Transformacja roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza w plejstocenie
Teresa Brzeziñska-Wójcik*, Waldemar Kociuba*
Po³o¿enie doliny górnego Wieprza i zmienne warunki klimatyczne zadecydowa³y o jej podziale na trzy, wyraŸnie ró¿ni¹ce siê odcinki, odmiennie funkcjonuj¹ce przez ca³y czwartorzêd. Górny odcinek, najstarszy, wykorzystuje rów tektoniczny — Kotlinê Wieprzowego Jeziora. Od miocenu do eoplejstocenu ten segment doliny by³ wykorzystywany przez rzeki odwadniaj¹ce Roztocze ku po³udniowemu wschodowi. W zlodowaceniu odry i warty, w vistulianie oraz w holocenie jednoczesne obni¿anie dna pó³nocnej i pó³nocno-wschodniej czêœci Kotliny Wieprzowego Jeziora oraz jej wypiêtrzanie w miejscu ujœcia subsekwentnej doliny Zielone–Krasnobród doprowadzi³o do czêœciowego lub ca³kowitego zatamowania odp³ywu wód z kotliny przez œrodkowy odcinek Wieprza i utworzenia rozleg³ego rozlewiska lub jeziora. Œrodkowy odcinek doliny górnego Wieprza, to w¹ska, subrównole¿nikowa dolina za³o¿ona w strefie pó³rowu tektonicznego od ujœcia Kryniczanki do Pado³u Zwierzynieckiego. Jej asymetryczny przekrój sugeruje, ¿e powsta³a ona w pó³rowie tektonicznym, rozwijaj¹cym siê na antytetycznym, rotacyjnym uskoku. Ten odcinek charakteryzuje siê licznymi za³amaniami spadku profilu pod³u¿nego tarasów nadzalewowych i holoceñskiego dna doliny. Œrodkowy segment doliny by³ formowany w interglacja³ach ferdynandowskim i mazowieckim. W czasie zlodowacenia odry wykorzystywa³a go rzeka zasilaj¹ca jezioro w Kotlinie Wieprzowego Jeziora. Poprzeczne podnoszenie w¹skich stref dna doliny (w strefie uskoków poprzecznych) przyczynia³o siê wielokrotnie do powstawania jezior. Mi¹¿sza seria vistuliañskich piasków fluwialnych œwiadczy o funkcjonowaniu póŸnoglacjalnej rzeki dojrza³ej, swobodnej, o dolinie dostatecznie szerokiej do powstania zespo³u meandrów, o rozmiarach wynikaj¹cych z du¿ej wartoœci przep³ywów. O holoceñskiej ewolucji tej czêœci doliny decydowa³y procesy bocznego rozwoju dna doliny. Dolny, prze³omowy odcinek doliny górnego Wieprza wykorzystuje pó³nocn¹ czêœæ subpo³udnikowego pó³rowu tektonicznego Pado³u Zwierzyñca. Charakteryzuje siê równie¿ asymetrycznym przekrojem poprzecznym. Ten segment doliny by³ najczêœciej wykorzystywany przez rzeki odwadniaj¹ce, najpierw wa³ metakarpacki: w badenie i sarmacie; nastêpnie Roztocze: w pliocenie i czwartorzêdzie, w zale¿noœci od intensywnoœci ruchów tektonicznych, powoduj¹cych istotne zmiany w orografii obszaru. O intensywnoœci procesów erozyjnych w dnie doliny ko³o Zwierzyñca œwiadcz¹ dwie rynny erozyjne, ca³kowicie zasypane osadami mezoplejstocenu i vistulianu oraz wysoko po³o¿one tarasy erozyjne. Zatamowanie l¹dolodem odry odp³ywu wód ku pó³nocy spowodowa³o w pradolinie Wieprza (zwierzynieckiej) odtworzenie badeñskiego (na po³udnie) kierunku odwodnienia.
S³owa kluczowe: Roztocze, dolina górnego Wieprza, rzeŸba, plejstocen
Teresa Brzeziñska-Wójcik, Waldemar Kociuba — Transformation of the Roztocze segment of the Wieprz River Valley (SE Poland) in the Pleistocene. Prz. Geol., 49: 257–266.
S u m m a r y. The situation of the valley of the upper Wieprz and changeable climatic conditions determined its division into three sig-nificantly diverse segments which functioned in different ways through the Quaternary. The upper segment, the oldest one, makes use of a tectonic graben — the Wieprzowe Lake Trough. From the Miocene to the Eopleistocene, this valley segment was used by rivers draining the Roztocze region towards the south-east. During the Odra and the Warta glaciations, as well as in the Vistulian and in the Holocene, the subsidence of the bottom of the northern and northeastern parts of the Wieprzowe Lake Trough, and its simultaneous uplift at the outlet of the subsequent Zielone-Krasnobród Valley, contributed to partial or total barring of basin waters from the middle segment of the Wieprz River, and formation of a vast flooding area or a lake. The middle segment of the valley of the upper Wieprz River is a narrow subparallel valley formed in the zone of a tectonic half-graben between the mouth of the Kryniczanka River and the Zwierzyniec Trough. Its asymmetric cross-section indicates that the half-graben developed on a rotational thrust fault. The segment is characterised by numerous breaks of slope in the long profile of suprainundational terraces and Holocene talweg. The middle segment of the valley was shaped in the Ferdynandów and Mazovian interglacials. During the Odra glaciation, it was used by a river which supplied the lake in the Wieprz Lake Basin. The Transverse uplift of narrow zones in the talweg (in a transverse fault zone) frequently led to for-mation of lakes. A thick series of Vistulian fluvial sands testifies to the existence of a mature free late-glacial river with a valley wide enough to form a group of meanders whose size depended on great flow volume. Its Holocene evolution was determined by processes of lateral development of the talweg. The lower gap segment of the upper Wieprz Valley uses the northern part of a submeridional half-graben of the Zwierzyniec Trough. It is also characterised by an asymmetric cross-section. This part of the valley was most often used by rivers draining: originally, the Meta-Carpathian Swell — in the Badenian and Sarmatian and finally, the Roztocze region — in the Pliocene and Quaternary, depending on the intensity of tectonic movements which caused significant changes in the orography of the area. The intensity of erosional processes in the talweg near Zwierzyniec is illustrated by two erosional channels entirely filled with Mesopleistocene and Vistulian deposits, and by high-lying erosional terraces. Damming the water runoff towards the north by the Odra glacer resulted in a reconstruction of the Badenian drainage direction (to the south) in the Wieprz (Zwierzyniec) preglacial stream valley. Key words: Roztocze region, upper Wieprz River Valley, relief, Pleistocene
Dolina górnego Wieprza nale¿y do dorzecza górnego Wieprza po³o¿onego w pó³nocno-wschodniej czêœci Roz-tocza Szczebrzeszyñskiego i Tomaszowskiego (ryc. 1). Powierzchnia dorzecza, od Ÿróde³ po ujœcie do Poru, zajmuje 645,2 km2, przy d³ugoœci rzeki 50,5 km (Brzeziñska-Wójcik,
1996). Œredni spadek rzeki miêdzy Jeziorem Wieprzowym
a Zwierzyñcem wynosi 1,26‰, a na odcinku subpo³udni-kowym (miêdzy Zwierzyñcem a Szczebrzeszynem) 0,75‰ (Buraczyñski, 1996) (ryc. 2). Rzekê Wieprz w górnym biegu zasilaj¹ krótkie dop³ywy: Kryniczanka, Jacynka i Œwierszcz.
Po³o¿enie i zmienne warunki klimatyczne zadecydowa³y o podziale doliny na trzy, wyraŸnie ró¿ni¹ce siê odcinki, które odmiennie funkcjonowa³y przez ca³y czwartorzêd. Górny odcinek doliny wykorzystuje rów tektoniczny — Kotlinê *Instytut Nauk o Ziemi UMCS, ul. Akademicka 19, 20-033
Wieprzowego Jeziora; œrodkowy odcinek to w¹ska, subrównole¿nikowa dolina za³o¿ona w strefie pó³rowu tektonicznego od ujœcia Kryniczanki do Pado³u Zwierzyñca, zaœ dolny odcinek wykorzystuje pó³nocn¹ czêœæ subpo³udnikowego rowu tektonicznego, zwanego Pado³em Zwierzyñca (ryc. 1). Powstanie doliny górnego Wieprza w trzech ró¿nych okresach tektonicznych mia³o wp³yw na przebieg procesów rzeŸbotwórczych i wykszta³cenie osadów czwartorzêdowych.
Strukturalne uwarunkowania rozwoju doliny
Dorzecze górnego Wieprza znajduje siê w obrêbie prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej (ryc. 1), podzielonej
na bloki przez wczesnowaryscyjskie strefy uskokowe o charakterze zrzutowo-przesuwczym i orientacjach NW–SE, SW–NE (¯elichowski, 1974; Po¿aryski, 1997). Znaczna czêœæ dorzecza (na zachód od uskoku Zamoœæ–Rawa Ruska) znajduje siê w strefie paleozoicznej jednostki strukturalnej, zwanej podniesieniem radom-sko-kraœnickim; natomiast pozosta³a czêœæ le¿y na obszarze rowu lubelskiego (¯elichowski, 1983). Granicê miêdzy tymi jednostkami stanowi zespó³ g³êbokich uskoków normalno-przesuw-czych (strefa uskokowa Teisseyre’a-Tornquista)
taras wysoki, taras œredni, taras niski,
Ryc. 2. Profil pod³u¿ny doliny górnego Wieprza (wg Brzeziñskiej-Wójcik, 1996; Supersona, 1996; Brzeziñskiej-Wójcik & Supersona, 2001) Fig. 2. Longitudinal profile of the upper Wieprz River Valley (after: Brzeziñska-Wójcik, 1996; Superson, 1996; Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001)
Ryc. 1. Po³o¿enie i strukturalne uwarunkowania powstania doliny górnego Wieprza
Fig. 1. Location and structural setting of the upper Wieprz River Valley
k e n o z o i c z n a t r z e c i o r z ê d p a l e o g e n n e o g e n m i o c e n a l p e j s k a œ r o d k o wy
Ryc. 3. Dolina górnego Wieprza w œrodkowym eoce-nie (zestawiono wed³ug: Kasiñskiego i in., 1993; Bura-czyñskiego & Krzowskiego, 1994; GaŸdzickiej, 1994) Fig. 3. The upper Wieprz River Valley in the middle Eocene (compiled after: Kasiñski et al., 1993; Bura-czyñski & Krzowski, 1994; GaŸdzicka, 1994)
(Po¿aryski, 1997), przecinaj¹cych najwy¿sz¹ czêœæ dorze-cza górnego Wieprza. Po ruchach orogenezy waryscyj-skiej, w strefie podniesienia utworzy³a siê osadowa pokrywa permsko-mezozoiczna, zwi¹zana z funkcjonowaniem basenu œrodkowopolskiego, którego genezê ³¹czono z powstaniem aulakogenu œródpolskiego (Po¿aryski & Kutek, 1976). Ostatnio uwa¿a siê, ¿e depresja basenu powsta³a w warun-kach naprê¿eñ ekstensyjnych (Dadlez i in., 1994). Od œrod-kowej jury do póŸnej kredy obszar dorzecza górnego Wieprza znajdowa³ siê w po³udniowo-wschodniej czêœci basenu œródpolskiego, który podlega³ wyraŸnej subsyden-cji (Po¿aryski, 1974). Z koñcem mezozoiku, w wyniku ruchów tektonicznych fazy laramijskiej, w miejscu basenu œrodkowopolskiego powsta³a niecka lubelska — zapadli-sko tektoniczne oddzielone od pó³nocno-wschodniego obrze¿enia Gór Œwiêtokrzyskich stref¹ uskokow¹ (Paw³owski, 1961; Jaroszewski, 1972; Po¿aryski, 1974). Obszar, który obecnie nazywany jest Roztoczem, znajduje siê w strefie po³udniowo-zachodniego skrzyd³a niecki lubelskiej (Po¿aryski, 1974).
W polifazie laramijskiej ska³y mezozoiczne (g³ównie kredowe) zosta³y zdeformowane w niewielkie, p³askie bra-chyfa³dy w wyniku inwersyjnego dŸwigania œrodkowej czêœci niecki (Cieœliñski & Wyrwicka, 1970; Cieœliñski i in., 1996). Fa³dy te zosta³y przeciête p³ytkimi uskokami, nawi¹zuj¹cymi do paleozoicznego planu tektonicznego (por. ¯elichowski, 1983; Cieœliñski i in., 1996). W wyniku kompresyjnej tektoniki synsedymentacyjnej, na prze³omie póŸnej kredy i trzeciorzêdu, powsta³y rowy i pó³rowy tek-toniczne oraz liczne p³ytkie uskoki pod³u¿ne o przebiegu NW–SE. W planie nawi¹zuj¹ one do g³êbokich uskoków tn¹cych kompleks ska³ paleozoiku (Ney, 1969; ¯elichow-ski, 1972, 1983; Po¿ary¯elichow-ski, 1974; Krassowska, 1976, 1977). Nasilaj¹ce siê ruchy tektoniczne spowodowa³y roz-wój zapadliska tektonicznego Wieprzowego Jeziora oraz rowu So³okiji w strefie zespo³u g³êbokich uskoków Zamoœæ–Rawa Ruska (ryc. 1) (Buraczyñski i in., 1992; Cieœliñski & Rzechowski, 1993).
W paleocenie obszar Roztocza zosta³ wydŸwigniêty, sta-nowi¹c czêœæ wa³u metakarpackiego (Nowak, 1927; Po³towicz, 1998). W œrodkowym eocenie (GaŸdzicka, 1994) pó³nocny basen morski siêgn¹³ po Wy¿ynê Lubelsk¹. Mate-ria³ klastyczny pochodz¹cy z tarczy ukraiñskiej i wa³u metakarpackiego by³ akumulowany wzd³u¿ wschodniego brzegu wa³u metakarpackiego jako osady deltowe rzeki p³yn¹cej z Podola w kierunku pó³nocno-zachodnim (ryc. 3) (Kasiñski i in., 1993; Buraczyñski & Krzowski, 1994). Ówczesna rzeka wykorzysta³a rowy i zapadliska tekto-niczne powsta³e na prze³omie póŸnej kredy i trzeciorzêdu, w strefie g³êbokich uskoków normalno-przesuwczych miêdzy podniesieniem radomsko-kraœnickim i rowem lubelskim (¯elichowski, 1972, 1983; Po¿aryski, 1974, 1997; Krassowska, 1976, 1977). Istnia³ wiêc ju¿ najstarszy, górny odcinek doliny Wieprza, zwany Kotlin¹ Wieprzowego Jeziora (por. ryc. 1 i 3). Na pocz¹tku miocenu, w zwi¹zku z tworzeniem siê p³aszczowin Karpat zewnêtrznych i roz-wojem zapadliska przedkarpackiego (Krzywiec & Jochym, 1997), w obrêbie wa³u metakarpackiego, zacz¹³ kszta³towaæ siê zarys po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roztocza. W dolnym badenie transgresja morska dotar³a do osi garbu Roztocza (Areñ, 1962; Bielecka, 1967). Jej pozosta³oœci¹ s¹ p³ytkowodne utwory okruchowe i wêgla-nowe (Musia³, 1987). W wyniku synsedymentacyjnych, wczesnobadeñskich ruchów dysjunktywnych, odna-wiaj¹cych starsze uskoki NW–SE (Bukowy &
Karnkow-ski, 1974; JaroszewKarnkow-ski, 1977; Krzywiec & Pietsch, 1996), powsta³ prawdopodobnie subpo³udnikowy rów tektonicz-ny Wieprza (Padó³ Zwierzyñca) (Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001) (por. ryc. 1). Czêœæ wa³u metakarpackiego (obecne Roztocze) by³a generalnie odwadniana w kierunku po³udniowym, do Paratetydy (ryc. 4) (Jaroszewski, 1977; Wysocka, 1999). We wczesnym sarmacie nacisk przesu-waj¹cych siê p³aszczowin karpackich i g³êbokie ugiêcie cienkiej skorupy kontynentalnej spowodowa³y szybkie obni¿anie siê zapadliska przedkarpackiego i wypiêtrzenie przedgórskie na pó³nocnym przedpolu zapadliska (Krzy-wiec & Jochym, 1997). Ruchy te przyczyni³y siê do powstania antytetycznych stopni uskokowych, wyraŸnie oddzielaj¹cych zapadlisko przedkarpackie od Roztocza. W œrodkowym sarmacie morze wycofa³o siê, a Roztocze zosta³o ostatecznie wydŸwigniête wzd³u¿ istniej¹cych wczeœniej uskoków NW–SE, tworz¹c wyd³u¿ony zr¹b inwersyjny (Bogacz, 1967; Ney, 1969; Jaroszewski, 1977). W wyniku póŸnosarmackich ruchów, zwi¹zanych z koñcow¹ faz¹ nasuniêcia Karpat zewnêtrznych (Oszczypko, 1996; Krzywiec & Jochym, 1997), w polu kompresji horyzon-talnej powsta³y uskoki lewoprzesuwcze zorientowane NE–SW i ENE–WSW (Krysiak, 1998). W tym samym polu naprê¿eñ powsta³ pó³rów, w którym zosta³ za³o¿ony œrod-kowy odcinek doliny górnego Wieprza (ryc. 1). Prawdopo-dobnie inwersyjny zr¹b Roztocza by³ odwadniany m.in. przez subpo³udnikowy rów tektoniczny Wieprza na po³udnie, do Paratetydy (ryc. 5). Od schy³ku sarmatu do eoplejstocenu Roztocze wraz z wa³em metakarpackim by³o denudowane (Po³towicz & Starczewska-Popow, 1973; Alexandrowicz, 1991). Z tego okresu pochodz¹ powierzchnie denudacyjne oraz tarasy erozyjne, zazna-czaj¹ce siê na zboczach doliny So³okiji i Raty (Jahn, 1956; Buraczyñski, 1967). W pliocenie (ryc. 6), w wyniku izosta-tycznego wynoszenia przedgórza Karpat (Oszczypko, 1997, 1999), Roztocze zosta³o rozbite na szereg nie-równomiernie wyniesionych bloków, o ró¿nej wielkoœci i randze, oddzielonych przez poprzeczne rowy i pó³rowy tektoniczne oraz uskoki kompensacyjne (Jaroszewski, 1977). Zosta³ utworzony po³udniowo-zachodni, zuskoko-wany stopieñ przykrawêdziowy Roztocza Gorajskiego, rozwija³y siê poziomy zrównañ (Jaroszewski, 1977; W¹growski, 1995) oraz procesy krasowe (Maruszczak & Wilgat, 1956). Wzmo¿one ruchy wypiêtrzaj¹ce w œrodko-wym pliocenie (faza rodañska) orogenezy m³odoalpejskiej (Zuchiewicz, 1984) wzmog³y procesy erozji i stworzy³y warunki odp³ywu wód na pó³noc prze³omem pra-Wieprza (Ró¿ycki, 1972; Rühle, 1973a; Wojtanowicz, 1978; Gilew-ska, 1991) oraz prawdopodobnie dolin¹ So³okiji w kie-runku po³udniowo-wschodnim, o czym œwiadcz¹ mu³ki rzeczne z tego okresu (ryc. 6) (Buraczyñski i in., 2001). Rozmiary sto¿ka delty pra-Wieprza w zbiorniku œrodko-wopolskim œwiadcz¹ o wysokiej randze tej rzeki w plioce-nie (Jahn, 1956; Dyjor, 1987).
Warunki rozwoju doliny Wieprza w plejstocenie
Pocz¹tek eoplejstocenu zaznaczy³ siê wypiêtrzaniem Roztocza w fazie wo³oskiej orogenezy m³odoalpejskiej (Zuchiewicz, 1984). Spowodowa³o to gwa³town¹ erozjê wg³êbn¹ rzek (Jahn, 1956; Rühle, 1973, 1973a), o czym œwiadcz¹ tarasy erozyjne o wysokoœci 30 i 60 m na zboczach dolin Gorajca i Wieprza (Jahn, 1956; Marusz-czak & Wilgat, 1956). Prawdopodobnie w piêtrze zimnym
k e n o z o i c z n a t r z e c i o r z ê d k e n o z o i c z n a t r z e c i o r z ê d k e n o z o i c z n a t r z e c i o r z ê d
Ryc. 4. Dolina górnego Wieprza w badenie (zesta-wiono wed³ug: Bukowego & Karnkowskiego, 1974; Jaroszewskiego, 1977; Krzywca & Pietsch, 1996; Wysockiej, 1999)
Fig. 4. The upper Wieprz River Valley in the Bade-nian (compiled after: Bukowy & Karnkowski, 1974; Jaroszewski, 1977; Krzywiec & Pietsch, 1996; Wysocka, 1999)
Ryc. 5. Dolina górnego Wieprza w póŸnym sarma-cie (zestawiono wed³ug: Po³towicz & Starczew-skiej-Popow, 1973; Jaroszewskiego, 1977; Alexan-drowicz, 1991; Krysiak, 1998)
Fig. 5. The upper Wieprz River Valley in the late Sarmatian (compiled after: Po³towicz & Starczew-ska-Popow, 1973; Jaroszewski, 1977; Alexandro-wicza, 1991; Krysiak, 1998)
Ryc. 6. Dolina górnego Wieprza w œrodkowym i póŸnym pliocenie (zestawiono wed³ug: Marusz-czaka & Wilgata, 1956; Ró¿yckiego, 1972; Rüh-lego, 1973a; Dyjora, 1987; Gilewskiej, 1991; Bura-czyñskiego i in., 2001; Oszczypko, 1997, 1999) Fig. 6. The upper Wieprz River Valley in the middle and the late Pliocene (compiled after: Maruszczak & Wilgat, 1956; Ró¿ycki, 1972; Rühle, 1973a; Dyjor, 1987; Gilewska, 1991; Buraczyñski i in., 2001; Oszczypko, 1997, 1999)
ró¿ce (Baraniecka, 1990) (dawniej pretegeleñskim) ju¿ ukszta³towa³ siê odp³yw wód karpackich w kierunku pó³nocno-wschodnim przez prze³omy Wieprza i Gorajca (ryc. 7) (Maruszczak & Wilgat, 1956; Rühle, 1973; Starkel, 1972; Wojtanowicz, 1978). O wzmo¿onym przep³ywie wód œwiadcz¹ te¿ zachowane fragmentarycznie mu³ki w okolicach Bi³goraja (Racinowski, 1969) oraz osady w doli-nie górnej Tanwi ko³o Narola (Buraczyñski i in., 2001). Pierwotnie datowano na eoplejstocen równie¿ osady ¿wi-rowo-piaszczyste zachowane w prze³omowej dolinie Gorajca i w prze³omowej dolinie Wieprza ko³o Zwierzyñca (Jahn, 1956; Buraczyñski, 1967). Marsza³ek i in. (2001) oraz Marsza³ek (1998) uwa¿aj¹ je za osady rzeczne z piêtra nidy, a Rzechowski & Superson (1998) za osady intergla-cja³u ma³opolskiego. W dolinie pra-Wieprza (tzw. Padó³ Zwierzyñca), na g³êbokoœci 19,0–21,0 m zosta³ stwier-dzony zawodniony rumosz skalny reprezentowany przez zwietrzeliny z lepiszczem gliniastym. Jahn (1956) i Bura-czyñski (1967) okreœlali je jako preglacjalne (eoplejstoceñ-skie). Podobny pogl¹d wyrazi³ Kurkowski (1994, 1998) s¹dz¹c, ¿e akumulacja piasków i ¿wirów rzecznych w pra-dolinie zwierzynieckiej mia³a miejsce w warunkach zim-nego piêtra otwockiego, oraz ¿e w warunkach ciep³ego piêtra celestynowskiego, w tej samej pradolinie zosta³y osadzone jeziorne mu³ki piaszczyste. Rzechowski & Superson (1998) uwa¿aj¹ mu³ki piaszczyste za osady wodnolodow-cowe — prawdopodobnie piêtra wilgi (mezoplejstocen). Zdaniem Kurkowskiego (1994), po³o¿enie hipsometryczne stropu tej serii wskazuje na ówczesne tektoniczne obni-¿anie siê doliny pra-Wieprza, a zwiêkszona mi¹¿szoœæ osadów mo¿e sugerowaæ, ¿e sedymentacja nastêpowa³a tutaj równoczeœnie z pog³êbianiem siê rowu tektonicznego. Pog³êbianie subpo³udnikowego rowu tektonicznego pra-Wieprza by³o zapewne zwi¹zane z ruchami tektonicz-nymi dŸwigaj¹cymi Roztocze, zw³aszcza jego po³udnio-wo-zachodni¹ strefê krawêdziow¹, nasilaj¹cymi siê w ciep³ym piêtrze celestynowskim (Baraniecka, 1975, 1983). Doprowadzi³o to do przerwania ³¹cznoœci hydrograficz-nej miêdzy Kotlin¹ Sandomiersk¹ i Wy¿yn¹ Lubelsk¹. Wówczas, u schy³ku eoplejstocenu, w dolinie pra-Wieprza nastêpowa³a najprawdopodobniej sedymentacja mu³ków jeziornych.
Wa¿ny etap rozwoju rzeŸby doliny górnego Wieprza wi¹za³ siê z mezoplejstocenem. L¹dolód zlodowacenia narwi siêgn¹³ maksymalnie na przedpole Wy¿yny Lubel-skiej (Lindner & Wojtanowicz, 1997). W strefie perygla-cjalnej, na Roztoczu, procesy wietrzenia i denudacji sprzyja³y akumulacji piasków i ¿wirów ska³ lokalnych (kredowych i trzeciorzêdowych) w dolinach Poru, Wieprza i Tanwi (Buraczyñski, 1997). Interglacja³ podlaski by³ okresem intensywnej erozji (Rühle, 1973; Wojtanowicz, 1978), której istotnym impulsem by³y ruchy neotektonicz-ne (Rühle, 1973a; Baraniecka, 1975, 1983), zw³aszcza wydatne obni¿enie bazy erozyjnej rzek Polski w wyniku subsydencji syneklizy peryba³tyckiej i niecki szczeciñskiej oraz powstania morza na obszarze dzisiejszego Ba³tyku (Rühle, 1973, 1973a). Ruchy tektoniczne spowodowa³y wydŸwigniêcie po³udniowej czêœci Roztocza i doprowa-dzi³y do powstania niewysokiego dzia³u wodnego w strefie pradoliny Wieprza na wysokoœci po³udniowej krawêdzi Roztocza. Zosta³a przerwana ³¹cznoœæ hydrograficzna miêdzy Kotlin¹ Sandomiersk¹ a Wy¿yn¹ Lubelsk¹ (ryc. 8). Zlodowacenie po³udniowopolskie rozpoczê³o siê
transgre-sj¹ l¹dolodu nidy (zob. Wojtanowicz, 1993). Zastoiskowa akumulacja osadów by³a wynikiem zatamowania l¹dolo-dem odp³ywu wód ku pó³nocy w obni¿eniach dolinnych zwi¹zanych z systemem pra-Wieprza (doliny zwierzyniec-kiej) (Kurkowski, 1994; Marsza³ek, 1998). W okresach ociepleñ i fazach recesji czo³a l¹dolodu móg³ zostaæ ponownie uruchomiony odp³yw wód pradolin¹ Wieprza na po³udnie — ku Kotlinie Sandomierskiej i dolin¹ So³okiji na po³udniowy-wschód — ku Pobu¿u (ryc. 9). W intergla-cjale ma³opolskim (przasnyskim) pocz¹tkowo mia³a miej-sce intensywna erozja i denudacja na wierzchowinach i stokach oraz akumulacja w dolinach. Po optimum klima-tycznym nast¹pi³ okres wzmo¿onej akumulacji piasków i ¿wirów z przewarstwieniami mu³ków w dolinach rzek (Gorajec) (Kurkowski, 1994; W¹growski, 1995; Marsza³ek, 1998). Na wierzchowinach i stokach nasili³y siê procesy krasowe i wietrzeniowe (W¹growski, 1995). W zlodowa-ceniu san 1 l¹dolodem zosta³o przykryte Roztocze oraz pó³nocna czêœæ Kotliny Sandomierskiej (Wojtanowicz, 1978; Buraczyñski, 1997). Osady glacjalne (gliny zwa³owe) zosta³y osadzone w aktywnej tektonicznie strefie krawê-dziowej (Laskowska-Wysoczañska, 1979, 1980, 1983, 1992, 1995). Z okresu deglacjacji pozosta³y osady w doli-nie Gorajca (Popielski, 1994; Marsza³ek i in., 1995; Mar-sza³ek, 1998) i w dolinie Wieprza (Buraczyñski, 1996). Ruchy neteoktoniczne spowodowane recesj¹ czo³a l¹dolo-du (Baraniecka, 1975, 1983) sprzyja³y rozwojowi inten-sywnych procesów erozji i denudacji, na wierzchowinach i stokach, w warunkach peryglacjalnych w interglacjale ferdynandowskim. W pradolinach (m.in. pra-Wieprza, w odcinku Pado³u Zwierzyñca) wody wolno p³yn¹ce aku-mulowa³y mu³ki i mu³ki piaszczyste rzeczno-rozlewisko-we facji korytorzeczno-rozlewisko-wej i powodziorzeczno-rozlewisko-wej (Kurkowski, 1994; W¹growski, 1995). Zlodowacenie san 2 (Baraniecka, 1990) równie¿ objê³o Roztocze i znaczn¹ czêœæ Kotliny Sando-mierskiej (Laskowska-Wysoczañska, 1995). Na przedpolu l¹dolodu nastêpowa³a sedymentacja mu³ków zastoisko-wych (W¹growski, 1995). Pozosta³oœci¹ s¹ gliny zwa³owe na Roztoczu Gorajskim (Jahn, 1956; Buraczyñski, 1967, 1986; Cieœliñski, 1993) i na Roztoczu Tomaszowskim (Buraczyñski i in., 2001). Na pó³nocnym przedpolu Rozto-cza znaleziono ozy i kemy (Buraczyñski & Superson, 2001). W interglacjale mazowieckim zaznaczy³y siê prze-jawy silnej erozji zarówno na wierzchowinach, jak i w doli-nach rzecznych (Kurkowski, 1994; W¹growski, 1995), spowodowane neotektonicznym uaktywnianiem pod³o¿a (Rühle, 1973; Baraniecka, 1983) w wyniku relaksacji glaciizostatycznej (Liszkowski, 1975, 1993), jak równie¿ zmianami klimatycznymi (Lindner, 1988). Osady rzeczne (piaski ze ¿wirami, ¿wiry, piaski py³owate) z doliny Wie-prza ko³o Zwierzyñca i Bondyrza wskazuj¹, ¿e w tym inter-glacjale dolina Wieprza by³a po raz pierwszy osi¹ hydrograficzn¹ Roztocza Tomaszowskiego (ryc. 10) (Kur-kowski, 1994; W¹growski, 1995). Z ch³odnego piêtra zlo-dowacenia liwca (Lindner, 1988; Baraniecka, 1990), zachowa³y siê pod lessem osady szczelinowe deglacjacji arealnej na pó³nocno-wschodnim sk³onie Roztocza Toma-szowskiego w okolicach Krynic (Buraczyñski & Superson, 2001). Z piêtra interglacja³u zbójna pochodzi seria mu³ków rzeczno-rozlewiskowych w dolinie pra-Wieprza miêdzy Bondyrzem i Zwierzyñcem (Kurkowski, 1994; Popielski, 1994).
Neoplejstocen rozpocz¹³ siê zlodowace-niami œrodkowopolskimi, w czasie których przewa¿a³y procesy erozji i denudacji w warunkach strefy peryglacjalnej oraz rozpo-czê³a siê akumulacja pokrywy lessowej. Zasiêg l¹dolodu odry wyznaczaj¹ osady w œrodkowej czêœci Wy¿yny Lubelskiej oraz w zachodniej czêœci Roztocza Gorajskiego (Buraczyñski i in., 1982; Buraczyñski, 1986; Buraczyñski i in., 1991). Zatamowanie l¹dolo-dem odry odp³ywu wód ku pó³nocy i zacho-dowi spowodowa³o w pradolinie Wieprza (Padole Zwierzyñca) odtworzenie siê star-szego kierunku odwodnienia (por. ryc. 4, 5, 9 i 11). Œladem tego s¹ osady piaszczyste rzeczne oraz piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (Kur-kowski, 1994; Popielski, 1994; W¹growski, 1995). Interglacja³ lubelski (lubawski — Lind-ner, 1988; pilicy — Baraniecka, 1990) i zlodo-wacenie warty by³y piêtrami, w których dominowa³y procesy denudacji i erozji oraz tworzy³a siê pokrywa lessowa na zboczach i wierzchowinach (W¹growski, 1995). Nato-miast w dolinach wolno p³yn¹cych rzek (np. Gorajca) nastêpowa³a lokalnie akumulacja mu³ków (Marsza³ek, 1998; Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001) oraz powolna erozja bocz-na (W¹growski, 1995). W czasie zlodowacenia warty, w warunkach peryglacjalnych, inten-sywnym procesom wietrzenia towarzyszy³y procesy stokowe. W kotlinie Wieprzowego Jeziora nastêpowa³a sedymentacja mu³ków jeziornych (Superson, 1996). Wynikiem spokojnego przep³ywu wód dolinami Gorajca i Wieprza ku pó³nocy s¹ piaski i mu³ki piasz-czyste (Marsza³ek i in., 2001; Rzechowski & Superson, 1998). W interglacjale eemskim na wierzchowinach i stokach Roztocza intensyw-nie rozwija³y siê procesy denudacji i erozji oraz wietrzenia chemicznego w warunkach klimatu umiarkowanie wilgotnego i ciep³ego (Kurkow-ski, 1994, 1998; W¹grow(Kurkow-ski, 1995; Marsza³ek, Ryc. 7. Dolina górnego Wieprza we wczesnym eoplejstocenie — piêtro ciep³e ponurzycy (zestawio-no wed³ug: Jahna, 1956; Maruszczaka & Wilgata, 1956; Rühlego, 1973; Wojtanowicza, 1978) Fig. 7. The upper Wieprz River Valley in the early Eopleistocene — warm stage of Ponurzyca (compiled after: Jahn, 1956; Maruszczak & Wilgat, 1956; Rühle, 1973; Wojtanowicz, 1978)
Ryc. 8. Dolina górnego Wieprza w interglacjale pod-laskim (zestawiono wed³ug: Rühlego, 1973, 1973a; Wojtanowicza, 1978)
Fig. 8. The upper Wieprz River Valley in the Podlasie interglacial (compiled after: Rühle, 1973, 1973a; Wojtanowicz, 1978)
Ryc. 9. Dolina górnego Wieprza w czasie zlodowace-nia nidy (zestawiono wed³ug: Wojtanowicza, 1993; Kurkowskiego, 1994; Marsza³ka, 1998)
Fig. 9. The upper Wieprz River Valley in the Nida gla-ciation (compiled after: Wojtanowicz, 1993; Kurkow-ski, 1994; Marsza³ek, 1998)
1998). Neotektoniczne ruchy wznosz¹ce powo-dowa³y bardzo siln¹ erozjê wg³êbn¹ w prado-linie Wieprza (odcinek subpo³udnikowy) i znaczne zniszczenie osadów zlodowacenia warty (W¹growski, 1995). W dolinach Gorajca i Wieprza, u ich wylotu z Roztocza, zachowa³y siê interglacjalne mu³ki fluwialne (Marsza³ek i in., 2001; Superson, 1996).
Zlodowacenia pó³nocnopolskie by³y ostat-nim okresem, w którym dominuj¹cym czynni-kiem rozwoju rzeŸby by³ surowy klimat peryglacjalny. Obszerne i wnikliwe studium funkcjonowania systemu fluwialnego górnego Wieprza w zlodowaceniu wis³y przedstawi³ Superson (1996). W stadiale torunia i przez znaczn¹ czêœæ zlodowacenia wis³y Kotlina Wieprzowego Jeziora nale¿a³a przez dolinê So³okiji do dorzecza Bugu (Buraczyñski & Superson, 2001). Dolinny dzia³ wodny pomiê-dzy Wieprzem i So³okij¹ znajdowa³ siê wów-czas ko³o Majdanu Wielkiego, a koryto paleo-Wieprza zaczyna³o siê ko³o miejscowoœci Zie-lone. Takie po³o¿enie dzia³u wodnego by³o prawdopodobnie wynikiem ruchów neotek-tonicznych, które wydŸwignê³y Kotlinê Wie-przowego Jeziora lub obni¿y³y rów tektoniczny So³okiji. Prawdopodobnie ju¿ w stadiale torunia funkcjonowa³y pozosta³e dwa odcinki doliny Wieprza. Stanowi³y one niski pasa¿, którym przewiewane by³y piaski od zachodu przez: sto¿ek nap³ywowy Wieprza w Zwierzyñcu, równole¿nikow¹ dolinê Wieprza w Obroczy do doliny Kryniczanki. Piaski eoliczne przewiewane z zachodu spycha³y rze-kê w Kotlinie Wieprzowego Jeziora pod wschodnie zbocze. Okresy suche by³y prze-dzielone sezonami wilgotnymi z gwa³townymi ulewami, które powodowa³y powodzie (Super-son, 1996). W interstadiale gniewu system flu-wialny Wieprza by³ ma³o aktywny, gdy¿ zlewniê pokrywa³a zwarta szata roœlinna Ryc. 10. Dolina górnego Wieprza w czasie intergla-cja³u mazowieckiego (zestawiono wed³ug: Rühlego, 1973; Liszkowskiego, 1975, 1993; Baranieckiej, 1983; Kurkowskiego, 1994; W¹growskiego, 1995) Fig. 10. The upper Wieprz River Valley in the Mazovian interglacial (compiled after: Rühle, 1973; Liszkowski, 1975, 1993; Baraniecka, 1983; Kurkow-ski, 1994; W¹growKurkow-ski, 1995)
Ryc. 11. Dolina górnego Wieprza w czasie zlodowa-cenia odry (zestawiono wed³ug: Buraczyñskiego i in., 1982; Buraczyñskiego, 1986; Buraczyñskiego i in., 1991; Kurkowskiego, 1994; W¹growskiego, 1995; Buraczyñskiego & Supersona, 1998)
Fig. 11. The upper Wieprz River Valley in the Odra glaciation (compiled after: Buraczyñski et al., 1982; Buraczyñski, 1986; Buraczyñski et al., 1991; Kur-kowski, 1994; W¹growski, 1995; Buraczyñski & Superson, 1998)
Ryc. 12. Dolina górnego Wieprza w zlodowaceniu wis³y (zestawiono wed³ug Supersona, 1996) Fig. 12. The upper Wieprz River Valley in the
Vistu-(Mamakowa, 1986). W stadiale œwiecia nadal istnia³a ³¹cznoœæ hydrograficzna miêdzy Kotlin¹ Wieprzowego Jeziora i So³okij¹ (Superson, 1996). Po³¹czenie to zosta³o w tym okresie znacznie zwê¿one przez narastaj¹cy pomost lessowy miêdzy D¹brow¹ i Szarowol¹ (Buraczyñski, 1994). W interstadiale grudzi¹dza nadal istnia³ niezbyt intensywny przep³yw wód miêdzy Kotlin¹ Wieprzowego Jeziora i So³okij¹. W fazie wstêpuj¹cej stadia³u g³ównego wody paleo-Kryniczanki utworzy³y prawdopodobnie bifur-kacjê — czêœæ wód odp³ywa³a do doliny So³okiji, czêœæ do równole¿nikowej doliny Wieprza (Superson, 1996). Poœrednio mia³y na to wp³yw równie¿ zró¿nicowane ruchy neotektoniczne (Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001) (ryc. 12). Przerzedzenie roœlinnoœci tundrowo-stepowej przy koñcu fazy wstêpuj¹cej stadia³u g³ównego wzmog³o denudacjê na stokach. Na dno doliny erozyjnej górnego Wieprza woda transportowa³a du¿e iloœci rumowiska den-nego i zawiesinowego, co wskazuje na du¿¹ intensywnoœæ przep³ywów. Materia³ ten tworzy³ sp¹gowe czêœci œredniego tarasu nadzalewowego ko³o Majdanu Wielkiego. W sta-diale g³ównym by³y deponowane osady sto¿ków nap³y-wowych bocznych dolin. Prawdopodobnie wówczas utwo-rzy³ siê piaszczysty sto¿ek nap³ywowy, po³o¿ony w lejko-watym wêŸle tektonicznym obni¿enia Kosobud i doliny Wieprza. Fluwialne osady dolinne subrównole¿nikowego odcinka doliny zosta³y rozciête przez erozjê wg³êbn¹. Pro-ces rozcinania rozpocz¹³ siê prawdopodobnie przy ujœciu odcinka subrównole¿nikowego doliny do Pado³u Zwierzyñ-ca. Podczas fazy zstêpuj¹cej stadia³u g³ównego w dolinie by³y deponowane osady œredniego tarasu nadzalewowego. Z czasem procesy fluwialne zosta³y zast¹pione przez inten-sywne przewiewanie piasków, które tworzy³y przeszkody w dolinie. Te naturalne przeszkody tamowa³y odp³yw wód i prowadzi³y do powstawania dolinnych jezior zaporo-wych. U wylotów dolin by³y sypane sto¿ki nap³ywowe (ryc. 2), które zajmuj¹c znaczn¹ czêœæ dna doliny, przyczy-ni³y siê do rozwoju w¹skiej strefy osadów zwi¹zanych z przep³ywem pod³u¿nym. Sto¿ki spycha³y tak¿e koryto Wieprza pod przeciwleg³e zbocze, co powodowa³o krêty bieg rzeki (Superson, 1996). O ruchach neotektonicznych (Kowalski & Liszkowski, 1972), modeluj¹cych warunki rozwoju doliny Wieprza œwiadcz¹ liczne za³amania spad-ku profilu pod³u¿nego dna doliny oraz zró¿nicowana wysokoœæ powierzchni tarasów nadzalewowych (Harasi-miuk, 1980, 1984; Brzeziñska-Wójcik, 1996). Zró¿ni-cowane ruchy tektoniczne mia³y równie¿ wp³yw na rozwój sto¿ków nap³ywowych po³o¿onych przy wylocie sub-równole¿nikowego odcinka doliny do szerokiego Pado³u Zwierzyñca. Powodowa³y one rytmiczne rozcinanie powierzchni sto¿ka i sypanie nowej formy sto¿kowej na przedpolu starej (Superson, 1996; Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001).
W póŸnym glacjale czynnikiem przewodnim, kszta³tuj¹cym trzy odcinki dna doliny, by³y zmiany klima-tyczne, które wymusi³y zmianê warunków odp³ywu rzecz-nego oraz dostawy materia³u na dno doliny. Nast¹pi³o zahamowanie poszerzania dna doliny. Ust¹pienie wielolet-niej zmarzliny polepszy³o ch³onnoœæ gruntu, a rozprze-strzenienie siê lasów wywo³a³o wzrost ewapotranspiracji. Spowodowa³o to stopniowe zmniejszenie odp³ywu rzecz-nego i œredniej prêdkoœci sp³ywu wód w korytach (Super-son, 1996).
Podsumowanie
Górna, najstarsza, czêœæ doliny jest stosunkowo szero-ka i g³êboszero-ka, jak na najwy¿szy odcinek doliny. Jest to zapewne zwi¹zane z jej tektoniczn¹ genez¹. Ma ona kszta³t równoleg³oboku i jest ograniczona krawêdziami rotowa-nych pionowo bloków tektoniczrotowa-nych. Ta czêœæ doliny by³a stosunkowo wczeœnie aktywna tektonicznie, co decydo-wa³o o obni¿aniu lub podnoszeniu dna doliny, a to z kolei rzutowa³o na zmniejszanie lub zwiêkszanie spadku (Brze-ziñska-Wójcik, 1996; Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001). W okresie od miocenu do eoplejstocenu ten odcinek doliny by³ prawdopodobnie wykorzystywany przez rzeki odwadniaj¹ce inwersyjny zr¹b Roztocza ku po³udniowe-mu-wschodowi. Wyprz¹tniêcie starszych osadów wskazu-je na podnosz¹ce ruchy tektoniczne w eoplejstocenie (Jahn, 1956; Harasimiuk, 1980; Cieœliñski & Rzechowski, 1993). Jednoczesne obni¿anie dna pó³nocnej i pó³noc-no-wschodniej czêœci Kotliny Wieprzowego Jeziora oraz jej wypiêtrzanie w miejscu ujœcia subsekwentnej doliny Zielone–Krasnobród przyczyni³o siê do czêœciowego lub ca³kowitego zatamowania odp³ywu wód z kotliny przez œrodkowy odcinek Wieprza i powstanie rozleg³ego rozle-wiska lub jeziora, zw³aszcza w zlodowaceniach œrodkowo-polskich (odry i warty), w vistulianie (Superson, 1996) oraz w holocenie.
Œrodkowy odcinek doliny górnego Wieprza przecina Roztocze Tomaszowskie równolegle do d³u¿szej osi regio-nu. Dolina jest w¹ska (do 1 km) i ma przekrój asymetrycz-ny. Lewe, po³udniowo-zachodnie zbocze jest stosunkowo ³agodnie nachylone i d³ugie, natomiast zbocze prawe (pó³nocno-wschodnie) jest krótkie i strome. Powsta³a ona w pó³rowie tektonicznym rozwijaj¹cym siê na antytetycz-nym, rotacyjnym uskoku. Ten odcinek doliny górnego Wieprza charakteryzuje siê licznymi za³amaniami spadku profilu pod³u¿nego tarasów nadzalewowych i holoceñskie-go dna doliny (Buraczyñski & Brzeziñska-Wójcik, 1995; Superson, 1996). Pokrywanie siê za³amañ spadku ze strefa-mi tektonicznystrefa-mi, które przecinaj¹ poprzecznie dno doli-ny, pozwoli³o postawiæ wniosek, ¿e za³amania spadku dna doliny s¹ wynikiem ruchów tektonicznych (Brzeziñ-ska-Wójcik & Superson, 2001). Œrodkowy odcinek doliny górnego Wieprza by³ formowany przez wolno p³yn¹ce wody interglacja³u ferdynandowskiego i mazowieckiego. W czasie zlodowacenia odry odcinek ten by³ wykorzysty-wany przez rzekê zasilaj¹c¹ jezioro, istniej¹ce w Kotlinie Wieprzowego Jeziora (Superson, 1996; Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001). W¹skie i cienkie listwy mu³ków war-ciañskich, po³o¿one przy zboczu doliny (Buraczyñski & Superson, 2001), œwiadcz¹ o istnieniu jeziora zastoiskowe-go, które byæ mo¿e powsta³o przez zaryglowanie doliny dŸwiganym progiem tektonicznym na rotacyjnym uskoku Hutków–Majdan Wielki, przy ujœciu Kotliny Wieprzowe-go Jeziora (Brzeziñska-Wójcik & Superson, 2001). Poprzeczne podnoszenie w¹skich stref dna doliny (w stre-fie uskoków poprzecznych) przyczynia³o siê zapewne wie-lokrotnie do powstawania jezior, nawet jeszcze w czasach historycznych (Piasecka, 1973). Mi¹¿sza seria s³abo zró¿nicowanych litologicznie vistuliañskich piasków flu-wialnych œwiadczy o funkcjonowaniu póŸnoglacjalnej rze-ki dojrza³ej swobodnej o dolinie dostatecznie szerorze-kiej do powstania zespo³u meandrów, o rozmiarach wynikaj¹cych z wielkoœci przep³ywów (Falkowski, 1971). Coraz wiêksz¹
przewagê zyskiwa³y procesy bocznego rozwoju dna doli-ny, decyduj¹ce o jego holoceñskiej ewolucji.
Dolny, prze³omowy odcinek doliny górnego Wieprza, za³o¿ony w strefie pó³rowu tektonicznego Pado³u Zwierzyñ-ca, charakteryzuje siê równie¿ asymetrycznym przekrojem poprzecznym. Lewe zbocze jest d³ugie i ³agodnie nachylo-ne, natomiast prawe krótkie i strome. Ten po³udnikowy odcinek doliny by³ najczêœciej wykorzystywany przez rze-ki odwadniaj¹ce, najpierw wa³ metakarpacrze-ki: w badenie — w kierunku po³udniowym, w sarmacie — w kierunku pó³nocnym; a nastêpnie Roztocze: w pliocenie — w kie-runku pó³nocnym, w zale¿noœci od intensywnoœci ruchów tektonicznych, powoduj¹cych istotne zmiany w orografii obszaru. O intensywnoœci procesów erozyjnych w dnie pó³rowu tektonicznego, ko³o Zwierzyñca, œwiadcz¹ dwie rynny erozyjne, ca³kowicie zasypane osadami mezoplej-stocenu (Buraczyñski, 1996) i vistulianu (Superson, 1996) oraz wysoko po³o¿one tarasy erozyjne (Jahn, 1956). Zata-mowanie l¹dolodem odry odp³ywu wód ku pó³nocy spowodowa³o w pradolinie Wieprza (zwierzynieckiej) odtworzenie badeñskiego (ku po³udniowi) kierunku odwod-nienia (Kurkowski, 1994; W¹growski, 1995).
Z koñcem plejstocenu w dolinie Wieprza zanika koryto roztokowe. Kszta³tuje siê koryto meandrowe, które cyklicznie wykazuje tendencje do: obni¿enia podstawy erozyjnej wskutek silnego wcinania siê rzeki, agradacji (spowodowanej przewag¹ dostawy i akumulacji osadów nad erozj¹) oraz poszerzania dna w wyniku erozji bocznej w okresach stabilnoœci. Procesy, kszta³tuj¹ce dno ka¿dego z trzech segmentów doliny, zale¿¹ g³ównie od czynników klimatycznych, tektonicznych i antropogenicznych.
Literatura
ALEXANDROWICZ S.W. 1991 — Zarys paleogeografii Polski. [W:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Œrodowisko przyrodnicze. PWN, Warszawa: 25–38.
AREÑ B. 1962 — Miocen Roztocza Lubelskiego miêdzy Sann¹ a Tan-wi¹. Prace Inst. Geol., 30: 5–86.
BARANIECKA M.D. 1975 — Fazy tektoniczne w czwartorzêdzie w œrodkowej czêœci Ni¿u Polskiego. I Krajowe Symp.: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, 1. Wyd. Geol.: 197–206.
BARANIECKA M.D. 1983 — Faza ma³opolska, kujawska i mazowiec-ka jako fazy tektoniczne w czwartorzêdzie Polski. Mat. III Krajowego Symp.: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Pol-sce, 4. Ossolineum, Wroc³aw: 183–193.
BARANIECKA M.D. 1990 — Propozycja nowelizacji stratygrafii czwartorzêdu dla Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000 w œwietle g³ównych wyników badañ stratygraficznych ostatnich 20 lat. Kwart. Geol., 34: 149–166.
BIELECKA M. 1967 — Trzeciorzêd po³udniowo-zachodniej czêœci Wy¿yny Lubelskiej. Biul. Inst. Geol., 206: 115–188.
BOGACZ K. 1967 — Budowa geologiczna pó³nocnego obrze¿enia rowu krzeszowickiego. Prace Geol. PAN, Oddz. Kraków, 41. BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. 1996 — Wp³yw budowy geologicznej na rozwój rzeŸby Roztocza Tomaszowskiego i Rawskiego. Arch. Bibl. G³ównej UMCS, Lublin.
BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. & SUPERSON J. 2001 (w druku) — Wp³yw ruchów neotektonicznych na warunki rozwoju doliny górnego Wieprza na Roztoczu Tomaszowskim (SE Polska). Zesz. Nauk., Geo-grafia, Poznañ.
BUKOWY S. & KARNKOWSKI P. 1974 — Zapadlisko przedkarpac-kie. [W:] Budowa Geologiczna Polski. T. 4. Tektonika, Cz. 1. Ni¿ Pol-ski. Wyd. IG, Warszawa: 394–416.
BURACZYÑSKI J. 1967 — Zarys geomorfologii Roztocza Zachodnie-go. Ann. UMCS Lublin, B, 22: 77–123.
BURACZYÑSKI J. 1986 — Zasiêg l¹dolodu odry (Saalian) we wschodniej Polsce. Prz. Geol., 34: 684–689.
BURACZYÑSKI J. 1994 — Rola procesów eolicznych w rozwoju pokryw piaszczystych na Roztoczu Tomaszowskim. [W:] B.
Nowa-czyk, T. Szczypek (red.), Vistuliañsko-holoceñskie zjawiska i procesy eoliczne (wybrane zagadnienia). Stow. Geom. Pol., Poznañ. BURACZYÑSKI J. 1996 — Ewolucja doliny górnego Wieprza na Roztoczu w piêtrach wis³y i holocenu. Ann. UMCS, B, 60, 8: 117–139. BURACZYÑSKI J. 1997 — Roztocze. Budowa-rzeŸba-krajobraz. ZGR, Lublin: 88–97.
BURACZYÑSKI J. & BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. 1995 — Rozwój doliny górnego Wieprza w vistulianie i holocenie. [W:] PóŸnoczwar-torzêdowy rozwój rzeŸby i zmiany œrodowiska przyrodniczego. Mat. Symp. dedykowanego prof. dr hab. Stefanowi Kozarskiemu. Poznañ: 14–16.
BURACZYÑSKI J., BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. & SUPERSON J. 2001 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski, arkusz Tomaszów Lubelski, 1 : 50 000. Wyd. PIG.
BURACZYÑSKI J., BUTRYM J. & WOJTANOWICZ J. 1982 — „Interglacja³ lubelski” w Polichnie na Wy¿ynie Lubelskiej. Ann. UMCS, B, 37: 43–60.
BURACZYÑSKI J., BUTRYM J. & BRZEZIÑSKA T. 1991 — Czwar-torzêd strefy krawêdziowej Roztocza Gorajskiego. [W:] A. Kostrzew-ski (red.), Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. UAM, Poznañ, S. Geografia, 50: 389–400.
BURACZYÑSKI J. & KRZOWSKI Z. 1994 — Middle Eocene in the So³okija graben on Roztocze Upland.Geol. Quart. , 38, 4: 739–753. BURACZYÑSKI J. & SUPERSON J. 2001 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski, arkusz Komarów, 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa.
CIEŒLIÑSKI S. 1993 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geo-logicznej Polski, arkusz Zakrzówek (822), 1 : 50 000, Wyd. PIG, War-szawa: 1–28.
CIEŒLIÑSKI S., KUBICA B. & RZECHOWSKI J. 1996 — Mapa geo-logiczna Polski, 1 : 200 000. Tomaszów Lubelski, Do³hobyczów. B — Mapa bez utworów czwartorzêdowych. Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A.
CIEŒLIÑSKI S. & RZECHOWSKI J. 1993 — Mapa geologiczna pod³o¿a czwartorzêdu Roztocza miêdzy Tomaszowem Lubelskim a Hrebennem. [W:] M. Harasimiuk, J. Krawczuk, J. Rzechowski (red.), Tektonika Roztocza i jej aspekty sedymentologiczne, hydrogeologiczne i geomorfologiczno-krajobrazowe. Wyd. TWWP, Lublin: 38–46. CIEŒLIÑSKI S. & WYRWICKA K. 1970 — Kreda obszaru lubelskie-go. Przew. 42. Zjazdu Pol. Tow. Geol., Lublin, 3–5 wrzeœnia 1970: 56–74.
DADLEZ R., NARKIEWICZ M., STEPHENSON R.A. & VISSER M.T.M. 1994 — Subsydencja bruzdy œrodkowopolskiej w permie i mezozoiku. Prz. Geol., 42: 715–720.
DYJOR S. 1987 — M³odotrzeciorzêdowy i eoplejstoceñski rozwój sie-ci kopalnych dolin w Polsce na tle ewolucji paleogeograficznej obszaru bruzdy œrodkowopolskiej. [W:] Problemy m³odszego neogenu i eoplej-stocenu w Polsce. Mat. Konf. Nauk.: Plioceñska i eoplejstoceñska sieæ rzeczna i zwi¹zane z ni¹ kompleksy osadów gruboklastycznych w Pol-sce. Wroc³aw, 18–20 czerwiec 1985. PAN: 13–42.
FALKOWSKI E. 1971 — Historia i prognoza uk³adu koryta wybra-nych odcinków rzek nizinwybra-nych Polski. Biul. Geol. UW, 12: 5–121. GADZICKA E. 1994 — Middle Eocene calcareous nannofossils from the Roztocze region (SE Poland) — their biostratigraphic and paleoge-ographic significance. Geol. Quart., 38, 4: 727–738.
GILEWSKA S. 1991 — Rozwój œrodowiska Polski w trzeciorzêdzie. [W:] L. Starkel (red.), Geografia Polski. Œrodowisko przyrodnicze. PWN, Warszawa: 37–67.
HARASIMIUK M. 1980 — RzeŸba strukturalna Wy¿yny Lubelskiej i Roztocza. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin: 1–136.
HARASIMIUK M. 1984 — Rola tektoniki i litologii w ewolucji sieci dolinnej Wy¿yny Lubelskiej i Roztocza. Przew. 56. Zjazdu Pol. Tow. Geol., 13–15 wrzesieñ 1984 Lublin, Cz. 1: 66–68.
JAHN A. 1956 — Wy¿yna Lubelska. RzeŸba i czwartorzêd. Pr. Geogr. PAN, Warszawa, 7: 1–453.
JAROSZEWSKI W. 1972 — Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich. Studia Geol. Pol., 38. JAROSZEWSKI W. 1977 — Sedymentacyjne przejawy mioceñskiej ruchliwoœci tektonicznej na Roztoczu Œrodkowym. Prz. Geol., 25: 418–427.
KASIÑSKI J., PIWOCKI M., TO£KANOWICZ E. 1993 — Upper Paleocene facies setting in northeast Poland and its control of amber distribution. 2-nd Baltic Conference Vilnius. Abstracts, 39.
KOWALSKI W. C. & LISZKOWSKI J. 1972 — Wspó³czesne pionowe ruchy skorupy ziemskiej w Polsce na tle jej budowy geologicznej. Biul. Geol., UW, 14.
KRASSOWSKA A. 1976 — Kreda miêdzy Zamoœciem, Tomaszowem Lubelskim a Kry³owem. Biul. IG, 291: 51–101.
KRASSOWSKA A. 1977 — Kreda w okolicy Kraœnika–Zakrzewa (na podstawie g³êbokich otworów wiertniczych). Prz. Geol., 25: 65–70. KRYSIAK Z. 1998 — Ewolucja tektoniczna zapadliska przedkarpac-kiego. Pos. Nauk. PIG, 54(6).
KRZYWIEC P. & PIETSCH K. 1996 — Zmiennoœæ stylu tektoniczne-go i warunków sedymentacji na obszarze zapadliska przedkarpackietektoniczne-go miêdzy Krakowem a Przemyœlem w œwietle interpretacji regionalnych profili sejsmicznych. Z. Nauk. AGH, Geologia, 22: 49–59.
KRZYWIEC P. & JOCHYM P. 1997 — Charakterystyka mioceñskiej strefy subdukcji Karpat polskich na podstawie wyników modelowañ ugiêcia litosfery. Prz. Geol., 45: 785–792.
KURKOWSKI S. 1994 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski, arkusz Krasnobród (894), 1 : 50 000. Wyd. PIG, War-szawa: Tab. II.
KURKOWSKI S. 1998 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski, arkusz Józefów (927), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: Tab. II.
LASKOWSKA-WYSOCZAÑSKA W. 1979 — Czwartorzêdowe ruchy pionowe brze¿nej strefy zapadliska przedkarpackiego u podnó¿a Roz-tocza. Prz. Geol., 27: 318–321.
LASKOWSKA-WYSOCZAÑSKA W. 1980 — Zlodowacenie po³udniowopolskie na tle rozwoju paleogeomorfologicznego œrodkowej i wschodniej czêœci Kotliny Sandomierskiej. [W:] Stratygrafia i chro-nologia lessów oraz utworów glacjalnych dolnego i œrodkowego plej-stocenu w Polsce SE. Prz. Sem Teren. w Lublinie. Kom. Bad. Czwart. PAN, UMCS, Lublin.
LASKOWSKA-WYSOCZAÑSKA W. 1983 — Czwartorzêdowe ruchy pionowe œrodkowej i wschodniej czêœci Kotliny Sandomierskiej. III Kraj. Symp.: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, T. 4. Ossolineum, Wroc³aw.
LASKOWSKA-WYSOCZAÑSKA W. 1992 — Typ i wiek kopalnych zbiorników wodnych wschodniej czêœci Kotliny Sandomierskiej. Stu-dia Geol., Pol., 99, Warszawa: 93–104.
LASKOWSKA-WYSOCZAÑSKA W. 1995 — Neotectonic and glacial control on geomorphic development of middle and eastern parts of the Sandomierz Basin and the Carpathian margin. Folia Quaternaria, 66: 105–122.
LINDNER L. 1988 — The Pleistocene glaciations and interglacials in Poland. Quatern. Stud. in Poland, 8: 37–47.
LINDNER L. & WOJTANOWICZ J. 1997 — Korelacja schematów stratygraficznych plejstocenu wy¿yn po³udniowo-polskich. Prz. Geol., 45: 76–80.
LISZKOWSKI J. 1975 — Wp³yw obci¹¿enia l¹dolodem na plejstoceñ-sk¹ i wspó³czesn¹ dynamikê litosfery na obszarze Polski. I Krajowe Symp.: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Pol-sce, T. 1. Wyd. Geol.: 255–277.
LISZKOWSKI J. 1993 — Glacjoizostazja jako znacz¹cy czynnik m³odych ruchów skorupy ziemskiej w Polsce po³udniowej. Konf. Kom. Neotektoniki. Kom. Bad. Czwart. PAN: Neotektonika Polski: metody-ka, datowania, przyk³ady regionalne. Kraków, 25–27 paŸdziernik1993: 28.
MAMAKOWA K. 1986 — Lower boundary of the Vistulian and the Early Vistulian pollen stratigraphy in continuous Eemian — Early Vistulian pollen sequences in Poland. Quatern. Stud., 7: 51–63. MARSZA£EK S. 1998 — Osady czwartorzêdowe w dolinie Gorajca. [W:] Przew. 69. Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geolo-gicznego: Budowa geologiczna Roztocza (100-lecie badañ polskich geologów). Krasnobród, 23–26 wrzesieñ 1998: 129–132.
MARSZA£EK S., MA£EK M. & DRZYMA£A J. 2001 (w druku) — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy geologicznej polski, arkusz Szcze-brzeszyn, 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa.
MARUSZCZAK H. & WILGAT T. 1956 — RzeŸba strefy krawêdzio-wej Roztocza Œrodkowego. Annales UMCS, Lublin, B, 10: 1–107. MUSIA£ T. 1987 — Miocen Roztocza (Polska po³udniowo-wschod-nia). Biul. Geol., 31: 5–140.
NEY R. 1969 — Piêtra strukturalne w pó³nocno-wschodnim obramo-waniu zapadliska przedkarpackiego. Prace Geol. PAN Oddz. Kra-kowski, 53: 1–101.
NOWAK J. 1927 — Zarys tektoniki Polski. II Zjazd Stow. Geogr. i Etnogr. w Polsce, Kraków.
OSZCZYPKO N. 1996 — Mioceñska dynamika polskiej czêœci zapa-dliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 44: 1007–1018.
OSZCZYPKO N. 1997 — The Early-Middle Miocene Carpathian Peri-pheral foreland basin (Western Carpathian, Poland). Prz. Geol., 45: 1054–1063.
OSZCZYPKO N. 1999 — Przebieg mioceñskiej subsydencji w pol-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prace PIG, 168: 209–230. PAW£OWSKI S. 1961 — Kredowy i jurajski rów lubelski. Kwart. Geol., 5: 831–838.
PIASECKA J.B. 1973 — Niektóre zmiany hydrograficzne w œwietle materia³ów historycznych. [W:] J. Babicz (red.), Studia z dziejów geo-grafii i kartogeo-grafii. Mon. z Dziejów Nauki i Techniki, 87, Wroc³aw: 425–439.
PO£TOWICZ S. 1998 — Dolnosarmacka delta Szczurowej na tle ewo-lucji geologicznej przedgórza Karpat. Kwart. AGH, 24, 3: 219–239. PO£TOWICZ 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 geolo-gicznej Polski, arkusz Terespol (893), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warsza-wa: Tab. II.
PO¯ARYSKI W. 1974 — Obszar œwiêtokrzysko-lubelski. [W:] Budo-wa geologiczna Polski, IV, Tektonika, Cz. I, Wyd. Geol.: 349–363. PO¯ARYSKI W. 1997 — Tektonika powaryscyjska obszaru œwieto-krzysko-lubelskiego na tle struktury pod³o¿a. Prz. Geol., 45: 1265–1270.
PO¯ARYSKI W. & KUTEK J. 1976 — Problematyka 48. Zjazdu Pol. Tow. Geol. Prz. Geol., 24, 8: 445–450.
RACINOWSKI R. 1969 — Sedymentacja osadów czwartorzêdowych w okolicach Bi³goraja. Biul. Inst. Geol., Z badañ czwartorzêdu w Pol-sce, 12: 275–288.
RÓ¯YCKI S.Z. 1972 — Plejstocen Polski œrodkowej na tle przesz³oœci w górnym trzeciorzêdzie. PWN, Warszawa.
RÜHLE E. 1973 — Stratygrafia czwartorzêdu Polski. [W:] E. Rühle (red.), Metodyka badañ osadów czwartorzêdowych. Wyd. Geol.: 31–78.
RÜHLE E. 1973a — Ruchy neotektoniczne w Polsce. [W:] E. Rühle (red.), Metodyka badañ osadów czwartorzêdowych. Wyd. Geol.: 13–30.
RZECHOWSKI J. & SUPERSON J. 1998 — Osady czwartorzêdowe Roztocza. Mater. Konf. Teren. PTGeol: Wp³yw tektoniki Roztocza na przebieg sedymentacji osadów w trzeciorzêdzie, rozwój rzeŸby i warunki kszta³towania zasobów wodnych. Lublin–Zwierzyniec, 25–26 czerwiec 1999: 79–89.
STARKEL L. 1972 — Kotlina Sandomierska. [W:] M. Klimaszewski (red.), Geomorfologia Polski, t. 1. PWN, Warszawa: 138–166. SUPERSON J. 1996 — Funkcjonowanie systemu fluwialnego wy¿yn-nej czêœci dorzecza Wieprza w zlodowaceniu wis³y. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin.
W¥GROWSKI A. 1995 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski 1 : 50 000, arkusz Janów Lubelski (858). Wyd. PIG, Warszawa: 1–34.
WOJTANOWICZ J. 1978 — Rozwój nizinnej czêœci doliny Sanu na tle paleogeomorfologii Kotliny Sandomierskiej. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin.
WOJTANOWICZ J. 1993 — Charakterystyka litologiczna i stratygra-ficzna osadów plejstoceñskich w dolinie Bugu ko³o Uhruska. Ann. UMCS, B, 58, 22: 297–309.
WYSOCKA A. 1999 — Przebieg sedymentacji utworów organodetry-tycznych oraz terrygeniczno-organodetryorganodetry-tycznych w póŸnym badenie w strefie krawêdziowej Roztocza (na podstawie utworów
ods³aniaj¹cych siê w okolicach Józefowa). Mat. Konf. Teren. PTG Wp³yw tektoniki Roztocza na przebieg sedymentacji osadów w trzecio-rzêdzie, rozwój rzeŸby i warunki kszta³towania zasobów wodnych. Lublin–Zwierzyniec, 25–26.06.1999: 21–22.
ZUCHIEWICZ W. 1984 — The Late Neogene-Quaternary tectonic mobility of the Polish West Carpathians. A case study of the Dunajec drainage basin. Ann. Soc. Pol., 54: 133–189.
¯ELICHOWSKI A.M. 1972 — Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi i Bugiem. Biul. Inst. Geol., 263: 92–97.
¯ELICHOWSKI A.M. 1974 — Obszar Radomsko-Lubelski. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV. Tektonika, Cz. I. Wyd. Geol.: 113–128.
¯ELICHOWSKI A.M. 1983 — Mapa tektoniczna 1 : 300 000. Tab. 43. [W:] S. Koz³owski, A.M. ¯elichowski (red.), Atlas Geologiczno-su-rowcowy obszaru lubelskiego. Wyd. Inst. Geol., Warszawa.
