C:\Documents and Settings\Eslu\Pulpit\SMGP 2014

$C:\Documents and Settings\Eslu\Pulpit\SMGP 2014$

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

TOMASZ MALATA, LESZEK JANKOWSKI, KAZIMIERZ ¯YTKO

G³ówny koordynator Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski — A. BER Koordynator regionu karpackiego — A. WÓJCIK

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Lutowiska (1066) i arkusz Lutowiska E (1084) (z 1 tab. i 4 tabl.)

WARSZAWA 2014 Autorzy: Tomasz MALATA, Leszek JANKOWSKI, Kazimierz ¯YTKO Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy Oddzia³ Karpacki ul. Skrzatów 1, 31-560 Kraków

Redakcja merytoryczna: El¿bieta NAUWALDT

Akceptowa³ do udostêpnienia Dyrektor ds. pañstwowej s³u¿by geologicznej mgr in¿. A. PRZYBYCIN

ISBN 978-83-7863-376-1

Przygotowanie wersji cyfrowej: Ewa ŒLUSARCZYK-KRAWIEC, Sebastian GURAJ SPIS TREŒCI

I. Wstêp...... 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu...... 6

III. Budowa geologiczna ...... 8

A. Stratygrafia ...... 8

Seria œl¹ska

1. Kreda–paleogen ...... 9

a. Kreda górna–paleocen ...... 9

Kampan–paleocen dolny ...... 9

2. Paleogen ...... 9

a. Paleocen–eocen...... 9

b. Eocen–oligocen ...... 10

Eocen–oligocen dolny ...... 10

c. Oligocen...... 11

Oligocen dolny...... 11

3. Paleogen–neogen ...... 18

a. Oligocen–miocen ...... 18

Oligocen–miocen dolny ...... 18

4. Neogen ...... 21

a. Miocen ...... 21

Miocen dolny ...... 21

Czwartorzêd ...... 22

a. Plejstocen ...... 22

Plejstocen dolny ...... 22

Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 23

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 23 Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 23

b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 24

c. Holocen ...... 24

B. Tektonika...... 25

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 27

IV. Podsumowanie ...... 32

Literatura ...... 32

SPIS TABLIC

Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

Tablica II — Szczegó³owe metryczki otworów wiertniczych zamieszczonych na mapie geologicznej

Tablica III — Szkic tektoniczny w skali 1:100 000

Tablica IV — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000 I. WSTÊP

Obszar arkusza Lutowiska (1066) i arkusz Lutowiska E (1084) Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000 znajduje siê we wschodniej czêœci polskich Karpat zewnêtrznych, przy granicy z Ukrain¹. Jego powierzchnia wynosi oko³o 320,6 km2. Wyznaczaj¹ go wspó³rzêdne: 49°10’ i 49°20’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej oraz 22°30’ i 22°45’ d³ugoœci geograficznej wschodniej. Administracyj- nie obszar arkusza nale¿y do województwa podkarpackiego. Obejmuje on czêœci gmin Cisna, Czarna, Lutowiska, Ustrzyki Dolne z powiatu bieszczadzkiego, a tak¿e czêœæ gminy Solina z powiatu leskiego. Prace nad arkuszem prowadzono w latach 2003–2006 na podstawie „Projektu prac geologicznych dla sporz¹dzenia Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50 000 arkusze: Lutowiska (1066), Ustrzyki Górne (1068), DŸwiniacz Dolny (1069)”, wykonanego przez Haczewskiego i B¹ka (1994). Projekt ten zatwierdzono pismem KOK/10/95r z dnia 18 paŸdziernika 1995 r. W trakcie realizacji arkusza Lutowiska oprócz prac geologiczno-zdjêciowych wykonano 20 sond rêcznych o ³¹cznym metra¿u 60 m. Z pobranych próbek wykonano nastêpuj¹ce badania laboratoryjne: oznaczenia mikrofauny (Olszewska, 2006; Szyd³o, 2006), mikroflory (Garecka, 2006; Jugowiec-Nazarkiewicz, 2006) i badania petrograficzne (Skulich, 2005). W trakcie prac nad arkuszem Lutowiska zgromadzono tak¿e dane archiwalne, obejmuj¹ce mapy, otwory wiertnicze (z których 202 zamieszczono na mapie dokumentacyjnej) oraz dokumenta- cje z³o¿owe, geologiczno-in¿ynierskie i geofizyczne. Pierwsze wzmianki o budowie geologicznej tego terenu pochodz¹ z XIX wieku (Walter, 1880). Koniec lat 20. i lata 30. XX wieku to okres intensywnej dzia³alnoœci kartograficznej na opisywa- nym obszarze. Dzia³ali tu wówczas Horwitz (1932, 1936) i Opolski (1929, 1930, 1931, 1933), którzy podjêli próbê rozpoziomowania warstw kroœnieñskich. Autorzy pokazali pierwszy doœæ wierny obraz tektoniki tego terenu. Prowadzono równie¿ badania szczegó³owe np. Klimaszewski (1948) analizowa³ osady rzeczne i zró¿nicowanie stopni tarasów w dolinie Sanu.

5 Po II wojnie œwiatowej podjêto badania kartograficzne i stratygraficzne. Œwidziñski (1958) zestawi³ mapê geologiczn¹ wschodniej czêœci polskich Karpat w skali 1:200 000. Pod redakcj¹ Ksi¹¿kiewicza (1962) opracowano zagadnienia paleogeograficzne i facjalne Karpat, które wnios³y równie¿ wiele danych o omawianym terenie. Prowadzono tu badania kartograficzno-litofacjalne (Sikora, 1959; Koszarski, ¯ytko, 1961; Sikora, ¯ytko, 1961; ¯giet, 1980; Haczewski, 1972), strukturalne i naftowe (Dzieniewicz i in., 1978; Górka, Kuœmierek, 1973; Królik i in., 1969; Królikowski, Muszyñski, 1969; Kuœmierek, 1968, 1979, 1988, 1990; Wdowiarz, 1985), utworów czwartorzêdowych (Czeppe, 1960; Pêkala, 1969, 1971a, 1971b) i biostratygraficzne (B¹k, 2005). Wiele prac zawiera³o opracowanie materia³ów z g³êbokich wierceñ (Badak, 1965; Gucwa, 1972; Szczurowska, 1965, 1972, Wieser, 1972; ¯ytko, 1964, 1972a, b). Ostatnim kompleksowym ujêciem kartograficznym i litostratygraficznym obszaru arkusza Lutowiska jest Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, arkusz £upków, zestawiona na podstawie materia³ów archiwalnych (Œl¹czka, ¯ytko, 1979). PóŸniej opracowania doczeka³y siê równie¿ s¹siednie arkusze (Haczewski i in., 2000; Jankowski, Œl¹czka, 2000; ¯ytko, Zimnal, 1997).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar arkusza zaliczany jest do Karpat Wschodnich. Starkel (1972) wydziela tu dwa makrore- giony. Po³udniowa czêœæ znajduje siê w obrêbie Bieszczadów Wysokich, a pó³nocna w obrêbie Biesz- czadów Niskich. Granicê morfologiczn¹ stanowi tutaj Pasmo Otrytu (zaliczane ju¿ do Bieszczadów Wysokich), od którego ku po³udniowi rzeŸba terenu przyjmuje ju¿ wysokogórski charakter. Pasmowo przebiegaj¹ce wyniesienia rozdzielaj¹ obszary obni¿eñ. Na po³udnie od pasma Otrytu wyró¿niæ mo- ¿na szerokie Obni¿enie Górnego Sanu. Jego zachodni¹ czêœæ stanowi tzw. Bruzda Krzywego–Smolni- ka, ponadto na obszarze arkusza wystêpuje fragment Kotliny DŸwiniacza. Bardziej ku po³udniowi znajduje siê obszar pasmowych gór zaliczanych do Grupy Po³onin; jego pó³nocny fragment to Pasmo Zatwarnickie, natomiast po³udniowym skrajem obszaru arkusza przebiega Pasmo Durnej–Po³onin. W pó³nocnej czêœci wystêpuje obszar Hoszowskich Gór Rusztowych, z wyraŸnie wyodrêbnio- nym pasmem Ostrego. Wysokoœci bezwzglêdne na omawianym obszarze siêgaj¹ od oko³o 415 m n.p.m. (brzeg Jeziora Soliñskiego) do 1254,7 m n.p.m. (Po³onina Wetliñska), ró¿nica wysokoœci to oko³o 840 m. Sieæ rzeczna omawianego obszaru nale¿y w wiêkszoœci do zlewiska Morza Ba³tyckiego oraz dorzecza Sanu, który przep³ywa przez po³udniow¹ czêœæ terenu arkusza. Do jego wiêkszych dop³ywów nale¿¹ tu: Wo³osaty, Dwernik, Rzeka i Hulski (lewe dop³ywy) oraz Potok Czarny (prawy dop³yw). W pó³nocno-zachodniej czêœci omawianego terenu znajduje siê sztuczne Jezioro Soliñskie, powsta³e przez zalanie dolin Sanu i Solinki.

6 Pó³nocno-wschodnia czêœæ obszaru arkusza (rejon Lipia, Michniowca i Bystrego) nale¿y do zlewiska Morza Czarnego oraz dorzecza Dniestru (potok Mszaniec wraz z dop³ywami). Pasy wyniesieñ s¹ œciœle zwi¹zane z odpornymi na wietrzenie kompleksami grubo³awicowych piaskowców, g³ównie z bardzo odpornymi piaskowcami otryckimi. Piaskowce otryckie buduj¹ próg morfologiczny Otrytu, szereg wzniesieñ Pasma Zatwarnickiego (m.in. Dwernik–Kamieñ i Kosowiec) oraz pasmo Po³onin. Natomiast w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza wyraŸnie zaznaczaj¹ siê w morfo- logii piaskowce z Ostrego. Obni¿enia morfologiczne zwi¹zane s¹ zwykle z obszarem synklin wype³nionych s³abo odpornymi na wietrzenie warstwami podotryckimi, nadotryckimi oraz z seri¹ ³upkowo-piaskowcow¹ warstw kroœnieñskich dolnych. Meandruj¹cy San ¿³obi na obszarze arkusza swe koryto w³aœnie w ob- rêbie warstw nadotryckich. Do warunków strukturalnych nawi¹zuje uk³ad sieci rzecznej. Istotne znaczenie dla przebiegu rzek maj¹ linie dyslokacyjne. Pasmowy uk³ad pasm górskich jest tu rozcinany przez prostopadle bie- gn¹ce potoki. Z wykorzystaniem poprzecznych dyslokacji mo¿na wi¹zaæ przebieg g³ównych po³udniowych i pó³nocnych dop³ywów Sanu – potoków Hulskiego, Rzeki, Caryñskiego i Hylatego. Formy rzeczne i rzeczno-denudacyjne. Wzd³u¿ koryt rzek i potoków wystêpuj¹ krawê- dzie oddzielaj¹ce ró¿ne poziomy tarasów akumulacyjnych i erozyjno-akumulacyjnych (tabl. I). Szczególnie dobrze widoczne s¹ tarasy rzeczne rozwiniête wzd³u¿ meandruj¹cego Sanu wraz z jego g³ównym dop³ywem Wo³osatym. W wiêkszoœci bocznych dop³ywów, czêsto zawieszonych dolinek zwykle brak akumulacji rzecznej. Dno Sanu stanowi tutaj pod³o¿e skalne choæ w niektórych fragmentach wystêpuj¹ po³acie kamieñca. Na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru, stromo nachylone stoki rozciête s¹ g³êboko wciêtymi, pozba- wionymi aluwiów dolinami wciosowymi.Jedynie w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza doliny wiêkszych potoków s¹ w dolnych biegach p³askodenne,wype³nione osadami aluwialnymi. Formy denudacyjne. Na obszarze arkusza zaznaczaj¹ siê fragmenty ró¿nowiekowych powierzchni zrównañ. Widoczne sp³aszczenia niekiedy tylko lokalnie zaznaczaj¹ siê w obrazie morfolo- gicznym terenu. Uk³ad strukturalny mo¿e sprzyjaæ powstaniu wielu sp³aszczeñ, co niekoniecznie musi mieæ zwi¹zek z poziomami zrównañ. Mo¿na na terenie arkusza wyró¿niæ dwa poziomy zrównañ: poziom pogórski zaznaczaj¹cy siê ok. 200 m nad korytami g³ównych rzek (700–730 m n.p.m.) i poziom przydolinny widoczny oko³o 100 m nad korytami g³ównych rzek (520–600 m n.p.m.). PóŸnodojrza³a rzeŸba poziomów zrównañ wykszta³cona jest nierównomiernie. Znaczny stopieñ ich denudacji na ogniwach najmniej odpornych wskazuje, ¿e nie jest to rzeŸba pierwotna i poziomy wymagaj¹ rekonstrukcji (Starkel, 1965).

7 RzeŸba terenu ma zatem wyraŸny uk³ad piêtrowy zwi¹zany z etapowym rozcinaniem, a równo- czeœnie zró¿nicowana odpornoœæ pod³o¿a zaznacza siê nie tylko w makroreliefie rusztowym, ale w rzeŸbie pojedynczych stoków form dolinnych. W paœmie Po³onin, mo¿emy mówiæ o inwersji rzeŸby – grzbiety za³o¿one s¹ na osiach synklin. Istotne znaczenie dla przebudowy stoków maj¹ osuwiska –naobszarze arkusza zgrupowane na po³udniowych stokach pasma Otrytu. Ma to zwi¹zek z konsekwentnym u³o¿eniem warstw kroœnieñ- skich. Nisze osuwisk maj¹ niekiedy kilka metrów wysokoœci. Osuwiska w tej czêœci arkusza s¹ g³êbokie i obejmuj¹ pod³o¿e fliszowe. Formy ró¿nej genezy. Na wychodniach piaskowców otryckich rozwinê³y siê izolowane ska³ki,szczególnie widoczne na grzbietach pasma Po³onin b¹dŸ te¿ np. na grzbiecie Dwernika. Wykszta³ci³y siê te¿ one na wychodniach piaskowców z Ostrego w rejonie Lutowisk. W po³udniowej czêœci obszaru arkusza niektóre z g³ównych potoków maj¹ charakter prze³omowy (np. potoki Caryñski i Nasiczniañski w okolicach Nasicznego) – dosz³o do wypreparowania malowniczych progów skalnych, zwanych tu berdami, rozwiniêtymi na grubo³awicowych piaskowcach otryckich. Formy antropogeniczne. Rzadkie na arkuszu kamienio³omy eksploatuj¹ piaskowce kroœnieñskie. Obecnie czynny jest jeden kamienio³om piaskowców z Ostrego w Lutowiskach. Nie- czynne kamienio³omy znajduj¹ siê w Polanie, Sêkowcu i w Nasicznem.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Ca³y obszar arkusza Lutowiska jest po³o¿ony na terenie centralnej depresji karpackiej, nale¿¹cej do jednostki œl¹skiej Karpat Zewnêtrznych (fliszowych). Ods³aniaj¹ siê tu wy³¹cznie zró¿nicowane facjalnie utwory serii menilitowo-kroœnieñskiej (oligocen–miocen dolny). Nale¿¹ one do dwóch stref facjalnych: leskiej na pó³nocy i otryckiej (bieszczadzkiej) na po³udniu. W nomenklaturze ¯ytko (1999), nawi¹zuj¹cej do podzia³ów na terenie Ukrainy, s¹ to strefy Lesko–Turka i Otryt–Bitla. Starsze od serii menilitowo-kroœnieñskiej utwory (do warstw istebniañskich kredy górnej–paleocenu w³¹cznie) wystêpuj¹ wy³¹cznie w profilach g³êbokich otworów Zatwarnica IG-1 (otw. 6) i Dwer- nik-3 (otw. 8), po³o¿onych na terenie wystêpowania otryckiej strefy facjalnej warstw kroœnieñskich (tabl. II). Reprezentuj¹ one, podobnie jak utwory powy¿ej, typowe facje œl¹skie. W pó³nocnej czêœci centralnego synklinorium, mimo odwiercenia kilku g³êbokich otworów (najg³êbszy otw. 5 – Lutowi- ska 1 – 4634 m) nie natrafiono na utwory starsze od serii menilitowo-kroœnieñskiej. Sugeruje to, ¿e starsza czêœæ profilu tej strefy podczas ruchów górotwórczych mog³a znaleŸæ siê poni¿ej powierzchni odk³ucia nasuwaj¹cej siê jednostki œl¹skiej.

8 Seria œl¹ska

1. Kreda–paleogen

a. Kreda górna–paleocen Kampan–paleocen dolny

£upki i piaskowce – warstwy istebniañskie wystêpuj¹ wy³¹cznie w najni¿szej czêœci profilu otworu Dwernik-3 (otw. 8), na g³êbokoœci 3657–4516 m, poni¿ej „pstrego eocenu z piaskowcami ciê¿kowickimi”. S¹ to (wed³ug opisu profilu otworu) ³upki ciemnoszare, prawie czarne, o rysie brunatnoszarej, wapniste i bezwapniste, twarde, zwiêz³e, o nieregularnej ³upliwoœci. Podrzêdnie wystêpuj¹ wk³adki piaskowców szarych, drobnoziarnistych, wapnistych, z liczn¹ strza³k¹ kalcytow¹. Reprezentuj¹ one prawdopodobnie wy¿sz¹ czêœæ profilu tego wydzielenia (s¹ zapewne odpowiednikiem warstw istebniañskich górnych). Przez analogiê do wieku ca³ych warstw istebniañskich przypisano je do kampanu–paleocenu dolnego.

2. Paleogen

a. Paleocen–eocen

Piaskowce i ³upki – piaskowce ciê¿kowickie i ³upki pstre wystêpuj¹ w profilach g³êbokich otworów Dwernik-3 (otw. 8) i Zatwarnica IG-1 (otw. 6) w po³udniowej czêœci centralnego synklinorium karpackiego. W otworze Dwernik-3, powy¿ej warstw istebniañskich, na g³êbokoœci 3477–3657 m wydzielono „pstry eocen z piaskowcami ciê¿kowickim”. Analiza opisu profilu otworu wskazuje jednak, ¿e wystepuj¹ tam równie¿ (a nawet przede wszystkim) utwory wy¿szej czêœci eocenu, tzn. warstwy hieroglifowe i ³upki zielone. Stwierdzono tam te¿ pakiety grubo³awicowych piaskowców szarych i ciemnoszarych, twardych, drobno- i œrednioziarnistych, skwarcytyzowa- nych, które odnieœæ mo¿na do piaskowców ciê¿kowickich. W najni¿szej czêœci profilu otworu Zatwarnica IG-1 wyró¿niono piaskowce ciê¿kowickie (?) na g³êbokoœci 2760–2812 m i podœcielaj¹ce je ³upki pstre na g³êbokoœci 2812,0–2820,6 m (¯ytko, 1968). W profilu znajduj¹ siê one pod warstwami hieroglifowymi. Wed³ug opisu rdzeni (¯ytko w: Marciniec, Zimnal, 2004) ³upki pstre wykszta³cone s¹ jako ³upki ilaste barwy zielonej, brunatnawej i ciemnoczerwonej, zawieraj¹ce podrzêdne wk³adki cienko³awicowych piaskowców drobnoziarnistych, wapnistych, równolegle laminowanych oraz pia- skowców œrednioziarnistych, popielatych, szklistych, bezwapnistych, bardzo twardych. Zawieraj¹ one aglutynuj¹c¹ g³ównie mikrofaunê otwornicow¹ eocenu (archiwalne oznaczenie Janiny Mor- giel w: Marciniec, Zimnal, 2004; Zatwarnica IG-1, g³êb. 2814,0–2816,7 m): Rhabdammina linearis (Brady) – masowo, Saccammina placenta (Grzybowski), Reophax elongata Grzybowski, Reophax pi- lulifera Brady, Glomospira charoides (Jones et Parker), Glomospira gordialis (Jones et Parker), Tro- chamminoides irregularis (White), Recurvoides deflexiformis Noth, Recurvoides turbinatus (Brady),

9 Thalmannammina subturbinata (Grzybowski), Reticulophragmium amplectens (Grzybowski), Karreriella coniformis (Grzybowski). Wy¿ej le¿¹ce piaskowce ciê¿kowickie to w dolnej czêœci profilu g³ównie grubo³awicowe piaskowce zlepieñcowate, niewapniste, popielate, z ziarnami kwarcu, skaleni i czarnych ³upków do 7 mm œrednicy oraz mik¹ i pirytem. Niekiedy maj¹ one pogr¹zy na powierzchniach sp¹gowych. Ku górze ³awic piaskowce przechodz¹ niekiedy w laminowane przek¹tnie i równolegle ciemne, niewapniste mu³owce mikowe oraz ³upki czarne i zielone, ilaste. W wy¿szej czêœci profilu wzrasta iloœæ ³upków oraz pojawiaj¹ siê prze³awicenia cienko³awicowych, drobnoziarnistych piaskowców popielatych, muskowitowych, laminowanych równolegle i przek¹tnie. W stropowej czêœci wystêpuj¹ osady osuwisk podmorskich, wykszta³cone jako mu³owce piaszczyste typu „skamienia³ego b³ota” z du¿ymi, ob- toczonymi ziarnami kwarcu. £upki wœród piaskowców ciê¿kowickich zawieraj¹ aglutynuj¹ce zespo³y otwornicowe eocenu (archiwalne oznaczenie Janiny Morgiel w: Marciniec, Zimnal, 2004; Zatwarnica IG-1, g³êb. 2759,8–2762,1 m): Rhabdammina cylindica Glaessner, Bathysiphon sp., Ammodiscus incertus (d’Orbigny), Trochamminoides subcoronatus (Grzybowski), Haplophragmoides walteri (Grzybowski), Recurvoides turbinatus (Brady), Recurvoides deflexiformis Noth, Thalmannammina subturbinata (Grzybowski), Reticulophragmium amplectens (Grzybowski). Niepe³na mi¹¿szoœæ wydzielenia wynosi w profilu Zatwarnicy IG-1 oko³o 45 m. Porównuj¹c z profilem Dwernika-3 przyjêto na profilu mi¹¿szoœæ oko³o 60 m. Wiek ca³ego wydzielenia: póŸny paleocen–eocen œrodkowy (na podstawie danych z innych obszarów).

b. Eocen–oligocen Eocen–oligocen dolny

£upki ilaste zielone, piaskowce i margle – warstwy hieroglifowe i margle globigerinowe.Wystêpuj¹ wy³¹cznie w profilach g³êbokich otworów wiertniczych Zatwarnica IG-1 (otw. 6) i Dwernik-3 (otw. 8). W profilu otworu Dwernik-3 wydzielono je ³¹cznie z piaskowcami ciê¿kowickimi na g³êbokoœci 3477–3657 m. S¹ tam wykszta³cone jako ³upki szare, zielonoszare i szarozielone, bezwapniste, twarde. W profilu otworu Zatwarnica IG-1 (¯ytko 1964, 1968; Marciniec, Zimnal, 2004) stwierdzono je na g³êbokoœci 2573,5–2760,0 m, pomiêdzy piaskowcami ciê¿kowickimi i warstwami menilitowymi. Ten odcinek profilu podzielony zosta³ na: margle globigerynowe (2573,5–2575,0 m), ³upki zielone (2575,0–2595,0 m) i warstwy hieroglifowe (2595,0–2760,0 m). Warstwy hieroglifowe to g³ównie ³upki ilaste barwy zielonej, brunatnawej i popielatej, niewapniste, doœæ twarde, czasem silnie zbioturbowane. Prze³awicane s¹ one piaskowcami cienko³awicowymi, drobnoziarnistymi, zlewnymi, o laminacji konwolutnej lub przek¹tnej, rzadziej równoleg³ej. Piaskowce czêsto s¹ skrzemionkowane, niewapniste, czasem nieco mikowe, niekiedy tworz¹ jedynie szybko wyklinowuj¹ce siê soczewki. Ich barwa zmienia siê od popielatej po zielonkaw¹ (ze wzglêdu

10 na zawartoœci glaukonitu). W czêœci sp¹gowej wydzielenia pojawiaj¹ siê podrzêdnie piaskowce œred- nio- i gruboziarniste, uziarnione frakcjonalnie, kwarcowe, z mik¹ i niekiedy glaukonitem. Doœæ czêsto piaskowce przechodz¹ ku górze ³awicy w ciemne, brunatnawe mu³owce piaszczyste, niekiedy wystê- puje w nich mineralizacja pirytowa. Czêste s¹ bioglify na sp¹gowych powierzchniach piaskowców. Na g³êbokoœci oko³o 2746 m, w sp¹gowej czêœci wydzielenia, wœród serii ³upkowo-piaskowcowej, wystêpuj¹ wk³adki ³upków czerwonych, ilastych. W warstwach hieroglifowych w profilu otworu Zatwarnica IG-1 stwierdzono aglutynuj¹ce zespo³y otwornicowe eocenu œrodkowego–górnego (archiwalne oznaczenia Janiny Morgiel W: Marciniec, Zimnal, 2004). W dolnej czêœci wydzielenia jest to œrodkowoeoceñski zespó³ z charakterystycznym taksonem Reticulophragmium amplectens (Grzybowski) (przyk³adowy zespó³ z g³êb. 2754,4–2756,0 m): Rhabdammina linearis (Brady), Dendrophrya sp., Saccammina placenta (Grzybowski), Reophax pi- lulifera Brady, Ammodiscus incertus (d’Orbigny), Glomospira gordialis (Jones et Parker), Trocham- minoides contortus (Grzybowski), Trochamminoides subcoronatus (Grzybowski), Haplophragmo- ides suborbicularis (Grzybowski), Trochammina globigeriniformis (Jones et Parker), Spiroplectam- mina spectabilis (Grzybowski), Reticulophragmium amplectens (Grzybowski). Wy¿ej wystêpuje podobny, m³odszy zespó³ z Ammodiscus latus (Grzybowski). Ponad warstwami hieroglifowymi w profilu otworu Zatwarnica IG-1 wydzielono ³upki zielone. Pod wzglêdem litologicznym nie ró¿ni¹ siê one od warstw hieroglifowych, wyraŸnie mniejsza jest jedynie zawartoœæ piaskowców (maksymalnie do 15%). Pojawiaj¹ siê w nich równie¿ cienkie wk³adki margli oraz twarde ska³y wêglanowe (byæ mo¿e ze zwi¹zkami manganu). Powy¿ej ³upków zielonych w profilu otw. 6 stwierdzono niewielkiej mi¹¿szoœci horyzont korelacyjny margli globigerynowych, reprezentuj¹cy w polskich Karpatach zewnêtrznych osady z prze³omu eocenu i oligocenu. S¹ to margle zielonopopielate z plamami barwy brunatnej, z wk³adk¹ ³upków brunatnych i zawieraj¹ ubog¹, zwykle zniszczon¹ i nieoznaczaln¹ faunê globigerin oraz nieliczne otwornice aglutynuj¹ce (Morgiel w: Marciniec, Zimnal, 2004). Mi¹¿szoœæ warstw hieroglifowych (³¹cznie z ³upkami zielonymi i marglami globigerynowymi) wynosi oko³o 140 m. Reprezentuj¹ one eocen œrodkowy i górny, a margle globigerynowe – przejœcie od eocenu górnego do oligocenu dolnego.

c. Oligocen Oligocen dolny

£upki ilaste brunatne, piaskowce, rogowce – warstwy menilitowe. W profilu znajduj¹ siê nad marglami globigerynowymi, a podœcielaj¹ warstwy przejœciowe. Podobnie jak wy¿ej opisane wydzielenia wystêpuj¹ na obszarze arkusza jedynie w profilach g³êbokich otworów

11 wiertniczych: Zatwarnica IG-1 (otw. 6, 2016,0–2573,5 m) i Dwernik-3 (otw. 8, 2870,0–3477,0 m) oraz Suche Rzeki IG-1 (otw. 9, 2940,0–3020,0 i 3150,0–3502,0 m). W otworze 9 na g³êbokoœci 3020,0–3150,0 m przewiercano brekcjê tektoniczn¹. Wzd³u¿ dyslokacji pionowej bocznie kontaktuj¹ tam warstwy menilitowe z utworami litofacji kroœnieñskiej, reprezentuj¹cymi prawdopodobnie warstwy przejœciowe. S¹ to twarde, brunatne lub szaroczarne, bitumiczne ³upki ilaste (rzadziej s³abo wapniste), drobno ³upi¹ce siê, czêsto mu³owcowe z muskowitem. Zawieraj¹ prze³awicenia cienko- lub œrednio³awicowych piaskowców typu kroœnieñskiego: drobnoziarnistych, popielatych, wapnistych, laminowanych równolegle, przek¹tnie i konwolutnie. Niekiedy piaskowce s¹ grubo³awicowe, o s³abo zaznaczonym uziarnieniu frakcjonalnym, ze szcz¹tkami flory i okruchami ³upków, przechodz¹ce ku górze w mu³owce szare. Piaskowce niekiedy s¹ skrzemionkowane lub impregnowane pirytem, na spêka- niach czasem wystêpuj¹ czarne naloty bituminów. Nielicznie wystêpuj¹ dolomity ¿elaziste (do 20 cm gruboœci) – twarde ska³y pelityczne w formie konkrecji (Narêbski, 1956, 1958) oraz czarne piaszczyste mu³owce mikowe. W profilu otworu Zatwarnica IG-1 (otw. 6) stwierdzono ponadto w sp¹gowej czêœci wydzielenia, na g³êbokoœci 2525,0–2543,0 m, kompleks piaskowców, a na g³êbokoœci 2543,0–2567,0 m poziom rogowcowy. Piaskowce s¹ twarde, skrzemionkowane, œrednio³awicowe, drobnoziarniste, mikowe, ciemno- i jasnopopielate, w górnej czêœci ³awic przechodz¹ w mu³owce. Poni¿ej nich w profilu wystê- puj¹ ³upki ilaste brunatne, skrzemionkowane, z wk³adkami do 4 cm czarnych i brunatnych rogowców, spirytyzowanych piaskowców krzemionkowych i margli skrzemienia³ych. Mi¹¿szoœæ warstw menilitowych na badanym obszarze oszacowano na 430 m. Zaliczono je, na podstawie analogii do s¹siednich obszarów do oligocenu dolnego. Wed³ug archiwalnych oznaczeñ mikrofaunistycznych Janiny Morgiel (w: Marciniec, Zimnal, 2004) z otworu Zatwarnica IG-1 zawieraj¹ one jedynie œlady spirytyzowanej mikrofauny otwornicowej, najczêœciej Virgulinella sp. £upki ilaste brunatne i szare oraz piaskowce – warstwy przejœciowe wystêpuj¹ na powierzchni w formie w¹skich wychodni w rejonie Paniszczowa (pó³nocno-zachodnia czêœæ obszaru arkusza, leska strefa facjalna) oraz Suchych Rzek (po³udniowo-zachodnia czêœæ obszaru arkusza, otrycka strefa facjalna). Stwierdzono je równie¿ powy¿ej warstw menilitowych w otworach: Lutowiska 1 (otw. 5), Zatwarnica IG-1 (otw. 6) i Suche Rzeki IG-1 (otw. 9) (tabl. II). Na terenie wystêpowania utworów leskiej strefy facjalnej podœcielaj¹ grubo³awicowe piaskowce typu leskiego, a w otryckiej strefie facjalnej – warstwy podotryckie. Jest to diachroniczna facja, pojawiaj¹ca siê w strefie bocznego zazêbiania warstw menilitowych i kroœnieñskich (Koszarski, ¯ytko, 1961). W rejonie Paniszczowa warstwy przejœciowe wykszta³cone s¹ jako ilaste i s³abo wapniste ³upki czarne i brunatne typu menilitowego, przewarstwione marglistymi ³upkami popielatymi z cienko³awicowymi piaskowcami

12 skorupowymi typu kroœnieñskiego. Seria ³upkowa prze³awicana jest piaskowcami grubo³awicowymi typu leskiego. Doœæ czêsto wystêpuj¹ w niej wk³adki twardych dolomitów ¿elazistych – be¿owych lub popielatych ska³ pelitycznych wietrzej¹cych na ¿ó³to, tworz¹cych owalne konkrecje lub quasi warstwy. Stosunek piaskowców do ³upków jest zmienny. Do warstw przejœciowych zaliczono t¹ czêœæ profilu, w którym udzia³ ³upków przekracza 40%, a ³upki brunatne przewa¿aj¹ nad szarymi. Wk³adki ³upków brunatnych wystêpuj¹ce w izolowanych kilkumetrowych pakietach wœród piaskowców grubo- ³awicowych zaliczono do warstw kroœnieñskich. Odmiennie wykszta³cone s¹ warstwy przejœciowe w rejonie Suchych Rzek, doliny potoku Hul- skiego i w otworach w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Dominuj¹ tu wyraŸnie ³upki ilaste brunatne i ciemnopopielate, niewapniste oraz mu³owce ciemne, twarde, grubo³upliwe, mikowe. Wystêpuj¹ tu te¿ wk³adki brunatnych mu³owców z wirowcami (D¿u³yñski i in., 1956) oraz dolomity ¿elaziste. Mi¹¿szoœæ warstw przejœciowych wynosi oko³o 200 m, przy czym poza profilami otworów jest to mi¹¿szoœæ niepe³na. Na podstawie pozycji w profilu i oznaczeñ mikrofaunistycznych z obszarów s¹siednich ich wiek przyjêto na wczesny oligocen. £upki oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe (warstwy podotryckie) (ogniwo z Zatwarnicy) – warstwy kroœnieñskie dolne. Wystêpuj¹ wy³¹cznie na obszarze otryckiej strefy facjalnej warstw kroœnieñskich, czyli w po³udniowej czêœci obszaru arkusza. W profilu znajduj¹ siê nad warstwami przejœciowymi, podœcielaj¹ zaœ piaskowce otryckie. Jest to seria drobnorytmicznego fliszu, zbudowana z ³upków ciemnoszarych, marglistych, grubo³upliwych, czêsto mu³owcowych z muskowitem oraz cienko- i œrednio³awicowych piaskowców drobnoziarnistych. Piaskowce s¹ zwykle konwolutne (Tbc w sekwencji Baumy), rzadziej, w czêœci sp¹gowej ³awicy, uziarnione frakcjonalnie, choæ zdarzaj¹ siê te¿ ca³e ³awice uziarnione w ten sposób (Tabc, Ta, Tab). S¹ najczêœciej twarde, muskowitowe, zlewne. Ich spoiwo jest wapnisto-ilaste. Gruboœæ ³awic piaskowców konwolutnych nie przekracza zwykle 30 cm, pozosta³ych – 50 cm. Transport materia³u klastycznego odbywa³ siê z zachodu i pó³nocnego zachodu. Sporadycz- nie pojawiaj¹ siê kierunki z po³udniowego zachodu. W serii tej wystêpuj¹ równie¿ pojedyncze prze³awicenia lub niewielkie pakiety grubo³awicowych piaskowców typu otryckiego (uziarnionych frakcjonalnie, kwarcowych), transportowanych z po³udniowego wschodu i po³udnia oraz twardych, pelitycznych, bezstrukturowych ska³ barwy popielatoszarej, okreœlanych przez Narêbskiego (1956, 1958) dolomitami ¿elazistymi, które reaguj¹ jednak s³abo z kwasem solnym. Seria ta nazywana by³a niekiedy górnymi warstwami przejœciowymi (Kuœmierek, 1979). W wydzieleniu tym, poza sporadycznymi przypadkami, brak jednak prze³awiceñ ³upków brunatnych i dlatego

13 zaliczono je do warstw kroœnieñskich, a nie przejœciowych. Przyjêto dla niego nazwê „ogniwo z Za- twarnicy” (Wójcik i in., 1996), nawi¹zuj¹ce do otworu Zatwarnica IG-1 (otw. 6), w którym zosta³y przewiercone. Maksymaln¹ mi¹¿szoœæ 1200 m stwierdzono w otw. 6 (Zatwarnica IG-1). W rejonie Suchych Rzek mi¹¿szoœæ jest znacznie mniejsza. Wystêpuj¹ tam problemy z ustaleniem stropu tych osadów ze wzglêdu na obecnoœæ pakietów piaskowców typu otryckiego w ca³ym niemal profilu powy¿ej ods³aniaj¹cych siê warstw przejœciowych. Granicê t¹ ustalono (odmiennie ni¿ ¯ytko 1968, a zgodnie z rozwi¹zaniem na s¹siednim arkuszu Ustrzyki Górne) na sp¹gu pierwszego wiêkszego pakietu piaskowców grubo³awicowych. Utwory te zaliczono do oligocenu dolnego. Wystêpuj¹ w nich spirytyzowane otwornice oligoceñ- skie – bentos wapienny (Stuposiany): Virgulinella chalkophila (Hagn), Virgulinella karagiensis Mikhailova, Fursenkoina schreibersiana (Cjek) oraz równie¿ spirytyzowana planktoniczna otwor- nica Globigerina sp. (Szyd³o, 2006). Zawieraj¹ one równie¿ dolnooligoceñski nanoplankton wapienny: Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay) Bukry, Chia- smolithus bidens (Bramlette et Sullivan) Bukry et Percival, Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade) Bukry et Percival, Discoaster barbadiensis Tan, Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel, Discoaster tanii Bramlette et Riedel, Discoaster tanii nodifer Bramlette et Riedel, Ericsonia obruta Perch-Nielsen, Isthmolithus recurvus Deflandre, Pontosphaera multipora (Kamptner) Roth, Reticulo- fenestra lockeri Mòller, Transversopontis fibula Gheta (Jugowiec-Nazarkiewicz, 2006).

*** Piaskowce grubo³awicowe (piaskowce z Otrytu) – warstwy kroœnieñ- skie dolne.Wystêpuj¹ w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie s¹ wyznacznikiem otryckiej strefy facjalnej warstw kroœnieñskich dolnych. W profilu znajduj¹ siê zawsze nad warstwami podotryckimi (ogniwem z Zatwarnicy), podœcielaj¹ zaœ seriê ³upkowo-piaskowcow¹ warstw nadotryckich. W wydzieleniu zdecydowanie przewa¿aj¹ grubo³awicowe piaskowce. Spotyka siê jednak czêsto pakiety drobnorytmicznego fliszu o przewadze ³upków, o mi¹¿szoœci zwykle do kilkudziesiê- ciu metrów, sporadycznie grubszych (do 100 m). Piaskowce otryckie charakteryzuj¹ siê znaczn¹ twar- doœci¹ i odpornoœci¹ na wietrzenie. Buduj¹ one najwy¿sze szczyty i pasma omawianego terenu: Po³oninê Wetliñsk¹, Jaworniki, Dwernik–Kamieñ, Otryt. Czêsto s¹ uziarnione frakcjonalnie, zamal- gamowane (niekiedy wielokrotnie w obrêbie jednej ³awicy). Mi¹¿szoœæ ³awic wynosi zwykle 1–5 m. Na powierzchniach sp¹gowej czêste s¹ pogr¹zy. Od innych piaskowców grubo³awicowych warstw kroœnieñskich dolnych, prócz twardoœci i wiêkszej odpornoœci na wietrzenie ró¿ni¹ siê materia³em detrytycznym. Czêsto s¹ gruboziarniste lub zlepieñcowate, g³ównie kwarcowe (>90%), z podrzêdnym udzia³em okruchów ska³ metamorficznych. Charakterystyczna dla nich jest obecnoœæ domieszki

14 czerwonych skaleni. Ziarna s¹ zwykle pó³ostrokrawêdziste, wœród sk³adników akcesorycznych licz- nie wystêpuje granat (Skulich, 2005), charakterystyczna dla tego typu piaskowców jest natomiast obecnoœæ turmalinu. W przeciwieñstwie do piaskowców typu leskiego zawieraj¹ niewiele makrosko- powo widocznych skaleni. Zró¿nicowanie litologiczne wœród klastów jest znacznie mniejsze ni¿ w innych piaskowcach warstw kroœnieñskich dolnych. Rzadko podczas wietrzenia spoiwo ulega wyp³ukaniu; staj¹ siê wówczas kruche i rozsypliwe. Transport materia³u klastycznego piaskowców otryckich odbywa³ siê z po³udnia i po³udniowego wschodu, podczas gdy wk³adki drobnorytmicznego fliszu w obrêbie wydzielenia wykazuj¹ kierunek z WNW. Mi¹¿szoœæ piaskowców otryckich na obszarze arkusza jest zmienna. Maksymalnie wynosi oko³o 1600 m. Wiek wydzielenia to oligocen. Zawieraj¹ nastêpuj¹c¹ mikrofaunê otwornicow¹ (koryto Smolniczka w Smolniku, Szyd³o, 2006): Virgulinella karagiensis Mikhailova, Tenuitella munda (Jenkins), Guttulina comunis sp. (d’Orbigny). W wydzieleniu tym brak nanoplanktonu wapiennego lub wystê- puj¹ jedynie d³ugowieczne formy paleogeñskie. Wapienie (wapieñz Jas³a).Jest to horyzont wapieni wystêpuj¹cy na obszarze arkusza w obrêbie warstw kroœnieñskich dolnych. Powszechnie przyjmowany jest za izochroniczny i u¿ywany wielokrotnie do korelacji w obrêbie serii menilitowo-kroœnieñskiej (Jucha, Kotlarczyk, 1961; Koszar- ski, ¯ytko, 1961). W po³udniowej czêœci obszaru arkusza (dolina Sanu, otrycka strefa facjalna) wapieñ jasielski znajduje siê w obrêbie nadotryckiej serii ³upkowo-piaskowcowej warstw kroœnieñskich dolnych, ok. 400–500 m nad stropem piaskowców otryckich. U pó³nocnych podnó¿y pasma Otrytu wystêpuje on w serii prze³awicaj¹cych siê piaskowców grubo³awicowych i pakietów drobnorytmicz- nych turbidytów, bêd¹cej bardziej piaskowcowym odpowiednikiem warstw nadotryckich. W œrodko- wej i pó³nocnej czêœci obszaru arkusza (leska strefa facjalna) jest wk³adk¹ w piaskowcach grubo³awicowych typu leskiego. Na poziom wapieni jasielskich sk³adaj¹ siê ³awiczki laminowanych wapieni o gruboœci do 12 cm, du¿o rzadsze ³awiczki wapieni nielaminowanych i prze³awicaj¹ce je ³upki i mu³owce szare oraz niekiedy cienko³awicowe piaskowce drobnoziarniste. Zwykle ³awiczki wapieni s¹ rozsiane wœród warstw kroœnieñskich na odcinku ok. 1 m (leska strefa facjalna). Odmienna sytuacja panuje w otryckiej strefie facjalnej, szczególnie w rejonie Sêkowca–Hulskiego w dolinie Sanu. Na skutek szybkiego tempa sedymentacji mu³owców warstw kroœnieñskich ³awiczki wapienia jasielskiego rozsiane s¹ na odcinku 23 m profilu (jest to prawdopodobnie maksymalna znana mi¹¿szoœæ poziomu z wapieniami jasielskimi). W profilu w Hulskiem stwierdzono 24 ³awiczki wapienia o sumarycznej mi¹¿szoœci 43 cm. Czêœæ ³awiczek zosta³a jednak synsedymentacyjnie wyerodowana przez pr¹dy zawiesinowe i wystêpuje obecnie jako klasty w obrêbie sporadycznie prze³awicaj¹cych wapienie piaskowców masywnych.

15 Wapienie maj¹ barwê kremow¹ lub popielat¹, wietrzej¹c pokrywaj¹ siê bia³ym lub ¿ó³tawym nalotem. Wapienie laminowane zbudowane s¹ z bardzo cienkich lamin jasnych i ciemnych. Po zwietrzeniu jasne, odporniejsze laminy tworz¹ na zwietrza³ej powierzchni charakterystyczne wystaj¹ce ¿ebra. Niekiedy ³awiczki wapieni s¹ zaburzone sp³ywem podmorskim. Wapieñ jasielski jest datowany na oligocen (wy¿sza czêœæ zony nanoplanktonowej NP 24 – Garecka i in., 1999; Jugowiec, 1996). W Hulskiem w ³upkach mu³owcowych pomiêdzy ³awiczkami wapienia wystêpuje nastêpuj¹cy zespó³ nanoplanktonu zony NP 24 (Garecka, 2006): Braarudosphae- ra bigelowii (Gran et Braarud) Deflandre, Coccolithus formosus (Kamptner) Wise, Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, Cribrocentrum reticulatum (Gartner et Smith) Perch-Nielsen, Cyclicargolithus abisectus (Müller) Wise, Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay) Bukry, Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade) Bukry et Percival, Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, Helicosphaera recta Haq, Pontosphaera latelliptica Báldi – Bekeet Báldi, Perch-Nielsen, Reticulofenestra lockeri Müller, Transversopontis fibula Gheta, Zygrhablithus bijugatus (Deflandre) Deflandre. W tej samej próbce stwierdzono (Szyd³o, 2006) nastêpuj¹cy zespó³ spirytyzowanych otwornic bentonicznych: Virgulinella chalkophila (Hagn), Virgulinella karagiensis Mikhailova, Allomorphina trigona Reuss, Chilostomella cylindroides Reuss, Chilostomella ovoidea Reuss, Globobulimina pyrula (d’Orbigny). Poziomów laminowanych wapieni w serii menilitowo-kroœnieñskiej (w tym wapienia z Jas³a sensu stricto) dotyczy obszerna literatura omawiaj¹ca ich pozycjê, rozprzestrzenienie, wiek i genezê (Haczewski, 1982, 1984, 1989; Jucha, 1957, 1958, 1969; Jucha, Kotlarczyk, 1958, 1961; Koszarski, ¯ytko, 1959, 1961). Wapienie (wapieñz Zagórza).Poziom ten, dawniej okreœlany górnym poziomem wapieni jasielskich (nazwê „z Zagórza” wprowadzi³ Haczewski, 1984) ma rozprzestrzenienie i pozycjê w profilu analogiczne do ni¿ejleg³ego wapienia z Jas³a sensu stricto Sk³ada siê najczêœciej z jednej, 4–5 cm grubej, nielaminowanej ³awiczki wapienia barwy popielatej lub kremowej, z dwoma ciemny- mi smugami w dolnej czêœci oraz z le¿¹cych powy¿ej drobniejszych ³awiczek, niekiedy niewyraŸnie laminowanych. Ca³y odcinek profilu z wk³adkami wapieni z Zagórza ma w leskiej strefie facjalnej zwykle kilkanaœcie centymetrów mi¹¿szoœci (Czarna Górna), przy czym jego górna czêœæ prawdopodobnie jest wyerodowana przez wy¿ejleg³e piaskowce. W otryckiej strefie facjalnej na skutek szybszego tempa sedymentacji mu³owcowych ³upków warstw kroœnieñskich ³awiczki wapienia z Zagórza rozsiane s¹ na odcinku 3,1 m (Hulskie). Stwierdzono tam 14 ³awiczek wapienia o ³¹cznej mi¹¿szoœci 15,3 cm. Wapieñ z Zagórza znajduje siê w profilu od oko³o 80 (Czarna Górna) do 120 m (Hulskie) powy¿ej wapienia z Jas³a sensu stricto Ta druga wartoœæ jest jedn¹ z najwy¿szych stwierdzonych w polskich Karpatach, co œwiadczy o bardzo wysokim tempie sedymentacji warstw nadotryckich na omawianym obszarze. Wiek wapienia z Zagórza przyjêto na póŸny oligocen.

16 £upki oraz piaskowce cienko³awicowe i grubo³awicowe (warstwy nadotryckie) – warstwy kroœnieñskie dolne wystêpuj¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, w obrêbie facji otryckiej warstw kroœnieñskich dolnych. Ods³aniaj¹ siê w dwóch pasach wychodni – pó³nocnym (Krzywe–Sêkowiec–Chmiel–Dwernik–Stuposiany) i po³udniowym (okolice Nasicznego). W profilu wystêpuj¹ nad piaskowcami otryckimi i s¹ najm³odszymi osadami otryckiej strefy facjalnej. W rejonie Stuposian (szczyty: Czereszenka, Czereœnia i Kiczera Dydiowska) wystê- puj¹ w górnej ich czêœci wk³adki grubo³awicowych piaskowców typu otryckiego oraz wk³adki wapienia jasielskiego i wapienia z Zagórza. Jest to seria zbudowana w przewadze z ³upków mu³owcowych, marglistych, popielatoszarych, muskowitowych, grubo³upliwych. Zawiera ona miejscami doœæ liczne prze³awicenia piaskowców cienko- i œrednio³awicowych, drobnoziarnistych, twardych, muskowitowych, o spoiwie wapnistym. Piaskowce te s¹ zwykle laminowane konwolutnie, przek¹tnie lub równolegle. W niektórych partiach profilu (szczególnie w czêœci sp¹gowej) wystêpuj¹ doœæ czêsto pojedyncze ³awice grubo³awicowych piaskowców masywnych, nieco rozsypliwych, nielaminowanych, nieco mu³owcowych, przypomi- naj¹cych piaskowce typu leskiego. Wiêkszy, dwudzielny pakiet takich piaskowców o mi¹¿szoœci ok. 200 m wystêpuje w osiowej czêœci synkliny Krywego (dolina Sanu), w wy¿szej czêœci wydzielenia. Nie zdecydowano siê go jednak wydzieliæ na mapie z powodu trudnoœci w jego konsekwentnym przeœledzeniu wzd³u¿ ca³ej struktury. Podrzêdnie wystêpuj¹ ³upki brunatne, mu³owce brunatne z wirowcami oraz dolomity ¿elaziste (tzw. syderyty). Mi¹¿szoœæ warstw nadotryckich siêga 1150 m. Ich wiek okreœlono na oligocen. W Hulskiem znaleziono w nich nastêpuj¹cy oligoceñski zespó³ otwornicowy (Szyd³o, 2006), z³o¿ony ze spirytyzo- wanego bentosu wapiennego: Nonionella liebusi Hantken, Allomorphina trigona Reuss, Virgulinella karagiensis Mikhailova, Virgulina dibolensis Suchman et Applin, Fursenkoina schreibersiana (Cjek), Bulimina polymorphinoides (Yokoyama), Globobulimina pyrula (d’Orbigny). Nieco wy¿ej w profilu wystêpuje zespó³ nanoplanktonu wapiennego zony NP 24 (Garecka, 2006): Braarudosphae- ra bigelowii (Gran et Braarud) Deflandre, Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, Cyclicargolithus abisectus (Müller) Wise, Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay) Bukry (dominuje w próbce), Helicosphaera aff. euphratis Haq, Sphenolithus dissimilis Bukry et Percival, Zygrhablithus bijugatus (Deflandre) Deflandre. Piaskowce (typu otryckiego w warstwach nadotryckich) (piaskowce z Kiczery Dydiowskiej) – warstwy kroœnieñskie dolne.W stropowej czêœci warstw nadotryckich (oko³o 1000 m nad stropem piaskowców otryckich) na pó³noc od Stuposian wystêpuje pakiet grubo³awicowych piaskowców o mi¹¿szoœci oko³o 120 m. Buduje on szczyty Cze- reszenki, Czereœni i Kiczery Dydiowskiej. S¹ to piaskowce masywne, wapniste, muskowitowe, œrednioziarniste, rzadko prze³awicane cienkimi wk³adkami ³upków. Bardzo liczna obecnoœæ kwarcu,

17 wystêpowanie klastów ³upków metamorficznych i czerwonych skaleni oraz znaczna twardoœæ piaskow- ców pozwalaj¹ zakwalifikowaæ ten pakiet jako piaskowce typu otryckiego. Odmienne stanowisko za- jêli Haczewski i in. (2000), zaliczaj¹c je do piaskowców typu leskiego. Pakiety tego typu rzeczywiœcie wystêpuj¹ w warstwach nadotryckich (np. Mchawa ko³o Baligrodu), ale obecnoœæ piaskowców typu otryckiego tak wysoko w profilu wcale nie jest ewenementem: podobny, ale znacznie mniej mi¹¿szy pakiet stwierdzono np. w rejonie Nadolan–Woli Sêkowej na po³udniowy zachód od Sanoka. Warstwy kroœnieñskie w pobli¿u tego pakietu nie zawieraj¹ mikrofauny otwornicowej ani nanoplanktonu, które mog³yby okreœliæ wiek wydzielenia. Bior¹c pod uwagê wy¿sz¹ pozycjê w stosunku do wapienia jasielskiego mo¿na przyj¹æ, ¿e piaskowce z Kiczery Dydiowskiej reprezentuj¹ najprawdopodobniej oligocen górny, choæ nie mo¿na wykluczyæ te¿ miocenu dolnego.

3. Paleogen–neogen

a. Oligocen–miocen Oligocen–miocen dolny

Piaskowce grubo³awicowe (typu leskiego) – warstwy kroœnieñskie dolne. Ods³aniaj¹ siê w œrodkowej i pó³nocnej czêœci obszaru arkusza. W profilu przykrywaj¹ warstwy przejœciowe. Ich nadk³adem s¹ w rejonie Olchowca, Polany i Lutowisk ³upki oraz piaskowce cienko- i œrednio³awicowe warstw kroœnieñskich dolnych (które zastêpuj¹ lateralnie górn¹ czêœæ omawianego wydzielenia). Dalej na pó³noc (pasma Moklika, Ostrego i Besidy) przykrywaj¹ je bezpoœred- nio piaskowce z Ostrego warstw kroœnieñskich górnych. W wydzieleniu tym zdecydowanie dominuj¹ grubo³awicowe, popielatoszare, drobno- lub œrednioziarniste, muskowitowe piaskowce w rodzaju waki kwarcowo-litoklastyczno-skaleniowej (Skulich, 2005) o spoiwie kalcytowym, sparytowym lub ilasto-kalcytowym typu porowego z glaukonitem, chlorytem, granatami i kollofanem. Grubsze ziarna wystêpuj¹ rzadko, najczêœciej s¹ to rozpro- szone ziarna skaleni. £awice piaskowców niekiedy dochodz¹ do 10 m mi¹¿szoœci, najczêœciej jednak maj¹ 1–2 m. Ich spoiwo ³atwo ulega wyp³ukaniu, przez co piaskowce staj¹ siê kruche i silnie rozsypliwe. Mimo znacznej gruboœci ³awic niezbyt czêsto obserwuje siê uziarnienie frakcjonalne; przewa¿aj¹ piaskowce równoziarniste, dobrze wysortowane, zwykle bez struktur sedymentacyjnych, o ziarnie pó³obtoczonym. Rzadko w górnych czêœciach ³awic pojawia siê oddzielnoœæ skorupowa, nieco czêœciej piaskowce te po zwietrzeniu rozpadaj¹ siê na nieregularnej gruboœci p³yty. Piaskowce s¹ zwykle poli- miktyczne, dominuj¹ce w sk³adzie ziarnowym s¹: litoklasty ska³ osadowych i metamorficznych, kwarc i skalenie. Te ostatnie, zwietrza³e czêsto na ¿ó³tawo, s¹ prócz mniejszej twardoœci i odpornoœci na erozjê oraz drobniejszego ziarna cech¹ odró¿niaj¹c¹ piaskowce typu leskiego od piaskowców otryckich. Spotyka siê je zw³aszcza w górnej czêœci wydzielenia. Wœród klastów wystêpuj¹ te¿ m.in. okruchy dolomitów, ciemnych wapieni mikrobolitowych, spikulitów, wapieni kredowych z Hetero-

18 helix sp. i Hedbergella sp. oraz wapieni triasowych z Glomospirella sp. (Olszewska, 2006). W obrêbie ³awic piaskowców grubo³awicowych niekiedy spotyka siê kuliste, twarde konkrecje cementacyjne, powsta³e na skutek koncentracji spoiwa wêglanowego. W górnych czêœciach ³awic piaskowców pojawia siê czasem zwêglony detrytus roœlinny. Szczególnie czêsty jest on w ciemnoszarych mu³owcach piaszczystych z licznym muskowitem, nadœcielaj¹cych ³awice piaskowców. W mu³owcach tych niekiedy wystêpuj¹ niewielkie soczewki asfaltytu, którego wiêksze wyst¹pienie opisywane by³o z rejonu Michniowca i Bystrego (pó³nocno-wschodnia czêœæ obszaru arkusza). Kierunki transportu materia³u klastycznego w piaskowcach grubo³awicowych typu leskiego s¹ ró¿ne. Najczêœciej wystêpuje transport z pó³nocnego zachodu i zachodu, typowy dla ca³ych warstw kroœnieñskich w tym rejonie. Spotyka siê równie¿ kierunki po³udnikowe. Piaskowce prze³awicane s¹ cienkimi pakietami ³upków szarych, marglistych, grubo³upliwych, czêsto mu³owcowych lub drobnorytmicznego fliszu, z³o¿onego z tych ³upków oraz cienko- i œred- nio³awicowych, twardych piaskowców, niekiedy konwolutnych. W czêœci sp¹gowej stwierdzono równie¿ prze³awicenia (o gruboœci do kilku metrów) ³upków brunatnych, czêsto marglistych, ale niekiedy równie¿ bezwapnistych. Poniewa¿ wystêpuj¹ one wœród serii piaskowców grubo³awicowych w³¹czono je do warstw kroœnieñskich dolnych, a nie do warstw przejœciowych. Mi¹¿szoœæ piaskowców grubo³awicowych typu leskiego jest zmienna. W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza (Czarna) niepe³na ich mi¹¿szoœæ wynosi 2300 m. Ku po³udniowi spada do 1950 m (Chrewt), ale tam ich stropowa czêœæ jest zast¹piona przez seriê ³upkowo-piaskowcow¹ i piaskowcowo-³upkow¹ warstw kroœnieñskich dolnych. Wydzielenie to nale¿y do oligocenu dolnego-najni¿szego miocenu (zona nanoplanktonowa NN2). Stwierdzono w nim ubogi dolnooligoceñski nanoplankton (Jugowiec-Nazarkiewicz, 2006) oraz zespó³ otwornic wy¿szego rupelu (oligocen dolny, Czarna Górna): Tenuitella brevispira (Subbotina), Tenuitella munda (Jenkins), Globigerina praebul- loides Blow, Globigerina leroyi Blow et Banner, Gavelinella affinis (Hantken) (Szyd³o, 2006). Piaskowce grubo³awicowe i œrednio³awicowe oraz ³upki – warstwy kroœnieñskie dolne wystêpuj¹ w œrodkowej czêœci obszaru arkusza, na pó³noc od pasma Otry- tu. Wydzielono je w dwóch pozycjach stratygraficznych. W rejonie Olchowca–Seredniego Ma³ego (zachodnia czêœæ terenu arkusza) w profilu znajduj¹ siê jako wk³adka pomiêdzy seri¹ ³upkowo-piaskowcow¹ warstw kroœnieñskich dolnych (leska strefa facjalna), znacznie m³odsza od poziomów wapieni z Jas³a i z Zagórza. We wschodniej czêœci obszaru arkusza s¹ starsze – s¹ czêœci¹ warstw nadotryckich i zawieraj¹ wk³adki wapienia jasielskiego i wapienia z Zagórza. Poniewa¿ w obydwu pozycjach w profilu wystêpuj¹ w tej samej strefie na przedpolu pasma Otrytu, to rozdzielenie ich jest bardzo problematyczne. Niewykluczone, ¿e te dwie tak samo wykszta³cone, lecz ró¿nowiekowe facje kontaktuj¹ ze sob¹ tektonicznie wzd³u¿ linii nasuniêcia. Nie uda³o siê jednak tego stwierdziæ, gdy¿

19 ca³a ta strefa jest doœæ silnie stektonizowana, a przy braku ró¿nic litologicznych i mikrofaunistycznych brak kryteriów do ich konsekwentnego rozdzielenia. Diachronicznoœæ tego wydzielenia, typowego zreszt¹ dla pogranicza otryckiej i leskiej strefy facjalnej zosta³a wykazana na arkuszu Lesko SMGP (Malata i in., 1997). Jest to seria zastêpuj¹ca obocznie piaskowce typu leskiego oraz nadotryck¹ seriê ³upkowo-piaskowcow¹, zbli¿ona do nich litologicznie. Sk³ada siê z pakietów grubo³awicowych piaskowców (typu leskiego) prze³awicaj¹cych siê z pakietami drobno- lub œredniorytmicznego fliszu. Pakiety takie maj¹ zwykle mi¹¿szoœæ od kilku do kilkudziesiêciu metrów, niekiedy osi¹gaj¹ jednak 200 m. Lokalnie zda- rza siê, ¿e piaskowce wyraŸnie przewa¿aj¹ w profilu nad ³upkami. Tworz¹ one jednak soczewkowate cia³a, nie kontynuuj¹ce siê wzd³u¿ biegu warstw na wiêkszych obszarach. Analogicznie jest z wiêk- szymi pakietami drobnorytmicznego fliszu. W serii piaskowcowo-³upkowej dominuj¹ kierunki transportu z pó³nocnego zachodu i zachodu. Mi¹¿szoœæ serii piaskowcowo-³upkowej wynosi oko³o 400 m w leskiej strefie facjalnej i minimum 500 m (mi¹¿szoœæ niepe³na) w otryckiej strefie facjalnej. Nie wystêpuje ona w pó³nocno-wschodniej i po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza, zast¹piona odpowiednio: grubo³awicowymi piaskowcami typu leskiego i warstwami nadotryckimi. Reprezentuje ona oligocen–miocen dolny. Jej wiek oparto na oznaczeniach z obszarów s¹siednich. £upki oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe – warstwy kroœnieñskie dolne. Wystêpuj¹ w œrodkowej czêœci obszaru arkusza, zastêpuj¹c lateralnie górn¹ czêœæ piaskowców typu leskiego. Ich strop zwykle nie jest znany. Jedynie w rejonie Lutowisk (grzbiet Ostre) spoczywaj¹ na nich piaskowce z Ostrego warstw kroœnieñskich górnych. Serii ³upkowo-piaskowcowej brak w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, gdzie grubo³awicowe piaskowce typu leskiego dochodz¹ a¿ do sp¹gu warstw kroœnieñskich górnych. Podobnie jak w zastêpuj¹cej j¹ lateralnie serii piaskowcowo-³upkowej warstw kroœnieñskich dolnych w serii tej dolna granica jest wyraŸnie diachroniczna. Najwczeœniej zaczyna siê osadzaæ w rejonie Olchowca–Polany, póŸniej w rejonie Lutowisk–Ostrego, gdzie jest ograniczona jedynie do niewielkiego odcinka profilu w stropowej czêœci warstw kroœnieñskich dolnych. Seria ³upkowo-piaskowcowa jest wykszta³cona jako drobno- lub œredniorytmiczny flisz z przewag¹ ³upków, choæ czêsto nieznacznie przewa¿aj¹ w niej piaskowce. Sk³ada siê z ³upków popielatoszarych, marglistych, czêsto mu³owcowych z muskowitem, grubo ³upi¹cych siê. Prze³awicaj¹ je piaskowce, zwykle cienko- i œrednio³awicowe, drobnoziarniste, twarde, muskowitowe, o spoiwie ilasto-wapnistym. Gruboœæ ³awic piaskowców nie przekracza zwykle 30 cm, ale s¹ odcinki profilu, gdzie dochodzi tylko do 5 cm. Piaskowce zwykle s¹ laminowane przek¹tnie lub konwolutnie, ku górze przechodz¹ w mu³owce. Sporadycznie pojawiaj¹ siê te¿ w profilu tej serii grubo³awicowe piaskowce

20 typu leskiego. Kierunki transportu odtworzone na podstawie hieroglifów wskazuj¹ na dostawê materia³u klastycznego z pó³nocnego zachodu (285–350°). Mi¹¿szoœæ tej serii wynosi maksymalnie 100 m w rejonie Lutowisk–Ostrego oraz 250 m pod seri¹ piaskowcowo-³upkow¹ i 80 m nad t¹ seri¹ w rejonie Olchowca–Polany. Seria ta nale¿y do oligocenu–miocenu dolnego (na podstawie pozycji w profilu i oznaczeñ z terenów s¹siednich).

4. Neogen

a. Miocen Miocen dolny

Piaskowce glaukonitowe z Ostrego – warstwy kroœnieñskie górne znajduj¹ siê w sp¹gowej czêœci warstw kroœnieñskich górnych, nad piaskowcami typu leskiego lub seri¹ ³upkowo-piaskowcow¹ warstw kroœnieñskich dolnych, a pod seri¹ piaskowcowo-³upkow¹ warstw kroœnieñskich górnych. S¹ to grubo³awicowe piaskowce glaukonitowe typu subwaki kwarcowo-skaleniowej, szare lub zielonkawe, bardzo twarde i odporne na wietrzenie, o spoiwie kalcytowym, sparytowym, typu porowego. S¹ wykszta³cone w formie kilku ³awic o ³¹cznej mi¹¿szoœci do 60 m, przedzielonych niekiedy wk³adkami ³upków szarych i zielonkawoszarych do kilku metrów gruboœci. Piaskowce s¹ zwykle drobnoziarniste. Nie wykazuj¹ laminacji, niekiedy po zwietrzeniu widaæ w nich oddzielnoœæ skorupow¹. Transport materia³u piaskowców z Ostrego odbywa³ siê z pó³nocnego wschodu i pó³nocy. We wk³adkach ³upkowych pomiêdzy ³awicami piaskowców z Ostrego brak wskaŸnikowej mikrofauny otwornicowej i nanoplanktonu. Na podstawie oznaczeñ z terenów s¹siednich przypisano im wiek wczesnomioceñski (nie starszy ni¿ zona NN2 – eggenburg) (Garecka i in., 1999). Piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe oraz ³upki – warstwy kroœnieñskie górne. Seria piaskowcowo-³upkowa warstw kroœnieñskich górnych ods³ania siê w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza: na pó³noc od Czarnej Górnej–Bystrego oraz w pasmie Ostrego. Znana jest wy³¹cznie z terenu wystêpowania leskiej strefy facjalnej warstw kroœnieñskich. Dawniej okreœlana by³a jako warstwy kroœnieñskie œrodkowe. W profilu znajduje siê nad piaskowcami z Ostrego. Jej nadk³ad znany jest tylko z rejonu szczytu Besida. Jest nim seria ³upkowa warstw kroœnieñskich górnych. Omawiana seria wykszta³cona jest jako cienko- b¹dŸ œrednio³awicowy flisz z przewag¹ piaskowców nad ³upkami. Piaskowce s¹ twarde, szare, drobnoziarniste, muskowitowe, o spoiwie wapnisto-ilastym. S¹ zwykle laminowane konwolutnie lub przek¹tnie, rzadziej równolegle. Na powierzchniach sp¹gowych maj¹ liczne hieroglify. Prze³awicane s¹ szarymi marglistymi ³upkami mu³owcowymi z muskowitem. Kierunki transportu wskazuj¹ na dostawê materia³u klastycznego z pó³nocnego zachodu i pó³nocy.

21 Seria piaskowcowo-³upkowa warstw kroœnieñskich górnych osi¹ga 650 m mi¹¿szoœci. Na podstawie oznaczeñ z s¹siednich obszarów oraz z utworów ni¿ejleg³ych zaliczono j¹ do ni¿szej czêœci miocenu dolnego (zony nanoplanktonowe NN2–NN3). W Bystrem w stropowej czêœci wystêpuje dol- nomioceñski zespó³ nanoplanktonu: Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay) Bukry, Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade) Bukryet et Percival, Heli- cosphaera kamptneri Hay et Mohler, Helicosphaera recta Haq, Helicosphaera scissura Miller, Pon- tosphaera multipora (Kamptner) Roth, Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, Reticulofenestra umbilica (Levin) Martini et Ritzkowski (Jugowiec-Nazarkiewicz, 2006). £upki z wk³adkami piaskowców – warstwy kroœnieñskie górne wystê- puj¹ jedynie w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, na pó³noc od Bystrego i s¹ najm³odszym wydzieleniem fliszowym (koñcz¹cym sedymentacjê fliszu) na omawianym terenie. Spoczywaj¹ na serii piaskowcowo-³upkowej warstw kroœnieñskich górnych. Dawniej, przy trójdzielnym podziale warstw kroœnieñskich, nazwê warstwy kroœnieñskie górne stosowano wy³¹cznie do tych osadów. S¹ to popielatoszare ³upki margliste, rozdzielane podrzêdnie wystêpuj¹cymi cienko³awicowymi, twardymi piaskowcami drobnoziarnistymi. Piaskowce s¹ zwykle nielaminowane lub laminowane przek¹tnie. Udzia³ prze³awiceñ piaskowcowych jest zmienny, ale w profilu zawsze przewa¿aj¹ ³upki. Dolna granica wydzielenia jest nieostra, stopniowo przechodzi ono w ni¿ejleg³¹ seriê. Transport materia³u klastycznego odbywa³ siê z pó³nocnego zachodu. Zachowana mi¹¿szoœæ tych utworów dochodzi do 80 m. Na podstawie oznaczeñ z s¹siednich obszarów oraz z utworów ni¿ejleg³ych wiek serii ³upkowej warstw kroœnieñskich górnych okreœlono na wczesny miocen.

Czwartorzêd

a. Plejstocen Plejstocen dolny

¯wiry rzeczne tarasów nadzalewowych 100,0 m n.p. rzeki.W dwóch miejscach na sp³aszczonych grzbietach na zachód od Chmiela, na wysokoœci oko³o 100 m nad korytem Sanu (98–105 m – Galarowski, 1970) stwierdzono stare ¿wiry rzeczne (Galarowski, 1970; Starkel, 1965). ¯wiry maj¹ maksymaln¹ œrednicê 25 cm, a przewa¿aj¹ ¿wiry o œrednicy 8–10 cm. S¹ one dobrze obtoczone, piaskowcowe, czêsto silnie zwietrza³e. Tkwi¹ one niekiedy wœród gruboziarni- stych, nieco gliniastych piasków (Galarowski, 1970). Na podstawie korelacji z poziomem przydolin- nym, wi¹zanym wiekowo z pograniczem neogenu i czwartorzêdu lub te¿ z dolnym czwartorzêdem (Starkel, 1972, Zuchiewicz, 1985), ¿wiry te mog¹ byæ odpowiednikiem serii witowskiej na przedpolu Karpat (D¿u³yñski i in., 1968). Ogólnie zaliczono je do plejstocenu dolnego (preglacja³u).

22 Zlodowacenia po³udniowopolskie

¯wiry i piaski rzeczne tarasów nadzalewowych 30,0–60,0 m n.p. rzeki wystêpuj¹ wzd³u¿ doliny Sanu i jego wiêkszych dop³ywów. Na obszarze arkusza stwierdzono je w rejonie Jeziora Soliñskiego i na po³udnie od £ysani nad Sanem oraz w okolicach Polany nad poto- kiem Czarnym. Zazêbiaj¹ siê z nimi osady stokowe. Aluwia le¿¹ na cokole skalnym o zmiennej wyso- koœci 30–50 m n.p. rzeki. Mi¹¿szoœæ osadów jest zmienna, waha siê od 1 do 13 m (Dziewañski, Starkel, 1961; Starkel, 1965). S¹ to w sp¹gu ¿wiry z otoczakami o œrednicy do 20–30 cm, czêsto z otoczkami ¿elazistymi, scementowane CaCO3. Ku stropowi osad jest drobniejszy a¿ do frakcji piasz- czystej, coraz s³abiej obtoczony, czêsto zwietrza³y. Strop aluwiów zosta³ wyznaczony na podstawie zazêbiania siê z osadami soliflukcyjnymi (Solina–Zabrodzie; Starkel, 1965), które wkraczaj¹ na aluwia i wyciête w nich zeœlizgowe stopnie erozyjne. Tarasy w pobli¿u zboczy zaczê³y byæ przykrywane przez osady soliflukcyjne ju¿ u schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich. Na podstawie wysokoœci coko³u i pokrywy aluwialnej, na której u brzegu Karpat wystêpuj¹ ¿wiry z materia³em pó³nocnym (Klimaszewski, 1948), a tak¿e obecnoœci dwu m³odszych ogniw osadów soliflukcyjnych, osady tarasowe powi¹zane zosta³y ze zlodowaceniami po³udniowopolskimi (Dziewañski, Starkel, 1962). Zlodowacenia œrodkowopolskie

Piaski i ¿wiry rzeczne tarasów nadzalewowych 20,0–22,0 m n.p. rzeki.Wobrêbie rynny o przebiegu meandrowym, wyciêtej w aluwiach i cokole tarasów wysokich wystêpuj¹ osady rzeczne tarasów œrednich, wi¹zane ze zlodowaceniami œrodkowopolskimi. Na terenie arkusza wystêpuj¹ w rejonie Chrewtu, Chmiela i Sêkowca. Aluwia spoczywaj¹ na nierównym cokole o wysokoœci 10–18 m n.p. rzeki. Mi¹¿szoœæ ich waha siê od 3 do 11 m, strop siêga 20–22 m n.p. rzeki i czêsto jest okryty gliniastymi pokrywami stokowymi, które maskuj¹ formê tarasów. Nieistniej¹ce ju¿ ods³oniêcia w Solinie wskazuj¹, ¿e sp¹gowe ¿wiry niekiedy do œrednicy do 25 cm s¹ dobrze obtoczone, silnie scementowane wêglanem wapnia, ku stropowi s¹ drobniejsze, a bli¿ej stoków powoli przechodz¹ w utwory soliflukcyjne z nieobtoczonym rumo- szem (Dziewañski, Starkel, 1967, Starkel, 1965).

Zlodowacenia pó³nocnopolskie

Piaski, ¿wiry i mu³ki rzeczne tarasów nadzalewowych 6,0–12,0 m n.p. rzeki.Osady rzeczne wyœcielaj¹ dna dolin, a w nie w³o¿one s¹ aluwia holoceñskie. Mi¹¿szoœæ alu- wiów buduj¹cych tarasy nadzalewowe o wysokoœci 6,0–12,0 m waha siê w granicach 2–9 m. Le¿¹ one na coko³ach skalnych, które w dolinach lewostronnych dop³ywów siêgaj¹ do 5–7 m (Starkel, 1965). Budowa tarasów jest najczêœciej dwudzielna: czêœæ sp¹gowa aluwialna, stropowa o przewadze pokryw stokowych soliflukcyjno-deluwialnych. Zmiana z akumulacji rzecznej na erozjê i wkraczanie pokryw stokowych nast¹pi³a u schy³ku interpleniglacja³u.

23 b. Czwartorzêd nierozdzielony

Gliny piaszczyste zwietrzelinowe (eluwialne). Osady te reprezentowane s¹ przez gliny o ró¿nym sk³adzie – od ilastych po piaszczyste, zale¿nie od pod³o¿a i mi¹¿szoœci od poni¿ej 1 m do oko³o 3–4 m na sp³aszczeniach. Na nich rozwinê³y siê gleby wspó³czesne. S¹ one zatem produktem nie tylko wietrzenia peryglacjalnego, ale i wietrzenia chemicznego w holocenie. Wydzie- lono je na grzbiecie nad Jeziorem Soliñskim, gdzie zosta³y stwierdzone w otworach archiwalnych i sondach. Gliny deluwialno-koluwialne (soliflukcyjne).Naobszarze arkusza wystê- puj¹ plejstoceñskie osady soliflukcyjne ró¿nego wieku. Najstarsze pochodz¹ ze schy³ku zlodowaceñ po³udniowopolskich. Zazêbiaj¹ siê one z aluwiami tarasów wysokich. Ni¿sze partie stoków oraz tarasów maj¹ce kontakt ze stokiem przykryte s¹ ró¿nej mi¹¿szoœci pokrywami soliflukcyjnymi i deluwialnymi, pochodz¹cymi z okresu zlodowaceñ pó³nocnopolskich. S¹ to gliny py³owate lub piaszczyste, niekiedy smugowane (deluwia) lub te¿ bezstrukturalne z okruchami piaskowcowymi. Spotykane przy powierzchni pokrywy pochodz¹ z górnego pleniglacja³u i wkraczaj¹ na aluwia.

c. Holocen

Gliny z rumoszami koluwialne. Koluwia osuwiskowe zajmuj¹ niewielkie powierzchnie na kilku bardziej stromych stokach. Jedynie na po³udniowych stokach pasma Otrytu wystêpuj¹ powszechnie i zajmuj¹ znaczne powierzchnie. Przyczyn¹ tego jest niewielki k¹t zapadania warstw pod³o¿a, nachylenie stoku zgodne z upadem warstw oraz obecnoœæ mi¹¿szych pakietów ³upkowych pomiêdzy pakietami piaskowców. Osuwiska na terenie arkusza rozwijaj¹ siê najczêœciej na piaskowcach otryckich warstw kroœnieñskich dolnych, szczególnie gdy te zapadaj¹ pod niewielkim k¹tem. S¹ to zwykle osuwiska stokowo-zboczowe lub w lejach Ÿród³owych. Pod wzglêdem stosunku do pod³o¿a fliszowego na obszarze arkusza wystêpuj¹ g³ównie osuwiska konsekwentne, rzadziej sub- sekwentne lub insekwentne. Piaski i ¿wiry rzeczne tarasów zalewowych 1,0–4,0 m n.p. rzeki. Osady rzeczne buduj¹ w dolinie Sanu i g³ównych dop³ywów równinê zalewow¹, czêsto dwustop- niow¹, rozciêt¹ do 2–4 m oraz dna mniejszych dolin. Sk³adaj¹ siê na nie piaski i ¿wiry facji kory- towej o œrednicy do 10–20 cm w sp¹gu (bruki z przemycia starszych ¿wirów), a osady piaszczy- sto-¿wirowe w stropie. Torfy i namu³y organiczne.Wystêpuj¹ jedynie na terenie torfowiska w ¯urawinie, po³o¿onego na terenie tarasów o wysokoœci 6,0–10,0 m n.p. rzeki.

24 B. TEKTONIKA

Ca³y obszar arkuszy Lutowiska i Lutowiska E SMGP 1:50 000 le¿y na terenie Karpat zewnêtrz- nych (fliszowych). Nale¿y on wy³¹cznie do centralnego synklinorium karpackiego, bêd¹cego czêœci¹ p³aszczowiny (jednostki) œl¹skiej. Wszystkie elementy fa³dowe na obszarze arkusza Lutowiska maj¹ rozci¹g³oœæ NW–SE. Najbar- dziej wewnêtrznym z nich jest synklina Po³oniny Wetliñskiej–Ustrzyk Górnych (tabl. III), wstecznie obalona ku po³udniowemu zachodowi. Na zewn¹trz (tzn. w kierunku przedpola pasa nasuwczo-fa³dowego) od niej znajduje siê antyklina Szczawnego–Suchych Rzek, równie¿ obalona ku po³udniowemu zachodowi. Jako jedna z dwu antyklin na omawianym obszarze ma ods³oniête na powierzchni utwory starsze od warstw kroœnieñskich – warstwy przejœciowe, wystêpuj¹ce w rejonie Suchych Rzek (tabl. IV). Jest to w¹ska struktura, nieco „wyciœniêta” diapirowo ku górze, do g³êbokoœci 3,5 km nie posiadaj¹ca (jak wykaza³ otw. 9 – Suche Rzeki IG-1) starszego od serii menilitowo-kroœnieñskiej j¹dra. Zanurza siê ona szybko w kierunku po³udniowo-wschodnim. Nastêpnym elementem przebiegaj¹cym ku pó³nocnemu wschodowi jest synklina Sto³ów–Magurki–Terebowca, która na obszarze arkusza rów- nie¿ zanurza siê na po³udniowy wschód, i ma zró¿nicowan¹ mi¹¿szoœci skrzyde³. Elementem bardziej zewnêtrznym w stosunku do niej jest drugorzêdnie sfa³dowana antyklina Mokrego S–Zatwarnicy. Na powierzchni terenu jest ona wyraŸnie obalona ku po³udniowemu wschodowi. Jak wykaza³ otwór Zatwarnica IG-1 (otw. 6) jest to zjawisko przypowierzchniowe. Antyklina ta posiada, w przeciwieñ- stwie do antykliny Suchych Rzek starsze j¹dro fliszowe, zbudowane z utworów do warstw istebnia- ñskich w³¹cznie. W rejonie Dwernika–Nasicznego rozdziela siê ona na dwa odrêbne elementy, rozdzielone drugorzêdn¹ synklin¹ sporych rozmiarów, zanurzaj¹c¹ siê ku po³udniowemu wschodowi. Pó³nocna z tych dwóch antyklin ma silnie zredukowane tektonicznie skrzyd³o pó³nocne, które ku po³udniowemu wschodowi ulega ca³kowitemu wytarciu i z³uskowaniu. Jej przed³u¿eniem w tym kierunku jest ³uska Jeleniowatego (Haczewski i in., 2000). Jest ona lokalnie nasuniêta na synklinê Krywego. Jest to najg³êbsza z synklin po³udniowej czêœci centralnego synklinorium karpackiego na obszarze arkusza Lutowiska. W czêœci zachodniej omawianego terenu jest ona niemal symetryczna, lekko pochylona ku po³udniowi, ku wchodowi niemal ca³kowitej redukcji tektonicznej ulega jej po³udniowe skrzyd³o na skutek nasuniêcia ³uski Jeleniowatego. W przeciwieñstwie do struktur po³o¿onych dalej na po³udnie nie zaznacza siê w niej zanurzanie ku po³udniowemu wschodowi. Dalej na zewn¹trz orogenu znajduje siê p³asko nasuniêta na pó³nocny wschód antyklina Otrytu. Ma ona tu postaæ du¿ej, monoklinalnej ³uski o ca³kowicie zredukowanym skrzydle pó³nocnym, pociê- tej licznymi uskokami poprzecznymi. Niewielki k¹t zapadania powierzchni nasuniêcia jest udoku- mentowany w otworze Smolnik-1 (otw. 7). Na zewn¹trz od nasuniêcia Otrytu, we wschodniej czêœci obszaru arkusza Lutowiska, wystêpuje niewielka, niemal monoklinalna ³uska, zbudowana z warstw

25 kroœnieñskich z wapieniami – z Jas³a i z Zagórza (tabl. IV). Jest to zapewne odk³uty fragment drugo- rzêdnie sfa³dowanej strefy, znanej z dorzecza Hoczewki, wystêpuj¹cej na zachodnim przed³u¿eniu antykliny Otrytu. Dok³adny przebieg tej ³uski jak i jej przed³u¿enie w kierunku zachodnim nie jest jasne. Nie uda³o siê tego ustaliæ ze wzglêdu na niewielkie zró¿nicowanie facjalne warstw kroœnieñskich i nie najlepiej zachowany stan ods³oniêæ w tej strefie. Na przedpolu tej ³uski i nasuniêcia Otrytu znajduje siê g³êboka, miejscami drugorzêdnie sfa³dowana, wype³niona ³upkowo-piaskowcowymi warstwami kroœnieñskimi dolnymi synklina Nowosió³ek. W zachodniej czêœci obszaru arkusza jest ona podzielo- na na dwa elementy synklinalne, rozdzielone antyklin¹ Rajskiego-wsi. Na pó³nocny wschód od synkliny Nowosió³ek znajduje siê antyklina Czaszyna–Horod³a–Polany, zanurzaj¹ca siê ku po³udniowemu wschodowi i ukazuj¹ca w rejonie Paniszczowa w j¹drze warstwy przejœciowe (tabl. IV). Jest to stoj¹ca antyklina o stromych skrzyd³ach i drugorzêdnych sfa³dowaniach w skrzydle pó³nocnym. W kierunku na zewn¹trz orogenu od tej antykliny znajduje siê silnie drugorzêdnie sfa³dowana strefa synklinalna, zbudowana czêœciowo z warstw kroœnieñskich górnych, zwana synklin¹ Moklika–Ostre- go. Na terenie arkusza znajduje siê strefa maksymalnego pog³êbienia siê jej osi. Element ten wynurza siê zarówno w kierunku pó³nocno-zachodnim jaki i w po³udniowo-wschodnim. Na pó³nocny wschód od niego wystêpuje drugorzêdnie sfa³dowana antyklina Tarnawy–Wielopola–Czarnej Kopalni–Lipia, zbudowana z trzech drugorzêdnych antyklin. Od pó³nocnego wschodu strefê t¹ ogranicza synklina Leska–Czulni–Jawora–Sto¿ka, zanurzaj¹ca siê ku pó³nocnemu zachodowi, odmiennie ni¿ wiêkszoœæ elementów centralnego synklinorium karpackiego na terenie arkusza Lutowiska. Maksymaln¹ g³êbo- koœæ osi¹ga ona w rejonie Jeziora Soliñskiego, tam te¿ pojawiaj¹ siê w niej drugorzêdne sfa³dowania. Na zewn¹trz od niej, w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, znajduj¹ siê kolejne struktury: z³uskowana w pó³nocnym skrzydle i nasuniêta ku pó³nocnemu wschodowi antyklina Sanoka–Bystrego, g³êboka synklina ¯ukowa z warstwami kroœnieñskimi górnymi w j¹drze (tabl. IV) i antyklina Ustianowej–Rabego. Ten ostatni element poza obszarem arkusza skoœnie odchodzi od nasuniêcia, oddzielaj¹cego centralne synklinorium od p³aszczowiny skolskiej. Uskoki wystêpuj¹ce na obszarze arkusza maj¹ przewa¿nie przebieg SW–NE i s¹ zwykle prze- suwcze lub przesuwczo-zrzutowe, w przybli¿eniu poprzeczne do osi struktur fa³dowych. Rzadziej s¹ sprzê¿one z nimi uskoki o kierunku po³udnikowym. Niekiedy wystêpuj¹ przyuskokowe, fleksuralne wygiêcia warstw. Uskoki przesuwaj¹ zarówno osie fa³dów jak i nasuniêcia i z³uskowania. Ogóln¹ tendencj¹ daj¹c¹ zaobserwowaæ siê w powierzchniowej budowie geologicznej po³udniowej i œrodkowej czêœci terenu arkusza jest zanurzanie siê elementów fa³dowych ku po³udniowemu wschodowi. Jedynym wyj¹tkiem jest tutaj synklina Krywego. W czêœci pó³nocno-wschodniej (poza antyklin¹ Ustianowej–Rabego) nie obserwuje siê takiej tendencji, a niektóre elementy (synkliny Moklika–Ostrego i Leska–Czulni–Jawora–Sto¿ka) zanurzaj¹ siê w przeciwnym kierunku. Równie¿

26 w kierunku po³udniowo-wschodnim obserwuje siê generalne narastanie wielu nasuniêæ i z³uskowañ w pó³nocnych skrzyd³ach antyklin (antykliny Mokrego S–Zatwarnicy, Otrytu, Sanoka–Bystrego). Odwrotna sytuacja panuje jedynie w antyklinie Czaszyna–Horod³a–Polany. Zjawisko narastania dyslokacji pod³u¿nych ku po³udniowemu wschodowi wi¹zaæ mo¿na z budow¹ g³êbokiego pod³o¿a nasu- niêtych utworów fliszowych, udokumentowan¹ badaniami magnetotellurycznymi (Doktór i in., 1990; Ry³ko, Tomaœ, 1995), a konkretnie z obecnoœci¹ w pod³o¿u linii Sanok–Lesko–Ustrzyki Górne (¯ytko, 1997). Linia ta oddziela strefê obni¿onego pod³o¿a (depresjê Dukla–Baligród) na zachodzie od strefy poprzecznego wyniesienia w pod³o¿u na wschodzie, w rejonie Ustrzyk Dolnych (¯ytko, 1997) i podczas ruchów nasuwczych mog³a wp³ywaæ na tektonikê nasuwaj¹cych siê utworów fliszowych. Inn¹ prawid³owoœci¹ obserwowan¹ na obszarze arkusza Lutowiska jest obecnoœæ fa³dów obalonych wstecznie ku po³udniowi w czêœci po³udniowej oraz fa³dów stoj¹cych lub pochylonych ku pó³nocy w czêœci pó³nocnej.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Utwory fliszowe wystêpuj¹ce na obszarze arkuszy Lutowiska i Lutowiska E s¹ typowe dla sukcesji œl¹skiej. Powsta³y w œl¹skiej czêœci basenu Karpat Zewnêtrznych, rozci¹gaj¹cej siê pomiêdzy kordy- lier¹ œl¹sk¹ a wyniesieniem wêglowieckim. Grzbiety te powsta³y w póŸnej kredzie (turon), ró¿nicuj¹c basen Karpat Zewnêtrznych na kilka subbasenów. Wyniesienie wêglowieckie by³o nieaktywnym grzbietem podmorskim. W odró¿nieniu od niego po³o¿ona na po³udnie od subbasenu œl¹skiego kordy- liera œl¹ska interpretowana jest jako zakorzeniony pas nasuwczo-fa³dowy (Poprawa, Malata, 2006). Jego powstanie wi¹zane jest z kompresj¹ na skutek kolizji teranów Alcapa i Tisa z p³yt¹ europejsk¹. Skutkiem tej kompresji by³y ruchy nasuwcze w Karpatach wewnêtrznych. Po wyczerpaniu mo¿liwo- œci skracania skorupy ziemskiej w Karpatach wewnêtrznych nast¹pi³a relokacja strefy skracania ku pó³nocy w rejon kordyliery œl¹skiej, która od turonu jest g³ównym Ÿród³em materia³u detrytycznego dla subbasenu œl¹skiego. Na obszarze arkusza Lutowiska najstarsze stwierdzone utwory – warstwy istebniañskie – reprezentuj¹ póŸny etap wynoszenia kordyliery œl¹skiej, w którym spada aktywnoœæ tektoniczna w obszarze Ÿród³owym, co skutkuje spadkiem gruboœci ziarna i tempa sedymentacji (tab. 1). Okresowy wzrost aktywnoœci we wczesnym eocenie, zapisany w osadach subbasenu œl¹skiego jako piaskowce ciê¿kowickie, móg³ byæ dodatkowo modyfikowany przez ruchy eustatyczne. Po wczesnym eocenie aktywnoœæ kordyliery œl¹skiej okresowo zanika. Osadzaj¹ siê drobnoryt- miczne warstwy hieroglifowe. Prawdopodobnie wzrasta g³êbokoœæ basenu. Subbasen œl¹ski jest w tym okresie wyg³odnia³ym basenem przedgórskim.

27 Tabela 1 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³

Torfy i namu³y organiczne — Q tn h Akumulacja osadów organicznych Piaski i ¿wiry rzeczne tarasów zalewowych 1,0–4,0 m n.p. Akumulacja rzeczna w dnach dolin rzeki — f Q t Powstawanie tarasów zalewowych p¿ h Erozja wg³êbna rzek i potoków, rozcinanie pokryw akumulacyjnych

Holocen Gliny z rumoszami skalnymi koluwialne — k Q Grawitacyjne ruchy masowe (osuwiskowe), g h akumulacja osadów koluwialnych Gliny deluwialno-koluwialne (soliflukcyjne) —d-k Q g Spe³zywanie i sp³ukiwanie materia³ów ze stoków

Gliny piaszczyste zwietrzelinowe (eluwialne) — z Q gp h Akumulacja pokryw stokowych Zlodowacenia Piaski, ¿wiry i mu³ki rzeczne tarasów nadzalewowych Akumulacja rzeczna, powstawanie tarasów pó³nocno- f tIV 6,0–12,0 m n. p. rzeki — Q 4 nadzalewowych polskie p¿ p Interglacja³ Erozja wg³êbna rzek i potoków, rozcinanie pokryw eemski akumulacyjnych Piaski, ¿wiry i mu³ki rzeczne tarasów nadzalewowych Zlodowacenia Akumulacja rzeczna, powstawanie tarasów 20,0–22,0 m n. p. rzeki — f Q tIII œrodkowopolskie p¿ p3 nadzalewowych Erozja, wietrzenie i denudacja Interglacja³ wielki Rozcinanie pokryw akumulacyjnych Akumulacja pokryw stokowych Akumulacja osadów rzecznych, powstawanie ¯wiry i piaski rzeczne tarasów nadzalewowych Zlodowacenia poziomów tarasowych 30,0–60,0 m n.p.rzeki — f Q tII po³udniowopolskie ¿p p2 Wietrzenie, denudacja i erozja w warunkach

Czwartorzêd klimatu peryglacjalnego ¯wiry rzeczne tarasów nadzalewowych 100,0 m n.p.rzeki Plejstocen Powstawanie i rozciêcie poziomu zrównania 100 m Plejstocen dolny — f Q tI ¿ p0 Akumulacja osadów rzecznych

Powstawanie i rozciêcie poziów zrównañ Ruchy neotektoniczne Pliocen

Powstawanie dolin wiêkszych rzek Pionowe ruchy podnosz¹ce Poziome i pionowe ruchy orogenu, nasuwanie siê i dalsze fa³dowanie Karpat Koniec sedymentacji morskiej, fa³dowanie i wynurzanie utworów fliszowych Denudacja Miocen dolny £upki z wk³adkami piaskowców – warstwy kroœnieñskie

Neogen górne — ³1Mœk2 []* Miocen Piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe oraz ³upki Sedymentacja w basenie fliszowym – warstwy kroœnieñskie górne — pc³Mœ 1k2 []

Piaskowce glaukonitowe z Ostrego – warstwy kroœnieñskie

górne — pcGkMœ 1k2 []

£upki oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe – warstwy kroœnieñskie dolne — ³pcOl– M 1 k1 [] œ Piaskowce grubo³awicowe i œrednio³awicowe oraz ³upki Oligocen– – warstwy kroœnieñskie dolne — Ol– Mk1 [] œ Szybka sedymentacja utworów klastycznych miocen dolny pc³ 1 w basenie fliszowym Piaskowce grubo³awicowe (typu leskiego) – warstwy

kroœnieñskie dolne — pcOl– M 1 k1 [] œ Paleogen–neogen Oligocen–miocen

28 cd. tabeli 1

Piaskowce (typu otryckiego w warstwach nadotryckich) (piaskowce z Kiczery Dydiowskiej) – warstwy kroœnieñskie dolne — pcOlk1 [] œ £upki oraz piaskowce cienko³awicowe i grubo³awicowe (warstwy nadotryckie) – warstwy kroœnieñskie dolne — ³pcOlk1 [] œ

Wapienie (wapieñ z Zagórza) — w Ol[] œ

Wapienie (wapieñ z Jas³a) — w Ol[] œ Piaskowce grubo³awicowe (piaskowce z Otrytu) – warstwy kroœnieñskie dolne — pcOlk1 [] œ £upki oraz piaskowce cienko³awicowe i œrednio³awicowe Oligocen (warstwy podotryckie) (ogniwo z Zatwarnicy) – warstwy kroœnieñskie dolne — ³pcOl1 k1 [] œ Oligocen dolny £upki ilaste brunatne i szare oraz piaskowce – warstwy przejœciowe — ³pcOl1 mek [] œ Szybka sedymentacja utworów klastycznych £upki ilaste brunatne, piaskowce i rogowce – warstwy w basenie fliszowym menilitowe — Olme [] œ Paleogen ³pc 1

Eocen– £upki ilaste zielone, piaskowce i margle – warstwy hiero- oligocen dolny glifowe i margle globigerinowe — E–Ol[] œ

Eocen– ³ i 1 oligocen

Piaskowce i ³upki – piaskowce ciê¿kowickie i ³upki pstre — Pc–Eck+ pe [] œ eocen pc³ Paleocen–

Kampan– £upki i piaskowce – warstwy istebniañskie paleocen dolny — ³pcCr cp –Pc1is [] œ paleocen Kreda górna– Kreda–paleogen

* [œ] seria œl¹ska

Na prze³omie eocenu i oligocenu dochodzi do zasadniczej zmiany w re¿imie tektonicznym basenu Karpat zewnêtrznych. Ulega on gwa³townemu wyniesieniu (wraz z obszarami Ÿród³owymi) i sp³yceniu. Œwiadcz¹ o tym zespo³y mikrofauny, znajdowane w serii menilitowo-kroœnieñskiej, reprezentuj¹ce œrodowisko górnego batia³u (Olszewska, 1984a). Przyczyn¹ wynoszenia basenu jest prawdopodobnie wydarzenie kompresyjne, zwi¹zane z ruchami tektonicznymi w obrêbie kordyliery œl¹skiej. Wskazuje na to zmiana charakteru materia³u sypanego do subbasenu œl¹skiego od po³udnia. Basen karpacki zostaje wówczas odciêty od oceanu œwiatowego, ograniczona zostaje cyrkulacja wód. Zaczynaj¹ panowaæ warunki beztlenowe, materia organiczna dostarczana do zbiornika z brzegów nie jest rozk³adana. W osadach obecna jest spirytyzowana mikrofauna bentoniczna, typowa dla warunków niedotlenienia. Podczas oligocenu g³êbokoœæ basenu fliszowego prawdopodobnie znów ulega³a stopniowemu pog³êbianiu, o czym œwiadczy pojawienie siê planktonu otwornicowego w warstwach kroœnieñskich. Osady warstw kroœnieñskich (oligocen–miocen) wykazuj¹ na obszarze arkusza zró¿nicowanie facjalne oraz zró¿nicowanie kierunków dostawy materia³u. Generalnie ku górze profilu zwiêksza siê iloœæ ³upków kosztem piaskowców. Pakiety cienko- i œredniorytmicznego fliszu w warstwach

29 kroœnieñskich wykazuj¹, niezale¿nie od pozycji w profilu, transport z zachodu i pó³nocnego zachodu. Odmienne kierunki dostawy materia³u wykazuj¹ litosomy piaskowcowe. Piaskowce z Otrytu by³y transportowane z po³udnia i po³udniowego wschodu, piaskowce typu leskiego g³ównie z pó³nocnego zachodu, rzadziej z po³udnia i pó³nocy, zaœ piaskowce z Ostrego z pó³nocnego wschodu i pó³nocy. Z rozk³adu facji i kierunków transportu wy³ania siê dla okresu sedymentacji warstw kroœnieñskich obraz nachylonej ku po³udniowemu wschodowi rynny, któr¹ z pó³nocnego zachodu i zachodu dostarczany by³ materia³ drobnodetrytyczny, którego ci¹g³a dostawa by³a przerywana przez dostarczany z boku rynny materia³ piaszczysty. Najg³êbsza strefa tej rynny znajdowa³a siê prawdopodobnie w œrodkowej czêœci centralnego synklinorium, co na obszarze arkusza przypada w przybli¿eniu na synklinê Nowosió³ek. Œwiadcz¹ o tym zasiêgi litosomów piaskowców grubo³awicowych transportowanych w przybli¿eniu poprzecznie do osi rynny – piaskowce otryckie dostarczane z po³udnia koñcz¹ siê na antyklinie Otrytu, zaœ piaskowce z Ostrego o transporcie z pó³nocy siêgaj¹ ³êku Moklika–Ostrego. Wiadomo równie¿, ¿e obszary alimentacyjne na po³udniu, dostarczaj¹ce materia³u dla piaskow- ców z Otrytu musia³y pochodziæ z obszaru wynurzonego, najprawdopodobniej podczas wynoszenia basenu fliszowego w trakcie ruchów tektonicznych na granicy eocen/oligocen. Œwiadczy o tym obec- noœæ górnoeoceñskich egzotyków p³ytkowodnych wapieni z du¿ymi otwornicami, reprezentuj¹cych œrodowisko wewnêtrznego szelfu, w poziomie mu³owców z egzotykami wystêpuj¹cym z obrêbie gór- nej czêœci piaskowców otryckich tu¿ poza obszarem arkusza. Sedymentacja w basenie fliszowym trwa³a prawdopodobnie do wczesnego miocenu (ottnang–karpat?) w³¹cznie i koñczy³a siê wczeœniej na po³udniu, póŸniej w bardziej zewnêtrznych jednostkach. W jednostce œl¹skiej udokumentowana jest obecnoœæ osadów eggenburgu (zona nanoplanktonowa NN2). Na skutek ruchów tektonicznych, rozpoczêtych prawdopodobnie jeszcze we wczesnym miocenie, obszar na którym powstawa³y osady tego basenu wynurza³ siê i fa³dowa³ oraz ulega³ denudacji. Nastêpnie nast¹pi³o odk³ucie i rozci¹gniête w czasie, nasuwanie mas fliszowych ku pó³nocy, zapewne po³¹czone z dalszym fa³dowaniem. Na podstawie mezostruktur wydziela siê zwykle trzy g³ówne fazy deformacji, ró¿nie umiejscawiane w czasie (Aleksandrowski, 1985; Decker i in., 1997, 1999; Rubinkiewicz, 2000; Malata, 2002). Uskoki w utworach fliszowych s¹ ró¿nego wieku. Te tn¹ce struktury fa³dowe oraz nasuniêcia i z³uskowania s¹ m³odsze od fa³dowania i uwa¿aæ je mo¿na za niemal równowiekowe z okresem nasuwania, choæ czêœæ z nich ma prawdopodobnie starsze za³o¿enia. Z terenu Karpat znane s¹ jednak równie¿ odprê¿eniowe uskoki czwartorzêdowe. Miêdzy zakoñczeniem sedymentacji fliszowej (wczesny miocen) a czwartorzêdem na omawianym obszarze wystêpuje luka w sedymentacji osadów. Po sfa³dowaniu i wydŸwigniêciu Karpat mia³y miejsce co najmniej trzy fazy ruchów neotektonicznych (R¹czkowski i in., 1985). W okresach spokoju

30 w pliocenie i starszym czwartorzêdzie tworzy³y siê poziomy czêœciowego zrównania. W okresie aktywnoœci tektonicznej i zwi¹zanej z ni¹ wzmo¿onej dzia³alnoœci rzek by³y one rozcinane. Odniesienie powstania 100-metrowego poziomu zrównania do wczesnego czwartorzêdu (plejstocen dolny) powoduje, ¿e mo¿emy traktowaæ go jako rzeŸbê wyjœciow¹ dla analizy czwartorzêdo- wych zmian (Starkel, 1965, 1985). Poziom ten sk³ada³ siê z równiny tarasowej z resztkami pokrywy ¿wirowej (zachowanej w Chmielu) i póŸnodojrza³ej, falistej rzeŸby z d³ugimi podnó¿ami typu pedy- mentów, rozwiniêtymi szczególnie u podnó¿y grzbietów twardzielcowych. Podnoszenie tektoniczne z równoczesnymi rytmicznymi wahaniami klimatu (och³odzenie w glacja³ach i ocieplenie w interglacja³ach) by³y odpowiedzialne za etapowe pog³êbianie dolin przerywane akumulacj¹. W ten sposób na zboczach dolin powsta³y wyraŸne stopnie tarasowe. Najwy¿szy stopieñ tarasowy (wysoki) powsta³ w czasie zlodowaceñ po³udniowopolskich. Cokó³ tych tarasów wysokoœci 30–50 m ukszta³towa³ siê przed zlodowaceniem (choæ czêœæ ni¿szych coko³ów mog³a byæ obni¿ona w czasie póŸniejszego rozcinania). W interglacjale wielkim najprawdopodobniej nie mia³o miejsca kolejne rozcinanie. Rozcinanie coko³u musia³o mieæ zatem miejsce w czasie kolejnego cyklu klimatycznego (np. zlodowacenia Liwca i interglacja³u Zbójna), jeœli cokó³ ni¿szych tarasów (œrednich) le¿y na wysokoœci 10–18 m n.p. koryt rzecznych. Z³o¿one na nim aluwia zazêbiaj¹ siê z pokrywami stokowymi. Te ostatnie przykrywaj¹ te¿ wy¿sze tarasy. Rozcinanie rozpo- czê³o siê u schy³ku zlodowacenia Odry, gdy¿ w stropie obserwujemy przejœcie w pokrywy stokowe. Ze zlodowaceniem Warty i wczesnym vistulianem (zlodowaceniami pó³nocnopolskimi) nale¿y wi¹zaæ wyciêcie kolejnej rynny schodz¹cej niekiedy w dolinie Sanu 1–2 m poni¿ej obecnych koryt. Boczne doliny poprzeczne mia³y profil niewyrównany, schodowy. W czasie zlodowaceñ pó³nocnopolskich mia³o miejsce wype³nienie den dolin do poziomu 6–12 m. Z ostatniego zlodowacenia (piêtra zimnego) zachowa³o siê najwiêcej osadów i form œwiadcz¹cych o typie i tempie denudacji. Cienkie pokrywy zwietrzelinowe nie tylko na stokach wskazuj¹ na inten- sywn¹ denudacjê, w której niew¹tpliwie znaczn¹ rolê odgrywa³ wiatr. W plejstocenie w dorzeczu górnego Sanu dosz³o nie tylko do pog³êbiania dolin o 100 m, ale i obni¿enia stoków i garbów od kilku do 50 m, czego dowodem jest rzeŸba strukturalna grzêd i niecek na najmniej odpornych ogniwach fliszu. W póŸnym glacjale i holocenie wraz z wkraczaniem roœlinnoœci leœnej i ust¹pieniem zmarzliny, zmieni³o siê kr¹¿enie wód, które ³uguj¹ materia³ zwietrzelin i pokryw stokowych, a kr¹¿enie œród- pokrywowe ¿³obi kana³y sufozyjne na g³êbokoœci 0,5–1,5 m, prowadz¹c do odm³adzania odcinków Ÿród³owych form dolinnych i rozcz³onkowywania stoków (Czeppe, 1960; Starkel, 1960). Niesiona w czasie wezbrañ zawiesina sk³adana jest w dolinach o mniejszych spadkach.

31 Dzia³alnoœæ cz³owieka doprowadzi³a te¿ do powstania licznych nasypów drogowych. Po eks- ploatacji pozosta³y du¿e wyrobiska kamienio³omów w Lutowiskach, Polanie, Sêkowcu i Nasicznem. Wspó³czeœnie ci¹gle nadbudowywane s¹ sto¿ki nap³ywowe.

IV. PODSUMOWANIE

Efektem prac kartograficznych na terenie arkusza Lutowiska jest nowy obraz powierzchniowej budowy geologicznej, uzupe³niaj¹cy i uszczegó³awiaj¹cy dotychczasowe opracowania kartograficzne. Do najwiêkszych osi¹gniêæ nale¿¹: – stwierdzenie istnienia przed czo³em nasuniêcia Otrytu ³uski z wapieniami z Jas³a i wapieniami z Zagórza i zinterpretowanie jej jako najbardziej zewnêtrznej czêœci otryckiego regionu facjalnego (dotychczas seriê t¹ uwa¿ano za znacznie m³odsz¹ od poziomów wapieni stropow¹ czêœæ sukcesji leskiego regionu facjalnego); – stwierdzenie otryckiego charakteru wk³adki grubo³awicowych piaskowców z Kiczery Dydiowskiej (w warstwach nadotryckich); – znaczne zmiany w interpretacji struktury synkliny Moklika–Ostrego; – stwierdzenie nieopisanych dotychczas form ska³kowych w pasmie Ostrego; – znalezienie wielu nieopisanych dotychczas osuwisk w pasmie Otrytu. Problemem który wy³oni³ siê w trakcie prac kartograficznych i którego nie uda³o siê rozwi¹zaæ jest stosunek przedotryckiej ³uski z wapieniami z Jas³a i z Zagórza do analogicznie wykszta³conej serii piaskowcowo-³upkowej warstw kroœnieñskich dolnych (oraz kwestia czy ta ³uska przed³u¿a siê ku zachodowi). Równie¿ pewnych uzupe³nieñ wymaga rozpoznanie osadów czwartorzêdowych (nale¿y jednak zaznaczyæ i¿ jest to ich pierwsze kompleksowe opracowanie, a znaczna czêœæ obszaru nie posiada³a wcale skartowanych osadów czwartorzêdowych).

Kraków, 2006 r.

LITERATURA

Aleksandrowski P.,1985 — Tektonika regionu babiogórskiego: interferencja zachodnio- i wschodniokarpackich kierunków fa³dowych. Ann. Soc. Geol. Pol., 55, 3/4: 375–422. Badak J.,1965 — Promieniotwórczoœæ i bitumicznoœæ utworów serii menilitowej w otworze wiertniczym Zatwarnica IG-1. Kwart. Geol., 9, 4, 926–927. B ¹ k K., 2005 — Foraminiferal biostratigraphy of the Egerian flysch sediments in the Silesian nappe, Outer Carpathians, Polish part of the Bieszczady Mountains. Ann. Soc. Geol. Pol., 75, 1: 71–93.

32 Czeppe Z.,1960 — Zjawiska sufozyjne w glinach zboczowych górnej czêœci dorzecza Sanu. Biul. Inst. Geol., 150: 329–332. Decker K., Nescieruk P.,Reiter F.,Rubinkiewicz J.,Ry³ko W.,Tokarski A.K., 1997 — Heteroaxial shortening, strike-slip faulting and displacement transfer in the Polish Carpathians. Tectonics of the Polish Outer Car- pathians – Final Report, 4–14. Medusa Oil and Gas. Prz. Geol., 45, 10: 1070–1071. Decker K.,Tokarski A.K., Jankowski L.,Kopciowski R.,Nescieruk P.,Rauch M.,Reiter F., Œwierczewska A.,1999 — Structural development of Polish segment of the Outer Carpathians (eastern part). W: Decker K. i in. (eds.), 5th Carpathians Tectonic Workshop – Poprad–Szymbark, 5–9 June 1999, 26–29. Kraków. Doktor S.,Graniczny M.,Kucharski R.,Molek M.,D¹browska B.,1990 — Wg³êbna budowa geologiczna Karpat w œwietle kompleksowej analizy teledetekcyjno-geofizycznej. Prz. Geol., 38, 11: 469–476. Dzieniewicz M.,Kuœmierek J.,Potera J.,Semyrka R.,1978 — Perspektywy naftowe fa³du Suchych Rzek w œwietle badañ geochemicznych. Zesz. Nauk. AGH, Geologia, 4, 3: 37–52. Dziewañski J.,Starkel L.,1961 — Geneza i wiek terasy wysokiej w dolinie Sanu. Rocz. Pol. Tow. Geol., 31, 2–4: 475–476. Dziewañski J.,Starkel L.,1962 — Dolina Sanu miêdzy Solin¹ a Zwierzyniem w czwartorzêdzie. Pr. Inst. Geogr. PAN, 36. Dziewañski J.,Starkel L.,1967 — Slope covers on the middle terrace at Zabrodzie upon the San. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 1, 21–35. D¿u³yñski S.,Krysowska-Iwaszkiewicz M.,Oszast J.,Starkel L., 1968 — O staroczwartorzêdo- wych ¿wirach w Kotlinie Sandomierskiej. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 2; 63–76. D¿u³yñski S.,Radomski A.,Œl¹czka A.,1956 — Utwory wirowe w ³upkach fliszowych Karpat. Rocz. Pol. Tow. Geol., 26, 2: 107–125. Galarowski T.,1970 — Projektowany rezerwat przyrody nieo¿ywionej ko³o Chmiela nad Sanem w Bieszczadach. Chroñmy Przyr. Ojcz., 26, 4: 63–67. Garecka M.,2006 — Ekspertyza mikropaleontologiczna na podstawie nanoplanktonu wapiennego dla arkusza Lutowiska. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Garecka M.,Jugowiec M.,Malata T.,1999 — Nanoplankton wapienny dolnych warstw kroœnieñskich miêdzy Baligrodem a Leskiem. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 55: 123–124. Górka A.,Kuœmierek J.,1973 — Tektonika po³udniowych stoków Po³oniny Wetliñskiej na tle topograficznych po- miarów i obserwacji geomorfologicznych – Bieszczady. Zesz. Nauk. AGH 361, Geologia, 17:149–156. Gucwa I.,1972 — Wyniki badañ geochemicznych w odwiercie Suche Rzeki IG-1. Kwart. Geol., 16, 4: 1062–1063. Haczewski G.,1972 — Badania geologiczne miêdzy Smolnikiem a Mucznem w Bieszczadach. Kwart. Geol., 16,2: 488–489. Haczewski G.,1982 — O sedymentacji tzw. ³upków jasielskich. Spraw. z Pos. Komis. Nauk. PAN, 24: 235–236. Haczewski G.,1984 — Korlacja lamin w chronohoryzontach wapienia jasielskiego i wapienia z Zagórza (Karpaty Zewnêtrzne). Kwart. Geol., 28, 3/4: 675–688. Haczewski G.,1989 — Poziomy wapieni kokkolitowych w serii menilitowo-kroœnieñskiej – rozró¿nianie, korelacja i geneza. Ann. Soc. Geol. Pol., 59, 3–4: 435–523.

33 Haczewski G.,B¹k K.,1994 — Projekt prac geologicznych dla sporz¹dzenia Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, arkusze: Lutowiska (1066), Ustrzyki Górne (1068), DŸwiniacz Dolny (1069). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Haczewski G.,B¹k K.,Kukulak J.,Mastella L.,Rubinkiewicz J., 2000 — Objaœnienia do Szcze- gó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Ustrzyki Górne (1068). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Horwitz L.,1932 — Nowe przyczynki w sprawie podzia³u warstw kroœnieñskich. Spraw. PIG, 7, 2: 372–377. Horwitz L.,1936 — Geologia Centralnej Depresji Karpackiej na pn. od Lutowisk. Rocz. Pol. Tow. Geol., 12: 335–352. Jankowski L.,Œl¹czka A., 2000 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Jab³onki (1065). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Jucha S.,1957 — £upki jasielskie w Karpatach fliszowych. Prz. Geol., 5, 11: 521–525. Jucha S.,1958 — Contributions on Jas³o shaly limestones in the Polish Carpathians. Bull. Acad. Pol. Sc. Ser. Sc. Chim., 6, 11: 681–688. Jucha S., 1969 — £upki jasielskie, ich znaczenie dla stratygrafii i sedymentologii serii menilitowo-kroœnieñskiej (Karpaty fliszowe). Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN Oddz. w Krakowie, 52. Jucha S.,Kotlarczyk J.,1958 — Próba nowego podzia³u stratygraficznego serii menilitowej i warstw kroœnieñ- skich. Nafta, 14: 205–207. Jucha S.,Kotlarczyk J., 1961 — Seria menilitowo-kroœnieñska w Karpatach fliszowych. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, Oddz. w Krakowie, 4. Jugowiec M.,1996 — Biostratygrafia ³upków jasielskich okolic Sanoka na podstawie nanoplanktonu wapiennego. Prz. Geol., 44, 11: 1142–1144. Jugowiec-Nazarkiewicz M.,2006 — Nanoplankton wapienny. Badania dla arkusza Lutowiska SMGP 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Klimaszewski M.,1948 — Polskie Karpaty Zachodnie w okresie dyluwialnym. Pr. Wroc³. Tow. Nauk., Ser. B, 7: 1–233. Koszarski L.,¯ytko K.,1959 — Uwagi o rozwoju i pozycji stratygraficznej ³upków jasielskich w serii menilitowo-kroœnieñskiej Karpat Œrodkowych. Kwart. Geol., 3, 4: 996–1014. Koszarski L.,¯ytko K.,1961 — £upki jasielskie w serii menilitowo-kroœnieñskiej w Karpatach Œrodkowych. W: Z badañ geologicznych w Karpatach, 7: 87–232. Biul. Inst. Geol., 166. Królik R.,Kuœmierek J.,Lauterbach M.,Œwiêch Z.,1969 — O pozycji strukturalnej naturalnego wystêpo- wania gazu w Bieszczadach. Prz. Geol., 17, 5: 247–251. Królikowski B.,Muszyñski M.,1969 — Piêtrowa budowa fa³du Suchych Rzek na N od Po³oniny Caryñskiej. Prz. Geol., 17, 9: 437–441. Ksi¹¿kiewicz M.(red.), 1962 — Atlas Geologiczny Polski. Zagadnienia stratygraficzno-facjalne. 13. Kreda i starszy trzeciorzêd w starszych Karpatach zewnêtrznych. Inst. Geol., Warszawa. Kuœmierek J.,1968 — Pe³ny przekrój œródfa³dzia le¿¹cej jednostki Iwonicza na wschód od Cisnej. Spraw. z Pos. Kom. Nauk. PAN, Oddz. Kraków: 800–802. Kuœmierek J., 1979 — Deformacje grawitacyjne, nasuniêcia wsteczne a budowa wg³êbna i perspektywy naftowe przedpola jednostki dukielskiej w Bieszczadach. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN, 114. Kuœmierek J.,1988 — The problem of Palinspastic Reconstruction of Flysch Subbasins of the Carpathian Geosyncline. Bull. Pol. Acad. Sc., Earth Sc., 36, 1: 35–47.

34 Kuœmierek J.,1990 — Zarys geodynamiki centralno karpackiego basenu naftowego. Pr. Geol. Komis. Nauk. Geol. PAN Krak., 135. Malata T.,2002 — Strefa zaniku nasuniêæ œl¹sko-podœl¹skich. Rozprawa doktorska. Arch. Geol. Oddz. Karpackiego PIG–PIB, Kraków. Malata T.,Marciniec P.,Starkel L.,1997 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lesko (1058). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Marciniec P.,Zimnal Z.(red.), 2004 — Zatwarnica IG-1. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Narêbski W.,1956 — O diagenetycznych dolomitach ¿elazistych z Karpat fliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 26, 1: 29–50. Narêbski W.,1958 — Mineralogia i geochemiczne warunki genezy tzw. syderytów fliszu karpackiego. Arch. Mineral. 21, 1: 5–100. Olszewska B.,1984 — Interpretacja paleoekologiczna otwornic kredy i paleogenu polskich Karpat zewnêtrznych. Biul. Inst. Geol., 346: 7–62. Olszewska B.,2006 — Wyniki analizy paleontologicznej p³ytek cienkich dla arkusza Lutowiska (2.02.1066.00.2) SMGP 1:50 000. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Opolski Z.,1929 — Sprawozdanie z badañ geologicznych, wykonanych w r. 1928 na arkuszach Wola Michowa, Lisko, Ustrzyki górne. Pos. Nauk. PIG, 24: 10–11. Opolski Z.,1930 — Zarys tektoniki Karpat miêdzy Os³aw¹–£upkowem a Urokiem–Siankami. Spraw. PIG, 5, 3–4: 617–658. Opolski Z.,1931 — Sprawozdanie z badañ geologicznych, wykonanych w r. 1930 na arkuszach Lisko, Ustrzyki Dolne i Turka. Pos. Nauk. PIG, 30: 18–20. Opolski Z.,1933 — O stratygrafii warstw kroœnieñskich. Spraw. PIG, 7, 4: 565–631. Pêkala K., 1969 — Rumowiska skalne i wspó³czesne procesy morfogenetyczne w Bieszczadach Zachodnich. Ann. UMCS Sec. B, 24, 2: 47–98. Pêkala K.,1971a — Elementy rzeŸby przedczwartorzêdowej w dorzeczu górnego Sanu w Bieszczadach. Ann. UMCS Sec. B, 26: 217–230. Pêkala K.,1971b — The development of block fields in the Western Bieszczady. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 5: 191–198. Poprawa P.,Malata T., 2006 — Model póŸnojurajsko-wczesnomioceñskiej ewolucji tektonicznej Zachodnich Karpat Zewnêtrznych. Prz. Geol., 54, 12:1066–1080. R¹czkowski W.,Wójcik A.,Zuchiewicz W.,1985 — M³oda tektonika Karpat w œwietle analizy morfostruk- turalnej. Zesz. Nauk. AGH, 1037, Geologia, 11, 2: 37–83. Rubinkiewicz J.,2000 — Development of fault pattern in the Silesian Nappe: Eastern Outer Carpathians, Poland, Western Bieszczady Mountains. Geol. Quart., 44, 4: 391–404. Ry³ko W.,Tomaœ A.,1995 — Morphology of the consolidated basement of the Polish Carpathians in the light of the magnetotelluric data. Kwart. Geol., 39, 1: 1–16. Sikora W.,1959 — Uwagi o stratygrafii i paleogeografii warstw kroœnieñskich na przedpolu Otrytu miêdzy Szewczenkiem a Polan¹. Kwart. Geol., 3, 3: 569–582. Sikora W.,¯ytko K.,1961 — Jednostka skolska i centralne synklinorium karpackie miêdzy dolin¹ Strwi¹¿a a Dwer- nikiem w Bieszczadach. Przew. 34 Zjazdu PTG w Sanoku: 49–62. Skulich J.,2005 — Oznaczenia petrograficzne p³ytek cienkich, ark. Lutowiska. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa.

35 Starkel L.,1960 — Rozwój rzeŸby Karpat fliszowych w holocenie. Pr. Geogr., Inst. Geogr. PAN, 22. Starkel L.,1965 — Rozwój rzeŸby polskiej czêœci Karpat Wschodnich. Pr. Geogr. Inst.Geogr. PAN, 50, 1–157. Starkel L.,1972 — Karpaty Zewnêtrzne. W: M. Klimaszewski (red.), Geomorfologia Polski. 1. Polska po³udniowa – góry i wy¿yny. PWN, Warszawa: 52–115. Starkel L.,1985 — Controversial opinions on the role of tectonic movements and climatic changes in the Quaternary evolution of the Polish Carpathians. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 19, 45–60. Szczurowska J.,1965 — Analiza minera³ów ciê¿kich w otworze wiertniczym Zatwarnica IG-1. Kwart. Geol., 9,4: 925–926. Szczurowska J.,1972 — Minera³y ciê¿kie warstw dolnokroœnieñskich serii œl¹skiej z wiercenia Suche Rzeki IG-1 (Polskie Karpaty Wschodnie). Kwart. Geol., 16, 4: 1061–1062. Szyd³o A.,2006 — Otwornice osadów fliszowych wschodniej czêœci polskich Karpat zewnêtrznych na arkuszu Luto- wiska (SMGP 1:50 000). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Œl¹czka A.,¯ytko K.,1979 — Mapa Geologiczna Polski 1:200 000, ark. £upków. Inst. Geol., Warszawa. Œwidziñski H.,1958 — Mapa Geologiczna Karpat Polskich, czêœæ wschodnia. Wyd. Geol., Warszawa. Walter H.,1880 — Przekrój w œrodkowych Karpatach z Chyrowa przez Uherce, wêgierski grzbiet Bieszczad do Sturzy- cy. Kosmos, 5: 300–318. Wdowiarz S.,1985 — Niektóre zagadnienia budowy geologicznej oraz ropo- i gazonoœnoœci centralnego synklinorium Karpat w Polsce. Biul. Inst. Geol., 350: 5–52. Wieser T.,1972 — Charakterystyka petrograficzna odwiertu Suche Rzeki IG-1. Kwart. Geol., 16, 4: 1060–1061. Wójcik A.,Kopciowski R.,Malata T.,Marciniec P., Nescieruk P., 1996 Propozycja podzia³u jednostek litostra- tygraficznych polskich Karpat zewnêtrznych. W: Przew. 67. Zjazdu Pol. Tow. Geol., Szczyrk, 6–9 czerwiec 1996 r., Kraków: 209–215. Zuchiewicz W.,1985 Chronostratigraphy of Quaternary deposite of the Nowy S¹cz Basin (Polish West Carpathians). Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 19, 3–28. ¯giet J.,1980 — Uwagi o rozwoju i tektonice strefy otryckiej centralnej depresji karpackiej. Spraw. z Pos. Kom. Nauk. PAN Oddz. w Krakowie, 22, 1: 212–214. ¯ytko K.,1964 — Wstêpne wyniki wiercenia Zatwarnica IG-1 w Bieszczadach. Kwart. Geol., 8, 4: 982–983. ¯ytko K.,1968 — Budowa geologiczna Karpat miêdzy dorzeczem Strwi¹¿a a Wetlin¹ w Bieszczadach. Narod. Arch. Geol., Oddz. Karpacki PIG-PIB, Kraków. ¯ytko K.,1972a — Profil otworu wiertniczego Suche Rzeki IG-1 w Bieszczadach. Kwart. Geol., 16, 1: 1058. ¯ytko K., 1972b — Wyniki badañ strukturalnych uzyskane przy pomocy otworu wiertniczego Suche Rzeki IG-1 w Bieszczadach. Kwart. Geol., 16, 4: 1063–1064. ¯ytko K.,1997 — Electrical conductivity anomaly of the northern Carpathians and the deep structure of the orogen. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 25–43. ¯ytko K., 1999 — Korelacja g³ównych strukturalnych jednostek Karpat Zachodnich i Wschodnich. Pr. Pañst. Inst. Geol., 168. Analiza basenu trzeciorzêdowego Przedkarpacia: 135–164. ¯ytko K., Z.,1997 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Ustrzyki Dolne (1059). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.