Aktywność neotektoniczna Pasma Lubania (Gorce) na podstawie analizy parametrów morfometrycznych

AktywnoϾ neotektoniczna Pasma Lubania (Gorce)

na podstawie analizy parametrów morfometrycznych

Krzysztof Buczek

, Marek Górnik

Neotectonic activity of Lubañ Range (Gorce Mts.) based on morphometric indices. Prz. Geol., 67: 270–278; doi: 10.7306/2019.24

A b s t r a c t. The aim of this paper is to use a relative tectonic index (Iat) in order to evaluate tectonic activity in the intermediate mountain area of the Lubañ Range. To estimate the tectonic activity in the study area, we analyzed 6 DEM derived geomorphic indices for 66 basins: the stream-gradient index (SL), asymmetry factor (Af), basin shape ratio (Bs), hypsometric integral (Hi), valley floor width-valley height ratio (Vf) and mountain-front sinuosity (Smf). These parameters were combined to obtain the relative tectonic activity index (Iat). According to Iat values, ca. 25% of the Lubañ Range was classified as areas of relatively high tectonic activity and ca. 72% as moderately tectonically active. The Iat values suggest a higher relative tectonic activity in the western part of the range, since some morphometric indices, like HI and SL, indi-cate a higher rate of tectonic uplift along the Dunajec Fault and normal faults on the northern slopes of the Lubañ Range. The rate of the tectonic uplift obtained from the Iat values is similar to that derived from river incision. Morphometric analysis as well as field evidence of active tectonics, such as triangular facets, suggest a high rate of tectonic uplift along the northern margins of the range and probably along the eastern slopes of the Lubañ Range. The high relative tectonic activity on the southern slopes in the western part of the Lubañ Range is probably related to active subsidence of the Nowy Targ Basin.

Keywords: index of relative tectonic activity, Carpathians, Lubañ Range, geomorphic indices, tectonic uplift

Szybki rozwój technik opieraj¹cych siê na analizach numerycznych modeli terenu (NMT) z u¿yciem narzêdzi GIS spowodowa³, ¿e geomorfologia tektoniczna sta³a siê popularnym kierunkiem badañ geomorfologicznych, o czym œwiadczy znaczna liczba zagranicznych publikacji do-tycz¹cych tej tematyki (Strahler, 1954; Bull, McFadden, 1977; Burbank, Anderson, 2011; Alipoor i in., 2011; Bahra-mi, 2013; Bagha i in., 2014; Chang i in., 2015; Ntokos i in., 2016). Zastosowanie numerycznych modeli wysokoœcio-wych stworzy³o warunki do szybszej analizy parametrów morfometrycznych znacznie wiêkszych obszarów (AzaÔón i in., 2012). Narzêdzia GIS umo¿liwi³y m.in. automatyczne odwzorowanie sieci drena¿u czy te¿ stosowanie specjali-stycznych analiz, które przy u¿yciu tradycyjnych map topo-graficznych nie by³y osi¹galne.

Do oceny tektonicznej aktywnoœci danego obszaru wykorzystuje siê ró¿ne wskaŸniki morfometryczne, na podstawie których jest obliczany jeden, syntetyczny wskaŸ-nik aktywnoœci tektonicznej. Wed³ug Ró¿yckiej (2015) zastosowanie kilku wskaŸników morfometrycznych nale¿¹cych do ró¿nych kategorii u³atwia odró¿nienie zmian morfologii terenu wywo³anych odpornoœci¹ ska³ pod³o¿a od tych powodowanych aktywnoœci¹ tektoniczn¹. Jednym z syntetycznych wskaŸników morfometrycznych, najczê-œciej stosownym do tego celu za granic¹, jest wskaŸnik wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej (Iat – Index of Relative

Active Tectonic), zaproponowany przez El Hamdouniego

i in. (2008). Dotychczas wskaŸnik Iat stosowano do bada-nia takich obszarów aktywnych tektonicznie, jak m.in.: góry Sierra Nevada (El Hamdouni, 2008), masyw Elbursu (Bagha i in., 2014; Alaei i in., 2017), góry Zagros (Dehbo-zorgi i in., 2010; Arian, Aram, 2014; Eshani, Arian, 2015) czy Wy¿yna Tybetañska (Chang i in., 2015). Wyniki tych badañ wskazuj¹ na znaczn¹ u¿ytecznoœæ wskaŸnika Iat do

oceny aktywnoœci tektonicznej zarówno pojedynczych krawêdzi, jak i ca³ych masywów górskich. WskaŸnik Iat nie by³ do tej pory stosowany w górach œrednich. Na teryto-rium Polski zastosowanie podobnych syntetycznych wskaŸ-ników aktywnoœci tektonicznej ogranicza³o siê do obszaru Roztocza i Wzniesieñ Urzêdowskich (Brzeziñska-Wójcik, 2013; Chabudziñski, Brzeziñska-Wójcik, 2013).

Celem pracy by³o zastosowanie syntetycznego wskaŸ-nika wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej (Iat) do okreœlenia aktywnoœci tektonicznej w wybranym obszarze polskich Karpat.

OBSZAR BADAÑ

Do badañ wytypowano Pasmo Lubania, które le¿y w po³udniowo-wschodniej czêœci Gorców, stanowi¹cych czêœæ Beskidów Zachodnich (Kondracki, 2000) i podlega czwartorzêdowym ruchom wypiêtrzaj¹cym (Zuchiewicz, 1978, 1984; Forma, Zuchiewicz, 2002; Olszak, 2009). Pasmo to ma d³ugoœæ ok. 22 km, zajmuje obszar ok. 122 km2 i jest wyraŸnie wyodrêbnione. Od po³udnia graniczy ono z Kotlin¹ Orawsko-Nowotarsk¹ oraz Pieninami, a wzd³u¿ prze³omowej doliny Dunajca z Beskidem S¹deckim. Od pozosta³ej czêœci Gorców jest oddzielone dolin¹ Ochotnicy oraz Potoku Knurowskiego. W jego rzeŸbie dominuj¹ stro-me stoki oraz g³êbokie wciosy o przebiegu radialnym. G³ówny grzbiet ma przebieg równole¿nikowy z niewielki-mi, kopulastymi kulminacjami (m.in. Runek 1005 m n.p.m) oraz p³ytkimi prze³êczami. Wysokoœæ pasma stopniowo zwiêksza siê z zachodu na wschód, osi¹gaj¹c maksimum na podwójnym wierzcho³ku Lubania (1210 m n.p.m. – szczyt zachodni, 1212 m n.p.m. – wschodni). Najwiêksze deniwelacje w tym paœmie (>400 m) wystêpuj¹ na wschodnich stokach Lubania – w strefie prze³omu Dunajca

1

Instytut Ochrony Przyrody Polskiej Akademii Nauk, al. Adama Mickiewicza 33, 31-120 Kraków; buczek@iop.krakow.pl M. Górnik

przez Beskidy (Zuchiewicz, 2010). W g³êbokich lejach Ÿród³owych wystêpuj¹ liczne, niekiedy bardzo rozleg³e, obszary osuwiskowe (Buca³a i in., 2014; P³aczkowska, 2014; Buczek, 2016).

Masyw Lubania sk³ada siê ze ska³ fliszu karpackiego podjednostki krynickiej p³aszczowiny magurskiej (Waty-cha, 1972; Burtan i in., 1976; Paul, 1978; Kulka i in., 1985). Najstarszymi ska³ami, ods³aniaj¹cymi siê na bada-nym terenie, s¹ cienko³awicowe piaskowce i ³upki nale¿¹ce do formacji szczawnickiej (ryc. 1), których wiek okreœlono na œrodkowy paleocen–dolny eocen (Kulka in., 1991). Ska³y te, wraz z ogniwem z ¯yczanowa (stropowa czêœæ formacji szczawnickiej), wystêpuj¹ w dolnych par-tiach po³udniowych, wschodnich oraz czêœciowo pó³noc-nych stoków obszaru badañ (Paul, 1978, 1980; Kulka in., 1985, 1991).

Na wiêkszoœci obszaru badañ ods³aniaj¹ siê ska³y for-macji magurskiej (dolny eocen–oligocen). Cech¹ charakte-rystyczn¹ tej formacji jest dominacja grubo³awicowych piaskowców o litotypie piaskowców magurskich (Waty-cha, 1972, 1976; Burtan i in., 1976, 1978; Paul, 1978, 1980; Kulka i in., 1985, 1991). W Paœmie Lubania formacja

magurska dzieli siê na trzy ogniwa – piaskowców z Piw-nicznej, warstw z Kowañca oraz piaskowców z Popradu (Watycha, 1972, 1976; Burtan i in., 1976, 1978; Paul, 1978, 1980; Kulka i in., 1985, 1991). Ogniwo piaskowców z Piwnicznej (dolny–œrodkowy eocen) w wiêkszoœci sk³ada siê z grubo i bardzo grubo³awicowych piaskowców i zlepieñców, rozdzielonych przez pakiety cienko³awico-wych piaskowców, mu³owców i ³upków z przewarstwie-niami margli (Kulka i in., 1991). Warstwy z Kowañca, reprezentowane g³ównie przez cienko³awicowe piaskowce i mu³owce ze znacznym udzia³em ³upków, wystêpuj¹ w formie kilku pasów na po³udniowych oraz pó³nocnych sto-kach tego masywu (ryc. 1). Œrodkow¹, najwy¿sz¹, czêœæ pasma stanowi¹ odporne na wietrzenie, grubo³awicowe pias-kowce oraz zlepieñce ogniwa piaskowców z Popradu (Kulka i in., 1991).

Pasmo Lubania, szczególnie w kontakcie z Pieniñskim Pasem Ska³kowym, jest silnie sfa³dowane oraz poprzecina-ne licznymi uskokami (Kulka i in., 1985, 1991). Ska³y for-macji magurskiej tworz¹ najwiêksz¹ strukturê tektoniczn¹ na obszarze badañ – synklinê Lubania, której oœ przebiega zgodnie z g³ównym grzbietem pasma. Od wschodu

synkli-Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badañ (A) oraz uproszczona mapa geologiczna Pasma Lubania (B) (wg Watychy, 1972, Burtana i in. 1976; Paula, 1978; Kulki i in., 1985; tektonika uzupe³niona przez autorów)

Fig. 1. Location of the study area (A) and simplified geological sketch map of the Lubañ Range (B) (after Watycha, 1972; Burtan et al., 1976; Paul, 1978; Kulka et al., 1985; tectonic sketch map supplemented by the authors)

na ta jest obciêta przez uskok Dunajca (¯ytko, 1963). Osie wszystkich synklin i antyklin na obszarze badañ maj¹ prze-bieg zbli¿ony do równole¿nikowego. Struktury te s¹ roz-ciête przez liczne uskoki, przewa¿nie zorientowane SSE-NNW i SSW-NNE (Watycha, 1972, 1976; Burtan i in., 1976, 1978; Paul, 1978, 1980; Kulka i in., 1985, 1991). Jeden z tych uskoków wyraŸnie zaznacza siê na mapie cieniowanej rzeŸby terenu, dziel¹c Pasmo Lubania z SSW na NNE. Uskok ten zosta³ przez autorów artyku³u rozpoznany w niewielkim ods³oniêciu w dolinie Potoku Jurkowskiego i w dalszej czêœci artyku³u jest nazwany uskokiem Jurkow-ski Potok–Piekie³ko. Rysy œlizgowe oraz zadziory, widoczne na powierzchni luster tektonicznych, umo¿liwi³y identyfikacjê lewoprzesuwczego typu przemieszczeñ (132–148/54–60o) oraz prawdopodobnie reaktywacjê tego uskoku przesuwczego jako uskoku normalnego (122–130/60–68o). Reaktywacja uskoków przesuwczych by³a w Karpatach zewnêtrznych zjawiskiem powszechnym (Ksi¹¿kiewicz, 1972; Mastella, 1988; Konon, 2001). Pasmo Lubania jest obramowane przez ró¿nego typu trójk¹tne oraz trapezoidalne lica, charakterystyczne dla uskoków normalnych, reaktywowanych w trakcie dŸwiga-nia tektonicznego (Migoñ, 2006).

Wed³ug Zuchiewicza (1984) Pasmo Lubania jest czê-œci¹ najsilniej podnosz¹cej siê struktury neotektonicznej w polskich Karpatach zewnêtrznych. Rozcinaj¹cy tê struktu-rê Dunajec utworzy³ g³êboki prze³om z zachowanymi poziomami 12 tarasów skalno-osadowych, z których naj-wy¿szy znajduje siê ok. 160 m powy¿ej wspó³czesnego koryta Dunajca (Zuchiewicz, 1984). Na podstawie szaco-wanego klimatostratygraficznie wieku tarasów Zuchie-wicz (1984, 2011) okreœli³ tempo podnoszenia prze³omu Dunajca na 0,12–0,24 mm/rok (interglacja³ eemski–holo-cen) oraz ok. 1 mm/rok w trakcie holocenu. Wyniki badañ poziomów tarasów dwóch lewobrze¿nych dop³ywów Dunajca – Ochotnicy i Kamienicy – œwiadcz¹ o zró¿-nicowanym tempie wcinania siê tych cieków w plejsto-cenie i holoplejsto-cenie (Olszak, 2009). Ró¿nice te, wed³ug auto-rów artyku³u, wskazuj¹ prawdopodobnie na neotekto-niczn¹ aktywnoœæ g³êbokich stref uskokowych zwi¹zanych ze stref¹ nasuniêcia podjednostki krynickiej na bystrzyck¹ (Olszak, 2009). Datowania poziomów tarasów metod¹ optycznie stymulowanej luminescencji (OSL) pozwoli³y na weryfikacjê dotychczas szacowanego wieku tarasów w prze³omie Dunajca oraz w dolinie Ochotnicy (Olszak, Adamiec, 2016). Wyniki tych badañ wskaza³y na znacznie m³odszy wiek poziomów tarasowych oraz wiêksze tempo wypiêtrzania obszaru, wynosz¹ce ok. 0,6 mm/r w ci¹gu ostatnich 150 tys. lat (Olszak, Adamiec, 2016). Wykazano równie¿ zró¿nicowane tempo wypiêtrzania tektonicznego w poszczególnych czêœciach prze³omu Dunajca (Olszak, 2017).

METODYKA

Do scharakteryzowania tektonicznej aktywnoœci bada-nego obszaru wykorzystano 6 cz¹stkowych wskaŸników morfometrycznych: asymetrii zlewni Af, kszta³tu zlewni Bs, d³ugoœci–spadku cieku SL, ca³ki hipsometrycznej Hi,

wskaŸnika szerokoœci dna–wysokoœci zboczy doliny Vf

oraz wskaŸnika krêtoœci frontu górskiego Smf, które

pos³u¿y³y do obliczenia syntetycznego wskaŸnika

wzglêd-nej aktywnoœci tektoniczwzglêd-nej Iat wed³ug metodyki zapropo-nowanej przez El Hamdouniego i in. (2008). Prace rozpo-czêto od wytyczenia na podstawie NMT przebiegu frontów górskich okalaj¹cych Pasmo Lubania (Bull, McFadden, 1977). Przebieg ten w znacznym stopniu dowi¹zuje do zespo³ów lic progów uskokowych (ryc. 3). Obszary po³o¿one poni¿ej wytyczonych frontów górskich nie zosta³y w³¹czone do analizy. Do badañ wybrano 66 zlewni o powierzchni wiêkszej od 0,1 km2

, rozciêtych przez wyty-czone fronty górskie. £¹czna powierzchnia badanych zlewni wynosi³a 88,7 km2, co stanowi ok. 73% powierzchni Pasma Lubania. Analizê parametrów morfometrycznych wybra-nych zlewni przeprowadzono na podstawie NMT o roz-dzielczoœci 1 m, wygenerowanego z danych LiDAR.

WskaŸnik asymetrii zlewni (Af – asymmetry factor) przedstawiaj¹cy stosunek powierzchni prawej strony zlew-ni (Ar) do ca³kowitej powierzchni zlewni (At) wyra¿a siê

wzorem (Hare, Gardner, 1985):

Af A A r t =æ è ç ö ø ÷ ´ 100

WskaŸnik Af jest czu³y na tektoniczne przechylanie obszaru w kierunku prostopad³ym do g³ównej linii drena¿u (Hare, Gardner, 1985). Wartoœci wskaŸnika zosta³y przy-porz¹dkowane do trzech klas aktywnoœci tektonicznej okreœlonych przez El Hamdouniego i in. (2008):

‘klasa I – Af³ 68 oraz Af < 21 (aktywnoœæ wysoka);

‘klasa II – 55£ Af < 68 i 21 £ Af < 42 (umiarkowana);

‘klasa III – 42£ Af < 55 (s³aba).

Wartoœci Af zbli¿one do 50 (klasa III) wskazuj¹ na zlewnie symetryczne, podczas gdy wartoœci znacz¹co wiê-ksze lub mniejsze od 50 (klasy I i II) wyra¿aj¹ odpowiednio wzrost udzia³u powierzchni prawej lub lewej strony zlewni.

Planimetryczny wskaŸnik kszta³tu zlewni (Bs– basin shape ratio) nale¿y do grupy wskaŸników opisuj¹cych

kszta³t zlewni (Ramírez-Herrera, 1998; Ró¿ycka, 2015). Wyra¿a siê on wzorem:

B B B s w = 1 gdzie:

Bl– maksymalna d³ugoœæ zlewni, mierzona od jej

zamkniê-cia do najbardziej oddalonego punktu na dziale wodnym Bw– maksymalna szerokoœæ zlewni

Wysokie wartoœci wskaŸnika Bsoznaczaj¹ zlewnie

sil-niej wyd³u¿one, uznawane dotychczas za relatywnie bar-dziej aktywne tektonicznie (Ramírez-Herrera, 1998; El Hamdouni i in., 2008; Forma, Zuchiewicz, 2002). Wartoœci wskaŸnika Bsprzyporz¹dkowano do trzech klas

aktywno-œci tektonicznej (wg El Hamdouniego i in., 2008):

‘klasa I – Bs³ 4;

‘klasa II – 3 > Bs< 4;

‘klasa III – Bs£ 3.

W metodzie zaproponowanej przez El Hamdouniego i in. (2008) do okreœlenia zmiennoœci spadku cieków wyko-rzystano wskaŸnik d³ugoœci–spadku cieku (SL – stream

SL h

l l

= æ_èçD ö_ø÷ D gdzie:

Dh – ró¿nica wysokoœci na badanym odcinku

Dl – d³ugoœæ odcinka

l – odleg³oœæ pomiêdzy Ÿród³em cieku, a punktem wyzna-czaj¹cym œrodek badanego odcinka.

Profile pod³u¿ne cieków stanowi¹ bardzo czu³y indy-kator zmian nachylenia powierzchni wywo³anych aktyw-noœci¹ tektoniczn¹ (Burbank, Anderson, 2011). Wysokie wartoœci wskaŸnika SL mog¹ wystêpowaæ zarówno na obszarach wypiêtrzanych, jak i zbudowanych ze ska³ bar-dziej odpornych na erozjê, a anomalnie niskie wskazuj¹ na rozwój doliny zorientowanej równolegle do uskoku przesuwczego (Keller, Pinter, 2002). Uzyskane wartoœci wskaŸnika Sl przyporz¹dkowano do trzech klas aktywno-œci tektonicznej wg El Hamdouniego i in. (2008):

‘klasa I – SL > 490;

‘klasa II – 239 > SL < 490;

‘klasa III – SL < 239.

Ca³ka hipsometryczna (Hi – hypsometric integral) jest wskaŸnikiem morfometrycznym opisuj¹cym zró¿nicowa-nie wysokoœci na badanym obszarze (Strahler, 1952). WskaŸnik ten wyra¿a siê wzorem:

(

)

(

)

Hi – wskaŸnik bezwymiarowy, przyjmuj¹cy wartoœci od 0 do 1 Hmaxi Hmin– maksymalna i minimalna wysokoœæ zlewni

[m n.p.m.]

Hmean– œrednia wysokoœæ zlewni [m n.p.m.]

Wysokie wartoœci wskaŸnika Hi wskazuj¹ na wiêkszy udzia³ w zlewni powierzchni usytuowanych na relatywnie du¿ej wysokoœci, co jest ³¹czone z m³odszym etapem roz-woju rzeŸby (Strahler, 1952) i wiêksz¹ aktywnoœci¹ tekto-niczn¹ (El Hamdouni i in., 2008). Obliczone wartoœci wskaŸnika Hi przyporz¹dkowano do trzech klas aktywno-œci tektonicznej, okreœlonych przez El Hamdouniego i in. (2008):

‘klasa I – Hi > 0,5;

‘klasa II – 0,5 > Hi < 0,4;

‘klasa III – Hi < 0,4.

WskaŸnik szerokoœci dna–wysokoœci zboczy doliny (Vf– ratio of valley floor width to valley height) s³u¿y do

rozró¿niania dolin v-kszta³tnych, którym odpowiadaj¹ niskie wartoœci wskaŸnika Vf, od dolin szerokodennych,

charakteryzuj¹cych siê wysokimi wartoœciami tego wskaŸ-nika (Bull, McFadden, 1977). Niskie wartoœci wskaŸwskaŸ-nika Vfmog¹ siê te¿ wi¹zaæ z obszarami aktywnie

wypiêtrza-nymi (Keller, Pinter, 1996). WskaŸnik ten zosta³ opisany wzorem (Bull, McFadden, 1977):

(

) (

)

[

]

Eldi Erd– wysokoœæ lewego i prawego wododzia³u [m n.p.m.]

EscРwysokoϾ dna doliny [m n.p.m.]

Wartoœci wskaŸnika Vf przyporz¹dkowano nastêpnie

do trzech klas aktywnoœci tektonicznej wg El Hamdo-uniego i in. (2008):

‘klasa I – Vf£ 0,5;

‘klasa II – 0,5£ Vf< 1;

‘klasa III – Vf³ 1.

WskaŸnik krêtoœci frontu górskiego (Smf – index of mountain sinuosity) s³u¿y do oceny wzglêdnej aktywnoœci

tektonicznej wzd³u¿ frontów górskich (Bull, McFadden, 1977; Bull, 1978; Silva i in., 2003; El Hamdouni i in., 2008). Okreœla on stan równowagi pomiêdzy wypiêtrza-niem obszaru, które prowadzi do zachowania prostolinio-wego przebiegu frontu górskiego a erozj¹ cieków, skutkuj¹c¹ wzrostem krêtoœci frontu. WskaŸnik ten wyra¿a siê wzorem (Bull, McFadden, 1977):

S L L mf mf s = gdzie:

Lmf– ca³kowita d³ugoœæ frontu [m], mierzona wzd³u¿

wyraŸ-nego za³omu stoku

Ls– d³ugoœæ linii prostej, ³¹cz¹cej dwa najbardziej

oddalo-ne punkty frontu górskiego.

Wyliczone wartoœci tego wskaŸnika przyporz¹dkowano do trzech klas aktywnoœci tektonicznej wyznaczonych przez El Hamdouniego i in. (2008):

‘klasa I – Smf< 1,1;

‘klasa II – 1,1£ Smf< 1,5;

‘klasa III – Smf³ 1,5.

Klasom tektonicznej aktywnoœci zlewni, okreœlonym na podstawie wskaŸników cz¹stkowych, przypisano punk-ty – odpowiednio klasa 1 = 1 pkt., klasa 2 = 2 pkt., klasa 3 = 3 pkt. WskaŸnik Iat tektonicznej aktywnoœci wszystkich zlewni obliczono jako sumê punków ka¿dego z szeœciu wskaŸników, podzielon¹ przez liczbê tych wskaŸników. Obliczone œrednie wartoœci zosta³y zaklasyfikowane do trzech klas wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej (Iat), zapro-ponowanych przez El Hamdouniego i in. (2008):

‘klasa I – 1,5 < Iat < 2 (aktywnoœæ tekt. wysoka);

‘klasa II – 2 < Iat < 2,5 (umiarkowana);

‘klasa III – 2,5 < Iat (niska).

Wed³ug El Hamdouniego i in. (2008) obszary aktywne tektonicznie (klasa I Iat) charakteryzuj¹ siê dŸwiganiem obszaru w tempie >0,4–0,5 mm/rok, umiarkowanie aktyw-ne tempem 0,5–0,05 mm/rok (klasa II Iat), a s³abo aktywaktyw-ne <0,05 mm/rok (klasa III Iat).

WYNIKI

WskaŸnik krêtoœci frontu masywu górskiego Smf

WskaŸnik Smf obliczono dla oœmiu frontów górskich

okalaj¹cych Pasmo Lubania (ryc. 2A). Stosunkowo prosto-linijny przebieg siedmiu z nich (Smfod 1,02 do 1,08)

wska-zuje na du¿¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ badanego obszaru (Bull, McFadden, 1977; Bull, 1978; Silva i in., 2003; El Hamdouni i in., 2008). Natomiast front górski w prze³omie

Dunajca ma przebieg ³ukowaty (F5 na ryc. 2A) i w zwi¹zku z tym zosta³ zaklasyfikowany jako umiarkowanie aktywny tektonicznie.

WskaŸnik asymetrii zlewni Af

Na obszarze Pasma Lubania wskaŸnik asymetrii zlewni Af osi¹ga wartoœci od 17,1 do 69,2 (ryc. 2E). Tylko ok. 2,6% badanego obszaru cechuje siê siln¹ asymetri¹ zlewni, charakterystyczn¹ dla obszarów aktywnych tektonicznie (klasa I). Zlewnie nale¿¹ce do klasy I s¹ zlokalizowane wzd³u¿ pó³nocnej krawêdzi Pasma Lubania. Oko³o 64% powierzchni Pasma Lubania zaklasyfikowano do II klasy Af. Zlewnie nale¿¹ce do III klasy Af, symetryczne lub w nie-wielkim stopniu asymetryczne, wystêpuj¹ w rozproszeniu wzd³u¿ pó³nocnej oraz po³udniowej krawêdzi pasma, a tak¿e tworz¹ wyraŸn¹ grupê obejmuj¹c¹ wschodnie i pó³nocne stoki Lubania (w strefie prze³omowej doliny Dunajca) oraz w pobli¿u ujœcia Ochotnicy do Dunajca.

Analiza przestrzennego rozmieszczenia wskaŸnika asy-metrii zlewni nie sugeruje wyraŸnych, wielkoskalowych tendencji pochylania tektonicznego w obrêbie pasma. Nie-jednokrotnie s¹siaduj¹ce ze sob¹ zlewnie charakteryzuj¹ siê przeciwnymi kierunkami asymetrii, prawdopodobnie uwarunkowanymi strukturalnie lub litologicznie. Jedynie zlewnie dop³ywów Kroœnicy na po³udniowych stokach Pasma Lubania charakteryzuj¹ siê wyraŸnie mniejszym udzia³em powierzchni orograficznie prawej czêœci zlewni. Prawdopodobnie jest to zwi¹zane z pochyleniem tej czêœci pasma w kierunku zachodnim na skutek wypiêtrzania wschodnich stoków Lubania.

Planimetryczny wskaŸnik kszta³tu zlewni Bs

Planimetryczny wskaŸnik kszta³tu zlewni Bsprzyjmuje

na badanym obszarze wartoœci od 1,25 do 4,71 (ryc. 2B). Tylko ok. 6% obszaru badañ zaklasyfikowano do I klasy aktywnoœci tektonicznej – s¹ to najsilniej wyd³u¿one zlewnie na w okolicy Runka po³udniowych stokach Pasma Luba-nia. Do klasy II nale¿y ok. 20% powierzchni badanego pasma, w tym przede wszystkim zlewnie odwadniaj¹ce pó³nocne stoki szczytowej kopu³y Lubania (1211 m n.p.m.), wzd³u¿ uskoku normalnego obramowuj¹cego dolinê Ochotnicy, co mo¿e wskazywaæ na umiarkowan¹ aktyw-noœæ tektoniczn¹. Niskimi wartoœciami wskaŸnika Bs

cha-rakteryzuje siê ponad 74% powierzchni Pasma Lubania (klasa III).

WskaŸnik d³ugoœci–spadku cieku SL

Œrednie wartoœci wskaŸnika SL obliczone dla zlewni Pasma Lubania wynosi³y od 60 do 271 (ryc. 2C). Stosuj¹c kryteria klasyfikacji za El Hamdounim i in. (2008) ¿adnej ze zlewni nie zaklasyfikowano do I klasy aktywnoœci tek-tonicznej. Do II klasy aktywnoœci nale¿¹ zlewnie tylko czte-rech potoków odwadniaj¹cych wierzcho³ek Lubania od pó³nocy i wschodu (ok. 12% powierzchni obszaru badañ). Wiêkszoœæ obszaru zaklasyfikowano jako s³abo aktywn¹ tektonicznie (klasa III), jednak stwierdzono wyraŸny wzrost œrednich wartoœci wskaŸnika SL, postêpuj¹cy z za-chodu na wschód Pasma Lubania (ryc. 2C). Wartoœci wska-Ÿnika SL, w przeciwieñstwie do wskawska-Ÿnika Bs, mog¹

wskazywaæ na silniejsze wypiêtrzanie tektoniczne wzd³u¿

wschodniej i pó³nocnej krawêdzi Pasma Lubania. Wypiê-trzanie to mo¿e nastêpowaæ wzd³u¿ uskoku Dunajca oraz uskoków normalnych obramowuj¹cych dolinê Ochotnicy. WyraŸna zmiana wartoœci wskaŸnika jest widoczna na linii uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko (ryc. 2).

Ca³ka hipsometryczna Hi

Wartoœci ca³ki hipsometrycznej Hi, wyliczone dla badanych zlewni, wynosi³y od 0,35 do 0,62 (ryc. 2D). Wiêkszoœæ obszaru badañ (61%) zaklasyfikowano do II klasy aktywnoœci tektonicznej. Zlewnie w zachodniej czê-œci Pasma Lubania (na zachód od uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko) oraz wzd³u¿ prze³omowej doliny Dunaj-ca (ryc. 2D) nale¿¹ do klasy I (Hi > 0,5) i znajduj¹ siê w m³odocianym stadium rozwoju rzeŸby (Strahler, 1952). Zajmuj¹ one ok. 33% Pasma Lubania. Zlewnie po³o¿one na po³udniowych stokach Lubania, na wschód od linii uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko, charakteryzuj¹ siê najni¿szy-mi wartoœcianajni¿szy-mi Hi (klasa III). Zlewnie nale¿¹ce do III kla-sy zajmuj¹ ok. 6% obszaru badañ.

WskaŸnik szerokoœci dna–wysokoœci zboczy doliny Vf

Na analizowanym obszarze Pasma Lubania wartoœci wskaŸnika szerokoœci dna–wysokoœci zboczy doliny Vf

zmieniaj¹ siê od 0,13 w zlewniach na wschodnich stokach Lubania do 1,96 w zlewniach na stokach po³udniowych (ryc. 2E). Ma³e wartoœci wskaŸnika Vf, œwiadcz¹ce o du¿ej

aktywnoœci tektonicznej (klasa I), charakteryzuj¹ ok. 45% obszaru badañ. Zlewnie nale¿¹ce do I klasy aktywnoœci tektonicznej wystêpuj¹ w trzech obszarach: w zachodniej czêœci Pasma Lubania, na zachód od uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko oraz w du¿ym rozproszeniu wzd³u¿ po³udniowych i pó³nocnych krawêdzi wschodniej czêœci obszaru badañ. Najszerszymi dnami dolin (klasa III) cha-rakteryzuj¹ siê g³ównie zlewnie po³o¿one na po³udnio-wych stokach Lubania (ok. 14% obszaru badañ).

WskaŸnik wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej Iat

Na podstawie wartoœci wskaŸnika wzglêdnej aktywno-œci tektonicznej Iat wiêkszoœæ badanych zlewni (ok. 72% obszaru badañ) zaklasyfikowano do umiarkowanej klasy aktywnoœci tektonicznej (ryc. 3). Zlewnie o du¿ej aktywno-œci tektonicznej (1,5 < Iat < 2,0) obejmuj¹ 25% powierzchni obszaru badañ i s¹ zlokalizowane g³ównie w zachodniej czêœci Pasma Lubania, na zachód od uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko, oraz w rozproszeniu wzd³u¿ pó³nocnej i wschodniej krawêdzi pasma (ryc. 3). Jedynie cztery zlew-nie znajduj¹ce siê w ró¿nych czêœciach pasma zaklasyfiko-wano do klasy niskiej aktywnoœci tektonicznej.

DYSKUSJA

Wed³ug Olszaka (2017) w prze³omie Dunajca tempo wypiêtrzania obszaru wynosi³o œrednio w ci¹gu ostatnich 100 tys. lat 0,64 mm/rok, a w dolinie Ochotnicy 0,55 mm/rok. Prostolinijny przebieg frontów górskich Pasma Lubania mo¿e jednak wskazywaæ na jeszcze szybsze tempo tego procesu.

Fronty górskie o wskaŸniku Smf > 1,4 by³y wi¹zane

Ryc. 2. Wartoœci analizowanych wskaŸników morfometrycznych w zlewniach na obszarze Pasma Lubania Fig. 2. Distribution of selected geomorphic indices in the Lubañ Range basin

1985), a nawet 1,0–5,0 mm/rok (Bull i in., 1978). Obec-noœæ trójk¹tnych lic progów uskokowych jedynie w po³udniowej czêœci prze³omu Dunajca (wzd³u¿ frontów F4 oraz F5), a tak¿e wysokie wartoœci wskaŸników Hi, Af i Vf,

wyliczonych dla tego obszaru, potwierdzaj¹ sugerowane przez Olszaka (2017) zró¿nicowane tempo wypiêtrzania w prze³omie Dunajca.

Ni¿sze wartoœci wskaŸnika Iat w zlewniach w strefie prze³omu Dunajca s¹ skutkiem obecnoœci w tym rejonie kolistych, symetrycznych zlewni o szerokich dnach dolin (wskaŸniki Bs, Af, Vf; ryc. 2). Obecnoœæ takich zlewni jest

uznawana w literaturze za przejaw s³abszej aktywnoœci tektonicznej (Burbank, Anderson, 2011; Ró¿ycka, 2015). W œwietle dotychczasowych wyników badañ, wska-zuj¹cych na znaczne tempo wypiêtrzania tego obszaru (Zuchiewicz, 1984, 1999; Olszak, Adamiec, 2016; Olszak, 2017), mo¿na przypuszczaæ, ¿e kszta³t zlewni oraz szero-koœæ den dolin s¹ uwarunkowane nie tyle aktywnoœci¹ tek-toniczn¹, co mniejsz¹ odpornoœci¹ ska³ pod³o¿a (np. formacji szczawnickiej). Symetryczny kszta³t tych zlewni nie musi zatem wskazywaæ na ich s³ab¹ aktywnoœæ tekto-niczn¹, lecz mo¿e byæ zwi¹zany z podnoszeniem obszaru w kierunku zbie¿nym z g³ówn¹ osi¹ drena¿u. Znaczne

wysokoœci wzglêdne, obserwowane w prze³omie Dunajca (827 m), wskazuj¹ byæ mo¿e na izostatyczne dŸwiganie wisz¹cego skrzyd³a uskoku normalnego, na którym znaj-duje siê szczyt Lubania, podobnie jak dzieje siê to w rejo-nie Babiej Góry czy Góry Cergowej (Jankowski, Margielewski, 2014).

Wzd³u¿ frontów górskich okalaj¹cych Pasmo Lubania wystêpuj¹ liczne trójk¹tne oraz trapezoidalne lica progów uskokowych (ryc. 3), których obecnoœæ jest zazwyczaj wi¹zana z dŸwiganiem obszaru wzd³u¿ reaktywowanych uskoków normalnych (Burbank, Anderson, 2011). Formy te towarzysz¹ równie¿ elewacjom przyuskokowym w stre-fach uskoków przesuwczych czy te¿ zrzutowo-przesuw-czych (Vernicke, Axen, 1988). Piêtrowe u³o¿enie lic (widoczne przede wszystkim wzd³u¿ frontu F1; ryc. 3) oraz ich ró¿ny stopieñ zerodowania mog¹ wskazywaæ na kilka epizodów wypiêtrzania oraz ró¿ne tempo tego procesu wzd³u¿ poszczególnych krawêdzi pasma (por. Bull, McFad-den, 1977). Obecnoœæ lic wzd³u¿ reaktywowanych tekto-nicznie uskoków przesuwczych, zorientowanych SSE-NNW i SSW-NNE, wskazuje na zró¿nicowane tempo wypiêtrza-nia w obrêbie Pasma Lubawypiêtrza-nia. Najlepiej zachowane lica znajduj¹ siê wzd³u¿ frontów F7 i F8, okalaj¹cych obszar

Ryc. 3. Rozmieszczenie klas wskaŸnika wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej (Iat) na obszarze Pasma Lubania Fig. 3. Distribution of relative tectonic activity classes (Iat) in the Lubañ Range

badañ od pó³nocy, co koreluje z wiêkszym udzia³em zlew-ni znajduj¹cych siê w I klasie Iat (ryc. 3). Na wysok¹ wzglêdn¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ wzd³u¿ frontu górskiego F1 wskazuj¹ m.in.: znaczne wyd³u¿enie oraz asymetria zlewni, a tak¿e g³êbokie wciêcie cieków. Wzd³u¿ tego frontu wystêpuj¹ pasy wysokich lic, lecz s³abo nachylonych, któ-rych kszta³t prawdopodobnie jest zwi¹zany z mniejsz¹ odpornoœci¹ ska³ (Bull, McFadden, 1977).

WNIOSKI

Wartoœci syntetycznego wskaŸnika wzglêdnej noœci tektonicznej Iat wskazuj¹ na umiarkowan¹ aktyw-noœæ tektoniczn¹ wiêkszoœci (ok. 72%) obszaru Pasma Lubania (zgodnie z kryteriami przyjêtymi za El Hamdo-unim i in., 2008). Wyj¹tkiem jest zachodnia czêœæ pasma, w której wskaŸnik ten sugeruje wysok¹ wzglêdn¹ aktyw-noœæ tektoniczn¹ (ryc. 3). Zlewnie usytuowane wzd³u¿ frontów górskich w antecedentnym prze³omie Dunajca (F5) oraz dolnym odcinku Ochotnicy (F6) nale¿¹ w wiêkszoœci do II klasy Iat, której El Hamdouni i in. (2008) przypisuj¹ tempo dŸwigania od 0,5 do 0,05 mm/rok. Tempo to jest zbli¿one do dotychczas wzmiankowanego w literaturze tem-pa wypiêtrzania siê obszaru czy te¿ uto¿samianego z nim wcinania siê Dunajca oraz potoku Ochotnica (Zuchiewicz, 1984; Olszak, 2009; Olszak, Adamiec, 2016; Olszak, 2017).

Na obszarach fliszowych przydatnoœæ wskaŸnika Iat mo¿e niekiedy byæ ograniczona ze wzglêdu na znaczne zró¿nicowanie odpornoœci ska³ (np. formacji szczawnic-kiej), jednak oszacowane za jego pomoc¹ tempo wypiê-trzania wschodniej czêœci Pasma Lubania jest zbli¿one do oszacowanego na podstawie rozciêcia erozyjnego coko³ów skalnych tarasów rzecznych (Zuchiewicz, 1984; Olszak, Adamiec, 2016; Olszak, 2017).

Analiza cz¹stkowych wskaŸników morfometrycznych (Smf, Vf, Af, SL, Bs, Hi), chrakteryzuj¹cych badane

zlew-nie, nie jest tak jednoznaczna w kwestii oceny aktywnoœci tektonicznej Pasma Lubania. Wartoœci wskaŸników SL oraz Hi, szczególnie okreœlaj¹ce zlewnie we wschodniej czêœci Pasma Lubania, wskazuj¹ na wysok¹ wzglêdn¹

aktywnoœæ tektoniczn¹, podczas gdy inne wskaŸniki, np. Vfi Bs, sugeruj¹ s³absz¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ badanego

obszaru (ryc. 2). Niezgodnoœæ ta mo¿e wynikaæ z ró¿nic w odpornoœci ska³ pod³o¿a na wietrzenie i erozjê, które w istotny sposób wp³ywaj¹ na procesy denudacyjne transfor-muj¹ce zlewnie.

Wartoœci wiêkszoœci cz¹stkowych wskaŸników morfo-metrycznych potwierdzaj¹ jednak szybsze tempo dŸwi-gania zachodniej czêœci Pasma Lubania (ryc. 2). Obszar ten jest prawdopodobnie silnie wypiêtrzany tektonicznie wzd³u¿ pó³nocnej krawêdzi (fronty F8 i F7).

Z kolei na wypiêtrzanie Pasma Lubania wzd³u¿ uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko (ryc. 4), reaktywowanego jako uskok normalny, wskazuje pozycja hipsometryczna szczytu Runka (1005 m n.p.m.). Szczyt ten jest wyniesiony ok. 50 m ponad wierzchowinê Pasma Lubania, a poniewa¿ znajduje siê w wisz¹cym skrzydle uskoku, jego pozycja mo¿e byæ zwi¹zana z wypiêtrzaniem przyuskokowym (Vernicke, Axen, 1988).

Znaczne wciêcie cieków (wskaŸnik Vf) oraz wyd³u¿enie

zlewni odwadniaj¹cych po³udniowe stoki (wskaŸnik Bs)

zachodniej czêœci Pasma Lubania mog¹ wynikaæ z obni¿a-nia siê ich bazy erozyjnej na skutek aktywnej subsydencji Kotliny Orawsko-Nowotarskiej.

Wyniki badañ wskazuj¹ równie¿ na znaczne ogranicze-nie u¿ytecznoœci wskaŸnika asymetrii zlewni (Af) jako czêœci sk³adowej wskaŸnika Iat. WskaŸnik Af jest czu³y na pochylanie tektoniczne jedynie w kierunku prostopad³ym do przebiegu g³ównej osi drena¿u. W przypadku kierunku pochylenia zgodnego z biegiem cieku wartoœci wskaŸnika Af bêd¹ sugerowaæ ma³¹ aktywnoœæ tektoniczn¹ zlewni, wp³ywaj¹c finalnie na zmianê klasy wzglêdnej aktywnoœci tektonicznej Iat. Autorzy proponuj¹, aby wskaŸnik asyme-trii zlewni traktowaæ jedynie pomocniczo, w celu okreœla-nia mo¿liwych tendencji do pochylaokreœla-nia tektonicznego.

Autorzy sk³adaj¹ serdeczne podziêkowania Recenzentom za liczne uwagi, które wp³ynê³y na ostateczn¹ treœæ artyku³u. Praca powsta³a w ramach badañ statutowych Instytutu Ochrony Przyro-dy PAN (zadanie nr VI/2).

Ryc. 4A – Orientacja przestrzenna uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko na diagramie ko³owym i rozetowym – czerwon¹ strza³k¹ zaznaczono kierunek przemieszczenia. B – Powierzchnia uskoku Jurkowski Potok–Piekie³ko z widocznym lustrem tektonicznym. Strza³k¹ oznaczono ruch skrzyd³a zrzuconego. Fot. K. Buczek

Fig. 4A – Spatial orientation of the Jurkowski Potok–Piekie³ko Fault on the great circle and rose diagram – red arrow indicates the direction of movement. B – Fault surface with visible slickenslides, and the arrow indicates the movement of hanging wall. Photo by K. Buczek

LITERATURA

ALIPOOR R., POORKERMANI M., ZARE M., EL HAMDOUNI R., 2011 – Active tectonic assessment around Rudbar Lorestan dam site, High Zagros Belt (SW of Iran). Geomorphology, 128: 1–14.

ARIAN M., ARAM Z. 2014 – Relative tectonic activity classification in Kermanshah area, west Iran. Solid. Earth Discuss., 5: 2097–2141. AZANÓN J.M., PÉREZ-PENA J.V., GIACONIA F., BOOTH-REA G., MARTÍNEZ-MARTÍNEZ J.M., RODRÍGUEZ-PECES M.J. 2012 – Active tectonics in the central and eastern Betic Cordillera through mor-photectonic analysis: the case of Sierra Nevada and Sierra Alhamilla. J. Iberian Geol., 38 (1): 225–238.

AZOR A., KELLER E.A., YEATS R.S. 2002 – Geomorphic indicators of active fold growth: South Mountain–Oak Ridge Ventura basin, southern California. Geol. Soc. Am. Bull., 114: 745–753.

BAGHA N., ARIAN M., GHORASHI M., POURKERMANI M., EI HAMDOUNI R., SOLGI A. 2014 – Evaluation of relative tectonic activi-ty in the Tehran basin, central Alborz, northern Iran. Geomorphology, 213: 66–87.

BAHRAMI S. 2013 – Analyzing the drainage system anomaly of Zagros basins: Implications for active tectonics. Tectonophysics, 608: 914–928. BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. 2013 – Morfotektonika w annopolsko-lwow-skim segmencie pasa wy¿ynnego w œwietle analizy cyfrowego modelu wysokoœciowego oraz wskaŸników morfometrycznych. Wyd. UMCS, Lublin: 397.

BUCA£A A., MARGIELEWSKI W., STARKEL L., BUCZEK K., ZERNITSKAYA V. 2014 – The reflection of human activity in the sedi-ments of Iwankowskie Lake from Subatlantic Phase (Polish Outer Carpa-thians). Geochronometria, 41 (4): 377–391.

BUCZEK K. 2016 – The human impact on evolution of the landslide lake. Case Study of Lake Puco³owski Stawek in the Gorce Mts. Geogr. Stud., 142: 41–56.

BULL W.B. 1978 – Geomorphic Tectonic Classes of the South Front of the San Gabriel Mountains, California. U.S. Geological Survey Contract Report, 14-08-001-G-394. Office of Earthquakes, Volcanoes and Engine-ering, Menlo Park, CA.

BULL W.B., MCFADDEN L.D. 1977 – Tectonic geomorphology north and south of the Garlock fault, California. [W:] Doehring D.O. (red.), Geomorphology in Arid Regions. Proceedings of the Eighth Annual Geo-morphology Symposium. State University of New York, Binghamton: 115–138.

BURBANK D.W., ANDERSON R.S. 2011 – Tectonic Geomorphology (2nd

ed.). Wiley-Blackwell.

BURTAN J., PAUL Z., WATYCHA L. 1976 – Szczegó³owa mapa geolo-giczna Polski 1:50 000, ark. Mszana Górna, Wyd. Geol., Warszawa. BURTAN J., PAUL Z., WATYCHA L. 1978 – Objaœnienia do szcze-gó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Mszana Górna, Wyd. Geol., Warszawa: 68.

CHABUDZIÑSKI £., BRZEZIÑSKA-WÓJCIK T. 2013 – Zastosowanie ArcNEO do oceny przejawów neotektoniki na przyk³adzie zlewni górne-go Wieprza (Roztocze, œrodkowo-wschodnia Polska). Landform Analy-sis, 24: 11–22.

CHANG Z., SUN W., WANG J. 2015 – Assessment of the relative tecto-nic activity in the Bailongjiang Basin: insights from DEM-derived geo-morphic indices. Environ. Earth Scien., 74: 5143–5153.

DEHBOZORGI M., POURKERMANI M., ARIAN M., MATKAN A., MOTAMEDI H., HOSSEINIASL A. 2010 – Quantitative analysis of relative tectonic activity in the Sarvestan area, central Zagros, Iran. Geo-morphology, 121: 329–341.

EHSANI J., ARIAN M. 2015 – Quantitative analysis of relative tectonic activity in the Jarahi-Hendijan basin area, Zagros, Iran. Geosciences J., 19 (4): 751–765.

EL-HAMDOUNI R., IRIGARAY C., FERNÁNDEZ T., CHACÓN J., KELLER E.A. 2008 – Assessment of relative active tectonics, southwest border of the Sierra Nevada (southern Spain). Geomorphology, 96: 150–173.

FORMA A., ZUCHIEWICZ W. 2002 – Morphotectonics of the Gorce Mountains, Western Outer Carpathians. Fol. Quater., 73: 69–78. HACK J.T. 1973 – Stream-profile analysis and stream-gradient index. J. Res. U.S. Geol. Sur., 1: 421–429.

HARE P.W., GARDNER T.W. 1985 – Geomorphic indicators of vertical neotectonism along converging plate margins, Nicoya Peninsula, Costa Rica. [W:] Tectonic Geomorphology (red.), Morisawa M. and Hack J.T., Proceedings of the 15thGeomorphology Symposium. Birmingham, Allen and Unwinr, Boston: 76–104.

JANKOWSKI L., MARGIELEWSKI W. 2014 – Strukturalne uwarunko-wania rozwoju rzeŸby Karpat zewnêtrznych – nowe spojrzenie. Prz. Geol., 62: 29–35.

KELLER E.A., PINTER N. 2002 – Active Tectonics: Earthquakes, Uplift, and Landscape. Prentice Hall, New Jersey.

KONDRACKI J. 2000 – Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.

KONON A. 2001 – Tectonics of the Beskid Wyspowy Mountains (Outer Carpathians, Poland). Geol. Quart., 45 (2): 179–204.

KSIA¯KIEWICZ M. 1972 – Budowa geologiczna Polski, 4, Tektonika tom 3, Karpaty. Inst. Geol. Warszawa.

KULKA A., R¥CZKOWSKI W., ¯YTKO K., GUCIK S., PAUL Z. 1985 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Szczawni-ca–Kroœcienko, Wyd. Geol., Warszawa.

KULKA A., R¥CZKOWSKI W., ¯YTKO K., GUCIK S., PAUL Z. 1991 – Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, arkusz 1050 Szczawnica–Kroœcienko, Wyd. Geol., Warszawa: 93. MAKOWSKA A., JAROSZEWSKI W. 1987 – O wspó³czesnych ruchach pionowych w Tatrach i na Podhalu. Prz. Geol., 35 (10): 506–512. MASTELLA L. 1988 – Structure and evolution of Mszana Dolna tectonic window, Outer Carpathians, Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 58 (1–2): 53–173.

MIGOÑ P. 2006 – Geomorfologia. PWN Warszawa.

NTOKOS D., LYKOUDI E., RONDOYANNI T. 2016 – Geomorphic analysis in areas of low-rate neotectonic deformation: South Epirus (Gre-ece) as a case study. Geomorphology, 263: 156–169.

OLSZAK J. 2009 – Evidence for differential crustal uplift between neighbouring Kamienica and Ochotnica River valleys in the Polish Western Outer Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol., 79: 187–193. OLSZAK J. 2017 – Late Pleistocene dip-slip faulting along the Dunajec Fault, West Carpathians: Insights from alluvial sediments. Geomorpho-logy, 295: 749–757.

OLSZAK J., ADAMIEC G. 2016 – OSL-based chronostratigraphy of river terraces in mountainous areas, Dunajec basin, West Carpathians: a revision of the climatostratigraphical approach. Boreas, 45: 483–493.

PAUL Z. 1978 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. £¹cko, Wyd. Geol., Warszawa.

PAUL Z. 1980 – Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. £¹cko. Wyd. Geol., Warszawa.

P£ACZKOWSKA E. 2014 – Geological aspects of headwater catchments development in the Lubañ Range (the Outer Carpathians, Poland). Zeitschr. Geomorph., 58 (4): 525–537.

RAMÍREZ-HERRERA M.T. 1998 – Geomorphic assessment of active tectonics in the Acambay Graben, Mexican volcanic belt. Earth Surface Processes and Landforms, 23: 317–332.

ROCKWELL T.K., KELLER E.A., JOHNSON D.L. 1985 – Tectonic geomorphology of alluvial fans and mountain fronts near Ventura, Cali-fornia. [W:] Morisawa M. (red.), Tectonic Geomorphology. Proceedings of the 15th Annual Geomorphology Symposium. Allen and Unwin Publishers, Boston, MA: 183–207.

RÓ¯YCKA M. 2015 – WskaŸniki morfometryczne w geomorfologii tek-tonicznej. Landform Analysis, 30: 20–30.

SILVA P.G., GOY J.L., ZAZO C., BARDAJM T. 2003 – Fault generated mountain fronts in Southeast Spain: geomorphologic assessment of tectonic and earthquake activity. Gemorphology, 250: 203–226. STRAHLER A.N. 1952 – Hypsometric (area-altitude) analysis of erosio-nal topography. Geol. Soc. Am. Bull., 63: 1117–1142.

WATYCHA L. 1972 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Nowy Targ, Wyd. Geol., Warszawa.

WATYCHA L. 1976 – Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Nowy Targ, Wyd. Geol., Warszawa.

WERNICKE B., AXEN G.J. 1988 – On the role of isostasy in the evolu-tion of normal fault systems. Geology, 16: 848–851.

ZUCHIEWICZ W. 1978 – Czwartorzêdowe ruchy tektoniczne, a rzeŸba prze³omu Dunajca przez Beskid S¹decki. Rocz. Pol. Tow. Geol., 48: 517–532.

ZUCHIEWICZ W. 1984 – The Late Neogene-Quaternary tectonic mobi-lity of the Polish West Carpathians. A case study of the Dunajec drainage basin. Ann. Soc. Geol. Polon., 54: 133–189.

ZUCHIEWICZ W. 1999 – The varied rate of river erosion in the Polish Outer Carpathians: the young tectonic movements ratio? Prz. Geol., 47 (9): 854–858.

ZUCHIEWICZ W. 2010 – Neotektonika Karpat polskich i zapadliska przedkarpackiego. Wyd. AGH, Kraków: 234.

ZUCHIEWICZ W. 2011 – Pleistocene tectonic activity of the Polish Western Carpathians: insights from fluvial terraces. Acta Geodyn. Geo-mat., 8: 197–224.

¯YTKO K. 1963 – Wyniki badañ okolic Kroœcienka nad Dunajcem. Kwart. Geol., 7 (4): 724–725.

Praca wp³ynê³a do redakcji 3.10.2018 r. Akceptowano do druku 15.02.2019 r.