VII Zjazd Geomorfologów Polskich kraków 2005 Aktywność tektoniczna w dorzeczu bystrej w świetle analizy wybranych wskaźników morfometrycznych (polska środkowowschodnia) 1. Wstęp Bystra jest prawobrzeżnym dopływem środkowej Wisły, o długości 33,4 km. Dorzecze o powierzchni 295,7 km 2 (Atlas Hydrologiczny... 1986), ma kształt zbliżony do równoległoboku o dłuższym boku wynoszącym około 24 km i obejmuje tereny zbudowane głównie paleogeńskich gez, opok i piaskowców glaukonitowych (Harasimiuk, Henkiel 1978). Nadkład skał trzeciorzędowych decyduje o wyraźnych różnicach fizjograficznych między południową i północną częścią dorzecza. W południowej części, należącej do Równiny Bełżyckiej (Chałubińska, Wilgat 1954) lub Płaskowyżu Bełżyckiego (Maruszczak 1972), skały trzeciorzędowe przykryte są stosunkowo mało zróżnicowanymi utworami czwartorzędowymi, wśród których znaczny udział mają piaszczyste utwory fluwioglacjalne (Harasimiuk, Henkiel 1978). W północnej części dorzecza, należącej do Płaskowyżu Nałęczowskiego, pokrywa utworów czwartorzędowych jest znacznie grubsza, przy czym większą jej część stanowią lessy typowe o miąższościach sięgających nawet ponad 20 m (Kęsik 1961). Dorzecze Bystrej ma rzeźbę typu płaskowyżowego wysokości względne wahają się od 30 do 80 m, a średnie nachylenie od 1 o do 8 o. Znaczna część powierzchni dorzecza (60%) znajduje się w obrębie silnie urzeźbionego Płaskowyżu Nałęczowskiego, zlewnie cząstkowe mają tutaj jednak wyraźnie mniejsze powierzchnie niż w części należącej do Równiny Bełżyckiej. Dorzecze Bystrej jest kolejnym poligonem badawczym w zakresie aktywności tektonicznej Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Dotychczasowe badania koncentrowały się
46 głównie w roztoczańskich dorzeczach Wieprza, Tanwi i Sołokiji (Brzezińska-Wójcik 1994, Brzezińska-Wójcik i in. 2002; Brzezińska-Wójcik, Superson 2004). 2. Zarys budowy geologicznej Dorzecze Bystrej jest położone w strefie Teisseyre a-tornquista, w obszarze granicznym prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej (Guterch 1977) i paleozoicznego rowu mazowiecko-lubelskiego (Miłaczewski, Żelichowski 1970). Kompleks skał paleozoicznych (ordowik-karbon) jest przykryty serią skał mezozoicznych (środkowa jura-górna kreda) (Żelichowski 1974, Wyrwicka 1980). Spośród skał kenozoicznych, na znacznym obszarze dorzecza Bystrej, z wyjątkiem zachodnich i południowych krańców zachowały się paleogeńskie gezy, opoki i piaskowce glaukonitowe (Harasimiuk, Henkiel 1978). Skały mezo-kenozoiczne, w granicach analizowanego dorzecza, tworzą płaską strukturę synklinalną, zuskokowaną w czasie alpejskiego cyklu górotwórczego. Przebieg osi dorzecza nawiązuje do orientacji osi (NW-SE) tej synkliny (Żelichowski 1974, 1983), zdeformowanej przez uskoki tektoniczne zorientowane przeważnie WNW-ESE oraz podrzędnie ENE-WSW (Harasimiuk 1980). Plejstoceńskie utwory fluwioglacjane (piaski i żwiry wodnolodowcowe oraz gliny zwałowe) zachowały się w południowej części dorzecza. W północnej jego części, skały paleogeńskie są przykryte kilkumetrowym płaszczem zwietrzeliny marglistej, niekiedy gliny zwałowej i piasków różnego pochodzenia oraz utworami lessowymi. Maksymalna miąższość lessu sięga 30 m na zachodzie i maleje w kierunku wschodnim (Harasimiuk, Henkiel 1972). Dolina Bystrej nawiązuje do uskoku o orientacji WNW-ESE. W części zachodniej, dolina nawiązuje do przebiegu kopalnej rynny Bystrej, której głębokość na odcinku od Celejowa do Bochotnicy zmienia się od 30 do 80 m. W kopalnej formie dolinnej zachowała się kilkumetrowa seria utworów fluwioglacjalnych (piaski różnoziarniste ze żwirami) oraz kilkunastometrowa seria osadów holoceńskich (osady fluwioglacjalne oraz organogeniczne, przeważnie torfy). Doliny dopływów Bystrej są wypełnione holoceńskimi mułkami, piaskami i żwirami rzecznymi (Harasimiuk, Henkiel 1978). 3. Cechy ukształtowania powierzchni dorzecza Obszar dorzecza Bystrej nachylony jest w kierunku zachodnim od 244,0 m n.p.m. w okolicach Sporniaka Palikijskiego do 122,0 m n.p.m. przy ujściu Bystrej do Wisły. Największym urozmaiceniem rzeźby terenu cechuje się zachodnia część dorzecza na pograniczu Płaskowyżu Nałęczowskiego i doliny Wisły. W strefie krawędziowej Płaskowyżu deniwelacje osiągają 90 m. W okolicach Wierzchoniowa i Rąblowa deniwelacje sięgają 60-90 m, a nachylenia stoków dochodzą nawet do 40 o, ku wschodowi deniwelacje zmniejszają się do 20 m. Wierzchowina Płaskowyżu osiąga wysokość 200-220 m n.p.m. Znacznie mniejszym urozmaiceniem terenu charakteryzuje się obszar Równiny Bełżyckiej maksymalne deniwelacje sięgają 30 m, a nachylenia powierzchni rzadko przekraczają 2 o.
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej... 47 Wyraźnie zaznaczającym się elementem ukształtowania powierzchni dorzecza jest dolina Bystrej o długości około 35 km i szerokości do 600 m. Dolina jest głęboko wcięta (do 80 m), szczególnie na obszarze Płaskowyżu Nałęczowskiego. Profil podłużny doliny załamuje się dość wyraźnie w dolnym odcinku, poniżej Celejowa (Harasimiuk, Henkiel 1978). Specyficzną cechą jest występowanie w dolinie Bystrej kilkudziesięciu czynnych szczelinowych źródeł podzboczowych. Źródła o dużej wydajności (20-50 l/s) biją zwłaszcza w dolnym odcinku Bystrej między Wąwolnicą a Wierzchoniowem i w odcinku górnym w okolicach Nałęczowa (Burlikowska 1993). Pozostałe, głęboko wcięte doliny dopływów Bystrej Potoku Wojciechowskiego, Czerki, Bochotniczanki, Potoku Witoszyńskiego i Potoku Stockiego cechują się płaskim dnem i stromymi zboczami, często o nachyleniu nawet 30-40 o. Do charakterystycznych form rzeźby na Płaskowyżu Nałęczowskim należą wąwozy, których średnia gęstość wynosi od 1,0 km/km 2 w północno-wschodniej części dorzecza do ponad 5,0 km/km 2 w części północno-zachodniej (Harasimiuk, Henkiel 1972). Stosunkowo gęsta (do 5,0 km/km 2 ) jest w północnej części dorzecza także sieć suchych, nieckowatych dolin o stosunkowo łagodnie nachylonych zboczach i zróżnicowanych długościach: od kilkuset metrów do kilku kilometrów (Kęsik 1961). Na słabiej urzeźbionej Równinie Bełżyckiej wskaźnik ten wynosi średnio ok. 0,1 km/km 2 (Maruszczak 1961). 4. Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej Wyniki analizy wybranych parametrów morfometrycznych (S mf i R e ) wskazują, że krawędź Płaskowyżu Nałęczowskiego w strefie ujścia Bystrej do Wisły, położona w strefie klimatu umiarkowanego, wykazuje cechy podobne do prostolinijnych skarp młodych uskoków normalnych występujących w półpustynnym klimacie Newady i Kalifornii (Bull 1977, 1978) oraz skarpy uskoku Tam Dao w klimacie monsunowym północnego Wietnamu (Cuong, Zuchiewicz 2001). Wskaźnik krętości krawędzi S mf (mountain-front sinuosity) (Bull 1977, 1978) określa liniową aktywność tektoniczną wybranego czoła masywu górskiego (krawędzi założonej w strefie uskoku) i wyraża się wzorem: S mf = L mf/ L s gdzie: L mf długość granicy między górami a przedpolem (długość: czoła masywu górskiego, podstawy krawędzi stosku), L s analogiczna długość mierzona w linii prostej; Krawędzie podlegające aktywnemu wypiętrzaniu są na ogół prostolinijne i cechują się niskimi wartościami S mf, zmieniającymi się w warunkach suchego klimatu pustyni Basin-and-Range od 1,0 do 1,6. Wartości wskaźnika dla analogicznego obszaru o słabej aktywności tektonicznej wynoszą od 1,4 do 3,0 oraz od 1,8 do >5,0 dla obszarów nieaktywnych (Bull 1977, 1978; Bull, Mc Fadden 1977). Wartość S mf, obliczona dla krawędzi Płaskowyżu Nałęczowskiego w strefie ujścia Bystrej do Wisły wynosi 1,45 i sugeruje względnie słabą aktywność młodych ruchów podnoszących w tym miejscu.
48 Wskaźnikiem szacunkowym, który pozwala na określenie powierzchniowej młodej aktywności tektonicznej jest współczynnik wydłużenia zlewni R e (drainage basin shape) (Bull, Mc Fadden 1977); wyraża się on wzorem: R e = (2 A: π)/l, gdzie: A powierzchnia zlewni, L maksymalna długość zlewni (odległość między skrajnymi punktami w zlewni). Dla zlewni, położonych w klimatach suchych i półsuchych, cechujących się znaczną aktywnością tektoniczną, uzyskiwano wartości R e < 0,50. Dla zlewni położonych analogicznie, ale cechujących się aktywnością słabą lub brakiem otrzymywano wartości odpowiednio: 0,50-0,75 i >0,75 (Bull, Mc Fadden 1977). Wartość R e, wyznaczona dla całego dorzecza Bystrej (0,62) wskazuje na słabą współczesną aktywność tektoniczną obszaru. Wynik ten pozostaje w ścisłym związku z oceną aktywności tektonicznej przedstawioną przez A. Henkla (1982) na podstawie analizy drobnych struktur tektonicznych. Duża aktywność tektoniczna na tym obszarze miała miejsce w górnym karbonie, kiedy powstał podłużny (WNW-ESE) zespół uskoków na linii Ursynów-Kazimierz Dolny-Wysokie i ukształtował się rów mazowiecko-lubelski. Późniejsze pionowe ruchy tektoniczne (laramijskie i polaramijskie), często potomne, wykorzystywały założenie paleozoiczne doprowadzając do powstania fleksur (Miłaczewski, Żelichowski 1970) oraz uskoków poprzecznych (ENE-WSW) i skośnych (N-S), które nadały rowowi cechy struktury blokowej (Żelichowski 1974, 1983). Powierzchniowe zróżnicowanie aktywności tektonicznej uzyskane dla 37 zlewni cząstkowych III rzędu jest natomiast znaczne. Większość z małych zlewni, położonych wzdłuż doliny Bystrej oraz zlewnia Potoku Witoszyńskiego (SW część dorzecza Bystrej) wykazuje słabą aktywność. W dużych zlewniach (m. in. Czerki) w SE części dorzecza, na Równinie Bełżyckiej oraz niektórych zlewniach położonych na północ od doliny Bystrej (m.in. Bochtniczanki), w strefie bliskiej NW granicy Wyżyny Lubelskiej, stwierdzono bardzo niską aktywność tektoniczną (R e zmienia się od 0,82 do 0,93). Jednocześnie zwraca uwagę fakt, że obszary o podwyższonej aktywności wyznaczają kierunek zbliżony do WNW-ESE określany przez A.M. Żelichowskiego (1974) jako główny kierunek dyslokacji karbońskich i kierunek N-S typowy dla fazy polaramijskiej, widoczny w głównych kierunkach spękań skał kredowych (Henkiel, Nitychoruk 1983). Po wydzieleniu 92 zlewni IV rzędu, spośród zlewni III rzędu, obraz przestrzenny aktywności tektonicznej ulega pewnej zmianie. Pozostaje, widoczny w zlewniach III rzędu, obszar o słabej aktywności rozciągający się wzdłuż doliny Bystrej, natomiast zmianom ulega obraz aktywności w południowej części dorzecza obejmującej głównie Równinę Bełżycką. W zlewni Potoku Witoszyńskiego (SW część dorzecza Bystrej) słaba aktywność tektoniczna występuje już tylko w nielicznych zlewniach cząstkowych, a w pozostałej części jest to bardzo słaba aktywność. Istotna zmiana pojawia się w zlewni Czerki, położonej na południe od Wąwolnicy i wokół Wojciechowa. Dla tego obszaru charakterystyczne są liczne zlewnie cząstkowe, dla których współczynnik R e osiąga wartości niższe niż w zlewniach III rzędu. Tak więc średnia wartość wskaźnika uzyskana dla zlewni IV rzędu wskazuje na słabą aktywność tektoniczną obszaru. Aktywność tektoniczna analizowana w zlewniach wyższych rzędów (do VII) o powierzchniach większych od 0,15 km 2 niewiele różni się od jej obrazu powstałego
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej... 49 na podstawie analizy wskaźnika R e w zlewniach III i IV rzędu także ze względu na stosunkowo niedużą ilość nowych wydzieleń. Otrzymane wartości wskaźnika R e przeanalizowano także pod względem określonych klas wielkości powierzchni: większych od 12 km 2 zlewnie III rzędu oraz z przedziału 2-12 km 2 zlewnie III i IV rzędu. Z porównania wynika, że w świetle obu wydzieleń istnieje obszar o podwyższonej aktywności tektonicznej, rozciągający się wzdłuż doliny Bystrej od okolic Wąwolnicy do Bochotnicy. Jest to zgodne z poglądem W. Pożaryskiego (1953) o tektonicznym założeniu tego segmentu doliny Bystrej. Jednocześnie wartości uzyskane dla zlewni o powierzchniach 2-12 km 2 sugerują istnienie słabej aktywności w południowej części dorzecza Bystrej od zlewni Czerki po okolice Huty. Zatem, w ocenie aktywności tektonicznej dorzecza Bystrej, z zastosowaniem współczynnika R e, wystąpiły różnice wartości zależne od powierzchni analizowanych zlewni. Przyczyną tego może być występowanie pokrywy lessowej w północnej części dorzecza. Less pokrywający miąższą warstwą obszary, których wcześniejsza rzeźba wykazywała znaczne urozmaicenie (Harasimiuk, Henkiel 1978), jest bardzo podatny na erozję, co może osłabiać efekt wpływu tektoniki. 5. Podsumowanie i wnioski Obszar dorzecza Bystrej, analizowany metodami morfometrycznymi, z zastosowaniem współczynników S mf i R e, cechuje się ogólnie słabą współczesną aktywnością tektoniczną. Pomiary wykonane dla zlewni III-VII rzędu wskazały obszary o słabej i bardzo słabej aktywności. Zlewnie III rzędu, o R e mniejszym od 0,75 (słaba aktywność), stanowią około 1/3 ogólnej powierzchni tych zlewni, natomiast wśród zlewni IV rzędu ponad 50% ich powierzchni. Podwyższone wartości aktywności R e, niezależnie od analizowanych wielkości zlewni, uzyskano jedynie dla doliny Bystrej w odcinku od Wąwolnicy do Bochotnicy, w którym stwierdzono także najwyższą w dorzeczu wydajność źródeł. Względnie słabą aktywność młodych ruchów podnoszących określa także liniowy wskaźnik S mf obliczony dla zachodniej krawędzi Płaskowyżu Nałęczowskiego, w strefie ujścia Bystrej do Wisły. Wyniki uzyskane dla zlewni cząstkowych różnych rzędów dają zatem dość różnorodny obraz przestrzennej aktywności tektonicznej w dorzeczu Bystrej, zależny od litologii skał czwartorzędowych oraz udokumentowanego wcześniej zróżnicowanego lokalnie systemu pól naprężeń. Literatura Atlas Hydrologiczny Polski, 1986, 2, 1, IMGW, Wyd. Geol., Warszawa. Brzezińska-Wójcik T., 1994, Współczesna aktywność tektoniczna w dorzeczu Sołokiji w świetle współczynnika wydłużenia dorzecza, Annales UMCS, B, 49, 8, 137-146.
50 Brzezińska-Wójcik T., Miłkowska D., Tucki A., 2002, Wpływ neotektoniki na rozwój rzeźby w dorzeczu Gorajca na Roztoczu (SE Polska), Annales UMCS, B, 57, 4, Lublin, 55-74. Brzezińska-Wójcik T., Superson J., 2004, Neotectonic conditions of sedimentation and erosion in small fluvial basins of the Roztocze Tomaszowskie (south-eastern Poland), Zeit. für. Geomorph., 48, 2, 167-184. Bull W.B., 1977, Tectonic geomorphology of the Mojave Desert, U.S. Geol. Surv. Contract Rep. 14-08-001-G-394, Office of Earthquakes, Volcanoes and Engineering, Menlo Park, California, 1-188. Bull W.B., 1978, Geomorphic tectonic activity classes of the south front of the San Gabriel Mountains, California, U.S. Geol. Surv. Contract Rep. 14-08-001-G-394, Office of Earthquakes, Volcanoes and Engineering, Menlo Park, California, 1-59. Bull W.B., Mc Fadden L.D., 1977, Tectonic geomorphology north and south of the Garlock fault, California, [in:] D.O. Doehring (ed.), Geomorphology in Arid Regions, Proc. 8 th Ann. Geomorph. Symp. State Univ. of New York at Binghampton, 9, 115-138. Burlikowska I., 1993, Źródła w dorzeczu Bystrej, [w:] Z. Michalczyk (red.), Źródła zachodniej części Wyżyny Lubelskiej. Wyd. UMCS, Lublin, 71-93. Cuong N.Q., Zuchiewicz W., 2001, Morfotektonika uskoku rzeki Lo w rejonie Tam Dao (północny Wietnam): próba prognozy sejsmicznej, Przegl. Geol., 49, 10/1, 885-893. Chałubińska A., Wilgat T., 1954, Podział fizjograficzny województwa lubelskiego, Przewodnik V Ogólnopolskiego Zjazdu PTG, Lublin, 3-44. Guterch A., 1977, Structure and phisical properties of the Earth crust in Poland light of data DSS, Inst. Geoph. Pol. Ac. Sci. a-4/115/ PWN, Warszawa, Łódź. Harasimiuk M., 1980, Rzeźba strukturalna Wyżyny Lubelskiej i Roztocza, Rozpr. hab. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin, ss. 136. Harasimiuk M., Henkiel A., 1972, Analiza pokrywy lessowej zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego, Przew. Symp. Kraj. Stratygrafia i Litologia Lessów, Warszawa, 50-53. Harasimiuk M., Henkiel A., 1978, Wpływ budowy geologicznej i rzeźby podłoża na ukształtowanie pokrywy lessowej w zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego, Annales UMCS, B, 30/31, 55-77. Henkiel A., 1982, Drobne struktury tektoniczne w północnej części Wyżyny Lubelskiej, Annales UMCS, B, 37, 73-84. Henkiel A., Nitychoruk J., 1981, Spękania ciosowe i drobne struktury tektoniczne w skałach kredowo-paleoceńskich północno-zachodniej części Wyżyny Lubelskiej, Annales UMCS, sec. B, 35/36, 13-27. Jahn A., 1956, Wyżyna Lubelska. Rzeźba i czwartorzęd, Prace Geogr. IG PAN, 7, 1-453. Kęsik A., 1961, Vallées des tarrains loessiques de la partie Ouest du Plateau de Nałęczów, Annales UMCS, B, 15, 123-153. Maruszczak H., 1961, Le relief des terrains de loess sur le Plateau de Lublin, Annales UMCS, B, 15, 93-122. Maruszczak H., 1972, Wyżyny Lubelsko-Wołyńskie, [w:] L. Starkel (red.), Geomorfologia Polski, 1, Warszawa, 367-372. Miłaczewski L., Żelichowski A., 1970, Wgłębna budowa geologiczna obszaru radomsko-lubelskiego, Przewodnik XLII Zjazdu PTG, Lublin, 7-32.
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej... 51 Wyrwicka K., 1980, Stratygrafia, facje i tektonika mastrychtu zachodniej części Wyżyny Lubelskiej, Kwart. Geol., 24, 4, 805-819. Pożaryski W., 1953, Plejstocen w przełomie Wisły przez wyżyny południowe, Prace Inst. Geol., 9, 1-134. Żelichowski A.M., 1974, Obszar Radomsko-Lubelski, [w:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, cz. I, 113-128. Żelichowski A.M., 1983, Mapa tektoniczna 1:300 000, Tab. 43, [w:] S. Kozłowski, A.M. Żelichowski (red.), Atlas Geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego, Wyd. Inst. Geol., Warszawa. Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej al. Kraśnicka 2c, d 20-718 Lublin