w prawobrze¿nym dop³ywie potoku Caryñskiego, oko³o 170 m nad sp¹giem osadów oddzia³u nadotryckiego, wystêpuje w obrêbie kilkunastometrowego pakietu przek¹tnie laminowanych piaskowców cienko³awicowych i szarych ³upków warstwa jasnoniebieskich bentonitów o mi¹¿szoœci 32 cm. W jej dolnej czêœci znaj- duje siê wk³adka mu³owców o gruboœci oko³o 5 mm, a nad ni¹ widaæ w bentonitach œlady przek¹tnej laminacji. Omawiane osady sk³adaj¹ siê g³ównie ze minera³ów z grupy smektytów, widoczne s¹ tak¿e œlady po zniszczonych skaleniach. Wa p i e n i e ( w a p i e ñ z J a s ³ a ) – w a r s t w y k r o œ n i e ñ s k i e d o l n e. Opisany tu po- ziom wapienny zosta³ zdefiniowany i opisany w literaturze (Haczewski, 1989) jako wapieñ laminowa- ny (wapieñ jasielski) i tak¹ nazwê preferuje autor tej czêœci Objaœnieñ (G. Haczewski). Okreœlenie wapieñ z Jas³a zosta³o wprowadzone przez Redakcjê i jest stosowane na wszystkich arkuszach SMGP regionu karpackiego. W profilu utworów oddzia³u nadotryckiego znaleziono korelacyjny chronohory- zont wapienia jasielskiego; na terenie badañ wystêpuje on w korycie Sanu w Dydiowej (na terenie arkuszy Lutowiska i Lutowiska E – fig. 1) i w potoku Zwór ko³o Bere¿ek. Profil w Dydiowej, gdzie w 2-metrowym odcinku profilu ³upków i piaskowców cienko³awicowych znajduj¹ siê cztery warstwy wapieni lami- nowanych o ³¹cznej mi¹¿szoœci oko³o 25 cm, koreluje siê dobrze z profilem w DŸwiniaczu Górnym (Haczewski i in., 1998). W oko³o 60-centymetrowym profilu w potoku Zwór znaleziono 12 warstw
23 wapieni o ³¹cznej mi¹¿szoœci oko³o 15 cm. Poziom wapienia jasielskiego wystêpuje w w¹skim (ok. 1 m) klinie miêdzy uskokami, a jego stratygraficzn¹ odleg³oœæ od stropu piaskowców z Otrytu, z powodu gêsto rozmieszczonych uskoków i drugorzêdnych fa³dów, mo¿na oceniæ tylko orientacyjnie na oko³o 550 m. Ubogi zespó³ nanoplanktonu wapiennego w ³upkach towarzysz¹cych wapieniom i reprezentowany wy³¹cznie przez trzy gatunki: Coccolithus pelagicus, Cyclicargolithus abisectus i Cyclicargolithus floridanus wskazuje na przynale¿noœæ tych wapieni do poziomu NP24. Potwierdza to bardzo liczny i dobrze zachowany zespó³ otwornic planktonicznych, w którym oznaczono m.in. Tenuitella munda (Jenkins) oraz Tenuitella brevispira (Subbotina). Ich obecnoœæ jest typowa dla osadów z prze³omu oligocenu dolnego i górnego. Wa p i e n i e ( w a p i e ñ z Z a g ó r z a ) – w a r s t w y k r o œ n i e ñ s k i e d o l n e. W publi- kacji Haczewskiego (1989) autor u¿ywa nazwy wapieñ nielaminowany (wapieñ z Zagórza). Oko³o 150 m nad wapieniem jasielskim w Dydiowej (fig. 1) wystêpuje poziom wapieni. Jest on tu dobrze rozwiniêty, z charakterystyczn¹ najgrubsz¹ 4-centymetrow¹ warstw¹ z par¹ ciemnych lamin, niewyraŸnymi bia³ymi laminami i powierzchni¹ oddzielnoœci (Haczewski, 1989). Do poziomu wapienia z Zagórza zaliczono te¿ znalezione w potoku Zwór przez Œwiêcha (Skwirczyñski, Œwiêch, 1969) 17 warstewek niela- minowanych wapieni kokolitowych o gruboœci do 8 mm ka¿da, wystêpuj¹cych w 90-centymetrowym odcinku profilu cienko³awicowych ³upków i mu³owców.Podobnie wykszta³cone utwory znajduj¹ siê w innych profilach, przy po³udniowym skraju centralnego synklinorium karpackiego (Haczewski, 1989). Zespó³ nanoplanktonu wapiennego z dominacj¹ form z gatunku Cyclicargolithus abisectus i Cyclicargolithus floridanus wskazuje na przynale¿noœæ omawianych wapieni do poziomu NP24. Zespó³ otwornic jest zró¿nicowany gatunkowo, ale brakuje w nim form odpowiednich do okreœlenia wieku osadów. Jedynym wskaŸnikiem jest liczniejsza obecnoœæ otwornic z gatunku Praeglobobulimi- na pupoides (d’Orbigny), powszechnie pojawiaj¹cych siê dopiero w wy¿szej czêœci oligocenu (egerze). Piaskowce grubo³awicowe – warstwy kroœnieñskie dolne.W najwy¿szej czêœci profilu osadów oddzia³u nadotryckiego na stokach Kiczery Dydiowskiej (pó³nocno-wschodnia gra- nica terenu badañ) znaleziono dwa pakiety piaskowców grubo³awicowych. S¹ to piaskowce drobno- i œrednioziarniste, wapniste, masywne, rzadziej konwolutnie i przek¹tnie laminowane. W ich stropowej czêœci wystêpuj¹ skupienia klastów ilastych. W sk³adzie piaskowców obok ró¿nych odmian kwarcu znaj- duj¹ siê g³ównie ³upki metamorficzne, rzadziej ska³y wêglanowe. Piaskowce te s¹ podobne do piaskowców facji leskiej warstw kroœnieñskich w rozumieniu ¯ytki (1968). Seria piaskowcowa zawiera niewiele ³upków i s¹ to przewa¿nie szare ³upki margliste. Mi¹¿szoœæ g³ównego pakietu wynosi 130 m, a jego sp¹g le¿y oko³o 800 m nad poziomem wapienia z Zagórza. Oko³o 130 m ponad g³ównym pakietem piaskowców wystêpuje drugi ich pakiet, o mi¹¿szoœci oko³o 15 m, który buduje wierzcho³ek Kiczery Dydiowskiej (ju¿ poza obszarem arkusza – fig. 1).
24 N
0 0,5 1 km
Fig. 1. Zakole Sanu w Dydiowej – mapka lokalizacji poziomów wapieni (wapieñ z Zagórza i wapieñ z Jas³a)
1 — utwory rzeczne tarasów nadzalewowych 3,0–4,0 m n.p. rzeki, 2 — utwory rzeczne tarasów nadzalewowych 4,0–6,0 m n.p. rzeki, 3 — utwory deluwialne, 4 — utwory rzeczne tarasów nadzalewowych 6,0–10,0 m n.p. rzeki, 5 — utwory rzeczne tarasów nadzalewowych 11,0–15,0 m n.p. rzeki, 6 — ³upki szare i piaskowce (warstwy nadotryckie), 7 — piaskowce grubo³awicowe, 8 — wapieñ z Zagórza, 9 — wapieñ z Jas³a, 10 — ³upki szare i piaskowce cienko³awicowe (warstwy podotryckie); pozosta³e znaki jak na mapie geologicznej
£upki szare i piaskowce (warstwy nadotryckie) – warstwy kro œ n i e ñ s k i e d o l n e. Nad osadami oddzia³u otryckiego le¿y seria cienko³awicowych ³upków i piaskowców, nazy- wana przez ¯ytkê (1968) oddzia³em nadotryckim warstw kroœnieñskich. £upki s¹ g³ównie niebieskawoszare, silnie wapniste; ich grubsze warstwy o elipsoidalnej oddzielnoœci maj¹ wiêcej cech margli. Wœród nich znajduj¹ siê warstwy ciemnych ³upków marglistych o mi¹¿szoœci oko³o 10–20 cm, a tak¿e rzadko powtarzaj¹ce siê ³awice blaszkowatych ³upków bezwapnistych typu menilitowego, które miejscami zawieraj¹ elipsoidalne 2–3-centymetrowe skupienia piaszczyste. Piaskowce, przewa¿nie bardzo drobnoziarniste, wystêpuj¹ w kilkucentymetrowych warstwach, rzadziej mi¹¿szoœæ ich ³awic dochodzi do 30–50 cm. Maj¹ one laminacjê przek¹tn¹ i konwolutn¹, w grubszych warstwach wystêpuje warstwowanie frakcjonalne. Wœród hieroglifów przewa¿aj¹ drobne hieroglify mechaniczne, g³ównie wleczeniowe, uderzeniowe i œlady toczenia (czêsto krêgów ryb). Zaobserwowano kilka ³awic, których sp¹g gêsto pokrywaj¹ drobne bioglify. W profilu utworów tego oddzia³u ponad poziomem wapienia z Zagórza wystêpuj¹ sporadycznie pakiety piaskowców grubo³awi- cowych o mi¹¿szoœci do oko³o 10 m, tworz¹ce progi w korycie Sanu i ska³ki na brzegach tej rzeki.
25 Spotyka siê ³awice, których przebieg zaburzaj¹ osuwiska podmorskie i struktury pogr¹zowe, a tak¿e ¿y³y piaskowcowe w ³upkach i w piaskowcach grubo³awicowych. £upki zdecydowanie przewa¿aj¹ nad pia- skowcami. Nieliczne s¹ ³awice dolomitów ¿elazistych o mi¹¿szoœci do 10 cm. W profilu tego oddzia³u nie wystêpuj¹ piaskowce typu otryckiego. Zachowana mi¹¿szoœæ osadów tej serii siêga maksymalnie oko³o 550 m w paœmie obni¿eñ biegn¹cym przez Caryñskie, Bere¿ki i dolinê Terebowca. Drugi obszar wystêpowania utworów tego oddzia³u stanowi rejon Dydiowej (fig. 1), gdzie ich wychodnia kontynuuje siê tak¿e na obszarze poza granic¹ pañstwa polskiego. Na podstawie danych uzyskanych z badañ na terenie s¹siedniego arkusza DŸwiniacz Górny ca³kowit¹ ich mi¹¿szoœæ w rejonie Dydiowej mo¿na oszacowaæ na oko³o 1300 m, z czego w grani- cach Polski – na oko³o 1000 m. Zespó³ nanoplanktonu wapiennego jest bardzo zró¿nicowany, i zawiera formy, które po raz pierwszy wyst¹pi³y w poziomie NP24 (Cyclicargolithus abisectus i Helicosphaera recta). W zespole tym znajduje siê równie¿ Helicosphaera scissura, której pierwsze wyst¹pienie jest notowane dotychczas w poziomie NN1. Forma ta zosta³a oznaczona w próbkach pobranych z koryta Sanu pod Kiczer¹ Dydiowsk¹ z warstw osadów starszych od poziomu wapienia jasielskiego. Stoi to w sprzecznoœci z mioceñskim wie- kiem przyjmowanym dla tego taksonu. Zespó³ otwornic zdominowali przedstawiciele spirytyzowanego bentosu wapiennego. Obecnoœæ w zespole pojedynczych (niespirytyzowanych) form planktonicznych z gatunku Tenuitella brevispira (Subbotina) mo¿e wskazywaæ na górnooligoceñski wiek osadów.
Seria dukielska
1 . K r e d a
a. Kreda górna Kampan–mastrycht
£upki szare oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicow e z w k ³ a d - kami piaskowców grubo³awicowych (warstwy ³upkowskie) – warstwy inocera - m o w e. Najstarsze osady serii dukielskiej na obszarze arkusza, zwane warstwami ³upkowskimi, zosta³y wyró¿nione na S³owacji przez Leško i innych (1960). W Karpatach ukraiñskich s¹ one znane pod nazw¹ warstw dolnoberezniañskich (Danyš, 1973). Jest to seria ³upkowo-piaskowcowa z udzia³em ³upków siêgaj¹cym powy¿ej 60% sk³adu ska³. Dominuj¹ ciemnoszare lub czarne ³upki mu³owcowe i margliste, o grubej oddzielnoœci, miejscami rdzawe na powierzchni. Podrzêdnie wystêpuj¹ ciemnoszare i szarozielonkawe ³upki ilaste. Liczne cienko³awicowe, ciemnoszare mu³owce i piaskowce wykazuj¹ rdzawe zabarwienie na powierzchni i wysok¹ wapnistoœæ. Wyró¿niaj¹ siê one laminacj¹ przek¹tn¹ i falist¹ oraz hieroglifami organicznymi.
26 Podrzêdny element warstw ³upkowskich tworz¹ grubsze ³awice piaskowców, wœród których mo¿na wyró¿niæ trzy typy litologiczne. Najliczniej wystêpuj¹ ciemnoszare, drobnoziarniste piaskowce o spoiwie wêglanowym i wêglanowo-krzemionkowym, skupione w ³awicach o mi¹¿szoœci 10–60 cm. Charakteryzuje je obecnoœæ licznych blaszek muskowitu oraz detrytusu roœlinnego na powierzchni oddzielnoœci, a tak¿e laminacja przek¹tna i równoleg³a w stropie warstw. W niektórych ³awicach mo¿na znaleŸæ konwolucje i pogr¹zy. Drugi rodzaj stanowi¹ ciemnoszare piaskowce silnie skrzemionkowane, drobno- i bardzo drobnoziarniste, najczêœciej bezstrukturalne. Wystêpuj¹ one w 60–90-centymetrowych ³awicach, pociêtych gêst¹ sieci¹ spêkañ ciosowych. Obydwa typy piaskowców nie tworz¹ zwartych pakietów. Ponadto znajdowano szare, œrednio- i grubo³awicowe piaskowce bezwapniste w ³awicach osi¹gaj¹cych mi¹¿szoœæ do 1,2 m. S¹ one grubo-, œrednio- i drobnoziarniste, czêsto te¿ widaæ w nich uziarnienie frakcjo- nalne i laminacjê (przek¹tn¹ oraz równoleg³¹), a rzadziej klasty ciemnych ³upków. Tworz¹ one pakiety (mi¹¿szoœæ 2–18 m), w których piaskowce prze³awicaj¹ 1–3-metrowe serie szarych ³upków, w przewa- dze ilastych. Taki typ piaskowców dominuje w wy¿ejleg³ych utworach warstwach ciœniañskich. Iloœæ pakietów i mi¹¿szoœæ piaskowców typu ciœniañskiego wzrasta ku górze profilu. Przejœcie od osadów warstw ³upkowskich do utworów warstw ciœniañskich jest stopniowe (na odcinku profilu mierz¹cym ok. 30–50 m). Górn¹ granicê utworów warstw ³upkowskich wyznaczono w poszczegól- nych profilach w sp¹gu pierwszego, grubszego ni¿ 20 m, pakietu grubo³awicowych piaskowców typu ciœniañskiego. Ich sp¹g natomiast nie wystêpuje na powierzchni badanego terenu. Widoczna mi¹¿szoœæ utworów tego wydzielenia na obszarze arkusza wynosi 130–220 m. Kierunki paleotransportu materia³u warstw ³upkowskich s¹ zmienne – ze wschodu, po³udniowego wschodu (te dwa dominuj¹), a tak¿e z po³udnia oraz podrzêdnie z pó³nocy. W ³upkach stwierdzono s³abo zró¿nicowany i iloœciowo ubogi zespó³ g³êbokowodnych otwornic aglutynuj¹cych. Obecnoœæ pojedynczych form Goesella rugosa (Hanzliková) oraz Caudammina gigantea (Geroch) wskazuje, ¿e najstarsza czêœæ utworów warstw ³upkowskich mog³a powstaæ w m³od- szej czêœci kampanu. Na wiek mastrychcki mo¿e wskazywaæ wystêpowanie Rzehakina epigona (Rzehak) oraz Spiroplectammina subhaeringensis (Grzybowski). Obecnoœæ pojedynczej otwornicy Archaeoglo- bigerina blowi Pessagno potwierdza górnokredowy (górnosenoñski) wiek tej czêœci warstw ³upkow- skich. W utworach najwy¿szej czêœci warstw ³upkowskich mikrofauna jest bardzo uboga lub jej brak. Licznie wystêpuj¹ otwornice aglutynuj¹ce Saccammina placenta (Grzybowski). Poziom z rozkwitem Saccammina placenta (rodzaj Aschemocella) jest znany w paleoceñskich osadach fliszowych innych obszarów Tetydy. W centralnej czêœci p³aszczowiny dukielskiej paleoceñski wiek utworów najwy¿szej czêœci omawianych warstw jest udokumentowany obecnoœci¹ otwornic planktonicznych (Olszewska, 1980). Na skartowanym terenie nie znaleziono jednoznacznych dowodów paleoceñskiego wieku osa- dów ze stropu warstw ³upkowskich, jednak¿e nie mo¿na go jednoznacznie wykluczyæ.
27 2. Kreda–paleogen
a. Kreda górna–paleocen
Piaskowce grubo³awicowe z ³upkami i piaskowcami œrednio³a w i c o - wymi (warstwy ciœniañskie) – warstwy inoceramowe. Sp¹g pierwszego zwarte- go pakietu grubo³awicowych piaskowców o mi¹¿szoœci ponad 20 m (zazwyczaj bardziej mi¹¿szy, ok. 40–50 m), le¿¹cego ponad osadami warstw ³upkowskich, stanowi sp¹g warstw ciœniañskich. Nazwa wydzielenia zosta³a wprowadzona przez Œl¹czkê (1962) w opracowaniu budowy polskiej czêœci p³asz- czowiny dukielskiej, a wczeœniej przez Opolskiego (1926), który u¿ywa³ okreœlenia kreda ciœniañska. W Karpatach ukraiñskich znane jest ono pod nazw¹ warstw górnoberezniañskich (Danyš, 1973). Profil warstw ciœniañskich odznacza siê wystêpowaniem pakietów szarych piaskowców grubo- i bardzo grubo³awicowych, w odmianach od grubo- do drobnoziarnistych. Stwierdzono w nich uziar- nienie frakcjonalne i grub¹ laminacjê równoleg³¹. Spoiwo w piaskowcach jest ilasto-wapnisto-krze- mionkowe lub krzemionkowe. W sk³adzie dominuje kwarc, ponadto znaleziono zwietrza³e ziarna skaleni, okruchy ³upków muskowitowych, granitognejsów, lidytów, czarnych i zielonych ³upków ilastych oraz podrzêdnie mik. W sp¹gu grubych ³awic piaskowców, przechodz¹cych w odmiany zlepieñcowate w ich dolnej czêœci, wystêpuj¹ du¿e pogr¹zy. Zwietrza³e powierzchnie ³awic przyjmuj¹ zabarwienie szaro- brunatne i szaro¿ó³te, a ich maksymalna mi¹¿szoœæ przekracza 3 m. Natomiast mi¹¿szoœæ pakietów wynosz¹ca 20–50 m, maleje do kilku metrów ku górze profilu. Udzia³ zazwyczaj ciemnoszarych i czarnych ³upków piaszczystych oraz bezwapnistych jest nieznaczny. Wystêpuj¹ one w pakietach maj¹cych 10–40 cm gruboœci. Pomiêdzy opisanymi wy¿ej pakietami osadów znajduj¹ siê piaskowce cienko- œrednio- i grubo- ³awicowe (mi¹¿szoœæ do 150 cm; œrednio 30–60 cm), mu³owce cienko³awicowe oraz ³upki mu³owcowe i ilaste. Zwietrza³a powierzchnia piaskowców przyjmuje charakterystyczn¹ barwê (od ¿ó³tej do rdza- wej). Miejscami rdzawe zabarwienie mo¿na znaleŸæ tak¿e na powierzchni mu³owców i ³upków. Piaskowce s¹ drobno- i œrednioziarniste, najczêœciej o spoiwie wapnistym lub wapnisto-krzemionko- wym, z wyraŸn¹ laminacj¹ (równoleg³¹, przek¹tn¹, falist¹, konwolutn¹). W stropowej czêœci grubych ³awic ujawnia siê oddzielnoœæ, zwi¹zana z grub¹ laminacj¹ równoleg³¹ i falist¹. W obrêbie tego typu pakietów wystêpuj¹ tak¿e mi¹¿sze ³awice bezstrukturalnych i drobnoziarnistych piaskowców silnie wapnistych. G³ównym ich sk³adnikiem jest kwarc, a w mniejszym stopniu miki, zw³aszcza muskowit. Na stropie niektórych ³awic mu³owców odznaczaj¹ siê hieroglify organiczne. £upki bezwapniste, w prze- wadze ciemnoszare i czarne, rzadziej stalowoszare, w górze profilu przechodz¹ w odmiany zabarwione na zielono. Ich udzia³ wraz z cienko³awicowymi mu³owcami roœnie ku stropowi osadów warstw ciœniañskich.
28 W górnej czêœci profilu znaleziono cienkie warstwy (4–7 cm) silnie zbioturbowanych margli mu³owcowych (tzw. margli fukoidowych), które tworz¹ z czarnymi ³upkami mu³owcowymi pakiety osi¹gaj¹ce mi¹¿szoœæ do 0,5 m. Na ³awicach margli wystêpuj¹ kilkumilimetrowe rdzawe obwódki wietrzeniowe. Ponadto omawian¹ czêœæ profilu urozmaicaj¹ pojedyncze ³awice (œrednio 30–50 cm) szarozielonych piaskowców drobnoziarnistych, krzemionkowych i z licznymi blaszkami muskowitu oraz z detrytusem na powierzchni stropowej. Ten typ osadów przewa¿a w wy¿ejleg³ych utworach warstw hieroglifowych. W œrodkowej czêœci profilu warstw ciœniañskich (ok. 550 m powy¿ej ich sp¹gu) wystêpuj¹ piaskowce z klastami granitognejsów. Znajdowane s¹ one w korytach dop³ywów Wo³osatki. W œrednio- i gruboziarni- stych piaskowcach kwarcowo-skaleniowych tkwi¹ chaotycznie rozmieszczone ostrokrawêdziste okruchy granitognejsów o rozmiarach do dwudziestu kilku centymetrów. Znajdywano je w kolejnych potokach jako luŸne fragmenty, prawdopodobnie pochodz¹ce z jednej lub kilku blisko siebie po³o¿onych ³awic. Przyjêto, ¿e po³o¿enie stropu utworów warstw ciœniañskich pokrywa siê z pozycj¹ stropu najwy¿- szego pakietu piaskowców grubo- i bardzo grubo³awicowych (o mi¹¿szoœci ok. 5–15 m). Pe³na mi¹¿szoœæ osadów warstw ciœniañskich, stwierdzona w rejonie Dzia³u (przekrój geologiczny C–D) wy- nosi oko³o 1250 m. Kierunki paleotransportu s¹ zmienne, g³ównie ze wschodu i po³udniowego wschodu. Obecnoœæ pojedynczych i dobrze zachowanych skorupek Globotrunita stuarti oraz Globotrun- cana arca mo¿e wskazywaæ, ¿e najstarsza czêœæ utworów warstw ciœniañskich odpowiada wiekowo mastrychtowi. Wiêkszoœæ analizowanych próbek zawiera jednak otwornice m³odszych zespo³ów, przypisanych do osadów paleoceñskich. Potwierdza to obecnoœæ planktonu otwornicowego (Para- subbotina varianta, Parasubbotina pseudobulloides, Chiloguembelina cf. crinita i Morozovella sp.), który reprezentuje poziomy P1–P5. Wiek paleoceñski osadów dokumentuje równie¿ obecnoœæ niektó- rych otwornic aglutynuj¹cych, nale¿¹cych do gatunków Rzehakina fissistomata oraz Spiroplectammina spectabilis. Mikrofauna wskazuje zatem na diachronizm granicy pomiêdzy osadami warstw ciœniañskich i ³upkowskich. W ³upkach, w pobli¿u ³awicy piaskowców z ponadwymiarowymi okruchami granitognej- sów, wystêpuj¹ wy³¹cznie g³êbokowodne otwornice aglutynuj¹ce z Rzehakina fissistomata, nale¿¹ce do zespo³ów paleoceñskich.
3 . P a l e o g e n
a . P a l e o c e n
£upki czarne, piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe, m u ³ o w c e orazmargle(warstwyzMajdanu). Nad wyraŸnie zaznaczonym stropem utworów warstw ciœniañskich le¿y seria cienko³awicowych ³upków, mu³owców i piaskowców, wydzielona jako warstwy z Majdanu (Koszarski i in., 1961). Ich cech¹ charakterystyczn¹ jest dominacja (do 80% mi¹¿szoœci) przewa¿nie ciemnoszarych i czarnych ³upków mu³owcowych o oddzielnoœci blaszkowatej oraz podrzêdnie
29 (w wy¿szej czêœci profilu) stalowych i szarozielonych ³upków ilastych, typowych dla wy¿ejleg³ych utworów warstw hieroglifowych. Pomiêdzy pakietami ³upków wystêpuj¹ liczne cienko- i œrednio³awicowe ciemnoszare i czarne, miejscami rdzawe na powierzchni, mu³owce i piaskowce drobnoziarniste, silnie skrzemionkowane i z blaszkami muskowitu. Odznacza siê w nich laminacja równoleg³a, falista, rzadko konwolutna. Oprócz nich znaleziono dwa typy piaskowców, podobnych do piaskowców typu ciœniañskiego. Pierwszy z nich reprezentuj¹ kwarcowo-skaleniowe piaskowce grubo- i bardzo grubo³awicowe (do 1,5 m), œrednio- i gruboziarniste, o spoiwie krzemionkowo-wêglanowym. S¹ one powszechne w dol- nej czêœci profilu, gdzie tworz¹ zwarte pakiety o mi¹¿szoœci 3–6 m. Drug¹ odmianê stanowi¹ pia- skowce w ³awicach osi¹gaj¹cych mi¹¿szoœæ do 60 cm, drobno- i œrednioziarniste. Charakteryzuje je ¿ó³ta barwa na powierzchni i oddzielnoœæ p³ytowa, zwi¹zana z grub¹ laminacj¹ równoleg³¹. Oprócz wy¿ej wymienionych osadów wystêpuj¹ tak¿e szare i silnie muskowitowe piaskowce o spoiwie krzemionkowym lub krzemionkowo-wapiennym. Osady s¹ cienko- œrednio-, rzadko grubo³awi- cowe (30–50 cm), drobnoziarniste i laminowane równolegle; odznaczaj¹ siê tak¿e obecnoœci¹ wy¿ej- leg³ych bioglifów oraz charakterystyczn¹ oddzielnoœci¹ kostkow¹. S¹ one typowe dla le¿¹cych wy¿ej utworów warstw hieroglifowych. Najmniej liczne s¹ warstwy szarozielonych piaskowców œrednio- i grubo³awicowych, drobnoziarni- stych. Najczêœciej bezstrukturalne, maj¹ one spoiwo wêglanowo-krzemionkowe. Wœród nich znaleziono ³awicê z silniej scementowanymi skupieniami piaszczystymi o wielkoœci 1–2 cm. Opisane piaskowce wystêpuj¹ w wy¿szej czêœci profilu i tworz¹ miejscami zwarte pakiety o mi¹¿szoœci 2–3 m. W ca³ej serii ³upkowo-piaskowcowej znajduj¹ siê cienkie ³awice tzw. margli fukoidowych – popiela- tych, silnie wapnistych mu³owców z licznymi ciemnymi œladami dr¹¿eñ. Lokalnie znaleziono ciemnoszare, silnie scementowane mu³owce wapniste z kilkumilimetrowymi rdzawymi otoczkami na powierzchni. Mi¹¿szoœæ ich ³awic (do kilkunastu centymetrów) jest bardzo zmienna. Miejscami tworz¹ one soczewki lub elipsoidalne formy, podobne do sferosyderytów (w potokach pod grzbietem Dzia³u). Kierunki paleotransportu (z pó³nocy i pó³nocnego wschodu) zosta³y wytyczone na podstawie badañ ciemnych i skrzemionkowanych piaskowców, wystêpuj¹cych najczêœciej w osadach warstw z Majdanu. £awice piaskowców typu ciœniañskiego reprezentuj¹ kierunki transportu z pó³nocnego wschodu, wschodu i po³udniowego wschodu, natomiast szarozielone piaskowce grubo³awicowe – z po³udniowego wschodu. Pe³na mi¹¿szoœæ utworów warstw z Majdanu wynosi 150–220 m. Na terenie badañ maksymaln¹ mi¹¿szoœæ tych osadów stwierdzono w rejonie Wielkiej Rawki. Mikrofauna w ³upkach warstw z Majdanu jest zdominowana przez obfity i zró¿nicowany zespó³ otwornic aglutynuj¹cych. W wy¿szej czêœci profilu wiêkszy udzia³ maj¹ radiolarie. Znaleziono równie¿ kilkadziesi¹t okazów otwornic wapiennych i planktonicznych. Zanotowano obecnoœæ stratygraficznie
30 wa¿nych otwornic aglutynuj¹cych, takich jak: Rzehakina fissistomata (Grzybowski), Spiroplectammina spectabilis (Grzybowski) oraz Remesella varians (Glaessner), wspó³wystêpuj¹cych z dobrze zachowa- nymi otwornicami planktonicznymi Subbotina triloculinoides (Plummer), Subbotina velascoensis (Cush- man) i Acarinina primitiva (Finlay), co wskazuje, ¿e wiêksza czêœæ utworów warstw z Majdanu powsta³a w œrodkowym i póŸnym paleocenie. Natomiast najm³odsza ich czêœæ siêga poziomu wystêpowania Glomospira div. sp. (granica palocenu i eocenu), czego dowodzi obecnoœæ bardzo licznych otwornic z rodzaju Glomospira. Paleoceñski wiek osadów warstw z Majdanu udokumentowano w centralnej i zachodniej czêœci obszaru objêtego zasiêgiem utworów serii dukielskiej (Œl¹czka, 1971; Olszewska, 1980).
b. Paleocen–eocen Paleocen–eocen dolny
Piaskowcegrubo³awicowe(piaskowcezWielkiejRawki). Powy¿ej osa- dów warstw z Majdanu wystêpuj¹ piaskowce grubo³awicowe, dla których przyjêto nazwê piaskowce z Wielkiej Rawki. Tworz¹ one jeden mi¹¿szy pakiet, miejscami w profilu znajduj¹ siê dwa poziomy tych ska³. Obydwa pakiety maj¹ te same cechy litologiczne, st¹d po³¹czono je w jedno wydzielenie. Pierwszy z nich oddziela utwory warstw z Majdanu od osadów warstw hieroglifowych (Koszarski i in., 1961). Wed³ug Œl¹czki (1971) w profilu serii dukielskiej pakiet piaskowców lokuje siê w stropie warstw z Majdanu. Jego mi¹¿szoœæ jest zmienna i wynosi maksymalnie 35 m w zachodniej czêœci obszaru arkusza. Drugi pakiet, nieci¹g³y, wystêpuje oko³o 220–250 m powy¿ej stropu warstw z Majdanu (w obrêbie osadów warstw hieroglifowych) i osi¹ga mi¹¿szoœæ do 120 m. W jego obrêbie lokalnie wystêpuje pakiet drobnorytmicznych utworów fliszowych o mi¹¿szoœci oko³o 30–50 m. Na grzbiecie Wielkiej Rawki oraz w potoku G³uchym znajduje siê górny pakiet piaskowców, który jest tam najlepiej ods³oniêty i jednoczeœnie najbardziej mi¹¿szy. Ods³oniêcia te mog¹ pe³niæ funkcjê profili stratotypowych tego wydzielenia. Inne ods³oniêcia piaskowców z Wielkiej Rawki zna- leziono w dop³ywach Górnej Solinki w Moczarnem. Piaskowcom z Wielkiej Rawki mog¹ odpowiadaæ pakiety piaskowców grubo³awicowych, wystêpuj¹ce w s³owackiej czêœci serii dukielskiej, w pasmach Ma³ego Bukowca, Borsuka i w rejonie Novej Sedlicy (Leško i in., 1960). Najbardziej charakterystyczne dla tego wydzielenia s¹ polimiktyczne piaskowce grubo- i bardzo grubo³awicowe, najczêœciej bezwapniste, œrednioziarniste, gruboziarniste i zlepieñcowate. Sk³adaj¹ siê one z ziarn bia³ego i ró¿owego kwarcu, ró¿nych skaleni, ³upków metamorficznych, muskowitu, a tak¿e z zielonych i czarnych ³upków krzemionkowych oraz ilastych. Piaskowce te, najczêœciej bezstrukturalne, maj¹ niekiedy grub¹ laminacjê równoleg³¹ w górnych czêœciach ³awic, których maksymalna mi¹¿szoœæ przekracza 3 m. Drugi dominuj¹cy typ stanowi¹ piaskowce grubo³awicowe, bezwapniste lub o spoiwie krzemionkowo-wêglanowym, drobno- i œrednioziarniste, rzadziej gruboziarniste. Sk³adaj¹ siê z du¿ej iloœci blaszek muskowitu oraz miejscami z wietrzej¹cych na bia³o i na ¿ó³to ziarn skaleni. Podrzêdnym
31 elementem s¹ szarozielone piaskowce grubo- i bardzo grubo³awicowe (do 3 m), zlewne, wapniste, rów- nie¿ zawieraj¹ce fragmenty zielonych ³upków. Pomiêdzy ³awicami piaskowców wystêpuj¹ miejscami bardzo cienkie pakiety szarozielonych i szarobr¹zowych ³upków bezwapnistych. Kierunki paleotransportu materia³u we wszystkich typach piaskowców rozk³adaj¹ siê w prze- dziale od wschodu do pó³nocnego wschodu. Ni¿ej po³o¿ony pakiet piaskowców z Wielkiej Rawki le¿y w obrêbie wy¿szej czêœci poziomu Rzehakina fissistomata (paleocen górny). Drugi (wy¿ej po³o¿ony) pakiet tych ska³ wystêpuje w ra- mach poziomu Glomospira div. sp. (eocen dolny), na co wskazuj¹ zespo³y otwornic z pakietów ³upko- wych bezpoœrednio go otaczaj¹cych.
c . E o c e n Eocen dolny
£upki zielone i czerwone – ³upki pstre stanowi¹ pakiet o mi¹¿szoœci oko³o 3 m, gdzie wœród zielonych ³upków ilastych oraz szarych piaskowców drobnoziarnistych i cienko³awicowych znajduj¹ siê kilkucentymetrowe wk³adki plamistych lub czerwonowiœniowych ³upków mu³owcowych. Oko³o 8,5 m poni¿ej sp¹gu omawianego poziomu we wszystkich profilach wystêpuje 25-met- rowy zwarty pakiet piaskowców grubo³awicowych warstw hieroglifowych, który w przypadku braku ods³oniêæ ³upków pstrych mo¿e s³u¿yæ jako dodatkowy horyzont korelacyjny. Obecnoœæ bogatego zespo³u planktonu otwornicowego: Morozovella occlusa (Loeblich i Tappan), Planorotalites imitata (Subbotina), Morozovella aequa (Cushman i Renz), Subbotina velascoensis (Cushman), Chiloguembelina cf. crinita, Acarinina nitida (Martin) i Globanomalina wilcoxensis (Cushman i Ponton) oraz licznych form z rodzaju Glomospira wœród otwornic aglutynuj¹cych wska- zuje, ¿e sedymentacja poziomu ³upków pstrych mia³a miejsce w wczesnym eocenie.
Eocen dolny–œrodkowy
£upki zielone, piaskowce cienko³awicowe, œrednio³awicowe i grubo³awicowe, mu³owce oraz margle – warstwy hieroglifowe. Powy¿ej osadów warstw z Majdanu lub dolnego pakietu piaskowców z Wielkiej Rawki wystêpuje seria ³upkowo-piaskowcowa z dominacj¹ zielonych ³upków ilastych oraz cienko³awicowych i szarozielonych piaskowców oraz mu³owców z licznymi hie- roglifami organicznymi i pr¹dowymi na sp¹gach ³awic. Ten zespó³ warstw zosta³ wyró¿niony jako tzw. eocen podmenilitowy (Œwidziñski, 1953), a póŸniej jako warstwy hieroglifowe (Œl¹czka, 1971; Koszarski i in., 1961). Ze wzglêdu na obecnoœæ dwóch poziomów ³upków pstrych Koszarski i inni (1961) podzielili osady warstw hieroglifowych na dolne, œrodkowe i górne. Na terenie arkusza brakuje wyraŸnego zró¿-
32 nicowania omawianych osadów, które da³oby podstawê do zdefiniowania granic pomiêdzy nimi, dodatkowo nie ma drugiego poziomu ³upków pstrych, dlatego utwory warstw hieroglifowych wystê- puj¹ jako nierozdzielone (jedno wydzielenie). Najbardziej charakterystyczn¹ cech¹ litologiczn¹ utworów warstw hieroglifowych jest dominacja zielonych, szarozielonych, ciemnoszarych ³upków ilastych, miejscami mu³owcowych, przewarstwio- nych szarozielonymi lub szarymi piaskowcami i mu³owcami, bardzo drobnoziarnistymi i cienko³awi- cowymi. Wykazuj¹ siê one spoiwem krzemionkowym lub wêglanowo-krzemionkowym, z obecnoœci¹ humusu w czêœci stropowej, oraz laminacj¹ równoleg³¹, przek¹tn¹ i falist¹, miejscami konwolutn¹. Na sp¹gach i stropach ³awic znajduj¹ siê liczne hieroglify organiczne, a zw³aszcza grafogliptydy z ichno- rodzajów Paleodictyon, Helminthoraphe, Megagrapton i Urohelminthoida (Uchman, 1997). W obrêbie drobnorytmicznych utworów fliszowych wystêpuj¹ œrednio- i grubo³awicowe piaskowce (mi¹¿szoœæ œrednio 30–50 cm, maksymalnie do 90 cm), drobno- i œrednioziarniste, z charakterystycznymi spêka- niami kostkowymi. S¹ to odmiany muskowitowe o zabarwieniu szarym i charakteryzuj¹ siê spoiwem wêglanowo-krzemionkowym. W sp¹gu niektórych grubych ³awic znaleziono klasty zielonych ³upków. W wy¿szej czêœci profilu ten typ piaskowców wystêpuje co kilka metrów w drobnorytmicznych utworach fliszowych. Lokalnie tworz¹ one zwarte pakiety (maksymalnie do 5 m mi¹¿szoœci). Inny typ piaskowców w warstwach hieroglifowych, wystêpuj¹cy czêœciej powy¿ej poziomu ³upków pstrych, stanowi¹ szarozielone grubo- i bardzo grubo³awicowe piaskowce (mi¹¿szoœæ ³awic do 1,8 m), z du¿ymi hieroglifami pr¹dowymi na sp¹gu, a w swej dolnej czêœci – z uziarnieniem frak- cjonalnym. Zawieraj¹ one czêsto klasty zielonych ³upków oraz skupienia piaszczyste podobne do wirow- ców. Górne czêœci ³awic tych piaskowców sk³adaj¹ siê g³ównie z kwarcu oraz du¿ej iloœci muskowitu i biotytu. Wystêpuje tam tak¿e humus. Lokalnie piaskowce tego typu tworz¹ pakiety dochodz¹ce do 5 m mi¹¿szoœci. Oprócz omówionych ska³ wystêpuj¹ pojedyncze ³awice lub zwarte pakiety o zró¿nicowanej mi¹¿szoœci (do 25 m) piaskowców grubo- i bardzo grubo³awicowych (mi¹¿szoœæ ³awic do 2,7 m), drobno- i œrednioziarnistych, z du¿ymi blaszkami muskowitu i o spoiwie wêglanowo-krzemionkowym. S¹ one zlewne na powierzchni, najczêœciej bezstrukturalne lub z uziarnieniem frakcjonalnym w sp¹gu i grub¹ laminacj¹ równoleg³¹ w stropie. Zwarty pakiet takich piaskowców (ok. 20–25 m mi¹¿szoœci) znajduje siê oko³o 8 m poni¿ej poziomu ³upków pstrych. W obrêbie dolnej czêœci utworów warstw hieroglifowych (poni¿ej poziomu ³upków pstrych) biegn¹ równie¿ pojedyncze ³awice (do 50 cm) ciemnoszarych i szklistych piaskowców kwarcowych o spoiwie krzemionkowym. Na terenie badañ, w korytach potoków p³yn¹cych na wychodniach utworów warstw hieroglifo- wych, znaleziono le¿¹ce luzem konkrecje cementacyjne (do 170 cm œrednicy) szarych piaskowców kwarcowo-muskowitowych, drobno- i œrednioziarnistych i o spoiwie krzemionkowo-wêglanowym.
33 W obrêbie ³upków stwierdzono ³awice margli fukoidowych i syderytowych, podobnych do utworów tego typu w warstwach z Majdanu. W ³upkach s¹ liczne œlady z ichnorodzajów Chondrites, Nereites i Zoophycos. Powy¿ej poziomu ³upków pstrych znacz¹co roœnie iloœæ wk³adek margli fukoidowych, wystêpuj¹cych w ³awicach o mi¹¿szoœci do 10 cm. Transport materia³u klastycznego cienko- i œrednio³awicowych piaskowców muskowitowych odbywa³ siê z kierunków pomiêdzy wschodnim a pó³nocno-wschodnim, natomiast szarozielonych piaskowców grubo³awicowych – z pó³nocnego wschodu. Osady warstw hieroglifowych s¹ najm³odszym elementem profilu serii dukielskiej w obrêbie obszaru arkusza. Ich strop ma charakter erozyjny. Najwiêksza zachowana ich mi¹¿szoœæ wystêpuje w pó³nocnym skrzydle synkliny Moczarnego i zmienia siê od oko³o 800 m w zachodniej czêœci terenu do oko³o 900 m w rejonie Ma³ej Rawki, gdzie jej wzrost wi¹¿e siê z obecnoœci¹ w tym miejscu mi¹¿szych pakietów piaskowców grubo³awicowych. Obecnoœæ wa¿nych stratygraficznie otwornic aglutynuj¹cych – Rzehakina fissistomata (Grzybowski) i Spiroplectammina spectabilis (Grzybowski), wystêpuj¹cych z otwornicami planktonicznymi – Parasubbotina pseudobulloides (Plummer) i Subbotina triloculinoides (Plummer) wskazuje, ¿e najni¿sza czêœæ warstw hieroglifowych dolnych nale¿y do wy¿szej czêœci poziomu Rzehakina fissistomata (paleocen górny). Zespó³ otwornic znaleziony w osadach warstw z Majdanu i w starszej czêœci utwo- rów warstw hieroglifowych wskazuje na diachronizm granicy pomiêdzy tymi jednostkami. Najwiêksza czêœæ utworów warstw hieroglifowych obejmuje poziom Glomospira div. sp. i poziom Saccamminoides carpathicus (eocen dolny–œrodkowy). Œrodkowoeoceñski wiek tych ska³ w ich najwy¿szej czêœci na obszarze arkusza dokumentuje obecnoœæ otwornicy planktonicznej Turborotalia cerroazulensis frontosa (Subbotina). Brak w ³upkach otwornicy aglutynuj¹cej Reticulophragmium amplectens (Grzybowski) tak¿e wskazuje, ¿e utwory najwy¿szej czêœci warstw hieroglifowych na obszarze badañ nale¿¹ do pro- filu osadów eocenu dolnego i œrodkowego.
Czwartorzêd
Rozmieszczenie poszczególnych typów osadów czwartorzêdowych nawi¹zuje do piêtrowoœci klimatycznej uwarunkowanej zmiennoœci¹ morfologii terenu. Dna du¿ych dolin wyœcielaj¹ osady rzeczne, zalegaj¹ce na od dwóch do szeœciu stopniach tarasów. Lokalnie wystêpuj¹ na nich torfy. Dolne czêœci stoków i sp³aszczenia denudacyjne okrywaj¹ gliny zwietrzelinowe pochodzenia soliflukcyjnego i proluwialnego, a miejscami koluwia. W piêtrze wierzchowin, zw³aszcza powy¿ej granicy lasu, dominuj¹ pokrywy gruzowe i rumoszowo-gliniaste oraz koluwialne. Stratygrafiê utworów rzecznych ustalono na podstawie obserwacji w terenie uk³adu tarasów wzd³u¿ ca³ej d³ugoœci wszystkich dolin cieków, pomiarów ich wysokoœci i rozci¹g³oœci oraz badañ porów-
34 nawczych budowy ich pokryw osadowych. Wiek osadów tarasów ni¿szych (m³odszych) oszacowano na podstawie wyników datowañ radiowêglowych torfów i szcz¹tków drewna, bêd¹cych ich sk³ado- wymi (Dydiowa, Bere¿ki, Ustrzyki Górne, Wo³osate) lub na nich zalegaj¹cych (Ustrzyki Górne). Wyko- rzystano te¿ wczeœniejsze paleobotaniczne datowania torfów w Wo³osatem (Marek, Pa³czyñski, 1962; Ralska-Jasiewiczowa, 1980). Wiek rumowisk grzbietowych przyjêto taki sam jak w opracowaniu Pêkali (1969, 1971b). Równie¿ na podstawie prac tego autora (Pêkala, 1966, 1971a, 1997) opisano piêtrowy uk³ad tarasów, zmieniaj¹c na potrzeby badanego obszaru arkusza obraz ich rozprzestrzenie- nia i wieku.
a. Plejstocen Zlodowacenia po³udniowopolskie
¯wiry, piaski i gliny rzeczne tarasów nadzalewowych 20,0–3 5 , 0 m n . p . r z e k i. Pokrywê tarasu wysokiego w Moczarnem buduj¹ ¿wiry grubookruchowe i g³azy piaskow- cowe (o œrednicy do 30 cm), bardzo dobrze obtoczone, tkwi¹ce w glinach piaszczystych. ¯wiry (otoczaki) drobnookruchowe wystêpuj¹ w ma³ych iloœciach. Najmniej zwietrza³e s¹ otoczaki o krzemionkowo- -¿elazistym spoiwie. W Wo³osatem, miêdzy potokami Wo³osatczyk i Kañczowa, pokrywa ¿wirowa osi¹ga 8 m mi¹¿szoœci i sk³ada siê z dobrze obtoczonych ¿wirów piaskowcowych, przykrytych cienk¹ (0,5–1,0 m) warstw¹ glin piaszczystych z gruzem. Otoczaki s¹ zniszczone w bardzo ró¿nym stopniu. Powy¿ej ujœcia Zworu do Wo³osatki zwietrza³e otoczaki odznaczaj¹ siê obecnoœci¹ silnie za¿elazio- nych j¹der, a stopieñ ich zniszczenia nie zale¿y od wielkoœci ziarn. W pokrywie aluwialnej tarasu w Bere¿kach silnie zwietrza³e lub ca³kowicie roz³o¿one otoczaki piaskowcowe znajduj¹ siê w glinach piaszczystych. Przemyte utwory tej pokrywy podlegaj¹ szybkiej denudacji, a jej mi¹¿szoœæ wynosi obecnie oko³o 1 m. Na garbie wododzia³owym Terebowca i Wo³osatki w Ustrzykach Górnych ¿wiry z piaskami i gruzem wykazuj¹ mi¹¿szoœæ do 8 m. Wœród nich przewa¿aj¹ ¿wiry grubookruchowe i g³aziki (œrednica okruchów 6,4–12,8 cm) bezstrukturalnych piaskowców drobno- i œrednioziarnistych, w wiêkszoœci œrednio i s³abo obtoczone oraz zwietrza³e. Maj¹ one ospowat¹ powierzchniê i rdzaw¹ korê wietrzeniow¹ oraz tkwi¹ w glinach piaszczystych.
Zlodowacenia œrodkowopolskie
¯wiry, piaski i gliny rzeczne tarasów nadzalewowych 11,0–1 5 , 0 m n . p . r z e k i. Z osadów plejstoceñskich najs³abiej zachowa³y siê pokrywy aluwialne zlodowaceñ œrodkowopolskich. W Wo³osatem, przy prze³êczy Beskid, zalegaj¹ ¿wiry o mi¹¿szoœci 3–5 m przykryte glinami (ich 1,0-metrow¹ warstw¹ z gruzem i 1,5-metrow¹ bez wiêkszych okruchów). ¯wiry s¹ grubo- okruchowe i œrednio obtoczone oraz tkwi¹ w glinach piaszczystych. Nadleg³e gliny s¹ piaszczysto-ilaste
35 i bezstrukturalne. Na lewym brzegu Wetlinki wystêpuj¹ gliny z rumoszami o mi¹¿szoœci nawet 4–5 m, a ni¿ej le¿y 5-metrowa warstwa ¿wirów. W ¿wirach wyró¿niono trzy poziomy, w których otoczaki, a nawet g³azy (o œrednicy do 0,5 m), s¹ przedzielone poziomami ¿wirów drobnookruchowych i œredniookru- chowych. Otoczaki piaskowców, zw³aszcza odmian gruboziarnistych, i ankerytów s¹ zwietrza³e. Na prawym brzegu Wetlinki, w sto¿ku nap³ywowym potoku Kostywskiego, zalegaj¹ ¿wiry – w sp¹gu grubookruchowe, piaszczyste, z luŸnym szkieletem ziarnowym, a w stropie wystêpuj¹ ¿wiry gliniaste drobno- i gruboziarniste, niewysortowane oraz bardzo s³abo obtoczone. W Pszczelinach ¿wiry tarasu Wo³osatego s¹ drobnookruchowe i œredniookruchowe, równie¿ przykryte glinami z rumoszami o mi¹¿szoœci 2 m. W Brzegach Górnych (lewy brzeg Prowczy) bardzo s³abe obtoczenie okruchów pogrzebanych w glinach piaszczystych œwiadczy prawdopodobnie o ich krótkotrwa³ym transporcie. Nie ma pewnoœci co do ich rzecznego pochodzenia, jakkolwiek sp³aszczenie zbocza, na którym one wystêpuj¹, rozci¹ga siê tam na szerokoœæ oko³o 100 m. Nietypowy profil pokrywy omawianego tarasu znalaz³ i opisa³ Pêkala (1966) poni¿ej ujœcia do Wo³osatki potoku p³yn¹cego spod zbocza Kiczery Manziny. Poziom zwietrza³ych ¿wirów (2 m), le¿¹cych w dolnej czêœci tego profilu, przykrywa³y trzy warstwy utworów gliniasto-gruzowych, prze- dzielone glebami kopalnymi i stokowymi glinami mu³kowatymi (py³owatymi), o ³¹cznej mi¹¿szoœci 13 m. Taras ten jest dziœ wyraŸnie zwê¿ony wskutek bocznego podciêcia koryta potoku i osuwisk czyn- nych na jego krawêdzi, a profil osadów pokrywy jest zaburzony i s³abo czytelny. Na sp¹gowej warstwie (1–3 m) silnie zwietrza³ych ¿wirów grubookruchowych zalegaj¹ koluwia ilasto-gruzowe z pojedynczymi otoczakami, a w niszach osuwisk na krawêdzi tarasu ods³aniaj¹ siê piaskowce grubo³awicowe, przykryte glinami zboczowymi o mi¹¿szoœci do 1 m.
Zlodowacenia pó³nocnopolskie
¯wiry, piaski, gliny i mu³ki (py³y) rzeczne tarasów nadzale w o w y c h 6,0–10,0 m n.p. rzeki.Wpokrywieosadówtarasutegopoziomu dominuj¹ niewysortowane i zwietrza³e ¿wiry œredniookruchowe o mi¹¿szoœci ponad 3 m. Na nich le¿y warstwa glin soliflukcyj- nych, która przy ujœciach Kañczowej i Zworu do Wo³osatki osi¹ga mi¹¿szoœæ 1,0–1,5 m. Gliny te zazêbiaj¹ siê z osadami rzecznymi w strefach przyzboczowych. W Caryñskiem, pod warstw¹ glin z gruzem, znajduj¹ siê g³azy (o œrednicy do 0,5 m) u³o¿one w dwa poziomy na przemian z bardziej drobnookru- chowymi osadami, o ³¹cznej mi¹¿szoœci 3,5 m. Na lewym brzegu Prowczy zachowa³y siê ¿wiry grubo- okruchowe o mi¹¿szoœci 0,5–1,0 m, przykryte 1,0–1,5-metrow¹ warstw¹ glin. Nad Sanem w Dydiowej (poza obszarem badañ) warstwa ¿wirów jest jeszcze grubsza (3,5–4,0 m). Ten poziom tarasowy tworz¹ tak¿e ¿wiry sto¿ków nap³ywowych, usypywane u ujœæ pomniejszych potoków do wiêkszych cieków. W tych formach maj¹ one najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ, np. w dop³ywie Wo³osatego spod Wide³ek
36 (ponad 5 m), gdzie s¹ niewysortowane i bez³adnie upakowane w piaskach z glinami. W stropie sto¿ka nap³ywowego Terebowca (ponad 3 m mi¹¿szoœci) udzia³ glin piaszczystych jest wiêkszy ni¿ ¿wirów. W sto¿kach na prawym brzegu Rzeczycy przewa¿aj¹ ¿wiry grubookruchowe, zalegaj¹ce bez³adnie w piaskach z gruzem i glinami. Na osadach sto¿ków nie wystêpuje pokrywa py³owa.
b. Czwartorzêd nierozdzielony
Gliny, gliny z rumoszami skalnymi, piaski i i³y deluwialne s¹najbar- dziej rozprzestrzenionym typem osadów czwartorzêdowych. Na mapie geologicznej zaznaczono miej- sca wystêpowania, gdzie ich mi¹¿szoœæ przekracza 2 m. Na partiach grzbietowych i stromych stokach rozwija siê p³ytka (do 1 m) strefa szkieletowych osadów zwietrzelinowych, natomiast na stokach s³abiej nachylonych wystêpuj¹ bardziej mi¹¿sze warstwy zwietrzelin (do 3 m). Odwapnienie osadów tego typu zwykle dociera w g³¹b pokryw zwietrzelinowych, a spoiwo wapniste zachowuje siê jedynie w mniej zmienionych wnêtrzach du¿ych okruchów (Adamczyk, Zarzycki, 1963; Skiba, 1993; Skiba i in., 1998). Warstwa glin z gruzem piaskowcowym wykazuje wiêksz¹ mi¹¿szoœæ w paœmie po³onin ni¿ w paœmie granicznym, a to wynika ze zró¿nicowania litologii piaskowców i ³upków, wystêpuj¹cych w pod³o¿u. W warstwie zwietrzelinowej, rozwiniêtej na pakietach piaskowców, przewa¿a w glinach frakcja piaskowa i rumosze. Mimo sprzyjaj¹cej morfologii i litologii pod³o¿a, bardzo cienka (0,5–2,5 m) pokrywa glin wystêpuje na zboczach dolin i prze³êczach w Obni¿eniu Œródbieszczadzkim. Na bogat- szym w ³upki pod³o¿u zalegaj¹ tu czêsto ciê¿kie gliny mu³kowate (py³owate) z udzia³em do 80% frakcji i³owej. W Wo³osatem, na sp³aszczeniu denudacyjnym typu glacis, wystêpuje zaledwie 0,5–1,0-metrowa warstwa glin stokowych, w czêœci przystokowej wymieszanych z gruzowymi i ¿wirowymi rumowi- skami sto¿ków nap³ywowych. W partii przydolinnej gliny te wraz z aluwiami Wo³osatki maj¹ tam mi¹¿szoœæ do 3,0 m. W kotlinie Brzegów Górnych i na obrze¿aj¹cych j¹ prze³êczach przewa¿aj¹ gliny piaszczysto-ilaste. Profile glin z pokryw zwietrzelinowych s¹ zró¿nicowane. Na szerszych i wy¿szych sp³aszcze- niach (prze³êcze, poziom pogórski) zalegaj¹ zwykle miejscowe gliny zwietrzelinowe. W ni¿szych czê- œciach zboczy i na wy¿szych tarasach rzecznych gliny te przewarstwiaj¹ lub nadbudowuj¹ pokrywy bardziej piaszczyste z gruzem (pochodzenia soliflukcyjnego) lub bardziej py³owe z humusem (pocho- dzenia zmywowego) – m.in. w rejonie Brzegów Górnych i miêdzy Wo³osatem a Szczawink¹ (fig. 2). R u m o s z e s k a l n e (g o ³ o b o r z a ) wystêpuj¹ na bardzo stromych stokach (ponad 30°), w pobli¿u œcian skalnych, za³omów lub grzêd piaskowcowych, zw³aszcza ponad granic¹ lasu (Pêkala, 1969, 1971b). Tworz¹ je osady zwietrzelin blokowych o mi¹¿szoœci 0,1–1,5 m, na które sk³adaj¹ siê p³ytowe okruchy piaskowcowe, nasuniête na siebie dachówkowato lub upakowane luŸno w glinach piaszczystych. W zale¿noœci od stopnia zwietrzenia buduj¹ one pokrywy blokowe (rumowiskowe), rumoszowo-gliniasto-piaszczyste lub gliniasto-rumoszowe. Rozleg³e pola tych pokryw maj¹ charakter go³oborzy.
37 Fig. 2. Profil osadów zwietrzelinowych nad potokiem Szczawinka (Wo³osate)
1 — ¿wiry i piaski, 2 — ³upki, 3 — piaskowce, 4 — gliny z rumoszami, 5 — gliny piaszczysto-mu³kowate, 6 — poziomy gleb kopalnych, 7 — poziomy akumulacji zwi¹zków ¿elaza, 8 — osady koluwialne, 9 — miejsca pobrania próbek do badañ litologiczno-petrograficznych, 10 — wykresy sk³adu granulometrycznego osadów zwietrzelinowych, A — pod³o¿e lite (utwory fliszowe), B — osady zwietrzelinowe in situ z zachowanym u³o¿eniem warstw pod³o¿a, C i D — pokrywy proluwialne, E — pokrywa soliflukcyjna; mi¹¿szoœæ podano w metrach
Wzd³u¿ skalistych grzbietów Szerokiego Wierchu, Krzemienia, Bukowego Berda (od strony po³udniowo-zachodniej) blokowe pokrywy obrywiskowe zalegaj¹ w pasach lub jêzykach gruzowych (rumosze najm³odsze), ³¹cz¹cych siê w mniej stromych miejscach w pola rumowiskowe (rumosze starsze). Na Krzemieniu strumienie gruzowe wype³niaj¹ p³ytkie niecki denudacyjne (Pêkala, 1971b). W szczytowej czêœci Tarnicy pola zwietrzelin blokowych s¹ najbardziej rozleg³e, a ich mi¹¿szoœæ szacuje siê na 1–2 m. Najgrubsze osady gromadz¹ siê przy wychodniach ska³ macierzystych lub na czo³ach jêzyków gruzo- wych. Wê¿sze pasy gruzowe ci¹gn¹ siê wzd³u¿ strukturalnych za³omów Po³oniny Wetliñskiej, Po³oniny Caryñskiej i Magury Stuposiañskiej oraz grzêd zbudowanych z piaskowców otryckich w ni¿szych czêœciach ich stoków. Nagromadzenia grubookruchowych rumoszy skalnych wystêpuj¹ tak¿e w Ÿród³owych odcinkach niemal wszystkich potoków sp³ywaj¹cych z po³onin. Pokrywy gruzowe silniej zwietrza³e i przemieszczone soliflukcyjnie w dó³ stoków s¹ bardziej gliniasto-piaszczyste. Udzia³ frakcji piaskowej i py³owej wzrasta w nich do 20–35%. Utwory o naj- wiêkszej mi¹¿szoœci (do 3 m) znajduj¹ siê na sp³aszczeniach wko³o wierzchowin, a w ni¿szych czêœciach stoków w wiêkszym stopniu ulegaj¹ one procesowi denudacji i staj¹ siê cieñsze (1–2 m).
38 Pokrywy osadów gliniasto-rumoszowych zalegaj¹ g³ównie w s¹siedztwie wychodni cieniej u³awiconych piaskowców z wk³adkami ³upków, zw³aszcza na pó³nocnych i pó³nocno-wschodnich stokach po³onin. Gruz drobnookruchowy jest wymieszany z glinami mu³kowatymi (py³owatymi) o znacz- nej zawartoœci i³ów, dlatego na po³oninach wystêpuj¹ na nich podmok³oœci i zatorfienia (Po³onina Wetliñska, prze³êcz pomiêdzy Krzemieniem i Tarnic¹). Ich mi¹¿szoœæ waha siê w granicach 1–3 m. Gliny, gliny z rumoszami skalnymi i bloki (pakiety osuniête g o f l i s z u ) k o l u w i a l n e. W g³êbokich osuwiskach Jeleniowatego, Szerokiego Wierchu i nad przy- sió³kiem Wide³ki du¿¹ czêœæ osadów koluwialnych tworz¹ pakiety silnie uszczelinionych ska³, zacho- wuj¹ce budowê pierwotnego pod³o¿a. Ich mi¹¿szoœæ siêga w tych miejscach oko³o 15 m. Na czo³ach pakietów nastêpuje ich rozpad na bloki, a du¿e p³yty piaskowców (1–2 m wielkoœci) tworz¹ rumowi- ska. W p³ytkich osuwiskach na stromych stokach (o nachyleniu ponad 20°) koluwia s¹ rumoszowe (dolna czêœæ osuwiska na pó³noc od szczytu Szerokiego Wierchu, nad przysió³kiem Wide³ki, na Kiczerze Manzinie) lub gruzowo-gliniaste (m.in. w rejonie Brzegów Górnych). Przy Ÿród³ach Terebowca blo- kowe pakiety ska³ w koluwiach uk³adaj¹ siê schodowo. W p³ytkich osuwiskach koluwia s¹ g³ównie zwietrzelinowe, gliniasto-gruzowe, o mi¹¿szoœci 1–3 m, rosn¹cej wraz z odleg³oœci¹ od nisz (Brzegi Górne, Ustrzyki Górne, Bere¿ki). ¯wiry stanowi¹ domieszkê w utworach koluwialnych, wystêpuj¹cych na podciêciach wysokich tarasów rzecznych w Moczarnem, nad Wo³osatk¹ i Terebowcem. W g³êbo- kich zag³êbieniach, miêdzy pakietami osuwisk, gromadz¹ siê gliny z drobniejszym gruzem i mu³kami (py³ami), rzadziej torfy. W osuwisku nad przysió³kiem Wide³ki kolist¹ nieckê (o szerokoœci 40 m) wype³niaj¹ do g³êbokoœci 2,9 m niebieskie i³y, na których zalegaj¹ torfy z mu³kami i du¿¹ iloœci¹ drewna.
c . H o l o c e n
¯wiry, piaski, gliny i i³y rzeczne tarasów nadzalewowych 4, 0 – 6 , 0 m n . p . r z e k i. Najni¿szy na obszarze arkusza taras nadzalewowy odró¿nia siê od wy¿szego (6,0–10,0 m n.p. rzeki) brakiem nadbudowy z osadów gliniasto-gruzowych pochodzenia soliflukcyjnego. Pokrywa osadowa sk³ada siê g³ównie ze ¿wirów. W profilach tego tarasu ¿wiry wieku holoceñskiego niekiedy le¿¹ na ¿wirach póŸnoglacjalnych (dolnych). Doln¹ czêœæ profilu (1–3 m) stanowi¹ ¿wiry drobno- lub œredniookruchowe, s³abo obtoczone, miejscami z du¿ym udzia³em (do 20%) okruchów ostrokrawêdzistych (dolny odcinek tarasu Rzeczycy), lub niebieskich i³ów (poni¿ej wylotu potoku Kañczowa do Wo³osatki). Upakowane bez³adnie w piaskach, s¹ silniej zwietrza³e chemicznie od le¿¹cych wy¿ej ¿wirów, które wykazuj¹ wyraŸniejsze warstwowanie. Ich nierówna powierzchnia graniczna ze ¿wirami górnymi ma charakter erozyjny. Ko³o torfowiska w Wo³osatem znaleziono wyciêt¹ w nich kopaln¹ rynnê erozyjn¹, wype³nion¹ osadami m³odszymi. Wiek akumulacji ¿wirów dolnych okreœla siê na schy³ek zlodowaceñ pó³nocnopolskich (Pêkala, 1966,
39 1997; Pêkala, Ralska-Jasiewiczowa, 1972). W dolinie Wo³osatki i Rzeczycy (odcinek wylotowy) zacho- wa³y siê one jedynie lokalnie, obszerniej wystêpuj¹ wzd³u¿ Sanu (powy¿ej ujœcia potoku Muczny). Holoceñskie ¿wiry omawianego tarasu w sp¹gu s¹ u³o¿one przewa¿nie bez³adnie, wy¿ej wykazuj¹ lepsze warstwowanie. Poszczególne warstwy ró¿ni¹ siê frakcj¹ i u³o¿eniem (imbrykacj¹) ziarn, spotyka siê tak¿e wk³adki piasków. Miejscami ¿wiry maj¹ domieszki (10–15%) okruchów ostrokrawêdzistych (m.in. wzd³u¿ Terebowca, Wetlinki i Wo³osatego w Bere¿kach). Wzd³u¿ Sanu (Dydiowa), Wo³osatego (Pszczeliny) i czêœci Wo³osatki (powy¿ej ujœcia Zakopañca) najwiêksze ¿wiry grubookruchowe zalegaj¹ w sp¹go- wej czêœci pokrywy, natomiast wzd³u¿ Górnej Solinki i czêœci Wo³osatki – czêœciej w œrodkowej, a nad Rzeczyc¹ – w stropowej. Miejscami ¿wiry s¹ przykryte warstw¹ utworów pozakorytowych (ilasto-piasz- czystych, z gruzem i ¿wirami drobnookruchowymi) o mi¹¿szoœci 1–3 m. W Ustrzykach Górnych (miêdzy mostami na Wo³osatce i powy¿ej mostu na Wo³osatym) przykrywaj¹ one torfy datowane na pocz¹tek okresu subborealnego. ¯wiry, piaski, i³y, mu³ki i gliny rzeczne tarasów nadzalewo w y c h 3 , 0 – 4 , 0 m n . p . r z e k i. W sk³adzie ¿wirów dominuj¹ otoczaki piaskowcowe, rzadsze s¹ otoczaki silnie scementowanych ³upków mu³owcowych i i³owców. ¯wiry wykazuj¹ stopieñ obtoczenia podobny do tego w pokrywach starszych tarasów, a miejscami wy¿szy. W poszczególnych odsypach ¿wiry ró¿ni¹ siê frakcj¹ i tworz¹ warstwy lub d³ugie soczewki. Cienkie warstwy lub soczewki glin ilastych b¹dŸ piaszczystych zalegaj¹ w stropie pokrywy (wzd³u¿ ujœcia Rzeczycy) albo miêdzy poziomami ¿wirów (wzd³u¿ Wo³osatki w Ustrzykach Górnych). W grubszych ¿wirach wystêpuje domieszka gruzu. Przy wylocie potoków spod szczytów Semenowych do Rzeczycy na ¿wirach le¿¹ silnie zailone mu³ki (py³y). ¯wiry, piaski, i³y i mu³ki piaszczyste (mady) rzeczne taras ó w z a l e - w o w y c h 0 , 5 – 2 , 0 m n . p . r z e k i. Pokrywa progu wy¿szego (1,0–2,0 m n.p. rzeki) jest dwu- warstwowa; w sp¹gu le¿¹ ¿wiry, wy¿ej dominuj¹ mady – mu³ki (py³y) piaszczyste i piaski gliniaste. Granicê miêdzy nimi podkreœla obfite nagromadzenie szcz¹tków roœlinnych (g³ównie drewna) z domieszk¹ wêgla drzewnego. Miejscami wzd³u¿ tej granicy znaleziono pogrzebane pnie drzew. Wiek szcz¹tków drewna ze sp¹gu mad w Bere¿kach okreœlono metod¹ radiowêglow¹ na 360 (+100, –50) lat BP, nato- miast w Ustrzykach Górnych – na 502 (+65, –35) lat BP (Kuc, 1999). Jeszcze m³odsze s¹ liœcie, nasiona i ga³¹zki ze sp¹gu mad Sanu w Dydiowej – 160 (+100, –110) lat BP (Kuc, 1999). Osady tarasu 0,5–2,0 m n.p. rzeki w Dydiowej nie zosta³y zaznaczone na mapie geologicznej ze wzglêdu na zbyt ma³e rozmiary wydzielenia. Natomiast drewno nagromadzone w madach Wo³osatki zawiera szcz¹tki starsze, wydato- wane na 3460 (+90, –60) lat BP (Wo³osate – Kuc, 1999), prawdopodobnie redeponowane z pokrywy osa- dowej starszego tarasu. Pokrywa najni¿szego progu omawianego tarasu (0,5–1,0 m n.p. rzeki) jest ¿wirowa, z niewielk¹ domieszk¹ piasków i w wielu miejscach wspó³czeœnie nadbudowuj¹ j¹ osady facji powodziowej. M³ode ¿wiry wykazuj¹ na ogó³ dobry stopieñ obtoczenia.
40 M a r t w i c a w a p i e n n a. Obfite wytr¹cenia z wody tych osadów stwierdzono przy Ÿród³ach ma³ych, bocznych cieków. Jedno stanowisko znajduje siê w dolince prawobrze¿nego dop³ywu Wo³osatki, liczonego jako drugi od miejsca jej po³¹czenia z Rzeczyc¹. Drugie le¿y na po³udniowym zboczu Jeleniowatego, w potoku sp³ywaj¹cym w kierunku leœniczówki Muczne. W obu stanowiskach martwica obleka okruchy skalne i fragmenty drewna, le¿¹ce w dnie cieku na d³ugoœci oko³o 20 m. Bia³a lub kremowa i silnie porowata martwica jest bardzo krucha. Powleka ona wiêkszoœæ okruchów ze wszystkich stron, zaœ niektóre tylko od góry. Nad Wo³osatk¹ martwica pokrywa równie¿ powierzchniê glin zboczowych. Naskorupienia maj¹ gruboœæ do 5 mm, a niektóre maj¹ postaæ nacieku grzybkowego. Przy ujœciu cieku spod Jeleniowatego, w pokrywie tarasu zalewowego Mucznego, redeponowana martwica wapienna tworzy soczewkê o mi¹¿szoœci do 60 cm.
Fig. 3. Profile dokumentuj¹ce torfy pogrzebane w osadach tarasu nadzalewowego 4,0–6,0 m n.p. rzeki w Ustrzykach Górnych
1 — gliny, 2 — i³y, 3 — mu³ki, 4 — piaski, 5 — ¿wiry, 6 — rumosze i okruchy skalne, 7 — torfy, 8 — drewno, 9 — miejsce pobrania próbek do badañ radiowêglowych (14C); N37, N38, N39, N40 — numeracja punktów dokumentacyjnych wed³ug mapy dokumentacyjnej, IV — osady tarasu nadzalewowego 4,0–6,0 m n.p. rzeki, VI — osady tarasu zalewowego 0,5–2,0 m n.p. rzeki; mi¹¿szoœæ podano w metrach
41 T o r f y. Ich mi¹¿szoœæ w torfowisku w Wo³osatem siêga co najmniej do 3,7 m. Wiêksz¹ czêœæ profilu buduj¹ torfy sfagnowane (na g³êbokoœci do 3,5 m), natomiast w sp¹gu zalegaj¹ torfy drzewne z mu³kami (Marek, Pa³czyñski, 1962; Lipka, Godziemba-Czy¿, 1970; Ralska-Jasiewiczowa, 1972, 1980). Bezpoœrednie pod³o¿e torfów stanowi¹ mu³ki i szaroniebieskie i³y, le¿¹ce na ¿wirach drobnookruchowych. Analiza py³kowa torfów z tego miejsca wykaza³a, ¿e w przewa¿aj¹cej czêœci s¹ to utwory wieku subatlantyckiego, jedynie ich sp¹gowa partia pochodzi ze schy³ku okresu subborealnego (Ralska-Jasiewiczowa, 1969). Torfy w górnym odcinku doliny Wo³osatki (miêdzy Kañczow¹ a Wo³osatczykiem oraz miêdzy Zworem a Polañcem) maj¹ 1,0–1,5 m mi¹¿szoœci i reprezentuj¹ typ torfów niskich i kêpowych, o s³abym stopniu roz³o¿enia. W Ustrzykach Górnych torfy,pogrzebane pod glinami zboczowymi i osadami sto¿ków nap³ywowych, wystêpuj¹ na g³êbokoœci 0,4–2,7 m (fig. 3). Analiza py³kowa wykaza³a w ich profilu ci¹g³oœæ sedymen- tacji, trwaj¹cej od po³owy okresu atlantyckiego do prze³omu okresu atlantyckiego i subborealnego, oraz du¿e podobieñstwo uzyskanego obrazu palinologicznego do spektrum py³kowego profilu torfowiska w Tarnawie Wy¿nej (Marek, Pa³czyñski, 1962; Pa³czyñski, 1962). W Ustrzykach Górnych oznaczono metod¹ radiowêglow¹ wiek torfów z g³êbokoœci 2,3 m na 4470 (+120, –50) lat BP – czyli powsta³y one w okresie subborealnym (Kuc, 1999). Podobnie pogrzebane torfy z mu³kami, na g³êbokoœci 0,3–1,5 m, wystêpuj¹ tak¿e w utworach tarasu 4,0–6,0 m n.p. Wo³osatki, tu¿ przed ujœciem do niej Rzeczycy. Maj¹ one mi¹¿szoœæ 0,2–1,2 m. Torfy znajduj¹ siê równie¿ w zag³êbieniach w osadach osuwiskowych – w osuwisku pod Jelenio- watym znaleziono ich warstwê o mi¹¿szoœci przynajmniej 4 m. Nad przysió³kiem Wide³ki torfy z czêœci sp¹gowej, na g³êbokoœci 2,5 m, wydatowano metod¹ radiowêglow¹ na 2740 (+30, –40) lat BP(Kuc, 1999).
B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU
P³aszczowina dukielska znajduje siê w po³udniowej, przygranicznej czêœci obszaru badañ, w pasie o szerokoœci od 300 m do 6 km i d³ugoœci przekraczaj¹cej 18 km. Nasuniêcie p³aszczowiny dukielskiej zaznacza siê w terenie wyraŸnym progiem morfologicznym, ale w ods³oniêciach jest s³abo widoczne. Na ogó³ wystêpuje jako strefa o szerokoœci oko³o 50 m, z kilkoma stromymi uskokami odwróconymi i pasami brekcji. Na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru kontaktuj¹ wzd³u¿ niej pakiety grubo³awicowych piaskowców warstw ciœniañskich p³aszczowiny dukielskiej z ³upkami i piaskowcami warstw przejœcio- wych i kroœnieñskich dolnych strefy przeddukielskiej (tabl. II). Powierzchnia nasuniêcia zapada stromo na po³udniowy zachód, przewa¿nie pod k¹tem 60–70°. Istnieje s³abo zaznaczaj¹ca siê tendencja do zmniejszania siê k¹ta zapadania tej powierzchni w g³¹b p³aszczowiny (w kierunku po³udniowo- -zachodnim). Nasuniêcie jest pociête licznymi drobnymi uskokami o kierunku SW–NE na wschód od Brzegów Górnych i SSE–NNW na zachód od nich.
42 Powierzchniê nasuniêcia p³aszczowiny dukielskiej przecinaj¹ skoœnie lub prostopadle tak¿e wiêksze uskoki. W wiêkszoœci s¹ one przesuwcze lewo- lub prawoskrêtne, o prawie pionowych powierzch- niach i przemieszczaj¹ nasuniêcie od kilkudziesiêciu do stu kilkudziesiêciu metrów. Niektóre z tych uskoków kontynuuj¹ siê dalej w ska³ach p³aszczowiny dukielskiej, bêd¹c czêœci¹ stref z³o¿onych z szeregów uskoków kulisowych. Najwiêksz¹ z nich jest strefa uskokowa, przecinaj¹ca grzbiet Dzia³ na wschód od kulminacji 1114,9 m n.p.m., wzd³u¿ której nastêpuje zmiana kierunków strukturalnych w ³usce Chryszczatej–Wo³osania–Ma³ej Rawki. Druga du¿a strefa uskokowa, w dolinie potoku Kañczowa, rozdziela obszary o ró¿nej budowie w obrêbie pó³nocno-wschodniego skrzyd³a ³uski Chryszczatej– Wo³osania–Ma³ej Rawki i przechodzi do jej skrzyd³a po³udniowo-zachodniego. W obrêbie p³aszczowiny dukielskiej wystêpuj¹ cztery elementy tektoniczne, uk³adaj¹ce siê od pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód (tabl. III) i s¹ to kolejno: ³uska Chryszczatej–Wo³osa- nia–Ma³ej Rawki (Œl¹czka, 1959), synklina Moczarnego (Koszarski i in., 1961), ³uska Paportnej (Œl¹czka, 1971) oraz synklina stu¿ycka (Leško i in., 1960; Koráb, Durkowiè, 1978; Koráb, 1983). £uska Chryszczatej–Wo³osania–Ma³ej Rawki stanowi brze¿ny element, nasuwaj¹cy siê stromo na strefê przeddukielsk¹. Na obszarze arkusza granica tego nasuniêcia przebiega na pó³nocnych stokach Dzia³u, Ma³ej i Wielkiej Rawki oraz pasma granicznego (Wielka Semenowa–Beskid Wo³osacki). W budowie wewnêtrznej ³uski dominuje antyklina o zró¿nicowanym wykszta³ceniu skrzyde³. W po³udniowo- -zachodnim skrzydle fa³du, w zachodniej i œrodkowej czêœci obszaru arkusza, wystêpuj¹ silnie sfa³dowane i spêkane utwory warstw ³upkowskich (o zachowanej mi¹¿szoœci ok. 150 m) oraz warstw ciœniañskich (do 1250 m). W rejonie Wo³osatego, na odcinku oko³o 7 km – od pó³nocno-wschodnich stoków Ma³ej Semenowej do prze³êczy Beskid – znajduje siê czêœciowo zachowane pó³nocno-wschodnie skrzyd³o tego fa³du. Sk³adaj¹ siê na nie silnie zredukowane tektonicznie osady warstw ³upkowskich (mi¹¿szoœæ 10–50 m) i ciœniañskich (do 200 m) oraz pe³niej rozwiniête utwory warstw z Majdanu (do 150 m) i warstw hieroglifowych (do ok. 300 m). W strefie nasuniêcia na powierzchni wystêpuj¹ warstwy hieroglifowe lub ciœniañskie. Na pó³nocno-wschodnich stokach góry Chresty oraz na pó³nocny zachód od niej, sze- rokoœæ wychodni pó³nocno-wschodniego skrzyd³a wyraŸnie siê zmniejsza. Na tym obszarze buduj¹ go silnie zredukowane i z³uskowane pakiety ska³ warstw ciœniañskich i hieroglifowych lub jedynie warstw hieroglifowych. Natomiast wewnêtrzn¹ czêœæ po³udniowo-zachodniego skrzyd³a omawianego fa³du tworz¹ ska³y warstw z Majdanu (mi¹¿szoœæ 150–220 m) oraz warstw hieroglifowych (800–900 m). Forma ta ci¹gnie siê przez wiêksz¹ czêœæ obszaru p³aszczowiny dukielskiej po polskiej stronie granicy (Œl¹czka, 1971) i kontynuuje siê na terenie Ukrainy, gdzie jej oœ silnie siê zanurza (Danyš, 1973). Synklina Moczarnego jest odwodow¹ synklin¹ ³uski Chryszczatej–Wo³osania–Ma³ej Rawki. W jej j¹drze wystêpuj¹ bardzo mi¹¿sze utwory warstw hieroglifowych. Po³udniowo-zachodnie skrzyd³o synkliny jest z³uskowane. Na wy¿sz¹ czêœæ warstw hieroglifowych nasuwa siê stromo seria
43 grubo³awicowych piaskowców z Wielkiej Rawki (wy¿szy poziom piaskowcowy o mi¹¿szoœci do 120 m). Wewnêtrzn¹ czêœæ nasuniêtego skrzyd³a buduj¹ stromo zapadaj¹ce osady warstw hieroglifowych z cienkim pakietem piaskowców z Wielkiej Rawki oraz utworów warstw z Majdanu. Ten element tektoniczny jest ograniczony na zachodzie uskokiem o kierunku SW–NE ze zrzuconym pó³nocno-zachodnim skrzyd³em, natomiast ku wschodowi kontynuuje on siê na obszarze Ukrainy i S³owacji. £uska Paportnej nasuwa siê na synklinê Moczarnego wzd³u¿ kilku stromo nachylonych po- wierzchni w obrêbie utworów warstw ciœniañskich. Na obszarze arkusza ma ona charakter silnie z³uskowanego skrzyd³a antykliny. Szerokoœæ jej zmniejsza siê z pó³nocnego zachodu na po³udniowy wschód – od 1 km przy zachodniej granicy terenu arkusza do 300 m przy granicy ze S³owacj¹. Buduj¹ j¹ g³ównie silnie zredukowane osady warstw ciœniañskich (mi¹¿szoœæ 100–400 m) oraz pe³niej wykszta³cone utwory warstw z Majdanu (100–150 m). Kilkaset metrów poza zachodni¹ granic¹ obszaru badañ szero- koœæ wychodni ska³ warstw ciœniañskich oraz ich mi¹¿szoœæ znacznie wzrasta, a spod nich wynurzaj¹ siê utwory warstw ³upkowskich. Synklina stu¿ycka stanowi na obszarze Polski niewielki element tektoniczny o d³ugoœci oko³o 2 km i szerokoœci dochodz¹cej do 1 km. Nasuwa siê ona ku pó³nocy seri¹ grubo³awicowych piaskowców z Wielkiej Rawki (dolny pakiet), wzd³u¿ stromej powierzchni, której bieg skrêca od 80° na zachodzie do 135° na wschodzie. Wychodnie stromo nachylonych warstw tej synkliny zamykaj¹ siê w kierunku pó³nocno-zachodnim. Buduj¹ je ska³y warstw hieroglifowych o mi¹¿szoœci oko³o 150–200 m, lokalnie z drugim (wy¿szym) pakietem piaskowców z Wielkiej Rawki. Na terenie S³owacji oœ synkliny zanurza siê ku pó³nocnemu zachodowi, a w jej przegubie wystêpuj¹ utwory wy¿szej czêœci warstw hieroglifo- wych (Koráb, Durkoviè, 1978). Strefa przeddukielska jest po³udniow¹, silnie z³uskowan¹ czêœci¹ p³aszczowiny œl¹skiej. Na po³udniu graniczy z nasuniêciem p³aszczowiny dukielskiej (Œl¹czka, ¯ytko, 1979a, b; Œl¹czka, 1980), a od pó³nocy jest odciêta strom¹ dyslokacj¹ brze¿n¹ (Mastella, 1995) od centralnego synklinorium karpackiego (inaczej centralnej depresji karpackiej). Dyslokacja brze¿na jest dobrze czytelna zarówno na zdjêciach lotniczych, jak i w ods³oniêciach. Zaznacza siê ona wystêpowaniem brekcji i równoleg³ych do niej uskoków odwróconych o zrzuconych skrzyd³ach po³udniowych. Od strony strefy przeddukielskiej towarzysz¹ jej silnie pomiête ³upki warstw przejœciowych i kroœnieñskich dolnych oraz drobne fa³dy izoklinalne (np. w potokach Pertlibec i Cybu- lawskim). Na ca³ej d³ugoœci strefy jej powierzchnia stromo nachyla siê na pó³noc z wyraŸn¹ tendencj¹ do stromienia w g³¹b i wyp³aszczania siê ku górze tak, ¿e dyslokacja staje siê uskokiem nawieszonym. Bieg uskoku brze¿nego w rejonie doliny Wetlinki, w zachodniej czêœci obszaru arkusza, przyjmuje kierunek ESE–WNW i zmienia siê na SE–NW miêdzy Brzegami Górnymi a Ustrzykami Górnymi, by dalej na wschód wygi¹æ siê wzd³u¿ poprzecznej strefy uskokowej na SSE–NNW i ponownie przyj¹æ kierunek SE–NW w wy¿szym odcinku biegu Wo³osatki. Dyslokacja jest pociêta licznymi niewielkimi
44 uskokami o dominuj¹cych rozci¹g³oœciach: SW–NE, SSE–NNW i SSW–NNE. S¹ to w wiêkszoœci uskoki przesuwcze i zrzutowo-przesuwcze z przewag¹ lewoskrêtnych. Strefa przeddukielska na obszarze arkusza ci¹gnie siê pasem o d³ugoœci oko³o 19 km i roz- ci¹g³oœci SE–NW. Szerokoœæ tego pasa zmienia siê – od oko³o 1 km w dolinie potoku Wo³osatka na wschodzie do oko³o 2,5 km w rejonie Ustrzyk Górnych i oko³o 1,5 km w okolicy Prze³êczy nad Brze- gami Górnymi, dalej na zachód ponownie rozszerzaj¹c siê do oko³o 2,2 km a¿ po Wetlinê poza obsza- rem arkusza. Szerokoœæ strefy zmienia siê w zale¿noœci od wysokoœci nad poziomem morza – wiêksz¹ stwierdzono w poprzecznych dolinach, np. potoków Wo³osatego i Prowczy,a mniejsz¹ w partiach po³o¿onych wy¿ej, tak jak na Prze³êczy nad Brzegami Górnymi i w pobli¿u prze³êczy Beskid. Wynika z tego, ¿e rozszerza siê ona w g³¹b. W przewa¿aj¹cej czêœci omawian¹ strefê buduj¹ podatne na deformacje warstwy drobnorytmicznych utworów fliszowych, st³oczone miêdzy sztywnymi grubo³awicowymi piaskow- cami p³aszczowiny dukielskiej i centralnego synklinorium karpackiego. W jej obrêbie znajduje siê kil- kadziesi¹t ³usek o rozmiarach kartometrycznych. Na poszczególnych przekrojach poprzecznych wystêpuje najczêœciej od piêciu do dziewiêciu ³usek. Najwiêksze z nich osi¹gaj¹ wymiary do oko³o 12 km d³ugoœci i do oko³o 1 km szerokoœci i czêsto s¹ dodatkowo wewnêtrznie z³uskowane. Na ogó³ tworz¹ je utwory jednego lub dwóch, rzadziej trzech wydzieleñ litostratygraficznych. Warstwy osadów w pojedyn- czych ³uskach zwykle przyjmuj¹ albo po³o¿enie normalne, albo odwrócone, i czêsto s¹ silnie przefa³do- wane. Tworz¹ one niemal wy³¹cznie fa³dy ze zginania. Jedynie w ods³oniêciu w potoku Wo³osatka, oko³o 500 m od granicy pañstwa polskiego, w obrêbie utworów warstw kroœnieñskich dolnych, pod nasuniê- ciem wy¿szej ³uski, wystêpuj¹ fa³dki o cechach fa³dów z p³yniêcia. Nasuniêcia ³usek s¹ na ogó³ strome. Nachylenie ich powierzchni zmienia siê zarówno po upadzie, jak i wzd³u¿ biegu, nawet w obrêbie jed- nego nasuniêcia. Powoduje to, ¿e poszczególne ³uski obocznie zanurzaj¹ siê jedna pod drug¹, wykli- nowuj¹ siê, a w przekroju poprzecznym maj¹ migda³owate kszta³ty lub przyjmuj¹ formê klina. Biegi powierzchni nasuniêæ pomiêdzy ³uskami w czêœci zachodniej obszaru badañ s¹ równoleg³e do linii prze- biegu nasuniêcia p³aszczowiny dukielskiej i dyslokacji brze¿nej centralnego synklinorium karpackiego. Natomiast w œrodkowej i wschodniej czêœci terenu s¹ one do niej lekko skoœne, skrêcone w kierunku równole¿nikowym. Im dalej na wschód, tym bardziej spod p³aszczowiny dukielskiej ods³aniaj¹ siê ³uski po³udniowej czêœci strefy przeddukielskiej, które z kolei obcina dyslokacja brze¿na. W efekcie daje to mozaikowy obraz budowy geologicznej omawianej jednostki. W tym obrazie wyró¿niaj¹ siê trzy zindy- widualizowane, ale bez wyraŸnych granic, strefy ³usek: po³udniowa, pó³nocna i œrodkowa. Po³udniowa strefa ³usek ci¹gnie siê pasem o szerokoœci do oko³o 1 km na przedpolu nasuniêcia p³aszczowiny dukielskiej. W przekroju poprzecznym wystêpuj¹ zwykle od dwóch do czterech ³usek, zbudowanych g³ównie z utworów warstw hieroglifowych, menilitowych, przejœciowych i kroœnieñskich dolnych. Strefa ta charakteryzuje siê tym, ¿e nasuniêcia rozdzielaj¹ce ³uski zapadaj¹ stromo na po³udnie.
45 W jej wschodniej czêœci warstwy w ³uskach zapadaj¹ monoklinalnie na po³udnie, niemal wy³¹cznie w po³o¿eniu normalnym. Wœród warstw o upadach w kierunku pó³nocnym przewa¿aj¹ po³o¿enia odwrócone. W czêœci zachodniej znajduj¹ siê ³uski, które czêœciowo maj¹ budowê synklinaln¹. Pó³nocna strefa ³usek ci¹gnie siê wzd³u¿ granicy z centralnym synklinorium karpackim. Jej szerokoœæ wynosi oko³o 500 m i nie przekracza 750 m. W przekroju poprzecznym sk³ada siê ona z od dwóch do trzech ³usek, zbudowanych g³ównie z utworów warstw przejœciowych i kroœnieñskich dolnych, rzadziej z grubo³awicowych piaskowców otryckich. W tej strefie nasuniêcia ³uskuj¹ce zapadaj¹ stromo na pó³noc z tendencj¹ zwiêkszania siê k¹tów upadów w g³¹b. Warstwy w obrêbie ³usek maj¹ kierunek zapadania niemal wy³¹cznie na pó³noc i czêsto przyjmuj¹ po³o¿enie odwrócone. £uski w tej strefie s¹ powszechniej sfa³dowane ni¿ w omówionej strefie ³usek po³udniowych, a fa³dy przybieraj¹ formê antyklin obalonych na po³udnie. Œrodkowa strefa ³usek nie tworzy ci¹g³ego pasa, gdy¿ w wielu miejscach jest poprzerywana przez nasuwaj¹ce siê na siebie wzajemnie ³uski strefy pó³nocnej i po³udniowej. W przekroju poprzecznym sk³ada siê z ³usek w liczbie od jednej do trzech, zbudowanych g³ównie z utworów warstw hieroglifo- wych, menilitowych i przejœciowych. Nasuniêcia rozdzielaj¹ce poszczególne ³uski s¹ strome i o zmien- nych upadach, zarówno w kierunku pó³nocnym, jak i po³udniowym. £uski wykazuj¹ wyraŸnie budowê antyklinaln¹. Antykliny te s¹ wtórnie przefa³dowane. Warstwy ³upków w obrêbie ³usek s¹ silnie zdefor- mowane, a piaskowce uleg³y porozrywaniu. Ods³oniêcia w górnych odcinkach dolin Prowczy i Wetlinki prezentuj¹ najlepsze przyk³ady takich struktur. Ca³a strefa przeddukielska jest pociêta gêst¹ sieci¹ uskoków ni¿szego rzêdu, wystêpuj¹cych w ods³oniêciach jako strefy brekcji lub drobne i œredniej wielkoœci uskoki. Czêœæ z nich kontynuuje siê w obrêbie osadów zarówno p³aszczowiny dukielskiej, jak i centralnego synklinorium karpackiego. Dominuj¹ uskoki przesuwcze o kierunkach SSE–NNW prawoskrêtne i SW–NE lewoskrêtne. Ponadto obszar strefy przecina w rejonie Ustrzyk Górnych du¿a strefa uskokowa o przebiegu po³udnikowym, kontynuuj¹ca siê równie¿ w obrêbie p³aszczowiny dukielskiej i na obszarze centralnego synklinorium karpackiego. Sk³adaj¹ siê na ni¹ strome uskoki zrzutowe. Kierunki ich zrzutów s¹ zmienne, przewa- ¿aj¹ jednak zrzucone wschodnie skrzyd³a. Dwie mniej wyraŸne zrzutowe strefy uskokowe biegn¹ po³udnikowo przez strefê przeddukielsk¹, nieco na zachód od Brzegów Górnych. Wzd³u¿ obu tych stref, na ró¿nych ich odcinkach, wystêpuj¹ zrzucone bez wyraŸnego uporz¹dkowania skrzyd³a b¹dŸ zachodnie, b¹dŸ wschodnie. Oko³o po³owa powierzchni arkusza, znajduj¹ca siê na pó³nocny wschód od dyslokacji brze¿nej, nale¿y do centralnego synklinorium karpackiego. Niemal ca³y ten obszar zajmuj¹ wychodnie utwo- rów oddzia³u otryckiego warstw kroœnieñskich, tworz¹ce du¿e fa³dy o zasiêgu regionalnym, których
46 najbardziej regularnymi elementami s¹ trzy g³êbokie synkliny: Ustrzyk Górnych, Terebowca i DŸwi- niacza Górnego. Fa³dy po³o¿one w pobli¿u strefy przeddukielskiej s¹ wstecznie obalone. Opisana wczeœniej dyslokacja brze¿na œcina po³udniowo-zachodnie skrzyd³o synkliny Ustrzyk Górnych, w którym zachowa³y siê utwory oddzia³u otryckiego maj¹ce do 800 m mi¹¿szoœci (w Ustrzykach Górnych). Znaczna mi¹¿szoœæ ska³ oddzia³u otryckiego (ok. 2000 m) zosta³a stwierdzona w czêœciowo pionowym, a czêœciowo wstecznie obalonym, pó³nocno-wschodnim skrzydle tej synkliny, co pozwala przypuszczaæ, ¿e warstwy te zosta³y pogrubione w wyniku zjawiska poœlizgów miêdzywarstwowych. Sugeruj¹ to powszechnie wystêpuj¹ce powierzchnie œciêæ, ukoœnych do powierzchni warstw piaskow- ców grubo³awicowych. Nie znaleziono jednak w tym skrzydle stref skoncentrowanego poœlizgu w po- staci kartowalnych uskoków pod³u¿nych. Przegub po³o¿onej dalej na pó³nocny wschód antykliny Suchych Rzek buduj¹ utwory dolnej czêœci oddzia³u otryckiego. Na pó³noc od granicy terenu arkusza w j¹drze wynurzaj¹ siê ska³y oddzia³u podo- tryckiego warstw kroœnieñskich (¯ytko, 1968). Od doliny potoku Szumlaczego przegub antykliny z bardzo silnie zmiêtymi i zbrekcjowanymi ska³ami biegnie do Kiczery nad Ustrzykami Górnymi. Na po³udniowy wschód od doliny Terebowca jest on przesuniêty przez uskok pod³u¿ny, wzd³u¿ którego u³o¿one lekko nieckowato osady warstw otryckich pó³nocno-wschodniego skrzyd³a antykliny, buduj¹ce grzbiet Szero- kiego Wierchu, nasuwaj¹ siê wstecznie na jej obalone po³udniowe skrzyd³o. Nastêpnym po³o¿onym w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru badañ elementem tektonicznym jest wstecznie obalona, na znacznych odcinkach niemal izoklinalna, synklina Terebowca (Tokarski, 1975), w której przegubie zachowa³a siê seria osadów ska³ nadotryckich a¿ po poziomy wapienia jasiel- skiego i wapienia z Zagórza. Po³udniowe skrzyd³o tej synkliny jest bardzo zredukowane, zapewne czêœciowo z powodu przyczyn tektonicznych, choæ znaczn¹ rolê wydaje siê te¿ odgrywaæ sedymenta- cyjne zmniejszanie siê mi¹¿szoœci serii piaskowców otryckich. W dolinie potoku Zwór ska³y warstw nadotryckich kontaktuj¹ z t¹ œcienion¹ i ukoœnie œciêt¹ seri¹ po³udniowego skrzyd³a wzd³u¿ pod³u¿nej dyslokacji o charakterze uskoku odwróconego. W zachodniej czêœci obszaru arkusza, w rejonie Caryñskiego, kontakt ten przyjmuje formê uskoku normalnego. Piaskowce otryckie w po³o¿eniu odwróconym, nale¿¹ce do pó³nocno-wschodniego skrzyd³a synkliny Terebowca i buduj¹ce pasmo Magury Stuposiañskiej, prze- chodz¹ ku pó³nocnemu wschodowi w szerok¹ strefê zwielokrotnionego przegubu antyklinalnego, ods³oniêtego w dolinie Wo³osatego, na pó³noc od Pszczelin. Jest to zapewne przed³u¿enie po³udniowej czêœci siod³a podwójnej antykliny Zatwarnicy (¯ytko, 1968; Œl¹czka, ¯ytko, 1979a, b; Œl¹czka, 1980), ale z powodu braku zdjêcia geologicznego obszaru na pó³noc od granicy terenu arkusza, miêdzy dolinami Wo³osatego i G³êbokiego, nie da siê stwierdziæ tego z ca³¹ pewnoœci¹. Ku po³udniowemu wschodowi wspomniany ju¿ wy¿ej przegub, podobnie jak przegub antykliny Suchych Rzek, przechodzi we wsteczne nasuniêcie z bardzo p³askim pó³nocnym skrzyd³em, tworz¹cym
47 ³uskê Jeleniowatego, która przed³u¿a siê poza wschodni¹ granicê obszaru arkusza (Haczewski i in., 1998). W dolinie Mucznego jej po³udniowy kraniec ulega podgiêciu w ³agodny przegub synklinalny u czo³a s¹siaduj¹cej od po³udniowego zachodu ³uski, zbudowanej z osadów warstw otryckich pó³nocno- -wschodniego skrzyd³a synkliny Terebowca, które tworz¹ one grzbiet Bukowego Berda. U podnó¿y pó³nocnych stoków Jeleniowatego spod masywnej p³yty piaskowców otryckich wy- nurzaj¹ siê lekko sfa³dowane i z³uskowane warstwy osadów oddzia³u podotryckiego, nasuniête na sil- nie zredukowane i miejscami obalone po³udniowo-zachodnie skrzyd³o g³êbokiej sykliny DŸwiniacza Górnego. Synklinê tê wype³nia seria ska³ warstw nadotryckich o zachowanej mi¹¿szoœci oko³o 1300 m (Haczewski i in., 1998). Jej pó³nocne skrzyd³o, zapadaj¹ce monoklinalnie pod k¹tem oko³o 30°, tylko czêœciowo mieœci siê w obrêbie obszaru badañ. Zachodnia czêœæ terenu arkusza jest niemal ca³kowicie pozbawiona uskoków poprzecznych. Wzd³u¿ doliny Wo³osatego przebiega z³o¿ona strefa uskoków kulisowych. Wzd³u¿ niej nastêpuj¹ opisane powy¿ej zmiany w budowie antykliny Suchych Rzek i przed³u¿enia antykliny Zatwarnicy. We wschodniej czêœci obszaru badañ bardzo licznie wystêpuj¹ uskoki, czêsto zbyt gêsto upakowane, aby mo¿na je by³o przedstawiæ na mapie geologicznej. Przewa¿aj¹ uskoki zrzutowe i zrzutowo-przesuwcze, o przebiegu g³ównie SW–NE. Wzd³u¿ prze³omowego odcinka doliny Wo³osatki, miêdzy Tarnic¹ a Menczy³em, przebiega wielki uskok Halicza (Tokarski, 1975), którego po³udniowo-wschodnie skrzyd³o jest zrzucone. Przesuwa on o oko³o 1 km wychodnie ska³ buduj¹cych synklinê Terebowca i ostatecznie ju¿ na obszarze arkusza DŸwiniacz Górny SMGP przebiega równolegle do doliny potoku Roztoki (Haczewski i in., 1998).
C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ
Najstarszymi utworami wystêpuj¹cymi na powierzchni w obrêbie arkusza s¹ górnokredowe osady warstw ³upkowskich (kampan–mastrycht) oraz nieco od nich m³odsze osady warstw ciœniañskich (mastrycht–paleocen), nale¿¹ce do profilu serii dukielskiej (tab. 2). Ich sedymentacja odbywa³a siê w zbiorniku morskim, pomiêdzy basenem œl¹skim (oddzielonym od niego przed³u¿eniem kordyliery œl¹skiej) a basenem magurskim, od którego by³ on z kolei odseparowany podmorskim wyniesieniem (Ksi¹¿kiewicz, red., 1962; Œl¹czka, 1963). Piaskowce warstw ciœniañskich powsta³y dziêki dzia³alnoœci pr¹dów zawiesinowych i gêstych sp³ywów grawitacyjnych, p³yn¹cych g³ównie z po³udniowego wschodu i wschodu. Grzbiet, bêd¹cy Ÿród³em materia³u klastycznego do budowy ska³ warstw ³upkow- skich i ciœniañskich, sk³ada³ siê przede wszystkim ze ska³ krystalicznych (granitognejsów, ³upków krystalicznych, i zmetamorfizowanych ska³ osadowych, takich jak fyllity), a w zachodniej czêœci – równie¿ z wapieni (Œl¹czka, 1971). W paleocenie, w trakcie sedymentacji osadów warstw ciœniañskich, z tego grzbietu nast¹pi³ du¿y sp³yw podmorski (lub kilka sp³ywów), który na odcinku przynajmniej 5 km osadzi³ pakiet piaskowców z okruchami ska³ krystalicznych.
48 T a b e l a 2 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA
Stratygrafia
Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³
Torfy — Q t h Akumulacja organiczna Martwica wapienna — Q Wytr¹canie CaCO z wód Ÿródlanych mt h 3 ¯wiry, piaski, i³y i mu³ki piaszczyste (mady) rzeczne tarasów t Erozja i akumulacja rzeczna w dolinach, zalewowych 0,5–2,0 m n.p. rzeki — f Q powstanie tarasów zalewowych ¿p h ¯wiry, piaski, i³y, mu³ki i gliny rzeczne tarasów nadzalewowych f tV
H o l o c e n 3,0–4,0 m n.p. rzeki — Q ¿p h ¯wiry, piaski, gliny i i³y rzeczne tarasów nadzalewowych 4,0–6,0 m Erozja i akumulacja rzeczna w dolinach, powstanie tarasów nadzalewowych n.p. rzeki — f Q tIV ¿p h
Gliny, gliny z rumoszami skalnymi i bloki (pakiety osuniêtego Grawitacyjne ruchy masowe, akumulacja fliszu) koluwialne — k g Q utworów koluwialnych Rumosze skalne (go³oborza) — z Q Wietrzenie mechaniczne i chemiczne, soli- ru flukcja i akumulacja utworów na stokach Gliny, gliny z rumoszami skalnymi, piaski i i³y deluwialne — Wietrzenie, sp³ukiwanie, soliflukcja, akumu- d Q g lacja utworów na stokach i w dnach dolin
¯wiry, piaski, gliny i mu³ki (py³y) rzeczne tarasów nadzalewowych Erozja i akumulacja rzeczna w dolinach, Zlodowacenia powstanie tarasów nadzalewowych f tIII pó³nocnopolskie 6,0–10,0 m n.p. rzeki — Q 4 Denudacja, erozja boczna, wietrzenie mrozowe ¿p p w strefie peryglacjalnej, soliflukcja na stokach Interglacja³ eemski Erozja wg³êbna w dolinach ¯wiry, piaski i gliny rzeczne tarasów nadzalewowych 11,0–15,0 m Erozja i akumulacja rzeczna w dolinach, Zlodowacenia f tII powstanie tarasów nadzalewowych œrodkowopolskie n.p. rzeki — Q 3 Denudacja, erozja boczna, wietrzenie mrozowe ¿p p w strefie peryglacjalnej, soliflukcja na stokach
CzwartorzêdInterglacja³ wielki Erozja wg³êbna w dolinach ¯wiry, piaski i gliny rzeczne tarasów nadzalewowych 20,0–35,0 m Erozja i akumulacja rzeczna w dolinach, Zlodowacenia f tI powstanie tarasów nadzalewowych po³udniowopolskie n.p. rzeki — Q 2 Denudacja, erozja boczna, wietrzenie mrozowe ¿p p w strefie peryglacjalnej, soliflukcja na stokach
P l e j s t o c e n Denudacja, tworzenie siê poziomu przydolin- Plejstocen dolny nego powierzchni zrównañ, kszta³towanie siê wspó³czesnej sieci rzecznej Denudacja, rozwój pasm górskich, a w ich ob- wodowych czêœciach poziomów œródgórskie- go i pogórskiego powierzchni zrównañ Pliocen Powstanie dyslokacji brze¿nej Powstawanie struktur fa³dowych w strefie przeddukielskiej i na obszarze centralnego synklinorium karpackiego
N e o g e n Wypiêtrzanie obszaru M i o c e n Fa³dowanie osadów p³aszczowin £upki szare i piaskowce (warstwy nadotryckie) – warstwy Szybka sedymentacja turbidytowa kroœnieñskie dolne — ³pcOl [œ]* Piaskowce grubo³awicowe – warstwy kroœnieñskie dolne — Wielkie sp³ywy piaszczyste pcOl [œ] Wapienie (wapieñ z Zagórza) – warstwy kroœnieñskie dolne — w Ol [œ] Sedymentacja pelagiczna z zakwitów Wapienie (wapieñ z Jas³a) – warstwy kroœnieñskie dolne — nanoplanktonu wapiennego w Ol [œ]
Bentonity – warstwy kroœnieñskie dolne — beOl [œ] Sedymentacja py³ów wulkanicznych £upki i mu³owce z egzotykami – warstwy kroœnieñskie dolne — Ol [œ] Podmorskie sp³ywy rumoszowe O l i g o c e n ³mc Piaskowce grubo³awicowe (piaskowce z Otrytu) i piaskowce P a l e o g e n oraz ³upki szare cienko³awicowe i œrednio³awicowe (warstwy Sedymentacja turbidytowa i z gêstych sp³ywów grawitacyjnych otryckie) – warstwy kroœnieñskie dolne — pcOl [œ] Mu³owce i ³upki z egzotykami – warstwy kroœnieñskie dolne — Podmorskie sp³ywy rumoszowe mc³ Ol [œ]
49 c d . t a b e l i 2
£upki szare i piaskowce cienko³awicowe (warstwy podotryckie) – Sedymentacja turbidytowa warstwy kroœnieñskie dolne — ³pcOl [œ] £upki szare i piaskowce cienko³awicowe z ³upkami czarnymi – warstwy przejœciowe — Ol1 [œ] ³pc Sedymentacja turbidytowa, rozwój redukcyj- £upki czarne, piaskowce cienko³awicowe i rogowce – warstwy nych warunków Oligocen dolny menilitowe — ³pcOl1 [œ] Wapienie (wapienie tylawskie) – warstwy menilitowe — Sedymentacja pelagiczna z zakwitów nano- O l i g o c e n planktonu wapiennego (czêœciowe wys³odze- w Ol1 [œ] nie wód basenu)
Eocen górny– Margle globigerynowe — oligocen dolny meE3 –Ol1 [œ] Sedymentacja hemipelagiczna i turbidytowa Eocen– oligocen £upki zielone oraz piaskowce cienko³awicowe, œrednio³awicowe Eocen górny i grubo³awicowe – warstwy hieroglifowe — ³pcE3 [œ] £upki zielone, piaskowce cienko³awicowe, œrednio³awicowe Sedymentacja turbidytowa Eocen dolny– i grubo³awicowe, mu³owce oraz margle – warstwy hieroglifowe — œrodkowy ³pcE1–2 [d] Zmiana œrodowiska redukcyjnego na dobrze E o c e n Eocen dolny £upki zielone i czerwone – ³upki pstre — ³ E1 [d] natlenione wody przydenne Sedymentacja turbidytowa i pelagiczna P a l e o g e n Piaskowce grubo³awicowe (piaskowce z Wielkiej Rawki) — Sedymentacja z gêstych sp³ywów grawitacyj- Paleocen–eocen nych, uaktywnienie siê nowych Ÿróde³ ali- dolny pcPc– E1 [d]
eocen mentacji Paleocen–
£upki czarne, piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe Zwolnienie tempa sedymentacji turbidytowej mu³owce oraz margle (warstwy z Majdanu) — ³ Pc [d] Paleocen
Piaskowce grubo³awicowe z ³upkami i piaskowcami œrednio³awi- Sedymentacja turbidytowa i z gêstych sp³ywów cowymi (warstwy ciœniañskie) – warstwy inoceramowe — grawitacyjnych pcCr3 –Pc [d] Sp³ywy podmorskie K r e d a – paleocen p a l e o gKreda e górna– n
£upki szare oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe Sedymentacja turbidytowa w basenie, w któ- Kampan–mastrycht z wk³adkami piaskowców grubo³awicowych (warstwy ³upkow- rym basen œl¹ski od dukielskiego oddziela skie) – warstwy inoceramowe — ³pcCrcp– m [d] podwodny grzbiet K r e d a K r e d a g ó r n a
* [d] seria dukielska, [œ] seria œl¹ska
W póŸnym paleocenie nast¹pi³o zwolnienie tempa i zmiana rodzaju sedymentacji. Gêste sp³ywy grawitacyjne z po³udniowego wschodu i wschodu mia³y ju¿ epizodyczny charakter, natomiast materia³ klastyczny by³ dostarczany do basenu przez bardziej rozcieñczone pr¹dy zawiesinowe. Okruchy ska³ metamorficznych i skaleni, licznie wystêpuj¹ce w warstwach ciœniañskich, zosta³y wówczas zast¹pione w sk³adzie osadów przez du¿e iloœci drobnoziarnistych piasków kwarcowych, bogatych w muskowit. Transport takiego materia³u mia³ miejsce z pó³nocy i pó³nocnego wschodu. Na prze³omie paleocenu i eocenu w basenie dukielskim nast¹pi³a zmiana cyrkulacji g³êboko- wodnej. Œrodowisko, g³ównie redukcyjne, panuj¹ce na dnie basenu w póŸnej kredzie i paleocenie, ust¹pi³o warunkom dobrego natlenienia wód przydennych. Efektem tej zmiany by³a sedymentacja ³upków pstrych. M³odsze (eoceñskie) osady hemipelagiczne wykazuj¹ ju¿ barwy wskazuj¹ce na sto- sunkowo dobrze natlenione dno basenu.
50 Na prze³omie paleocenu i eocenu oraz we wczesnym eocenie uaktywni³y siê nowe obszary ali- mentacji, dostarczaj¹ce z pó³nocy i pó³nocnego wschodu materia³ okruchowy bogaty w ska³y krysta- liczne, przede wszystkim metamorficzne. Gêste sp³ywy grawitacyjne z tego Ÿród³a, nios¹ce g³ównie piaski gruboziarniste i ¿wiry drobnookruchowe, utworzy³y pakiety piaskowców grubo³awicowych (piaskowce z Wielkiej Rawki). Podczas wczesnego i œrodkowego eocenu dominowa³a jednak sedymentacja turbidytów cienko- i œrednio³awicowych z du¿ym udzia³em osadów ilastych. Drobnoziarniste piaski kwarcowe z muskowi- tem stanowi³y g³ówny sk³adnik materia³u klastycznego. W tym czasie do rzadkoœci nale¿a³y gêste sp³ywy grawitacyjne, w których g³ówny materia³ stanowi³y œrednio- i gruboziarniste piaski kwarcowe z podrzêdnym udzia³em glaukonitu. Rozcieñczone i gêste pr¹dy zawiesinowe przemieszcza³y siê po dnie z pó³nocnego wschodu i wschodu. Równoczeœnie zanik³ po³udniowy obszar alimentacyjny, stano- wi¹cy w kredzie i paleocenie g³ówne Ÿród³o materia³u klastycznego. Dno basenu dukielskiego w póŸnym paleocenie i eocenie znajdowa³o siê na g³êbokoœci zbli¿onej do CCD (g³êbokoœci kompensacji wêglanu wapnia), czego wyrazem jest obecnoœæ hemipelagicznych ³awic margli, silnie zbioturbowanych, wœród bezwapnistych zielonych ³upków (warstwy hieroglifowe). Na prze³omie eocenu i oligocenu s³abo zaznaczy³a siê sedymentacja hemipelagicznych margli globigerynowych, których profil jest znacznie pe³niej rozwiniêty na innych obszarach, zarówno p³asz- czowiny dukielskiej, jak i œl¹skiej. Margle te wystêpuj¹ jedynie jako cienka warstwa w serii œl¹skiej, byæ mo¿e z powodu intensywniejszej ni¿ na innych obszarach sedymentacji klastycznej. Rozwój redukcyjnych warunków w basenie, charakterystyczny dla wczesnego oligocenu, spowo- dowa³ osadzenie siê ³upków menilitowych. Okres czêœciowego wys³odzenia wód powierzchniowych zbiornika zaznaczy³ siê masowymi zakwitami kokolitoforów przy braku otwornic planktonicznych i powsta- niem wapieni tylawskich. Za dowód na aktywnoœæ sejsmiczn¹ i naprê¿enia tektoniczne we wczesnym oligocenie mo¿na uznaæ obecnoœæ ¿y³ piaskowcowych w warstwach menilitowych i kroœnieñskich. Utwory warstw kroœnieñskich powsta³y w oligocenie, w koñcowym etapie rozwoju basenu fli- szowego. Ich depozycja z pr¹dów zawiesinowych odbywa³a siê w œl¹skiej czêœci basenu Paratetydy, miêdzy po³udniowym skrajem obszaru platformowego a wynurzonymi fragmentami orogenu Karpat wewnêtrznych. W tej partii zbiornika, której osady zachowa³y siê na obszarze arkusza, pr¹dy zawiesinowe sp³ywa³y równolegle do obecnej rozci¹g³oœci struktur, g³ównie z pó³nocnego zachodu, zapewne z po³udnio- wego skraju platformy waryscyjskiej. W póŸniejszej czêœci wczesnego oligocenu silnie zaznaczy³o sw¹ aktywnoœæ inne Ÿród³o mate- ria³u klastycznego, dostarczaj¹c od po³udnia i po³udniowego wschodu wielkie iloœci gruboziarnistych piasków w postaci skoncentrowanych, gwa³townie hamowanych na dnie basenu pr¹dów zawiesino- wych, z których powsta³y piaskowce otryckie. Lokalizacja i budowa tego obszaru Ÿród³owego pozwa- laj¹ wi¹zaæ go z pó³nocno-wschodnim przed³u¿eniem masywu marmaroskiego (D¿u³yñski, Œl¹czka,
51 1958) lub ze s³abo zdiagenezowanymi seriami piaskowcowymi pofa³dowej pokrywy tego¿ masywu i p³aszczowiny magurskiej, na której lub w obrêbie której osadza³y siê p³ytkomorskie wapienie organode- trytyczne i mikrytowe. W tym czasie rozpoczê³o siê fa³dowanie na terenie przysz³ej p³aszczowiny dukiel- skiej, a w po³udniowej czêœci basenu œl¹skiego powsta³y równoleg³e obni¿enia dna, zgodne z rozci¹g³oœci¹ dzisiejszych struktur tektonicznych. W tych obni¿eniach synklinalnych wystêpowa³ wzrost mi¹¿szoœci piaskowców otryckich w kierunku pó³nocnym, a w ich skrzyd³ach – asymetria mi¹¿szoœci utworów warstw kroœnieñskich (¯ytko, 1968; Kuœmierek, 1981; Haczewski, 1981, 1996). W trakcie sedymen- tacji piaskowców otryckich nast¹pi³a seria podmorskich osuwisk i gêstych sp³ywów (Œl¹czka, 1961). Zawiera³y one bardzo grubookruchowy materia³ egzotyczny, pochodz¹cy z terenu o budowie podobnej do obszaru Ÿród³owego piaskowców otryckich, a tak¿e p³ytkomorskie wapienie przybrze¿nej czêœci basenu z domieszk¹ ró¿nych elementów z podœcielaj¹cych utworów fliszowych. W póŸnym oligocenie ustanie dostawy materia³u klastycznego z po³udnia spowodowa³o powstanie serii cienko³awicowej warstw kroœnieñskich z przewag¹ ³upków. Utwory te osadzi³y siê z rozcieñczo- nych pr¹dów zawiesinowych, dop³ywaj¹cych z pó³nocnego zachodu, wzd³u¿ obni¿eñ w dnie basenu, wyd³u¿onych zgodnie z orientacj¹ obecnych synklin. Tempo akumulacji pozosta³o szybkie, o czym œwiadczy nagromadzenie siê oko³o 150 m osadów pomiêdzy wapieniami (pomiêdzy wapieniem jasiel- skim a wapieniem z Zagórza), co stanowi ich mi¹¿szoœæ maksymaln¹ na ca³ym obszarze wystêpowania obu tych poziomów. W póŸnym oligocenie trzykrotnie wyst¹pi³y epizody silnych zakwitów nanoplank- tonu wapiennego, zw³aszcza gatunku Cyclicargolihtus floridanus, które zaznaczy³y siê powstaniem przewodnich chronohoryzontów wapieni – wapienia jasielskiego, wapienia z Zagórza i nienazwanego poziomu wapiennego pomiêdzy nimi. Tak¿e w tym czasie kilkakrotne wielkie sp³ywy piaszczyste z pó³noc- nego zachodu osadzi³y materia³ piaskowców grubo³awicowych, buduj¹cych Kiczerê Dydiowsk¹. Wynurzenie obszaru mog³o nast¹piæ jeszcze we wczesnym miocenie, kiedy sfa³dowaniu uleg³a po³udniowa czêœæ p³aszczowiny œl¹skiej pod naciskiem ³uskowanej i nasuwaj¹cej siê p³aszczowiny dukielskiej. W strefie przeddukielskiej powsta³y wtórnie z³uskowane symilarne struktury fa³dowe o promie- niach rzêdu setek metrów, a w centralnym synklinorium karpackim – szerokopromienne fa³dy koncen- tryczne. W nastêpnym etapie (œrodkowy miocen?) nast¹pi³o ³uskowanie strefy przeddukielskiej i powstanie dupleksów pod nasuwaj¹c¹ siê p³aszczowin¹ dukielsk¹. PóŸniej (w póŸnym miocenie?) powsta³a gêsta sieæ ponasuniêciowych uskoków przesuwczych w strefie przeddukielskiej, przecinaj¹cych równie¿ nasuniêcie p³aszczowiny dukielskiej. W trakcie póŸniejszego wypiêtrzania obszaru centralnego syn- klinorium karpackiego uformowa³a siê dyslokacja brze¿na jako uskok odwrócony i nawieszony, ze zrzuconym po³udniowym skrzyd³em. W pobli¿u dyslokacji brze¿nej pierwotnie nachylone na pó³noc ³uski zosta³y przechylone na po³udnie. Powsta³y ³uski pó³nocnej czêœci strefy przeddukielskiej. Prawo- skrêtne ruchy przesuwcze (u schy³ku miocenu?) doprowadzi³y do pociêcia dyslokacji brze¿nej usko- kami przesuwczymi o kierunku NE–SW. NajpóŸniej ze struktur tektonicznych utworzy³y siê du¿e
52 strefy uskoków zrzutowych, przecinaj¹ce poprzecznie p³aszczowiny œl¹sk¹ i dukielsk¹ – strefa uskokowa w rejonie Ustrzyk Górnych i doliny Wo³osatego oraz strefy w rejonie Brzegów Górnych i Wetliny. Powstaniu tych struktur towarzyszy³o wypiêtrzanie ca³ego obszaru, jeszcze niezakoñczone ostatecznie. Po wynurzeniu siê obszaru, a zapewne przed koñcem fa³dowania, rozpocz¹³ siê denudacyjny etap rozwoju rzeŸby. W pliocenie procesy erozyjne i planacyjne, œciœle uzale¿nione od struktury pod³o¿a, zapocz¹tkowa³y rozwój grzbietów po³onin i pasma granicznego. Na ich obwodach uformo- wa³y siê dwa stopnie powierzchni zrównania – œródgórskiej i pogórskiej (Starkel, 1965, 1972; Pêkala, 1971a, 1997; Henkiel, 1977). Prawdopodobnie nie by³o jeszcze wtedy poprzecznych prze³omów rzek przez grzbiety po³onin, a Wo³osatka i San mog³y nale¿eæ do dwóch ró¿nych zlewni. Rozwój rzeŸby w czwartorzêdzie postêpowa³ w rytmie zmian klimatu (Dziewañski, Starkel, 1962; Henkiel, 1972; Starkel, 1988, 1993). Jeszcze we wczesnym plejstocenie uformowa³ siê denudacyjny poziom przydolinny, a sieæ rzeczna przybra³a uk³ad podobny do dzisiejszego (Henkiel, 1977; Pêkala, 1971a, 1997). Deniwelacje terenu osi¹ga³y wtedy 400–500 m. W Obni¿eniu Œródbieszczadzkim coraz wyraŸniejsze stawa³y siê poprzeczne garby wododzielne (Prze³êcz nad Brzegami Górnymi, Prze³êcz Wy¿niañska, prze³êcz Beskid). Nastêpstwem wahañ klimatu w plejstocenie by³y cykliczne zmiany pro- cesów morfogenetycznych. W fazach zimnych na grzbietach i stokach postêpowa³o intensywne wietrzenie mechaniczne i soliflukcja, a w dolinach – akumulacja rzeczna. W fazach ciep³ych przewa¿a³o wietrzenie chemiczne ska³, zmywy zwietrzelin i rozcinanie nagromadzonych uprzednio pokryw osadowych. Poziom przydolinny by³ niszczony ju¿ przed zlodowaceniami po³udniowopolskimi. Osady z tych zlodowaceñ le¿¹ u podnó¿y jego zachowanych fragmentów. W dolinie Wo³osatki, w Wo³osatem, wskutek procesów wietrzenia w strefie peryglacjalnej i soliflukcji zosta³ on przekszta³cony w obszerne sp³aszczenie denudacyjne typu glacis (Pêkala, 1966, 1971a; Henkiel, 1972). Potoki sp³ywaj¹ce z grzbietu Szerokiego Wierchu i Tarnicy sypa³y na powierzchniê tego poziomu rozleg³e sto¿ki nap³ywowe, spychaj¹c koryto Wo³osatki pod przeciwleg³e zbocze. Najsilniej by³ on przekszta³cany w okresach zlodowaceñ. W trakcie zlodowaceñ po³udniowopolskich u podnó¿y stoków gromadzi³y siê gliny z gruzem pochodzenia soliflukcyjnego, a w korytach Sanu, Wo³osatki i Wo³osatego – ¿wiry o mi¹¿szoœci co naj- mniej kilku, a nawet kilkunastu metrów. Obecnie ich pozosta³oœci znajduj¹ siê w pokrywach tarasu wysokiego (20,0–35,0 m n.p. rzeki), na skalnym cokole o wysokoœci 10–20 m. Koryto Wo³osatki przy po³¹czeniu z Terebowcem le¿a³o wówczas dalej na wschód (na garbie powy¿ej koœcio³a w Ustrzykach Górnych). W interglacjale wielkim rozciêcie nagromadzonych osadów rzecznych siêgnê³o tak¿e ich skalnego pod³o¿a. Doliny walne, biegn¹ce od g³ównych grani, zosta³y pog³êbione o oko³o 10–15 m, a powy¿ej potoku Zwór w Wo³osatem rozciêcie siêgnê³o nawet do poziomu dzisiejszego koryta Wo³osatki (Pêkala, 1966). W tym okresie utrwala³ siê wielki meander Sanu w rejonie Dydiowej.
53 W czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich w dolinach ponownie przewa¿a³a akumulacja ¿wirów rzecznych, wymieszanych z materia³em soliflukcyjnym. W przyzboczowych strefach den dolinnych i na resztkach starszych warstw ¿wirów gromadzi³y siê pokrywy gliniasto-gruzowe, a u wylotów bocznych potoków powsta³y sto¿ki nap³ywowe (m.in. sto¿ki Kostywskiego i Zakopañca). ¯wiry z ówczesnej fazy akumulacji, o mi¹¿szoœci oko³o 5–10 m, zachowa³y siê resztkowo do dziœ na cokole tarasu œred- niego (11,0–15,0 m n.p. rzeki). W interglacjale eemskim nagromadzona warstwa ¿wirów zosta³a rozciêta a¿ do sp¹gu. Miejsca- mi, a zw³aszcza w prze³omowych odcinkach dolin, rozciêcie to siêgnê³o równie¿ do ich skalnego pod³o¿a, na g³êbokoœæ 5–10 m. Powy¿ej ujœcia Zworu do Wo³osatki pog³êbienie doliny osi¹gnê³o poziom wystêpuj¹cy w interglacjale wielkim. Ten fragment doliny Wo³osatki (pomiêdzy potokami Zwór i Polaniec) odznacza siê obecnoœci¹ najni¿szych coko³ów skalnych tarasów (czêœæ prawobrze¿na). Na przewa- ¿aj¹cej d³ugoœci tej doliny m³odsze osady pokrywy aluwialnej s¹ w³o¿one w starsze warstwy ¿wirów. Ponowna faza akumulacji ¿wirów w dolinach przypada na okres zlodowaceñ pó³nocnopolskich. Z tego okresu pochodz¹ ¿wiry tarasu 6,0–10,0 m n.p. rzeki i miejscami sp¹gowa czêœæ ¿wirów tarasu 4,0–6,0 m n.p. rzeki (m.in. ko³o torfowiska w Wo³osatem). Najwiêksze objêtoœci aluwiów osadzi³y Rzeczyca i Wo³osatka w kotlinie Ustrzyk Górnych. U wylotów potoków sp³ywaj¹cych z po³onin by³y sypane ¿wirowo-gruzowe sto¿ki nap³ywowe, a soliflukcyjne gliny ze zboczy zazêbia³y siê z osadami rzecznymi lub je przykrywa³y (Brzegi Górne). Równoczeœnie nastêpowa³o przesuwanie koryta Wo³osatki w wyniku stopniowej erozji jej lewego brzegu, a w miejscach ³¹czenia siê jej z innymi poto- kami – podpiêtrzanie wód przez osady rosn¹cych sto¿ków. Na po³oninach w okresie zlodowaceñ warunki strefy peryglacjalnej nasila³y rozwój pokryw rumo- wiskowych. Na stokach i grzbietach zosta³y wypreparowane pakiety odporniejszych piaskowców w formie grzêd, progów strukturalnych i œcian skalnych. W ich otoczeniu wykszta³ci³y siê ró¿ne pokrywy stokowe (Baumgart-Kotarba, 1971; Pêkala, 1969). Procesy wietrzenia mechanicznego na stokach musia³y byæ intensywne, gdy¿ gruz i gliny wystêpuj¹ w du¿ej iloœci w ówczesnych aluwiach w dolinach. Wiêkszoœæ obecnych rumowisk na po³oninach tworzy³a siê w czasie zlodowaceñ pó³nocnopolskich, jakkolwiek ich rozwój trwa do dziœ (Pêkala, 1969, 1971b). W holocenie wahania klimatu by³y mniejsze ni¿ w plejstocenie, ale procesy korytowe i stokowe mia³y podobny jak wczeœniej przebieg. W okresach preoborealnym, borealnym i atlantyckim formowa³ siê taras Wo³osatki 4,0–6,0 m n.p. rzeki poprzez rozcinanie osadów z ostatniego zlodowacenia i ich ponown¹ nadbudowê w pocz¹tkach holocenu (kopalne rynny korytowe ko³o torfowiska w Wo³osa- tem). Ostatecznie taras ten uformowa³ siê w okresie atlantyckim. Na jego powierzchni w po³owie okresu atlantyckiego (Marek, Pa³czyñski, 1962; Pa³czyñski, 1962) lub u schy³ku okresu atlantyckiego i na pocz¹tku okresu subborealnego (Ralska-Jasiewiczowa, 1972, 1980) zaczê³a siê w kotlinie Ustrzyk Górnych powolna akumulacja torfów.W Wo³osatem torfowisko na poziomie 4,0–6,0 m n.p. rzeki zaczê³o siê
54 tworzyæ pod koniec okresu subborealnego. W tym samym okresie, w wê¿szych ju¿ korytach rzek, nastêpowa³a akumulacja ¿wirów, bêd¹cych dziœ pokryw¹ tarasu 3,0–4,0 m n.p. rzeki. Taras ten uformo- wa³ siê u schy³ku subborea³u, w wyniku pog³êbienia siê koryt rzecznych. Nad przysió³kiem Wide³ki powsta³o wówczas rozleg³e i g³êbokie osuwisko, gdzie tak¿e osadzi³y siê torfy (2740 +39, –40 lat BP). Prawdopodobnie w tym samym czasie utworzy³o siê tak¿e wielkie osuwisko na Jeleniowatym, które prze- grodzi³o dolinê potoku Mucznego, spiêtrzaj¹c jego wody w jezioro o g³êbokoœci do oko³o 40 m i d³ugoœci oko³o 2 km. W okresie subatlantyckim nastêpowa³o lokalnie dalsze rozcinanie koryt rzek i wynoszenie z nich starszych aluwiów lub ich nadbudowa. Koryta pog³êbi³y siê w prze³omowych odcinkach dolin oraz w Rzeczycy, Wetlince i Górnej Solince, a wzd³u¿ Wo³osatki i Sanu – jedynie na krótkich odcinkach. W okresie subatlantyckim zaznaczy³y siê tak¿e dwie fazy intensywniejszego rozcinania koryt, przedzielone okresami przewa¿aj¹cej akumulacji aluwiów. Starsze osady aluwialne s¹ ¿wirowe, m³odsze – piaszczysto-mu³kowe. Zmiana frakcji osadów wi¹¿e siê z wprowadzeniem osadnictwa i rolnictwa na obszarze tutejszych dolin ju¿ w czasach historycznych (o czym œwiadcz¹ wyniki datowañ mad Wo³osatego w Ustrzykach Górnych i Bere¿kach oraz Sanu ko³o Mucznego). Na zboczach wylesionych i zamienio- nych na pola orne intensywna erozja i sp³ukiwanie glin zasila³y rzeki materia³em drobnoziarnistym, osadzaj¹c mi¹¿sz¹ warstwê mad na powierzchni tarasu 1,0–2,0 m n.p. rzeki. W wyniku eliminacji osadnictwa i rolnictwa, szczególnie w latach 50. i 60. XX w., nastêpuje szybkie zacieranie form antro- pogenicznych. Procesy korytowe i stokowe, przy ponownej ekspansji lasu i zadarnieniu stoków, przywracaj¹ pierwotny krajobraz (m.in. pog³êbianie koryt, zanik zmywów na zboczach).
IV. PODSUMOWANIE
Wyniki prac kartograficznych wskazuj¹, ¿e na budowê geologiczn¹ obszaru arkusza Ustrzyki Górne najsilniej wp³ynê³a obecnoœæ p³aszczowiny dukielskiej, nasuwaj¹cej siê na brze¿n¹ czêœæ p³aszczowiny œl¹skiej, w której mi¹¿szoœæ piaskowców otryckich gwa³townie maleje ku po³udniowemu zachodowi. Zró¿nicowanie facjalne serii œl¹skiej, spowodowane zapewne sedymentacj¹ utworów blisko podstawy sk³onu podmorskiego, doprowadzi³o do wyodrêbnienia strefy przeddukielskiej, znacznie silniej zdeformowanej i le¿¹cej pomiêdzy dwoma rejonami, o których stylu strukturalnym zadecydo- wa³a obecnoœæ bardzo grubo³awicowych oraz niepodatnych na zniekszta³cenia serii piaskowcowych. Strefa uskokowa w rejonie Wo³osatego wyznacza w budowie centralnego synklinorium karpackiego granicê, wzd³u¿ której zaczyna siê szybka zmiana stylu tektonicznego – obserwuje siê przejœcie od doœæ regularnych, stromych fa³dów przechylonych na pó³nocny zachód do struktur silnie z³uskowanych ku po³udniowemu wschodowi. Tendencja ta widoczna jest dalej, ju¿ na obszarze arkusza DŸwiniacz Górny, gdzie znaczne zmiany zachodz¹ na linii uskoku Halicza i strefy uskokowej Czeremszanika.
55 Na obszarze badañ, w g³êbokiej synklinie DŸwiniacza Górnego, podobnie jak w synklinie Be- niowej na terenie arkusza DŸwiniacz Górny, zachowa³y siê najm³odsze osady warstw kroœnieñskich bieszczadzkiej czêœci centralnego synklinorium karpackiego. Maksymalne mi¹¿szoœci osi¹ga tu te¿ seria z piaskowcami otryckimi (pó³nocno-wschodnie skrzyd³o synkliny Ustrzyk Górnych). Dane z nowych stanowisk osadów z egzotykami w warstwach kroœnieñskich w po³¹czeniu z obserwacjami przepro- wadzonymi na terenie arkuszy DŸwiniacz Górny (Haczewski i in., 1998) i Lesko (Malata i in., 1997) wykorzystano do korelacji profili utworów warstw kroœnieñskich w tym rejonie. Stwierdzono po raz pierwszy wystêpowanie poziomu wapieni tylawskich w Bieszczadach oraz obecnoœæ nieznanego wczeœniej poziomu bentonitowego w osadach nadotryckiej czêœci warstw kroœnieñskich. Wyznaczone w trakcie prac kartograficznych du¿e osuwiska nale¿¹ do najwiêkszych znanych w Bieszczadach. W utworach osuwisk znaleziono tak¿e torfy, z których pobrano próbki do datowañ radio- wêglowych. Wiek torfów z osuwiska nad Wide³kami ustalono na 2740 (+39, –40) lat BP (Kuc, 1999). Za pomoc¹ metody radiowêglowej wydatowano tak¿e próbki pobrane z utworów torfowisk roz- winiêtych na tarasach rzecznych (na Wo³osatym w Ustrzykach Górnych) oraz z mad tarasu zalewowego (zakole Sanu w rejonie Dydiowej, na Wo³osatym w Bere¿kach i w Ustrzykach Górnych oraz na Wo³osatce w Wo³osatem). Dalsze badania geologiczne na obszarze arkusza Ustrzyki Górne powinny przynieœæ bardziej szczegó³owe poznanie budowy strefy przeddukielskiej, a tak¿e wyjaœnienie roli deformacji synsedy- mentacyjnej w depozycji utworów warstw kroœnieñskich centralnego synklinorium karpackiego (¯ytko, 1968; Haczewski, 1981; Kuœmierek, 1981) i skali diachronizmu granicy miêdzy warstwami ³upkowskimi i ciœniañskimi.
Kraków, Warszawa, 2001 r.
LITERATURA
A d a m c z y k B . , Z a r z y c k i K . , 1963 — Gleby bieszczadzkich zbiorowisk leœnych. Acta Agr. et Silv., 3. Baumgart-Kotarba M., 1971 — Cryonival features of flysch ridge crests in the Carpathians. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 5. B¹k K., 2000a — Wyniki badañ mikropaleontologicznych wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000 – jednostka dukielska. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. B ¹ k K . , 2000b — Wyniki badañ mikropaleontologicznych wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000 – jednostka œl¹ska (strefa przeddukielska i centralna depresja). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. B ¹ k K . , 2000c — Zestawienie oznaczeñ petrograficznych p³ytek cienkich ska³ wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. D a n y š W . W . , 1973 — Geo³ogija zachidnoj èastini pidennowo shi³u ukrainskich Karpat. Naukowa Dumka. Kijów.
56 Dziewañski J., Starkel L., 1962 — Dolina Sanu miêdzy Solin¹ a Zwierzyniem w czwartorzêdzie. Pr. Geogr. Inst. Geogr. Przestrz. Zagosp. PAN, 36. D ¿ u ³ y ñ s k i S . , Œ l ¹ c z k a A . , 1958 — Sedymentacja i wskaŸniki kierunkowe transportu w warstwach kroœnieñskich. Rocz. Pol. Tow. Geol., 28, 3. G a r e c k a M . , 1999 — Wyniki badañ nannoplanktonu wapiennego wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000; cz. 1. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. G a r e c k a M . , 2000 — Wyniki badañ nannoplanktonu wapiennego wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000; cz. 2. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. G e d l P . , 2000 — Ekspertyza palinologiczna dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddzia³ Karpacki, Kraków. Haczewski G., 1971 — Sprawozdanie z badañ przeprowadzonych w latach 1970–1971 na arkuszu £upków, mapy 1:200 000 (maszynopis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddzia³ Karpacki, Kraków. Haczewski G., 1972a — Budowa pó³nocnego brzegu jednostki dukielskiej w rejonie Ustrzyk Górnych. Zesz. Nauk. AGH, Geologia, 14. HaczewskiG., 1972b — Badania geologiczne miêdzy Smolnikiem a Mucznem w Bieszczadach. Kwart. Geol., 16. Haczewski G., 1981 — Extent and lateral variation of individual turbidites in flysch, horizons with Jas³o limestones, Krosno Beds, Polish Carpathians. Stud. Geol. Pol., 68. Haczewski G., 1989 — Poziomy wapieni kokkolitowych w serii menilitowo-kroœnieñskiej – rozró¿nianie, korelacja i geneza. Ann. Soc. Geol. Pol., 59. Haczewski G., 1992 — Kot³y wirowe w potokach bieszczadzkich. W: Przew. Sem. Sedymentologicznego Osady i procesy sedymentacji w œrodowiskach i systemach depozycyjnych w zapisie wspó³czesnym i kopalnym. (Wojewoda J., Zwoliñski Z., red.). Poznañ 31 sierpnia–2 wrzeœnia. Haczewski G., 1996 — Oligocene laminated limestones as a high-resolution correlator of Oligocene palaeoseismici- ty, Polish Carpathians. W: Palaeoclimatology and palaeoceanography from laminated sediments. (Kemp A.E.S., red.) Geol. Soc. London, Spec. Publ., 116. H a c z e w s k i G . , 2000 — Zestawienie oznaczeñ petrograficznych p³ytek cienkich ska³ wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) SMGP 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. H a c z e w s k i G . , B ¹ k K . , 1994 — Projekt prac geologicznych w sprawie opracowania i wydania Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000 arkusze: Lutowiska (1066), Ustrzyki Górne (1068), DŸwiniacz Górny (1069). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Haczewski G., B¹k K., Kukulak J., 1998 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. DŸwiniacz Górny (1069) (wraz z Objaœnieniami). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. H e m p e l J . , 1951 — Orzeczenie geologiczne terenu naftowego w Stuposianach (maszynopis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddzia³ Karpacki, Kraków. H e n k i e l A . , 1972 — Plejstoceñskie sp³aszczenia denudacyjne w Karpatach. Ann. UMCS Sect. B, 27. H e n k i e l A . , 1977 — Zale¿noœæ rzeŸby Karpat zewnêtrznych od budowy geologicznej jednostek fliszowych i ich g³êbokiego pod³o¿a (na przyk³adzie wschodniej czêœci Karpat polskich). Rozpr. Hab. UMCS, Lublin. H e n k i e l A . , 1982 — O pochodzeniu kratowej sieci rzecznej Beskidów Wschodnich. Czas. Geogr., 53, 1. H e n k i e l A . , 1997 — Mikroregiony geomorfologiczne Bieszczadów polskich. Ann. UMCS Sect. B, 52, 9.
57 J a n k o w s k i L . , Œ l ¹ c z k a A . , 2000 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Jab³onki (1065). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. J a n k o w s k i L . , Œ l ¹ c z k a A . , 2014 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Jab³onki (1065). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] K o n d r a c k i J . , 2009 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. K o r á b T . , 1983 — Geologická Mapa Nízkych Beskýd – Východná èast 1:50 000 Geol. Ústav Dionýza Štura. Bratislava. Koráb T., Durkoviè T., 1978 — Geológia Dukelskej jednotky (flyš wýchodného Slovenska). Geol. Ústav. Dionýza Štura. Bratys³awa. KoszarskiL.,WieserT.,¯ytkoK., 1960 — Tufity z warstw kroœnieñskich z Berehów Górnych w Bieszczadach. Kwart. Geol., 4, 2. KoszarskiL.,Œl¹czkaA.,¯ytkoK., 1961 — Stratygrafia i paleogeografia jednostki dukielskiej w Bieszczadach. Kwart. Geol., 5, 3. Królikowski B., Muszyñski M., 1969 — Piêtrowa budowa fa³du Suchych Rzek na N od Po³oniny Caryñskiej. Prz. Geol., 17, 9. Ksi¹¿kiewicz M . (red.), 1962 — Atlas Geologiczny Polski. Zagadnienia stratygraficzno-facjalne. 1:600 000. 13. Kreda i starszy trzeciorzêd w polskich Karpatach zewnêtrznych. Inst. Geol., Warszawa. K u c T . , 1999 — Sprawozdanie z wykonania oznaczeñ wieku metod¹ 14C. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. K u k u l a k J . , 2000 — Wyniki analiz litologiczno-petrograficznych osadów pobranych z ods³oniêæ, sond wiertniczych i wkopów ziemnych wykonanych dla arkusza Ustrzyki Górne (1068) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Kuœmierek J. , 1979 — Deformacje grawitacyjne, nasuniêcia wsteczne a budowa wg³êbna i perspektywy naftowe przedpola jednostki dukielskiej w Bieszczadach. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, 114. Kuœmierek J., 1981 — Analiza paleostrukturalna serii otryckiej (po³udniowo-wschodnia czêœæ centralnej depresji karpackiej). Geologia, 7, 3. Kuœmierek J., Tokarski A. , 1965 — Bieszczadzki skrêt czo³owy fa³du Iwonicza. Nafta, 21, 11. L e š k o B . , N e m è o k J . , K o r á b T . , 1960 — Flyš Uskej hornatiny. Geol. Práce, Správy, 19. Lipka K., Godziemba-Czy¿ W., 1970 — Torfowiska i m³aki zlewni potoku Wo³osatka w Bieszczadach Zachodnich. Zesz. Nauk. WSR Krak., Melior., 59, 4. M a l a t a T . , J a n k o w s k i L . , ¯ y t k o K . , 2006 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lutowiska (1066) i ark. Lutowiska E (1084). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. M a l a t a T . , J a n k o w s k i L . , ¯ y t k o K . , 2014 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lutowiska (1066) i ark. Lutowiska E (1084). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] M a l a t a T . , M a r c i n i e c P . , S t a r k e l L . , 1997 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lesko (1058) (wraz z Objaœnieniami). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Marek S., Pa³czyñski A. , 1962 — Torfowiska wysokie w Bieszczadach Zachodnich. Zesz. Probl. Postêp. Nauk Rol., 34. M a s t e l l a L . , 1995 — Mapa Tektoniczna (wraz z Objaœnieniami) jednostki przeddukielskiej (miêdzy Roztokami Dol- nymi i Ustrzykami Górnymi) w skali 1:25 000. Arch. Inst. Geol. Podst., UW, Warszawa. Mochnacka K., Tokarski A.K., 1972 — Nowe stanowisko egzotyków z warstw kroœnieñskich w okolicy Ustrzyk Górnych (Bieszczady). Rocz. Pol. Tow. Geol., 42, 2–3.
58 N o t h J . , 1917 — Verbreitung der Erdölzone in den Karpathenländern und die Zukunft der Erdölgewinnung in densel- ben nach dem Kriege. Zs. Intern. Verein. Bohringenieure u. Bohrtechniker, Wiedeñ. O l s z e w s k a B . , 1980 — Stratygrafia osadów kredy górnej i paleogenu w centralnej czêœci jednostki dukielskiej na podstawie otwornic. Biul. Inst. Geol., 326. O p o l s k i Z . , 1926 — Sprawozdanie z badañ geologicznych wykonanych w r. 1925 (ark. Stary Sambor, Wola Michowa, Lisko (Lesko) i Ustrzyki Dolne). Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 15. O p o l s k i Z . , 1927 — Sprawozdanie z badañ geologicznych, wykonanych na arkuszach Wola Michowa, Lisko (Lesko), Ustrzyki Górne. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 4. O p o l s k i Z . , 1930 — Zarys tektoniki Karpat miêdzy Os³aw¹–£upkowem a U¿okiem–Siankami. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 5, 3–4. O p o l s k i Z . , 1933 — O stratygrafii warstw kroœnieñskich. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 7, 4. O p o l s k i Z . , 1935 — Sprawozdanie z badañ geologicznych, wykonanych w r. 1934 na arkuszach Dydjowa, Smorze, Wo³owiec, Wielka Berezna. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 42. P a ³ c z y ñ s k i A . , 1962 — £¹ki i pastwiska w Bieszczadach Zachodnich. Studia geobotaniczno-gospodarcze. Rocz. Nauk Roln., Ser. D – Monogr., 99-D. P ê k a l a K . , 1966 — Wp³yw lokalnych podstaw erozyjnych na kszta³towanie systemu teras (na przyk³adzie dorzecza Wo³osatego). Ann. UMCS Sect. B, 21, 8. P ê k a l a K . , 1969 — Rumowiska skalne i wspó³czesne procesy morfogenetyczne w Bieszczadach Zachodnich. Ann. UMCS Sect. B, 24, 2. P ê k a l a K . , 1971a — Elementy rzeŸby przedczwartorzêdowej w dorzeczu górnego Sanu w Bieszczadach. Ann. UMCS Sect. B, 26, 9. P ê k a l a K . , 1971b — The development of block fields in the Western Bieszczady. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 5. P ê k a l a K . , 1997 — RzeŸba Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Rocz. Bieszczadzkie, 6. Pêkala K., Ralska-Jasiewiczowa M., 1972 — The site I-2. Wo³osate. W: Excursion Guide-Book Sympo- sium of the INQUA Commission on Studies of the Holocene. Changes in the Palaeogeography of valley floors during the Holocene. First Part: The Polish Carpathians. Polish Academy of Sciences; Committee for Quaternary Research. R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M . , 1969 — Œlady kultury cz³owieka w diagramach py³kowych z Bieszczadów Zachod- nich. Acta Archaeologica Carpathica, 11, 1. Ralska-Jasiewiczowa M., 1972 — The forests of the Polish Carpathians in the Late Glacial and Holocene. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 6. R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M . , 1980 — Late Glacial and Holocene vegetation of the Bieszczady Mts (Polish Eastern Carpathians). PWN, Kraków. Rubinkiewicz J., 1996 — Tektonika strefy nasuniêcia dukielskiego w zachodniej czêœci Bieszczadów. Prz. Geol., 44, 12. R u b i n k i e w i c z J . , T o m a s z c z y k M . , 2009 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Wetlina (1067) (wraz z Objaœnieniami). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. S k i b a , S . , 1993 — Pokrywa glebowa Bieszczadzkiego Parku Narodowego i jej rola w funkcjonowaniu ekosystemów. Rocz. Bieszczadzkie, 2. SkibaS.,DrewnikM.,PrêdkiR.,SzmucR., 1998 — Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Monogr. Bieszczadzkie, 2.
59 Skwirczyñski A., Œwiêch Z., 1969 — Po³udniowo-zachodnie skrzyd³o bieszczadzkiego fa³du Bukowego Berda (Zatwarnicy) po obu stronach prze³omu Wo³osatego (praca magisterska). Arch. Wydz. Geol., Geofiz. i Ochr. Œrod. AGH, Kraków. S t a r k e l L . , 1965 — Rozwój rzeŸby polskiej czêœci Karpat Wschodnich (na przyk³adzie dorzecza górnego Sanu). Pr. Geogr. Inst. Geogr. Przestrz. Zagosp. PAN, 50. S t a r k e l L . , 1972 — Karpaty Wschodnie. W: Geomorfologia Polski. 1. PWN, Warszawa. S t a r k e l L . , 1988 — Paleogeography of the periglacial zone in Poland during the maximum advance of the Vistulian ice sheet. Geogr. Pol., 55. S t a r k e l L . , 1993 — Paleogeografia Polskich Karpat w póŸnym vistulianie i wczesnym holocenie. Ann. UMCS Sect. B, 48. ªtefãnescu M., Melinte M., 1994 — New data concerning the Eocene/Oligocene boundary in the Outer Flysch Zone of of the Buzãu Valley Basin on the basis of the nannoplankton assemblages. Rom. J. Stratigraphy, 76. S z a j n o c h a W . , 1907 — Atlas Geologiczny Galicji, Zeszyt 23., Kart dwie: Dydiowa i Smorze. Wyd. Kom. Fizjogr. AU, Kraków. Œ l ¹ c z k a A . , 1959 — Stratygrafia fa³dów dukielskich okolic Komañczy–Wis³oka Wielkiego. Kwart. Geol., 3, 3. Œ l ¹ c z k a A . , 1961 — Geneza poziomu egzotykowego z Bukowca ko³o prze³êczy U¿ockiej – polskie Karpaty Wschodnie. Rocz. Pol. Tow. Geol., 31, 1. Œ l ¹ c z k a A . , 1962 — Sprawozdanie z badañ nad stratygrafi¹ i tektonik¹ jednostki dukielskiej. Spraw. z Pos. Kom. Nauk. PAN, 1. Œ l ¹ c z k a A . , 1963 — Stratigraphy of the Cretaceous in the south-eastern part of the Polish Carpathians. Ann. Inst. Geol. Publ. Hungarici, 44. Œ l ¹ c z k a A . , 1969 — Wstêpne wyniki wiercenia Wetlina IG-2 w Bieszczadach. Kwart. Geol., 13. Œ l ¹ c z k a A . , 1971 — Geologia jednostki dukielskiej. Pr. Inst. Geol., 63. Œ l ¹ c z k a A . , 1980 — Objaœnienia do Mapy Geologicznej Polski 1:200 000, ark. £upków. Inst. Geol., Warszawa. Œ l ¹ c z k a A . , 1985 — Geology of Polish part of Fore-Dukla Zone and Dukla unit. W: Geotraverse Kraków–Baranów– Rzeszów–Przemyœl–Ustrzyki Dolne–Komancza–Dukla. Guide to Excursion 4. 13th Congress. Carpath.-Balcan Geol. Assoc. Kraków. Œl¹czka A., Unrug R., Borys Z., Cisek B., 1977—Problem1A–Rozwój facjalny i problemy paleogeogra- ficzne m³odszego paleogenu jednostki dukielskiej. W: Przew. 49. Zjazdu Pol. Tow. Geol. Krosno 22–25 wrzeœnia. Œ l ¹ c z k a A . , ¯ y t k o K . , 1979a — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. £upków, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Œ l ¹ c z k a A . , ¯ y t k o K . , 1979b — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. £upków, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Œ w i d z i ñ s k i H . , 1953 — Karpaty fliszowe miêdzy Dunajcem a Sanem. W: Regionalna geologia Polski. 1. Karpaty. 2. Tektonika. Pol. Tow. Geol., Kraków. Œ w i d z i ñ s k i H . , 1958 — Mapa Geologiczna Karpat Polskich 1:200 000. Czêœæ wschodnia. Inst. Geol., Warszawa. Teisseyre H., 1928 — Powierzchnia szczytowa Karpat. Pr. Geogr., 10. Tokarski A., 1968 — Perspektywna struktura Ustrzyk Górnych. Nafta, 12. Tokarski A.K., 1970 — RzeŸba po³udniowo-zachodnich stoków Bukowego Berda na tle budowy geologicznej. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 4. Tokarski A.K., 1974 — On the structure of the Fore-Dukla Zone in Ustrzyki Górne cross-section (Polish Eastern Carpathians). Bull. Acad. Pol. Sc., Sér. Sc. de la Terre, 21, 3–4.
60 Tokarski A.K., 1975 — Geologia i geomorfologia okolic Ustrzyk Górnych (Polskie Karpaty Wschodnie). Stud. Geol. Pol., 48. U c h m a n A . , 1997 — Wybrane skamienia³oœci œladowe z warstw hieroglifowych jednostki dukielskiej (eocen) w Bieszczadach Zachodnich. Rocz. Bieszczadzkie, 6. W a l t e r H . , 1880 — Przekrój w Œrodkowych Karpatach z Chyrowa przez Uherce, wêgierski grzbiet Bieszczadu do Sturzycy z uwzglêdnieniem niektórych przekrojów równoleglych. Kosmos, 5. Zuchiewicz W., Henkiel A., 1993 — Orientacja póŸnokenozoicznych naprê¿eñ tektonicznych w œwietle analizy pomiarów spêkañ ciosowych w SE czêœci Karpat Polskich. Ann. UMCS Sect. B, 48. ¯ y t k o K . , 1968 — Budowa geologiczna Karpat pomiêdzy dorzeczem Strwi¹¿a a Wetlin¹ w Bieszczadach (maszyno- pis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddzia³ Karpacki, Kraków.
61