Morfometryczne kryteria oceny powierzchniowych form krasowych z tektoniką na przykładzie Lubomla (Ukraina NW)

Morfometryczne kryteria oceny zwi¹zku powierzchniowych form krasowych

z tektonik¹ na przyk³adzie podniesienia Lubomla (Ukraina NW)

Rados³aw Dobrowolski*, Andrij Bogucki**, Iwan Zaleski***

Metody morfometryczne s¹ przydatne nie tylko w rozwa¿aniach nad morfogenez¹ lubelsko-wo³yñskiego obszaru krasowego, ale tak¿e przy interpretacji jego cech strukturalnych. Analiza izopletowych map gêstoœci form krasowych dokumentuje œcis³y zwi¹zek miêdzy rozwojem wspó³czesnej rzeŸby krasowej, a kenozoiczn¹ tektonik¹ podniesienia Lubomla w brze¿nej czêœci kratonu wschodnioeuropejskiego. Ortogonalny uk³ad g³ównych morfolineamentów (NE–SW/NW–SE) odzwierciedla przebieg subregionalnych dyslokacji kompleksu paleozoicznego, odm³odzonych w pokrywie mezo-kenozoiku w czasie m³odoalpejskich faz aktywnoœci tektonicznej. Neotektoniczna ewolucja obszaru dokonywa³a siê najprawdopodobniej w warunkach zmieniaj¹cego siê regionalnego pola naprê¿eñ, powoduj¹cego zmianê kierunku i zwrotu przemieszczeñ, czêsto wzd³u¿ tych samych p³aszczyzn nieci¹g³oœci.

S³owa kluczowe: kras kredy pisz¹cej, ska³y górnokredowe, analiza morfometryczna, podniesienie Lubomla, Polesie, Ukraina NW

Rados³aw Dobrowolski, Andrij Bogucki & Iwan Zaleski — Morphometric criteria for estimation a relationship between karst relief and tectonics on the example of the Luboml Elevation (NW Ukraine). Prz. Geol., 634–638.

S u m m a r y. Morphometric methods are useful not only for consideration a morphogenesis of the Lublin-Volhynia karst area but also for interpretation of its structural features. Analysis of isopleth maps of the density of karst forms evidences a close relationship between the development of present karst relief and the Cainozoic tectonics of the Luboml Elevation in the marginal part of the East European craton. Orthogonal arrangement of the main morpholineaments (NE–SW/NW–SE) follows subregional dislocations of the Paleozoic complex, which proliferated to the Meso-Cainozoic cover during the Late Alpine phases of tectonic activity. Neotectonic evolution of this area occurred probably in circumstances of a fluctuating regional stress field, what resulted in a change of direction and sense of displacements, often along the same surfaces of discontinuity.

Key words: karst of chalk, Upper Cretaceous rocks, morphometric analysis, Luboml Elevation, Polesiye, NW Ukraine

Wykorzystanie analiz morfometrycznych do badania zwi¹zku powierzchniowych form krasowych ze struktur¹ krasowiej¹cego pod³o¿a mo¿e stanowiæ cenne uzupe³nie-nie prac prowadzonych w tym zakresie innymi metodami (Williams, 1971; Mills & Starnes, 1983; Ferrarese i in., 1998). Jest to szczególnie przydatne narzêdzie badawcze w obszarach z dobrze rozwiniêtym zespo³em powierzchnio-wych form krasopowierzchnio-wych, zdradzaj¹cym ich wyraŸne uporz¹dkowanie przestrzenne. Orientacjê form — wyd³u¿enie i azymut d³u¿szej osi — mo¿na bowiem w takim przypadku traktowaæ jako morfologiczny wyraz uszczelinienia górotworu. Obraz przestrzennego zró¿nico-wania tych cech mo¿e byæ zatem wykorzystany zarówno do rozwa¿añ morfogenetycznych, jak i do wnioskowania o przebiegu uskoków i stref uskokowych w równinnych obszarach s³abo czytelnych pod wzglêdem geologicznym. Wydaje siê, ¿e najlepszych wyników w tym wzglêdzie mo¿na oczekiwaæ w obszarach platformowych, charaktery-zuj¹cych siê stosunkowo ma³o skomplikowanym stylem tektonicznym. Warunki te spe³nia po³udniowo-zachodnia czêœæ platformy wschodnioeuropejskiej, z dobrze rozwi-niêtym na powierzchni zespo³em form krasowych, repre-zentuj¹cych typ krasu kredy pisz¹cej (Maruszczak, 1966). Zastosowanie procedury badawczej, ³¹cz¹cej wyniki pomiarów morfometrycznych z badaniami terenowymi, da³o dobre rezultaty przy ocenie wp³ywu tektoniki na mor-fogenezê krasu lubelskiego (Dobrowolski, 1998).

Obie-cuj¹ce wyniki dotychczasowych prac wskazywa³y

jednoczeœnie na celowoœæ rozszerzenia badañ na s³abo

dotychczas poznany pod tym wzglêdem obszar Wo³ynia (Ukraina NW), charakteryzuj¹cy siê analogicznym typem wykszta³cenia litologicznego ska³ krasowiej¹cych (kreda pisz¹ca, margle kredopodobne), podobn¹ topografi¹ kra-sow¹ oraz systemem odwodnienia.

Cechy strukturalne obszaru

Niemal ca³y lubelsko-wo³yñski obszar krasowy jest po³o¿ony w po³udniowo-zachodniej, brze¿nej strefie kra-tonu wschodnioeuropejskiego, g³ównie w obrêbie jego ele-wowanych jednostek, zwanych: podniesieniem wo³yñskim na wschodzie i podniesieniem (zrêbem) kumowskim na zachodzie (ryc. 1). Obie elewacje strukturalne tworz¹ w isto-cie jedn¹ wspóln¹ jednostkê, rozdzielon¹ uskokami normal-nymi — o zrzutach przewy¿szaj¹cych niekiedy 1000 m — na jednostki ni¿szego rzêdu: blok Grabowca i Dubienki w obrêbie zrêbu kumowskiego oraz Lubomla i Owadna-Ra-dowic w granicach podniesienia wo³yñskiego (Chi¿niakow & ¯elichowski, 1974).

Na plan strukturalny przedmezozoicznego pod³o¿a, obejmuj¹cego cokó³ krystaliczny i paleozoiczn¹ pokrywê platformow¹, sk³ada siê system uskoków normalnych i nor-malno-przesuwczych o kierunkach: NW–SE — równo-leg³ych do walnej strefy T-T oraz prostopad³ych do nich uskoków NE–SW (¯elichowski, 1972). Drugorzêdn¹ rolê w paleozoicznym kompleksie strukturalnym odgrywaj¹ ponad-to uskoki WNW–ESE, których powstanie wi¹zane jest z uak-tywnianiem ruchów przesuwczych wzd³u¿ wg³êbnych roz³amów NW–SE (Po¿aryski & Karnkowski, 1992).

W porównaniu z kompleksem paleozoicznym, tektoni-ka mezo-kenozoiku jest znacznie s³abiej wyra¿ona. Ode-gra³a ona jednak istotn¹ rolê w kszta³towaniu kenozoicznej morfogenezy obszaru, wp³ywaj¹c na ukierunkowanie prze-biegu oraz dynamikê procesów rzeŸbotwórczych, czyteln¹ w zapisie hipsometrycznym przedczwartorzêdowej rzeŸby

*Instytut Nauk o Ziemi, UMCS, ul. Akademicka 19, 20-033 Lublin; e-mail: rdobro@biotop.umcs.lublin.pl

**Katedra Geomorfologii, Uniwersytet Lwowski, ul. Doroszenki 41, 290000 Lwów, Ukraina

***Równieñski Pañstwowy Uniwersytet Techniczny, ul. Soborna 10, 266000 Równe, Ukraina

obszaru (ryc. 2). Stosunkowo regularna sieæ uskoków kenozoicznych o kierunkach zgodnych z waryscyjskim planem strukturalnym zdaje siê potwierdzaæ tezê Liszkow-skiego (1979) o oscylacyjnych, cyklicznie odnawiaj¹cych siê, pionowych ruchach wzd³u¿ powierzchni struktur bre-toñskich, prowadz¹cych do reaktywizowania starych stref uskokowych. Czêœæ uskoków kenozoicznych nie wykazuje jednak tak wyraŸnych zwi¹zków z przebiegiem dyslokacji paleozoicznych. Na podstawie przes³anek hydrogeologicz-nych (Herbich, 1980) i litostratygraficzhydrogeologicz-nych (Henkiel, 1984) s¹ one interpretowane jako struktury nadprzesuwcze (uskoki przesuwcze i normalno-zrzutowe), pochodne wzglêdem poziomych przemieszczeñ w pod³o¿u. Ich orientacja, zwykle równole¿nikowa lub po³udnikowa, nawi¹zuje do zmieniaj¹cego siê w trakcie cyklu alpejskie-go kierunku i zwrotu tych przemieszczeñ. Zdaniem

Kru-glowa i Cypki (1988) cech¹ charakterystyczn¹ alpejskiego etapu ewolucji strukturalnej obszaru, poza samym faktem reaktywacji starych dyslokacji, by³a bowiem okresowa przebudowa regionalnego pola naprê¿eñ, powoduj¹ca zmianê uk³adu si³ miêdzy uskokami pod³u¿nymi (NW–SE) i poprzecznymi (NE–SW). Tendencjê do reorientacji regionalnego pola naprê¿eñ w tym okresie zdaj¹ siê potwierdzaæ równie¿ wyniki analiz mezostrukturalnych, wykonanych dla kompleksu mezozoicznego w granicach podniesienia kumowskiego (Dobrowolski, 1995).

Wspó³czesne pola naprê¿eñ masywu skalnego w obszarze lubelskim, okreœlone na podstawie pomiarów breako-uts, sugeruj¹ wzglêdnie sta³e, po³udnikowe po³o¿enie osi *1—

maksymalnego naprê¿enia g³ównego i równole¿nikowy osi *3

— najmniejszego naprê¿enia (Jarosiñski, 1994). Taki rozk³ad wskazuje na dzia³anie prostej kompresji zgodnej z kierunkiem N–S i tensji W–E. W konsekwencji, w strefach sta-rych roz³amów paleozoicznych mog¹ zaznaczaæ siê tendencje do ma³oskalowych ruchów dŸwigaj¹cych. Na podstawie analizy mi¹¿szoœci poszczególnych ogniw litostratygraficznych kompleksu mezo-keno-zoicznego Palienko (1992) szacuje, ¿e w granicach podniesienia wo³yñskiego najszybsze tempo wyno-szenia, rzêdu 0,1 mm/rok, jest charakterystyczne dla wydzielanych tu bloków: Lubomla, £ukowa i Owadna (na ryc. 3 — oznaczone odpowiednio indeksami cyfrowymi X, XI, XIX).

Warunki rozwoju form krasowych

Wy¿yny lubelsko-wo³yñskie wraz z

po³o¿onym na ich przedpolu Polesiem stanowi¹ najwiêkszy w Europie zwarty obszar wystêpowa-nia szczególnego typu zjawisk krasowych, okre-œlanych jako kras kredy pisz¹cej. Jego odrêbnoœæ warunkuj¹ cechy litologiczne ska³ wêglanowych, wykszta³conych w facji kredy pisz¹cej lub mar-glistej (margle kredopodobne). Brak tutaj typo-wego systemu odwodnienia podziemnego, istotne s¹ równie¿ ró¿nice w rzeŸbie. Kras lubel-sko-wo³yñski by³ opisywany wielokrotnie w

lite-raturze geologicznej i geomorfologicznej,

zazwyczaj jednak odrêbnie dla czêœci wo³yñskiej (Tutkowskij, 1911; Paw³owski, 1930; Lencewicz, 1931; Rühle, 1935, 1937) i lubelskiej (Wilgat, 1950; Maruszczak, 1966; Harasimiuk, 1980; Dobrowolski, 1998). Wyj¹tek w tym wzglêdzie stanowi opracowanie Rühlego (1976), bêd¹ce jak dot¹d jedynym kompleksowym studium zjawisk krasowych w kredzie pisz¹cej na miêdzyrzeczu Wis³y i Bugu oraz Bugu i Styru.

Kreda pisz¹ca i margle kredopodobne w postaci monolitycznej s¹ bardzo s³abo przepusz-czalne mimo swej wysokiej porowatoœci. Wodoprzepuszczalnoœæ kredy lubelskiej jest

okreœlana œrednio na 10-8_÷10-11_{m/s (Herbich,}

1980); podobne wartoœci podawane s¹ dla kredy wo³yñskiej (Lomaew, 1979). W praktyce wiêc, z hydrogeologicznego punktu widzenia, oba typy litofacjalne ska³ wêglanowych uznaæ mo¿na za ska³y nieprzepuszczalne. Decyduj¹c¹ rolê w kr¹¿eniu wód podziemnych w tej sytuacji odgrywa system szczelin, g³ównie tektonicz-nych; najwiêksze wspó³czynniki filtracji s¹ notowane w s¹siedztwie udokumentowanych POD NIE_SIE N - K I SK_O RA E M Œ RA_DO NIC KIE ZR¥ B S£ AW AT YC Z-RA T N A P O D N I E S I E N I E M A S Y W U K R A IÑ S K I PODNIESIENIE P O D N I E S I E N I E K U M O W S K I E O N I I B N E ¯ E T E_R E B I Ñ_S K O - S_O K A L S_K IE P O D N I E S I E N I E R A D O W I C K O -O W A D N I E Ñ S K I E LUBOMLA ZAP A DL I S KO u. Œ y wiêcic strefa Kocka u. Serebryszczabl_ok Du bi_enki bl_ok Gr abowc a blok Holeszowa-W isznic blokGr abowszczyzn y u.³o kacz yñsk i strefa ant. Li_towie¿a u. pokasz czewski u.wit uni¿ski u. radehowski u.W ³ go odz a imierz - W ñskie o³y u.Hann y u.Husz czy u.Kolem brody W O£ YÑ SK O - O RS ZA ÑS KI E Z APA O D LI S K ZR¥B £ UK OW S KI W£ O DAW S KI E W O £ Y Ñ S K I E ZAPADLISKO PRZE_DKA RPA_CK IE

obszar platformy prekambryjskiej

pre-Cambrian platform area

obszar brze¿nego zapadliska platformy prekambryjskiej

pre-Cambrian platform foredeep

obszar platformy epikaledoñskiej

epi-Caledonian platform area

zapadlisko przedkarpackie Carpathian foredeep 0 50 km P O L S K A U K R A I N A R M B Ó W E A_Z U O L W I E C K O -O -L K D S N I E S T R Z A Ñ S K I

Ryc. 1. Po³o¿enie obszaru badañ na tle szkicu tektonicznego Polski SE i Ukra-iny NW (wg Chi¿niakowa & ¯elichowskiego, 1974). Obszar objêty analiz¹ morfometryczn¹ zaznaczony rastrem kropkowym

Fig. 1. Situation of the examined area against the background of the tectonic sketch of SE Poland and NW Ukraine (after Chi¿niakow & ¯elichowski, 1974). The area subjected to a morphometric analysis is marked by dot hachure

180 0 20 km Luboml W³odzimierz Wo³yñski Styr Stochod Wy¿ewka

izohipsy powierzchni podczwartorzêdowej

izohypses of the sub-Quaternary surface

uskoki kompleksu mezo-kenozoicznego wyznaczone na podstawie kryteriów geologiczno-geomorfologicznych

faults of the Meso-Cainozoic complex defined on the basis of the geological-geomorphological criteria 165 155 150 160 130 120 125 130 200 150 145 185 170 190 200 200 180 190 190 180 175 170 170 185 190 185 200 170 180 170 150 150 180 180 155 180 140 160 130 115 125 135 135 140 145 130 135 130 155 170 150 Kowel Ratno Turia Maniewicze 145 125 155

Ryc. 2. Mapa hipsometryczna powierzchni podczwartorzêdowej Polesia Wo³yñskiego (wg Rühle, 1948 z uzupe³nieniami Zaleskiego, 1999)

Fig. 2 . Hypsometric map of the sub-Quaternary surface in the Volhynia Pole-siye (after Rühle, 1948, completed by Zaleski, 1999)

stref dyslokacyjnych o charakterze tensyjnym (Krajewski, 1970). Laminarny ruch wody wzd³u¿ powierzchni usko-ków wp³ywa na ukierunkowanie odp³ywu podziemnego,

przyczyniaj¹c siê do ukierunkowania form rze-Ÿby krasowej.

Metoda analizy morfometrycznej form krasowych

Przy wyborze wskaŸników morfometrycz-nych ilustruj¹cych wp³yw struktury na

morfo-genezê krasow¹ (vide Williams, 1971;

McConnell & Horn, 1972; Mills & Starnes, 1983) zdecydowano siê na rozwi¹zanie najprost-sze z technicznego punktu widzenia, a mianowi-cie konstrukcjê izopletowej mapy gêstoœci form krasowych. Mimo swej prostoty jest ona jednak najbardziej efektywna pod wzglêdem interpreta-cyjnym, odzwierciedla bowiem indywidualne cechy litologiczne i parametry hydrogeologiczne ska³ krasowiej¹cych.

Podstawê konstrukcyjn¹ mapy stanowi³y pomiary gêstoœci drobnych form krasowych (wertebów i uwa³ów), obliczone dla pól

odnie-sienia o powierzchni 1 km2_{. Ze wzglêdów}

tech-nicznych w analizie uwzglêdniono jedynie te formy, które mo¿liwe by³y do identyfikacji na mapie topograficznej 1 : 25 000 (ciêcie poziomi-cowe 2,5 m). Obliczon¹ frekwencjê obni¿eñ krasowych przypisywano œrodkowi geometrycz-nemu ka¿dego z pól pomiarowych, a nastêpnie transformowano ich wyniki na zmienn¹ ci¹g³¹. Analizê statystyczn¹ danych przeprowadzono z wykorzystaniem programu komputerowego Sur-fer; Golden Software Inc. (ryc. 4). Zgodnie z suge-sti¹ Moœcibrody (1999), w celu zwiêkszenia wiarygodnoœci wyników i unikniêcia dwuwarianto-woœci biegu izolinii, przy wprowadzaniu danych uwzglêdniono dodatkowo tzw. „pi¹ty punkt odnie-sienia”, bêd¹cy œredni¹ arytmetyczn¹ frekwencji ka¿dego z czterech s¹siaduj¹cych pól pomiarowych. Przy interpolacji zosta³a zastosowana metoda auto-korelacji (kriging), powszechnie oceniana jako naj-bardziej obiektywna dla szacowania zmiennych przestrzennych.

W celu zwiêkszenia zakresu interpretacji otrzy-man¹ mapê izopletow¹ zestawiono z wynikami pomiarów ukierunkowania form krasowych. Dla ka¿dego z pól pomiarowych konstruowano histo-gramy orientacji form, daj¹ce podstawê do wyzna-czenia kierunku dominuj¹cego, przedstawianego z kolei w postaci wektorowej na mapie (ryc. 4). W celu obiektywizacji wyników analiz morfome-trycznych porównano je z wynikami pomiarów mezostrukturalnych (orientacj¹ spêkañ cioso-wych), wykonanych w terenie dla pól testowych, odpowiadaj¹cych obszarom o najwiêkszych gra-dientach frekwencji form. Zestawienia tego doko-nano na tle obrazu ukierunkowania form w ujêciu typologicznym (ryc. 5).

Analiz¹ morfometryczn¹ objêto elementarne

formy krasowe na obszarze 980 km2_{, po³o¿onym}

w zachodniej czêœci Polesia Wo³yñskiego, w ca³oœci w granicach podniesienia Lubomla (ryc. 1). Obszar ten pod wzglêdem typologicznym mo¿na zaliczyæ do najbardziej reprezentatywnych dla wo³yñskiego krasu kredy pisz¹cej (Rühle, 1976).

Kowel Ratno

Kowel

izoanabazy ruchów neogeñsko-czwartorzêdowych isoanabases of the Neogene-Quaternary movements granica obszarów z dominuj¹c¹ tendencj¹ do podnoszenia (SW) i obni¿ania (NE) w czwartorzêdzie boundary between the areas with dominant uplifting (SW) and lowering (NE) tendencies in the Quaternary

neotektonicznie aktywne roz³amy strukturalne okreœlone na podstawie kryteriów: A - geologiczno-geomorfologicznego, czêœciowo potwierdzonego geofizycznie; B - geofizycznego active neotectonic faults determined on the basis of the criteria: A - geological-geomorphological, partly confirmed geophysically; B - geophysical

indeksy cyfrowe bloków neotektonicznych number indices of neotectonic blocks I II III IV V VI VII XIII XV XIV X XI XIX XII XX XXV XXIV XXIV XVI 200 200 A B Luboml 0 20 km W³odzimierz Wo³yñski Maniewicze

Ryc. 3. Mapa sumarycznych amplitud neotektonicznych ruchów podnosz¹cych na Polesiu Wo³yñskim wg Palienko, 1992. Obszar objêty analiz¹ morfometryczn¹ zaznaczony prostok¹tem

Fig. 3. Map of total amplitudes of neotectonic uplift movements in the Volhynia Polesiye after Palienko, 1992. The area subjected to a morphometric analysis is marked by a rectangle 51°08' 24°00' 24°00' 51°23' 0 10 km 51°23' 51°08' 24°30' 24°30' 2 0 6 10 14 18 22 26 30 34 38 42 formy/km2 Luboml Borki £uków

Ryc. 4. Mapa gêstoœci form krasowych na podniesieniu Lubomla (obszar ana-lizowany zaznaczony na ryc. 1); krótkie kreski — dominuj¹cy kierunek mor-fologiczny okreœlony dla pól podstawowych o powierzchni 1 km2_(gruboœæ

kresek proporcjonalna do frekwencji elementarnych form krasowych); w ram-kach pola testowe przedstawione na ryc. 5 (opis w tekœcie)

Fig. 4. Density map of karst forms in the Luboml Elevation (the examined area marked in Fig. 1); short lines — dominant morphologic direction defined for the elementary fields of 1 km2_{(line thickness proportional to the frequence}

of primary karst forms); the measurement fields presented in Fig. 5 (descrip-tion in the text) are framed

Dyskusja wyników

W uzyskanym obrazie kartograficznym zwraca uwagê liniowy uk³ad stref o podwy¿szonych gradientach gêstoœci form krasowych, nawi¹zuj¹cych g³ównie do kierunków NE–SW oraz NW–SE (ryc. 4). Tworz¹ one kratowy, ortogonalny system krzy¿uj¹cych siê lineamentów, dziel¹cych obszar na oddzielne bloki o œrednich wymiarach 10 km x 15 km. Liczne, ale znacznie krótsze s¹ odcinki o przebiegu równole¿nikowym i po³udnikowym, ustawione kulisowo w stosunku do lineamentów przewodnich, na których urywaj¹ zazwyczaj swój bieg. Te drugorzêdne lineamenty dodatkowo rozcz³onkowuj¹ obszar na mniejsze, romboidalne bloki. Zdaniem Palienko (1998) taki

prostolinijny przebieg granic, uzy-skanych w efekcie analizy rzeŸby strukturalnej, mo¿na traktowaæ jako przejaw zaburzeñ nieci¹g³ych góro-tworu, daj¹cy podstawê do wyzna-czania „neotektonicznie aktywnych” roz³amów strukturalnych. Hydroge-ologiczne parametry wêglanowego masywu skalnego zdaj¹ siê wskazy-waæ, ¿e otrzymany obraz mo¿na interpretowaæ jako modelowy rozk³ad stref drena¿u ukrytego, de facto odzwierciedlaj¹cy plan struktural-ny kompleksu mezo-kenozoiczne-go. Zbie¿noœæ orientacji ciosu z przestrzennym rozk³adem form krasowych (ryc. 5) potwierdzaæ tê tezê i sk³ania do podjêcia próby kinematycznej interpretacji wyni-ków. Istotn¹ zgodnoœæ, zw³aszcza w odniesieniu do g³ównych sekto-rów kierunkowych, wykazuje sekto-

rów-nie¿ porównanie uzyskanych

wyników z map¹ hipsometryczn¹ powierzchni podczwartorzêdowej (ryc. 2) oraz schematyczn¹ map¹ wielkoœci neotektonicznych ruchów dŸwigaj¹cych (ryc. 3).

Ortogonalny uk³ad g³ównych lineamentów (NE–SW/NW–SE) odzwierciedla przebieg subregio-nalnych dyslokacji kompleksu paleozoicznego, odm³odzonych w

pokrywie mezo-kenozoiku w

czasie m³odoalpejskich faz aktywnoœci tektonicznej. Szerokoœæ strefy, w której zaznacza siê bezpoœredni przejaw ich morfostrukturalnego oddzia³ywania, podkreœlony zbie-¿noœci¹ kierunkow¹ form kraso-wych — elementarnych i wy¿szej rangi — wynosi ok. 5 km (ryc. 4–6). Kulisowo dochodz¹ce do nich lineamenty o orientacji W–E oraz N–S i k¹cie inklinacji oko³o

40–45o_{, mog¹ sugerowaæ}

tenden-cjê do ruchów przesuwczych w

pod³o¿u — prawoskrêtnych

wzd³u¿ roz³amów NE–SW i lewoskrêtnych wzd³u¿ roz³amów NW–SE i W–E (ryc. 6). Zarówno równole¿nikowe, jak i po³udnikowe lineamenty nale-¿a³oby wówczas interpretowaæ jako drugorzêdne uskoki normalne, b¹dŸ normalno-przesuwcze, pochodne wzglêdem wg³êbnych przemieszczeñ. Wiêkszoœæ m³odych uskoków kom-pleksu mezo-kenozoicznego o przebiegu po³udnikowym (subpo³udnikowym) wykazuje wyraŸn¹ tendencjê do prawo-skrêtnego przesuwu. Wzd³u¿ g³ównej osi tych deformacji zazna-cza siê strefa œcinania o szerokoœci 1–3 km z kulisow¹, niskok¹tow¹ asocjacj¹ spêkañ (ryc. 6). Interesuj¹cy obraz mor-fostrukturalny wy³ania siê w œrodkowej czêœci analizowanego obszaru, gdzie obecnoœæ romboidalnych bloków, ograniczonych roz³amami o orientacji NE–SW, mo¿na interpretowaæ jako prze-jaw deformacji kompensacyjnych miêdzy schodkowato usta-wionymi uskokami normalno-przesuwczymi w pod³o¿u (ryc. 6).

II

_B

KierunkowoϾ powierzchniowych form krasowych

Orientation of surface karst forms

Gêstoœæ form krasowych

Density of karst forms

20 form/km 16 form/km 2 2 458 382 10% 10% 10% 10% Orientacja spêkañ ciosowych Orientation of joint fractures

1-2-4-6-8-10% 1-2-4-6-8-10% 73 24 0 1 km 0 1 km

Gêstoœæ form krasowych

Density of karst forms

uskoki normalno-przesuwcze oblique-normal-slip faults uskoki normalne normal faults spêkania ciosowe joint fractures

werteby i doliny krasowe

dolines and karst valleys

odm³odzony uskok normalno-przesuwczy posthumous oblique-normal-slip fault u koki normalnes normal faults spêkania ciosowe joint fractures

werteby i doliny krasowe

dolines and karst valleys

KierunkowoϾ powierzchniowych form krasowych

Orientation of surface karst forms

Orientacja spêkañ ciosowych Orientation of joint fractures

I

_A

I

_B

II

_A

Ryc. 5. Kierunki d³u¿szych osi form krasowych w wytypowanych polach testowych lubel-sko-wo³yñskiego obszaru krasowego (gruboœæ linii proporcjonalna do rangi typologicznej form) zestawione z wynikami pomiarów orientacji spêkañ ciosowych (A) wraz z interpretacj¹ morfostrukturaln¹ (B): I — pole Borki; II — pole £uków; lokalizacja pól jak na ryc. 4 Fig. 5. Directions of the longer axes in the selected measurement fields of the Lublin-Volhynia karst area (line thickness proportional to typologic rank of the forms) compared with the measu-rement results of orientation of joint fractures (A) and morphostructural interpretation (B): I — Borki measurement field, II — £uków measurement field; situation of the fields as in Fig. 4

Podsumowanie

Uzyskany na podstawie analizy parametrów morfome-trycznych form krasowych obraz planu strukturalnego kom-pleksu mezo-kenozoicznego badanego obszaru, uszczegó³awia dotychczasowy stan wiedzy w tym zakresie. Odzwierciedla on m³odokenozoiczn¹ ewolucjê tektoniczn¹ obszaru, któ-rej kszta³towanie musia³o nastêpowaæ w warunkach zmie-niaj¹cego siê regionalnego pola naprê¿eñ, przy zak³adanym wspó³dzia³aniu pionowego wypiêtrzania, prostej kompresji i pary si³ w p³aszczyŸnie poziomej (vide Kruglow & Cypko, 1988; Palienko, 1992). W przypadku takim mog³o docho-dziæ do zmiany kierunku i zwrotu przemieszczeñ, czêsto wzd³u¿ tych samych p³aszczyzn nieci¹g³oœci.

Przedstawiona metoda analizy morfometrycznej pozwa-la zatem, poza ocen¹ przestrzennego zró¿nicowania gêstoœci powierzchniowych form krasowych, na dokonanie wstêpnej interpretacji strukturalnej obszaru. Jest to szczególnie przydat-ne narzêdzie badawcze w obszarach o niewystarczaj¹cym rozpoznaniu tektoniki kompleksu mezo-kenozoicznego. W badanym przypadku pozwoli³o nie tylko na okreœlenie jej wp³ywu na morfogenezê krasow¹, ale tak¿e umo¿liwi³o wyznaczenie keno-zoicznych nieci¹g³oœci tektonicznych w analizowanym, s³abo ods³oniêtym obszarze platformowym. Du¿a zgodnoœæ przebiegu uskoków wyznaczonych na podstawie analizy morfometrycznej z orientacj¹ dyslokacji udokumentowanych innymi metodami œwiadczy o celowoœci prowadzenia tego typu analiz, zw³aszcza na etapie projektowania terenowych prac badawczych w zakre-sie geomorfologii i geologii.

Autorzy sk³adaj¹ serdeczne podziêkowania prof. dr Henrykowi Maruszczakowi za cenne wskazówki merytoryczne dotycz¹ce pracy oraz Recenzentowi za uwagi krytyczne wykorzystane w

ostatecz-nym sformu³owaniu artyku³u. Artyku³ powsta³ w wyniku realizacji projektu badawczego KBN nr P04E 014 14.

Literatura

CHI¯NIAKOW A.W. & ¯ELICHOWSKI A.M. 1974 — Zarys tektoniki obszaru lubelsko-lwowskiego. Kwart. Geol., 18: 707–719.

DOBROWOLSKI R. 1995 — Drobne struktury tektonicz-ne w ska³ach górnokredowych wschodniej czêœci Wy¿yny Lubelskiej a dyslokacje pod³o¿a platformy wschodnioeuro-pejskiej w kenozoiku. Ann. Soc. Geol. Pol., 65: 79–91. DOBROWOLSKI R. 1998 — Strukturalne uwarunkowa-nia rozwoju wspó³czesnej rzeŸby krasowej na miêdzyrze-czu œrodkowego Wieprza i Bugu. Wyd. UMCS, Lublin. FERRARESE F., SAURO U. & TONELLO C. 1998 — The Montello Plateau. Karst evolution of an alpine neo-tectonic morphostructure. Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd., 109: 41–62.

HARASIMIUK M. 1980 — RzeŸba strukturalna Wy¿yny Lubelskiej i Roztocza. Wyd. UMCS, Lublin.

HENKIEL A. 1984 — Tektonika pokrywy mezo-kenozoicz-nej na pó³nocnym sk³onie wa³u meta-karpackiego. Ann. UMCS, sec. B, 39: 15–38.

HERBICH P. 1980 — Tektoniczne uwarunkowania hory-zontalnej anizotropii warunków wodoprzepuszczalnoœci utworów górnej kredy okolic Che³ma. Tech. Poszuk. Geol., 3: 27–32.

JAROSIÑSKI M. 1994 — Pomiary kierunków naprê¿eñ skorupy ziemskiej w Polsce na podstawie analizy breakouts. Prz. Geol., 42: 996–1003.

KRAJEWSKI S. 1970 — Charakterystyka dróg kr¹¿enia wód podziemnych w utworach szczelinowych górnej kre-dy na Wy¿ynie Lubelskiej. Prz. Geol., 18: 367–370. KRUGLOW S.S. & CYPKO A.K. 1988 — Tektonika Ukrainy. Niedra. Moskwa.

LENCEWICZ S. 1931 — Miêdzyrzecze Bugu i Prypeci. Prz. Geogr., 9: 1–72.

LISZKOWSKI J. 1979 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geolo-gicznej Polski, ark. Ostrów Lubelski. Wyd. Geol.

LOMAEW A.A. 1979 — Geologia karsta Wolyno-Podolii. Naukowa Dumka, Kijew.

MARUSZCZAK H. 1966 — Zjawiska krasowe w ska³ach górnokredo-wych miêdzyrzecza Wis³y i Bugu (typ krasu kredy pisz¹cej). Prz. Geogr., 38: 339–370.

McCONNELL H. & HORN J.M. 1972 — Probabilities of surface karst. [In:] R.J. Chorley (ed.), Spatial analysis in geomorphology.

Methuen & Co Ltd., London: 111–133.

MILLS H.H. & STARNES D.D. 1983 — Sinkhole morphometry in a fluviokarst region: eastern Highland Rim, Tennessee, USA. Zeitsch. Geomorph. N.F., 27: 39–54.

MOŒCIBRODA J. 1999 — Mapy statystyczne jako noœniki informacji iloœciowej. Wyd. UMCS. Lublin.

PALIENKO W.P. 1992 — Nowejszaja geodinamika i jejo otra¿enije w reliefe Ukrainy. Naukowa Dumka, Kijew.

PALIENKO W.P. 1998 — Neotektonicznie aktywne roz³amy i ich wp³yw na rzeŸbê Ukrainy. Mat. IV Zjazdu Geomorfologów Polskich, UMCS, Lublin: 71–73.

PAW£OWSKI S. 1930 — Zjawiska krasowe na Polesiu. Czasop. Geogr., 8: 172–174.

PO¯ARYSKI W. & KARNKOWSKI P. 1992 — Tectonic Map of Poland During the Variscan Time, 1 : 1 000 000. Wyd. Geol.

RÜHLE E. 1935 — Jeziora krasowe zachodniej czêœci Polesia Wo³yñskiego. Rocz. Wo³yñski, 4: 210–241.

RÜHLE E. 1937 — Studjum powiatu kowelskiego. Zarz¹d Wo³yñskiego Okrêgu ZNP. Równe.

RÜHLE E. 1948 — Kreda i trzeciorzêd zachodniego Polesia. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 34: 1–120.

RÜHLE E. 1976 — Uwagi o zjawiskach krasowych miêdzy œrodkow¹ Wis³¹ a Bugiem oraz Bugiem i Styrem. Stud. Soc. Sc. Torunensis, 8: 257–277. TUTKOWSKIJ P.A. 1911 — Karstowyje jawlienija i samobytnyje arte-zianskije kluczi w Wo³ynskoj gubernii. Trudy Obszcz. Izslied. Wo³yni, t. 3, z. 1. ¯ytomierz.

WILGAT T. 1950 — Kras okolic Cycowa. Ann. UMCS, sec. B, 8: 37–122. WILLIAMS P.W. 1971 — Ilustrating morphometric analysis of karst with examples from New Guinea. Z. Geomorph., 15: 40–61. ¯ELICHOWSKI A. M. 1972 — Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami Œwiêtokrzyskimi a Bugiem. Biul. Inst. Geol., 263: 1–97.

0 10 km C D 51°08' 24°00' 24°00' 51°23' 51°23' 51°08' 24°30' 24°30' A B D C

Ryc. 6. Interpretacja strukturalna wyników pomiarów morfometrycznych: A — proste przed³u¿enie powierzchni uskokowej w kompleksie mezo-kenozo-icznym odm³odzonego uskoku normalnego lub normalno-przesuwczego, B — dekstralny uskok pod³o¿a z kulisowo ustawionymi uskokami normalnymi lub normalno-przesuwczymi w kompleksie mezo-kenozoicznym, C — deforma-cje kompensacyjne miêdzy schodkowato ustawionymi uskokami dekstralnymi, D — drugorzêdne uskoki przesuwcze lub normalno-przesuwcze, towarzysz¹ce subregionalnemu uskokowi dekstralnemu; grube linie — wyinterpretowane uskoki tektoniczne (gruboœæ proporcjonalna do rangi kinematycznej) Fig. 6. Structural interpretation of the results of morphometric measurements: A — simple continuation of the fault surface of exhumed normal or normal-stri-ke-slip fault in the Meso-Cainozoic complex, B — dextral fault of the basement with échelon pattern of normal or normal-strike-slip faults in the Meso-Caino-zoic complex, C — compensation deformations between the steplike arranged dextral faults, D — secondary strike-slip or normal-strike-slip faults accompa-nying the subregional dextral fault; thick lines — deduced tectonic faults (thickness proportional to kinematic rank)