Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza Tomaszowskiego (SE Polska)

Transkrypt

1 ANNALES UNIVERSITATIS MARIAE CURIE-SK ODOWSKA LUBLIN POLONIA VOL. LIV, 5 SECTIO B 1999 Zak³ad Geografii Regionalnej Instytut Nauk o Ziemi UMCS Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza Tomaszowskiego (SE Polska) The Sopot valley breach across the escarpment zone of Tomaszowskie Roztocze (SE Polska) Na problem genezy dolin prze³omowych oraz progów w ich korytach (Szum, Sopot, Jeleñ, Tanew) w po³udniowo-zachodniej strefie krawêdziowej Roztocza zwróci³o uwagê wielu badaczy: Nowak (1922), Samsonowicz (1925), Cha³ubiñska i in. (1954), Jahn (1956), Maruszczak i Wilgat (1956), Jaroszewski (1977), Buraczyñski (1984, 1997), Brzeziñska-Wójcik (1996, 1998). Nowak (1922) przypuszcza³, e szypoty dop³ywów Tanwi w strefie krawêdziowej Roztocza s¹ zwi¹zane z m³odymi przesuniêciami ska³ na linii krawêdzi. Podobnie Samsonowicz (1925) zwróci³ uwagê na bardzo m³ode zmiany tektoniczne w strefie po³udniowo-wschodniej krawêdzi Roztocza, bowiem Sopot g³êboko wcina siê w pokrywê osadów czwartorzêdowych na linii krawêdzi. Cha³ubiñska i in. (1954) po raz pierwszy opisali dolinê prze³omow¹ Sopotu, podaj¹c te azymuty szypotów. Okaza³o siê, e azymuty szypotów Sopotu koresponduj¹ z przebiegiem krawêdzi Roztocza Tomaszowskiego oraz nawi¹zuj¹ do jednego z pomierzonych wówczas systemów spêkañ (131, 135 ) w osadach badenu Góry Brzeziñskiej, po³o onej na NW od doliny. Jahn (1956) podkreœli³ zwi¹zek orientacji dolin prze³omowych oraz progów w ich korytach z azymutami spêkañ ciosowych w ska³ach kredowych, potwierdzaj¹c sugestie omnickiego (1898) i Malickiego (1935). Maruszczak i Wilgat (1956) wyszli od koncepcji,

2 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK i szypoty wytworzy³y siê w ska³ach trzeciorzêdowych, str¹conych brze nym uskokiem zewnêtrznym, a wspó³czesny Sopot wykorzysta³ starsze obni enie. W wyniku obni enia bazy erozyjnej natrafi³ na zagrzebane pod piaskami ska³y badenu, w które wci¹³ siê tworz¹c prze³om epigenetyczny. Jaroszewski (1977) podtrzyma³ powy szy pogl¹d uwa aj¹c, e dolina Sopotu prawdopodobnie wykorzystuje zatokê (paleodolinê) wytyczon¹ przez dwa du e poprzeczne uskoki normalno-przesuwcze (ryc. 1, 2). Buraczyñski (1984, 1997) nawi¹za³ do spostrze eñ Samsonowicza (1925) i twierdzi³, e trzy systemy teras, zachowane fragmentarycznie na zboczach doliny, œwiadcz¹ o trzykrotnych przejawach ruchów neotektonicznych u schy³ku vistulianu, w starszym holocenie i wspó³czesnie. Wyniki pomiarów kartometrycznych (Brzeziñska-Wójcik 1996, 1998) potwierdzi³y, e odcinek prze³omowy doliny Sopotu podlega wspó³czeœnie ruchom tektonicznym, zw³aszcza w strefach przeciêcia poprzecznego rowu Sopotu uskokami pod³u nymi nawi¹zuj¹cymi do uskoków starszych. Ryc. 1. Po³o enie prze³omowej doliny Sopotu Situation of the Sopot valley gorge

3 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza Wyniki szczegó³owego kartowania geologicznego i geomorfologicznego oraz pomiary spêkañ ciosowych w ska³ach kampanu i badenu pozwalaj¹ na przyk³adzie doliny Sopotu zweryfikowaæ niektóre dotychczasowe pogl¹dy na rozwój dolin w po³udniowo-zachodniej strefie krawêdziowej Roztocza. STRUKTURALNE UWARUNKOWANIA ROZWOJU PRZE OMOWEGO ODCINKA DOLINY SOPOTU Dolina Sopotu przecina poprzecznie po³udniowo-zachodni¹ strefê krawêdziow¹ Roztocza Tomaszowskiego (ryc. 1). Strefa ta odpowiada wa nej granicy geologicznej uwa anej za brzeg zapadliska przedkarpackiego. Uformowana zosta³a wzd³u linii tektonicznych (Ney 1969; elichowski 1974), nawi¹zuj¹cych do przebiegu po³udniowo-zachodniej krawêdzi platformy wschodnioeuropejskiej o charakterze wg³êbnej strefy uskokowo-przesuwczej o dominuj¹cej sk³adowej zrzutowej ( elichowski 1974, 1979). Uskoki normalne powsta³y w wyniku oddzia³ywania strefy kolizji karpackiej na jej przedpole i tektonicznego uruchomienia fragmentów strefy Teisseyre'a-Tornquista (Krzywiec, Pietsch 1996). Wspó³czesna budowa geologiczna, a tak e rzeÿba strefy krawêdziowej Roztocza uwarunkowane s¹ w du ym stopniu procesami, które zachodzi³y w laramijskim piêtrze strukturalnym. Od œrodkowej jury do górnej kredy, w miejscu wspó³czesnej po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roztocza, znajdowa³ siê basen sedymentacyjny (Niemczycka 1976; Krassowska 1978), zwany synklin¹ Urzêdów Narol zorientowan¹ NW SE (Ney 1969). W piêtrze m³odoalpejskim, w wyniku inwersyjnego dÿwigania œrodkowej czêœci niecki, ska³y kredowe zosta³y uformowane w p³askie brachyfa³dy (Cieœliñski i in. 1996). W efekcie zmian tektonicznych fa³dy zosta³y przeciête p³ytkimi uskokami pod- ³u nymi (NW SE) i poprzecznymi (NE SW) oraz uformowa³y siê rowy i pó³rowy, nawi¹zuj¹ce do paleozoicznego planu tektonicznego ( elichowski 1972, 1983; Po aryski 1974). W paleocenie obszar synklinorium zosta³ wydÿwigniêty, formuj¹c pó³nocno-wschodni sk³on wa³u metakarpackiego (Nowak 1927; Po³towicz 1998). Bardzo istotne znaczenie dla wspó³czesnego obrazu strukturalnego strefy krawêdziowej Roztocza mia³o tworzenie siê p³aszczowin Karpat zewnêtrznych i rozwój zapadliska przedkarpackiego (Krzywiec, Jochym 1997). Trzeciorzêdowe ruchy dÿwigaj¹ce odm³odzi³y paleozoiczne strefy uskokowe i rozcz³onkowa³y inwersyjny wa³ metakarpacki na ró nej wielkoœci bloki, do których w du- ym stopniu nawi¹zuje wspó³czesna rzeÿba strefy (Harasimiuk 1980). We wczesnym sarmacie nacisk przesuwaj¹cych siê p³aszczowin karpackich i g³êbokie ugiêcie cienkiej skorupy kontynentalnej spowodowa³y szybkie obni anie siê

4 86 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK zapadliska przedkarpackiego i wypiêtrzenie przedgórskie na pó³nocnym przedpolu zapadliska (Krzywiec, Jochym 1997). Ruchy te przyczyni³y siê do powstania antytetycznych stopni uskokowych, wyraÿnie oddzielaj¹cych zapadlisko przedkarpackie od wydÿwigniêtego Roztocza. Ostatecznie Roztocze zosta³o wydÿwigniête w œrodkowym sarmacie, wzd³u istniej¹cych wczeœniej uskoków NW SE (Jaroszewski 1977). W pliocenie, w wyniku izostatycznego wynoszenia przedgórza Karpat (Oszczypko 1997, 1999), Roztocze zosta³o rozbite na szereg nierównomiernie wyniesionych bloków, o ró nej wielkoœci i randze, oddzielonych przez poprzeczne rowy i pó³rowy oraz uskoki tektoniczne (Jaroszewski 1977). Z powodu odnawiania horyzontalnych przesuniêæ wzd³u uskoków g³êbokiego pod³o a (Brochwicz-Lewiñski, Po aryski 1986) poszczególne segmenty po³udniowo-zachodniej strefy strefy krawêdziowej (bloki) s¹ nierównomiernie dÿwigane lub obni ane do czasów wspó³czesnych (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996). Dolina Sopotu miêdzy Nowinami i Hamerni¹ prze³amuje siê przez fragment wzgórz zewnêtrznych po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roztocza Tomaszowskiego, wykorzystuj¹c zespó³ uskoków normalno-przesuwczych o orientacji SW NE. Dzieli on ten fragment strefy krawêdziowej na dwa segmenty: wzgórza Józefowa i wzgórza Nowin przesuniête wzglêdem siebie (ryc. 1, 2). Asymetryczny odcinek prze³omowy Sopotu rozpoczyna siê ko³o Nowin. Strome, lewe zbocze, u podnó a którego wystêpuj¹ Ÿród³a szczelinowe, jest zbudowane z gez kampanu dolnego. Licznie wystêpuj¹ca w nich fauna jest reprezentowana m.in. przez: Echinocorys cf. magnus Nietsch, Pholodomya decussata Mantell, Acanthoscaphites cf. quadrispinosus (Geinitz), Inoceramus cf. balticus Boehm, Limatula decussata (Münster), Atira cf. leavis (Nilsson), Lima sp. (Cieœliñski 1992). Gezy maj¹ barwê rdzawo ó³t¹ i jasnokremow¹; czêsto s¹ piaszczyste, niekiedy z glaukonitem. Ska³y kampanu nadbudowane s¹ piaskami kwarcowymi i kwarcowo-glaukonitowymi oraz blocznymi wapieniami facji organodetrytycznej, czêœciowo piaszczystymi górnego badenu i sarmatu (Areñ 1962), o charakterystycznych wielkoskalowych warstwowaniach skoœnych (Roniewicz, Wysocka 1997). Zbudowane s¹ przewa nie z okruchów kolonii krasnorostów i mszywio³ów. Zespo³y tych wapieni s¹ przedzielone przerostami mu³kowo-ilastymi, marglistymi lub laminowanymi mu³owcami wapiennymi. Wapienie zawieraj¹ sporadycznie makrofaunê, g³ównie gruboskorupowe ma³ e (ostrygi, Chlamys scabrella elegans) oraz zespo³y otwornic z³o one z przedstawicieli bentonicznych rodzajów: Asterigerina, Cibicides, Elphidium, Eponides, Miliolidae, Reussella i Textularia (Szczechura 1982). W korycie rzeki ³awice gez kampanu dolnego tworz¹ szypoty o przewa aj¹cych azymutach: i 1 30 oraz wysokoœci do 60 cm (ryc. 2). Poni ej Nowin dolina rozszerza siê. Kolejny fragment prze³omu rozpoczyna siê przy krawêdzi zewnêtrznej, na linii pagórów józefowskich. Ko³o leœni-

5 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza czówki w Hamerni dolina wcina siê w rozleg³y i p³aski poziom piaszczysty na g³êbokoœæ ponad 20 m, a spadek dna wzrasta do 27,9. Rzeka wcina siê w ska³y trzeciorzêdowe, tworz¹ce nieregularne progi o dominuj¹cych azymutach: i oraz i Wysokoœæ szumów wynosi 0,5 1,0 m (Brzeziñska-Wójcik 1998). Zbocza doliny s¹ strome (do 40 ) (Cha³ubiñska i in. 1954), zbudowane z wapieni organodetrytycznych (Musia³ 1987). W zboczu doliny, poni ej wodospadów Sopotu, ods³aniaj¹ siê i³y krakowieckie nachylone ku ENE (Jaroszewski 1977). Ingresjê otwartego morza sarmackiego umo liwi³o antytetyczne przechylenie stopnia nadkrawêdziowego wskutek synsedymentacyjnego dzia³ania uskoków pod³u nych. Na osady mu- ³owcowo-i³owcowe facji krakowieckiej sk³adaj¹ siê ciemnoszare i³y, i³y piaszczyste, mu³owce z laminami i wk³adkami piaskowców, w sp¹gu margle ilaste z faun¹ syndesminow¹ (Popielski 1994). ZWI ZEK ORIENTACJI SZYPOTÓW W KORYCIE SOPOTU ZE SPÊKANIAMI CIOSOWYMI W SKA ACH KAMPANU I MIOCENU Dotychczas uwa ano, e azymuty ( ) szypotów Sopotu nawi¹zuj¹ do przebiegu krawêdzi Roztocza Tomaszowskiego oraz do jednego z zespo³ów spêkañ (131, 135 ) w ska³ach badenu Góry Brzeziñskiej (Cha³ubiñska i in. 1954). Tak¹ orientacjê wodospadów potwierdzaj¹ te Maruszczak i Wilgat (1956) oraz Buraczyñski (1980/81, 1997). Maruszczak i Wilgat (1956) podjêli te próbê wyjaœnienia ich genezy, a Buraczyñski (1980/81, 1997), Jaroszewski (1994) i Brzeziñska-Wójcik (1997b, 1998) starali siê zbadaæ, dlaczego mimo up³ywu czasu geologicznego s¹ nadal œwie e. Autorzy ci sugeruj¹, w oparciu o wyniki badañ geomorfologicznych, geologicznych i kartometrycznych, neotektoniczn¹ aktywnoœæ poszczególnych segmentów strefy krawêdziowej. Szczegó³owe pomiary spêkañ ciosowych w gezach kampanu dolnego, ods³aniaj¹cych siê w korycie Sopotu ko³o Nowin, wskazuj¹ na istnienie zespo³u ortogonalnego pod³u nego i poprzecznego Ogólna orientacja szypotów w obrêbie ³awic gez kampanu dolnego mieœci siê rzeczywiœcie w klasie ( ), okreœlonej po raz pierwszy przez Cha³ubiñsk¹ i in. (1954). Spêkania ortogonalne pod³u ne stanowi¹ bowiem a 50,7% ogólnej liczby pomiarów, natomiast spêkania poprzeczne tylko 26,7%. Nasuwa siê zatem wniosek, e aktywizowane mog¹ byæ spêkania pod³u ne nawi¹zuj¹ce przebiegiem do uskoków pod³u nych (ryc. 2). Pomiary spêkañ ciosowych w wapieniach organodetrytycznych badenu górnego, ods³aniaj¹cych siê w odcinku prze³omowym (dolnym) poni ej Hamerni, wskazuj¹ na istnienie dwu zespo³ów. Pierwszy ( i ) nawi¹-

6 88 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK Ryc. 2. Geologia prze³omowego odcinka doliny Sopotu (bez osadów czwartorzêdowych) (zestawiono wed³ug: Jaroszewski 1977, Cieœliñski, Kubica i Rzechowski 1996) The geology of the Sopot breach valley (without Quaternary deposits) (compiled after: Jaroszewski 1977, Cieœliñski, Kubica and Rzechowski 1996) zuje do wyró nionego w gezach kampanu zespo³u ortogonalnego. Spêkania ortogonalne pod³u ne i poprzeczne stanowi¹ po 22,6% ogólnej liczby pomiarów. W tym systemie nie mo na zatem mówiæ o dominuj¹cej orientacji któregoœ ze spêkañ. Zespo³owi ortogonalnemu towarzyszy system diagonalny ( i ), w którym przewa a (29,1% ogólnej liczby pomiarów) orientacja poprzeczna (61 90 ). Orientacja pod³u na stanowi tylko 13,0% ogólnej liczby pomiarów. Istnienie w wapieniach organodetrytycznych badenu górnego tych dwu nak³adaj¹cych siê zespo³ów t³umaczy podkreœlan¹ wielokrotnie nieregular-

7 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza noœæ progów oraz du e zró nicowanie ich wysokoœci (0,5 1,0 m), uwarunkowane blocznoœci¹ wapieni. Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym g³êbokoœæ wciêcia doliny w tym odcinku s¹ zapewne diagonalne poprzeczne spêkania ciosowe. WSPÓ CZESNA AKTYWNOŒÆ TEKTONICZNA ODCINKA PRZE OMOWEGO Echem neogeñskich faz orogenicznych s¹ potomne ruchy neotektoniczne, którym podlegaj¹ mikrobloki po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roztocza. Wynikiem nierównomiernego, neotektonicznego dÿwigania bloków, powodowanego odnawianiem horyzontalnych przesuniêæ wzd³u uskoków g³êbszego pod³o a (Po aryski, Brochwicz-Lewiñski 1978), jest niezwykle urozmaicona wspó³czesna rzeÿba strefy (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996). Na wspó³czesne, ewentualnie niedawne ruchy wypiêtrzaj¹ce w obrêbie prze³omowych odcinków dolin strefy krawêdziowej, do których nale y te Sopot, zwracano uwagê od doœæ dawna (Nowak 1922; Samsonowicz 1925). Wynika³o to z faktu wyraÿnego wzrostu spadku dna koryta rzek na linii wystêpowania progów (szypotów) (ryc. 3). Nowak (1922) przyj¹³ ruch pionowy pod³o- a dla wyjaœnienia powstania szypotów na Tanwi. Samsonowicz (1925) badaj¹c dolinê Sopotu doszed³ do wniosku, e krawêdÿ zewnêtrzna ulega³a intensywnemu i sta³emu wznoszeniu i zapewne trwa to do czasów wspó³czesnych. Koncepcji tej przeciwstawi³ siê Sawicki (1933) argumentuj¹c, e istnienie ruchów tektonicznych w strefie krawêdzi musia³oby siê odbiæ na systemie rzecznym Roztocza. Jahn (1956) równie wysun¹³ pogl¹d, e wypuk³e profile rzek strefy krawêdziowej œwiadcz¹ o wzglêdnie du ej wspó³czesnej aktywnoœci tektonicznej. Maruszczak i Wilgat (1956) t³umaczyli wypuk³oœæ koryta i terasy nadzalewowej wtórnym zniekszta³ceniem, któremu uleg³ profil na skutek wspó³czesnego lub bardzo niedawnego nieznacznego i ograniczonego do niewielkiej przestrzeni ruchu wypiêtrzaj¹cego na linii uskoku brze nego. Do parametrów, które doœæ dobrze ilustruj¹ zale noœæ systemu rzecznego od ruchów pionowych, nale ¹: wspó³czynnik wyd³u enia dorzecza R e, kszta³tu doliny V f i krêtoœci krawêdzi S. Metody morfometryczne by³y stosowane wczeœniej dla obszarów górskich (Bull, McFadden 1977; Sroka 1992; Zuchiewicz 1995a, b), ale równie dla innych czêœci Roztocza (Brzeziñska-Wójcik 1996). Nie przypisuj¹c waloru œcis³oœci wymienionym metodom mo na na ich podstawie uzyskaæ przybli on¹ orientacjê co do zró nicowania dynamicznego w obrêbie doœæ jednorodnego geologicznie systemu. Wartoœci wskaÿników morfometrycznych (R e, V f i S) w dorzeczu Sopotu wskazuj¹ na du ¹ czwartorzêdow¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ prze³omowego odcinka doliny, zw³aszcza

8 Ryc. 3. Profil pod³u ny dna doliny Sopotu Longitudinal profile of the flood bottom of the Sopot valley gorge 90 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK

9 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza w strefach przeciêcia poprzecznego zespo³u uskoków Sopotu uskokami pod³u - nymi nawi¹zuj¹cymi do starszych stref nieci¹g³oœci (Brzeziñska-Wójcik 1996, 1997a). Za dÿwiganiem prze³omowego odcinka doliny Sopotu b¹dÿ jego czêœci przemawia ponadto du y spadek dna (27,9 ) oraz system teras erozyjnych. Dolina oddziela bloki strukturalne Nowin i Pardysówki, stanowi¹ce segmenty po³udniowo-zachodniej krawêdzi zewnêtrznej Roztocza Tomaszowskiego. Wartoœci wspó³czynnika wyd³u enia zlewni R e (>0,75) wskazuj¹ na s³ab¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ bloku Nowin. Wartoœci liniowego wspó³czynnika krêtoœci po- ³udniowo-zachodniej krawêdzi wzgórz nowiñskich S (1,2 1,6) sugeruj¹ wzglêdnie intensywnie podnoszenie krawêdzi wzd³u uskoku brze nego. Nieco s³abiej blok Nowin jest podnoszony od pó³nocy wzd³u poprzecznego uskoku Sopotu. Analiza obu wspó³czynników sk³ania do wniosku, e pó³nocna czêœæ bloku wykazuje brak aktywnoœci tektonicznej wzglêdnie bardzo s³ab¹, co potwierdzaj¹ wartoœci wskaÿnika V f (5,3; 7,1). Mo e to wynikaæ z nak³adania siê ruchów podnosz¹cych blok i prze³omowy odcinek doliny Sopotu. Blok Pardysówki sk³ada siê z kilku mniejszych bloków poprzesuwanych wzd³u uskoków poprzecznych. Dolina Sopotu s¹siaduje od pó³nocy z jego po³udniow¹, najbardziej aktywn¹ czêœci¹ (wed³ug wartoœci wskaÿnika R e ). PALEOGEOGRAFIA PRZE OMOWEGO ODCINKA DOLINY SOPOTU Po dolnobadeñskiej sedymentacji osadów piaszczystych i wapieni litotamniowych, w morzu siêgaj¹cym po wspó³czesn¹ krawêdÿ wewnêtrzn¹, nasili³a siê aktywnoœæ tektoniczna. W póÿnym badenie jej wynikiem by³o powstanie normalnych uskoków o orientacji NW SE o uk³adzie schodowym. Na powsta- ³ych w ten sposób zewnêtrznych krawêdziach przechylonych stopni (bloków) uskokowych nastêpowa³a sedymentacja wapieni. We wczesnym sarmacie sedymentacji osadów towarzyszy³a wzmo ona aktywnoœæ tektoniczna. Pole naprê- eñ zyskiwa³o okresami du ¹ sk³adow¹ poziom¹, w zwi¹zku z czym ulega³o reorientacji, co spowodowa³o rozwój zrzutowo-przesuwczych uskoków poprzecznych (Oszczypko 1996; Krzywiec, Pietsch 1996). Prawdopodobnie wówczas, w strefie dwu takich uskoków zaczê³a siê formowaæ dolina prze³omowa Sopotu (ryc. 2). Wed³ug Jaroszewskiego (1977) na zaplecze wzgórz Pardysówki wciska³y siê plastyczne i³y krakowieckie. Kurkowski (1998) natomiast sugeruje, e i³y te s¹ znacznie m³odsze, datowane na interglacja³ wielki (Butrym 1992). Wówczas, w warunkach synsedymentacyjnego zapadania siê dna zbiornika dolinnego nastêpowa³a akumulacja znacznej mi¹ szoœci mu³ków. Tak wiêc znalezione przez Jaroszewskiego (1977) i³y sarmackie (na zapleczu wzgórz Pardysówki) s¹ czwartorzêdowe. Prawdopodobne jest, e w czasie zlodowacenia ba³-

10 92 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK Ryc. 4. Elementy rzeÿby prze³omowego odcinka doliny Sopotu Relief elements of the Sopot valley breach tyckiego dolina zosta³a zasypana piaskami do wysokoœci terasy nadzalewowej, a wody wyp³ywaj¹c na obszar Kotliny Sandomierskiej utworzy³y rozleg³y i p³aski sto ek. Wspó³czesny Sopot wykorzysta³ dawne obni enie i wcinaj¹c siê w sto ek natrafi³ na zagrzebane pod piaskami ska³y badenu, w które siê wci¹³ tworz¹c prze³om epigenetyczny (Maruszczak, Wilgat 1956). U schy³ku vistulianu, w starszym holocenie i obecnie dolina nierównomiernie wcina³a siê w osady czwartorzêdowe i ska³y trzeciorzêdowe strefy krawêdziowej, na co wskazuj¹ terasy erozyjne (Buraczyñski 1984, 1997). Pomiary kartometryczne œwiadcz¹, e odcinek prze³omowy doliny Sopotu podlega wspó³czeœnie ruchom tektonicznym, zw³aszcza w strefach przeciêcia poprzecznych uskoków Sopotu usko-

11 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza kami pod³u nymi nawi¹zuj¹cymi do uskoków paleozoicznych (Brzeziñska-Wójcik 1996, 1997a, b). Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym istnienie szypotów w korycie odcinka prze³omowego doliny Sopotu s¹ spêkania ciosowe. W strefie szypotów zbudowanych z gez kampanu dolnego aktywizowane s¹ spêkania pod³u ne nawi¹zuj¹ce przebiegiem do uskoków pod³u nych (ryc. 2, 3). W strefie szypotów w wapieniach organodetrytycznych badenu nak³adaj¹ siê dwa zespo³y spêkañ, co t³umaczy podkreœlan¹ wielokrotnie nieregularnoœæ progów oraz du e zró nicowanie ich wysokoœci, uwarunkowane blocznoœci¹ wapieni. Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym g³êbokoœæ wciêcia doliny w tym odcinku s¹ zapewne diagonalne poprzeczne spêkania ciosowe. Prze³omowa dolina Sopotu jest jedyn¹ na Roztoczu, w której rozwijaj¹ siê wspó³czesne procesy osuwiskowe. Rozwijaj¹ siê one poni ej drugiej serii szypotów, na zboczach doliny, w strefie kontaktu i³ów sarmackich z wapieniami badenu przykrytymi piaskami wydmowymi (ryc. 4). Szereg osuwisk wystêpuje zw³aszcza po lewej stronie doliny, gdzie ods³aniaj¹ siê i³y sarmackie, poni ej po³udniowo-zachodniej krawêdzi wzgórz nowiñskich, która jest wspó³czeœnie wzglêdnie intensywnie podnoszona. Osuwiska mo na nazwaæ dolinnymi, sufozyjnymi, bowiem najczêœciej wystêpuj¹ w niszach Ÿródliskowych. Problem genezy osuwisk i ich natury wymaga jednak dalszych szczegó³owych badañ. LITERATURA A r e ñ B. 1962: Miocen Roztocza Lubelskiego miêdzy Sann¹ a Tanwi¹. Prace Inst. Geol., 30: Brochwicz-Lewiñski W., Po aryski W. 1986: Ewolucja rowu œrodkowopolskiego w permie i meozozoiku i kenozoiku. Materia³y sympozjum: Historia ruchów tektonicznych na ziemiach polskich. Cykl alpejski. Kraków: 8 9. Brzeziñska-Wójcik T. 1996: Wp³yw budowy geologicznej na rozwój rzeÿby Roztocza Tomaszowskiego i Rawskiego. Praca doktorska (niepubl.) Arch. Bibl. G³ównej UMCS, Lublin: Brzeziñska-Wójcik T. 1997a: Aktywnoœæ tektoniczna strefy krawêdziowej Roztocza Tomaszowskiego w œwietle wskaÿników morfometrycznych (Tectonic activity of the escarpment zone of Tomaszowskie Roztocze in the light of morphometric coefficients). Ann. UMCS, B, 52: Brzeziñska-Wójcik T. 1997b: Topolineamenty strefy krawêdziowej Roztocza Tomaszowskiego i ich zwi¹zek z planem strukturalnym pod³o a (Topolineaments of the escarpment zone of the Tomaszowskie Roztocze and their connection with the structural plan of bedrock). Ann. UMCS, B, 52: Brzeziñska-Wójcik T. 1998: The dependence of relief on tectonics in the South-West Escarpment zone of Tomaszowskie Roztocze (SE Poland). Landform Analysis.

12 94 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK B u l l W. B., M c F a d d e n L. D. 1977: Tectonic geomorphology north and south of the Garlock fault, California. [W:] Geomorphology in arid regions. Binghamton symposia in geomorphology, ed. D. O. Doehring, 8: Buraczyñski J. 1955: Morfologia dorzecza Szumu. Arch. Zak³. Geogr. Fiz. UMCS, Lublin: Buraczyñski J. 1980/81: Development of Valleys in the Escarpment Zone of the Roztocze. Ann. UMCS, B, 35/36: Buraczyñski J. 1974: Zarys geomorfologii Roztocza Rawskiego. (Essai géomorphologique du Roztocze Rawskie). Ann. UMCS, Lublin, B, 29 (1976): Buraczyñski J. 1984: Wp³yw tektoniki na rozwój dolin strefy krawêdziowej Roztocza (The influence of neotectonics on development of valleys of the escarpment zone of the Roztocze). Roczn. Pol. Tow. Geol., 54, 1/2: Buraczyñski J. 1997: Roztocze. Budowa rzeÿba krajobraz (Geology, Relief and Lanscape of Roztocze Upland). ZGR UMCS, Lublin: B u t r y m J. 1992: Wyniki datowañ termoluminescencyjnych próbek osadów czwartorzêdowych z ark. Józefów Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : Arch. Przeds. Geol., Kielce. Cha³ubiñska A., Kêsik A., Maruszczak H., Wilgat T. 1954: Przewodnik wycieczki po Roztoczu. Przew. V Zj. Pol. Tow. Geogr., Lublin. C i e œ l i ñ s k i S. 1992: Ekspertyza stratygraficzna z osadów kredy górnej ark. Krasnobród. Materia³y rêkopiœmienne. Arch. Przeds. Geol., Kielce. C i e œ l i ñ s k i S., W y r w i c k a K. 1970: Kreda obszaru lubelskiego. Przew. XLII Zjazdu Pol. Tow. Geol., Lublin, : C i e œ l i ñ s k i S., K u b i c a B., R z e c h o w s k i J. 1996: Mapa geologiczna Polski. 1: Tomaszów Lubelski, Do³hobyczów. B Mapa bez utworów czwartorzêdowych. Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A., Warszawa. H a b e r M. 1989: Dwa przekroje geofizyczne SW NE w rejonie Che³ma Lub. Kwart. Geol., 33, 3/4: Harasimiuk M. 1980: RzeŸba strukturalna Wy yny Lubelskiej i Roztocza. Rozpr. hab. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin: J a h n A. 1956: Wy yna Lubelska. RzeŸba i czwartorzêd (Geomorphology and Quaternary history of Lublin Plateau). Prace Geogr. PAN, Warszawa, 7: J a r o s i ñ s k i M. 1994: Pomiary kierunków naprê eñ skorupy ziemskiej w Polsce na podstawie analizy breakouts (Measurement of directions of recent lithosphere stress in Poland based on breakouts analysis). Prz. Geol., 42, 12: J a r o s i ñ s k i M. 1997: The recent stress field at the edge of the Polish part of the East European Platform. Journal Geophysics, 19: J a r o s z e w s k i W. 1977: Sedymentacyjne przejawy mioceñskiej ruchliwoœci tektonicznej na Roztoczu Œrodkowym (Sedimentary evidence for Miocene tectonic activity in the Central Roztocze). Prz. Geol., 25, 8 9: J a r o s z e w s k i W. 1994: Neotektonika i ruchy wspó³czesne. [W:] Tektonika, red. R. Dadlez, W. Jaroszewski. PWN, Warszawa: K o w a l s k i W. C., L i s z k o w s k i J. 1972: Wspó³czesne pionowe ruchy skorupy ziemskiej w Polsce na tle jej budowy geologicznej (The dependence between the recent vertical

13 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza movements of the Earth crust in Poland and its geological structure). Biul. Geol. UW, Warszawa, 14: K r a s s o w s k a A. 1978: Analiza paleotektoniczna strefy Bi³goraj Cieszanów w kredzie. Kwart. Geol., 22, 4: K r z y w i e c P., J o c h y m P. 1997: Charakterystyka mioceñskiej strefy subdukcji Karpat Polskich na podstawie wyników modelowañ ugiêcia litosfery (Characteristics of the Miocene subduction zone of the Polish Carpathians: results of flexural modelling). Prz. Geol., 45, 8: K r z y w i e c P., P i e t s c h K. 1996: Zmiennoœæ stylu tektonicznego i warunków sedymentacji na obszarze zapadliska przedkarpackiego miêdzy Krakowem a Przemyœlem w œwietle interpretacji regionalnych profili sejsmicznych (Tectonics and depositional conditions of the Carpathian Foredeep Basin between Kraków and Przemyœl as a result of regional seismic profiles). Zesz. Nauk AGH, Geologia, 22: K u r k o w s k i S. 1998: Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : Arkusz Józefów (927). Wyd. PIG, Warszawa: o m n i c k i A. M. 1898: Atlas geologiczny Galicji. Tekst do zeszytu 10, cz. 2. Kraków. M a l i c k i A. 1935: Spêkania kredy na pó³nocnem Roztoczu. Czas. Geogr., 13, Lwów: M a l i n o w s k i J. 1977: Wp³yw neotektoniki na zmiany stosunków hydrogeologicznych Roztocza. Kwart. Geol., 21, 1: M a l i n o w s k i J. 1993: Warunki hydrogeologiczne Roztocza w œwietle tektoniki. [W:] Tektonika Roztocza i jej aspekty sedymentologiczne, hydrogeologiczne i geomorfologiczno- -krajobrazowe, red. M. Harasimiuk, J. Krawczuk, J. Rzechowski. Wyd. TWWP, Lublin: Maruszczak H., Wilgat T. 1956: RzeŸba strefy krawêdziowej Roztocza Œrodkowego (Le rélief de la zone lisiére du Roztocze Central). Ann. UMCS, Lublin, B, 10: M i c h a l c z y k Z., Z i e l i ñ s k a B. 1996: ród³a w zlewni górnego Sopotu. [W:] ród³a Roztocza, red. Z. Michalczyk, Wyd. UMCS, Lublin: M u s i a ³ T. 1987: Miocen Roztocza (Polska po³udniowo-wschodnia). Biul. Geol., 31: N e y R. 1969: Piêtra strukturalne w pó³nocno-wschodnim obramowaniu zapadliska przedkarpackiego (Structural stages in the North-Eastern border of the Carpathian Fore-deep). Prace Geol. PAN Oddz. Krakow., 53: N i e m c z y c k a T. 1976: Jura górna na obszarze wschodniej Polski (miêdzy Wis³¹ a Bugiem). Prace Inst. Geol., 77. N o w a k J. 1922: Z wycieczki na Narolszczyznê. Ziemia, 7: N o w a k J. 1927: Zarys tektoniki Polski. II Zjazd Stow. Geogr. i Etnogr. w Polsce, Kraków. Oszczypko N. 1996: Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego (The Miocene dynamics of the Carpathian Foredeep in Poland). Prz. Geol., 44, 10: Oszczypko N. 1997: The Early-Middle Miocene Carpathian Peripheral foreland basin (Western Carpathian, Poland). Prz. Geol., 45, 10: Oszczypko N. 1999: Przebieg mioceñskiej subsydencji w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego (The Miocene subsidence of the Polish Carpathian Foredeep). Prace PIG, 168: P o ³ t o w i c z S. 1998: Dolnosarmacka delta Szczurowej na tle ewolucji geologicznej przedgórza Karpat (The Lower sarmatian delta of Szczurowa on the background of the Carpathian Foreland geological evolution). Kwart. AGH, 24, 3:

14 96 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK Popielski W. 1994: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Tereszpol (893), 1 : Wyd. PIG, Warszawa, tab. II: Po aryski W. 1974: Obszar œwiêtokrzysko-lubelski. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, cz. I. Wyd. Geol., Warszawa: Po aryski W., Brochwicz-Lewiñski Z. 1978: On the Polish Trough. Geologie en Mijanouw, 50: R o n i e w i c z P., W y s o c k a A. 1997: Przyk³ady cyklicznoœci sedymentacji w utworach miocenu Roztocza. Prz. Geol., 45, 8: R ü h l e E. 1976: Dynamika litosfery na obszarze Polski w okresie m³odoalpejskiego piêtra strukturalnego. Mater. I Kraj. Symp. Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. t. II, Wyd. Geol., Warszawa: Samsonowicz J. 1925: Szkic geologiczny okolic Rachowa nad Wis³¹ oraz transgresje albu i cenomanu. Sprawozd. Pol. Inst. Geol., 3: S a w i c k i L. 1933: Morena denna zlodowacenia starszego od nasuniêcia Cracovien (L3) w Huszczce Wielkiej ko³o Skierbieszowa. Roczn. Pol. Tow. Geol., 9: S r o k a W. 1992: Czwartorzêdowa aktywnoœæ Sudeckiego Uskoku Brze nego w œwietle analizy morfometrycznej. [W:] Neotektoniczne aspekty rozwoju geomorfologicznego dolin rzecznych i sto ków aluwialnych w strefie Sudeckiego Uskoku Brze nego. Przew. konf. teren : Szczechura J. 1982: Middle Miocene foraminiferal biochronology and ecology of SE Poland. Acta. Paleont. Polonica, 27: 1 4. Wyrzykowski T. 1971: Map of recent absolute velocities of vertical movements of the earths crust surface on the territory of Poland 1 : Inst. Geod. Kartogr., Warszawa. Z u c h i e w i c z W. 1995a: Neotektonika polskich Karpat zewnêtrznych w œwietle wybranych parametrów morfometrycznych. Prz. Geol., 43, 7: Z u c h i e w i c z W. 1995b: Neotectonic tendencies in the Polish Outer Carpathians in the light of some river valley parameters. Studia Geomorph. Carpatho-Balcan., 29: e l i c h o w s k i A. M. 1972: Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Inst. Geol. Biul., 263: e l i c h o w s k i A. M. 1974: Obszar radomsko-kraœnicki. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, I: e l i c h o w s k i A. M. 1979: Przekrój geologiczny przez brze n¹ czêœæ platformy prekambryjskiej na obszarze lubelsko-podlaskim (bez kenozoiku). Kwart. Geol., 23, 2. e l i c h o w s k i A. M. 1983: Mapa tektoniczna 1 : Tab. 43. [W:] Atlas geologiczno- -surowcowy obszaru lubelskiego, red. S. Koz³owski, A. M. elichowski, Wyd. Inst. Geol., Warszawa.

15 Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza SUMMARY The Sopot river valley cuts across the south-western escarpment zone of the Tomaszów Roztocze. The zone corresponds to an important geological boundary regarded as the edge of the Carpathian Foredeep. The Sopot valley uses a SW NE oriented normal fault. It divides a fragment of the escarpment zone into two sections: the Józefów Hills and the Nowin Hills. The Sopot gap consists of an upper breach course in the outcrop zone of Kampanian gaizes, and a lower course at the foot of the outer edge in the outcrop zone of Badenian limestones. In the geological past, the Sopot valley was repeatedly modelled by both external and internal factors. The present picture of its geological structure has been shaped by tectonic movements of the Alpine orogenesis, as well as by erosion and accumulation processes in the Quaternary. Cartometric measurements show that the Sopot valley is currently undergoing tectonic movements, particularly in the zones where the transverse Sopot faults cut across the NW SE longitudinal faults corresponding to faults in the Palaeozoic. It is also in those zones that steps (steep rapids) occur in the valley-bed. Joint fissures are an important factor conditioning the occurrence of steep rapids in the bed of the gap tract of the Sopot valley. In the zone of steep rapids built of Kampanian gaizes, longitudinal fissures are activated, with patterns corresponding to longitudinal faults. In the steep rapids zone in detritical limestones of the Badenian, two fissure groups overlap, which explains the repeatedly indicated irregularity of the steps and a large differentiation of their heights, caused by blockness of the rocks. Diagonal transverse joint fissures must be a significant factor conditioning the depth of the valley incision. Beneath the other steep rapids series, on the valley sides, current landslide processes are developing in the contact zone of Sarmatian clays and Badenian limestones covered with dune sands. A number of landslides occur on the left side of the valley, where Sarmatian clays crop out.