Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... w œwietle wybranych wskaÿników morfometrycznych

ANNALES UNIVERSITATIS MARIAE CURIE-SK ODOWSKA LUBLIN POLONIA VOL. LIV, 1 SECTIO B 1999 Zak³ad Geografii Regionalnej Instytut Nauk o Ziemi UMCS Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska) w œwietle wybranych wskaÿników morfometrycznych Tectonic activity of the upper Wieprz river basin (SE Poland) in the light of selected morphometric coefficients PO O ENIE Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... Dorzecze górnego Wieprza, pod wzglêdem fizjograficznym, znajduje siê w strefie Wy yn Polskich i Ukraiñskich, na pograniczu trzech makroregionów: Roztocza, Wy yny Lubelskiej i Wy yny Wo³yñskiej (Kondracki 1994). Po³udniowo-zachodnia czêœæ dorzecza nale y do pó³nocno-wschodniej czêœci Roztocza Zachodniego (Jahn 1954; Cha³ubiñska, Wilgat 1954) zwanego tak e Gorajskim (Maruszczak 1972) lub Szczebrzeszyñskim (Buraczyñski 1995), a œrodkowa i po³udniowo-wschodnia czêœæ znajduje siê w pó³nocnej czêœci Roztocza Œrodkowego (Jahn 1954; Cha³ubiñska, Wilgat 1954) zwanego tak e Tomaszowskim (Maruszczak 1972; Buraczyñski 1995). Pó³nocny fragment dorzecza górnego Wieprza (na pó³noc od Szczebrzeszyna) nale y do Pado³u Zamojskiego (Jahn 1954; Cha³ubiñska, Wilgat 1954) zwanego tak e Kotlin¹ Zamojsk¹ (Maruszczak 1972) wchodz¹c¹ w sk³ad Wy yny Lubelskiej (ryc. 1). Fragment dorzecza wysuniêty najbardziej na pó³nocny wschód nale y do Grzêdy Sokalskiej w obrêbie Wy yny Wo³yñskiej (Maruszczak 1972). Najwy szy punkt dorzecza wznosi siê 386 m n.p.m. (Wapielnia), a najni - szy 219 m n.p.m. Deniwelacja wynosi 167 m. WskaŸnik urzeÿbienia dorzecza

14 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA wynosi 0,008 i jest ni szy w porównaniu ze wspó³czynnikami urzeÿbienia roztoczañskiej czêœci dorzecza Tanwi (0,01) i So³okiji (0,01). Ryc. 1. Po³o enie dorzecza górnego Wieprza Situation of the upper Wieprz river basin BUDOWA GEOLOGICZNA I RZE BA Pod wzglêdem geologicznym, dorzecze górnego Wieprza znajduje siê w strefie oddzielaj¹cej wschodnioeuropejsk¹ platformê prekambryjsk¹ od obszaru fa³dowañ paleozoicznych (Znosko 1962; elichowski 1972). Po³o enie dorzecza w tak wa nej strefie zadecydowa³o o jego rozwoju geologicznym we wszystkich piêtrach strukturalnych (Po aryski 1974), a tak e w du ym stopniu

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 15 o cechach rzeÿby (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996; Brzeziñska- Wójcik, Superson 2001). Dla wspó³czesnego obrazu budowy geologicznej, a tak e rzeÿby dorzecza górnego Wieprza najistotniejsze znaczenie mia³y procesy, które zachodzi³y w laramijskim piêtrze strukturalnym. W jurze œrodkowej oœ subsydencji rowu lubelskiego przesunê³a siê na NE (wspó³czesne po³udniowo-zachodnie krañce Roztocza) (Po aryski, Brochwicz- Lewiñski 1979) i w miejscu wspó³czesnego dorzecza górnego Wieprza uformowa³ siê basen sedymentacyjny osadów wêglanowych (Niemczycka 1976; Krassowska 1978), zwany synklin¹ Urzêdów Narol zorientowan¹ NW SE (Ney 1969; elichowski 1972). W laramijskim piêtrze strukturalnym tektonika blokowa uaktywni³a i odm³odzi³a elementy strukturalne pod³o a paleozoicznego. Z koñcem mezozoiku obszar dorzecza Wieprza znalaz³ siê w strefie po³udniowo-zachodniego sk³onu niecki lubelskiej (Po aryski 1974). W wyniku inwersyjnego dÿwigania i kompresji tektonicznej œrodkowej czêœci niecki, w piêtrze m³odoalpejskim, ska³y kredowe zosta³y zdeformowane w niewielkie, p³askie brachyfa³dy (Cieœliñski i in. 1996) oraz przeciête p³ytkimi uskokami pod³u nymi (NW SE) i poprzecznymi (NE SW). Wówczas tak e uformowa³y siê rowy i pó³rowy, nawi¹zuj¹ce przebiegiem (NW SE) do paleozoicznego planu tektonicznego (Ney 1969; elichowski 1972, 1983; Po aryski 1974). W paleocenie obszar dorzecza zosta³ wydÿwigniêty, stanowi¹c czêœæ wa³u metakarpackiego (Nowak 1927; Po³towicz 1998). W œrodkowym eocenie (GaŸdzicka 1994) pó³nocny basen morski obj¹³ wschodni¹ czêœæ dorzecza Wieprza (Kasiñski i in. 1993). Bardzo istotne znaczenie dla wspó³czesnego obrazu strukturalnego roztoczañskiej czêœci dorzecza Wieprza mia³y procesy zwi¹zane z tworzeniem siê p³aszczowin Karpat zewnêtrznych i rozwojem zapadliska przedkarpackiego (Krzywiec, Jochym 1997). Trzeciorzêdowe ruchy dÿwigaj¹ce odm³odzi³y paleozoiczne strefy uskokowe i rozcz³onkowa³y inwersyjny wa³ metakarpacki (zr¹b Roztocza) na ró nej wielkoœci bloki stanowi¹ce charakterystyczny rys wspó³czesnej rzeÿby dorzecza Wieprza (Harasimiuk 1980). Trzeciorzêdowa (baden) transgresja morska objê³a czêœciowo (od po³udniowego zachodu) dorzecze (Areñ 1962; Bielecka 1967), pozostawiaj¹c p³ytkowodne utwory okruchowe i wêglanowe (Musia³ 1987). Równoczeœnie, w wyniku tektoniki synsedymentacyjnej, odnowione zosta³y starsze uskoki NW SE (Jaroszewski 1977; Krzywiec, Pietsch 1996). Od schy³ku trzeciorzêdu do wczesnego plejstocenu obszar wspó³czesnego dorzecza podlega³ procesom erozji i denudacji (Po³towicz, Starczewska-Popow 1973; Alexandrowicz 1991). W pliocenie, w wyniku izostatycznego wynoszenia przedgórza Karpat (Oszczypko 1997, 1999), obszar dorzecza móg³ byæ ponownie aktywizowany tektonicznie (Jaroszewski 1977). Rozwija³y siê wówczas poziomy zrównañ (Jahn 1956; Jaroszewski 1977) oraz procesy krasowe (Harasimiuk i in. 1969, 1971).

16 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA W obrazie geologicznym wspó³czesnego dorzecza górnego Wieprza najwyraÿniej czytelny jest pó³nocny kraniec d³ugiej, asymetrycznej, rozp³aszczaj¹cej i zanikaj¹cej ku pó³nocnemu zachodowi, brachyantykliny Krasnobrodu, zbudowanej ze ska³ mastrychtu w facji opok, opok marglistych i margli (ryc. 2). J¹dro brachyantynkliny buduj¹ opoki margliste i margle mastrychtu dolnego ni szego, a skrzyd³a opoki mastrychtu dolnego wy szego. Od wschodu brachyantyklina jest obciêta zespo³em pod³u nych uskoków normalnych górnego Wieprza i Kryniczanki, nawi¹zuj¹cych do g³êbokich uskoków tn¹cych ska³y paleozoiku. Brachyantyklina jest zdeformowana przez p³ytkie uskoki ekstensyjne. Zachodnia czêœæ dorzecza znajduje siê w obrêbie p³askiej brachysynkliny Obrocz Stanis³awów, zbudowanej ze ska³ mastrychtu dolnego ni szego w facji gez i gez marglistych. Ska³y miocenu (wapienie rafowe, detrytyczne i glonowe badenu górnego), prawie zupe³nie zniszczone przez erozjê, wystêpuj¹ w strefie dzia³u wodnego Wieprza i Tanwi (ostañce ko³o Tereszpola) oraz na dziale wodnym Wieprza i Tanwi (ostaniec Wapielni) (Cieœliñski i in. 1996) (ryc. 2). WyraŸnie zarysowuj¹ce siê struktury antyklinalne i synklinalne nie odegra- ³y jednak istotnej roli w rozwoju morfologicznym dorzecza. Wynika to z niewielkiej zmiennoœci litologicznej osadów oraz niewielkich upadów. Istotniejszy wp³yw na rozwój rzeÿby dorzecza zdaj¹ siê mieæ rowy i pó³rowy tektoniczne oraz liczne uskoki pod³u ne o przebiegu NW SE i uskoki poprzeczne o orientacji SW NE oraz zespo³y spêkañ ciosowych. Rowy i pó³rowy tektoniczne oraz uskoki poprzeczne i pod³u ne dziel¹ obszar dorzecza na szereg nierównomiernie wyniesionych bloków o ró nej wielkoœci (ryc. 2). Z powodu odnawiania horyzontalnych przesuniêæ wzd³u uskoków g³êbokiego pod³o a (Brochwicz- Lewiñski, Po aryski 1986) bloki s¹ nierównomiernie dÿwigane (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996). Ogólny obraz tektoniki obszaru jest wynikiem ruchów mioceñskich (Jaroszewski 1977). W czwartorzêdzie, zdaniem Baranieckiej (1983), szczególne nasilenie ruchów tektonicznych mia³o miejsce w eoplejstocenie (na granicy zlodowacenia otwocka i interglacja³u celestynowa, zlodowacenia narwi oraz podczas interglacja³u ferdynandowa i na pocz¹tku interglacja³u mazowieckiego). W neoplejstocenie i holocenie Roztocze podlega³o ruchom pionowym o amplitudzie od +50 do +100 m (Rühle 1976). Wed³ug Wyrzykowskiego (1971), Kowalskiego i Liszkowskiego (1972) wartoœæ wspó³czesnych ruchów podnosz¹cych obszar dorzecza Wieprza wynosi od 0,5 do 1,0 mm/rok. W pó³nocno-wschodniej czêœci dorzecza (w strefie roz³amu paleozoicznego) mog¹ siê wspó³czeœnie zaznaczaæ tendencje do regionalnej mobilnoœci tektonicznej (ruchów podnosz¹cych) (Haber 1989). Rozk³ad wspó³czesnego pola naprê eñ w obrêbie paleozoicznego kompleksu Lubelszczyzny wskazuje na dzia³anie prostej kompresji zorientowanej N S (Jarosiñski 1994, 1997). Przejawy m³odej tektoniki potomnej

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 17 Ryc. 2. Geologia (bez osadów czwartorzêdowych) (wed³ug Cieœliñskiego i in. 1994; Buraczyñskiego i Supersona 1994; Kurkowskiego 1994; Marsza³ka i in. 1994; Popielskiego 1994) Geology (without Quaternary deposits) (compiled after: Cieœliñski et al. 1994, Buraczyñski, Superson 1994, Kurkowski 1994, Marsza³ek et al. 1994, Popielski 1994) obserwuje siê tak e wspó³czeœnie w zjawiskach hydrologicznych (Malinowski 1993), w deformacjach profili pod³u nych rzek, zmianach w rozwiniêciu koryt rzecznych oraz zmianach charakteru i mi¹ szoœci aluwiów (Buraczyñski, Brzeziñska-Wójcik 1995; Buraczyñski 1997), a tak e w rozwoju dolin zawieszonych (Jahn 1956), asymetrii kszta³tu doliny i rozwoju sto ków nap³ywowych (Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001).

18 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA METODA BADAÑ Do parametrów, które nieÿle ilustruj¹ zale noœæ systemu rzecznego od skali pionowych ruchów wypiêtrzaj¹cych, nale ¹: wspó³czynnik wyd³u enia dorzecza R e i krêtoœci krawêdzi S. Metody te by³y stosowane wczeœniej dla obszarów górskich (Bull, McFadden 1977; Sroka 1992; Zuchiewicz 1995a, 1995b), 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 jednego, doœæ jednorodnego geologicznie systemu. Warunki te spe³nia Roztocze, zbudowane ze s³abo zró nicowanych litologiczne ska³ mezozoicznych (Cieœliñski, Wyrwicka 1970; Cieœliñski i in. 1996), charakteryzuj¹ce siê ponadto wysokim wspó³czynnikiem kontynentalizmu klimatu (Kaszewski i in. 1995). Wspó³czynnik R e (drainage basin shape) okreœla powierzchniow¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ i wyra a siê wzorem: R e = 2 A π L, gdzie: A powierzchnia zlewni (obliczona przy u yciu planimetru biegunowego), L d³ugoœæ zlewni (odleg³oœæ miêdzy ujœciem a najdalej po³o onym punktem zlewni). Wspó³czynnik S (mountain-front sinuosity) okreœla liniow¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ wybranej krawêdzi (za³o onej w strefie uskoku) i wyra a siê wzorem: S = L mf L s, gdzie: L mf d³ugoœæ granicy miêdzy górami a przedpolem (d³ugoœæ podstawy stoku krawêdzi), Ls d³ugoœæ krawêdzi mierzona w linii prostej. Wspó³czynniki obliczono na mapie topograficznej w skali 1 : 10 000. Szczegó³owymi pomiarami objêto dorzecza o powierzchni wiêkszej od 0,25 km 2 i d³ugoœci wiêkszej od 0,5 km. Przy okreœlaniu rzêdu dorzeczy zastosowano klasyczny model hydrograficzny. Za dorzecze I rzêdu przyjêto dorzecze Wis³y; II rzêdu dorzecze Wieprza, Sanu; III rzêdu dorzecze Tanwi itd.

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 19 Tab. 1. Parametry morfometryczne okreœlaj¹ce zale noœæ systemu fluwialnego od skali pionowych ruchów tektonicznych (wg Bull, McFadden 1977) Morphometrical parameters showing dependence of fluvial system on vertical tectonics movements scale Wartoœci wspó³czynników Natê enie wspó³czesnej wyd³u enia dorzecza (R e ) krêtoœci krawêdzi (S) aktywnoœci tektonicznej < 0,50 1,2 1,6 wzglêdnie du e 0,50 0,75 1,7 2,0 s³abe > 0,75 2,1 7,0 bardzo s³abe AKTYWNOŒÆ TEKTONICZNA DORZECZA W ŒWIETLE WSPÓ CZYNNIKA WYD U ENIA DORZECZA I KRÊTOŒCI KRAWÊDZI Dorzecze górnego Wieprza II rzêdu o powierzchni 645,2 km 2 i d³ugoœci 45,5 km sk³ada siê z 83 zlewni III rzêdu. Najwiêksze s¹ zlewnie cz¹stkowe Wieprzowego Jeziora i Kryniczanki, po³o one we wschodniej czêœci dorzecza. W roztoczañskiej czêœci dorzecza Wieprza (II rzêdu) œrednia wartoœæ wspó³czynnika R e (0,83) wskazuje na s³ab¹ aktywnoœæ tektoniczn¹. Wynik ten jest nieco zaskakuj¹cy ze wzglêdu na po³o enie dorzecza w strefie aktywizowanej tektonicznie (Cieœliñski, Rzechowski 1993; Buraczyñski, Superson 1994; Kurkowski 1994; Marsza³ek i in. 1995; Popielski 1994). Wyniki szczegó³owych pomiarów wspó³czynnika w 83 zlewniach III rzêdu (ryc. 3) wskazuj¹ na zró nicowanie aktywnoœci tektonicznej w poszczególnych czêœciach dorzecza. Du ¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ (R e < 0,50) stwierdzono w g³ównej dolinie Wieprza, wykorzystuj¹cej rów tektoniczny miêdzy Szczebrzeszynem a Zwierzyñcem o niemal po³udnikowym przebiegu oraz uskoki w kompleksie ska³ mezozoicznych miêdzy Zwierzyñcem i Krasnobrodem (ryc. 2, 3). S³ab¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ wykazuj¹ zlewnie cz¹stkowe pó³nocne miêdzy Bodaczowem i Szczebrzeszynem oraz zlewnia urawnicy, jak równie zlewnie po³udniowe miêdzy Wyw³oczk¹ i Star¹ Hut¹. Tak¹ sam¹ aktywnoœæ stwierdzono w œrodkowej czêœci dorzecza Wieprza miêdzy Wapielni¹, Krasnobrodem i Adamowem. Brak aktywnoœci tektonicznej (R e > 0,75) wykazuj¹ symetryczne zlewnie kotliny Majdanu Wielkiego oraz mniejsze zlewnie prawo- i lewobrze ne miêdzy Zwierzyñcem i Jacni¹ (ryc. 2, 3). Dobre rozpoznanie budowy geologicznej oraz wyniki kartowania geomorfologicznego w dorzeczu górnego Wieprza sk³oni³y do przeprowadzenia jeszcze szczegó³owszych pomiarów w zlewniach IV IX rzêdu (ryc. 4). Uzyskane wartoœci wskaÿników R e i S wskazuj¹ na du e zró nicowanie obszaru pod

20 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA Ryc. 3. Aktywnoœæ tektoniczna w zlewniach cz¹stkowych III IV rzêdu (wed³ug T. Brzeziñskiej- Wójcik 1996) Tectonic activity in the partial catchments of III IV order (after T. Brzeziñska-Wójcik 1996) wzglêdem aktywnoœci tektonicznej. Wzglêdnie du ¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ stwierdzono w strefach predysponowanych tektonicznie. Jedn¹ z nich jest g³ówna dolina górnego Wieprza rozwiniêta w strefie rowu tektonicznego o niemal po³udnikowej orientacji (miêdzy Szczebrzeszynem a Zwierzyñcem) oraz uskoku o przebiegu WNW ESE (miêdzy Zwierzyñcem a Krasnobrodem). Wartoœci wspó³czynników wskazuj¹ce na wzglêdnie du ¹ aktywnoœæ uzyskano tak e dla drugorzêdnych dolin, rozwiniêtych w strefach p³ytkich poprzecznych uskoków: urawnicy i Jacni o przebiegu SW NE oraz Krasnobrodu i Kryniczanki o orientacji NW SE. Czwartorzêdowe tektoniczne ruchy potomne w dolinie Wieprza przejawiaj¹ siê tak e koncentracj¹ du ej liczby Ÿróde³ o wydajnoœci 10 50 dcm 3 /s w strefach przecinania siê uskoków (Michalczyk i in. 1996). Wzglêdnie du e natê enie wspó³czesnych ruchów tektonicznych (dÿwiganie krawêdzi bloków strukturalnych) po obu stronach doliny miêdzy Krasnobrodem i Zwierzyñcem potwierdzaj¹ fragmenty teras erozyjnych ko³o Krasnobrodu i Kaczórek (Buraczyñski, Brzeziñska-Wójcik 1995). W okolicach Zwierzyñca wspó³czesne obni anie dna doliny potwierdza prawdopodobnie wzrost spadku

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 21 dna doliny Wieprza do 4,8 (Kociuba, Brzeziñska-Wójcik 2001). Jest to strefa przeciêcia po³udnikowego rowu tektonicznego Wieprza poprzecznym (SW NE) uskokiem Kosobud. Po³udnikowa dolina Wieprza, za³o ona w pó³rowie tektonicznym miêdzy Zwierzyñcem a Szczebrzeszynem, ulega³a ruchom obni aj¹cym w plejstocenie, o czym œwiadczy mi¹ sza (60 m) seria osadów czwartorzêdowych. Wspó³czesne ruchy obni aj¹ce, oprócz wspó³czynnika wyd³u enia dorzecza i krêtoœci krawêdzi, potwierdza niska i s³abo czytelna terasa nadzalewowa oraz proces zasypywania doliny g³ównej sto kami z dolin bocznych (Jahn 1956; Buraczyñski, Brzeziñska-Wójcik 1995). Po³udniowo-wschodnia czêœæ dorzecza Wieprza, miêdzy Krasnobrodem i Ulowem, ulega ruchom podnosz¹cym o ró nej intensywnoœci, na co wskazuje równie dÿwiganie ostañca Wapielni (Buraczyñski, Superson 1994). Ryc. 4. Aktywnoœæ tektoniczna w zlewniach cz¹stkowych V IX rzêdu (wed³ug T. Brzeziñskiej- Wójcik 1996) Quaternary tectonic activity in the partial catchments of VI IX order (after T. Brzeziñska-Wójcik 1996) Drugim obszarem du ej aktywnoœci tektonicznej s¹ równole nikowe doliny w zachodniej czêœci dorzecza miêdzy Zwierzyñcem a Szczebrzeszynem, za³o- one na uskokach WNW ESE, poprzecznych do po³udnikowego rowu Wie-

22 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA prza. Trzeci¹ grupê stanowi¹ asymetryczne doliny rozwiniête strefie uskoków WNW ESE, poprzecznych do zespo³u uskoków NW SE nawi¹zuj¹cych do przebiegu brzegu platformy krystalicznej w pó³nocno-wschodniej czêœci dorzecza Wieprza miêdzy Niemirówkiem i Krynicami (ryc. 2, 5). Brak aktywnoœci wykazuje pó³nocno-wschodnia czêœæ dorzecza miêdzy urawnic¹, Kosobudami i Adamowem. Pozosta³a czêœæ dorzecza ma wzglêdnie s³ab¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ (ryc. 2, 4). MORFOTEKTONIKA DORZECZA Wyniki wspó³czynników: wyd³u enia dorzecza R e i krêtoœci krawêdzi S stanowi³y podstawê do skonstruowania mapy morfotektonicznej roztoczañskiej czêœci dorzecza Wieprza (ryc. 5). Wyró nione mikrobloki nawi¹zuj¹ czêœciowo do bloków morfologicznych wydzielonych po raz pierwszy przez Harasimiuka (1980). W obrêbie roztoczañskiego dorzecza Wieprza szczególn¹ rolê odgrywa dolina Wieprza. Górny jej odcinek, najstarszy (eocen), wykorzystuje rów tektoni- Ryc. 5. Morfotektonika (wed³ug T. Brzeziñskiej-Wójcik 1996, zmieniona) Morphotectonic map (after Brzeziñska-Wójcik 1996, modified)

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 23 czny Kotlinê Wieprzowego Jeziora. Dolny, prze³omowy odcinek doliny górnego Wieprza, wykorzystuje pó³nocn¹ czêœæ subpo³udnikowego pó³rowu tektonicznego Pado³u Zwierzyñca. Œrodkowy odcinek doliny górnego Wieprza (miêdzy Zwierzyñcem i Majdanem Wielkim) to w¹ska, subrównole nikowa dolina za³o ona w strefie pó³rowu tektonicznego (Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001; Brzeziñska-Wójcik, Kociuba 2001). Dolina dzieli zarówno garb Roztocza Tomaszowskiego, jak i dorzecze na dwa megabloki: pó³nocny i po³udniowy. Na pó³noc od doliny Wieprza wyró niaj¹ siê mikrobloki: Brodów, urawnicy Kosobud, Adamowa i Grabnika (ryc. 5). Mikroblok Brodów o orientacji SW NE wyznaczaj¹ doliny rozwiniête w strefie uskoku Bodaczowa od pó³nocy, Wieprza od zachodu oraz urawnicy K¹tów II od po³udnia. Wysokoœci bezwzglêdne malej¹ ku NE od 320 do 285 m n.p.m. Wspó³czynniki wyd³u enia dorzecza i krêtoœci krawêdzi wskazuj¹ na podnoszenie po³udniowo-zachodniej czêœci bloku od po³udnia i czêœci pó³nocno-wschodniej (ryc. 2, 4, 5). Mikroblok urawnicy Kosobud wyznacza dolina urawnicy K¹tów II od pó³nocy i dolina Obroczy Kosobud od po³udnia. Blok przeciêty jest kilkoma uskokani o orientacji NW SE, w strefie których rozwinê³y siê doliny dziel¹ce go na trzy czêœci: zachodni¹ urawnicy, œrodkow¹ Kosobud i wschodni¹ Hubale. Podzia³ ten potwierdzaj¹ zw³aszcza wartoœci wspó³czynnika krêtoœci krawêdzi. Wzglêdnie podnoszona jest tak e czêœæ urawnicy wzd³u po³udnikowego rowu Wieprza. Wspó³czynniki wskazuj¹ na intensywne obni anie tego odcinka doliny Wieprza, co potwierdza du a mi¹ szoœæ osadów czwartorzêdowych (ponad 60 m), niska i s³abo czytelna terasa nadzalewowa oraz proces zasypywania doliny g³ównej sto kami dolin bocznych (Jahn 1956; Buraczyñski, Brzeziñska- Wójcik 1995). Ruchom podnosz¹cym ulega równie czêœæ Kosobud wzd³u uskoku Obrocz Kosobudy. W czêœci Hubale zaznaczaj¹ siê s³abe ruchy podnosz¹ce równie w strefie tego uskoku. Wartoœci wspó³czynników morfometrycznych pozwalaj¹ wnioskowaæ, e te trzy wyró nione czêœci bloku urawnicy Kosobud podlegaj¹ ruchom tektonicznym o ró nej intensywnoœci i kierunku. Czêœæ zachodnia ( urawnicy) ulega rotowaniu w kierunku NE, czêœæ œrodkowa (Kosobud) w kierunku N, a czêœæ wschodnia (Hubale) w kierunku NW (ryc. 2, 3, 6). Mikroblok Adamowa wyznaczony jest przez uskok Obrocz Kosobudy i Szewni od pó³nocy, Wieprza i Jacynki od po³udnia oraz Kryniczanki od wschodu. Blok przeciêty jest uskokiem o orientacji NW SE, w strefie którego rozwinê³a siê dolina Adamowa, oraz uskokiem o orientacji W E, na którym rozwinê³a siê dolina Suchowoli. Wspó³czynniki wyd³u enia dorzecza i krêtoœci krawêdzi wskazuj¹ na wyraÿne zró nicowanie aktywnoœci tektonicznej w obrêbie bloku. Ruchom podnosz¹cym ulega po³udniowo-zachodnia czêœæ bloku wzd³u uskoku Wieprza i Jacynki. Dolina Jacynki ulega wzglêdnemu obni aniu miêdzy Jacni¹ i Suchowol¹, co potwierdza mi¹ sza seria osadów czwartorzêdowych (oko³o 40 m). Uzyskane wyniki wskazuj¹, e mikroblok Adamowa jest rotowany ku pó³nocy (ryc. 5). Mikroblok Grabnika wyznaczaj¹ doliny rozwi-

24 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA niête w strefie p³ytkich uskoków: Jacynki od pó³nocy, Wieprza od po³udnia i Kryniczanki od wschodu. Blok podzielony jest równole nikowym uskokiem Grabnika na dwie czêœci: pó³nocn¹ i po³udniow¹. Wspó³czynniki wyd³u enia dorzecza i krêtoœci krawêdzi sugeruj¹, e wzglêdnym ruchom podnosz¹cym ulega po³udniowa i pó³nocna czêœæ bloku, st¹d wniosek, e w strefie uskoku Grabnika nastêpuj¹ przemieszczenia pionowe obu czêœci mikrobloku (por. ryc. 2 5). Na po³udnie od doliny Wieprza wyró niaj¹ siê mikrobloki: Obroczy Senderek, Wólki Husiñskiej, Wapielni, Podklasztoru, Majdanu Wielkiego i Pañkowa. S¹ one oddzielone poprzecznymi, w stosunku do osi garbu Roztocza, dolinami rozwiniêtymi w strefach uskoków. Obni enie Stanis³awów asochy o szerokoœci od 250 do 1000 m za³o one jest na uskoku o orientacji NW SE. Wspó³czynnik wyd³u enia dorzecza wskazuje na s³ab¹ aktywnoœæ tego obszaru w czwartorzêdzie, natomiast wspó³czynnik krêtoœci krawêdzi przemawia za wyraÿnym jego obni aniem. Potwierdzaj¹ to formy sufozyjne, rozwiniête nad aktywnymi rozwartymi szczelinami wzd³u uskoków ko³o Stanis³awowa (Harasimiuk 1980). Strefa kotlin (zapadlisk) górnej Kryniczanki, Wieprzowego Jeziora i rowu So³okiji oddziela bloki garbu Roztocza od bloków pó³nocno- -wschodniej strefy krawêdziowej (ryc. 5). Mikroblok Obroczy Senderek wyznaczaj¹ doliny rozwiniête w strefie uskoku Wieprza od pó³nocy i zachodu oraz Œwierza od po³udnia. W œwietle wartoœci wskaÿników R e i S ruchy podnosz¹ce zaznaczaj¹ siê na pó³nocno-wschodniej i po³udniowo-zachodniej jego krawêdzi. Podnoszenie krawêdzi pó³nocno-wschodniej potwierdzaj¹: dolinki zawieszone ponad dnem wspó³czesnej doliny Wieprza oraz szereg stopni oddzielonych krawêdziami o azymutach 275 280 i wysokoœciach 272 275, 285 290 i 335 m n.p.m. ko³o Obroczy. W okolicach Obroczy wzglêdnie du ¹ wspó³czesn¹ aktywnoœæ potwierdza wzrost spadku dna doliny Wieprza (Buraczyñski, Brzeziñska-Wójcik 1995). Podnoszenie krawêdzi po³udniowo-zachodniej bloku potwierdzaj¹ stopnie o wysokoœciach 305, 320 i 340 m n.p.m. oraz fragmenty œwie ych luster tektonicznych w okolicach Senderek (Harasimiuk 1980). Mikroblok Wólki Husiñskiej wyznaczaj¹ doliny za³o one w strefie uskoków: Œwierza, Wieprza i Stanis³awów asochy. Poprzez obni enie asochy Wapielnia Krasnobród s¹siaduje od wschodu z mikroblokiem Wapielni. Blok znajduje siê w obrêbie zachodniego skrzyd³a brachyantykliny Krasnobrodu. Jego wierzchowina opada wyraÿnym stopniem o za³o eniach tektonicznych (uskok o orientacji NW SE) ku SW. Wspó³czynnik wyd³u enia dorzecza wskazuje na s³ab¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ ca³ego bloku. WskaŸnik krêtoœci krawêdzi sugeruje wzglêdnie szybkie podnoszenie krawêdzi pó³nocnej bloku wzd³u uskoku Wieprza, a s³absze wzd³u uskoku Œwierza, Stanis³awowa asochy i wzd³u obni enia asochy Wapielnia Krasnobród. Wspó³czynnik krêtoœci krawêdzi, obliczony dla fragmentów krawêdzi na stopniu tektonicznym wzd³u uskoku o przebiegu NW SE, wskazuje na jego wyraÿn¹ aktywnoœæ w czwarto-

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 25 rzêdzie. WskaŸniki morfometryczne sugeruj¹ czwartorzêdow¹ mobilnoœæ pó³nocno-zachodniej krawêdzi bloku wzd³u uskoku Wieprza oraz Œwierza. Wzglêdnie du ¹ aktywnoœæ (podnoszenie) potwierdza du a mi¹ szoœæ osadów czwartorzêdowych w dolinie Wieprza (oko³o 40 m). Mikroblok Wólki Husiñskiej ulega obni aniu ku SE (ryc. 2, 4, 5). Mikroblok Wapielni wyznacza od wschodu dolina Podklasztor Zielone Ulów, od po³udnia dolina asochy oraz od zachodu obni enie asochy Wapielnia Krasnobród. Powierzchnia bloku obni a siê ku pó³nocy (od 380 do 350 m n.p.m.). Ponad wierzchowinê wznosi siê ostaniec Wapielni (386,0 m n.p.m.) zbudowany z wapieni rafowych badenu. Wspó³czynnik wyd³u enia dorzecza i krêtoœci krawêdzi wskazuj¹ na zró nicowanie mobilnoœci tektonicznej tego mikrobloku. Dzieli siê on wyraÿnie na trzy sprzê one ze sob¹ czêœci: po- ³udniow¹ ostañca Wapielni i pó³nocn¹ dwudzieln¹: uszczacza i Zielonego. Czêœæ po³udniowa z ostañcem Wapielni wyraÿnie dÿwigana jest wzd³u po³udniowo-zachodniej krawêdzi i rotowana w kierunku NE. Dwudzielna czêœæ pó³nocna natomiast dÿwigana jest od pó³nocnego-wschodu wzd³u krawêdzi doliny Podklasztor Zielone. Dolina dziel¹ca czêœæ uszczacza od Zielonego wykazuje równie du ¹ aktywnoœæ tektoniczn¹. Wspó³czynnik krêtoœci krawêdzi sugeruje wzglêdnie intensywne podnoszenie zachodnich krawêdzi obu czêœci i rotowanie ich ku SE. Z³o ona budowa geologiczna bloku znajduje swoje dok³adne odbicie w jego nierównomiernym podnoszeniu. WskaŸniki morfometryczne pozwalaj¹ wnioskowaæ, e wyró nione czêœci podlegaj¹ ruchom tektonicznym o ró nej intensywnoœci i orientacji. Dwudzielna czêœæ pó³nocna mikrobloku Wapielni ulega rotowaniu ku SE, a czêœæ po³udniowa na NE (ryc. 2, 4, 5). Wzglêdnie intensywne podnoszenie potwierdzaj¹ dane geologiczne o wydÿwigniêciu bloku Wapielni oko³o 50 m (Buraczyñski i in. 1992). Mikroblok Podklasztoru s¹siaduje z blokami Wapielni i Wólki Husiñskiej od po³udnia oraz Majdanu Wielkiego od wschodu i jest wyznaczony uskokami od wschodu i zachodu. Wspó³czynniki R e i S wskazuj¹ na wzglêdnie du e podnoszenie pó³nocno-wschodniej czêœci bloku wzd³u uskoku Podklasztor Zielone i obni anie czêœci po³udniowo-zachodniej (ryc. 5). Mikroblok Majdanu Wielkiego wyznacza od pó³nocy dolina Wieprza, od zachodu dolina Podklasztor Zielone i Zielone Pañków. WskaŸniki morfometryczne sugeruj¹ podnoszenie po³udniowo-zachodniej czêœci bloku wzd³u doliny za³o onej w strefie uskoku Podklasztor Zielone i obni anie czêœci pó³nocno-wschodniej. Dolina Podklasztoru Zielonego za³o ona jest w strefie ekstensyjnego uskoku radialnego w osi brachyantykliny Krasnobrodu. Jej wzglêdne obni anie mo e byæ zwi¹zane z ruchami odprê eniowymi w osi brachyantykliny (ryc. 2, 4, 5). Mikroblok Pañkowa znajduje siê w Kotlinie Majdanu Wielkiego (Wieprzowego Jeziora) i w œwietle wskaÿników aktywnoœci tektonicznej ulega ruchom podnosz¹cym wzd³u, s³abo wyra onej w rzeÿbie, krawêdzi Zielone Pañków. Mikroblok Ulowa cechuje du a zwartoœæ i nachylenie powierzchni ku NE i SE (od

26 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA oko³o 345 do 330 m n.p.m.). S¹siaduje on z mikroblokiem Wapielni od pó³nocnego zachodu. Od pó³nocy wyznacza go tektoniczna krawêdÿ Kotliny Wieprzowego Jeziora, od wschodu rów So³okiji, od po³udnia dolina Jeziornej Mazi³ (w dorzeczu So³okiji), a od po³udniowego zachodu obni enie wzd³u uskoku Stanis³awów asochy (w dorzeczu Tanwi). Wspó³czynniki R e i S sugeruj¹ podnoszenie po³udniowo-zachodniej czêœci bloku wzd³u uskoku Stanis³awów asochy. S³abym ruchom podnosz¹cym ulega krawêdÿ pó³nocna wzd³u uskoku Szarowoli. Mikroblok Ulowa podlega rotacji na SE (ryc. 2, 4, 5). Wœród obszarów wspó³czeœnie obni anych wyró nia siê po³udnikowy rów tektoniczny Wieprza i zapadlisko tektoniczne Wieprzowego Jeziora oraz doliny ( urawnicy, Kosobud, Jacynki, Kryniczanki). Wzglêdnie obni ane s¹ równie doliny i obni enia nawi¹zuj¹ce do stref intensywnych spêkañ ciosowych, np. dolina Szewni. Na uwagê zas³uguje tak e dolina Zielonego, g³êboko wyciêta w osi brachyantykliny, za³o ona w strefie p³ytkiego ekstensyjnego uskoku radialnego (por. ryc. 2 5). WNIOSKI Czwartorzêdowa mobilnoœæ tektoniczna dorzecza w du ym stopniu nawi¹zuje do zmian tektonicznych megacyklu alpejskiego od miocenu do wczesnego plejstocenu. Tektonika mia³a charakter inwersyjny i zaznaczy³a siê g³ównie w formie ruchów pionowych, odm³adzaj¹cych przewa nie starsze linie tektoniczne. Wówczas wyodrêbni³y siê w wiêkszoœci inwersyjne bloki tektoniczne Roztocza. Do najwa niejszych obszarów inwersyjnych mo na zaliczyæ mikrobloki: Obrocz Senderki, Wólki Husiñskiej i Wapielni, po³o one w osi brachysynkliny Obrocz Stanis³awów. Nale y podkreœliæ, e niektóre z wyró nionych bloków morfotektonicznych (Grabnika, Majdanu Wielkiego, Zielonego i Pañkowa) mo na uznaæ za resekwentne (po³o one w osiach brachyantykliny Krasnobrodu). Przyk³adem wp³ywu tektoniki na formowanie wspó³czesnej rzeÿby jest blok Wapielni, którego zasadnicza po³udniowa czêœæ znajduje siê w obrêbie zachodniego skrzyd³a brachyantykliny Krasnobrodu, a pó³nocna w obrêbie jej j¹dra podzielonego dolinami za³o onymi na uskokach radialnych na trzy sprzê one ze sob¹ czêœci. Jego z³o ona budowa geologiczna znajduje swoje dok³adne odbicie we wzglêdnie zró nicowanej intensywnoœci podnoszenia lub obni ania poszczególnych jego czêœci. Dynamika wspó³czesnych zjawisk tektonicznych w dorzeczu Wieprza nawi¹zuje do kierunków NW SE i N S. Wiêkszoœæ wyró nionych bloków przemieszcza siê w stosunku do strefy po³udniowo-zachodniej i pó³nocnej krawêdzi Roztocza. Zastosowana metoda daje przybli on¹ orientacjê co do zró nicowa-

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 27 nia dynamicznego w obrêbie doœæ jednorodnego pod wzglêdem litologicznym obszaru. Ranga, amplitudy, wiek przemieszczeñ oraz rodzaj naprê eñ, które spowodowa³y istnienie zró nicowanych tektonicznie form rzeÿby w obrêbie dorzecza, bêd¹ przedmiotem oddzielnych badañ. Otrzymane wartoœci wskaÿników morfometrycznych dokumentuj¹ wczeœniejsze pogl¹dy na temat wspó³czesnej aktywnoœci tektonicznej dorzecza Wieprza. Nale y podkreœliæ, e wartoœci wskaÿników morfometrycznych potwierdzaj¹ przejawy wspó³czesnej aktywnoœci tektonicznej czytelne w deformacjach profilu pod³u nego rzeki Wieprz, po³o eniu teras erozyjnych oraz zmianach mi¹ szoœci aluwiów, jak równie w rozwoju dolin zawieszonych, asymetrii kszta³tu doliny i rozwoju sto ków nap³ywowych. Dok³adnych badañ wymaga pozycja wysokoœciowa i mi¹ szoœæ osadów jednowiekowych, rozmiary i tempo ich denudacji oraz powierzchnie zrównañ i ich deformacje. W odniesieniu do najnowszych danych geologicznych, g³ówne elementy rzeÿby dorzecza œciœle wi¹ ¹ siê z budow¹ geologiczn¹, zw³aszcza tektonik¹. Krawêdzie zewnêtrzne bloków nawi¹zuj¹ do przebiegu uskoków pod³u nych i poprzecznych. Doliny i obni enia wykorzystuj¹ pó³rowy tektoniczne, uskoki lub spêkania ciosowe. LITERATURA A l e x a n d r o w i c z S. W. 1991: Zarys paleogeografii Polski. [W:] Geografia Polski. Œrodowisko przyrodnicz, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 25 38. A r e ñ B. 1962: Miocen Roztocza Lubelskiego miêdzy Sann¹ i Tanwi¹ (The Miocene of the Lublin Roztocze Region between the Sanna and Tanew Rivers). Prace Inst. Geol., 30, 3: 5 86. Baraniecka M. D. 1983: Faza ma³opolska, kujawska i mazowiecka jako fazy tektoniczne w czwartorzêdzie Polski (The Ma³opolska, Kujawska and Mazowiecka phases treated as tectonic phases in Quaternary of Poland). Materia³y III Krajowego Sympozjum: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, IV, Ossolineum, Wroc³aw: 183 193. B i e l e c k a M. 1967: Trzeciorzêd po³udniowo-zachodniej czêœci Wy yny Lubelskiej (The Tertiary of the South-Western Part of the Lublin Upland). Biul. Inst. Geol., 206: 115 188. Brochwicz-Lewiñski W., Po aryski W. 1986: Ewolucja rowu œrodkowopolskiego w permie i mezozoiku 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 (niepubl.). Archiwum Biblioteki G³ównej UMCS, Lublin: 1 120.

28 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA Brzeziñska-Wójcik T., Kociuba W. 2001: Transformacja roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza w plejstocenie (Transformation of the Roztocze segment of the Wieprz River Valley (SE Poland) in the Pleistocene). Prz. Geol., 49, 3: 257 266. Brzeziñska-Wójcik T., Superson J. 2001: Wp³yw ruchów neotektonicznych na warunki rozwoju doliny górnego Wieprza na Roztoczu Tomaszowskim (SE Polska) (Influence of the neotectonic movements on conditions of development of Upper Wieprz Valley in the Tomaszowskie Roztocze). [W:] Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych, red. A. Kostrzewski, t. III. Wyd. Nauk. UAM, Ser. Geogr., Poznañ, 64: 85 103. 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, red. D. O. Doering, Binghampton Symposia in Geomorphology, 9: 115 136. Buraczyñski J. 1995: Regiony geomorfologiczne Roztocza (Geomorphological Regions of the Roztocze). Annales UMCS, Lublin, B, 48 (1993): 59 73. Buraczyñski J. 1997: Roztocze. Budowa rzeÿba krajobraz (Geology, Relief and Landscape of Roztocze Upland). UMCS, Lublin: 189. Buraczyñski J., Brzeziñska-Wójcik T. 1995: Rozwój doliny górnego Wieprza w wistulianie i holocenie. [W:] PóŸnoczwartorzêdowy rozwój rzeÿby i zmiany œrodowiska przyrodniczego. Materia³y sympozjum dedykowanego prof. dr. hab. Stefanowi Kozarskiemu. Poznañ: 14 16. Buraczyñski J., Brzeziñska-Wójcik T., Superson J. 1992: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Tomaszów Lubelski, 1 : 50 000. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Buraczyñski J., Superson J. 1994: Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski, arkusz Komarów, 1 : 50 000. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. C h a ³ u b i ñ s k a A., W i l g a t T. 1954: Podzia³ fizjograficzny województwa lubelskiego. Przew. V Ogólnop. Zjazdu PTG, Lublin: 3 44. C h i n i a k o w A. W., e l i c h o w s k i A. M. 1974: Zarys tektoniki obszaru lubelsko-lwowskiego. Kwart. Geol., 18, 4: 707 719. 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, 3 5.09.1970: 56 74. C i e œ l i ñ s k i S., R z e c h o w s k i J. 1993: Mapa geologiczna pod³o a czwartorzêdu Roztocza miêdzy Tomaszowem Lubelskim a Hrebennem. [W:] Tektonika Roztocza i jej aspekty sedymentologiczne, hydrogeologiczne i geomorfologiczno-krajobrazowe, red. M. Harasimiuk, J. Krawczuk, J. Rzechowski, Wyd. TWWP, Lublin: 38 46. 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 : 200 000. Tomaszów Lubelski, Do³hobyczów. B Mapa bez utworów czwartorzêdowych. Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A., Warszawa. G a Ÿ d z i c k a E. 1994: Middle Eocene calcareous nannofossils from the Roztocze region (SE Poland) their biostratigraphic and paleogeographic significance. Kwart. Geol., 38, 4: 727 738. H a b e r M. 1989: Dwa przekroje geofizyczne SW NE w rejonie Che³ma Lub. Kwart. Geol., 33, 3/4: 429 446. Harasimiuk M. 1980: RzeŸba strukturalna Wy yny Lubelskiej i Roztocza. Rozprawa habilitacyjna. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin: 75 91.

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 29 Harasimiuk M., Henkiel A., Pêkala K. 1969: Kras okolic Frampola (Karst phenomena in the neighbourhood of Frampol). Speleologia 4, 1: 39 51. Harasimiuk M., Henkiel A., Pêkala K. 1971: Rozwój zjawisk krasowych okolic Frampola w pliocenie i czwartorzêdzie (Development of karst processes in the vicinity of Frampol during the Pliocene and the Quaternary). Ann. UMCS, Lublin, B, 24 (1969): 149 193. J a h n A. 1954: Zarys morfologii Wy yny Lubelskiej. Przew. V Ogólnop. Zj. Pol. Tow. Geogr. Lublin: 45 65. J a h n A. 1956: Wy yna Lubelska. RzeŸba i czwartorzêd (Geomorphology and Quaternary history of Lublin Plateau). Prace Geogr. 7, PAN, Warszawa: 214 249. 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: 996 1003. 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. Journ. Geoph., 19: 144 145. 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., 15, 8 9: 418 427. K a s i ñ s k i J., P i w o c k i M., T o ³ k a n o w i c z E. 1993: Upper Paleocene facies setting in northeast Poland and its control of amber distribution. 2-nd Baltic Conference Vilnius. Abstracts, 39. K a s z e w s k i B. M., M r u g a ³ a S., W a r a k o m s k i W. 1995: Klimat. Seria: Œrodowisko Przyrodnicze Lubelszczyzny. Wyd. Lub. Tow. Nauk., Lublin. Kociuba W., Brzeziñska-Wójcik T. 2002: Zarys paleogeografii roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza (SE Polska) w czwartorzêdzie (An outline of paleogeography of the Roztocze course of the Wieprz River Valley (SE Poland) in the Quaternary). Ann. UMCS, Lublin, B, 54 (1999): 47 80. Kondracki J. 1994: Geografia Polski. Mezoregiony fizycznogeograficzne. PWN, Warszawa. K o w a l s k i W. C., Liszkowski J. 1972: Wspó³czesne pionowe ruchy skorupy ziemskiej w Polsce na tle jej budowy geologicznej (The dependence between the recent vertical movements of the Earth crust in Poland and its geological structure). Biul. Geol., UW, Warszawa, 14: 5 19. K o z ³ o w s k i S., e l i c h o w s k i A. M. (red.) 1983: Atlas geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego (Atlas of geological structure and mineral deposits in the Lublin Region). Wyd. Inst. Geol., Warszawa. K r a s s o w s k a A. 1978: Analiza paleotektoniczna strefy Bi³goraj Cieszanów w kredzie. Kwart. Geol., 22, 4: 900 901. 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: 49 59. 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 Mio-

30 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA cene subduction zone of the Polish Carpathians: results of flexural modelling). Prz. Geol., 45, 8: 785 792. K u r k o w s k i S. 1994: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Krasnobród (894), 1: 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: tab. II, 1 34. 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: 109 117. M a r s z a ³ e k S., M a ³ e k M., D r z y m a ³ a J. 1995: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Szczebrzeszyn, 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa. Maruszczak H. 1972: Wy yny Lubelsko-Wo³yñskie. [W:] Geomorfologia Polski. T. 1, Warszawa: 367 372. Maruszczak H., Wilgat T. 1956: RzeŸba strefy krawêdziowej Roztocza Œrodkowego. (Le rélief de la zone lisiére du Roztocze Central). Ann. UMCS, Lublin, B, 10: 1 109. Michalczyk Z., Paszczyk J., Sobolewski W. 1996: Tektoniczne uwarunkowania wystêpowania Ÿróde³. [W:] ród³a Roztocza, red. Z. Michalczyk, Wyd. UMCS: 171 176. Mizerski W. 1994: Ewolucja paleotektoniczna kambru œwiêtokrzyskiego. Prz. Geol., 42, 9: 721 727. M u s i a ³ T. 1987: Miocen Roztocza (Polska po³udniowo-wschodnia). Biul. Geol., 31: 5 140. 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. Krakowski, 53: 1 101. 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., t. 77. N o w a k J. 1927: Zarys tektoniki Polski. II Zjazd Stow. Geogr. i Etnogr. w Polsce, Kraków. Oszczypko N. 1997: The Early-Middle Miocene Carpathian peripheral foreland basin (Western Carpathian, Poland). Prz. Geol., 45, 10: 1054 1063. Oszczypko N. 1999: Przebieg mioceñskiej subsydencji w polskiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prace PIG, 168: 209 230. Po³towicz S., Starczewska-Popow A. 1973: Rozwój zapadliska przedkarpackiego miêdzy Tarnowem a Przemyœlem. Rocz. Pol. Tow. Geol., 43: 495 517. Popielski W. 1994: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Tereszpol (893), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: tab. II, 1 35. Po aryski W. 1974: Obszar œwiêtokrzysko-lubelski. [w:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, cz. I, Wyd. Geol., Warszawa: 314 362. Po aryski W. 1997: Tektonika powaryscyjska obszaru œwietokrzysko-lubelskiego na tle struktury pod³o a (Post-Variscan tectonics of the Holy Cross Mts Lublin region (central Poland) and the substrate structure). Prz. Geol., 45, 12: 1265 1270. Po aryski W., Brochwicz-Lewiñski W. 1979: O aulakogenie œrodkowopolskim. Kwart. Geol., 23, 2: 271 290. Po aryski W., Kotañski Z. 1979: Rozwój tektoniczny bajkalski oraz kaledoñsko-waryscyjski przedpola wschodnioeuropejskiej platformy w Polsce. Kwart. Geol., 23, 1: 7 19. R ü h l e E. 1976: Dynamika litosfery na obszarze Polski w okresie m³odoalpejskiego piêtra strukturalnego. Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, 2: 112 125.

Aktywnoœæ tektoniczna w dorzeczu górnego Wieprza (SE Polska)... 31 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. 15 17.10.1992: 9 12. W ¹ g r o w s k i A. 1995: Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Janów Lubelski (858), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: 1 34. Wyrzykowski T. 1971: Map of recent absolute velocities of vertical movements of the earths crust surface on the territory of Poland, 1 : 2 500 000. Instytut Geodezji i Kartografii, Warszawa. Z n o s k o J. 1962: Obecny stan znajomoœci budowy geologicznej g³êbokiego pod³o a pozakarpackiej Polski. Kwart. Geol., 6, 3: 485 511. 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: 600 607. 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: 55 76. 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: 92 97. e l i c h o w s k i A. M. 1974: Obszar Radomsko-Lubelski. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV. Tektonika, cz. I: 113 128. e l i c h o w s k i A. M. 1983: Mapa tektoniczna 1:300 000. Tab. 43. [W:] Atlas geologicznosurowcowy obszaru lubelskiego, red. S. Koz³owski, A. M. elichowski. Wyd. Inst. Geol., Warszawa. SUMMARY The drainage basin of the upper Wieprz River, in a physiographic formulation, is situated in the borderland of three macroregions: the Roztocze region, the Lublin Upland and the Wo³yñ Upland. Geologically, it is located on the Radom Kraœnik Elevation, with only a minor northeastern part of the basin belonging to the Mazowsze Lublin Graben. The Palaeozoic basement complex is covered with Upper Cretaceous rocks, with a few patches of Tertiary rocks. Quaternary sediments fill the valleys and build up hilltops and hummocks. The surface features of the basin are markedly related to the course of main structural elements, particularly to faults of various generation. Transverse displacement faults, formed during the Alpine megacycle, are connected with NW SE longitudinal faults developed in deep Palaeozoic discontinuity zones. Faults divide the area of the basin into a number of unevenly uplifted blocks of different sizes and ranks. Nowadays, signs of older tectonics can be observed within the faults. The parameters which properly determine the dependence of the river system on the intensity of vertical movements include such morphometric coefficients as the coefficient of the drainage basin shape R e and the coefficient of the mountain-front sinuosity S. The application of those coefficients in the upper Wieprz river basin is justified by poor lithologic diversification of Mesozoic rocks and a high coefficient of continentality of the Roztocze climate. The values of the coefficients determined in the analysis were the basis for a morphotectonic map of the basin.

32 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK, Danuta MI KOWSKA The dynamics of the tectonic phenomena development in the Wieprz basin is linked to the NW SE and N S directions. Most of the marked blocks are shifting in relation to the south-western and the northern escarpment zones of the Roztocze. The applied method allows an approximate orientation as to the dynamic diversification within this lithologically homogenous area. The rank, amplitudes, age of displacements and the type of the tensions which have brought about the tectonic diversification of relief forms, will be the subject of a separate study. The obtained values of the morphometric coefficients validate earlier views on present-day tectonic activity in the Wieprz basin. It should be emphasised that the coefficient values confirm manifestations of recent tectonic activity visible in the deformations of the long profile of the Wieprz, the situation of erosional terraces and the changes of alluvial deposits' thickness as well as in the development of hanging valleys, the asymmetry of the valley shape and the development of alluvial cones. Detailed studies are required to examine the altitude position and thickness of deposits of the same age, the extent and rate of their denudation, and planation surfaces and their deformations.