Muczne, 3-5.10.2007

Terenowe Warsztaty Geomorfologiczne

ŚRODOWISKO I CZŁOWIEK W GÓRACH ŚREDNICH

Muczne 3 – 5 pa ździernika 2007

POD PATRONATEM DYREKCJI BIESZCZADZKIEGO PARKU NARODOWEGO

red. Grzegorz Haczewski, Joanna Zawiejska

INSTYTUT GEOGRAFII AKADEMII STOWARZYSZENIE PEDAGOGICZNEJ W KRAKOWIE GEOMORFOLOGÓW POLSKICH

Kraków 2007 Celem warsztatów jest prezentacja i dyskusja wyników bada ń dotycz ących środowi- ska abiotycznego i relacji człowiek-środowisko w górach średnich. W Bieszczadach środo- wisko naturalne silnie wpływało na działalno ść człowieka przez cały okres jego działalno ści gospodarczej. Ślady tego wielowiekowego oddziaływania s ą tu szczególnie dobrze zachowane gdy Ŝ intensywny wpływ człowieka został praktycznie przerwany w połowie 20. wieku, za- nim nast ąpiły nieodwracalne zmiany w środowisku charakterystyczne dla drugiej połowy 20. wieku, zwi ązane z trwałymi przekształceniami w dolinach rzecznych.

Szczegółowe terenowe badania geologiczne i geomorfologiczne przeprowadzone w ostatnich kilkunastu latach dostarczyły bogatego materiału na temat zapisu geologicznego działalno ści człowieka od pocz ątku zagospodarowywania tych ziem. Udokumentowano teŜ liczne cenne obiekty przyrody nieo Ŝywionej stanowi ące o wysokich walorach naukowych, dydaktycznych i geoturystycznych tego obszaru.

Komitet Organizacyjny:

Joanna Zawiejska (Przewodnicz ąca), Krzysztof B ąk, Grzegorz Haczewski, Józef Kukulak

W trakcie Warsztatów . (fot. M. Długosz)

Spis tre ści

PROGRAM ………………………………………………………………….. 5

REFERATY …………………………………………………………………. 7

STRESZCZNIA PREZENTACJI POSTEROWYCH …………………… 21

WYCIECZKI TERENOWE – PRZEWODNIK …………………………... 41

3 pa ździernik ( środa) Trasa A: Muczne …………….………………………………. 43

4 pa ździernik (czwartek) Trasa B: Muczne – Tarnawa Ni Ŝna – Dźwiniacz Górny – Łokie ć – potok Czerwony – Muczne ...... ……...…… 45

Trasa C: Muczne – Bukowe Berdo – Krzemie ń – Tarnica – Halicz – Rozsypaniec – przeł. Bukowska – Wołosate – Muczne ……………………….………………………….….. 53

5 pa ździernik (pi ątek)

Trasa D: Muczne – Tarnawa Wy Ŝna – Beniowa – Sianki – Muczne ……………………………………….………………. 60

Trasa E: Stuposiany – Pszczeliny – Wetlina-Stare Sioło – przełom Górnej Solinki – dolina Pot. Nasicznia ńskiego – Berehy Górne – Połonina Wetli ńska – Muczne ……………… 67

4 PROGRAM

3 pa ździernika ( środa) od 13.00 Willa Arnika, Muczne: rejestracja uczestników, zakwaterowanie 14.00 Obiad 15.00 – 17.30 Powitanie uczestników i sesja terenowa A w dolinie potoku Mucznego 17.30 – 19.00 Sesja referatowa wprowadzaj ąca w tematyk ę konferencji 19.00 Kolacja od 20.00 Sesja posterowa 20.30 Spotkanie grupy HIMME (Human Impact on Mid-Mountain Ecosystems)

4 pa ździernika (czwartek) 7.00 Śniadanie 8.00 – 18.00 Sesje terenowe: B) Muczne – Tarnawa Ni Ŝna – Dźwiniacz Górny – Łokie ć – Jeleniowate (prowadz ą- cy: Józef Kukulak, Grzegorz Haczewski, Adam Łajczak ) C) Muczne – Bukowe Berdo – Tarnica – Wołosate - Muczne (prowadz ący: Krzysz- tof B ąk) 18.00 Obiad 19.00 – 20.30 Sesja posterowa od 20.30 Spotkanie towarzyskie przy ognisku

5 pa ździernika (pi ątek) 7.00 Śniadanie 8.00 – 18.00 Sesje terenowe: D) Muczne – Tarnawa Ni Ŝna – Beniowa – Muczne (prowadz ący: Józef Kukulak ) E) Dolina Wołosatego – Dolina Wetlinki – dolina Górnej Solinki – Przeł ęcz Wy Ŝnia – Połonina Wetli ńska – Berehy Górne (prowadz ący: Grzegorz Haczewski, Krzysztof Bąk) 18.00 Obiad 19.30 Dyskusja, podsumowanie, zamkni ęcie Warsztatów

6 pa ździernika (sobota) 7.30 Śniadanie. 8.00 Wyjazd do Krakowa (dworzec PKP). Planowany przyjazd – ok. g. 13.00

ZAKWATEROWANIE I MIEJSCE OBRAD Willa Arnika Muczne 11, 38-713 Lutowiska http://www.bieszczady.net.pl/arnika/

W dolinie górnego Sanu (fot. J. Zawiejska)

Stanisław Ładowski (1738-1798). Historya naturalna kraiu polskiego czyli Zbior krótki przez Alfabet uło Ŝony, Zwierz ąt, Ro ślin, i Minerałow znaydui ących si ę w Polszcze i Litwie. T. 2: zebrana z pisarzów godnych wiary, z r ękopismow i świad- kow oczywistych / przez Ładowskiego S.P. . Reprodukcja wg: Akademia Górniczo-Hutnicza im. St. Staszica w Krakowie. Biblioteka Główna. http://winntbg.bg.agh.edu.pl/skrypty2/0126/

Referaty

Grzegorz HACZEWSKI, Krzysztof B ĄK (Akademia Pedagogiczna w Krakowie) – Bu- dowa geologiczna Bieszczadów Wysokich

Józef KUKULAK (Akademia Pedagogiczna w Krakowie) – Rze źba Bieszczadów Wysokich i zapis działalno ści człowieka w osadach czwartorz ędowych

Antoni DERWICH (Bieszczadzki Park Narodowy) – Człowiek w Dolinie Górnego Sanu...

Ryszard PR ĘDKI (Bieszczadzki Park Narodowy) – Zagro Ŝenia antropogeniczne w pi ętrze wysokogórskim Bieszczadzkiego Parku Narodowego

Grzegorz HACZEWSKI (Akademia Pedagogiczna w Krakowie) – Walory geoturystyczne Bieszczadów Wysokich

7 Budowa geologiczna Bieszczadów Wysokich

Grzegorz HACZEWSKI 1, Krzysztof B ĄK 2 Akademia Pedagogiczna w Krakowie, Instytut Geografii, ul. Podchor ąŜ ych 2; 30-084 Kraków; 1 E-mail: [email protected] 2 E-mail: [email protected]

Bieszczady Wysokie le Ŝą w obr ębie wielkiej jednostki geologiczno-strukturalnej okre ślanej jako Karpaty zewn ętrzne. Ta cz ęść Karpat zbudowana jest niemal wył ącznie ze skał fliszowych o wieku od najwy Ŝszej jury do dolnego miocenu, sfałdowanych, odkłutych od podło Ŝa i nasuni ętych daleko ku północy na kraw ędź platformy zachodnioeuropejskiej, która si ęga co najmniej 40 km na południe od brzegu Karpat, a zapewne znacznie dalej. Sfałdowane i nasuni ęte na północ skały fliszowe Karpat zewn ętrznych s ą rozbite na kilka wielkich jednostek o charakterze płaszczowin, uło Ŝo- nych na sobie dachówkowato i oddzielonych wielkimi powierzchniami nasuni ęć . Jednostki te ró Ŝni ą si ę od siebie rozwojem równowiekowych utworów i dlatego s ą w polskiej literaturze geologicznej nazywane jednostkami tektoniczno-facjalnymi. W Bieszczadach Wysokich na powierzchni ukazuj ą si ę pograniczne strefy dwu wielkich jednostek – śląskiej i nasuni ętej na ni ą od południa jednostki dukielskiej. W Bieszczadach Wysokich na powierzchni ukazuj ą si ę tylko najmłodsze osady jednostki ślą- skiej gdy Ŝ obszar ten jest cz ęś ci ą tzw. centralnej depresji karpackiej, obniŜonego elementu tektonicz- nego, gdzie warstwy kro śnie ńskie wieku oligoce ńskiego osi ągn ęły szczególnie du Ŝą mi ąŜ szo ść , a erozja zdołała dot ąd usun ąć jedynie stosunkowo niewielk ą ich cz ęść . Warstwy kro śnie ńskie w Biesz- czadach Wysokich odró Ŝniaj ą si ę od warstw kro śnie ńskich w innych cz ęś ciach Karpat obecno ści ą specyficznej lokalnej odmiany piaskowców – tzw. piaskowców otryckich. Piaskowce te s ą do ść silnie scementowane i tworz ą grube pakiety o przewadze gruboławicowych piaskowców przedzielone pakietami piaskowców i łupków bardziej podatnych na wietrzenie erozj ę ni Ŝ piaskowce otryckie. Z tego powodu warstwy kro śnie ńskie z piaskowcami otryckimi tworz ą grzbiety, a w budowie tych grzbietów zaznaczaj ą si ę grz ędy zało Ŝone na pakietach piaskowców otryckich. Seria warstw kro- śnie ńskich z piaskowcami otryckimi sfałdowana jest w wielkie asymetryczne fałdy. J ądra antyklin s ą przewa Ŝnie przeci ęte powierzchniami drugorz ędnych nasuni ęć , a w synklinach poszczególne pakiety warstw, a nawet poszczególne warstwy grubiej ą w kierunku północnych skrzydeł. Jest to wynikiem osadzania si ę tych warstw ju Ŝ po rozpocz ęciu fałdowania, we wczesnej jego fazie. Najbardziej wewn ętrzna, czyli południowo-zachodnia, cz ęść jednostki śląskiej jest wydziela- na pod nazw ą strefy przeddukielskiej jako osobna strefa tektoniczno-facjalna w jej obr ębie. Pakiety piaskowcowe, zwłaszcza piaskowce otryckie, s ą tu znacznie cie ńsze, a w całym profilu warstw przewa Ŝaj ą utwory cienkoławicowe, z du Ŝym udziałem łupków, silnie podatne na deformacje tektoniczne. Ta silna podatno ść na deformacje w poł ączeniu z poło Ŝeniem tu Ŝ pod powierzchni ą nasuni ęcia dukielskiego spowodowała, Ŝe serie skalne o wieku od górnego eocenu po oligocen odsłoni ęte w strefie przeddukielskiej s ą niezwykle silnie sfałdowane i złuskowane oraz pocięte licznymi systema- mi sp ęka ń. Struktury łuskowe strefy przeddukielskiej maj ą charakter dupleksów, serii równoległych łusek ograniczonych od dołu i od góry powierzchniami wi ększych nasuni ęć . W pó źnej fazie fałdo- wania strefa przeddukielska była ści śni ęta jak w kleszczach mi ędzy czołem jednostki dukielskiej zbudowanym z pot ęŜ nej serii gruboławicowych piaskowców ci śnia ńskich, a seri ą warstw kro śnie ń-

8 skich z piaskowcami otryckimi. Brze Ŝne fałdy jednostki śląskiej uległy wstecznemu przechyleniu na północ, co wyró Ŝnia je dzi ś od wi ększo ści fałdów w Karpatach zewn ętrznych. Powstało wtedy te Ŝ wsteczne nasuni ęcie warstw kro śnie ńskich centralnej depresji karpackiej na stref ę przeddukielsk ą, w wyniku którego strefa ta zw ęŜ a si ę ku górze – jej wychodnie s ą szersze w dolinach, a w ęŜ sze na prze- łęczach. W gł ębszych skałach strefy przeddukielskiej znajduj ą si ę zło Ŝa gazu i, by ć mo Ŝe, ropy naftowej. Jednostka dukielska w granicach Bieszczadów Wysokich wyst ępuje w Pa śmie Granicznym i zbudowana jest ze skał o wieku od górnej kredy po dolny eocen. Najstarsze warstwy łupkowskie odsłaniaj ą w w ąskich pasach u czoła nasuni ęcia dukielskiego spod warstw ci śnia ńskich – pot ęŜ nej ponadkilometrowej serii o przewadze gruboławicowych piaskowców najwy Ŝszej kredy i by ć mo Ŝe paleocenu. Le Ŝą ca nad nimi cienkoławicowa seria piaskowców i łupków warstw z Majdanu odznacza si ę wyst ępowaniem skupie ń ubogich rud Ŝelaza, które były dawniej podstaw ą hutnictwa w rejonie Cisnej. Wy Ŝej le Ŝą tzw. warstwy hieroglifowe o zmiennych proporcjach piaskowców i łupków, wśród których wyst ępuj ą dwa wyra źne pakiety gruboławicowych piaskowców z Wielkiej Rawki a tak Ŝe cienki pakiet zielonych i czerwonych łupków odpowiadaj ących poziomowi pstrych łupków rozpowszechnionemu w całych Karpatach. Skały jednostki dukielskiej tworz ą kilka wielkich złu- skowanych synklin i antyklin. Czoło nasuni ęcia jednostki dukielskiej zostało pod koniec fałdowania podniesione i obecnie zapada ono pod nienaturalnie stromymi k ątami, a lokalnie jest nawet wstecznie obalone. Granica nasuni ęcia jednostki dukielskiej jest bardzo czytelnie zaznaczona w rze źbie terenu jako wyra źne załamanie stoku u podnó Ŝa bardzo stromych północnych stoków Pasma Granicznego opadaj ących do Obni Ŝenia Śró dbieszczadzkiego.

Skałki przy uj ściu potoku Wołosatego (fot. G. Haczewski)

9 Rze źba Bieszczadów Wysokich i zapis działalno ści człowieka w osadach czwartorz ędowych

Józef KUKULAK Akademia Pedagogiczna w Krakowie, Instytut Geografii, ul. Podchor ąŜ ych 2; 30-084 Kraków E-mail: [email protected]

Regionem, w którym odbywaj ą si ę „Warsztaty Geomorfologiczne 2007” s ą Bieszczady Wy- sokie, a dokładniej – ich fragment w południowo-wschodnim naro Ŝniku Polski, obwiedziony granic ą z Ukrain ą. Bieszczady Wysokie s ą najbardziej zachodnim segmentem głównego grzbietu Karpat Wschodnich, rozci ągają si ę od Przeł. Łupkowskiej (640 m n.p.m.) i dolin rzek Osławicy – Osławy na zachodzie, a ko ńcz ą na dolinie Sanu i Przeł. U Ŝockiej (853 m n.p.m.) na wschodzie. Bieszczady Wysokie nale Ŝą do gór średnich, deniwelacje terenu si ęgaj ą 400-600 m, a bezwzgl ędne wysoko ści najwy Ŝszych szczytów przekraczaj ą 1300 m n.p.m. Du Ŝe deniwelacje sprawiaj ą, Ŝe w Bieszczadach zaznacza si ę pi ętrowo ść klimatyczno-ro ślinna. S ą one w zasi ęgu trzech pi ęter klimatu: umiarkowanie chłodnego, chłodnego i bardzo chłodnego, maj ących wiele cech klimatu kontynentalnego. Hipsometrycznie nawi ązuj ą do nich pi ętra ro ślinne. Dno doliny Sanu i obni Ŝenia Śródbieszczadzkiego jest do 50-80 m wysoko ści wzgl ędnej (700-800 m n.p.m.) prawie bezle śne („Kraina Dolin”). Stoki Pasma Granicznego i Połonin są do wysoko ści 1100-1200 m silnie zalesione (pi ętro lasów mieszanych). Powy Ŝej tej granicy rozci ąga si ę pi ętro wierzchowinowych ł ąk subalpejskich (połonin). Brakuje górnego pi ętra lasów, co odró Ŝnia Bieszczady od innych pasm gór- skich Karpat Północnych. Blisko 77% dorzecza Sanu jest obecnie zalesione. Główn ą cech ą rze źby Bieszczadów jest jej charakter strukturalny, wyra Ŝaj ący si ę silnym uzewn ętrznieniem w formach terenu predyspozycji litologicznych i tektonicznych podło Ŝa. Jej ukształtowaniu si ę sprzyjał najbardziej regularny w polskich Karpatach układ struktur fałdowych fliszu, w poł ączeniu z du Ŝym kontrastem wzgl ędnej odporno ści na denudacj ę buduj ących je skał. Po- st ępuj ące w przeszło ści procesy rze źbotwórcze przebiegały w Bieszczadach w ścisłym powi ązaniu z układem tych struktur i w tempie preferowanym odporno ści ą podło Ŝa. Uwidacznia si ę dzi ś w rusz- towym układzie grzbietów i kratowej sieci dolinnej. Stopie ń wydobycia struktury w dzisiejszej rze źbie Bieszczadów jest jednak niepełny. Ta cz ęść Bieszczadów znajduje si ę bowiem w strefie europejskiego działu wodnego i w krajobrazie gór zachowały si ę jeszcze spore fragmenty rze źby słabo do dzi ś odmłodzonej (relikty spłaszcze ń planacyjnych, osta ńce twardzielcowe). Odmłodzenie tego obszaru jest wyra źnie opó źniane wskutek odle- głego poło Ŝenia od przedpola gór, mimo i Ŝ wcinaniu si ę rzek sprzyjało w przeszło ści tektoniczne jego podnoszenie. Tym mo Ŝna by tłumaczy ć, Ŝe ł ączna powierzchnia grzbietów i stoków wyra źnie przewy Ŝsza dzi ś powierzchni ę dolin. Na planie elementów morfostrukturalnych tej cz ęś ci Bieszczadów wyró Ŝniaj ą si ę dwa rów- noległe ci ągi grzbietów: Graniczne (z Wielk ą Rawk ą 1304 m n.p.m.) i Połonin (z Tarnic ą 1346 m n.p.m. i Haliczem 1333 m) oraz dwa rozdzielaj ące je podłu Ŝne obni Ŝenia: Śródbieszczadzkie (z kotlin ą Ustrzyk Górnych, Brzegów Górnych i Wetliny) i Dolin ę Górnego Sanu (z kotlin ą D źwiniacza Górnego). Pasmo Graniczne jest uformowane w utworach jednostki dukielskiej, w której grzbieto-

10 twórcz ą rol ę odgrywaj ą piaskowce warstw ci śnia ńskich i piaskowce z Wielkiej Rawki. Grzbiety pasma Połonin wytworzyły si ę na grubych i odpornych pakietach piaskowców otryckich (warstwy kro- śnie ńskie jednostki śląskiej). Oba pasma maj ą górski, kraw ędziowy styl rze źby, uwarunkowany przewa Ŝnie monoklinalnym zaleganiem warstw. Cechuj ą si ę bardzo długimi, stromymi (15-40°) i progowymi stokami, o licznych formach grawitacyjnych (osuwiska, rumowiska) oraz szcz ątkowo zachowanymi spłaszczeniami planacyjnymi. Obni Ŝenie Śródbieszczadzkie jest wyci ęte w w ąskim pasie utworów głównie łupkowych i silnie złuskowanych, bezpo średnio przed czołem nasuni ęcia dukielskiego (strefa przeddukielska jednostki śląskiej), natomiast obni Ŝenie Górnego Sanu jest zało Ŝone w bardziej cienkoławicowych piaskowcach i łupkach oddziału nadotryckiego, cz ęś ciowo podotryckiego warstw kro śnie ńskich. Jedy- nie stromo i wysoko pi ętrz ące si ę pagóry meandrowe wzdłu Ŝ Sanu zawdzi ęczaj ą swoj ą wyniosło ść pakietom piaskowców gruboławicowych w warstwach krośnie ńskich. Oba obni Ŝenia maj ą rze źbę typu pogórskiego, ich dna s ą na długich odcinkach szerokie (50-200 m), zło Ŝone z kilku stopni teras rzecznych, z torfowiskami na powierzchni oraz przewa Ŝnie kr ętym korytem rzek. Źródłowe odcinki Sanu i Wołosatki si ęgaj ą bardzo niskich, transkarpackich przeł ęczy w głównym grzbiecie Bieszcza- dów (U Ŝocka 853 m, Beskid 785 m. n.p.m.). Średni spadek podłu Ŝny Sanu od źródeł po uj ście Wo- łosatego wynosi zaledwie 0,5%, a Wołosatego 2,55%. San od swoich źródeł w Przeł ęczy U Ŝockiej (863 m n.p.m.) po okolice Stuposian (ok. 550 m n.p.m.) jest rzek ą graniczn ą. Lewostronna (polska) cz ęść jego dorzecza jest wi ększa powierzchniowo (78,5%) od prawostronnej (ukraińskiej) i do Sanu uchodz ą st ąd długie dopływy (Nied źwied ź, Syhłowaty, Litmirz, Roztoki, Muczny, Wołosaty). Doliny podłu Ŝne maj ą schodowy system teras, w którym terasy kolejno młodsze s ą coraz ni Ŝsze. W dolinie górnego Sanu wyst ępuj ą trzy terasy wieku plejstoce ńskiego (30-35 m, 11-15 m, 6- 10 m) oraz trzy wieku holoce ńskiego: (4-5 m, 3-4 m, 1-3 m). Najbardziej rozległa powierzchniowo jest terasa o wysoko ści 4-5 m. San i Wołosaty maj ą obecnie koryto o Ŝwirowym dnie, ale podczas wezbra ń przewa Ŝa w nim mieszany typ obci ąŜ enia. Wskutek ujemnego bilansu rumowiska rzeki re- deponuj ą w nim głównie własne starsze aluwia. W cało ściowym obrazie dzisiejszej rze źby Bieszczadów Wysokich mo Ŝna wskaza ć na kilka osobliwych jej form. W obr ębie grzbietów i ich stoków s ą to: 1) zró Ŝnicowana posta ć grzbietów: od ostrych monoklinalnych (np. na Krzemieniu, Ki ń- czyku i Kopie Bukowskiej, lokalnie na Bukowym Berdzie, Połoninie Cary ńskiej i Wetli ńskiej) po szerokie spłaszczone (m.in. na Szerokim Wierchu, Jeleniowatem) - wynika ona głównie z łagodno ści lub wi ększego upadu warstw skalnych buduj ących wierzchowinowe parti ę grzbietów. 2) lokalnie kulisowy przebieg linii grzbietowej wzgl ędem układu grz ęd twardzielcowych (m.in. Kopa Bukowska, Rozsypaniec, Połonina Cary ńska) – to widoczny efekt nie- zgodno ści kierunków biegu pakietów lub ławic piaskowcowych z wytworzon ą pó źniej lini ą powierzchniowego wododziału na grzbietach. 3) liczne formy skałkowe (progi i grz ędy skalne, izolowane skałki – m.in. Smerek, Poło- nina Wetli ńska i Cary ńska, Rozsypaniec, Ki ńczyk i Kopa Bukowska) oraz towarzysz ące im rumowiska skalne (j ęzyki i pola gruzowe – m.in. Krzemie ń, Połonina Cary ń- ska i Wetli ńska, Kopa Bukowska) – są one produktem działalno ści wietrzenia mecha-

11 nicznego skał i grawitacyjnego przemieszczenia rumoszu, głównie w warunkach klimatu peryglacjalnego w plejstocenie. 4) spłaszczenia stokowe o podobnej rozci ągło ści hipsometrycznej (m.in. rejon Przeł. Go- prowców, Kopa Bukowska, Bukowe Berdo, Dział) – są reliktami dawnych poziomów planacyjnych uchowanych za zasłon ą pakietów piaskowców lub w strefach wodo- dzielnych. 5) rozległe i gł ębokie osuwiska pakietowe (m.in. Szeroki Wierch, Tarnica, Jeleniowate, Halicz i Wołowy Grzbiet) – mają rysy strukturalne (wzgl ędnie regularne kształty form składowych), s ą w wi ększo ści ustabilizowane, ale przyczyny i wiek ich powstania nie są jeszcze okre ślone. 6) pojedyncze rowy grzbietowe (Tarnica, Halicz, Hnatowe Berdo) – są one natury grawi- tacyjnej i wi ąŜą si ę prawdopodobnie z du Ŝym pogł ębieniem si ę pobliskich dolin. 7) spora odległo ść lejów źródłowych cieków rozcinaj ących stoki od linii grzbietowej oraz słaba erozja wsteczna w tych lejach (m.in. Szeroki Wierch, Rozsypaniec, Ki ńczyk Bukowski) – warunkuje je du Ŝa odporno ść pakietów piaskowcowych i oddalenie od bazy erozyjnej rzek.

W obr ębie dolin do osobliwo ści regionu mo Ŝna zaliczy ć: 1) du Ŝą ilo ść torfowisk na terasach rzecznych (wzdłu Ŝ Sanu i Wołosatki) – mało jest w środkowej Europie torfowisk wysokich w głębi gór, maj ą one rozpoznan ą budow ę podło Ŝa, mi ąŜ szo ść , opracowane diagramy pyłkowe, a niektóre - okre śony wiek akumulacji torfu (Tarnawa Wy Ŝna, D źwiniacz Górny, Łokie ć, Wołosate, Ustrzyki Górne, Smerek). Tworzyły si ę od schyłku ostatniego okresu chłodnego plejstocenu do czasów współczesnych na równiach zawala wzdłu Ŝ koryta Sanu i Wołosatki lub w starorzeczach tych rzek. Cz ęść z nich jest dzi ś rezerwatami przyrody („Litmirz”, „Tarnawa Wy Ŝna”, „D źwiniacz Górny”, „Łokie ć”, „Zakole”, „Wołosate”). 2) Obecno ść niezwykle rozległego i mi ąŜ szego sto Ŝka napływowego Roztok w Tarnawie Ni Ŝnej – cechy jego budowy wskazuj ą na jednorazowy epizod olbrzymiej akumulacji aluwiów, nie maj ącej odpowiednika w Ŝadnym innym sto Ŝku w Bieszczadach. Mo Ŝe on by ć efektem kapta Ŝu potoku Muczny przez Roztoki i zapisem pocz ątku tego kapta- Ŝu. 3) Odmienno ść budowy pokrywy aluwialnej w terasie zalewowej (1-3 m) – tak rozległa i mi ąŜ sza w aluwia terasa zalewowa wyst ępuje w górach bardzo rzadko. Ci ągnie si ę wzdłu Ŝ Sanu niemal od źródeł rzeki, wnika równie Ŝ w dolne odcinki jej wi ększych dopływów. Jej aluwia s ą drobnoziarnist ą mad ą, wzbogacon ą w sp ągowej cz ęś ci w szcz ątki drzew i okruchy w ęgli drzewnych. Podło Ŝem mady jest cienka warstwa Ŝwirów lub wprost fliszowy cokół skalny. Wszystkie starsze (wy Ŝsze) terasy maj ą w cało ści Ŝwirowe pokrywy akumulacyjne – zmian ę typu osadów w najmłodszej terasie mo Ŝna wi ąza ć ze zmian ą u Ŝytkowania terenu (z kolonizacj ą rolnicz ą terenu). 4) punktowe wyst ępowanie laminowanych osadów w profilach teras niskich – są to serie warstewek drobnoziarnistych osadów mineralnych na przemian zalegaj ących

12 z warstewkami szcz ątków materiału ro ślinnego. S ą one wypełnieniem dawnych zbior- ników korytowych: sztucznych (zbiorniki dla młynów, tartaków, potaszni) lub naturalnych (z przegrodami koluwiów). 5) Wyrównane dna koryt niektórych potoków bocznych – to efekt ich sztucznego wypro- filowania przy transporcie ścinanych drzew w minionym wieku (koryta była drogami dojazdowymi do wy Ŝszych cz ęś ci stoków, budowane tak Ŝe w ich obr ębie klauzy). 6) Dominacja wgł ębnej i bocznej erozji w korytach rzek – słabe zasilanie rzeki w materiał zboczowy jest przyczyn ą ujemnego bilansu aluwiów, energia rzek podczas wezbra ń przewy Ŝsza zdolno ść transportow ą rumowiska w rzekach. Od poł. XX w. zaprzestano w polskiej cz ęś ci dorzecza Sanu uprawy roli - wskutek stopniowego zadar- nienia i zalesienia terenu maleje dostawa glin zboczowych. 7) Ślady dawnego osadnictwa i działalno ści gospodarczej człowieka oraz ich stopniowe zacieranie si ę – to cmentarze, kaplice przydro Ŝne, drzewa przydomowe i sady, resztki fundamentów cerkwi lub budowli gospodarskich (piwnice, studnie), a na polach ślady teras rolnych i dróg polnych.

Dla poznania jako ści oddziaływania człowieka na środowisko przyrodnicze Bieszczadów, a szczególnie okre ślenia okresu tego oddziaływania nale Ŝy mie ć na wzgl ędzie histori ę działalno ści człowieka na tym terenie, jej rodzaj i nat ęŜ enie. A obejmuje ona zaledwie drug ą połow ę minionego 1000-lecia. Histori ę osadnictwa tego regionu rekonstruuje si ę z danych palinologicznych, archeologicznych, historycznych i kartograficznych. Z analizy diagramów bieszczadzkich torfowisk wynika, Ŝe ingerencja człowieka w naturaln ą sukcesj ę tutejszej ro ślinno ści zaznaczała si ę okresowo od dawna (2 tys. lat p.n.e.), ale najwi ększe i najbardziej gwałtowne zmiany wyst ępowa ć zacz ęły dopiero od poł. ostatniego 1000-lecia. W spektrach pyłku wszystkich torfowisk najwi ększa koncentracja flory synantropijnej wyst ępuje w stropowych odcinkach diagramów (do gł ęb. 30-40 cm). Tak Ŝe wyniki bada ń archeologicznych potwierdzaj ą, Ŝe przed XIII w. wy Ŝsze partie Bieszczadów, tak od strony północnej jak i południowej nie były zasiedlone. Osadnictwo wcze śniejsze si ęgało od północy w dolin ę Sanu po pasmo Otrytu. Dalsza cz ęść Bieszczadów była stref ą peryferyjn ą wobec g ęsto zasiedlonego rejonu Sanoka. Była ona jedynie penetrowana przez ludno ść prehistoryczn ą, ale ka Ŝdorazowo dynamika tych penetracji słabła i nast ępowała tam naturalna regeneracja środowiska. Stałe osadnictwo wkro- czyło w dorzecze górnego Sanu w pó źnym średniowieczu. Według bada ń historyków i j ęzykoznaw- ców zasiedlenie tej cz ęś ci Bieszczadów nast ąpiło w XIV-XVI w. dwukierunkowo i nie jednocze śnie. Najpierw (od XIV w.) docierały tu grzbietami Karpat od południowego-wschodu grupy wołoskich pasterzy, które z czasem przeszły na osadnictwo stałe. Nieco pó źniej (XV-XVI w.) dotarła tu fala kolonizacji rolniczej od północy. Skutkiem nało Ŝenia si ę obu tych fal było do ść g ęste zasiedlenie doliny Sanu. Osadnictwo to miało charakter wołosko-ruski. W tym czasie nast ępowała tu równieŜ powolna imigracja ludno ści polskiej, słowackiej i w ęgierskiej. Dolina Sanu została zasiedlona w krótkim czasie, w ci ągu 100 lat powstało powy Ŝej Stuposian 19 wsi, a wi ększo ść była lokowana na „surowym korzeniu”. Miały one pocz ątkowo charakter pastersko-hodowlany, pó źniej rolniczo-pasterski.

13 Z cało ści źródeł historycznych wynika, Ŝe tempo wylesie ń i przemian osadniczo- gospodarczych tej cz ęś ci Bieszczadów było na przestrzeni ostatnich 4-5 wieków nierówne. Po pocz ątkowej Ŝywiołowej fazie w XVI w. (1. kulminacja antropopresji) nast ąpił w XVII i w 1 poł. XVIII w. regres gospodarczy. Stopniowa rekonstrukcja przestrzeni u Ŝytkowanej ziemi i przebiegu średniowiecznej granicy rolno-le śnej nast ępowała dopiero wraz z o Ŝywieniem gospodarki od poł. XVIII w., by pod koniec tego wieku i w XIX w. przekroczy ć j ą znacz ąco. Była to wówczas 2 kulminacja antropopresji rolniczej, wymuszona głównie przyrostem liczby ludno ści oraz ekspansj ą upraw zbo Ŝowych i okopowych. Schyłek XIX w. i pocz. XX w. były ponadto okresem o Ŝywionego rozwoju przemysłu drzewnego. A Ŝ do II wojny światowej nie zmalało tu znaczenie hodowli bydła. Procesy gospodarcze i osadnicze zostały przerwane, a wła ściwie zako ńczone, wskutek wysiedlenia mieszka ńców z doliny Sanu u schyłku II wojny światowej i w pierwszych latach powojennych. Od tego czasu środowisko tej doliny podlega renaturalizacji.

San przy uj ściu potoku Wołosatego (fot. G. Haczewski)

14 Człowiek w Dolinie Górnego Sanu... Antoni DERWICH Ośrodek Informacji i Edukacji Turystycznej Bieszczadzkiego Parku Narodowego 38-713 Lutowiska nr 2 ; E-mail: [email protected]

Informacja niniejsza ma na celu nakre ślenie zmian jakie zachodziły w dolinie górnego Sanu w wyniku antropopresji. Istotn ą rol ę w tych przemianach zacz ęło osadnictwo, którego pocz ątki si ęgaj ą XV w. Funkcjo- nowanie osad ludzkich wi ązało si ę z uzyskaniem gruntów wylesionych pod zabudow ę domostw, upraw ę ro ślin i pod wypasy. Najdogodniejszymi do osiedlenia były tereny ci ągn ące si ę nad brzegami rzek i potoków. O pierwotno ści puszczy karpackiej świadcz ą mi ędzy innymi nazwy osad jakie nadawano wioskom w XV i XVI w. np.: Łosiów, Wołcze, Boberka, Turów, Turka - a wi ęc od zwierz ąt jakie pierwsi osadnicy prawdopodobnie jeszcze spotykali. Karczowanie puszczy dawało tak Ŝe drewno na budulec i opał a polowanie i zbieractwo uzupełniały zapasy domowej spi Ŝarni. Pozyskanie drewna zwi ększono wydatnie pod koniec XIX w., kiedy to oprócz pota Ŝami i tartaków rozpocz ęto pozyskanie drewna na papierówk ę, dla przemysłu naftowego (beczki) i na potrzeby kolejek w ąskotorowych (jako podkłady i opalanie lokomotywek). Obie wojny światowe spowodowały znaczne zmiany w środowisku doliny, tak w wyniku bezpo średnich działa ń wojennych jak i intensywnej eksploatacji lasów. Nast ępnie, po zmianie granic w wyniku układu poczdam- skiego, nastąpiły znaczne migracje ludno ści. Do czerwca 1946 roku zako ńczono wysiedlanie ludno ści znad górnego Sanu (ze strony polskiej) do ZSRR. Na kilkadziesi ąt lat teren opustoszał, dziczej ące pola porasta ć zacz ęły samosiewy świerka, brzozy a przede wszystkim olchy szarej. W latach 70-tych XX w. rozpocz ęto kompleksowe prace maj ące na celu odzyskanie terenu dla rolnictwa. Nie wiadomo dlaczego najodpowiedniej- szymi realizatorami zadania dla ówczesnych decydentów okazali si ę by ć Ŝołnierze jednostek nadwi śla ńskich i wi ęźniowie. Przy pomocy łopaty, spychaczy i materiałów wybuchowych zniwelowano chałupiska i miedze na powierzchni ponad 1300 ha, wybudowano ponad 35 km dróg gospodarczych. W Tarnawie stan ęła ferma rolniczo-hodowlana na kilka tysi ęcy sztuk bydła. Nast ępnie przyst ąpiono do prac, które ju Ŝ zdecydowanie negatywnie odbiły si ę na stanie środowiska doliny, a były to: - prace melioracyjne, powoduj ące osuszanie prawie 900 ha, - opasanie torfowisk wysokich (osobliwo ść przyrodnicza Bieszczadów) rowami odwadniaj ącymi, - niefrasobliwa gospodarka ściekami, -beztroskie stosowanie nawozów sztucznych i środków ochrony ro ślin w ilo ściach przekraczaj ących wszelkie zapotrzebowanie, - wprowadzanie do budownictwa materiałów szkodliwych (np. ponad 12 000 m 2 eternitu)

Jednocze śnie Lasy Pa ństwowe rozpocz ęły intensywne pozyskanie świerka w ramach walki z kornikiem pojawiaj ącym si ę w drzewostanach świerkowych – w latach 1988-1998 pozyskano ponad 200 000 m 3 grubizny świerkowej.

15 Renaturyzacja. Po upadku „Igloopolu" (który przej ął w 1984 r. od wojska agendy Tarnawy) - w roku 1999 obszar Doli- ny został przekazany do Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Prawie natychmiast dyrekcja BdPN opracowała programy naprawcze środowiska doliny, okre ślane jako „programy renaturyzacyjne". Środki na to przedsi ę- wzi ęcie uzyskał Park z NFO ŚiGW oraz, po wygraniu edycji konkursu, od EkoFunduszu. Opracowano te Ŝ do- kument „Prowizorium zagospodarowania doliny górnego Sanu w BdPN". Dla Doliny zaplanowano wówczas nast ępuj ące prace (na lata 1999 - 2014) • - powstrzymanie odpływu wód poprzez wykonanie około tysi ąca zastawek i grobli ziemnych skutkuj ących meandryzacj ą rowów melioracyjnych i powstawaniem licznych oczek wodnych. • - sanacja powierzchni 3 ha torfowiska wysokiego w Tarnawie Wy Ŝnej zniszczonego w latach 1977-8. • - Odtworzenie ponad 30 ha ł ęgów nad Sanem i dopływami (do 2006 r. zalesiono 25,5 ha wysa- dzaj ąc wierzby na 8,6 ha, jesion na 4,3 ha oraz jawor, brzoz ę, wi ąz, świerk, lip ę, czp, na ok. 12,6 ha). • - Wprowadzenie stadniny konia huculskiego celem spasania terenów otwartych i organizowanie turystyki konnej. • - Udost ępnienie doliny dla turystyki poznawczej poprzez utworzenie co najmniej 20 km ście Ŝek pieszych, szlaków rowerowych i konnych oraz organizacj ę w Tarnawie Ni Ŝnej Ośrodka In- formacji Krajoznawczej. • - Pozostawienie jak najwi ększej powierzchni ekosystemów otwartych - jako element ochrony krajobrazu kulturowego.

Dodatkowym elementem renaturyzacji na małych stosunkowo obszarach jest wprowadzenie bobra europejskiego nad San. Bóbr (jako gatunek bytuj ący w Karpatach w czasach historycznych) ch ętnie zajmuje stanowiska spełniaj ące podstawowe wymagania, czyli: woda-wierzba-spokój. Jednocze śnie jego bytowanie na bezludnych terenach Doliny nie powoduje konfliktów z człowiekiem. Bytowanie bobra - bez w ątpienia gatunku kluczowego w procesie renaturyzacji, w krótkim okresie stwarza warunki do bytowania całego ła ńcucha powi ązanych ze sob ą gatunków fauny zwi ązanych z obecno ści ą wody. Ka Ŝdy nowy gatunek, który zaistnieje w stawku bobrowym lub jego najbli Ŝszym otoczeniu wypełnia swoj ą nisz ę w układzie troficznym. Na 231 osobników dowiezionych w Bieszczady, 50 wsiedlono w Dolinie Górnego Sanu. Naj- wy Ŝej poło Ŝone stanowisko bobrów w Bieszczadach (tak Ŝe w Polsce) jest od kilku lat na Przeł ęczy UŜockiej. Około 50 bobrów przeszło na Ukrain ę a 30 osobników zaw ędrowało na Słowacj ę. Nad gór- nym Sanem obecnie Ŝyje ok. 100 osobników na 27 stanowiskach.

W ten sposób bóbr europejski, powróciwszy do karpackich lasów stał si ę skutecznym, mądrym i sympatycznym pomocnikiem w naprawie środowiska doliny górnego Sanu.

16 Zagro Ŝenia antropogeniczne w pi ętrze wysokogórskim Bieszczadzkiego Parku Narodowego

Ryszard PR ĘDKI Bieszczadzki Park Narodowy ul. Bełska 7; 38-700 Ustrzyki Dolne; E-mail: [email protected]

Strefy grzbietowe połonin to miejsce szczególnego nagromadzenia warto ściowych i unikalnych obiektów przyrody zarówno nieo Ŝywionej jak i o Ŝywionej. W partiach szczytowych głównych grzbietów, na stromych stokach i na twardzielcowych grz ędach skalnych oraz piaskowcowych ru- mowiskach wyst ępuj ą zazwyczaj płytkie utwory skalisto-rumoszowe - gleby inicjalne (litosole Litho- sols i regosole Regosols) oraz słabo wykształcone rankery Rankers), które wraz z porastaj ącą je ro- ślinno ści ą m.in. zbiorowisk półek i szczelin skalnych, muraw alpejskich, ba Ŝynisk tworz ą cenne i jednocze śnie wra Ŝliwe ekosystemy S ą to miejsca koncentracji ruchu turystycznego i silnej antropopresji, poniewa Ŝ ilo ść osób w ędruj ących po szlakach turystycznych połonin kształtuje si ę na poziomie 200-250 tys. osób rocznie. Rozci ęcie stoków poprzez system szlaków turystycznych wzmaga oddziaływanie naturalnych procesów morfogenetycznych, takich jak: spłukiwanie i spływ powierzchniowy, niwacja, lód włókni- sty czy deflacja. Stwierdza si ę równie Ŝ, Ŝe wsi ąkanie wody opadowej w zag ęszczonych i zwi ęzłych powierzchniowych poziomach gleb zniszczonych ze szlaków pieszych jest bardzo ograniczone. W zwi ązku z wyst ępowaniem powierzchniowych uszkodze ń pokrywy glebowej i szaty ro ślinnej konieczno ści ą stało si ę wykonywanie szeregu technicznych zabezpiecze ń ochronnych (bariery niskie, stopnie, dreny, osłony z siatki). Monitoring fotograficzny realizowany na terenie parku pokazuje, Ŝe w niektórych miejscach, gdzie wykonano niskie bariery oraz wyło Ŝono osłony z siatek samorzutnie odradza si ę dar ń ro ślinna. Prowadzi si ę równie Ŝ prace czynnej rewitalizacji wysokogórskich zbiorowisk murawowych, polegaj ące na podsadzaniu miejsca uszkodzonych za pomoc ą sadzonek kostrze- wy górskiej Festuca airoides .

Siodło Pod Tarnic ą (fot. G. Haczewski)

17 Walory geoturystyczne Bieszczadów Wysokich

Grzegorz HACZEWSKI Akademia Pedagogiczna w Krakowie, Instytut Geografii, ul. Podchor ąŜ ych 2; 30-084 Kraków E-mail: [email protected]

Spo śród trzech parków narodowych w polskiej cz ęś ci Karpat Zewn ętrznych, Bieszczadzki Park Narodowy ma najbardziej urozmaicon ą budow ę geologiczn ą i najwi ększe bogactwo ró Ŝnorod- nych form rze źby grzbietowej, stokowej i dolinnej. T ę szczególn ą pozycj ę zawdzi ęcza nie tylko najwi ększemu obszarowi, ale i poło Ŝeniu na granicy dwu jednostek tektoniczno-facjalnych, oraz mło- dym ruchom wypi ętrzaj ącym. Dzi ęki poło Ŝeniu na granicy jednostki dukielskiej i śląskiej na terenie Parku odsłaniaj ą si ę serie skalne o wieku obejmuj ącym cała górn ą kred ę, paleocen, eocen i oligocen, a Ŝ po granic ę z miocenem. S ą to utwory fliszowe reprezentowane przez bogaty zestaw odmian facjalnych. Wyst ę- puj ą tu grube serie o przewadze piaskowców gruboławicowych (piaskowce ci śnia ńskie, piaskowce otryckie), typowy flisz piaskowcowo-łupkowy (warstwy hieroglifowe, niektóre partie warstw kro- śnie ńskich), a tak Ŝe flisz o przewadze łupków (nadotrycka cz ęść warstw kro śnie ńskich). Spotkamy tu te Ŝ serie z ciemnymi łupkami bogatymi w materi ę organiczn ą (warstwy z Majdanu, łupki menilito- we), a tak Ŝe pstre łupki w warstwach hieroglifowych. Wyst ępuj ą tu równie Ŝ serie o typie olistostrom, czyli osady pot ęŜ nych osuwisk podmorskich, o grubo ści do 200m, z blokami o rozmiarach przekraczaj ących 100 m. Wyst ępuj ą wreszcie rzadziej spotykane typy skał jak wapienie kokolitowe, dolomi- ty Ŝelaziste, bentonity. W tak rozmaitych seriach skalnych wyst ępuj ą te Ŝ bardzo ró Ŝnorodne składniki i struktury zwi ązane z powstaniem tych serii skalnych. Nale Ŝy tu wymieni ć urozmaicony zestaw skał egzotycz- nych w osadach osuwisk podmorskich: gnejsy, marmury, kwarcyty, łupki serycytowe i ró Ŝne odmiany wapieni organodetrytycznych: numulitowe, muszlowe, mszywiołowo-krasnorostowe. Osobliwo- ści ą opisan ą w dot ąd w świecie tylko z warstw przej ściowych Bieszczadów i Beskidu Niskiego s ą niezwykle tu obfite tzw. wirowce – silnie scementowane skupienia piaszczyste w ciemnych mułow- cach. Powierzchnie warstw piaskowców pokryte s ą wielk ą rozmaito ści ą hieroglifów. Nale Ŝą tu: hieroglify organiczne – ślady działalno ści Ŝyciowej ró Ŝnych organizmów oraz liczne odmiany hierogli- fów mechanicznych – ślady oddziaływania na dno burzliwych wirów pr ądów zawiesinowych, ślady kontaktu z dnem ró Ŝnych przedmiotów unoszonych przez pr ądy zawiesinowe, w tym najcz ęś ciej grudek osadu oraz ko ści i z ębów ryb. Liczne i efektowne s ą tzw. pogr ązy – struktury powstałe w wyniku deformacji granic mi ędzy nie mieszaj ącymi si ę półpłynnymi osadami o ró Ŝnej g ęsto ści i lepko- ści. Do ść wiele napotkano tu te Ŝ tzw. hieroglifów pierzastych. Wyst ępuj ą one na sp ągach warstw piaskowców, które uległy upłynnieniu i na ścianach intruzji piaskowcowych. Do ść bogaty, jak na obszar fliszowy, jest te Ŝ zespół skamieniało ści. W piaskowcach oligoce ńskich znaleziono dobrze zachowane okazy ryb, w tym unikalne okazy du Ŝych ryb drapie Ŝnych. W wapieniu jasielskim liczne są skamieniało ści drobnych ryb otwartego i gł ębokiego morza, w tym ryb z organami świetlnymi. Stan zachowania ryb w wapieniu jasielskim nale Ŝy do najlepszych znanych z

18 całej historii kopalnych ryb. Zachowanie przewodów pokarmowych i gruczołów świetlnych na skó- rze głowy u kopalnych ryb opisano tylko z ryb w wapieniu jasielskim. W warstwach egzotykowych wyst ępuj ą obficie muszle ślimaków i ostryg oraz pancerzyki numulitów i skupienia powstałe przy udziale glonów wapiennych, tzw. rodolity. Atrakcyjno ść geologiczna Bieszczadów Wysokich wynika te Ŝ z natury deformacji tektonicznych. Strefa przeddukielska odznacza si ę bogatym zestawem struktur deformacyjnych. Wyst ępuj ą tu wąskopromienne fałdy, nasuni ęcia ró Ŝnego rz ędu, budina Ŝ, dupleksy, rysy tektoniczne, lustra tektoniczne, tektoglify, syntektoniczne Ŝyły włóknistego kalcytu, czasem ze strukturami mostkowymi. Urozmaicone s ą zespoły sp ęka ń i szczelin z wypełnieniami mineralnymi, w śród których spotykamy: kalcyt mleczny, kalcyt prze źroczysty, kalcyt włóknisty, kwarc w postaci szczotek i tzw. diamentów marmaroskich, asfaltyt. W polskiej cz ęś ci Karpat zewn ętrznych znanych jest kilka stref przednasuni ęciowych o podobnym charakterze, np. strefy lanckoro ńska i Ŝegoci ńska. S ą one jednak znacznie słabiej rozpo- znane od strefy przeddukielskiej, gdy Ŝ wyst ępuj ą w obszarach o słabym rozci ęciu erozyjnym, łagod- nej rze źbie, grubej pokrywie zwietrzeliny i dnach potoków przewa Ŝnie pokrytych osadami. W strefie przeddukielskiej rozległe, świe Ŝe i czyste odsłoni ęcia w dnach i brzegach głęboko wci ętych potoków pozwalaj ą na wyj ątkowy wgl ąd w szczegóły budowy tej strefy. Do osobliwo ści geologicznych tego obszaru nale Ŝą te Ŝ naturalne wypływy ropy i gazu oraz ślady dawnego górnictwa naftowego. Mniej obficie ni Ŝ w innych cz ęś ciach Beskidów wyst ępuje tu martwica wapienna, ale jedno stanowisko jest do ść efektowne. Walory geomorfologiczne Bieszczadów Wysokich s ą chyba jeszcze wi ększe ni Ŝ geologiczne. Bezle śne grzbiety z połoninami pozwalaj ą lepiej ni Ŝ w innych cz ęś ciach Beskidów podziwia ć urozmaicony zestaw form rze źby strukturalnej: rusztowy układ grzbietów, skałki grzbietowe i zboczowe, ró Ŝne przekroje poprzeczne grzbietów w zale Ŝno ści od upadu warstw i rozmieszczenia pakietów skał odpornych i nieodpornych na denudacj ę, odzwierciedlenie uskoków w przebiegu grzbietów i mniej- szych grz ęd skalnych. Na połoninach mo Ŝna te Ŝ obserwowa ć nie maskowane lasem formy powstałe w wyniku ruchów masowych i procesów mrozowych: osuwiska, rozpadliny, pokrywy i j ęzory gruzowe, tarasy krioplanacyjne i nisze niwacyjne. Ciekawe formy wietrzenia powierzchni skałek dzi ęki swej ekspozycji i wysokiemu poło Ŝeniu s ą mniej zakryte przez ro ślinno ść ni Ŝ na skałkach piaskowcowych w innych cz ęś ciach Beskidów. Poza przejawami rze źby strukturalnej na najwy Ŝszych grzbietach bieszczadzkich s ą widoczne liczne i ró Ŝnorodne przykłady reliktów rze źby ze starszych, zapewne przedczwartorz ędowych eta- pów rozwoju. S ą to słabo przekształcone fragmenty łagodniejszej rze źby w pobli Ŝu głównych dzia- łów wodnych i wysoko poło Ŝone fragmenty starych den dolinnych. Na nie przekształconych przez człowieka stokach wyst ępuj ą liczne przykłady efektownych osuwisk i innych ruchów masowych. Na wielu osuwiskach powstały gł ębokie torfowiska. W grubych warstwach glin zboczowych do ść powszechnie rozwijaj ą si ę formy sufozyjne.

19 Dzi ęki młodym ruchom wypi ętrzaj ącym dna potoków s ą na długich odcinkach skalne, ujaw- niaj ąc bogate zespoły form erozyjnych uwarunkowanych strukturalnie, ale te Ŝ i czysto erozyjnych, na grubych pakietach piaskowcowych. Berda, progi skalne, marmity i rynny eworsyjne s ą w potokach bieszczadzkich rozwini ęte znacznie obficiej i pełniej ni Ŝ w innych cz ęś ciach Beskidów. Bogata w osobliwo ści geomorfologiczne jest dolina górnego Sanu. Zaczynaj ąca si ę przy głównym karpackim dziale wodnym dolina ma juŜ od źródłowego odcinka charakter pogórski z szerokim dnem, łagodnymi zboczami, meandruj ącym traktem korytowym i licznymi torfowiskami na rozległych płaskich tarasach. W aluwiach zachował si ę wyj ątkowo czytelny zapis historii gospodarki ludzkiej od pocz ątków osadnictwa. Geoturystyka jest dzisiaj dynamicznie rozwijaj ącym si ę zjawiskiem w turystyce. Polega ona na odwiedzaniu miejsc atrakcyjnych pod wzgl ędem geologicznym lub geomorfologicznym przez tu- rystów zainteresowanych gł ębszym zrozumieniem ogl ądanych krajobrazów i poznaniem procesów, które ten krajobraz kształtuj ą. Uprawianie geoturystyki ł ączy si ę na ogół z postaw ą poszanowania dla przyrody i zrozumieniem potrzeby jej ochrony. Osoby zajmuj ące si ę prowadzeniem turystów, cz ęsto zagranicznych, na tzw. „podgl ądanie zwierzyny” spotykaj ą si ę z pytaniami o napotykane elementy przyrody nieo Ŝywionej. Celowe działania dla o Ŝywienia geoturystyki mog ą w efekcie zwi ększy ć udział turystów o nastawieniu „kontemplacyjnym” w śród ogółu odwiedzaj ących Bieszczady. Uprawianie geoturystyki mo Ŝe si ę wydawa ć potencjalnym zagro Ŝeniem dla przyrody w obszarze chronionym. Jednak znaczn ą cz ęść obserwacji geoturystycznych mo Ŝna dokona ć bez schodzenia ze szlaku. Skałki i ich zwi ązek z tektonik ą najlepiej obserwuje si ę z przeciwległego zbocza, podobnie jak formy osuwiskowe, j ęzory gruzowe, relikty starej rze źby. Ogl ądanie form rze źby koryt skalnych wymaga poruszania si ę po skalnym dnie w czasie niskiego stanu wody, a zatem nie powoduje zadeptywania ro ślin, ani nie zostawia Ŝadnych trwałych śladów. Ślady na piasku, czy mule są zacierane przez pierwsze wezbranie. Obiekty i zjawiska, których obserwacja wi ąŜ e si ę z u Ŝyciem młotka mo Ŝna obserwowa ć poza obszarami ścisłej ochrony. Ochrony przez zamaskowanie lub dys- krecj ę mog ą wymaga ć takie obiekty jak jaskinie b ędące zimowiskami nietoperzy, niektóre stanowiska fauny kopalnej lub atrakcyjnych minerałów. Wieloletnie do świadczenie z geologicznych i geomorfologicznych praktyk studenckich w Bieszczadach wskazuje, Ŝe wraz z nabywaniem wiedzy o funkcjonowaniu przyrody i o jej warto- ści, w młodych ludziach rozwija si ę umiej ętno ść i potrzeba poszanowania tej warto ści. Przy takim spojrzeniu Park Narodowy, rozumiany i jako obszar chroniony i jako instytucja, mo Ŝe by ć miejscem kształtowania postaw sprzyjaj ących ochronie przyrody tak Ŝe przez pobudzanie zainteresowa ń geoturystycznych.

STRESZCZENIA

PREZENTACJI

POSTEROWYCH

21 Aktualne zmiany środowiska przyrodniczego pod wpływem działalno ści człowieka w Gorcach na przykładzie doliny Jaszcze

Anna BUCAŁA

Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn; Instytut Geografii i PZ PAN, Kraków

W latach 60-tych XX wieku na terenie doliny potoków Jaszcze i Jamne prowadzono kompleksowe badania. Prace badawcze kierowane były najpierw przez K. Figuła, po czym kierownictwo obj ęła A. Medwecka-Korna ś. W badaniach uczestniczyli m.in. Gerlach, Niemirowski 1968, Med- wecka-Korna ś, Korna ś 1968, Niemirowska, Niemirowski 1968, Adamczyk, Komornicki 1970, Ob- rębska-Starklowa 1970. Obejmowały one kartowanie elementów środowiska przyrodniczego w skali 1 : 10000 i dotyczyły zagadnie ń ukształtowania terenu, klimatu, stosunków wodnych, gleb i szaty ro- ślinnej. Efektem tej pracy jest szczegółowa inwentaryzacja ró Ŝnych elementów środowiska przyrodniczego, wraz z dokumentacj ą kartograficzn ą. Dolina potoku Jaszcze le Ŝy w Gorcach. Potok Jaszcze o długo ści 9 km, lewobrze Ŝny dopływ górnej cz ęś ci rzeki Ochotnicy, bierze swój pocz ątek na stokach Jaworzyny (1250 m n.p.m.). V-kształtna dolina Jaszcze jest gł ęboko wci ęta (do 300m), ma dno erozyjne z licznymi progami. Zlewnia potoku (11,736 km²) le Ŝy w pi ętrze regla dolnego, si ęgaj ącego do 1150 m. Cz ęść grzbietowa zajmuje pi ętro regla górnego. Koresponduj ą one z pi ętrami klimatycznymi: umiarkowanie chłodnym (4-6ºC) i wy Ŝej chłodnym (2-4ºC). W 2007 roku rozpocz ęto rejestracje zmian środowiska przyrodniczego w oparciu o materiały źródłowe oraz mapy topograficzne (1980-81,1:10000, w układzie 65: 183.144 Knurów, 183.231 Młynne) i ortofotomapy (1997, 1:10000, M34-89ad1, M34-89ad2, M34-89ad3, M34-89ad4). W ostatnim 50-leciu na terenie doliny Jaszcze zaszły zauwa Ŝalne zmiany w środowisku przyrodniczym, b ędące skutkiem działalno ści człowieka tj. w u Ŝytkowaniu ziemi, rze źbie, stosunkach wodnych i szacie ro ślinnej. Zaniechanie aktywnej gospodarki rolnej spowodowało obni Ŝenie dolnej granicy lasu, wkraczanie krzewów i pojedynczych k ęp drzew na polany, ł ąki i nieu Ŝytkowane pola (sukcesja wtórna). Nast ąpiła zamiana pól ornych na u Ŝytki zielone. Zaprzestanie koszenia ł ąk i wy- pasu bydła i owiec, doprowadziło do ubo Ŝenie zbiorowisk ro ślinnych na wpół naturalnych. Wraz ze zmian ą u Ŝytkowania gruntów zaprzestano u Ŝytkowania wielu dróg polnych, co w konsekwencji powoduje zmniejszenie odpływu zwietrzeliny ze stoków, dostawy rumowiska do koryt, powoduj ąc tym samym pogł ębianie koryt potoków oraz powstawanie podci ęć erozyjnych w obr ębie dolin rzecznych. Rozwój zabudowy mieszkalnej, domków letniskowych, powstanie nowych dróg w dolinie potoku Jaszcze prowadzi równie Ŝ do zaburzenia równowagi stoków i uaktywnienia osuwiska ziemne.

Literatura:

Adamczyk B., Komornicki T., 1970, Charakterystyka gleboznawcza dolin potoków Jaszcze i Jamne, Studia Naturae, Ser. A, nr 3, Gerlach T., Niemirowski M., 1968, Charakterystyka geomorfologiczna dolin Jaszcze i Jamne, [w:] Medwecka- Korna ś A., (red.), Doliny Potoków Jaszcze i Jamne w Gorcach, Studia Natuae Ser. A, nr 2, Medwecka-Korna ś A., Korna ś J., 1968, Zbiorowiska ro ślinne dolin Jaszcze i Jamne, [w:] Medwecka-Korna ś A., (red.), Doliny Potoków Jaszcze i Jamne w Gorcach, Studia Natuae Ser. A, nr 2, Niemirowska J., Niemirowski M., 1968, Stosunki hydrograficzne zlewni potoków Jaszcze i Jamne, [w:] Med- wecka-Korna ś A., (red.), Doliny Potoków Jaszcze i Jamne w Gorcach, Studia Natuae Ser. A, nr 2, Obr ębska-Starklowa B., 1970, Mezoklimat zlewni potoków Jaszcze i Jamne, Studia Naturae, Ser. A, nr 3,

22 Ekstremalne wezbrania w dolinie potoku Rudohorskiego (Sudety Wschodnie), geomorfologiczna i dendrochronologiczna rekonstrukcja zdarze ń

Agnieszka CHROST

Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec

Du Ŝa amplituda rze źby, okresowo intensywne opady oraz obecno ść pokryw zwietrzelinowych utrwalonych prze lasy sprawia, Ŝe Masyw Keprnika w Sudetach Wschodnich zaliczy ć mo Ŝna do gór średnich o du Ŝej dynamice procesów geomorfologicznych. W górnej/ źródliskowej cz ęś ci zlewni potoku Rudohorskiego, gdzie brak systematycznych pomia- rów i obserwacji zjawisk hydrologicznych, znaleziono geomorfologiczne i dendrochronologiczne dowody, wskazuj ące na nie notowane ekstremalne wezbrania, które zachodziły tam w ostatnich kilkunastu dekadach i były przyczyn ą znacznej transformacji rze źby dna doliny/leja źródłowego. Potwierdzeniem tych du Ŝych wezbra ń, s ą liczne koryta przelewowe i usypiska/wały głazowe, oraz odsłoni ęte korzenie świerków, rany na drzewach w strefach przepływu wód transportuj ących gruby rumosz skalny. Wezbrania te zapisały si ę w sekwencjach rocznych przyrostów świerków porastaj ących ten obszar. Stwierdzono dowody 17 wezbra ń, które wyst ąpiły od roku 1914. Wi ększo ść z nich została zarejestrowana równie Ŝ w obszarach przyległych (Polach, Gaba, 1998; Štekl i in., 2001). W wyniku działania procesów fluwialnych, dno źródliskowej cz ęś ci Rudohorskiego potoku modelo- wane było najintensywniej na pocz ątku lat 70., oraz w latach 80. i 90-ych 19-go wieku. Zmiany anatomiczne w obr ębie korzeni odsłoni ętych spod gleby na skutek erozji zwi ązanej z wezbraniami pokrywaj ą si ę z datami wyst ąpienia ekstremalnych wezbra ń w Wysokim Jeseniku za- rejestrowanymi przez ró Ŝnych autorów i w wi ększo ści z datami uzyskanymi w wyniku analizy den- drochronologicznej badanych świerków. Mimo, i Ŝ główn ą przyczyn ą ekstremalnych wezbra ń i zwi ązanych z nimi procesów geomorfologicznych był czynnik naturalny – klimatyczny, to jednak działalno ść człowieka w dorzeczu tego potoku, notowana w ostatnich dwu stuleciach, nie pozostawała bez wpływu na nat ęŜ enie tych pro- cesów. Prowadzona w górnej cz ęś ci doliny wycinka lasów zwi ększała spływ powierzchniowy po wylesionych zboczach. Ułatwiało to szybki spływ wód do dna leja źródłowego. Równocze śnie odsłoni ę- te peryglacjalne pokrywy stokowe, poprzez przesycenie wod ą, były bardziej podatne na transfer do dna doliny i redepozycj ę w ni Ŝej poło Ŝonej cz ęś ci doliny badanego potoku.

Literatura

Chrost A., 2007: Geomorfologiczny i dendrochronologiczny zapis ekstremalnych zjawisk hydrologicznych w masywie Keprnika (Sudety Wschodnie). Rola klimatu i człowieka. Praca magisterska wykonana w Katedrze Paleogeografii i Paleoekologii Czwartorz ędu. WNoZ, U Ś, Sosnowiec. Polach D., Gaba Z., 1998: Historie povodni na šumperskem a jesenickem okrese. Severni Morava. 75, Šumperk, s. 3-29. Štekl J., Brázdil R., Kakos V., Je ř J., Tolasz R., Sokol Z., 2001: Extrémni denni srážkové únrny ČR v obdobi 1879-2000 a jejich synoptické p řičiny. Praha. Zielski A., Kr ąpiec M, 2004: Dendrochronologia. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa.

23 Karpaty polskie - mapa podatno ści na osuwanie

Michał DŁUGOSZ

Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn IGiPZ PAN, Kraków

Ruchy masowe odgrywaj ą olbrzymi ą rol ę w kształtowaniu rze źby obszarów górskich na ca- łym świecie. S ą to zjawiska stanowi ące naturalne zagro Ŝenie dla Ŝycia i działalno ści gospodarczej człowieka. Szczególne szkody powoduj ą osuwiska b ędące ruchem mas skalnych b ądź zwietrzelinowych wzdłu Ŝ wyra źnie okre ślonej powierzchni ze ślizgu (Kleczkowski 1955). W polskich Karpatach fliszowych ruchy osuwiskowe maj ą istotny wpływ na modelowanie rze źby i całego środowiska przyrodniczego, b ędąc równocze śnie problemem dla lokalnej społeczno- ści. Pomimo Ŝe Karpaty polskie stanowi ą jedynie 6% powierzchni kraju to blisko 90% wszystkich osuwisk zarejestrowanych w Polsce wyst ępuje wła śnie w Karpatach. Na badanym obszarze ich liczba oceniana jest na około 20 000, co stanowi blisko 20% powierzchni regionu (Katalog osuwisk 1975, Mrozek i in. 2000). Na podstawie liczby osuwisk wyst ępuj ących w polskiej cz ęś ci Karpat oraz czynników wpływaj ących na powstawanie osuwisk mo Ŝna stwierdzi ć Ŝe Karpaty fliszowe to góry szczególnie podatne na ruchy osuwiskowe. Decyduj ące znaczenie ma tutaj charakter rze źby (gł ęboko wci ęte doliny, nachylenia stoków), budowa geologiczna (kompleks skał fliszowych) oraz tektonika (bieg i upad warstw, dyslokacje tektoniczne, strefy uskokowe) (R ączkowski i in. 2002). Celem opracowania było stworzenie mapy podatno ści na osuwanie dla obszaru polskich Karpat fliszowych. Wskazanie rejonów najbardziej podatnych na ruchy masowe gdzie zagro Ŝenie osuwiskowe jest najwi ększe oraz przedstawienie ich przestrzennego zró Ŝnicowania. Do okre ślenia stopnia podatno ści na osuwanie obszaru Karpat fliszowych wykorzystano mapy czynników pasywnych wpływaj ących na ruchy masowe. Wybrano dwa najwa Ŝniejsze czynniki tj. rze źbę (nachylenia terenu) oraz budow ę geologiczn ą. Nast ępnie wykonano mapy tematyczne: map ę nachyle ń oraz map ę geologiczn ą polskich Karpat. Okre ślenie podatno ści na osuwanie poszczegól- nych klas przyj ętych map tematycznych przeprowadzono na podstawie literatury (Bober 1984, Zabu- ski i in. 1999). Warto ściowanie przeprowadzono wył ącznie pod k ątem osuwisk strukturalnych, a wi ęc zsuwów przebiegaj ących wzdłu Ŝ okre ślonej, naturalnej powierzchni geologicznej, których kierunek ruchu jest ści śle zwi ązany z budow ą geologiczn ą (Kleczkowski 1955). Wszystkie mapy oraz obliczenia wykonano z wykorzystaniem technik GIS (Geographic Information System) w oparciu o program ILWIS 3.3 (Integrated Land and Water Information System). Opracowana mapa podatno ści na osuwanie polskich Karpat fliszowych przedstawia obszary najbardziej zagro Ŝone ruchami osuwiskowymi. Otrzymane wyniki potwierdzaj ą tez ę Ŝe Karpaty fliszowe to obszar górski gdzie ruchy osuwiskowe odgrywaj ą bardzo istotn ą rol ę w modelowaniu rze ź- by oraz stanowi ą du Ŝy problem dla lokalnej ludno ści powoduj ąc straty w budownictwie i gospodarce. Ponad 7 ty ś km 2 zajmuj ą obszary podatne lub bardzo podatne na osuwanie. Stanowi to 36 % powierzchni całych Karpat polskich. S ą to rejony gdzie nachylenia terenu mieszcz ą si ę w przedziale od 9 do 14 0 oraz od 15 do 25 0, zbudowane ze skał fliszowych podatnych na osuwanie o wykształceniu litologicznym piaskowcowym, łupkowo-piaskowcowym lub łupkowym.

Literatura

Bober L., 1984, Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszowych i ich zwi ązek z budow ą geologiczn ą regionu, Biuletyn Instytutu Geologicznego 340, tom XXIII, 115-161 Katalog osuwisk – województwo krakowskie i rzeszowskie, 1975, Praca zbiorowa OK., Pa ństwowy Instytut Geologiczny Kraków Kleczkowski A., 1955 Osuwiska i zjawiska pokrewne , Wydawnictwa Geologiczne Warszawa 1955, 93 Mrozek T., R ączkowski W., Limanówka D., 2000, Recent landslides and triggering climatic conditions in Laskowa and Ple śna regions, Polish Carpathians, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 34, 89-109 Rączkowski W., Mrozek T., 2002, Activiting of landsliding in the Polish Flysch Carpathians by the end of the 20th century, Studia Geomorphologica Carpatho – Balcanica, vol. 36, 91-111 Zabuski L., Thiel K., Bober L., 1999, Osuwiska we fliszu Karpat polskich, Wydawnictwo Instytutu Budownic- twa Wodnego PAN, Gda ńsk, 171

24 Subfosylne pnie drzew i aluwia w dolinie Sanu koło Przemy śla

Piotr G ĘBICA

Wy Ŝsza Szkoła Informatyki i Zarz ądzania, Wydział Ekonomii, Zakład Geografii, Rzeszów

W nowych wyrobiskach Ŝwirowni Ostrów koło Przemy śla dzi ęki prowadzonej rozległej eksploatacji, odsłania si ę na długo ści kilkuset metrów i wysoko ści 2,5-5,5 m profil 5-6- metrowej terasy rędzinnej Sanu. Terasa otoczona zakolem Sanu ma w najszerszym miejscu ok. 1 km szeroko ści. Na jej powierzchni zaznaczaj ą si ę starorzecza. Badany segment równiny znajduje si ę w odległo ści 200- 400 m od współczesnego koryta rzeki. W łupkach fliszowych na gł ęboko ści 10-17m wyci ęta jest kopalna rynna wypełniona Ŝwirami mi ąŜ szo ści 4-13 m, przykrytymi w stropie piaskami pylastymi i madami mi ąŜ szo ści 3-4,7 m. Podczas bada ń terenowych w 2006 roku pobrano do datowa ń radiow ę- glowych próbki z wydobytych w trakcie eksploatacji pni drzew. W śród nich były pnie starsze, rede- ponowane sosny i wi ązu datowane na 10080±80 lat B.P. (Ki- 13839) i 9250±70 lat B.P. (Ki-13836). Młodsz ą generacj ę wyznaczały w kolejno ści pie ń jesionu datowany na 3320±55 lat B.P. (Ki-13837), pie ń czarnego d ębu długo ści 3 m i średnicy 35 cm datowany na 3240±50 lat B.P. (Ki-13838) oraz pochodz ący ze wschodniej ściany głównego wyrobiska pie ń klonu wydatowany na 3160±50 lat B.P. (Ki-13840). Zalegaj ące powy Ŝej tego pnia piaszczyste odsypy meandrowe zawierały w ęgle drzewne, które na gł ęboko ści 4 m uzyskały wiek 3305±80 lat B.P. (Ki-13844). Natomiast w północnej cz ęś ci opisywanej ściany, pod warstwowanymi piaskami i pyłami zo- stała odkryta na gł ęboko ści 4,3-4,5 m gleba kopalna z poziomem humusowym datowanym na 2330±60 lat B.P. (Ki-13845). Reasumuj ąc nale Ŝy stwierdzi ć, Ŝe w dolinie Sanu powy Ŝej Przemy śla segment równiny zalewowej wysoko ści 5-6 m buduj ą aluwia korytowe z pniami drzew, składanymi podczas cz ęstych wezbra ń w okresie 3300-3100 lat B.P. (1600-1400 cal. B.C.). Wzrost aktywno ści powodziowej rzeki i agradacja w dnie doliny Sanu w tym czasie wi ąŜę si ę prawdopodobnie z ekspansj ą rolnictwa (wyle- sianie i uprawa roli) w pogórskiej cz ęś ci dorzecza w okresie panowania kultury trzcinieckiej i łu Ŝyc- kiej. Powstanie poziomu próchnicznego gleby kopalnej około 2300 lat B.P., świadczy o przerwie w akumulacji osadów korytowych i stabilizacji równiny. Wzrost akumulacji pozakorytowej i nadbudowa równiny piaszczystymi glinami powodziowymi miała miejsce w okresie subatlantyckim.

Badania finansowane z grantu KBN Nr 2P04E 027 29 pt: „ Stratygrafia aluwiów i fazy holoce ńskich powodzi w dorzeczu Sanu i górnego Dniestru (w oparciu o metody sedymentologiczne, dendrochronologiczne i radiow ęglowe)”.

25 Transformacja małych zlewni górskich podczas ekstremalnych zdarze ń opadowych (zlewnia Hoczewki i rejon Jeziora Soli ńskiego, Bieszczady)

El Ŝbieta GORCZYCA, Dominika WRO ŃSKA

Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiello ński, Kraków

Istotn ą sił ą sprawcz ą w transformacji rze źby Karpat s ą ekstremalne zdarzenia opadowe. W czasie tych zdarze ń nast ępuje uruchomienie procesów o du Ŝej zdolno ści morfotwórczej, co prowadzi do znacznego przekształcenia naturalnych systemów zarówno korytowego jak i stokowego. Takie ekstremalne zdarzenie opadowe wyst ąpiło w dorzeczu Hoczewki w Bieszczadach. Był to pojedynczy opad burzowy, który wyst ąpił 26 lipca 2005 roku. Na posterunku opadowym IMGW w Baligrodzie- Mchawie w ci ągu dwu i pół godzin spadło 130,6 mm deszczu. Bardzo intensywny opad, o cechach opadu nawalnego, doprowadził do powodzi w dolinie Hoczewki i jej dopływów oraz aktywizacji procesów grawitacyjnych. Obszar obj ęty badaniami skutków katastrofalnego opadu to środkowa cz ęść dorzecza Ho- czewki i rejon Jeziora Soli ńskiego (cz ęść zachodnia) o ł ącznej powierzchni 94 km 2. Badany obszar le Ŝy na wysoko ści od 748 do 400 m n.p.m. Buduj ą go warstwy kro śnie ńskie dolne – głównie piaskowce cienkoławicowe i łupki, w mniejszym stopniu za ś piaskowce gruboławicowe z łupkami i łupki otryckie. Rze źba tego obszaru ma charakter pogórski z charakterystycznymi twardzielcowymi grzbietami stercz ącymi 200-300 m nad ni Ŝszym pogórskim poziomem. System stokowy został przekształcony głównie przez ruchy masowe, erozj ę linijn ą i sufozj ę. Na stokach i zboczach powstało 191 form osuwiskowych. Zdecydowana wi ększo ść form to niewielkie zerwy, których powstało 135. S ą one zlokalizowane przede wszystkim na zboczach dolin, wzdłu Ŝ podci ęć drogowych i teras rolnych. Pozostałe formy to spływy błotne i zwietrzelinowe (26 form) oraz płytkie osuwiska zwietrzelinowe (26 form). Bardzo charakterystyczne dla form osuwiskowych i spływów było to, Ŝe wszystkie powstały na kraw ędziach naturalnych lub antropogenicznych, głównie na stokach pokrytych darni ą. Prawie wszystkie formy zakwalifikowane jako osuwiska powstały w wyniku działania zarówno mechanizmów zsuwania jak i spływu, ł ącz ąc w sobie cechy osuwiska i spływu ziemnego. Znacznie wi ększy od procesów stokowych udział w przekształceniu rze źby dorzecza Ho- czewki i rejonu jeziora Soli ńskiego miały wody powodziowe, a tak Ŝe spływy torencjalne. Podczas zdarzenia przekształceniu uległy całe systemy korytowe dopływów Hoczewki i prawostronnych do- pływów Sanu w rejonie Zbiornika Soli ńskiego. Najsilniej przekształcone zostały systemy korytowe dwu potoków: Cisowca i Mchawki. Na całej długo ści powstały tu podci ęcia erozyjne, szerokie rynny erozyjne, progi i podłogi skalne oraz znacznych rozmiarów łachy. W ró Ŝnym stopniu przekształcone zostały poszczególne odcinki koryt w zale Ŝno ści od ich stosunku do budowy geologicznej i ich pier- wotnej morfometrii. Znacz ącą rol ę podczas wezbrania odegrała sztuczna zabudowa koryta. Obejmowała ona przede wszystkim przepusty pod drogami (koryto Mchawki i Cisowca) oraz staw rybny (boczny do- pływ Cisowca). Średnice przepustów były niedostosowane do koryt wysokiej wody. W pierwszej fazie wezbrania doszło do ich zaczopowania przez transportowany materiał organiczny. Wody nie mieszcz ąc si ę w przepustach, przelały si ę gór ą nad drogami. Efektem takiego przebiegu zdarzenia było powstanie w strefach poni Ŝej przepustów znacznych rozmiarów kotłów eworsyjnych, rynien erozyjnych lub sekwencji wysokich progów skalnych. Staw rybny zlokalizowany w linii nurtu bocznego dopływu Cisowca (szacowana obj ęto ść 3800 m 3) przyczynił si ę podczas wezbrania do dostar- czenia do koryta Cisowca w krótkim czasie znacznej obj ęto ści wód. Konsekwencj ą tego było przy- spieszenie pr ędko ści przepływu. W strefach rozszerze ń koryta, pr ędko ść przepływu malała, materiał był zrzucany i powstały znacznych rozmiarów łachy. Koryta zostały średnio pogł ębione o odpowied- nio 2,5 m oraz 1,5 m koryto Cisowca i Mchawki. Świadczy o tym m in. zawieszenie na tej wysoko ści bocznych dopływów. Maksymalna frakcja przenoszona podczas tego zdarzenia to 1-2,3 m.

26 Rola działalno ści człowieka i grubego rumoszu drzewnego w rozwoju k ęp w rzekach karpackich

Ryszard J. KACZKA 1, Bartłomiej WY śGA 2, Joanna ZAWIEJSKA 3

1Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, 2Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków 3Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna, Kraków

W warunkach naturalnych k ępy (wyspy) powszechnie wyst ępowały w rzekach górskich. We współczesnych, zbli Ŝonych do stanu naturalnego rzekach w zachodniej cz ęś ci Ameryki Północnej powalone do koryt du Ŝe drzewa tworz ą stabilne elementy, wzdłu Ŝ których rozwijaj ą si ę k ępy o wieku porastaj ących je drzew malej ącym w dół biegu rzek. W rzekach karpackich powszechny brak stanu równowagi w ostatnich dwóch stuleciach nie sprzyjał rozwojowi k ęp. W XIX wieku du Ŝa dostawa rumowiska do rzek prowadziła do formowania si ę szerokich, agraduj ących koryt roztokowych z cz ę- sto zmieniaj ącym si ę układem k ęp. Natomiast w XX wieku efektem znacznego zmniejszenia si ę dostawy rumowiska ze zlewni oraz regulacji koryt była powszechna zmiana układu koryta na jednonur- towy i wci ęcie si ę rzek. Wyst ępowanie odcinków wielonurtowego koryta z k ępami w Czarnym Du- najcu i Białce umo Ŝliwia jednak badanie formowania si ę k ęp w rzekach polskich Karpat. Rozpozna- nie czynników sprzyjaj ących rozwojowi k ęp jest istotne z uwagi na du Ŝą bioró Ŝnorodno ść wodnych i nadrzecznych ekosystemów w odcinkach wielonurtowego koryta z k ępami. Gruby rumosz drzewny ułatwia rozwój k ęp w rzekach karpackich, cho ć w warunkach znacznej antropopresji jego rola jest odmienna ni Ŝ w rzekach zachodniej cz ęś ci Ameryki Północnej. Po- wszechna wycinka wi ększych drzew porastaj ących brzegi koryt oraz usuwanie z rzek wi ększych po- walonych drzew warunkuj ą tu stosunkowo niewielkie rozmiary i znaczn ą mobilno ść rumoszu drzewnego. W znacznym stopniu ogranicza to mo Ŝliwo ść ochrony siewek drzew porastaj ących łachy Ŝwi- rowe przed niszcz ącą działalno ści ą wód wezbraniowych. Przenoszone przez rzeki pnie i gał ęzie wierzb pełni ą tu natomiast rol ę diaspor, mog ąc ukorzenia ć si ę i formowa ć inicjalne stadia k ęp. Wcze- śniejsze zasiedlanie łach Ŝwirowych i szybszy wzrost zaro śli wierzbowych rozwijaj ących si ę z na- pławionego drewna, w porównaniu z siewkami wierzb, prowadzi do ukształtowania si ę nieregularnej struktury wysoko ściowej drzew w obr ębie k ęp. Z kolei, zatrzymywanie przenoszonych przez wody wezbraniowe pni i gał ęzi wierzb na czole ju Ŝ istniej ących k ęp powoduje rozrastanie si ę k ęp w kierunku dopr ądowym. W czasie wezbra ń nieutwardzone drogi przecinaj ące k ępy i las nadrzeczny kanalizuj ą prze- pływ wód pozakorytowych. Zapocz ątkowuje to rozwój erozji wstecznej wzdłu Ŝ dróg i przekształca- nie ich w roztoki, które rozcinaj ą wcze śniej istniej ące k ępy lub powoduj ą powstanie nowych wskutek odci ęcia fragmentów nadrzecznego lasu.

Badania sfinansowano ze środków na nauk ę w latach 2005-2008 w ramach realizacji projek- tu badawczego nr 2 P04G 092 29.

27 Przyrodnicze uwarunkowania zmiany u Ŝytkowania terenu w XX wieku na Pogórzu Ci ęŜ kowickim na przykładzie zlewni Zalasówki i Po Ŝory Rafał KROCZAK Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn IGiPZ PAN, Kraków

Ślady człowieka na Pogórzu Ci ęŜ kowickim si ęgaj ą neolitu. Osadnictwo wczesno średnio- wieczne koncentrowało si ę jeszcze w dolinach rzek (Przybo ś 1988). Szersze rozpocz ęcie akcji osad- niczej na obszarze Pogórzy ocenia si ę na XII wiek. Najistotniejsze zmiany zaszły w ci ągu ostatnich 150 lat gdy dokonał si ę widoczny do dzi ś podział na łany, a nast ępnie systematyczne rozdrabnianie areału. Panuj ący w Galicji w drugiej połowie XIX wieku głód ziemi i wysoki przyrost naturalny sprawiły, Ŝe rolniczo wykorzystywano nawet bardzo trudne z agrotechnicznego punktu widzenia tereny. Wykorzystuj ąc nowe narz ędzie w badaniach środowiska jakim jest GIS, sprawdzono czy naturalne ukształtowanie terenu determinowało zmiany w u Ŝytkowaniu ziemi w XX wieku na Pogórzu Ci ęŜ kowickim. W niniejszym opracowaniu przyj ęto jednostk ę naturaln ą - zlewni ę. Wybrano dwie zlewnie poło Ŝone w środkowej cz ęś ci Pogórza Ci ęŜ kowickiego. Reprezentuj ą one dwa mezoregiony mikroregionu: Pogórze Ryglickie i Grzbiet Brzanka-Liwocz (German 1992). Do opracowania u Ŝyto: - map katastralnych z 1898 roku 1, skala 1:2880, - mapy topograficznej w skali 1:10000 (stan na 2001 rok), - kolorowych ortofotomap (stan na 1997, wielko ść piksela 75 cm) oraz czarnobiałych (stan na 2003-2004, wielko ść piksela 25 cm) Sporz ądzono mapy u Ŝytkowania ziemi w roku 1898 i współcze śnie. Skorelowano je z mapami: nachyle ń terenu, ekspozycji i odległo ści od osi doliny i wierzchowiny. W pierwszej kolejno ści nało Ŝono map ę nachyle ń terenu na mapy u Ŝytkowania w roku 1898 i współcze śnie. W ka Ŝdym z przedziałów (przyj ęto przedziały: 0º-2º, 2º-5º, 5º-10º, 10º-15º, 15º-30º, >30º) zanotowano spadek powierzchni gruntów ornych kosztem pozostałych u Ŝytków. Z wzrostem nachylenia stoków ro śnie udział lasu. Korelacja mapy u Ŝytkowania z map ą odległo ści od osi doliny i wierzchowiny pokazała, Ŝe rozproszone osadnictwo przenosi si ę na tereny dogodniejsze komunika- cyjnie (wierzchowiny i dna dolin). Współcze śnie wzgl ędem ko ńca XIX wieku ubyło 50% gruntów ornych, najwi ęcej na terenach o ekspozycji N i W (przyj ęto: N, E, S, W), tutaj te Ŝ przybyło najwi ęcej lasów. W ka Ŝdym z przedziałów, przyj ętych przy poszczególnych mapach zanotowano ubytek grun- tów ornych kosztem pozostałych u Ŝytków - głównie zbiorowisk trawiastych (ł ąki, pastwiska, ugory). Zmiany te s ą wzgl ędem siebie proporcjonalne, nie zanotowano znacz ących zmian w obr ębie tylko jednego przedziału czy grupy przedziałów o najlepszych dla rolnictwa warunkach naturalnych. Rol- nictwo wycofuj ę si ę, lecz jest to proces stopniowy a tereny które s ą wył ączane z rolniczego u Ŝytko- wania s ą rozproszone. W du Ŝej mierze jest to konsekwencj ą rozdrobnienia i rozproszenia gospo- darstw, b ędącego skutkiem systematycznego podziału areału rolnego od czasu głodu ziemi w Galicji. Taki kierunek przekształce ń środowiska sugeruje niewielki udział czynników naturalnych w zmianie uŜytkowania terenu badanych zlewni.

Literatura

German K. 1992, Typy środowiska przyrodniczego w zachodniej cz ęś ci pogórza karpackiego, Rozprawa habi- litacyjna, UJ, 246 Przybo ś K., 1988, Historia społeczno-gospodarcza do roku 1945, [w]: Województwo tarnowskie. Monografia, (red.) J. Warszy ńska, Ossolineum, Wrocław.

1 Mapy katastralne z roku 1898 sporz ądzone były dla miejscowo ści Ryglice i obejmowały swoim zasi ęgiem 83% zlewni potoku Po Ŝory i 42% zlewni Zalasówki. 11% zlewni potoku Po Ŝory le Ŝy w granicach miejscowo ści Joniny - dla któ- rej mapy katastralne s ą wykonano w roku 1849, a 6% powierzchni zlewni znajduje si ę w granicach miejscowo ści śurowa, dla której nie udało si ę odnale źć zachowanych oryginalnych map katastralnych. W zwi ązku z tym wykorzystano map ę kla- syfikacyjn ą sporz ądzon ą na podkładzie mapy katastralnej, a wi ęc z zachowan ą skal ą i układem działek. Przybli Ŝony rok wykonania oryginalnej mapy to połowa XIX wieku. 56% zlewni Zalasówki le Ŝy w miejscowo ści Zalasowa (mapa katastralna z roku 1897), a 2% − w miejscowo ści Bistuszowa, dla której mapa katastralna została sporz ądzona w roku 1848. 28 Antropogeniczna degradacja wydm śródl ądowych na przykładzie płd-zach obrze Ŝenia Górach Świ ętokrzyskich

Michał KUC 1, Marta KUKIEŁKA

1Zakład Geografii Fizycznej, Uniwersytet Wrocławski

Wydmy śródl ądowe Gór Świ ętokrzyskich w ró Ŝnym kontek ście badali m. in. Ja śkowski (1985, 1988, 1996a, b, 1998, 1999), Barcicki, Ja śkowski (1992) Kuc, Kukiełka (2006a, 2006b), Kuc i in. (2006). Badania dotyczyły przede wszystkim genezy i wieku wydm, oraz cech granulometrycz- nych osadów buduj ących wspomniane wydmy. Antropogeniczne przekształcenia kompleksów wydmowych dotychczas sprzyjały badaniom. W wyniku eksploatacji piasków zarówno legalnej jak i nielegalnej powstawały odsłoni ęcia ułatwia- jące wgl ąd w budow ę wewn ętrzn ą wydm. W ostatnich latach pojawił si ę jednak problem bardzo powa Ŝny, w wyniku dzikiej, nieprzemy ślanej eksploatacji doszło do zniszczenia całych kompleksów niezbadanych wydm. Przykładem mo Ŝe by ć kompleks wydm w okolicach Piekoszowa ok. 10 km na płd-zach od Kielc. Dynamiczna urbanizacja tego obszaru podniosła zapotrzebowanie na piasek do celów budowlanych. Miejscowa ludno ść , aby obni Ŝyć koszty pozyskuje nielegalnie piasek niszcz ąc wydmy. Samo wybranie piasku i zaburzenie budowy wydm, sprawia na pewno du Ŝe trudno ści w interpretacji, jednak wi ększym problemem jest przemieszanie piasku z poszczególnych warstw, które wyklucza jakiekolwiek badania zgodnie z przyj ętymi standardami. Wspomniane przekształcenia ma- ją bardzo negatywny wpływ na środowisko przyrodnicze. Aby umo Ŝliwi ć wydobycie piasku dokonu- je si ę wyr ębu du Ŝych połaci lasów, niszcz ąc tym samym siedliska dzikiej zwierzyny, zagł ębienia po- eksploatacyjne wypełniane s ą śmieciami cz ęsto bardzo toksycznymi np. opakowaniami po chemika- liach czy produktach ropopochodnych. Wylesienie powoduje ponowne uruchomienie procesów eolicznych i dalsze zmiany w obr ębie zdegradowanych obszarów wydmowych. Natomiast pozytyw- nym efektem działalno ści człowieka z punktu widzenia badacza wydm s ą odsłoni ęcia w rejonie Ko- zowa ok. 30 km na północ, północny- zachód od Kielc. Degradacja wydm na wspomnianym obszarze nie jest tak daleko posuni ęta jak w okolicach Piekoszowa, efekty przekształce ń w sposób znacz ą- cy ułatwiaj ą badania wydm.

Literatura

Barcicki M., Ja śkowski B., 1992 ─ Budowa i wiek wydmy w Oro ńsku, Kiel. Stud. Geogr., 5. Ja śkowski B., 1985 ─ Budowa i wiek wydmy w Zwleczy w Niecce Włoszczowskiej, Kiel. Stud. Geogr., 3. Ja śkowski B., 1988 ─ Budowa i wiek wydmy w Pukarzowie w pólnocnej cz ęś ci Niecki Włoszczowskiej, Kiel. Stud. Geogr., 4. Ja śkowski B., 1996a ─ Geneza i wiek wydm Gór Świ ętokrzyskich w świetle datowa ń 14 C i TL. Zesz. Nauk. Politechn. Śl., nr 1331, Seria Mat. Fiz., 80, Geochronometria 14. Ja śkowski B., 1996b ─ Geneza i wiek wydm na obszarze Niecki Włoszczowskiej, Prace Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 1. Ja śkowski B., 1998 ─ Budowa i wiek wydm w Czaplowie w Górach Świ ętokrzyskich, Kiel. Stud. Geogr., 6. Ja śkowski B., 1999 ─ Zwi ązek pó źnovistulia ńskich procesów wydmotwórczych w regionie świ ętokrzyskim z neotektoniczn ą aktywno ści ą podło Ŝa, Przegl. Geol., 11. Kuc M., Kukiełka M., 2006a- Zapis zmian środowiska w osadach wydmy k. Karolinowa Dolnego. [W:] K. Zawada (red.) XX. Ogólnopolski Zjazd Studenckich Kół Naukowych Geografów. Kielce Kuc M., Kukiełka M., 2006b- Eoliczne przekształcenie rze źby w warunkach peryglacjalnych okolic wsi Jedle k. Łopuszna. M. Stachurski (red.) Zeszyty Studenckiego Ruchu Naukowego Akademii Świ ętokrzyskiej, 12, Kielce. Kuc M., Kukiełka M., Wójcik I., 2006- Wiek wydmy w Górnikach w świetle datowa ń TL.(W:) R. Machowski, M. M. Ruman (red.) Z bada ń nad wpływem antropopresji na środowisko, 7, Sosnowiec.

29 Rola lasu w modelowaniu odcinka akumulacyjnego spływu gruzowego na północnym stoku Babiej Góry (Beskid Wysoki)

Marcin MATYJA

Katedra Paleogeografii i Paleoekologii Czwartorz ędu, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski

W polskich Karpatach spływy gruzowe s ą obserwowane w dwóch obszarach: w Tatrach i w masywie Babiej Góry. Stan bada ń spływów gruzowych na Babiej Górze mo Ŝna okre śli ć jako inicjal- ny. W sierpniu 2002 r. na północnym stoku Babiej Góry miał miejsce spływ gruzowy o całkowitej długo ści 760 m. Strefa akumulacyjna tego spływu o długo ści 280 m, zlokalizowana jest w strefie regla górnego. Celem bada ń było: (i) okre ślenie wpływu drzew i kłód na procesy transportu i akumulacji spływu gruzowego w jego strefie akumulacyjnej i – w szerszym sensie – lepsze zrozumienie roli strefy górnej granicy lasu w transferze osadów w obszarach górskich, (ii) okre ślenie, jak długo po- szczególne kłody mog ą wpływa ć na powierzchniowe procesy stokowe oraz (iii) okre ślenie przydatno ści kłód zalegaj ących na stokach do bada ń dendrogeomorfologicznych. W strefie akumulacyjnej spływ gruzowy miał nisk ą energi ę i drzewa oraz kłody stanowiły istotne przeszkody wpływaj ące na dynamik ę spływu gruzowego. Najwi ększy wpływ na procesy akumulacji miały kłody zalegaj ące prostopadle do osi spływu gruzowego. 53 % kłód pełniło funkcj ę progów przechwytuj ących materiał spływu gruzowego i zmniejszaj ących pr ędko ść powierzchniowego spływu wody. Obecno ść tych kłód warunkuje schodowy profil podłu Ŝny stoku. 8 % kłód przyczyniło si ę do lokalnych zmian kierunku płyni ęcia spływu gruzowego i zmniejszenia jego pr ędko ści. 39 % kłód przyczyniło si ę do late- ralnego ograniczenia rozprzestrzenienia spływu gruzowego. Na przedłu Ŝeniu spływu gruzowego ist- nieje odcinek skoncentrowanego spływu powierzchniowego (SSP) o długo ści 310 m. Równie Ŝ tu najliczniejsze były kłody pełni ące funkcje progów przechwytuj ących materiał zmywany ze stoku podczas opadów lub roztopów (80 %). Pozostałych 20 % kłód wpłyn ęło na lokaln ą zmian ę kierunku spływu powierzchniowego. W strefie terminalnej spływ gruzowy miał mi ąŜ szo ść porównywaln ą ze średnic ą kłód oraz charakteryzował si ę wysok ą zawarto ści ą wody, o czym świadczy brak wałów i innych form wypukłych. W tej sytuacji kłody bardzo skutecznie kontrolowały kierunek i szeroko ść spływu gruzowego. Wpływ stoj ących drzew na procesy depozycji był drugorz ędny. Jednak spi ętrze- nia gruzu o wysoko ści ponad 1 m po stronie dostokowej drzew były wystarczaj ąco stabilne, aby zmieni ć lokalnie kierunek spływu, podobnie jak najwi ększe i najbardziej stabilne kłody. Wzgl ędna redukcja pr ędko ści spływu gruzowego spowodowana przez drzewa i kłody wynosi od 6 % do 53 %. Wyniki bada ń wskazuj ą, Ŝe w przypadku niskoenergetycznego spływu gruzowego drzewa i kłody znacz ąco zmieniaj ą jego morfologi ę, przyczyniaj ą si ę do zmniejszenia jego pr ędko ści i zasi ęgu oraz do zwi ększenia kr ęto ści (wska źnik kr ęto ści Si=1,3 dla odcinka akumulacyjnego). Z tego wzgl ędu kłody stanowi ą naturaln ą alternatyw ę zabudowy technicznej stoku w obszarach infrastruktury zagro- Ŝonej przez spływy gruzowe. Datowania kłód wskazuj ą, Ŝe średni czas rozkładu kłód na stokach Ba- biej Góry wynosi maksymalnie 100-150 lat, jest to zarazem maksymalny czas oddziaływania kłód na powierzchniowe procesy na stoku. Przydatno ść kłód do bada ń geomorfologicznych jest niewielka ze wzgl ędu na ich szybkie tempo rozkładu w warunkach aeralnych – zachowuj ą one swoj ą struktur ę wewn ętrzn ą maksymalnie 50 lat po śmieci drzewa. Po tym czasie zmiany fizykochemiczne drewna uniemo Ŝliwiaj ą jego datowanie.

30 Rola edukacji w kształtowaniu krajobrazu polskich Karpat

Małgorzata PIETRZAK

Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiello ński, Kraków

Ochrona krajobrazu ł ącz ąc w sobie ochron ę przyrody, z ochron ą zabytków kultury i sztuki, archeologii i folkloru, wpływa tym samym na plany zagospodarowania przestrzennego oraz strategie dotycz ące ró Ŝnych działów gospodarki. Zasadzie ochrony zasobów środowiska i zrównowa Ŝonego rozwoju słu Ŝyć winny programy i działania: - naukowe, - edukacyjne, - informacyjne, - legislacyjne, - ekonomiczne, - technologiczno- techniczne. Integracja polityki ekologicznej z polityk ą gospodarcz ą, mo Ŝe by ć realizowana dzi ęki ratyfikowa- nej przez Polsk ę Europejskiej konwencji krajobrazowej (Europejska...2000), Ramowej konwencji o ochronie i zrównowa Ŝonym rozwoju Karpat (Ramowa...2003), tworzeniu europejskiej sieci ekologicznej NATURA 2000, dostosowaniu si ę do zasad Programu Wspólnej Polityki Rolnej i realizacji programów rolno środowiskowych (KDPR 2004). Jednak Ŝe z raportów Europejskiej Agencji Ochrony Środowiska (EEA) i Programu Środowi- skowego Narodów Zjednoczonych (UNEP) wynika, Ŝe obecne instrumenty prawne s ą niewystarczaj ące by po- wstrzyma ć degradacj ę cennych przyrodniczo obszarów oraz by osi ągn ąć cele zwi ązane z ochron ą ró Ŝnorodno- ści biologicznej do 2010 roku (EEA 37/2004). Celem niniejszej pracy, opartej na kwerendzie literatury, było stworzenie koncepcji nauczania mog ącego wspomóc proces kształtowaniu krajobrazu polskich Karpat zgodnie z zasadami zrównowa Ŝonego rozwoju. To wła śnie geografia, jako nauka interdyscyplinarna ł ącz ąca nauki przyrodnicze i społeczne winna przyczyni ć si ę do lepszego rozumienia warto ści krajobrazu kulturowego zharmonizowanego ze środowiskiem przyrodniczym. Rozwój społecze ństwa informacyjnego to mi ędzy innymi umiej ętna edukacja o funkcjonowaniu, zagospoda- rowaniu i ochronie środowiska geograficznego. Wiedza ta mo Ŝe przyczyni ć si ę do powszechnego udziału spo- łecze ństwa w dyskusjach nad planowanymi inwestycjami, zgłaszania swych pogl ądów, udziału w podejmowa- niu decyzji. Stwierdzono, Ŝe najlepsze efekty w budowie społecze ństwa informacyjnego osi ąga si ę poprzez nowocze- sn ą edukacj ę, co w kontek ście dopiero 58 miejsca Polski w rankingu wykorzystania nowych technologii wymaga nowego podej ścia w procesie edukacji (Global Information Technology Report 2007). Zarz ądzanie i gospodarka oparta na wiedzy oznacza, Ŝe fundamentalny zasób gospodarczy stanowi informacja oraz sposób jej wykorzystania (Chełstowski, Popiołek 2005). W pracy omówiono rol ę edukacji globalnej (Global Education ) przyj ętej przez Europejski Kongres Edukacji Globalnej w Maastricht, edukacji rozwojowej (Education for Development ) oraz edukacji formalnej i nieformalnej. Szczególną uwag ę zwrócono na problemy edukacji me- dialnej która jest marginalizowana, a konsekwencj ą tego stanu rzeczy jest źle przygotowana podstawa progra- mowa, chaos decyzyjny, brak nowoczesnych wzorców i wła ściwych pomocy naukowych (Komentarz...2006). We wnioskach zaproponowano nast ępuj ący model edukacji: 1. Nauczanie geoinformacyjne ( geo-enquiry ), 2. My ślenie przestrzenne ( spatialy thinking ), 3. Nauczanie problemowe ( problem-based learning PBLl ), 4. Po- dejmowanie decyzji i post ępowanie zgodnie z ocenami.

Literatura: EEA 2004. Report No 37/2004; Agriculture and the environment in the EU accession countries; URL: http://reports.eea.europa.eu/environmental_issue_report_2004_37/en/IssueNo37- Agriculture_for_web_all.pdf Europejska konwencja krajobrazowa 2000. URL: www.coe.org.pl/re_konw/ETS_176.pdf Komentarz do wyników bada ń preferencji telewidzów UPC 2006. URL: http://www.upc.pl/pdf/komentarz_wieslaw_godzic.pdf Global Information Technology Report 2007. URL: http://www.weforum.org/pdf/gitr/rankings2007.pdf Chełstowski M., Popiołek R., 2005, Przykłady do świadcze ń unijnych w budowaniu społecze ństwa informacyjnego. (w) Rószkiewicz M., W ęgrowska E., [red.] Informacja w społecze ństwie XXI wieku. SGH, Warszawa, 81-88. KDPR - Kodeks Dobrej Praktyki Rolniczej 2004. Ministerstwo Rolnictwa i Rozwoju Wsi, Ministerstwo Śro- dowiska, Warszawa, URL: www.fapa.com.pl/cid/publikacje/Kodeks_Dobrej_Praktyki_Rolniczej.pdf Ramowa Konwencja o Ochronie i Zrównowa Ŝonym Rozwoju Karpat 2003. URL: http://www.mos.gov.pl/2strony_tematyczne/ochrona_powietrza/konwencje_ekologiczne/konwencja_k arpac- ka/RRAMOWA_KONWENCJA_O_OCHRONIE_I_ZROWNOWAZONYM_ROZWOJU_KARPAT .pdf

31 Naturalne i antropogeniczne uwarunkowania przebiegu górnej granicy lasu w Bieszczadach Wysokich

Barbara RUSIN

Akademia Pedagogiczna w Krakowie, Instytut Geografii, Kraków

W Bieszczadach, w porównaniu do innych pasm karpackich w Polsce, pi ętrowo ść ro ślinna jest wyra źnie zakłócona. Brak wykształconego regla górnego powoduje, Ŝe górn ą granic ę lasu tworz ą gatunki buduj ące regiel dolny, w tym przypadku z widoczn ą przewag ą buka. Bezpo średnio ponad la- sami pi ętra dolnego wykształciło si ę pi ętro połonin, które obejmuje najwy Ŝsze partie szczytów w Bieszczadach Wysokich. Celem pracy jest próba okre ślenia przyczyn wy Ŝej wspomnianego obni Ŝo- nego przebiegu górnej granicy lasu. Autorzy analizuj ący przyczyny takiego stanu rzeczy nie s ą jed- nomy ślni, cho ć prawdopodobnie zaistniała sytuacja jest wypadkow ą czynników naturalnych oraz antropogenicznych. Zarzycki (1963) stwierdza, Ŝe same najwy Ŝsze szczyty nie mogły by ć zalesione w ci ągu ca- łego holocenu i silnie zacienione, nawet w okresie atlantyckiego optimum klimatycznego, gdy górna granica lasu przebiegała wy Ŝej ni Ŝ obecnie. W przeciwnym bowiem razie nie dotrwałyby tam do dzisiaj liczne skalne, wysokogórskie gatunki ro ślin, nie znosz ące zacienienia. Warunki edaficzne (strome, kamieniste zbocza) i klimatyczne (silne wiatry przewalaj ące si ę przez grzbiety, obni Ŝenie górnej granicy lasu w zwi ązku ze zjawiskiem wierzchołkowym itp.) utrudniały buczynom całkowite opanowanie najwy Ŝszych szczytów. Zarzycki (1963) próbuje tak Ŝe udowodni ć, Ŝe w Bieszczadach brakuje wła ściwie miejsca na świerkowe pi ętro regla górnego. W przeszło ści prawdopodobnie jego pionowy zasi ęg nie przekraczał 50 metrów, zajmuj ąc przedział wysoko ści 1250 – 1300 m n.p.m., a miejscami brakowało go zupełnie. Za obni Ŝenie górnej granicy lasu w znacznej mierze odpowiedzialna jest działalno ść czło- wieka. Schramm (1958) stwierdza, Ŝe pierwszymi sprawcami tego obni Ŝenia były w ędrowne półko- czownicze gromady Wołochów – ludno ści pasterskiej z Siedmiogrodu i Półwyspu Bałka ńskiego, któ- re ju Ŝ od XIII wieku w ędrowały wraz ze swoimi stadami na północ i zachód wzdłu Ŝ najwy Ŝszych bieszczadzkich szczytów. Poza tym handlarze bydłem, udaj ący si ę z południa i wschodu na zachód prawdopodobnie równie Ŝ w ędrowali szczytowymi połoninami, gdzie łatwo było o pasz ę dla zwierz ąt, co w konsekwencji prowadziło do niszczenia ro ślinno ści i zdeptywania terenu (Schramm, 1958). Zarzycki (1963) pisze, Ŝe równie Ŝ miejscowa ludno ść przy- czyniła si ę do obni Ŝenia górnej granicy lasu poprzez wypasanie stad wołów i owiec na połoninach przez cale lato, od wczesnej wiosny do pó źnej jesieni. Równie Ŝ opisane zarówno przez Schramma (1958), jak i Zarzyckiego (1963) wielkie wyr ęby prowadzone na przełomie XIX i XX wieku (w okresie korzystnej koniunktury w przemy śle drzewnym) mogły wpłyn ąć na obni Ŝenie górnej granicy lasu, cho ć prawdopodobnie w mniejszym stopniu ni Ŝ wcze śniej wymienione czynniki. Obecnie prowadzone s ą badania próbek gleby pobranych przy górnej granicy lasy na grzbiecie Smerek – Połonina Wetli ńska pod k ątem zawarto ści cz ąstek w ęgla jako wska źnika potwierdzaj ą- cego mo Ŝliwo ść dawnego wypalania lasów w szczytowych partiach Bieszczadów Wysokich.

32 Percepcja środowiska geograficznego szlaku turystycznego poprowadzonego z Hali Ornak do Doliny Chochołowskiej w opinii turystów odwiedzaj ących Tatry Zachodnie Aleksandra Magdalena TOMCZYK

Instytut Paleogeografii i Geoekologii, Uniwersytet im Adama Mickiewicza, Pozna ń

Turystyka piesza jest jedn ą z głównych form działalno ści człowieka w górach. W licznych pracach podkre ślano degraduj ącą rol ę ruchu turystycznego na wybrane komponenty geoekosystemów górskich, takich jak: rze źba terenu (m.in. Gorczyca i Krzemie ń 2002, Łajczak 1996), gleby (m.in. Maciaszek i Zwydak 1992, Pr ędki 2000), szata roślinna (m.in. Bandoła – Ciołczyk i Kurzy ński 1996, Guzikowa 1982) czy fauna (Adamski 1996). Zjawisko jest tym bardziej niepokoj ące, Ŝe ma miejsce na obszarach chronionych. Zastanawia to kim jest potencjalny „niszczyciel przyrody” oraz jak odbiera otaczaj ący go krajobraz podczas górskich w ędrówek. Na przełomie lipca i sierpnia oraz pod koniec wrze śnia 2004 r. przeprowadzono wywiad ankietowy w śród turystów korzystaj ących ze szlaku turystycznego poprowadzonego z Hali Ornak przez Iwaniack ą Przeł ęcz do Doliny Chochołowskiej (Tatry Zachodnie). Jego celem było poznanie opinii turystów na temat: (1) charakteru szlaku oraz jego trudno ści, (2) stanu infrastruktury turystycznej umieszczonej na trasie oraz (3) kondycji środowiska przyrodniczego w otoczeniu szlaku. Ponadto zbadano charakterystyk ę odwiedzaj ących oraz ich poziom wiedzy krajoznawczej o szlaku. Miejscem realizacji badania była Iwaniacka Przeł ęcz. W ankiecie wzi ęło udział 139 osób. Ze wzgl ędu na luki w wypełnieniach do analizy dopuszczono 135 kwestionariuszy. Szlak turystyczny poprowadzony z Hali Ornak przez Iwaniack ą Przeł ęcz do Doliny Ko ścieliskiej trak- towany był głównie jako ł ącznikowy. Tylko nieliczni ankietowani wybrali go jako cel swojej w ędrówki (20%). Przy przyj ętej czterostopniowej skali trudno ści szlaku, ok. 60 % ankietowanych stwierdziło, Ŝe odznacza si ę on średnim poziomem trudno ści. Wyniki bada ń ankietowych wskazuj ą, i Ŝ tury ści nie maj ą wi ększych zastrze Ŝeń odno śnie stanu środo- wiska geograficznego szlaku. Wskazuj ą oni jednak na niedobór infrastruktury turystycznej (prawie 50% ankietowanych). Pozostali badani uznali zagospodarowanie turystyczne za wystarczaj ące w stosunku do potrzeb tu- rystów. Nikt natomiast nie odczuł, Ŝe jest zbyt intensywne. Tury ści najcz ęś ciej opowiadaj ą si ę za umieszcza- niem na szlaku tablic krajoznawczo-informacyjnych oraz koszy na śmieci. Stwierdzono ponadto, Ŝe osoby odwiedzaj ące szlak wykazuj ą si ę niskim poziomem wiedzy o jego atrakcjach turystycznych. Nie wzrasta on wraz z kolejnymi wizytami w Tatrza ńskim Parku Narodowym. Wa Ŝ- ne jest wprowadzenie rozwi ąza ń zmieniaj ących t ę sytuacj ę. Dobra znajomo ść obszaru chronionego jest bowiem „zyskiem” dla przyrody, poniewa Ŝ zmniejsza si ę wówczas prawdopodobie ństwo podejmowania wobec niej niekorzystnych działa ń (Pawlaczyk 1993).

Literatura

Adamski P., 1996: Drobne ssaki partii szczytowej masywu Pilska oraz ocena wpływu ruchu turystycznego na teriofaun ę. W: Łajczak A., Michalik S., Witkowski Z. (red.), Wpływ narciarstwa i turystyki pieszej na przyrod ę masywu Pilska, Studia Naturae 41, s. 197 – 203. Bandoła – Ciołczyk E., Kurzy ński J., 1996: Stan zdrowotny, Ŝywotno ść oraz uszkodzenia mechaniczne świerka i kosodrzewiny na obszarze u Ŝytkowanym przez narciarzy i turystów na Pilsku. W: Łajczak A., Michalik S., Witkowski Z. (red.), Wpływ narciarstwa i turystyki pieszej na przyrod ę masywu Pilska, Studia Naturae 41, s. 197 – 203. Gorczyca E., Krzemie ń K., 2002: Wpływ ruchu turystycznego na rze źbę Tatrza ńskiego Parku Narodo- wego. W: Borowiec W., Kotarba A., Kownacki A., Krzan Z., Mirek Z. (red.), Przemiany środowi- ska przyrodniczego Tatr, Wyd. Instytutu Botaniki PAN, Kraków – Zakopane, s. 389 – 393. Guzikowa M., 1982: Wpływ pieszego ruchu turystycznego na szat ę ro ślinn ą Pieni ńskiego Parku Narodowego (wybrane zagadnienia, ze szczególnym uwzgl ędnieniem skutków wydeptania). Studia Naturae, Seria A, nr 22, s. 227 – 241. Łajczak A., 1996: Wpływ narciarstwa i turystyki pieszej na erozj ę gleby w obszarze podszczytowym Pilska. W: Łajczak A., Michalik S., Witkowski Z. (red.), Wpływ narciarstwa i turystyki pieszej na przyrod ę masywu Pilska, Studia Naturae 41, s. 131 - 159. Maciaszek W., Zwydak M., 1992: Degradacja górskich gleb le śnych w pobli Ŝu szlaków turystycznych, Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej im. H. Koł ątaja w Krakowie, Le śnictwo, Zeszyt 22, Kraków, s. 3 – 16. Pawlaczy P., 1993: Turystyka na obszarach chronionych: Jak przekaza ć tury ście wiedz ę przyrodnicz ą, Przegl ąd Przyrodniczy, IV, 4, Wyd. Lubuskiego Klubu Przyrodniczego, Świebodzin, s. 3 – 22. Pr ędki R., 2000: Przemiany wła ściwo ści powietrzno – wodnych gleb w obr ębie pieszych szlaków turystycznych Bieszczadzkiego Parku Narodowego, Roczniki Bieszczadzkie 9, s. 225 – 236.

33 Wpływ człowieka na środowisko geograficzne szlaku turystycznego poprowadzonego z Hali Ornak do Doliny Chochołowskiej (Tatry Zachodnie)

Aleksandra Magdalena TOMCZYK, Marek EWERTOWSKI

Instytut Paleogeografii i Geoekologii, Uniwersytet im Adama Mickiewicza, Pozna ń

Obszary górskie ze wzgl ędu na swoj ą atrakcyjno ść przyrodniczo-krajoznawcz ą przyci ągaj ą rzesze turystów. Przykładowo w Tatrza ńskim Parku Narodowym ruch turystyczny kształtuje się w ostatnich latach na poziomie 2-2,5 mln osób rocznie, z czego 91% przypada na turystyk ę piesz ą. Tak znaczna ilo ść odwiedzaj ących odciska wyra źne pi ętno w górskim krajobrazie. Celem niniejszego opracowania jest przedstawienie wpływu człowieka na stan środowiska geograficznego szlaku turystycznego poprowadzonego z Hali Ornak do Doliny Chochołowskiej (Ta- try Zachodnie). Prace badawcze opierały si ę na szczegółowym kartowaniu terenowym środowiska geograficznego szlaku (rozumianego jako wyznaczona ście Ŝka i obszary do niej przyległe, które obejmuj ą elementy przyrody o Ŝywionej i nieo Ŝywionej znajduj ące si ę w zasi ęgu bezpo średniego oddziaływa- nia człowieka, infrastruktur ę turystyczn ą oraz relacje pomi ędzy tymi komponentami) przy wykorzystaniu odbiornika GPS oraz formularza terenowego. Podczas kartowania zbierano informacje na temat: rodzaju i stanu nawierzchni szlaku, dane morfometryczne (szeroko ść ście Ŝki, szeroko ść znisz- czonej pokrywy ro ślinnej, gł ęboko ść rozci ęcia ście Ŝki), rodzaju podło Ŝa, rodzaju pokrywy ro ślinnej w bezpo średnim otoczeniu szlaku, przeszkód na szlaku, elementów zabezpieczaj ących szlak przed zniszczeniem, pozostałych elementów infrastruktury turystycznej, elementów charakterystycznych dla bio- i georó Ŝnorodno ści oraz negatywnych przejawów działalno ści człowieka. Zebrane dane zo- stały poddane wszechstronnej analizie przy wykorzystaniu Systemów Informacji Geograficznej (GIS). W wyniku przeprowadzonych bada ń stwierdzono, Ŝe powierzchnia pierwotnie przeznaczona dla ruchu turystycznego (5100m 2) jest niewiele wi ększa od powierzchni, na której pokrywa ro ślinna w otoczeniu ście Ŝki została zniszczona (4260 m 2). Średnia szeroko ść obszaru pozbawionego ro ślin- no ści wynosi 0,9 m. Na degradacj ę szlaku wpływaj ą dwie grupy czynników: naturalne i antropogeniczne. W śród tych drugich wyró Ŝniono czynniki zwi ązane z działalno ści ą turystyczn ą oraz pracami le śnymi pro- wadzonymi na terenie TPN. Środowisko geograficzne badanej trasy, w porównaniu z wynikami prac innych autorów dotycz ących Tatr, zniszczone jest w mniejszym stopniu.

34 Typy rozci ęć drogowych w Gorcza ńskim Parku Narodowym i jego otulinie

Piotr WAŁDYKOWSKI

Zakład Geomorfologii, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski

Drogi s ą jednymi z najaktywniejszych pod wzgl ędem morfodynamicznym obszarów w terenach górskich. W zale Ŝno ści od sposobu u Ŝytkowania przechodz ą ró Ŝne sekwencje rozwojowe, cał- kiem odmienne w zale Ŝno ści od nachylenia, pokrycia ro ślinno ści ą, budowy podło Ŝa czy historii przebiegu zdarze ń opadowych i roztopowych. Efektem ko ńcowym jest kształt profilu poprzecznego i podłu Ŝnego drogi, które determinuj ą przebieg procesów morfogenetycznych w jej obr ębie, a w konsekwencji sposób jej wykorzystania i dalszy kierunek rozwoju. Próba ujednolicenia prawidłowo ści rozwoju form drogowych jest zagadnieniem istotnym z punktu widzenia gospodarowania człowieka w obszarach górskich. Na podstawie kartowania geomorfologicznego dróg i ście Ŝek w Gorcza ńskim Parku Naro- dowym i jego otulinie przy u Ŝyciu specjalnego raptularza zebrano informacje o wybranych przypad- kowo kilkuset odcinkach dróg o długo ści około 100 km. Wynik kartowania uporz ądkowano i opracowano statystycznie. Efektem ko ńcowym było uzyskanie zestawie ń uwzgl ędniaj ących czynniki ma- jące bezpo średni wpływ na rozwój sieci dróg. Podj ęto ponadto prób ę rekonstrukcji schematu rozwoju rozci ęć drogowych z uwzgl ędnieniem etapów ich rozwoju, wskazuj ąc na mo Ŝliwo ść wydzielenia ich typów.

35 Współczesny rozwój koryt potoków w Karpatach Wschodnich na przykła- dzie zlewni potoku Hulskiego w Bieszczadach Zachodnich i zlewni Ku ź- mie ńca Wielkiego w Gorganach

Grzegorz WIERZBICKI

Zakład Geomorfologii, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski

Celem bada ń było okre ślenie struktury i wykształcenia koryt potoków w Karpatach Wschod- nich oraz poznanie środowiskowych uwarunkowa ń procesów modeluj ących koryta. Badania przeprowadzono w zlewni potoku Hulskiego (lewy dopływ Sanu) w Bieszczadach Zachodnich i w zlewni Ku źmie ńca Wielkiego (lewy dopływ Bystrzycy Sołotwi ńskiej) w Gorganach. Oba tereny bada ń maj ą porównywaln ą powierzchni ę (13,6 km 2 i 11,4 km 2), podobn ą budow ę geologiczn ą i s ą reprezenta- tywne dla Bieszczadów Zachodnich i Gorganów. Zastosowano metod ę geomorfologicznego kartowania koryta opieraj ącą si ę na wydzieleniu w nim jednorodnych odcinków morfodynamicznych. Porównanie wyników bada ń w obu terenach wskazuje na znaczne dostosowanie wykształcenia i struktury koryta oraz jego tendencji rozwojowych do budowy geologicznej, a szczególnie litologii. Istotne znaczenie dla morfodynamiki obu koryt maj ą warunki obiegu wody na stokach, które wynika- ją z rozczłonkowania powierzchni zlewni i z wła ściwo ści pokryw stokowych. Na tendencje rozwojowe koryt wpływa w pewnym stopniu gruby rumosz drzewny (zwłaszcza w Gorganach, gdzie jest dostarczany do koryta w du Ŝej ilo ści przez lawiny śnie Ŝne) oraz obni Ŝanie bazy erozyjnej, które in- tensyfikuje erozje wgł ębn ą obu potoków w dolnym biegu. Antropopresja ma małe znaczenie dla przebiegu współczesnych procesów fluwialnych w badanych terenach, jednak działalno ść le śników (geomorfologiczne efekty zwózki drewna na stokach) prowadzi do przyspieszenia obiegu wody i okresowego wzrostu przepływu przekładaj ącego si ę na wy Ŝsz ą morfodynamik ę koryta.

36 Przyczyny ró Ŝnicowania si ę osadów sto Ŝków aluwialnych (dolina Černej Opavy, Sudety Wschodnie)

Małgorzata WISTUBA

Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec

Wschodni skłon Masywu Orlika (Hrubý Jeseník) odwadniaj ą dopływy Černej Opavy: Slu či, So- kolí i Rudná. W okresie maksimum ostatniego zlodowacenia (würm/vistulian) obszar ten był oddalo- ny o 200 km od czoła l ądolodu. W środowisku peryglacjalnym w dolnych cz ęś ciach stoków i u wylo- tów dolin zdeponowane zostały pokrywy podstokowe (koluwialne i aluwialne). Mi ąŜ szo ść tych osa- dów sięga 20-30 m (Czudek, 1964, 1997). Rozwój ro ślinno ści le śnej, wraz z ociepleniem holocenu, spowodował stabilizacj ę pokryw. Ich ponowne uruchomienie było zwi ązane z działalno ści ą człowie- ka: wylesieniem. Współcze śnie osady plejstoce ńskie dostaj ą si ę do koryt potoków poprzez podci ęcia brzegów. Materiał jest sortowany i wł ączany w tworz ące si ę aluwia. Ich struktura, tekstura i skład petrograficzny, podobnie jak morfologia koryt s ą wprost zale Ŝne od cech bezpo średniego podło Ŝa odziedzi- czonego z okresu peryglacjalnego. Dolne odcinki analizowanych potoków: Slu či, Sokolí i Rudná, wcinaj ą si ę w powierzchni ę plejstoce ńskich osadów podstokowych. Przedmiotem zainteresowania było stwierdzenie jak niewielkie potoki „radz ą sobie” z erozj ą i transformacj ą ogromnych ilo ści głazowo-gliniastego materiału. Prze- bieg tych procesów jest zwi ązany z wielko ści ą i kształtem klastów dostarczanych do koryt. Kształt klastów determinuje przebieg transportu fluwialnego, a jest zale Ŝny od charakteru petrograficznego skał i przebiegu procesów wietrzenia. Istotn ą, z punktu widzenia tematyki bada ń, zalet ą analizowanych zlewni jest wyst ępowanie w podło Ŝu zró Ŝnicowanych skał metamorficznych: blastomylonitów, metagranitoidów, kwarcytów i fyllitów. Ich wychodnie dostarczyły w plejstocenie materiału kla- stycznego o zró Ŝnicowanym kształcie i wielko ści. Zało Ŝono, Ŝe głazy kuliste (metagranitoidy) s ą bardziej podatne na toczenie i przez to szybciej usuwane. Głazy o pokroju tabliczkowatym, płytkowatym (kwarcyty, fyllity) s ą podatne na imbryka- cj ę – stabilizacj ę w korycie – a przez to trudne do usuni ęcia. Celem bada ń było sprawdzenie zasto- sowania tych reguł w warunkach stosunkowo stabilnego geosystemu: niewielkich potoków w zale- sionym obszarze średniogórskim, strefy klimatu umiarkowanego. Stwierdzono, Ŝe pomimo niewielkich odległo ści transportu, w wybranych stanowiskach zacho- dz ą: znacz ące sortowanie materiału oraz zmiany składu petrograficznego. Osady form śródkoryto- wych i przykorytowych aktywnych w czasie normalnych stanów wody (mid-channel bar, channel si- de bar) odznaczały si ę wi ększ ą dojrzało ści ą petrograficzn ą ni Ŝ osady form przykorytowych, aktywnych tylko w czasie epizodów wezbra ń (point bar). W ogólnym, wzgl ędnym udziale poszczególnych typów skał w grubofrakcyjnych (> 32 mm średnicy) aluwiach zaobserwowano trend zgodny z proponowanymi zało Ŝeniami. Prowadzi on do ujednolicania składu petrograficznego osadów potoków. Tendencja ta jest mniej wyra źna we frakcjach drobniejszych (16-32 mm średnicy). Stwierdzono ponadto, Ŝe do czynników wpływaj ących na skład petrograficzny aluwiów poni Ŝej podci ęć brzegów nale Ŝy zaliczy ć: skład petrograficzny źró- dłowych osadów w podci ęciu, typ formy depozycyjnej i charakter jej aktywności, odległo ść od podci ęcia oraz skład petrograficzny materiału w korycie powy Ŝej. To „tło” osadowe wydaje si ę odgry- wa ć szczególnie du Ŝą rol ę w przypadku bardziej mobilnego materiału drobnoziarnistego.

Literatura

Czudek T. 1964, Periglacial slope development in the area of the Bohemian Massif in Northern Moravia. Biuletyn Peryglacjalny 14, 169-193. Czudek T. 1997, Relief Moravy a Slezska v kvarteru. Sursum, Tišnov, 213 s.

37 Antropogeniczne przekształcenia środowiska geochemicznego osadów den dolin zachodniej cz ęś ci Wy Ŝyny Lubelskiej

Wojciech ZGŁOBICKI 1, Marcin KOZIEł 1, Lesia LATA 2, Andrzej PLAK 1, Marek RESZKA 3

1 – Instytut Nauk o Ziemi UMCS, 2 – Laboratorium Analityczne UMCS, 3 – Zakład Radiochemii i Chemii Koloidów UMCS

Wprowadzenie Jednym ze skutków gospodarczej aktywno ści człowieka s ą zmiany chemiczne w środowisku. Zanieczyszczenia migruj ące drog ą powietrzn ą i wodn ą gromadz ą si ę ostatecznie w osadach. Stano- wi ą one swoiste archiwum geochemicznych przeobra Ŝeń środowiska b ędących efektem działalno ści człowieka. Najbardziej znacz ące zmiany zwi ązane s ą z działalno ści ą przemysłow ą i transportow ą oraz osadnictwem. Badania koncentracji metali ci ęŜ kich prowadzone s ą głównie w osadach rzecznych i jeziornych. Bezpo średni wpływ człowieka jest bardzo czytelny na terenach przemysłowych, gdzie antropogeniczna składowa przekracza wielokrotnie tło geochemiczne (Bojakowska, Sokołow- ska 1998, Klimek 1996, Lis, Pasieczna 1995, Ciszewski 2001). Przekształcenia cech powietrza, wód, gleb powodowane s ą równie Ŝ przez rolnictwo – gał ąź gospodarki o najwi ększym zasi ęgu przestrzen- nym. Jednak znajomo ść koncentracji metali ci ęŜ kich w osadach terenów nieuprzemysłowionych jest wyra źnie słabsza. W pracy przedstawiono wyniki bada ń nad przekształceniami parametrów geochemicznych w obr ębie 8 profili osadów aluwialnych i koluwialnych poło Ŝonych w dnach dolin zachodniej cz ęś ci Wy Ŝyny Lubelskiej. Analizowano profile osadów zró Ŝnicowanych pod wzgl ędem intensywno ści presji antropogenicznej. Badano koncentracj ę wybranych metali ci ęŜ kich – Cd, Cu, Pb i Zn oraz fosforu i cezu-137.

Obszar i metoda bada ń Ocen ę zawarto ści metali ci ęŜ kich oparto na badaniach gleb Lubelszczyzny prowadzonych przez WIO Ś w Lublinie. We wszystkich punktach w województwie lubelskim, koncentracja cynku, ołowiu, miedzi nie przekraczała warto ści naturalnych, charakteryzuj ąc si ę znaczn ą rozpi ęto ści ą st ę- Ŝeń. Kadm wykazuje w 20 % monitorowanych punktów kontrolnych podwy Ŝszone zawarto ści z za- kresu I stopnia zanieczyszcze ń. Na podobne wnioski, co do naturalnego poziomu zawarto ści metali ci ęŜ kich wi ększo ści gleb Lubelszczyzny wskazuj ą prace Terelaka i in. (1995) i Uziaka i in. (2001). Nieco wy Ŝsze koncentracje metali ci ęŜ kich stwierdza w powierzchniowych osadach wodnych zachodniej cz ęś ci Wy Ŝyny Lubelskiej: kadm – zazwyczaj poni Ŝej 1 ppm, miejscami 1-3 ppm, mied ź – 10-20 ppm, ołów < 25 ppm, cynk < 100 ppm (Lis, Pasieczna 1995). Zawarto ść fosforu w osadach wodnych kształtuje si ę na poziomie < 0,1%. Analizowane profile poło Ŝone s ą w obr ębie zachodniej cz ęś ci Wy Ŝyny Lubelskiej (Ryc. 1.). Badaniami obj ęto 4 profile aluwialne oraz 4 profile osadów stokowych (deluwia i proluwia). W przewa Ŝaj ącej cz ęś ci maj ą one charakter osadów mineralnych (głównie mułki), miejscami wyst ępuj ą torfy. Opisywane profile obejmuj ą osady zlewni o ró Ŝnym stopniu antropopresji – od bardzo wysokiej (działalno ść przemysłowa, ścieki miejskie): PT1, H1, H3, poprzez umiarkowan ą (rolnictwo, niewielkie miejscowo ści): P1, R1, R2 po nisk ą (wył ącznie wpływ rolnictwa): P2, KS4. Rdzenie pobierane w sposób ci ągły dzielone były na 10 cm odcinki, w pracy przedstawiono wyniki dla górnych 100 cm profili. Próbki były suszone, rozdrabniane w porcelanowym mo ździerzu i przesiewane przez stalowe sito o średnicy oczek 1 mm, analizy koncentracji metali ci ęŜ kich wykonano w materiale przesianym przez sito 0,2 mm. W pobranym materiale oznaczono: pH w 1 M KCl po- tencjometrycznie, substancj ę organiczn ą metod ą Ŝarzenia po uprzednim oznaczeniu wody higrosko- powej, skład granulometryczny metod ą laserow ą. Mineralizacj ę próbek przeprowadzono wod ą kró- lewsk ą, metod ą ISO 11466/2002. Zawarto ść cynku, kadmu, miedzi i ołowiu oznaczono technik ą ASA, natomiast zawarto ść fosforu metod ą kwasu askorbinowego, spektrofotometrycznie. Pomiary aktywno ści 137 Cs wykonano w Zakładzie Radiochemii i Chemii Koloidów UMCS, gł ęboko ść wyst ę- powania tego sztucznego izotopu pozwoliła na datowanie badanych osadów.

Ryc. 1. Poło Ŝenie profili badawczych.

Wyniki W profilach stwierdzono du Ŝe zró Ŝnicowanie koncentracji badanych pierwiastków, szcze- gólnie w przypadku metali ci ęŜ kich. Ich zawarto ść zmieniała si ę od 0,0 do 10,3 ppm dla kadmu, 0,0- 1003,0 ppm dla miedzi, 1,9 do 133 ppm dla ołowiu i 3,1 do 73,0 ppm w przypadku cynku (tab. 1). Du Ŝy był równie Ŝ zakres aktywno ści cezu w osadach, od 0,2 do 100 Bq/kg. Zawarto ść fosforu w badanych próbkach wynosiła zazwyczaj 0,2 g/kg (maksymalnie 0,4 g/kg). W śród metali ci ęŜ kich pier- wiastkiem o najwy Ŝszych średnich koncentracjach był cynk, nast ępnie kolejno ołów, mied ź i kadm. Najcz ęś ciej – praktycznie w przypadku wszystkich profili – tło geochemiczne dla osadów wodnych (Bojakowska, Sokołowska 1998) przekroczone było w przypadku ołowiu, dla pozostałych analizowanych metali ci ęŜ kich średnie koncentracje przekraczały tło w 2-3 profilach (nie zawsze były to te same profile). Generalnie najwy Ŝsze zawarto ści metali ci ęŜ kich wyst ępowały w profilach aluwialnych zlokalizowanych poni Ŝej miast i o środków przemysłowych. Wyra źnie ni Ŝsze były koncentracje w deluwiach oraz osadach dolin rzecznych na terenach rolniczych. Pionowe zró Ŝnicowanie koncentracji analizowanych pierwiastków wykazywało nast ępuj ące prawidłowo ści (ryc. 2): a) 137 Cs koncentruje si ę w górnych cz ęś ciach profili: 0-10 cm (aluwia), 10-20 cm (deluwia), ni Ŝej wyst ępuje wyra źny spadek zawarto ści, b) w 4 na 5 badanych pod k ątem zawarto ści fosforu profilach, najwy Ŝsze koncentracje tego pier- wiastka charakteryzowały powierzchniowe warstwy (0-20 cm); c) najwy Ŝsze koncentracje metali ci ęŜ kich wyst ępowały w górnych poziomach analizowanych profili 0-10 i 10-20 cm; zdarzały jednak odst ępstwa od tej reguły; w kilku przypadkach wzrost zawarto ści metali miał miejsce ju Ŝ na gł ęboko ści 20-30 lub 40-50 cm.

Tab. 1. Koncentracje metali ci ęŜ kich w badanych profilach. R1 R2 P1 P2 H1 H3 PT1 KS4 Cd maksimum 0,0 0,5 0,0 0,0 1,7 10,3 6,9 0,6 [ppm] średnia geom. - - - - 0,9 - 1,4 0,3 Cu maksimum 7,9 9,2 11,5 5,2 35,5 11,2 1003 86,0 [ppm] średnia geom 4,7 5,6 6,0 1,8 1 21,3 7,4 40,6 11,4 Pb maksimum 16,7 17,8 39,8 22,6 65,8 69,5 133,0 13,5 [ppm] średnia geom 9,8 9,0 15,4 18,7 41,8 16,8 23,8 8,8 Zn maksimum 30,7 37,7 38,0 34,7 66,5 39,0 73,0 26,3 [ppm] średnia geom 22,8 25,1 28,0 26,0 51,3 23,2 34,4 16,7

Ryc. 2. Koncentracje metali ci ęŜ kich w profilu PT1 i P2.

Analiza koncentracji metali ci ęŜ kich wskazuje na stosunkowo niewielkie przekształcenia środowiska geochemicznego badanych profili. Dotyczy ono przede wszystkim warstw najmłodszych oraz profili pozostaj ących pod wpływem emisji przemysłowych. Gł ęboko ść wyst ępowania 137 Cs wskazuje, Ŝe najbardziej intensywne zmiany parametrów geochemicznych zwi ązane s ą z okresem ostatnich 30 lat. S ą one efektem intensywnego rozwoju przemysłu, transportu (emisja ołowiu) i rolnictwa (nawozy fosforowe) w latach 70 XX wieku, w okresie pó źniejszym obserwuje si ę spadek emisji zanieczyszcze ń do środowiska, co znajduje swoje odzwierciedlenie w badanych profilach. Wi ększo ść obszarów, na których pobierane były próbki jest współcze śnie u Ŝytkowana rolniczo, stwierdzone koncentracje, nie przekraczaj ą jednak dopuszczalnych norm.

Praca naukowa finansowana ze środków na nauk ę w latach 2006-2008 jako projekt badaw- czy 2 PO4E 034 30

Literatura

Bojakowska I., Sokołowska G. 1998: Geochemiczne klasy czysto ści osadów wodnych. Przegl ąd Geologiczny 46; 49-54. Ciszewski D. 2001: Mo Ŝliwo ści i problemy zastosowa ń metali ci ęŜ kich do datowania osadów aluwialnych na przykładzie środkowej Odry. Czasopismo Geograficzne 72; 53-69. Klimek K. 1996: Aluwia Rudy jako wska źnik 1000-letniej degradacji Płaskowy Ŝu Rybnickiego. [w:] A. Ko- strzewski (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz ędowych, t. II. Wyd. UAM; 155- 166. Lis. J., Pasieczna A. 1995: Atlas geochemiczny Polski 1:2 500 000. PIG. Warszawa. Terelak H., Piotrowska M., Motowicka-Terelak T., Stuczy ński T., Budzy ńska K, 1995: Zawarto ść metali ci ęŜ- kich i siarki w glebach u Ŝytków rolnych oraz ich zanieczyszczenie tymi składnikami. Zesz. Probl. Post. Nauk Roln. 418; 45-59. Uziak S., Melke J., Klimowicz Z., 2001: Content and distribution of heavy metals in soils of East Poland. Polish J. Soil Sci., 34(2): 1-12.

TRASY TERENOWE

PRZEWODNIK

Wykaz prac publikowanych zwi ązanych z trasami terenowymi znajduje si ę w otrzymanej przez uczestników ksi ąŜ ce: G. Haczewski, J. Kukulak, K. B ąk „Budowa geologiczna i rze źba Bieszczadz- kiego Parku Narodowego”, Wyd. Naukowe AP w Krakowie 2007

42 Środa, 3 pa ździernika

Trasa A: Muczne (Grzegorz Haczewski) kopalne jezioro osuwiskowe

Trasa piesza ok. 3 km; obejmuje brodzenie w korycie rzeki (buty gumowe!)

Ok. 8200 lat temu pot ęŜ ne osuwisko ze stoków Jeleniowatego przegrodziło dolin ę potoku Mucznego nasypem koluwialnym, który spi ętrzył wody rzeki. Powstało jezioro o długo ści ok. 2 km i gł ęboko ści ok. 40 m. Jezioro istniało przypuszczalnie przez par ęset lat, dopóki odpływaj ące wody, zapewne przy udziale cieku spływaj ącego z osuwiska, nie spowodowały rozci ęcia zapory i cz ęś ciowego zdrenowania jeziora. Zachowane elementy jeziora obejmuj ą: - zapor ę osuwiskow ą rozci ętą przełomem potoku Mucznego, w którym odsłania si ę budowa mas koluwialnych. - dno jeziora przy zaporze z warstw ą bezstrukturalnych mułków piaszczystych o grubo ści ok. 10 m. - warstw ę osadów organicznych dna zbiornika. - delt ę Ŝwirow ą potoku Mucznego i dwie delty Ŝwirowe lewostronnych dopływów. - delt ę z warstw ą aluwialnych okruchów martwicy wapiennej. Ogl ądanie reliktów jeziora zaczynamy przy pozostało ściach zapory osuwiskowej w pobli Ŝu miejsca po dawnej osadzie Krutyjówka. Rze źba dna doliny na tym odcinku zwraca uwag ę swoim nie-fluwialnym charakterem. Wy- st ępuj ą tu nieregularne garby i kopce wielometrowej wysokości, rozdzielone zagł ębieniami o stromych, miejscami skalistych, zboczach. Jest górna powierzchnia j ęzora osuwiskowego, który zalega tu na dnie doliny na długo ści ponad 900 m. Z rozmieszczenia osadów jeziornych wynika, Ŝe w czasie istnienia jeziora korona zapory musiała le Ŝeć wy Ŝej ni Ŝ dzisiaj. Głównym mechanizmem jej obni Ŝa- nia było zapewne osiadanie, które jeszcze trwa, na co wskazuje pofalowana i pop ękana nawierzchnia drogi, wielokrotnie naprawiana od jej uło Ŝenia w roku 1971. W czasie budowy drogi odsłoni ęta była tu gliniasta masa z bezładnie rozrzuconym gruzem piaskowcowym. Potok Muczny płynie kr ętym korytem o urwistych, cz ęś ciowo skalistych brzegach, wci ętym na gł ęboko ść kilkunastu metrów. Dno koryta uzbrojone jest blokami piaskowca o ró Ŝnych rozmiarach, na których utworzyły si ę progi i by- strza. Jest to bruk rezidualny pozostały po wymyciu drobniejszych składników. Odsłaniaj ące si ę w brzegach i w dnie gruboławicowe piaskowce i pakiety rytmicznego fliszu maj ą bardzo ró Ŝną orienta- cj ę i wszystkie nale Ŝą do j ęzora osuwiskowego. Pokrywa ro ślinna jest dobrze rozwini ęta i do ść g ęsta, co wskazuje na znaczny wiek przełomu. W górnym zakończeniu przełomu w dnie koryta odsłania si ę wielometrowej grubo ści pakiet pionowo ustawionych warstw piaskowców i łupków. Mo Ŝe on sprawia ć wra Ŝenie wychodni podło Ŝa skalnego, ale i on jest blokiem osuni ętym. Wiercenia na dnie doliny bezpo średnio przed wlotem w przełom wykazały, Ŝe zalega tu jednorodna warstwa piaszczystego mułku o grubo ści co najmniej 6,5 m. Sondowania georadarowe wskazuj ą, Ŝe osady te mog ą mie ć ok. 10 m mi ąŜ szo ści. Osuwisko, które przegrodziło dolin ę, zeszło z prawego, północnego zbocza doliny. Ma ono powierzchni ę ok. 1 km 2. Zsun ęły si ę tu pakiety gruboławicowych piaskowców otryckich zapadaj ą- cych w stron ę dna doliny pod k ątem 10-12˚, zbli Ŝonym do k ąta nachylenia zbocza. Pakiety piaskowcowe o grubo ści kilkunastu metrów rozsun ęły si ę i utworzyły na stoku grzbiety i rowy oraz bezod- pływowe obni Ŝenia typu „sackung”, ograniczone wyra źnym przeciwstokiem od strony dna doliny. Po deszczach na zboczu powstaj ą stawki, a w dolnej cz ęś ci zbocza, w najwi ększych zagł ębieniach powstały 2 torfowiska. Grubo ść torfu w wi ększym z nich si ęga ok. 8 m. Torf z gł ębokości 6,5 m dał dat ę radiow ęglow ą 5260 (+ 50, - 270) BP (KR – 183) . Dawne dno jeziora przed wlotem w przełom przez zapor ę koluwialn ą jest płaskie, pokryte piaszczystym mułkiem. Potok Muczny ma tu niewielki spadek i meandruj ące, płytkie koryto z piaszczystym mułem i lokalnymi skupieniami drobnego Ŝwirku. W uchodz ących tu dwu niewielkich lewobrze Ŝnych dopływach Mucznego znaleziono warstw ę materiału organicznego o grubo ści ok. 10 cm przykryt ą nasypem Ŝwirowym o grubo ści kilkudziesi ęciu centymetrów. W obu potokach wyst ępuje ona na podobnej wysoko ści, ok. 702 m n.p.m. Przyjmujemy t ę warstewk ę za osad zło Ŝony na dnie jeziora i zachowany przy uj ściach strumieni dzi ęki przykryciu Ŝwirowymi nasypami deltowymi. Powierzchnia jeziora mogła znajdowa ć si ę około

43 metra wy Ŝej, czyli na wysoko ści ok. 703-704 m n.p.m. Przy zaporze, w miejscu obecnego wlotu do przełomu jezioro miało zatem ok. 40 m gł ęboko ści. Osady organiczne dna jeziora widoczne s ą w ścianach sztucznego przekopu, którym potok Muczny płynie przez 800 m od dawnego uj ścia do jeziora do obecnego poł ączenia z potokiem Jam- niczym. Przekop wykonano w roku 1970 zapewne po to, by ustabilizowa ć koryto Mucznego, który płyn ął przedtem od swej obecnej pozycji koło hotelu i leśniczówki do wylotu doliny potoku Jamni- czego i dalej obecnym korytem Jamniczego do dzisiejszego miejsca ich poł ączenia. Przekop po wy- konaniu miał do ok. 7 m metrów gł ęboko ści i nie si ęgał sp ągu Ŝwirów. W śród Ŝwiru wyra źnie zaznacza si ę warstwa ciemnego mułku o charakterze kopalnej gytji. W pobli Ŝu zapory w warstwie tej przewa Ŝaj ą rozpoznawalne fragmenty drewna, z gał ązkami o długo ści do kilkunastu centymetrów. Przy uj ściach bocznych prawych dopływów warstwa ta jest rozdzielona Ŝwirem i piaskiem przek ąt- nie warstwowanym. W pobli Ŝu le śniczówki w Mucznem na warstwie organicznego mułku le Ŝy osad delty Ŝwiro- wej. Sp ąg tej warstwy odpowiada pocz ątkowi gromadzenia osadu organicznego po wypełnieniu jeziora. Drobne szcz ątki ro ślinne pobrane ze sp ągu tej warstwy zostały datowane radiow ęglowo na 8170 ±200 BP (KR-176) . Powstanie jeziora osuwiskowego odpowiada zdarzeniu paleoklimatycz- nemu, zwi ązanemu przypuszczalnie z nagłym i krótkotrwałym ochłodzeniem klimatu i wzrostem na- tęŜ enia opadów. W Karpatach odpowiada temu faza wzmo Ŝonej aktywno ści osuwiskowej. W tym samym czasie powstało ogromne osuwisko Koefels w Alpach. Natomiast przy uj ściu prawego dopływu ze zbocza Jeleniowatego odsłonięto w skarpie warstw ę drobnookruchowego materiału martwicy wapiennej. W górnym biegu tego potoku znajduje si ę źródło przy którym wydziela si ę martwica wapienna w niewielkich ilo ściach. Jej okruchy zanikaj ą w potoku po kilkudziesi ęciu metrach. W czasie istnienia jeziora produkcja martwicy była zapewne bardziej intensywna i jej drobne okruchy docierały do miejsca, gdzie potok uchodził do jeziora i odkła- dały si ę w postaci warstwy martwicy. Znajduj ący si ę przy le śniczówce staw rybny wydaje si ę zawdzi ęcza ć swoje istnienie uszczelniaj ącej jego dno warstwie mułku jeziornego. Wycieczk ę ko ńczy- my w centrum Mucznego, przy górnym ko ńcu nieistniej ącego ju Ŝ jeziora, na dawnej równinie deltowej dzisiaj przechodz ącej w sto Ŝek potoku Bystra.

Przełom potoku Mucznego przez zapor ę z koluwiów (fot. G. Haczewski)

44 Czwartek, 4 pa ździernika

TRASA B: Muczne – Tarnawa Ni Ŝna – Dźwiniacz Górny –Łokie ć – Muczne

Dolina Górnego Sanu: sto Ŝek aluwialny, tarasy, aluwia i ich zwi ązek z działalno ści ą czło- wieka, torfowisko, ślady osadnictwa, naturalny wypływ metanu

Dojazd autokarem do Tarnawy Ni Ŝnej, trasa piesza ko ńcz ąca si ę w Mucznem, brodzenie w korytach rzek (buty gumowe!)

Tarnawa Ni Ŝna – sto Ŝek napływowy potoku Roztoki (Józef Kukulak) a) usytuowanie i parametry sto Ŝka Jest to najbardziej rozległy i mi ąŜ szy w aluwia sto Ŝek w dolinie górnego Sanu. Powstał w ko ńcowym odcinku doliny potoku Roztoki (lewostronnym dopływie Sanu), odwadniaj ącym pn.- wsch. skłony pasma Połonin (rejon Halicza, Kopy Bukowskiej i Bukowego Berda). Ma kształt wa- chlarza, w ąskiego u nasady i szeroko rozwini ętego (zwłaszcza lewostronnie) w cz ęś ci dystalnej. Wzdłu Ŝ obu pobocznic sto Ŝka ci ągn ą si ę płytkie niecki, b ędące śladem bocznego odwodnienia sto Ŝ- ka. Jego czoło jest silnie wypukłe, spychaj ące o ok. 400 m koryto Sanu pod pagór Kiczery D źwi- niackiej. Rozcina go dzi ś gł ęboka (12-8 m) rynna erozyjna potoku Roztoki, w której w dolnej poło- wie występuj ą w ąskie listwy dwóch niskich teras skalno-osadowych (3-5 m i 1-1,5 m). Jego długo ść wynosi prawie 1400 m, a szeroko ść stopniowo wzrasta z jego biegiem od 50 m do blisko 1000 m najbli Ŝej Sanu. Ma powierzchni ę ok. 2,5 km², jego powierzchnia jest płaska, ale do ść silnie pochylo- na z biegiem Roztok (ponad 28‰). Szacunkowa kubatura nagromadzonych w nim aluwiów wynosi ok. 1300 m³. Na jego powierzchni znajduj ą si ę zabudowa małej osady Tarnawa Ni Ŝna (z resztkami kompleksu budynków PGR-u IGLOPOL D ębica). b) budowa sto Ŝka Dzi ęki gł ębokiemu rozci ęciu sto Ŝka przez Roztoki mo Ŝna okre śli ć szacunkowo mi ąŜ szo ść jego osadów, bowiem na wi ększo ści jego biegu jest odsłoni ęta granica aluwiów i ich skalnego coko- łu. W samej nasadzie sto Ŝka pokrywa Ŝwirowa jest cienka (zaledwie 1-1,5 m), ale cokół ma wysoko ść ponad 10 m. Roztoki w tym miejscu wcinaj ą si ę najgł ębiej, w dodatku oba zbocza doliny podle- gaj ą tam osuwaniu. Z biegiem sto Ŝka mi ąŜ szo ść pokrywy Ŝwirowej stopniowo chocia Ŝ wolno wzrasta, natomiast obni Ŝa si ę cokół fliszowy, w uj ściowym odcinku cokół schodzi nawet poni Ŝej dzisiejszego dna rynny Roztok. W środkowym odcinku sto Ŝka mi ąŜ szo ść Ŝwirów osi ąga do 2-4 m, a w ko ńcowym odcinku wynosi co najmniej 7-8 m. Lewa skarpa sto Ŝka blisko uj ścia Roztok do Sanu jest w cało ści Ŝwirowa. Tworzywem sto Ŝka s ą grube Ŝwiry piaskowcowe, nie wysortowane wielko ścio- wo i zalegaj ące bezładnie. Ich obtoczenie jest bardzo zró Ŝnicowane, od dobrze obtoczonych po okruchy kanciastego gruzu. Tylko miejscami s ą soczewki drobniejszych Ŝwirów lub piasku. Wyra źniejsze struktury sedymentacyjne wyst ępuj ą jednak sporadycznie. c) geneza sto Ŝka Wielkie rozmiary sto Ŝka, pot ęŜ na kubatura jego osadów, brak ich wysortowania i bezładno ść upakowania pozwalaj ą przypuszcza ć, Ŝe akumulacja Ŝwirów nast ąpiła w nim gwałtownie, jednora- zowo i w wielkiej obfito ści. Potwierdza to brak wzdłu Ŝ niego wy Ŝszych (starszych) poziomów akumulacyjnych Roztok oraz skromne wykształcenie poziomów ni Ŝszych (młodszych) w rozcinaj ącej go gł ęboko rynnie. Depozycja Ŝwirów w tym sto Ŝku mogła by ć efektem aktywno ści czynnika bardzo dynamicznego dla rzeki, ale wzgl ędnie krótkotrwałego. Prawdopodobnie impulsem tak obfitej depozycji Ŝwirów w tym miejscu było skaptowanie wód du Ŝo wi ększego potoku Muczy przez potok Roz- toki, a było ono nast ępstwem wstecznej erozji Roztok. Jako dowód takiej zmiany w układzie sieci obu rzek mo Ŝna uzna ć zachowane fragmenty obecnego poziomu dna doliny Mucznego wzdłu Ŝ Roz- tok powy Ŝej miejsca kapta Ŝu. Zwielokrotniony wówczas przepływ Roztok, w dodatku na odcinku o wi ększym spadku podłu Ŝnym rzeki, mógł sprzyja ć tak obfitej akumulacji Ŝwirów i powstaniu sto Ŝka. Akumulacja Ŝwirów na lewej stronie sto Ŝka była nawet tak obfita i szybko post ępuj ąca, Ŝe zabloko- wała wylotowy odcinek dopływu Roztok (spod grzbietu Jeleniowate), zmieniaj ąc kierunek jego bie-

45 gu o 90º, czyni ąc go pobocznym dla sto Ŝka. Czas tego zdarzenia, uwzgl ędniaj ąc korelacje stopni teras w jego rynnie z terasami Sanu, mo Ŝna by odnie ść do pogranicza plejstocenu i holocenu, ale jest mo Ŝliwy tak Ŝe jego młodszy wiek. Po tym zdarzeniu sto Ŝek podlegał ju Ŝ głównie rozcinaniu. Rozci- naj ący go potok Roztoki jest do dzi ś głównym dostawc ą Ŝwirowo-piaszczystego rumowiska do Sanu, co tak wyra źnie jest czytelne w rze źbie koryta Sanu i budowie jego najmłodszych teras poni Ŝej uj ścia Roztok.

Dźwiniacz Górny – cmentarze (Józef Kukulak) a) stan obecny

Na terenie d. wsi D źwiniacz Górny znajduj ą si ę na przydolinnym garbie dwa cmentarze usytuowane blisko siebie (w odległo ści ok. 150-200 m). Lepiej zachowany jest cmentarz „stary” (wschodni, ok. 0,5 ha powierzchni), z licznymi (17) nagrobkami i obeliskami oraz starym drzewostanem. W latach 90-tych ub. wieku został odnowiony i ogrodzony drewnianym płotem. Cmentarz „nowy” (zachodni, ok.1,5 ha) nie ma ogrodzenia ani drzew, a lokalizacja ziemnych nagrobków jest ju Ŝ nieczytelna. Zachowały si ę na nim jedynie cztery nagrobki kamienne nagrobki, na trzech z nich stoj ą jeszcze Ŝelazne krzy Ŝe. b) opis cmentarzy

Na „starym” cmentarzu zachowały si ę nagrobki kamienne i betonowe. Prawie połowa z nich ma podobne kształty, ze smukłymi cokołami zwie ńczonymi betonowymi krzy Ŝami, na których ozdob ą s ą metalowe figury ukrzy Ŝowanego Chrystusa. Jest tu równie Ŝ m.in. nagrobek w formie obelisku z białego marmuru, otoczony kutym metalowym ogrodzeniem (grób dziecka miejscowego parocha), nagrobek w formie obelisku z piaskowca (grób Ŝony kierownika miejscowej szkoły) i pot ęŜ- ny betonowy sarkofag (przypuszczalnie grób miejscowego parocha). Kilka nagrobków jest zachowanych fragmentarycznie, maj ą jedynie kamienne podstawy cokołów, brakuje krzy Ŝy. Na wielu co- kołach mo Ŝna odczyta ć jeszcze wyryte inskrypcje, pisane w j ęzyku ukrai ńskim (rusi ńskim), z nazwi- skami i datami Ŝycia pochowanych. Na wi ększo ści inskrypcji widniej ą daty z przełomu XIX i XX w., wszystkie s ą sprzed II wojny światowej. Na „nowym” cmentarzu wszystkie nagrobku są wyko- nane z bloków piaskowcowych, w których osadzone były Ŝeliwne krzy Ŝe. Na jednym z nagrobków są ślady inskrypcji z dat ą 1900 r., ale z archiwalnych map wynika, Ŝe cmentarz „nowy” istniał ju Ŝ pod koniec lat 70. XIX wieku. c) historia wsi

Oba cmentarze s ą usytuowane w centralnej cz ęś ci d. wsi, w s ąsiedztwie nie istniej ącego dworu i starszej z cerkwi. Wie ś rozci ągała si ę wzdłu Ŝ Sanu, głównie na lewym brzegu rzeki, jedynie cz ęść północna wsi była na brzegu prawym (z nowsz ą z cerkwi – zbudowan ą w 1905 r.). Wie ś ta ist- niała ju Ŝ w 1529 r. jako własno ść Piotra Kmity, przestała istnie ć w wyniku wysiedle ń ludno ści w 1946 r. W okresie mi ędzywojennym było w niej blisko 200 domów (ł ącznie z Mucznem) i prawie 1,5 tys. mieszka ńców. Jej mieszka ńcami byli w zdecydowanej wi ększo ści Rusini (Bojkowie), nale Ŝą cy do obrz ądku greckokatolickiego. Niewielu było Polaków i okresowo śydów. We tej rolniczej wsi funkcjonowały w XIX i XX w. dwa młyny wodne, dwa tartaki wodne, ku źnie, potasznia (Muczne) i studnie ropy naftowej. Zachowanymi śladami tej wsi s ą dzi ś, oprócz cmentarzy, tak Ŝe kapliczki i krzy Ŝe przydro Ŝne (wzdłu Ŝ drogi przez wie ś), nasypy kolejki w ąskotorowej, przyczółek mostu przez San, stare lipy i zdziczały sad. Oba cmentarze były miejscem pochówku mieszka ńców tylko tej wsi, obie s ąsiednie wsie (Tarnawa Ni Ŝna i Łokie ć) miały własne cmentarze.

46 torfowisko Łokie ć (Józef Kukulak) a) opis formy Torfowisko uformowało si ę w zakolu Sanu na 3-metrowej terasie, bezpo średnio nad korytem rzeki. Ma powierzchni ę ok. 3,5 ha i grubo ść torfu 3 m. Jego kształt jest łukowy, a mi ąŜ szo ść torfu jest najwi ększa w strefie osiowej, ku brzegom Sanu stopniowo si ę spłyca. Kopuła torfowiska ma wysoko ść prawie 2 m, jest asymetryczna, opada łagodniej w stron ę Sanu. Wysoko ść kopuły jest mniej- sza ni Ŝ mi ąŜ szo ść torfu, zatem torf musi wypełnia ć pierwotne zagł ębienie terenu. To zagł ębienie ma od 0,5 do 1,2 m gł ęboko ści. b) cechy osadów W pionowym profilu torfowiska „Łokie ć” wyst ępuj ą dwie warstwy torfu rozdzielone poziomem bogatym w szcz ątki drewna (korzenie, gał ęzie). Sp ągow ą cz ęść profilu torfowiska tworzy cienka warstwa torfu z mułkiem (na gł ęboko ści 3,10 - 3,20 m) przykryta równie cienk ą warstw ą ciemnego mułku z iłem. Na gł ęboko ści 3,00 – 2,55 m torf jest typu niskiego, turzycowego, jest średnio roz- ło Ŝony, z du Ŝą domieszk ą drewna. Oznaczony wiek bezwzgl ędny (metod ą C-14) tego drewna (z gł ęb. 2,90 – 3,00 m) wynosi 3450±40 lat BP (subboreał). Graniczny poziom torfu niskiego z grubym drewnem zalega na gł ęboko ści 2,40 – 2,70 m. Wy Ŝej nagromadzona warstwa torfu wysokiego jest słabo rozło Ŝona. Z dolnego fragmentu tej warstwy (2,10 – 2,00 m) wiek torfu oznaczono radiow ę- glowo na 2010±70 lat BP. Mo Ŝna s ądzi ć, Ŝe okres cz ęś ciowego osuszenia torfowiska przypadł na pocz ątek subbatlantyku, podobnie jak w innych torfowiskach nad Sanem. Bardzo szybki przyrost torfu nast ąpił w ci ągu ostatnich 2 tys. lat. Najwy Ŝsza cz ęść torfu od strony zbocza jest wyra źnie zaglinio- na, co dowodzi jego przykrywania deluwiami w najmłodszej fazie wzrostu. c) zapis działalno ści człowieka W spektrach pyłków wszystkich torfowisk najwi ększa koncentracja flory synantropijnej wyst ę- puje w stropowych odcinkach diagramów (odcinek ok. 30-40 cm gł ęboko ści). Udział pyłku ro ślin towarzysz ących człowiekowi i jego gospodarce rolnej gwałtownie tam wzrastaj ą. Kulminacje udziału pyłków traw i ro ślin ł ąkowych s ą dowodem znacz ącej redukcji okolicznych lasów, a du Ŝe ilo ści pyłku wszystkich rodzajów zbó Ŝ wskazuj ą na ówczesn ą intensyfikacj ę upraw rolniczych. Towarzyszy im wyra źne załamanie si ę krzywych buka, jodły i grabu, co mo Ŝe by ć nast ępstwem nasilonych wyr ębów lasów. Wi ększy jest udział brzozy, paproci i orlicy, które mog ą wskazywa ć na wypalanie lasów lub/i zarastanie wyr ębów, po Ŝarzysk. W tej cz ęś ci diagramów przybywa pyłku olszy, dowodz ąc masowego zarastania przez ten gatunek wylesionych równin nadrzecznych. Synchroniczno ść zmiany flory w diagramach pyłkowych torfowisk z gospodark ą człowieka potwierdza si ę w przyro ście biomasy. Ob- liczone tempo przyrostu najmłodszych warstw torfu waha si ę ono od 0,95 mm/rok („Łokie ć”), 1,04 mm/rok („Tarnawa Wy Ŝna”) do 1,51 mm/rok („D źwiniacz Górny”). Uwzgl ędniaj ąc nawet stał ą kompakcj ę torfu to „odcinek antropogeniczny” profilu miał swój pocz ątek ok. 300-350 lat temu. d) geneza osadów Ukształtowanie podło Ŝa torfowiska oraz jego mineraln ą budow ę udało si ę ustali ć poprzez wykonanie tu licznych sond wiertniczych. Bezpo średnim podło Ŝem torfu s ą ciemne muły przechodz ące stopniowo w niebieskie piaski drobne i grube ze Ŝwirami. Ku brzegom Sanu materiał rzeczny jest coraz grubszy. Aluwia zalegaj ą na zwietrzałym cokole terasy, zbudowanym z łupków ilastych. Zwietrzelina łupków jest tłustym, g ęstym iłem, o niebiesko-zielonkawym zabarwieniu. Najgł ębsze cz ęś ci s ą łukowymi odcinkami dawnego koryta Sanu, zorientowanego przeciwnie wypukło ści ą do dzisiejszego zakola rzeki. Po jego porzuceniu przez San rozpocz ęła si ę w nim akumulacja torfu, która w wyniku rozrostu torfu obj ęła równie Ŝ przyległe cz ęś ci równiny zalewowej. Podobny przebieg ma rozwój najmłodszych torfowisk.

47 Łokie ć - odsłoni ęcia pogrzebanych mostków i brodu (Józef Kukulak) a) opis formy W korycie Sanu w rejonie dawnej wsi Łokie ć odsłaniaj ą si ę sztuczne konstrukcje drewniane. Jeszcze do niedawna były one do pogrzebane osadami Sanu. Jedn ą z tych konstrukcji jest zespół Ŝer- dzi świerkowych uło Ŝonych równolegle w formie podłogi. śerdzie te wystaj ą dzi ś z brzegu koryta w poziomie dna koryta Sanu, b ędąc w pozostałej cz ęś ci pogrzebane aluwiami drobnoziarnistymi terasy zalewowej. Drugim rodzajem konstrukcji jest drewniany most, równie Ŝ z Ŝerdzi, który prawie w cało- ści został erozyjnie odsłoni ęty na zakr ęcie rzeki. Most był szeroki na ponad 3 m, z Ŝerdzie, z których był zbudowany maj ą średnic ę 15-25 cm. Jedna strona mostu jest jeszcze zagrzebana w aluwiach terasy zalewowej, ale jego pochyło ść i wzajemne przemieszczenia Ŝerdzi wskazuj ą, Ŝe został on znisz- czony przed pogrzebaniem aluwiami lub w czasie powodzi, genetycznie wi ąŜą cej akumulacj ę tych aluwiów. b) zapis działalno ści człowieka Obie konstrukcje s ą niew ątpliwie budowlami wykonanymi przez człowieka. Pierwsza z nich mogła stanowi ć umocnienie brodu przez San, funkcja drugiej nie jest jednoznaczna. Odsłoni ęty fragment mostu mógł by ć bardziej budowl ą nad młynówk ą, która w okolicach tego miejsca miała swój pocz ątek i prowadziła wod ę do dworskiego młyna. Była to zbyt słaba budowla by peł- ni ć rol ę mostu przez San. Poło Ŝenie obu tych obiektów jest zgodne z lokalizacj ą brodu i młynówki na mapie katastralnej z 1852 oraz na planach dworu z młynem w Łokciu z 1794 r. Droga dworska pro- wadziła na lewy brzeg Sanu w miejscu odsłoni ętych dzi ś Ŝerdzi, które wówczas pełniły rol ę umocnie ń tej drogi w strefie koryta. Zgodno ść czasow ą budowy tej konstrukcji z funkcjonowaniem brodu potwierdza radiow ęglowy wiek jednej z Ŝerdzi 150 ± 60 lat BP (1670, 1890 AD). c) geneza osadów Pod koniec XVIII w. poziom brodów na Sanie w Łokciu i D źwiniaczu Górnym si ęgał sp ągu aluwiów terasy zalewowej. Koryto w Kotlinie D źwiniacza było niewiele płytsze od dzisiejszego, w Łokciu było miejscami nawet gł ębsze. Poziom szcz ątków drzew w sp ągu aluwiów tej terasy obni Ŝa si ę tam poni Ŝej obecnego dna koryta. Analiza obecnego poło Ŝenia obu drewnianych konstrukcji pozwala wnioskowa ć, Ŝe poło Ŝenie i poziom dawnego koryta był w miejscu dzisiaj odsłaniaj ących si ę Ŝerdzi. Równocze śnie mo Ŝna s ądzi ć, Ŝe umocnienia brodu zostały pogrzebane w ci ągu paru wieków ponad 2,5-metrow ą warstw ą drobnoziarnistej mady. Do takiej wysoko ści ponad poziom koryta musia- ła nast ępowa ć powodziowa akumulacja aluwiów w wiekach XIX i 1 poł. XX. Akumulacja tej wielko- ści miała miejsce głównie w obr ębie szerszego ni Ŝ dzi ś koryta rzeki, jej górne warstwy si ęgały lub przekroczyły starszy poziom terasy zalewowej i go nadbudowały. Wida ć po rze źbie powierzchni terasy, Ŝe nie była to depozycja punktowa ale lateralna. Powierzchnia ta koło brodu jest dzi ś wyrównana, płaska i ma podobn ą wysoko ść . Zapewne sprzyjało tej akumulacji zakolowe poło Ŝenie (wewn ętrzna cz ęść meandru).

Łokie ć – budowa terasy zalewowej (2-3 m) (Józef Kukulak)

a) rodzaj osadów W pokrywie terasy zalewowej dominuj ą osady drobnoziarniste (pylasto-piaszczyste). Jej budowa jest zwykle dwuwarstwowa, doln ą warstw ę buduj ą Ŝwiry, górn ą - piaszczysto-pylasta mada. Mada zajmuje zwykle 70-80% mi ąŜ szo ści całej pokrywy, lokalnie nawet jej cało ść . Przej ście Ŝwirów w nadległ ą mad ę jest gwałtowne, ale ma cechy normalnego przyrostu aluwiów. Granica obu typu alu- wiów jest dodatkowo podkre ślona przez obfite nagromadzenia szcz ątków drewna, zalegaj ących w sp ągowej cz ęś ci mady. Charakterystyczn ą cech ą mady jest mała ró Ŝnica pomi ędzy jej osadami kory- towymi i pozakorytowymi. Otoczaki w sp ągowych Ŝwirach s ą średniej wielko ści (przeci ętnie 16-32 mm), o składzie petrograficznym bardziej zbli Ŝonym do teras wy Ŝszych (3-4 m, 4-5 m) ni Ŝ do współ- czesnych Ŝwirów w odsypach korytowych. W Ŝwirach tych przy kontakcie z mad ą zalegaj ą lokalnie grubsze pnie. Warstwa mady Sanu ma mi ąŜ szo ść od 0,4-0,6 m w Przeł ęczy U Ŝockiej, 1,2-2,0 m w rejonie Be- niowej i Tarnawy Wy Ŝnej, do prawie 2,5 m koło D źwiniacza i Łokcia. Jest makroskopowo słabo zró Ŝnicowana, lokalnie jednak zaznacza si ę w pionowym jej profilu dwudzielno ść osadów. Dolna cz ęść mady jest bardziej drobnoziarnista i cz ęsto wykazuje warstwowanie równoległe, ma mniejsz ą 48 mi ąŜ szo ść (0,3-0,5 m) i jest wolniej denudowana. Górna cz ęść mady jest natomiast osadem grub- szym, mi ąŜ szo ściowo dominuje w profilu pionowym, wsz ędzie jest bezstrukturalna i szybciej ulega denudacji.

b) cechy osadów Analiza granulometryczna mady wykazała m.in. Ŝe zdecydowanie przewaŜaj ą w madzie frakcje: piaszczysta i mułkowa. Udział ziarn drobniejszych od 0,5 mm waha si ę w przedziale 75-90%, w tym samego piasku jest 45-65%, natomiast udział frakcji iłowej jest bardziej zró Ŝnicowany – od 10,0 do 25,5%. Makroskopowa jednorodno ść mady jest jednak pozorna, próbki osadu nie maj ą bowiem iden- tycznego składu mechanicznego zarówno w jej profilach pionowych, poprzecznych, jak i wzdłu Ŝ biegu rzeki. Lokalne wahania tego składu s ą jednak niewielkie, bardziej interesuj ąca jest natomiast rytmika zmian uziarnienia jej składników w profilach pionowych oraz niejednakowa tendencja przebiegu tego uziarnienia. Słabo zaznacza si ę prawidłowo ść drobnienia frakcji osadów i ich słabszego wysortowania wraz z odległo ści ą od obecnego koryta rzeki. W wi ększo ści badanych profili pionowych mada Sanu jest najbardziej drobnoziarnista w cz ęś ci dolnej (20-35 cm jej pocz ątkowej mi ąŜ szo ści). Udział frakcji mniejszej od 0,06 mm przekracza tu 40- 45%. W gór ę profili wzrasta wahadłowo udział frakcji piaszczystej, która dominuje w górnej połowie pokrywy (do 63%). Domieszk ą piasku jest tu głównie pył (25-40%), rzadziej ił, Ŝwir lub gruz. Waha- dłowy rytm przyrostu tej frakcji powoduj ą cykliczne przewarstwienia osadu pylastego, których udział jednak maleje w ka Ŝdym wy Ŝej zalegaj ącym cyklu sedymentacyjnym. Stropowa cz ęść pokrywy (do 30-45cm mi ąŜ szo ści) jest najmniej wysortowana mechanicznie w całym profilu pokrywy i całkowicie utraciła struktury sedymentacyjne. Pionowa tendencja uziarnienia ma w tych profilach charakter sekwencji odwróconej, z grubiej ącym ziarnem ku stropowi. Cz ęść profilów mady ma normaln ą (prost ą) sekwencj ą uziarnienia, w których udział frakcji drobniejszych wzrasta ku górze. Pionowy przyrost tych frakcji ma równie Ŝ charakter wahadłowy, podobny jak w profilach o sekwencji odwróconej. Tak jest m.in. w Ustrzykach Górnych i Tarnawie Ni Ŝnej, gdzie udział frakcji piaszczystej w sp ągu mady wynosi a Ŝ 46-57%, a ku górze maleje do 37- 50%. Odwrotnie zmienia si ę tam udział frakcji pylastej (26-30 % w sp ągu do 28-37% w stropie) i ila- stej (11-15 % w sp ągu do 30-38% w stropie). W zestawie wszystkich profili pionowych mady bardzo wyra źna jest rytmika uziarnienia, ale korelacja poszczególnych jednostek akumulacyjnych jest w ąt- pliwa i raczej trudna do ustalenia. Brak w tych profilach cho ćby jednego wyró Ŝniaj ącego si ę poziomu korelacyjnego. Analiza krzywych kumulacyjnych osadu wykazuje zró Ŝnicowany sposób ich transportu i depozycji. Wi ększo ść krzywych nie ma ostrych załama ń stromo ści a odcinki o podobnej stromo ści zajmuj ą na tych krzywych zmienne pozycje. Najwi ększ ą stromo ść maj ą krzywe osadów z dolnej cz ęś ci pokrywy, a punkt załamania krzywych znajduje si ę w przedziale od 3 do 2 phi, gdzie osad jest naj- drobniejszy. Świadczy to o przewa Ŝaj ącej depozycji materiału wleczonego i suspencyjnego oraz o ogólnym wzro ście ilo ści akumulacji takiego materiału na pocz ątku akumulacji mady. Krzywe kumulacyjne górnej połowy mady maj ą na du Ŝej ilo ści profilów generaln ą tendencj ę do łagodnienia, co wynika ze wzrostu zawarto ści w nich frakcji grubszych, przy równoczesnej obecno ści równie Ŝ frakcji drobnych. Rozkład uziarnienia cz ęś ci stropowej pokrywy wykazuje du Ŝą dyspersj ę frakcji oraz słabe wysortowanie osadów, st ąd krzywe kumulacyjne maj ą tu ró Ŝny przebieg. Świadectwem zwi ększenia energii rzeki podczas depozycji górnych warstw pokrywy jest równie Ŝ wzrost średniej średnicy okruchów ( Mz ) do 3,5-5,5ø. Rozkład uziarnienia okruchów w pełnych pionowych profilach mady nie jest jednak prostym odzwierciedleniem ró Ŝnic sposobu transportowania tych okruchów, gdy Ŝ wątpliwa jest tu stało ść poło Ŝenia koryta w ci ągu całego okresu formowania si ę tej pokrywy.

49 c) zapis działalno ści człowieka Przyjmuje si ę, Ŝe wylesienie terenu zwi ększa wielko ść spływu powierzchniowego, a tym samym pot ęguje erozj ę gleby. A w dolinie Sanu ubytki lasów wzrastały od 22% na pocz ątku XVI wieku do ponad 50% w wiekach XIX i w 1 poł. XX. Nie uwzgl ędnia si ę przy tym połonin, gdy Ŝ te były trwale zadarnione i miały słabe poł ączenie z ciekami. Istotne były wylesienia w dolinie Sanu, poni- Ŝej granicy lasu, gdzie du Ŝa cz ęść wyr ębów stawała si ę polami ornymi. Erodowany materiał z tych pól stawał si ę ładunkiem cieków bocznych i Sanu. W pocz ątkach kolonizacji (XV-XVII w.) upra- wiano tu głównie zbo Ŝa. Upraw ę ziemniaka wprowadził rz ąd austriacki w cyrkule leskim i sambor- skim dopiero w 1783 r. Ze wzgl ędu na mało urodzajn ą gleb ę i prymitywne środki uprawy pola orne miały z konieczno ści du Ŝe powierzchnie. W pocz ątkach kolonizacji rolniczej nie było na zboczach doliny Sanu taras śródpolnych, które mogły by zatrzyma ć erodowan ą gleb ę. Terasy te musiały si ę dopiero uformowa ć wraz z podziałem łanów na działki. Dostawa erodowanych gleb do koryta Sanu nast ępowała bocznymi ciekami i drogami dojazdowymi do lasów i pól. Materiałem dominuj ącym w transporcie drogami polnymi była zawiesina. Rolnicze zagospodarowanie doliny Sanu musiało zwie- lokrotni ć dostaw ę materiału zboczowego do koryt, tym samym zwi ększy ć obci ąŜ enie rzek rumowiskiem i zawiesin ą, a konsekwencj ą zwi ększonego i przy śpieszonego spływu powierzchniowego mo- gły by ć cz ęstsze i gwałtowniejsze wezbrania na Sanie. Do rzeki spływała tak du Ŝa ilo ść materiału zboczowego, Ŝe bilans aluwiów stawał si ę dodatni. Tranzyt osadów był w rzece niepełny. Równina zalewowa była stopniowo nadbudowywana osadami piaszczysto-pylastymi. TakŜe stopniowym przyrostem u Ŝytków rolnych mo Ŝna tłumaczy ć odwrotn ą tendencj ę uziarnienia mady w jej profilu pionowym.

d) geneza osadów Przed XV-XVI w. istniała wzgl ędna równowaga subsystemu stokowego i dolinnego. Przy du- Ŝym zalesieniu bilans aluwiów był ujemny (efekt klimatycznego re Ŝimu rzeki). Przej ście do okresu klimatyczno-antropogenicznego zaznaczyło si ę w rzekach zmian ą bilansu aluwiów na dodatni. Zmiana uziarnienia transportowanego i deponowanego materiału była nast ępstwem przewagi dostawy glin pylastych ze zboczy nad Ŝwirowym rumowiskiem pochodz ącym ze starszych aluwiów. W ładunku rzeki wzrósł udział materiału unoszonego kosztem wleczeniowego, co przy dodatnim bilan- sie transportu tego ładunku uzewn ętrzniło si ę akumulacj ą osadów głównie pylasto-piaszczystych. Wyznacznikiem momentu spot ęgowania spływu powierzchniowego był okres obfitej dostawy do koryt materiału drzewnego i jego depozycji w strefie korytowej i pozakorytowej. W świetle oznacze ń wieku tego materiału oraz wyst ępuj ących artefaktów archeologicznych moment ten nast ąpił na przewa Ŝaj ącej długo ści doliny w warunkach ju Ŝ zaawansowanej kolonizacji Bieszczadów (XV-XVI w.). potok Czerwony – naturalny wypływ metanu (Grzegorz Haczewski)

W lesie na niskiej terasie potoku Czerwonego spływaj ącego spod Jeleniowatego ogl ądamy miejsce, gdzie na powierzchni ę wydostaje si ę metan. Podpalony strumie ń metanu pali si ę ci ągłym płomieniem. Po deszczach, gdy miejsce wypływu zalane jest wod ą, powstaje „bełkotka”, czyli widoczne s ą b ąble gazu rozrywaj ące si ę z charakterystycznym d źwi ękiem. Naturalne wypływy metanu o takim nat ęŜ eniu s ą rzadko ści ą w Polsce. Sławne niegdy ś źródło Bełkotka w Iwoniczu Zdroju prze- stało „bełkota ć” w wyniku podziemnej eksploatacji zło Ŝa metanu, które zasilało ten wypływ. Obser- wowany przez nas wypływ metanu znajduje si ę na wychodni powierzchni nasuni ęcia warstw podo- tryckich łuski Jeleniowatego na warstwy nadotryckie synkliny D źwiniacza. Na tej samej powierzchni zaobserwowano wydzielanie si ę pojedynczych p ęcherzyków gazu w potoku Mytrowiec, nast ępnym potoku ku wschodowi. Na zachodnim zboczu Mytrowca w tym miejscu zachowały si ę trzy studnie o prostok ątnym przekroju z drewnian ą cembrowin ą. S ą one pozostało ści ą po kopalni ropy naftowej, która działała tu po 1. Wojnie Światowej. Studnie s ą wypełnione wod ą. Na powierzchni wody wida ć ci ągłe wydobywanie si ę b ąbli gazu. Przy ogl ądaniu nale Ŝy zachowa ć ostro Ŝno ść . Przy wysokim stanie wody mog ą wygl ąda ć na niewinne kału Ŝe, cho ć ich gł ęboko ści si ęgaj ą kilkunastu metrów. W korycie potoku Czerwonego tu Ŝ poni Ŝej wypływu metanu przebiega wychodnia wapienia jasielskiego zaznaczona przez drobne okruchy laminowanego wapienia.

Na cokole skalnym terasy Sanu pod torfowiskiem Łokie ć (fot. J. Zawiejska)

J. Kukulak obja śnia geomorfologiczne warunki powstania torfowisk (fot. J. Zawiejska)

Dyskusja w D źwiniaczu Górnym (fot. M. Długosz)

Próg w korycie Sanu na grubej ławicy piaskowców pod torfowiskiem Łokie ć (fot. J. Zawiejska)

52 TRASA C: Muczne – Bukowe Berdo – Krzemie ń – Tarnica – Halicz – Rozsypaniec – przeł. Bukowska – Wołosate (Krzysztof B ąk)

Rze źba strukturalna Pasma Połonin; efekty ruchów masowych; relikty rze źby przedczwartorz ędowej

Trasa piesza ze stromymi podej ściami. Powrót autokarem.

1. Bukowe Berdo – rze źba strukturalna, układ grzbietów

Grzbiet Bukowego Berda wraz z widocznym na SW grzbietem Tarnicy – Szerokiego Wier- chu tworz ą twardzielcowe dwuramienne pasmo Połonin o przebiegu NW–SE, oddzielone od innych pasm górskich na SW Obni Ŝeniem Śródbieszczadzkim, a na NE – Obni Ŝeniem Górnego Sanu. Oba grzbiety le Ŝą w obr ębie centralnego synklinorium karpackiego nale Ŝą cego do jednostki ślą- skiej. Grzbiety buduje seria oddziału otryckiego warstw kro śnie ńskich, która osi ąga tu maksymalnie 2000 m mi ąŜ szo ści. Jest ona zbudowana z grubych ( śr. 50-80 m mi ąŜ szo ści) pakietów piaskowców otryckich i rozdzielaj ących je serii fliszu cienkoławicowego. W ąskie i gł ębokie subsekwentne obni- Ŝenie pomi ędzy dwuramiennym Pasmem Połonin jest wyci ęte w serii drobno- i średniorytmicznej serii łupków i piaskowców oddziału nadotryckiego warstw kro śnie ńskich.

Ryc. 1 . Mapa tektoniczna Bieszczadów Wysokich na obszarze Bieszczadzkiego Parku Narodowego (Haczewski i in., 2007)

Przebieg grzbietów w Bieszczadach Wysokich jest związany z głównymi kierunkami strukturalnymi tego obszaru. Struktury maj ą rozci ągło ść ok. 120° mi ędzy Magur ą Stuposiansk ą a Połonin ą Wetli ńsk ą i stopniowo skr ęcaj ą ku SE do kierunku ok. 160° w rejonie źródeł Sanu. W Pa śmie Poło- nin i jego otoczeniu, takie kierunki maj ą synklina D źwiniacza Górnego, łuska Jeleniowatego, synklina Mucznego, łuska Grandysowej Czuby i synklina Terebowca (Ryc. 1). Grzbiet Bukowego Berda wraz z grzbietami bocznymi opadaj ącymi na NE le Ŝy w obr ębie NW skrzydła złuskowanej i asymetrycznej synkliny Terebowca i łuski Grandysowej Czuby (Fig. 3). Łu- sk ę Grandysowej Czuby tworzy zapadaj ąca stromo (60-80°) na NE odwrócona seria otrycka o mi ąŜ- szo ści 800-950 m. W synklinie Terebowca obok bardzo mi ąŜ szej serii oddziału otryckiego wyst ępu-

53 je seria warstw nadotryckich a Ŝ po poziomy wapienia jasielskiego i wapienia z Zagórza; w pobli Ŝu jej przegubu płynie potok Terebowiec.

Ryc. 2 . Przekrój geologiczny przez NE skrzydło synkliny Terebowca i łusk ę Grandysowej Czuby z mi ąŜ szo- ściami pakietów oddziału otryckiego

Z Bukowego Berda widoczny jest na NE grzbiet Jeleniowatego wraz z dolin ą potoku Muczne. Grzbiet Jeleniowatego tworzy płyta zbudowana z piaskowców oddziału otryckiego (ok. 350-450 m mi ąŜ szo ści) zapadaj ących na SW pod niewielkim k ątem ( fig. 3 ). NE cz ęść tego grzbietu jest zbudowana ze sfałdowanych i złuskowanych warstw oddziału podotryckiego. Dolina potoku Muczne le Ŝy w osi drugorz ędnej synkliny, na któr ą nasuni ęta jest od SW kolejna łuska zbudowana z pakietów pia- skowców otryckich.

Ryc. 3. Przekrój geologicznych przez łuskę Grandysowej Czuby, łusk ę Jeleniowatego i synklin ę D źwiniacza Górnego wg. interpretacji K. B ąka

Bukowe Berdo – serie z piaskowcami otryckimi a morfologia grzbietów

Rze źba grzbietów pasma Połonin jest uwarunkowana strukturalnie. Ró Ŝnice w podatno ści na wietrzenie mi ędzy pakietami piaskowców otryckich i rozdzielaj ącym je fliszem cienkorytmicznym, ró Ŝnice w k ątach i kierunkach upadów warstw oraz du Ŝa zmienno ść mi ąŜ szo ści pakietów otryckich są głównymi przyczynami ró Ŝnic w morfologii grzbietów. Na skalistym grzbiecie Bukowego Berda mo Ŝna obserwowa ć wychodnie piaskowców otryckich, zapoznaj ąc si ę z ich cechami, które sprzyjały utworzeniu si ę grzbietów twardzielcowych. Wi- doczne s ą tutaj pojedyncze grube ławice (nawet powy Ŝej 4 m mi ąŜ szo ści) średnio i gruboziarnistych

54 piaskowców polimiktycznych o spoiwie krzemionkowo-węglanowym. W składzie piaskowców wyst ępuj ą okruchy skaleni, łupków metamorficznych, ziarna kwarcu ró Ŝnego typu, fragmenty piaskow- ców i mułowców, skały w ęglanowe i klasty łupkowe. Najcz ęś ciej s ą to ławice o strukturze bezładnej, z nieregularnymi smugami i soczewkami grubszych ziarn; wyst ępuje te Ŝ uziarnienie frakcjonalne, czasem powtarzaj ące si ę parokrotnie w jednej ławicy. Mo Ŝna te Ŝ zaobserwowa ć oddzielno ść wzdłu Ŝ niewyra źnej laminacji płaskiej, falistej lub konwolutnej. Ławice piaskowców otryckich s ą przewa Ŝ- nie skupione w pakietach o grubo ści od kilkunastu do ok. 200 metrów. Bardzo nieliczne s ą w nich cienkie warstwy łupków i cienkoławicowych piaskowców. Pakiety otryckie cieniej ą i wyklinowuj ą si ę a tak Ŝe rozdzielaj ą lateralnie na stosunkowo niewielkim obszarze, co dobrze jest widoczne na grzbiecie Bukowego Berda, gdzie linia grzbietu głównego przechodzi obocznie z pakietu na pakiet. Seria pakietów mi ędzyotryckich zawiera w składzie piaskowce i mułowce cienko- i średnio- ławicowe typu kro śnie ńskiego (z licznym muskowitem) z marglistymi łupkami szarymi, ciemnosza- rymi i brunatnymi oraz warstwami dolomitów Ŝelazistych. Ró Ŝnice w podatno ści na wietrzenie i erozj ę mi ędzy pakietami otryckimi i mi ędzyotryckimi s ą przyczyn ą powstania stoków kraw ędziowych na grzbiecie Bukowego Berda i innych grzbietach Pasma Połonin a tak Ŝe stoków schodowych (na grzbiecie Ki ńczyka Bukowskiego). Kąty upadów warstw decyduj ą o szeroko ści grzbietów. W ąskie, skałkowe i niewyrównane grzbiety s ą zwi ązane z du Ŝymi k ątami upadu (Bukowe Berdo, Krzemie ń); grzbiety szerokie i płaskie utworzyły si ę na seriach o małych upadach (Szeroki Wierch, Wołowy Grzbiet). Charakterystycznym elementem grzbietów s ą skałki, b ędące osta ńcami wietrzeniowymi, formowanymi głównie w plejstocenie. Skałki o wysokościach do 15 m (najwy Ŝsza – na Połoninie Bukowskiej) maj ą bardzo strome ściany, z g ęst ą sieci ą poziomych powierzchni równoległych (ujaw- niaj ących głównie laminacj ę falist ą i poziom ą oraz przebieg wst ęg deformacyjnych), sko śnych i pionowych (zwi ązanych z ciosem tektonicznym). Skałki uło Ŝone s ą wzdłu Ŝ wychodni gruboławicowych piaskowców, a ich kształt nawi ązuje ści śle do uło Ŝenia warstw i g ęsto ści sp ęka ń ciosowych. U podnó Ŝy ścian skalnych pospolite s ą nagromadzenia blokowego rumoszu, b ędącego świa- dectwem cofania si ę ścian skalnych wskutek wietrzenia mrozowego (krioplanacji), z drugiej strony dowodz ą one cz ęś ciowej akumulacji tego rumoszu, pomimo jego soliflukcyjnego odprowadzania. Wyst ępuj ą tam te Ŝ nisze niwacyjne zwi ązane z dłu Ŝszym zaleganiem płatów śnie Ŝnych. Na grzbiecie Bukowego Berda, Krzemienia, Kopy Bukowskiej, Halicza, Tarnicy i Ki ńczyka Bukowskiego u pod- nó Ŝy skalnych ścian (klifów mrozowych) wyst ępuj ą w ąskie spłaszczenia z pokryw ą gruzow ą, które mogły mie ć charakter teras krioplanacyjnych (Zi ętara 1995), ale mog ą one mie ć równie Ŝ charakter strukturalny (P ękala 1969). Znacz ącą rol ę denudacji peryglacjalnej w powstaniu tych form mogą potwierdza ć nisze niwacyjne tworz ące si ę nawet dzi ś u podstawy skałek, zwi ązane z dłu Ŝszym zaleganiem płatów śnie Ŝnych (P ękala 1969, 1971).

Bukowe Berdo – osuwisko na Szerokim Wierchu (Krzysztof B ąk)

Na NE stoku Szerokiego Wierchu, w wi ększo ści powy Ŝej górnej granicy lasu (dobrze widocznych z Bukowego Berda) znajduje si ę zespół poł ączonych osuwisk, jeden z najwi ększych w Bieszczadzkim Parku Narodowym (Ryc. 4); jest to pas o długo ści ponad 2 km i szeroko ści 100-400 m, o powierzchni ponad 1 km². S ą to osuwiska gł ębokie (5-15 m), skalno-zwietrzelinowe, konse- kwentno-strukturalne. Ich nisze si ęgaj ą miejscami samej linii grzbietu a ko ńce łap osuwiskowych schodz ą do ok. 100 m poni Ŝej górnej granicy lasu. Nisza jednego z tych osuwisk (widoczna przy szlaku z Tarnicy do Ustrzyk Górnych przez Szeroki Wierch) jest wysoka do 12 m; u jej podnó Ŝa ci ągnie si ę rów rozpa- dlinowy, szeroki na 5 do 20 m i długi na ponad 500 m. Rów ten oddziela ścian ę niszy od zsuni ętych ku dolinie Terebowca pot ęŜ nych pakietów skalnych, które w miar ę oddalenia w dół stoku s ą coraz bardziej rozdzielone na bloki, po czym poni Ŝej granicy lasu przekształcaj ą si ę w rumowisko. W NW cz ęś ci Szerokiego Wierchu, gdzie warstwy pakietu otryckiego zalegaj ą niemal poziomo, na

Ryc. 4 . Osuwiska w Bieszczadach Wysokich pomi ędzy dolin ą Wołosatego a dolin ą potoku Litmirz (wg. J. Ku- kulaka) osuwiskowym stoku powstała bardzo regularna, kostkowa sie ć wałów koluwialnych i dziel ących je rowów. W SE cz ęś ci Szerokiego Wierchu, gdzie warstwy skalne s ą pochylone ku NE i SE układ tych form zmienia si ę bardziej na wachlarzowaty, z najdalszym przemieszczeniem pakietów w pobli Ŝu źródeł pierwszego lewego dopływu Terebowca.

Krzemie ń, Siodło pod Tarnic ą – uskoki poprzeczne w rze źbie strukturalnej

Od doliny Wołosatego, a Ŝ po SE wschodni ą granic ę polskiej cz ęś ci Bieszczadów Wysokich fałdy i łuski tektoniczne s ą poprzecinane uskokami poprzecznymi, z których cz ęść grupuje si ę w strefach uskokowych (Ryc. 5). Jednym z uskoków poprzecznych jest zrzutowo-przesuwczy uskok Krzemienia, który przebiega w pobli Ŝu osi doliny lewego ramienia potoku Roztoki i przecina grzbiet Bukowego Berda i Krzemienia. Jest to uskok o zrzuconym skrzydle SE; przesuni ęcia pakietów otryckich, widoczne na grzbiecie wynosz ą ok. 25 m. Wzdłu Ŝ tego uskoku w górnym odcinku potoku Roztoki znajduje si ę małe osuwisko zboczowe. Inny du Ŝy uskok zrzutowo-przesuwczy, uskok Halicza (Tokarski 1975), przesuwaj ący o ok. 1 km wychodni ę synkliny Terebowca i przedłu Ŝaj ący si ę na północ w kulisow ą stref ę uskokow ą w dolinie potoku Roztoki wpłyn ął na zmian ę układu stoków kraw ędziowych i schodowych, wynikaj ące ze zmiany kierunków upadu w obu skrzydłach uskaku (Ryc. 5). Grz ędy na grzbietach poło Ŝone na SE od tego uskoku maj ą strome ściany zwrócone przeciwnie ni Ŝ grz ędy na SW od uskoku Halicza. Inne jest te Ŝ poło Ŝenie osuwisk na stokach tych grzbietów; najwi ększe z nich, na stokach Halicza (Ryc. 4), maj ące charakter osuwisk konsekwento-strukturalnych s ą efektem ruchów masowych na stokach SW i NW. Kolejny na SE uskok poprzeczny przecina grzbiet Tarnicy – Szerokiego Wierchu. Ście Ŝka prowadz ąca z Przeł ęczy Goprowców do Wołosatego przebiega cz ęś ciowo wzdłu Ŝ tego uskoku (Ryc. 5). Ma on charakter strefy o szeroko ści kilkudziesi ęciu metrów w obr ębie, której został zakli- nowany stromo zalegaj ący pakiet serii z łupkami mułowcowymi i piaskowcami cienkoławicowymin (pakiet mi ędzyotrycki). Du Ŝy kontrast litologiczny pomi ędzy tym pakietem a otaczaj ącą seri ą grubo- ławicowych piaskowców otryckich buduj ących Tarnic ę i Szeroki Wierch, le Ŝą cych prawie poziomo, było przyczyn ą wypreparowania szerokiej przeł ęczy (Siodło pod Tarnic ą).

Ryc. 5. Mapa uskoków oraz poło Ŝenie warstw w obr ębie Pasma Połonin (zwró ć uwag ę na zmian ę kierunku upadu warstw serii otryckiej na dwóch skrzydłach uskoku Halicza

Tarnica – rumowiska, rozpadliny grawitacyjne

Na stokach Tarnicy wyst ępuj ą pola rumowisk, które okrywaj ą cał ą jej kopuł ę. S ą one przy- kładem bardzo licznych rumowisk ponad górn ą granic ą lasu, jakie wyst ępuj ą na wierzchowinach i stokach grzbietów Pasma Połonin. Wi ększo ść rumowisk na połoninach tworzyła si ę w warunkach klimatu peryglacjalnego ostatniego zlodowacenia i holocenu (P ękala 1969, 1971, 1997). W ni Ŝszych cz ęś ciach stoków powstały wówczas pokrywy zwietrzelinowe bardziej gliniaste (P ękala 1969; Kuku- lak 2001). Liczne j ęzyki rumowiskowe na SW stokach Krzemienia (widoczne bardzo dobrze z Tarni- cy) mog ą by ć najmłodsz ą, holoce ńsk ą generacj ą zwietrzelin blokowych bior ąc pod uwag ę wypukłe czoła tych j ęzyków, wypukły ich profil poprzeczny i przewag ę grubszego rumoszu w s ąsiedztwie skały macierzystej (P ękala 1969). Na kopule szczytowej Tarnicy mo Ŝemy zaobserwowa ć przyczyn ę powstawania du Ŝych, ale stosunkowo cienkich bloków tworz ących te rumowiska. Jest ni ą z jednej strony g ęsta siatka sp ęka ń ciosowych, nale Ŝą ca przynajmniej do 2 zespołów ciosu, a z drugiej – gruba laminacja równoległa i falista.

57 Z obecno ści ą sp ęka ń ciosowych w kopule szczytowej Tarnicy oraz ruchami masowymi na stoku zwi ązana jest te Ŝ obecno ść rozpadliny o charakterze rowu grzbietowego, który ma długo ść ok. 100 m i gł ęboko ść kilku metrów. Przebiega on w szczytowej cz ęś ci kopuły Tarnicy i jest równoległy do grzbietu. Z systemem rozwartych szczelin ciosowych jest zwi ązana w ąska jaskinia szczelinowa w kopule szczytowej Tarnicy. Podobny rów grzbietowy, ale znacznie gł ębszy, wyst ępuje w obni Ŝeniu grzbietu mi ędzy Kop ą Bukowsk ą a Haliczem. W tym drugim przypadku jest on po średnio zwi ązany z przebiegiem du Ŝego uskoku Halicza i sp ęka ń serii piaskowców otryckich w jego bezpo średnim s ą- siedztwie.

Tarnica – widok na rze źbę czoła płaszczowiny dukielskiej

Z Tarnicy mo Ŝna obserwowa ć na stokach Pasma Granicznego wyra źny załom, zwi ązany z wychodni ą powierzchni nasuni ęcia dwóch du Ŝych jednostek tektonicznych, płaszczowiny dukielskiej i płaszczowiny śląskiej. Wychodnie skał brze Ŝnej cz ęś ci płaszczowiny dukielskiej, które stanowi głównie gruba (ok. 1200 m) seria warstw ci śnia ńskich (z pakietami gruboławicowych piaskowców) i seria warstw hieroglifowych tworz ą Pasmo Graniczne (Ryc. 6). Z kolei SW cz ęść płaszczowiny śląskiej tworz ą silnie sfałdowane łupkowe serie tzw. strefy przeddukielskiej, szerokiej na 2-5 km. Ten kontrast litologiczny widoczny jest w postaci wyra źnego załomu na stokach Pasma Granicznego opadaj ących w stron ę doliny Wołosatki. Ma on du Ŝą rozci ą- gło ść lateraln ą zarówno na obszarze Polski jak i Ukrainy (przynajmniej kilkudziesi ęciu kilometrów). Załom ten jest on podkre ślony przez doln ą granic ę lasu, zwi ązan ą z przedwojennym osadnictwem na tym obszarze. Prawie prostolinijny przebieg tego załomu świadczy o stromej powierzchni nasuni ęcia dukielskiego (od 45° do 70°). Jego czoło jest miejscami przeci ęte sko śnie lub prostopadle niewielki- mi uskokami przesuwczymi prawo- i lewoskr ętnymi o prawie pionowych powierzchniach.

Ryc. 6. Mapa geologiczna płaszczowiny dukielskiej w Bieszczadach Wysokich (Haczewski i in., 2001)

58 Tarnica-Wołosate – relikty rze źby przedczwartorz ędowej

Problem obecno ści powierzchni zrównania i ich relacji do struktur podło Ŝa został szczegółowo przedstawiony przez J. Kukulaka (2004; Ryc. 7). Najstarsze relikty rze źby planacyjnej zachowały si ę w strefach wododziałowych najwy Ŝszych pasm, reprezentuj ąc poziom śródgórski (350-500 m), ale jego nachylenie nie na śladuje kierunku spadku Wołosatki. Poziom pogórski (150-270 m) zachował si ę na poprzecznych garbach w Obni Ŝeniu śródbieszczadzkim i na grzbiecie Jeleniowatego. Najlicz- niejsze są spłaszczenia w poziomie dolinnym (30-100 m), który si ęga do przeł ęczy U Ŝockiej i przeł ę- czy Beskid. Powierzchnie planacyjne zostały odmłodzone w plejstocenie w nawi ązaniu do lokalnego zró Ŝnicowania litologicznego i poło Ŝenia warstw; pakiety piaskowców otryckich zostały wypreparo- wane w postaci kuest, powoduj ąc podział starszych powierzchni planacyjnych na dwa poziomy. Brak jest do- wodów w morfologii grzbietów i stoków na ruchy neotektoniczne na obszarze Bieszczadów Wyso- kich. Przeł ęcz pomi ędzy Krzemieniem a Tarnic ą jest śladem poziomu śródgórskiego. Schodz ąc niebieskim szlakiem z przeł ęczy Siodło pod Tarnicy w kierunku Wołosatego mijamy równie Ŝ ślady powierzchni poziomu śródgórskiego w bezpo średnim s ąsiedztwie Tarnicy. Poni Ŝej dolnej granicy lasu, szlak przechodzi przez szerokie spłaszczenie wyci ęte w łupkowej serii strefy przeddukielskiej. Odpowiada ono poziomowi przydolinnemu, który wg. P ękali mo Ŝe mie ć charakter pedymentu. Po- ziom przydolinny widoczny jest te Ŝ po SW stronie doliny Wołosatki na wierzchowinach zalesionych grzbietów pasma Granicznego (od Chrestów po Wołkowe Berdo). Po NE stronie doliny Wołosatki poziom dolinny został przekształcony przez Wołosatkę i jej dopływy w równin ę erozyjno- akumulacyjn ą typu glacis (rozległa powierzchnia ze ślizgowa). Wody kilku potoków spływaj ących z obu Pasm niszczyły ten poziom i sypały w jego miejscu rozległe sto Ŝki napływowe (P ękala 1971, Henkiel 1972). Poziom ten zachował si ę równie Ŝ w obr ębie najni Ŝszej przeł ęczy Obni Ŝenia Śród- bieszczadzkiego, na przeł ęczy Beskid (20-40 m nad Wołosatk ą); jest to ocalały fragment dna dawnej doliny rzecznej, o czym świadcz ą otoczaki znalezione na E zboczu przeł ęczy.

Fig. 7. Mapa reliktów starszej rze źby planacyjnej w Bieszczadach Wysokich (Kukulak, 2004).

59 Pi ątek, 5 pa ździernika

TRASA D: Muczne – Tarnawa Wy Ŝna – Bukowiec – Beniowa – Sianki – Źródliska Sanu – Muczne (Józef Kukulak)

Dolina Górnego Sanu: tarasy, aluwia i ich zwi ązek z działalno ści ą człowieka, torfowisko, ślady osadnictwa

Trasa piesza, brodzenie w korytach rzek (buty gumowe!; powrót autokarem)

Torfowisko „Tarnawa Wy Ŝna” a) opis formy Torfowisko jest usytuowane na lewobrze Ŝnej 5-6 metrowej terasie Sanu, bardzo blisko koryta rzeki (zaledwie 50- 80 m). Ma ok. 9 ha powierzchni, 7,25 m gł ęboko ści i kopuł ę o wysoko ści 3,5 - 5 m. Najwi ększ ą mi ąŜ szo ść torfu stwierdzono wierceniami w centralnej cz ęś ci torfowiska, w poprzecznym przekroju torfowiska mi ąŜ szo ść torfu szybko maleje w kierunku Sanu. Strefa najwi ęk- szych mi ąŜ szo ści i kształ kopuły maj ą bardziej zarys łagodnego łuku (rogala) naro Ŝami zwróconymi w stron ę koryta rzeki. Od zachodu jest ograniczone niewielkim potokiem, natomiast od strony zboczy (południe i wschód) otaczaj ą go podmokłe ł ąki z rowami odwadniaj ącymi. Cała jego powierzchnia jest pokryta lu źnym drzewostanem zło Ŝonym z sosen, świerków i brzóz. Jest torfowiskiem wci ąŜ si ę rozwijaj ącym. W jego s ąsiedztwie (na północnym zachodzie) znajduj ą si ę jeszcze trzy mniejsze torfowiska wysokie. b) cechy torfu Torfowisko ma ju Ŝ bogat ą dokumentacj ę analiz składu gatunkowego, stopnia rozkładu i po- pielno ści torfu oraz wydatowane s ą jego stratygraficzne poziomy przyrostowe (prace Ralskiej- Jasiewiczowej 1969, 1972, 1980, 1989, Marka i Pałczy ńskiego 1962). W tych prac wynika, Ŝe w jego sp ągowej cz ęś ci torf jest silnie rozłoŜony, datowany na alleröd (11 360 ± 170 lat BP). W młodszym driasie i boreale były okresowe przerwy w przyro ście torfu, poniewa Ŝ w dolnej cz ęś ci jego pionowego profilu s ą przewarstwienia torfu mułem i piaskiem. Młodsza, wy Ŝsza cz ęść profilu (od gł ęb. 5,55 do 3,360 m) jest kontynuacj ą przyrostu torfu niskiego turzycowego (starsza cz ęść okresu atlantyckiego), który stopniowo przechodził w torf wysoki drzewny (młodszy atlantyk). W subboreale by- ło ono ju Ŝ w pełni torfowiskiem wysokim (3,60 – 2,20 m), podobnie jak w subbatalntyku (2,20 – strop), z coraz wi ększym udziałem udziału mchów w jego biomasie. Ro ślinami buduj ącymi torf były wówczas głównie torfowce, wełanianka oraz krzewinki z rodziny wrzosowatych. c) zapis działalno ści człowieka Ślady działalno ści człowieka w Bieszczadach datuje si ę w profilu tego torfowiska ju Ŝ od neolitu (Ralska-Jasiewiczowa 1980, 1989), ale dowodz ą one jedynie okresowych migracji i penetracji tego obszaru a nie siedzib stałych. Z ówczesn ą działalno ści ą człowieka mogły wi ąza ć si ę zmiany szaty le- śnej, a nie maj ą one potwierdzenia w modyfikacji typu aluwiów Sanu. W diagramie pyłkowym tego torfowiska najwi ększa koncentracja flory synantropijnej wyst ępuje w jego stropowym odcinku (ok. 30-40 cm gł ęboko ści). Udział pyłku ro ślin towarzysz ących człowiekowi i jego gospodarce rolnej gwałtownie tam wzrasta. W tej cz ęś ci diagramu zaznaczaj ą si ę kulminacje udziału pyłków traw i ro- ślin ł ąkowych, które s ą dowodem znacz ącej redukcji okolicznych lasów. Z wyr ębami mo Ŝe mie ć równie Ŝ zwi ązek wyra źny ubytek pyłku buka, jodły i grabu. Natomiast du Ŝe ilo ści pyłku wszystkich rodzajów zbó Ŝ wskazuj ą na intensyfikacj ę upraw rolniczych. Wi ększy jest równie Ŝ udział brzozy, a zwłaszcza pyłku olszy, dowodz ąc masowego zarastania przez ten gatunek wylesionych równin nadrzecznych. Synchroniczno ść zmiany flory w diagramach pyłkowych torfowisk z gospodark ą człowie- ka potwierdza si ę tak Ŝe w wielko ści przyrostu biomasy torfowej. Uwzgl ędniaj ąc tempo przyrostu najmłodszych warstw torfu (1,04 mm/rok) i równoczesn ą kompakcj ę całego zło Ŝa torfu to pocz ątek „odcinka antropogenicznego” profilu mo Ŝna odnie ść czasowo na ok. XVI/XVII w.

60 d) geneza osadów Jest to prawdopodobnie najstarsze torfowisko nad Sanem Jego powstanie wi ąŜ e si ę z przebiegiem procesów korytowych w dolinie Sanu w pó źnym glacjale i holocenie. Powstało bowiem na równinie zawala Sanu, prawdopodobnie zacz ęło si ę rozwija ć w starorzeczu rzeki, pocz ątkowo jako torfowisko niskie. W pierwszych fazach jego rozwoju było ono nawet zamulane podczas wezbra ń Sanu. Osady powodziowe o mi ąŜ szo ści 60-65 cm (na gł ęb. pomi ędzy 6.10 m a 5.50 m) rozdzielaj ą torf o wieku 8730 ± 140 lat BP od 7840 ± 100 lat BP (Ralska-Jasiewiczowa 1972). Dopiero pogł ę- bienie koryta Sanu i odci ęcie torfowiska od zasilania wodami rzecznymi przekształciło si ę ono w torfowisko wysokie. Bezpo średnim podło Ŝem torfu w strefie najgł ębszej, rozpoznanym sondami, s ą ciemne muły przechodz ące stopniowo w niebieskie piaski drobne i grube ze Ŝwirami. Po obu stro- nach łuku najwi ększych mi ąŜ szo ści torfu wyst ępuje podło Ŝe silnie wzbogacone w niebieski, tłusty, zbity ił. Jest on prawdopodobnie oznak ą wychodni rozlasowanych silnie łupków ilastych i mułow- cowych w cokole terasy. Ponadto ku brzegom Sanu podtorfowiskowy materiał rzeczny jest coraz grubszy.

Beniowa – węgle drzewne w aluwiach terasy zalewowej a) rodzaj osadów Materiałem po Ŝarowym w warstwie mady s ą zw ęglone cz ęś ci drzew (głównie gał ęzie, korzenie, kora, szyszki) oraz pył z w ęgla drzewnego. Podrz ędnie wyst ępuj ą równie Ŝ zw ęglone: Ŝywica, huba i sklerocje grzybów. Rzadko s ą to du Ŝe okruchy (dłu Ŝsze od 1 cm), wi ększo ść to drobne w ęgielki (0,2- 0,5 cm), trudno oznaczalne taksonomicznie. Du Ŝa cz ęść materiału po Ŝarowego jest szcz ątkami drzew spalonymi jedynie cz ęś ciowo, o zw ęglonej warstwie zewn ętrznej ale o wn ętrzu prawie nie zmienio- nym. Okruchy w ęgla drzewnego zalegaj ą w madzie w ró Ŝnych skupieniach, rzadziej w warstwach, cz ęś ciej w soczewkach, a najcz ęś ciej s ą lu źno rozproszone, tworz ąc jedynie widoczny poziom w ę- glem wzbogacony. Rozprzestrzenienie i koncentracja w ęgli w profilach mady nie jest równomierna. Pył i okruchy w ęgla wyst ępuj ą na całej długo ści doliny oraz w dopływach Sanu. Świadczy to o du Ŝej rozległo ści obszaru obj ętego spalaniem drewna.

b) cechy osadów W pionowym profilu mady wyró Ŝniaj ą si ę dwa poziomy koncentracji materiału po Ŝarowego: bardziej bogaty w sp ągowej warstwie szcz ątków drzew i mniej obfity w górnej połowie profilu. W dolnym poziomie materiał po Ŝarowy wyst ępuje w śród szcz ątków drzew niezw ęglonych, w poziomie górnym towarzyszy drobnym szcz ątkom drewna. Koncentracja w ęgla i pyłu drzewnego wzrasta w drobniejszych frakcjach osadu mineralnego. Okruchy w ęgla, oznaczone taksonomicznie (6 próbek), maj ą słabo zró Ŝnicowany skład gatunkowy. Węgle pochodz ą głównie ze spalonych drzew iglastych (jodły i świerka), mniej z buka. W ęgle z olszy i klonu wyst ępuj ą podrz ędnie. Prawie we wszystkich stanowiskach pomiarowych wzdłu Ŝ Sanu skład węgli jest bardzo podobny. Dominacja w ęgli z jodły mo Ŝe wynika ć z wi ększej wzgl ędnej trwało ści węgli z tego drzewa w aluwiach. Szcz ątki innych taksonów mogły si ę nie zachowa ć poniewa Ŝ s ą na- turalnie mniej trwałe lub sta ć si ę tworzywem w ęgli drobnych i pyłu w ęglowego. Na podstawie składu węgli nie mo Ŝna ustali ć jednoznacznie składu drzewostanu w okolicach badanych stanowisk, zwłasz- cza udziału ilo ściowego poszczególnych gatunków.

c) zapis działalno ści człowieka Węgle s ą śladem działalno ści człowieka, poniewa Ŝ nie ma ich w osadach starszych, a w aluwiach współczesnych wyst ępuj ą śladowo. S ą one obecne natomiast w glinach zboczowych (pokrywie glebowej) i deluwiach na terasach. Brakuje ich tak Ŝe w profilach torfowisk (poza torfowiskiem Tar- nawa Wy Ŝna, gdzie s ą śladem po Ŝaru torfowiska z lat 1927-31). Obecno ść w ęgli w aluwiach mo Ŝna uzna ć za ślad stosowania Ŝarowego sposobu gospodarki przez pierwsze generacje stałych osadników kolonizuj ących Bieszczady na przełomie średniowiecza i czasów nowo Ŝytnych. Wypalanie lasów w dolinach miało na celu uzyskanie terenów pod osadnictwo i upraw ę roli. Synchroniczno ść tych zdarze ń potwierdza wiek bezwzgl ędny (metod ą C-14) w ęgli z Beniowej 122±60 lat BP (1660, 1800 AD), Mucznego 380±70 lat BP (1420,1650 AD) i Tarnawy Ni Ŝnej 180±60 lat BP (1640, 1950 AD).

61 d) pochodzenie osadów Węgiel drzewny i pył w ęglowy zostały spłukane z terenów u Ŝytkowanych i pogrzebane w osadach rzecznych razem z mineralnymi Du Ŝą koncentracj ę materiału po Ŝarowego w sp ągu mady mo Ŝna przypisa ć najwi ększemu stosowaniu gospodarki Ŝarowej w pocz ątkach kolonizacji (XVI-XVII w.), w ęgle ze środkowej cz ęś ci mady s ą zapewne oznak ą spalania drewna ju Ŝ na w ęgiel drzewny w celach przemysłowych w XVIII-XIX w. Głównym ich źródłem były funkcjonuj ące w XVIII-XIX w. le śne pota Ŝarnie (m.in. w Siankach, Beniowej, Tarnawie Wy Ŝnej, D źwiniaczu Górnym, Smolniku).

Beniowa – osady laminowane w podłu Ŝnym profilu terasy a) rodzaj osadów Osady laminowane zajmuj ą erozyjn ą rynn ę koryta Sanu wyci ętą w terasie zalewowej. Jest to seria osadów rytmicznie laminowanych, na przemian mineralnych (głównie mułkowo-piaszczystych) z organicznymi (głównie szcz ątków ro ślinnych), z mi ąŜ sz ą nadbudow ą osadu bezstrukturalnego w stropie. Wi ększo ść poszczególnych warstw w tej serii jest cie ńsza od 1 cm. Charakterystyczn ą ich cech ą, poza rytmik ą typu osadów, jest du Ŝy udział materiału ro ślinnego w budowie. Materiałem tym s ą głównie szcz ątki drewna: igły, li ście, kora, nasiona i owoce, drobne gał ązki oraz p ędy krzewinek i resztki traw. Pojedynczo s ą równie Ŝ w śród nich grubsze drewna lub szcz ątki owadów i grzybów. Rozmiary tej serii w Beniowej wynosz ą: długo ść do 200 m, szeroko ść do 20 m (mo Ŝliwe nawet 80 m), mi ąŜ szo ść do 2,1 m. Pełny profil tych osadów odsłania si ę dzi ś na prawym brzegu rzeki. b) cechy osadów Pełny ich profil składa si ę z dwóch nało Ŝonych na siebie serii osadów o podobnej sekwencji warstw: dolnej (ok. 1,4-1,6 m) i górnej (0,5-0,7m). Osady serii dolnej s ą ści ęte erozyjnie i nadbudo- wane seri ą górn ą. Szczególnie regularn ą budow ę ma seria dolna. W jej ni Ŝszej cz ęś ci (ok. 0,7 m mi ąŜ- szo ści) osady s ą bardzo wyra źnie warstwowane, w cz ęś ci wy Ŝszej (0,7-1,4 m) warstwowanie słabnie i osad stopniowo staje si ę bezstrukturalny. W sp ągu tej serii pozioma rozci ągło ść pojedynczych lamin przekracza nawet 60 m, laminy wy Ŝej le Ŝą ce s ą coraz krótsze. Mi ąŜ szo ść warstewek osadów mineralnych w tej cz ęś ci serii waha si ę od 2 do 10 cm, a organicznych od 0,5 do 5 cm. Ku górze wzrasta mi ąŜ szo ść warstewek obu typów osadów, ale materiał jest w nich słabiej wysortowany. W profilu tej serii wyst ępuj ą nawet 33 warstwy materiału ro ślinnego grubsze od 1cm. W dolnej cz ęś ci serii wyst ę- puj ą na przemian tylko dwa typy osadów: ilasto-mułkowe i organiczne. W wy Ŝszej cz ęś ci serii trze- cim członem rytmitu sedymentacyjnego s ą laminy piaszczyste, a ich układ jest nast ępuj ący: lamina piaszczysta – mułkowa – organiczna. Strefa przej ściowa osadów laminowanych w bezstrukturalne podnosi si ę na profilu podłu Ŝnym serii z biegiem rzeki. Analogicznie do jej przebiegu wzrasta w tym kierunku liczba pełnych cykli rytmicznej sedymentacji osadów od 8-10 w strefie proksymalnej do 12- 16 w cz ęś ci dystalnej. Sekwencj ę warstw wy Ŝszej serii tworz ą od sp ągu: gruboziarniste piaski (0,1 m), laminy osadu mineralnego i organicznego (0,3 m) z makroskopowymi szcz ątkami drzew oraz pokrywa bezstrukturalna (0,3 m). Mi ąŜ szo ści warstw serii górnej s ą przestrzennie zmienne, miejscami prawie w cało ści jest ona osadem bezstrukturalnym. c) zapis działalno ści człowieka Budowa i skład osadów tych serii wskazuj ą, Ŝe formowały si ę one w lokalnym zbiorniku zapo- rowym, który został wypełniony osadami do poziomu przyległej terasy, natomiast lokalizacja osadów pozwala s ądzi ć, Ŝe zbiornik ten był sztuczny. Mimo przylegania do stromego lewego zbocza dno doliny jest tu zbyt szerokie by San nie opłyn ął koluwiów lub zapór z kłód. Okres funkcjonowania tego zbiornika oraz tempo jego zamulenia daj ą si ę w przybli Ŝeniu okre śli ć datowaniem zalegaj ących w nich szcz ątków ro ślinnych, zapisami historycznymi oraz analiz ą rytmitów sedymentacyjnych. Z planów katastralnych (1852 r.) wynika, Ŝe bezpo średnio poni Ŝej górnego stanowiska osadów laminowanych istniały dawniej obok siebie tartak wodny i młyn wodny. Zbudowano je na prawym brzegu Sanu w miejscu zwanym Krywula. Nie jest znana data ich budowy, były rejestrowane po raz pierwszy w 1852 r., a funkcjonowały jeszcze w 1901 r. Wówczas w miejscu laminowanych osadów istniał sztuczny zbiornik zaporowy, niezb ędny dla obu tych zakładów. Synchroniczno ść powstania laminowanych osadów z okresem funkcjonowania zakładów wodnych ma potwierdzenie równie Ŝ w wieku bezwzgl ędnym (metod ą C-14) szcz ątków drewna ze sp ągu tych serii dolnej: 150 ± 120 lat BP (1700, 1920 AD). W warstwach tych szcz ątków s ą nawet pojedyncze wióry z ciosanego drewna. Jest to sugestia, Ŝe zbiornik ten istniał ju Ŝ na pocz ątku XIX w. i wówczas zacz ęły si ę w nim gromadzi ć

62 osady. Wypełnienie osadami zbiornika w Beniowej a Ŝ po kraw ędzie terasy dowodzi, Ŝe jego przegro- da trwała a Ŝ do ko ńca wypełniania. Moment całkowitego wypełnienia basenów nie oznaczał jednak zaprzestania ich funkcjonalno ści. Wody Sanu mogły nadal odpływa ć utrwalonymi młynówkami ze swojego poziomu spi ętrzenia do działaj ących zakładów wodnych. Tym samym długotrwało ść w nich sedymentacji nie mo Ŝna całkowicie uto Ŝsamia ć z długotrwało ści ą działalno ści tych zakładów. Maj ą one synchroniczny jedynie pocz ątek funkcjonalno ści. śywotno ść basenu jest zwykle du Ŝo krótsza ni Ŝ tartaku lub młyna. d) pochodzenie osadów Zbiornik w Beniowej był pułapk ą dla osadów transportowanych przez Sanu, które zaczęły go stopniowo wypełnia ć, zwłaszcza w czasie wezbra ń. Dostarczony do zbiornika materiał ulegał sorto- waniu według wielko ści ziarna i ci ęŜ aru składników. W strefie cofki zbiornika gromadził si ę osad grubszy, a bli Ŝej przegrody drobniejszy, głównie opadaj ący z zawiesiny. W czasie ka Ŝdej du Ŝej dostawy powstawała warstwa osadu na całej długo ści zbiornika, a cykl ten powtarzał si ę wielokrotnie. Powierzchnia erozyjnego ści ęcia mi ędzy seri ą doln ą a górn ą świadczy o okresowym usuni ęciu przegrody lub o sztucznym pogł ębieniu zbiornika, a by ć mo Ŝe o pó źniejszej nadbudowie przegrody. Po ostatecznej likwidacji tamy (prawdopodobnie w 1946-47 r.) osady zbiornika zostały rozci ęte przez San i obecnie s ą szybko usuwane przez erozj ę boczn ą.

Beniowa – cmentarz a) stan obecny Na wysokim lewym brzegu Sanu, na terenie d. wsi Beniowa, znajduje si ę dzi ś ogrodzony drewnianymi Ŝerdziami rozległy teren cmentarny, obejmuj ący równie Ŝ ruiny cerkwi. Jest zadrzewio- ny. W obr ębie ogrodzonego terenu znajduj ą si ę obszerne fragmenty dwóch dawnych cmentarzy: cer- kiewnego i grzebalnego. Cmentarz cerkiewny zajmował teren bezpo średnio przyległy do cerkwi od południa i północy. Cmentarz grzebalny znajdował się od nich bardziej na zachód (nawet za dawn ą drog ą wiejsk ą). Po wielkich zniszczeniach powojennych ocalałe fragmenty cmentarzy społecznie uporz ądkowano i odnowiono w latach 90. XX wieku (m.in. restauracja i konserwacja nagrobków, uporz ądkowanie ruin cerkwi, budowa ogrodzenia cmentarza i informacyjnej tablicy z opisem historii tego miejsca i szkicem cerkwi). b) opis cmentarza Na dawnym cmentarzu cerkiewnym znajduje si ę dzi ś 13 nagrobków. Wi ększo ść z nich ma piaskowcowe cokoły, na których stały dawnej Ŝeliwne lub kamienne krzy Ŝe. Kilka nagrobków jest be- tonowych. Znajduj ą si ę tu równie Ŝ nagrobki o osobliwych, symbolicznych zdobieniach, np. z dzba- nem i kwiatem, scenami figuralnymi. Na kilku nagrobkach zachowały si ę inskrypcje w języku ukra- ińskim (rusi ńskim) z datami sprzed II wojny światowej. W cz ęś ci cmentarza grzebalnego przetrwało jedynie kilka nagrobków. Poło Ŝenie ostatniej (z 1909 r.) drewnianej grecko-katolickiej cerkwi (spalonej w 1947 r.) znaczy dobrze zachowana jej podmurówka z bloków piaskowcowych. W jej obr ębie znajduj ą si ę dwa kute Ŝelazne krzy Ŝe z kopuł spalonej cerkwi oraz kamienny blok (w kształcie łodzi) z wykutym na nim bocznie wizerunkiem ryby. c) historia wsi Cmentarze: cerkiewny i grzebalny były usytuowane w środkowej cz ęś ci d. wsi Benio- wa, ok., 0, 5 km na północny-zachód od dworu. Wie ś rozci ągała si ę wzdłu Ŝ Sanu, jej północna i środkowa cz ęść na lewym brzegu rzeki, a cz ęść południowa na brzegu prawym (przysiółek Krywula). Wie ś ta istniała w dobrach Piotra Kmity od 1580 roku, przestała istnie ć w wyniku wysiedle ń ludno ści w 1946 r. i ostatecznym spaleniu budynków w 1947 r. W okresie mi ędzy- wojennym było w niej około 100 domów i liczyła 600-800 mieszka ńców. Jej mieszka ńcami byli w zdecydowanej wi ększo ści Rusini (Bojkowie), nale Ŝą cy do obrz ądku greckokatolickiego. Niewielu było Polaków i okresowo śydów. We tej rolniczej wsi funkcjonowały okresowo w XIX i XX w.: dwór i folwark (do 1848 r.), dwa tartaki wodne i jeden parowy, młyn wodny, ku źnia, huta szkła, łubnia, potasznia (Negrylów) oraz kolejka w ąskotorowa. Zachowanymi śladami tej wsi s ą dzi ś, oprócz cmentarza, tak Ŝe trzy krzy Ŝe przydro Ŝne i kapliczka (wzdłu Ŝ drogi przez wie ś), nasyp kolejki w ąskotorowej, kamienne przyczółki mostu przez San, stara

63 samotna lipa blisko cmentarza. Cmentarze były miejscem pochówku mieszka ńców tylko Be- niowej, obie s ąsiednie wsie (Sianki i Bukowiec) miały w tym czasie własne cmentarze.

Przy odsłoni ęciu osadów wypełniaj ących dawny zbiornik w Beniowej (fot. J. Zawiejska )

64 ) ) Widok satelitarny Bieszczadów Wysokich (GoogleEarth

Przy wypływie ropy we wsi śołobek . (fot. M. Długosz)

Na Połoninie Wetli ńskiej (fot. M. Długosz)

66 TRASA E: Dolina Wołosatego – Dolina Wetlinki w Starym Siole – Dolina Górnej Wetlinki – Połonina Wetli ńska – Brzegi Górne

Naturalny wypływ ropy naftowej, rze źba koryt skalnych, rze źba strukturalna na tle geologii Obni Ŝenia Śródbieszczadzkiego, rze źba czoła nasuni ęcia płaszczowiny dukielskiej

Trasa autokarowa i krótka wycieczka piesza ze stromymi podej ściami. Powrót autokarem z Brzegów Górnych Stuposiany – naturalny wypływ ropy (Grzegorz Haczewski)

W lewym brzegu potoku Wołosatego powy Ŝej Stuposian obserwujemy miejsce, gdzie z dna koryta wydostaj ą si ę obficie krople ropy naftowej. Wypływ ropy jest bardziej wydajny przy wysokich temperaturach, w czasie chłodów mo Ŝe by ć trudniejszy do zaobserwowania. Ropa wydostaje si ę z podotryckiej cz ęś ci warstw kro śnie ńskich wzdłu Ŝ sp ęka ń. Ten wypływ ropy i inne w s ąsiedztwie stały si ę w 19. wieku powodem zało Ŝenia tu kopalni ropy wydobywaj ącej do „12 du Ŝych beczek dziennie”.

Pszczeliny – formy erozyjne koryt skalnych (Grzegorz Haczewski)

W korycie potoku Wołosatego, ok. 70 m poni Ŝej mostu drogowego obserwujemy zespół form erozyjnych zwi ązanych z abrazyjnym działaniem piasku niesionego w zawiesinie przez wez- bran ą rzek ę i wprawianego w intensywny ruch wirowy. S ą tu rynny eworsyjne i kotły eworsyjne, czyli marmity. Najwi ększy z wyst ępuj ących tu marmitów jest obserwowany od roku 1971. Jest to pionowe zagł ębienie o średnicy ok. 23 cm i gł ęboko ści 73 cm. W czasie obserwacji jego gł ęboko ść wzrosła o 10 cm. Na ścianach wyst ępuje spiralna bruzda, ślad zst ępuj ącego strumienia wody, a na dnie powstał ostry wzgórek centralny. Marmit powstał za wybitnym z ębem skalnym wzniesionym na blisko metr ponad normalny poziom wody. W czasie wezbrania z ąb wymusza powstanie wiru o pio- nowej osi, który umo Ŝliwia rozwój marmitu. Marmit rozwin ął si ę wzdłu Ŝ powierzchni pionowego sp ękania. Sp ękanie to w ostatnich latach rozszerzało si ę nieodwracalnie przy udziale drobnych frag- mentów skalnych silnie klinuj ących si ę w szczelinie rozszerzanej w czasie wezbra ń, najpewniej pod wpływem ró Ŝnicy ci śnie ń wywołanej obecno ści ą przeszkody jak ą jest z ąb skalny w głównym nurcie. Rozszerzanie szczeliny jest przykładem mechanizmu wyrywania bloków skalnych z koryta. W wyniku tego mechanizmu marmit mo Ŝe w najbli Ŝszym czasie sta ć si ę rozłamanym marmitem („breached pothole” wg Richardsona i Carlinga 2005), gdy odspojony blok przewróci si ę w czasie kolejnego wezbrania. Na przykładzie widocznych tu form rze źby koryta skalne przedstawione zostan ą podstawy typologii form rze źby koryt skalnych według wspomnianych autorów.

Wetlina-Stare Sioło – budowa geologiczna strefy przeddukielskiej (Grzegorz Haczewski) W korycie Wetlinki obserwujemy odsłoni ęcia serii skalnych, w których rozwin ęło si ę Obni- Ŝenie Śródbieszczadzkie. Jest to seria oligoce ńskich warstw przej ściowych jednostki śląskiej. Prze- wa Ŝaj ą tu łupki margliste i łupki ciemne, mułowce i cienkoławicowe piaskowce typu kro śnie ńskiego. Charakterystyczna jest obecno ść pojedynczych warstw silnie scementowanych dolomitów Ŝelazi- stych. Widoczne tu warstwy s ą silnie sfałdowane i złuskowane. W warstwach piaskowców, mułow- ców i dolomitów Ŝelazistych rozwini ęte s ą liczne zespoły sp ęka ń ciosowych. W ąskopromiennym fał- dom i nasuni ęciom towarzysz ą liczne Ŝyły włóknistego kalcytu rysy i lustra tektoniczne, budina Ŝ i inne formy deformacji plastycznej. W otwartych sp ękaniach spotyka si ę du Ŝe kryształy kalcytu mlecznego lub prze źroczystego. Cz ęsty jest w Ŝyłach asfaltyt i drobne kryształki kwarcu o postaci słupów z dwustronnymi piramidalnymi zako ńczeniami, tzw. diamenty marmaroskie. W ciemnych łupkach wyst ępuj ą silnie scementowane skupienia piaskowcowe zwane wirowcami. Widoczne w tych odsłoni ęciach serie skalne s ą podatne na wietrzenie i erozj ę, dzi ęki czemu na wychodni strefy przeddukielskiej rozwin ął si ę ci ąg obni Ŝeń nazywanych ł ącznie Obni Ŝeniem Sródbieszczadzkim. Składaj ą si ę nie niezbyt długie doliny subsekwentne odwadniane przez rzeki

67 płyn ące w poprzek Pasma Połonin wybitnymi przełomami strukturalnymi Wołosatego, Prowczy, Wetlinki i Solinki. Przełomy maj ą stare zało Ŝenia, zwi ązane z rozwojem starszych etapów rze źby. Przełom Wołosatego wykorzystuje uskoki składaj ące si ę na du Ŝą stref ę uskokow ą, podczas gdy w przełomie Prowczy (nazywanej te Ŝ na tym odcinku potokiem Nasicznia ńskim) uskoki poprzeczne praktycznie nie wyst ępuj ą. W rze źbie Obni Ŝenia Śródbieszczadzkiego zaznaczaj ą si ę lokalnie pakiety piaskowcowe. Grubsze z nich, do parudziesi ęciu metrów buduj ą kopiaste wzgórza (np. Szybenica nad Hotelem Górskim w Wetlinie i wzniesienia po południowej stronie Przeł ęczy Wy Ŝnej). Kilkumetrowe pakiety piaskowcowe zaznaczaj ą si ę progami i wodospadami w potokach oraz ostrymi grz ędami skalnymi, zwłaszcza u podnó Ŝa stoków Pasma Połonin.

Dolina Górnej Solinki w Wetlinie-Osadzie – granica nasuni ęcia płaszczowiny dukielskiej (Krzysztof B ąk)

W korycie Górnej Solinki, w rejonie mostu nieczynnej kolejki w ąskotorowej mo Ŝna zobaczy ć odsłoni ęcia serii skalnych zwi ązanych z nasuni ęciem jednej z płaszczowin Karpat Zewn ętrz- nych, płaszczowiny dukielskiej (fig . 8 ). Przed czołem płaszczowiny dukielskiej odsłaniaj ą si ę serie cienkorytmicznego fliszu oddziału podotryckiego warstw kro śnie ńskich (oligocen), nale Ŝą ce do po- łudniowej cz ęś ci płaszczowiny śląskiej, tzw. strefy przeddukielskiej. Serie te tworzą drobnoziarniste piaskowce i mułowce muskowitowe, łupki margliste oraz ławice Ŝółtowietrzej ących dolomitów Ŝela- zistych.

Ryc. 8. Mapa geologiczna i przekrój geologiczny czoła płaszczowiny dukielskiej i strefy przeddukielskiej w rejonie Wetliny–Osady; 1 – płaszczowina dukielska; 2, 3 – płaszczowina śląska: 2 – strefa przeddukielska, 3 – centralna depresja karpacka

Czoło nasuni ęcia dukielskiego jest w tej cz ęś ci przeci ęte poprzecznym uskokiem przesuw- czym, który w swoim wschodnim skrzydle przesuwa serie oddziału podotryckiego na południe (Ryc. 8). Uskok ten przebiega wzdłu Ŝ zachodniego zbocza uj ściowego odcinka doliny Górnej Solinki. Tu Ŝ przed czołem nasuni ęcia płaszczowiny dukielskiej, w korycie znajduj ą si ę du Ŝe (ok. 1-2 m średnicy), dobrze obtoczone bloki piaskowców drobnoziarnistych o spoiwie krzemionkowym, reprezentuj ące

68 jeden z typów warstw łupkowskich (kampan – mastrycht) buduj ących czoło płaszczowiny dukielskiej na tym obszarze. Podobne bloki piaskowców wyst ępuj ą równie Ŝ w innych dolinach, niezale Ŝnie od formacji buduj ącej czołow ą cz ęść płaszczowiny; s ą one nazywane „piaskowcami ło Ŝyskowymi” ze wzgl ędu na ich pozycj ę przed czołem nasuni ęcia i prawdopodobny zwi ązek z transportem tektonicznym płaszczowiny. Czoło płaszczowiny dukielskiej tworzy w dolinie Górnej Solinki średniorytmiczny flisz warstw łupkowskich, których charakterystyczn ą cech ą jest obecno ść ciemnoszarych i czarnych pia- skowców, głównie drobnoziarnistych, o ró Ŝnym typie spoiwa (głównie w ęglanowym) oraz czarnych i ciemnoszarych łupkach ilastych. Piaskowce s ą silnie sp ękane (sp ękania s ą wypełnione kalcytem) i zawieraj ą du Ŝą ilo ść pokruszonego detrytusu ro ślinnego. Odsłoni ęcia warstw łupkowskich wyst ępuj ą tu Ŝ powy Ŝej mostu kolejki w ąskotorowej i kontynuuj ą si ę na południe. Warstwy łupkowskie wyst ępuj ące u czoła płaszczowiny dukielskiej s ą silnie zredukowane tektonicznie. Nale Ŝą one tutaj do SE skrzydła złuskowanego fałdu Chryszczatej – Wołosania – Małej Rawki, który ma du Ŝą rozci ągłość lateraln ą. Granica nasuni ęcia jest tutaj wyra źnie zaznaczona w rze źbie stoków poprzez ró Ŝnice w odporno ści pomi ędzy seriami warstw kro śnie ńskich i łupkow- skich. Odcinek uj ściowy doliny Górnej Solinki, zało Ŝony na wspomnianym powy Ŝej uskoku prze- suwczym ma charakter doliny asymetrycznej, ze stromymi zboczami zachodnimi.

Połonina Wetli ńska – rze źba strukturalna grzbietów Pasma Połonin i Pasma Granicznego oraz rze źba erozyjna Obni Ŝenia Śródbieszczadzkiego (Krzysztof Bąk) Skalisty grzbiet Smereka – Połoniny Wetli ńskiej – Połoniny Cary ńskiej b ędący cz ęś ci ą Pa- sma Połonin jest zało Ŝony na pakietach gruboławicowych piaskowców otryckich warstw

Fig.9. Przekrój geologiczny przez czoło płaszczowiny dukielskiej i południow ą cz ęść płaszczowiny śląskiej w Bieszczadach Wysokich (Haczewski i in., 2001) kro śnie ńskich. Ze wzgl ędu na du Ŝą zmienno ść mi ąŜ szo ści tych pakietów oraz ich zmienno ść lateraln ą linia grzbietowa przechodzi z pakietu na pakiet. Było to przyczyn ą powstania grzbietów po- dwójnych na Połoninie Wetli ńskiej (Osadzki Wierch i Roh) i Smereku. Na skalistym grzbiecie Połoniny Wetli ńskiej (powy Ŝej schroniska i przy szlaku do Brzegów Górnych) mo Ŝna si ę zapozna ć z cechami piaskowców otryckich (patrz opis wycieczki C), które wy-

69 st ępuj ą tam w pozycji odwróconej (widoczne s ą hieroglify pr ądowe), stanowi ąc fragment NE skrzy- dła synkliny Ustrzyk Górnych, najbardziej południowego fałdu w centralnej depresji karpackiej w Bieszczadach Wysokich. Widoczny na SE grzbiet Połoniny Cary ńskiej ma analogiczn ą budow ę wgł ębn ą jak Połonina Wetli ńska (Ryc. 9). Pomi ędzy pasmem Połonin a widocznym na SW Pasmem Granicznym (w bezpo średnim s ąsiedztwie – pasmem Działu) znajduje si ę szerokie na 2-5 km Obni Ŝenie Śródbiesz- czadzkie, wyerodowane w łupkowych, silnie sfałdowanych seriach eocenu i oligocenu, które tworz ą stref ę przeddukielsk ą. Przeł ącz na Brzegami Górnymi, Wierch Wy Ŝnia ński oraz niektóre spłaszczone garby u podnó Ŝa Działu s ą reliktami poziomu pogórskiego w obr ębie tego Obni Ŝenia. Poziom przydolinny wnika wzdłu Ŝ najwi ększych dolin Obni Ŝenia Śródbieszczadzkiego (Wołostaki, Rzeczycy, Prowczy), maj ąc podobne wysoko ści bezwzgl ędne wzdłu Ŝ nich ale nigdzie nie si ęga przeł ęczy (poza najni Ŝsz ą przeł ącz ą Beskid). Dowodzi to istnienia przełomowych odcinków, odwadniaj ących kotliny Ustrzyk Górnych i Brzegów Górnych ju Ŝ przed ukształtowaniem si ę tych poziomów. Z Połoniny Wetli ńskiej widoczny jest równie Ŝ wyra źny załom na stokach Działu i grzbietu Jawornika, zwi ązany z wychodni ą powierzchni nasuni ęcia dukielskiego (fig. 9). W tej cz ęś ci u czoła płaszczowiny dukielskiej (grzbiet Działu-Jawornika) wyst ępuje gruba na ok. 1200 m sukcesja warstw ci śnia ńskich, zbudowana z kilkunastu kilkudziesi ęciometrowych pakietów gruboławicowych pia- skowców ci śnia ńskich, rozdzielonych pakietami fliszu cienko- i średniorytmicznego. W cz ęś ci bardziej zachodniej u czoła płaszczowiny dukielskiej znajduj ą si ę warstwy łupkowskie (patrz punkt w dolinie Górnej Solinki). Serie te stanowi ą du Ŝy kontrast litologiczny z mało odpornymi na erozj ę formacjami (głównie łupkowymi) strefy przeddukielskiej, daj ąc w obrazie rze źby wspomniany za- łom. Śledz ąc jego lateralny przebieg, mo Ŝna zobaczy ć, Ŝe miejscami jego prostolinijny układ zała- muje si ę, co jest zwi ązane z obecno ści ą licznych uskoków przesuwczych u czoła nasuni ęcia dukielskiego (Ryc. 1).

Do zobaczenia na nast ępnych warsztatach (fot. M. Długosz)