Przełom doliny Sopotu przez strefę krawędziową Roztocza Tomaszowskiego (SE Polska) - Biblioteka UMCS

(1)

U N I V E R S I T A T I S M A R I A E C U R I E - S K £ O D O W S K A L U B L I N P O L O N I A

VOL. LIV, 5 SECTIO B 1999

Zak³ad Geografii Regionalnej Instytut Nauk o Ziemi UMCS

Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK

Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza Tomaszowskiego (SE Polska)

The Sopot valley breach across the escarpment zone of Tomaszowskie Roztocze (SE Polska)

Na problem genezy dolin prze³omowych oraz progów w ich korytach (Szum, Sopot, Jeleñ, Tanew) w po³udniowo-zachodniej strefie krawêdziowej Roztocza zwróci³o uwagê wielu badaczy: Nowak (1922), Samsonowicz (1925), Cha³ubiñska i in. (1954), Jahn (1956), Maruszczak i Wilgat (1956), Jarosze- wski (1977), Buraczyñski (1984, 1997), Brzeziñska-Wójcik (1996, 1998). No- wak (1922) przypuszcza³, ¿e szypoty dop³ywów Tanwi w strefie krawêdziowej Roztocza s¹ zwi¹zane z m³odymi przesuniêciami ska³ na linii krawêdzi. Podob- nie Samsonowicz (1925) zwróci³ uwagê na bardzo m³ode zmiany tektoniczne w strefie po³udniowo-wschodniej krawêdzi Roztocza, bowiem Sopot g³êboko wcina siê w pokrywê osadów czwartorzêdowych na linii krawêdzi. Cha³ubiñska i in. (1954) po raz pierwszy opisali dolinê prze³omow¹ Sopotu, podaj¹c te¿

azymuty szypotów. Okaza³o siê, ¿e azymuty szypotów Sopotu koresponduj¹ z przebiegiem krawêdzi Roztocza Tomaszowskiego oraz nawi¹zuj¹ do jednego z pomierzonych wówczas systemów spêkañ (131°, 135°) w osadach badenu Góry Brzeziñskiej, po³o¿onej na NW od doliny. Jahn (1956) podkreli³ zwi¹zek orientacji dolin prze³omowych oraz progów w ich korytach z azymutami spê- kañ ciosowych w ska³ach kredowych, potwierdzaj¹c sugestie £omnickiego (1898) i Malickiego (1935). Maruszczak i Wilgat (1956) wyszli od koncepcji,

(2)

i¿ szypoty wytworzy³y siê w ska³ach trzeciorzêdowych, str¹conych brze¿nym uskokiem zewnêtrznym, a wspó³czesny Sopot wykorzysta³ starsze obni¿enie.

W wyniku obni¿enia bazy erozyjnej natrafi³ na zagrzebane pod piaskami ska³y badenu, w które wci¹³ siê tworz¹c prze³om epigenetyczny. Jaroszewski (1977) podtrzyma³ powy¿szy pogl¹d uwa¿aj¹c, ¿e dolina Sopotu prawdopodobnie wy- korzystuje zatokê (paleodolinê) wytyczon¹ przez dwa du¿e poprzeczne uskoki normalno-przesuwcze (ryc. 1, 2). Buraczyñski (1984, 1997) nawi¹za³ do spo- strze¿eñ Samsonowicza (1925) i twierdzi³, ¿e trzy systemy teras, zachowane fragmentarycznie na zboczach doliny, wiadcz¹ o trzykrotnych przejawach ru- chów neotektonicznych u schy³ku vistulianu, w starszym holocenie i wspó³- czesnie. Wyniki pomiarów kartometrycznych (Brzeziñska-Wójcik 1996, 1998) potwierdzi³y, ¿e odcinek prze³omowy doliny Sopotu podlega wspó³czenie ruchom tektonicznym, zw³aszcza w strefach przeciêcia poprzecznego rowu Sopo- tu uskokami pod³u¿nymi nawi¹zuj¹cymi do uskoków starszych.Prze³om doliny Sopotu przez strefê krawêdziow¹ Roztocza...

Ryc. 1. Po³o¿enie prze³omowej doliny Sopotu Situation of the Sopot valley gorge

84 Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK

(3)

Wyniki szczegó³owego kartowania geologicznego i geomorfologicznego oraz pomiary spêkañ ciosowych w ska³ach kampanu i badenu pozwalaj¹ na przyk³adzie doliny Sopotu zweryfikowaæ niektóre dotychczasowe pogl¹dy na rozwój dolin w po³udniowo-zachodniej strefie krawêdziowej Roztocza.

S T R U K T U R A L N E U W A R U N K O W A N I A R O Z W O J U P R Z E £ O M O W E G O O D C I N K A D O L I N Y S O P O T U

Dolina Sopotu przecina poprzecznie po³udniowo-zachodni¹ strefê krawê- dziow¹ Roztocza Tomaszowskiego (ryc. 1). Strefa ta odpowiada wa¿nej grani- cy geologicznej uwa¿anej za brzeg zapadliska przedkarpackiego. Uformowana zosta³a wzd³u¿ linii tektonicznych (Ney 1969; ¯elichowski 1974), nawi¹zuj¹- cych do przebiegu po³udniowo-zachodniej krawêdzi platformy wschodnioeuro- pejskiej o charakterze wg³êbnej strefy uskokowo-przesuwczej o dominuj¹cej sk³adowej zrzutowej (¯elichowski 1974, 1979). Uskoki normalne powsta³y w wyniku oddzia³ywania strefy kolizji karpackiej na jej przedpole i tektonicznego uruchomienia fragmentów strefy Teisseyre'a-Tornquista (Krzywiec, Pietsch 1996).

Wspó³czesna budowa geologiczna, a tak¿e rzeba strefy krawêdziowej Roztocza uwarunkowane s¹ w du¿ym stopniu procesami, które zachodzi³y w la- ramijskim piêtrze strukturalnym. Od rodkowej jury do górnej kredy, w miej- scu wspó³czesnej po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roztocza, znaj- dowa³ siê basen sedymentacyjny (Niemczycka 1976; Krassowska 1978), zwany synklin¹ UrzêdówNarol zorientowan¹ NWSE (Ney 1969). W piêtrze m³odo- alpejskim, w wyniku inwersyjnego dwigania rodkowej czêci niecki, ska³y kredowe zosta³y uformowane w p³askie brachyfa³dy (Cieliñski i in. 1996).

W efekcie zmian tektonicznych fa³dy zosta³y przeciête p³ytkimi uskokami pod-

³u¿nymi (NWSE) i poprzecznymi (NESW) oraz uformowa³y siê rowy i pó³- rowy, nawi¹zuj¹ce do paleozoicznego planu tektonicznego (¯elichowski 1972, 1983; Po¿aryski 1974). W paleocenie obszar synklinorium zosta³ wydwigniê- ty, formuj¹c pó³nocno-wschodni sk³on wa³u metakarpackiego (Nowak 1927;

Po³towicz 1998).

Bardzo istotne znaczenie dla wspó³czesnego obrazu strukturalnego strefy krawêdziowej Roztocza mia³o tworzenie siê p³aszczowin Karpat zewnêtrznych i rozwój zapadliska przedkarpackiego (Krzywiec, Jochym 1997). Trzeciorzêdo- we ruchy dwigaj¹ce odm³odzi³y paleozoiczne strefy uskokowe i rozcz³onko- wa³y inwersyjny wa³ metakarpacki na ró¿nej wielkoci bloki, do których w du-

¿ym stopniu nawi¹zuje wspó³czesna rzeba strefy (Harasimiuk 1980). We wczesnym sarmacie nacisk przesuwaj¹cych siê p³aszczowin karpackich i g³êbo- kie ugiêcie cienkiej skorupy kontynentalnej spowodowa³y szybkie obni¿anie siê

(4)

zapadliska przedkarpackiego i wypiêtrzenie przedgórskie na pó³nocnym przed- polu zapadliska (Krzywiec, Jochym 1997). Ruchy te przyczyni³y siê do powstania antytetycznych stopni uskokowych, wyranie oddzielaj¹cych zapadlisko przedkarpackie od wydwigniêtego Roztocza. Ostatecznie Roztocze zosta³o wydwigniête w rodkowym sarmacie, wzd³u¿ istniej¹cych wczeniej uskoków NWSE (Jaroszewski 1977). W pliocenie, w wyniku izostatycznego wynosze- nia przedgórza Karpat (Oszczypko 1997, 1999), Roztocze zosta³o rozbite na szereg nierównomiernie wyniesionych bloków, o ró¿nej wielkoci i randze, od- dzielonych przez poprzeczne rowy i pó³rowy oraz uskoki tektoniczne (Jaroszew- ski 1977). Z powodu odnawiania horyzontalnych przesuniêæ wzd³u¿ uskoków g³êbokiego pod³o¿a (Brochwicz-Lewiñski, Po¿aryski 1986) poszczególne segmenty po³udniowo-zachodniej strefy strefy krawêdziowej (bloki) s¹ nierówno- miernie dwigane lub obni¿ane do czasów wspó³czesnych (Harasimiuk 1980;

Brzeziñska-Wójcik 1996).

Dolina Sopotu miêdzy Nowinami i Hamerni¹ prze³amuje siê przez fragment wzgórz zewnêtrznych po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Rozto- cza Tomaszowskiego, wykorzystuj¹c zespó³ uskoków normalno-przesuwczych o orientacji SWNE. Dzieli on ten fragment strefy krawêdziowej na dwa segmenty: wzgórza Józefowa i wzgórza Nowin przesuniête wzglêdem siebie (ryc. 1, 2).

Asymetryczny odcinek prze³omowy Sopotu rozpoczyna siê ko³o Nowin.

Strome, lewe zbocze, u podnó¿a którego wystêpuj¹ ród³a szczelinowe, jest zbudowane z gez kampanu dolnego. Licznie wystêpuj¹ca w nich fauna jest re- prezentowana m.in. przez: Echinocorys cf. magnus Nietsch, Pholodomya decussata Mantell, Acanthoscaphites cf. quadrispinosus (Geinitz), Inoceramus cf.

balticus Boehm, Limatula decussata (Münster), Atira cf. leavis (Nilsson), Lima sp. (Cieliñski 1992). Gezy maj¹ barwê rdzawo¿ó³t¹ i jasnokremow¹; czêsto s¹ piaszczyste, niekiedy z glaukonitem. Ska³y kampanu nadbudowane s¹ piaskami kwarcowymi i kwarcowo-glaukonitowymi oraz blocznymi wapieniami facji organodetrytycznej, czêciowo piaszczystymi górnego badenu i sarmatu (Areñ 1962), o charakterystycznych wielkoskalowych warstwowaniach skonych (Ro- niewicz, Wysocka 1997). Zbudowane s¹ przewa¿nie z okruchów kolonii kras- norostów i mszywio³ów. Zespo³y tych wapieni s¹ przedzielone przerostami mu³kowo-ilastymi, marglistymi lub laminowanymi mu³owcami wapiennymi.

Wapienie zawieraj¹ sporadycznie makrofaunê, g³ównie gruboskorupowe ma³¿e (ostrygi, Chlamys scabrella elegans) oraz zespo³y otwornic z³o¿one z przedsta- wicieli bentonicznych rodzajów: Asterigerina, Cibicides, Elphidium, Eponides, Miliolidae, Reussella i Textularia (Szczechura 1982). W korycie rzeki ³awice gez kampanu dolnego tworz¹ szypoty o przewa¿aj¹cych azymutach: 291310° i 130° oraz wysokoci do 60 cm (ryc. 2).

Poni¿ej Nowin dolina rozszerza siê. Kolejny fragment prze³omu rozpoczyna siê przy krawêdzi zewnêtrznej, na linii pagórów józefowskich. Ko³o leni-

(5)

czówki w Hamerni dolina wcina siê w rozleg³y i p³aski poziom piaszczysty na g³êbokoæ ponad 20 m, a spadek dna wzrasta do 27,9. Rzeka wcina siê w ska³y trzeciorzêdowe, tworz¹ce nieregularne progi o dominuj¹cych azymutach: 291310° i 201220° oraz 6190° i 311320°. Wysokoæ szumów wyno- si 0,51,0 m (Brzeziñska-Wójcik 1998). Zbocza doliny s¹ strome (do 40°) (Cha³ubiñska i in. 1954), zbudowane z wapieni organodetrytycznych (Musia³ 1987).

W zboczu doliny, poni¿ej wodospadów Sopotu, ods³aniaj¹ siê i³y krakowieckie nachylone ku ENE (Jaroszewski 1977). Ingresjê otwartego morza sar- mackiego umo¿liwi³o antytetyczne przechylenie stopnia nadkrawêdziowego wskutek synsedymentacyjnego dzia³ania uskoków pod³u¿nych. Na osady mu-

³owcowo-i³owcowe facji krakowieckiej sk³adaj¹ siê ciemnoszare i³y, i³y piaszczyste, mu³owce z laminami i wk³adkami piaskowców, w sp¹gu margle ilaste z faun¹ syndesminow¹ (Popielski 1994).

Z W I ¥ Z E K O R I E N T A C J I S Z Y P O T Ó W W K O R Y C I E S O P O T U Z E S P Ê K A N I A M I C I O S O W Y M I W S K A £ A C H K A M P A N U I M I O C E N U

Dotychczas uwa¿ano, ¿e azymuty (130155°) szypotów Sopotu nawi¹zuj¹ do przebiegu krawêdzi Roztocza Tomaszowskiego oraz do jednego z zespo³ów spêkañ (131°, 135°) w ska³ach badenu Góry Brzeziñskiej (Cha³ubiñska i in.

1954). Tak¹ orientacjê wodospadów potwierdzaj¹ te¿ Maruszczak i Wilgat (1956) oraz Buraczyñski (1980/81, 1997). Maruszczak i Wilgat (1956) podjêli te¿ próbê wyjanienia ich genezy, a Buraczyñski (1980/81, 1997), Jaroszewski (1994) i Brzeziñska-Wójcik (1997b, 1998) starali siê zbadaæ, dlaczego mimo up³ywu czasu geologicznego s¹ nadal wie¿e. Autorzy ci sugeruj¹, w oparciu o wyniki badañ geomorfologicznych, geologicznych i kartometrycznych, neote- ktoniczn¹ aktywnoæ poszczególnych segmentów strefy krawêdziowej.

Szczegó³owe pomiary spêkañ ciosowych w gezach kampanu dolnego, od- s³aniaj¹cych siê w korycie Sopotu ko³o Nowin, wskazuj¹ na istnienie zespo³u ortogonalnego pod³u¿nego 291310° i poprzecznego 130°. Ogólna orientacja szypotów w obrêbie ³awic gez kampanu dolnego mieci siê rzeczywicie w kla- sie 130155° (310335°), okrelonej po raz pierwszy przez Cha³ubiñsk¹ i in.

(1954). Spêkania ortogonalne pod³u¿ne stanowi¹ bowiem a¿ 50,7% ogólnej liczby pomiarów, natomiast spêkania poprzeczne tylko 26,7%. Nasuwa siê zatem wniosek, ¿e aktywizowane mog¹ byæ spêkania pod³u¿ne nawi¹zuj¹ce przebiegiem do uskoków pod³u¿nych (ryc. 2).

Pomiary spêkañ ciosowych w wapieniach organodetrytycznych badenu górnego, ods³aniaj¹cych siê w odcinku prze³omowym (dolnym) poni¿ej Hamer- ni, wskazuj¹ na istnienie dwu zespo³ów. Pierwszy (301320° i 3140°) nawi¹-

(6)

zuje do wyró¿nionego w gezach kampanu zespo³u ortogonalnego. Spêkania ortogonalne pod³u¿ne i poprzeczne stanowi¹ po 22,6% ogólnej liczby pomiarów.

W tym systemie nie mo¿na zatem mówiæ o dominuj¹cej orientacji którego ze spêkañ. Zespo³owi ortogonalnemu towarzyszy system diagonalny (291310°

i 6190°), w którym przewa¿a (29,1% ogólnej liczby pomiarów) orientacja po- przeczna (6190°). Orientacja pod³u¿na stanowi tylko 13,0% ogólnej liczby pomiarów. Istnienie w wapieniach organodetrytycznych badenu górnego tych dwu nak³adaj¹cych siê zespo³ów t³umaczy podkrelan¹ wielokrotnie nieregular-

Ryc. 2. Geologia prze³omowego odcinka doliny Sopotu (bez osadów czwartorzêdowych) (zesta- wiono wed³ug: Jaroszewski 1977, Cieliñski, Kubica i Rzechowski 1996)

The geology of the Sopot breach valley (without Quaternary deposits) (compiled after: Jaroszew- ski 1977, Cieliñski, Kubica and Rzechowski 1996)

(7)

noæ progów oraz du¿e zró¿nicowanie ich wysokoci (0,51,0 m), uwarunkowane blocznoci¹ wapieni. Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym g³êbokoæ wciêcia doliny w tym odcinku s¹ zapewne diagonalne poprzeczne spêkania ciosowe.

W S P Ó £ C Z E S N A A K T Y W N O Æ T E K T O N I C Z N A O D C I N K A P R Z E £ O M O W E G O

Echem neogeñskich faz orogenicznych s¹ potomne ruchy neotektoniczne, którym podlegaj¹ mikrobloki po³udniowo-zachodniej strefy krawêdziowej Roz- tocza. Wynikiem nierównomiernego, neotektonicznego dwigania bloków, powodowanego odnawianiem horyzontalnych przesuniêæ wzd³u¿ uskoków g³êb- szego pod³o¿a (Po¿aryski, Brochwicz-Lewiñski 1978), jest niezwykle urozmai- cona wspó³czesna rzeba strefy (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996).

Na wspó³czesne, ewentualnie niedawne ruchy wypiêtrzaj¹ce w obrêbie prze³omowych odcinków dolin strefy krawêdziowej, do których nale¿y te¿ So- pot, zwracano uwagê od doæ dawna (Nowak 1922; Samsonowicz 1925). Wy- nika³o to z faktu wyranego wzrostu spadku dna koryta rzek na linii wystêpo- wania progów (szypotów) (ryc. 3). Nowak (1922) przyj¹³ ruch pionowy pod³o-

¿a dla wyjanienia powstania szypotów na Tanwi. Samsonowicz (1925) badaj¹c dolinê Sopotu doszed³ do wniosku, ¿e krawêd zewnêtrzna ulega³a intensywne- mu i sta³emu wznoszeniu i zapewne trwa to do czasów wspó³czesnych. Konce- pcji tej przeciwstawi³ siê Sawicki (1933) argumentuj¹c, ¿e istnienie ruchów tektonicznych w strefie krawêdzi musia³oby siê odbiæ na systemie rzecznym Roz- tocza. Jahn (1956) równie¿ wysun¹³ pogl¹d, ¿e wypuk³e profile rzek strefy kra- wêdziowej wiadcz¹ o wzglêdnie du¿ej wspó³czesnej aktywnoci tektonicznej.

Maruszczak i Wilgat (1956) t³umaczyli wypuk³oæ koryta i terasy nadzalewowej wtórnym zniekszta³ceniem, któremu uleg³ profil na skutek wspó³czesnego lub bardzo niedawnego nieznacznego i ograniczonego do niewielkiej przestrze- ni ruchu wypiêtrzaj¹cego na linii uskoku brze¿nego.

Do parametrów, które doæ dobrze ilustruj¹ zale¿noæ systemu rzecznego od ruchów pionowych, nale¿¹: wspó³czynnik wyd³u¿enia dorzecza R_e, kszta³tu doliny V_f i krêtoci krawêdzi S. Metody morfometryczne by³y stosowane wczeniej dla obszarów górskich (Bull, McFadden 1977; Sroka 1992; Zuchie- wicz 1995a, b), ale równie¿ dla innych czêci Roztocza (Brzeziñska-Wójcik 1996). Nie przypisuj¹c waloru cis³oci wymienionym metodom mo¿na na ich podstawie uzyskaæ przybli¿on¹ orientacjê co do zró¿nicowania dynamicznego w obrêbie doæ jednorodnego geologicznie systemu. Wartoci wskaników morfometrycznych (R_e, V_f i S) w dorzeczu Sopotu wskazuj¹ na du¿¹ czwarto- rzêdow¹ aktywnoæ tektoniczn¹ prze³omowego odcinka doliny, zw³aszcza

(8)

Ryc. 3. Profil pod³u¿ny dna doliny Sopotu

Longitudinal profile of the flood bottom of the Sopot valley gorge

90Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK

(9)

w strefach przeciêcia poprzecznego zespo³u uskoków Sopotu uskokami pod³u¿- nymi nawi¹zuj¹cymi do starszych stref nieci¹g³oci (Brzeziñska-Wójcik 1996, 1997a). Za dwiganiem prze³omowego odcinka doliny Sopotu b¹d jego czêci przemawia ponadto du¿y spadek dna (27,9) oraz system teras erozyjnych.

Dolina oddziela bloki strukturalne Nowin i Pardysówki, stanowi¹ce segmenty po³udniowo-zachodniej krawêdzi zewnêtrznej Roztocza Tomaszowskiego. War- toci wspó³czynnika wyd³u¿enia zlewni R_e (>0,75) wskazuj¹ na s³ab¹ aktyw- noæ tektoniczn¹ bloku Nowin. Wartoci liniowego wspó³czynnika krêtoci po-

³udniowo-zachodniej krawêdzi wzgórz nowiñskich S (1,21,6) sugeruj¹ wzglêdnie intensywnie podnoszenie krawêdzi wzd³u¿ uskoku brze¿nego. Nieco s³abiej blok Nowin jest podnoszony od pó³nocy wzd³u¿ poprzecznego uskoku Sopotu. Analiza obu wspó³czynników sk³ania do wniosku, ¿e pó³nocna czêæ bloku wykazuje brak aktywnoci tektonicznej wzglêdnie bardzo s³ab¹, co potwierdzaj¹ wartoci wskanika V_f (5,3; 7,1). Mo¿e to wynikaæ z nak³adania siê ruchów podnosz¹cych blok i prze³omowy odcinek doliny Sopotu. Blok Pardy- sówki sk³ada siê z kilku mniejszych bloków poprzesuwanych wzd³u¿ uskoków poprzecznych. Dolina Sopotu s¹siaduje od pó³nocy z jego po³udniow¹, najbar- dziej aktywn¹ czêci¹ (wed³ug wartoci wskanika R_e).

P A L E O G E O G R A F I A P R Z E £ O M O W E G O O D C I N K A D O L I N Y S O P O T U

Po dolnobadeñskiej sedymentacji osadów piaszczystych i wapieni litota- mniowych, w morzu siêgaj¹cym po wspó³czesn¹ krawêd wewnêtrzn¹, nasili³a siê aktywnoæ tektoniczna. W pónym badenie jej wynikiem by³o powstanie normalnych uskoków o orientacji NWSE o uk³adzie schodowym. Na powsta-

³ych w ten sposób zewnêtrznych krawêdziach przechylonych stopni (bloków) uskokowych nastêpowa³a sedymentacja wapieni. We wczesnym sarmacie sedymentacji osadów towarzyszy³a wzmo¿ona aktywnoæ tektoniczna. Pole naprê-

¿eñ zyskiwa³o okresami du¿¹ sk³adow¹ poziom¹, w zwi¹zku z czym ulega³o reorientacji, co spowodowa³o rozwój zrzutowo-przesuwczych uskoków poprzecznych (Oszczypko 1996; Krzywiec, Pietsch 1996). Prawdopodobnie wówczas, w strefie dwu takich uskoków zaczê³a siê formowaæ dolina prze³omowa Sopotu (ryc. 2). Wed³ug Jaroszewskiego (1977) na zaplecze wzgórz Pardysówki wci- ska³y siê plastyczne i³y krakowieckie. Kurkowski (1998) natomiast sugeruje, ¿e i³y te s¹ znacznie m³odsze, datowane na interglacja³ wielki (Butrym 1992).

Wówczas, w warunkach synsedymentacyjnego zapadania siê dna zbiornika do- linnego nastêpowa³a akumulacja znacznej mi¹¿szoci mu³ków. Tak wiêc znale- zione przez Jaroszewskiego (1977) i³y sarmackie (na zapleczu wzgórz Pardysó- wki) s¹ czwartorzêdowe. Prawdopodobne jest, ¿e w czasie zlodowacenia ba³-

(10)

tyckiego dolina zosta³a zasypana piaskami do wysokoci terasy nadzalewowej, a wody wyp³ywaj¹c na obszar Kotliny Sandomierskiej utworzy³y rozleg³y i p³a- ski sto¿ek. Wspó³czesny Sopot wykorzysta³ dawne obni¿enie i wcinaj¹c siê w sto¿ek natrafi³ na zagrzebane pod piaskami ska³y badenu, w które siê wci¹³ tworz¹c prze³om epigenetyczny (Maruszczak, Wilgat 1956). U schy³ku vistulianu, w starszym holocenie i obecnie dolina nierównomiernie wcina³a siê w osady czwartorzêdowe i ska³y trzeciorzêdowe strefy krawêdziowej, na co wskazu- j¹ terasy erozyjne (Buraczyñski 1984, 1997). Pomiary kartometryczne wiadcz¹, ¿e odcinek prze³omowy doliny Sopotu podlega wspó³czenie ruchom tektonicznym, zw³aszcza w strefach przeciêcia poprzecznych uskoków Sopotu usko-

Ryc. 4. Elementy rzeby prze³omowego odcinka doliny Sopotu Relief elements of the Sopot valley breach

(11)

kami pod³u¿nymi nawi¹zuj¹cymi do uskoków paleozoicznych (Brzeziñska-Wój- cik 1996, 1997a, b).

Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym istnienie szypotów w korycie odcinka prze³omowego doliny Sopotu s¹ spêkania ciosowe. W strefie szypotów zbudo- wanych z gez kampanu dolnego aktywizowane s¹ spêkania pod³u¿ne nawi¹zuj¹- ce przebiegiem do uskoków pod³u¿nych (ryc. 2, 3). W strefie szypotów w wapieniach organodetrytycznych badenu nak³adaj¹ siê dwa zespo³y spêkañ, co t³u- maczy podkrelan¹ wielokrotnie nieregularnoæ progów oraz du¿e zró¿nicowanie ich wysokoci, uwarunkowane blocznoci¹ wapieni. Istotnym czynnikiem warunkuj¹cym g³êbokoæ wciêcia doliny w tym odcinku s¹ zapewne diagonalne poprzeczne spêkania ciosowe.

Prze³omowa dolina Sopotu jest jedyn¹ na Roztoczu, w której rozwijaj¹ siê wspó³czesne procesy osuwiskowe. Rozwijaj¹ siê one poni¿ej drugiej serii szy- potów, na zboczach doliny, w strefie kontaktu i³ów sarmackich z wapieniami badenu przykrytymi piaskami wydmowymi (ryc. 4). Szereg osuwisk wystêpuje zw³aszcza po lewej stronie doliny, gdzie ods³aniaj¹ siê i³y sarmackie, poni¿ej po³udniowo-zachodniej krawêdzi wzgórz nowiñskich, która jest wspó³czenie wzglêdnie intensywnie podnoszona. Osuwiska mo¿na nazwaæ dolinnymi, sufo- zyjnymi, bowiem najczêciej wystêpuj¹ w niszach ródliskowych. Problem genezy osuwisk i ich natury wymaga jednak dalszych szczegó³owych badañ.

L I T E R A T U R A

A r e ñ B. 1962: Miocen Roztocza Lubelskiego miêdzy Sann¹ a Tanwi¹. Prace Inst. Geol., 30:

586.

B r o c h w i c z - L e w i ñ s k i W., P o ¿ a r y s k i W. 1986: Ewolucja rowu rodkowopolskiego w permie i meozozoiku i kenozoiku. Materia³y sympozjum: Historia ruchów tektonicznych na ziemiach polskich. Cykl alpejski. Kraków: 89.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T. 1996: Wp³yw budowy geologicznej na rozwój rzeby Roztocza Tomaszowskiego i Rawskiego. Praca doktorska (niepubl.) Arch. Bibl. G³ównej UMCS, Lublin: 1120.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T. 1997a: Aktywnoæ tektoniczna strefy krawêdziowej Roztocza To- maszowskiego w wietle wskaników morfometrycznych (Tectonic activity of the escarpment zone of Tomaszowskie Roztocze in the light of morphometric coefficients).

Ann. UMCS, B, 52: 5775.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T. 1997b: Topolineamenty strefy krawêdziowej Roztocza Tomaszo- wskiego i ich zwi¹zek z planem strukturalnym pod³o¿a (Topolineaments of the escarpment zone of the Tomaszowskie Roztocze and their connection with the structural plan of bedrock). Ann. UMCS, B, 52: 4156.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T. 1998: The dependence of relief on tectonics in the South-West Es- carpment zone of Tomaszowskie Roztocze (SE Poland). Landform Analysis.

(12)

B u l l W. B., M c F a d d e n L. D. 1977: Tectonic geomorphology north and south of the Gar- lock fault, California. [W:] Geomorphology in arid regions. Binghamton symposia in geomorphology, ed. D. O. Doehring, 8: 115138.

B u r a c z y ñ s k i J. 1955: Morfologia dorzecza Szumu. Arch. Zak³. Geogr. Fiz. UMCS, Lublin:

130.

B u r a c z y ñ s k i J. 1980/81: Development of Valleys in the Escarpment Zone of the Roztocze.

Ann. UMCS, B, 35/36: 81102.

B u r a c z y ñ s k i J. 1974: Zarys geomorfologii Roztocza Rawskiego. (Essai géomorphologique du Roztocze Rawskie). Ann. UMCS, Lublin, B, 29 (1976): 4776.

B u r a c z y ñ s k i J. 1984: Wp³yw tektoniki na rozwój dolin strefy krawêdziowej Roztocza (The influence of neotectonics on development of valleys of the escarpment zone of the Roztocze). Roczn. Pol. Tow. Geol., 54, 1/2: 209225.

B u r a c z y ñ s k i J. 1997: Roztocze. Budowa rzeba krajobraz (Geology, Relief and Lansca- pe of Roztocze Upland). ZGR UMCS, Lublin: 1189.

B u t r y m J. 1992: Wyniki datowañ termoluminescencyjnych próbek osadów czwartorzêdowych z ark. Józefów Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000. Arch. Przeds. Geol., Kielce.

C h a ³ u b i ñ s k a A., K ê s i k A., M a r u s z c z a k H., W i l g a t T. 1954: Przewodnik wycieczki po Roztoczu. Przew. V Zj. Pol. Tow. Geogr., Lublin.

C i e l i ñ s k i S. 1992: Ekspertyza stratygraficzna z osadów kredy górnej ark. Krasnobród. Ma- teria³y rêkopimienne. Arch. Przeds. Geol., Kielce.

C i e l i ñ s k i S., W y r w i c k a K. 1970: Kreda obszaru lubelskiego. Przew. XLII Zjazdu Pol.

Tow. Geol., Lublin, 35.09.1970: 5674.

C i e l i ñ s k i S., K u b i c a B., R z e c h o w s k i J. 1996: Mapa geologiczna Polski. 1:200 000.

Tomaszów Lubelski, Do³hobyczów. B Mapa bez utworów czwartorzêdowych. Wyd.

Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A., Warszawa.

H a b e r M. 1989: Dwa przekroje geofizyczne SWNE w rejonie Che³ma Lub. Kwart. Geol., 33, 3/4: 429446.

H a r a s i m i u k M. 1980: Rzeba strukturalna Wy¿yny Lubelskiej i Roztocza. Rozpr. hab.

Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin: 1136.

J a h n A. 1956: Wy¿yna Lubelska. Rzeba i czwartorzêd (Geomorphology and Quaternary histo- ry of Lublin Plateau). Prace Geogr. PAN, Warszawa, 7: 1453.

J a r o s i ñ s k i M. 1994: Pomiary kierunków naprê¿eñ skorupy ziemskiej w Polsce na podstawie analizy breakouts (Measurement of directions of recent lithosphere stress in Poland based on breakouts analysis). Prz. Geol., 42, 12: 9961003.

J a r o s i ñ s k i M. 1997: The recent stress field at the edge of the Polish part of the East Euro- pean Platform. Journal Geophysics, 19: 144145.

J a r o s z e w s k i W. 1977: Sedymentacyjne przejawy mioceñskiej ruchliwoci tektonicznej na Roztoczu rodkowym (Sedimentary evidence for Miocene tectonic activity in the Cen- tral Roztocze). Prz. Geol., 25, 89: 418427.

J a r o s z e w s k i W. 1994: Neotektonika i ruchy wspó³czesne. [W:] Tektonika, red. R. Dadlez, W. Jaroszewski. PWN, Warszawa: 423485.

K o w a l s k i W. C., L i s z k o w s k i J. 1972: Wspó³czesne pionowe ruchy skorupy ziemskiej w Polsce na tle jej budowy geologicznej (The dependence between the recent vertical

(13)

movements of the Earth crust in Poland and its geological structure). Biul. Geol. UW, Warszawa, 14: 519.

K r a s s o w s k a A. 1978: Analiza paleotektoniczna strefy Bi³gorajCieszanów w kredzie.

Kwart. Geol., 22, 4: 900901.

K r z y w i e c P., J o c h y m P. 1997: Charakterystyka mioceñskiej strefy subdukcji Karpat Pol- skich na podstawie wyników modelowañ ugiêcia litosfery (Characteristics of the Mio- cene subduction zone of the Polish Carpathians: results of flexural modelling). Prz.

Geol., 45, 8: 785972.

K r z y w i e c P., P i e t s c h K. 1996: Zmiennoæ stylu tektonicznego i warunków sedymentacji na obszarze zapadliska przedkarpackiego miêdzy Krakowem a Przemylem w wietle interpretacji regionalnych profili sejsmicznych (Tectonics and depositional conditions of the Carpathian Foredeep Basin between Kraków and Przemyl as a result of regio- nal seismic profiles). Zesz. Nauk AGH, Geologia, 22: 4959.

K u r k o w s k i S. 1998: Objanienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1 : 50 000. Ar- kusz Józefów (927). Wyd. PIG, Warszawa: 132.

£ o m n i c k i A. M. 1898: Atlas geologiczny Galicji. Tekst do zeszytu 10, cz. 2. Kraków.

M a l i c k i A. 1935: Spêkania kredy na pó³nocnem Roztoczu. Czas. Geogr., 13, Lwów: 104106.

M a l i n o w s k i J. 1977: Wp³yw neotektoniki na zmiany stosunków hydrogeologicznych Rozto- cza. Kwart. Geol., 21, 1: 5158.

M a l i n o w s k i J. 1993: Warunki hydrogeologiczne Roztocza w wietle tektoniki. [W:] Tektoni- ka Roztocza i jej aspekty sedymentologiczne, hydrogeologiczne i geomorfologiczno- -krajobrazowe, red. M. Harasimiuk, J. Krawczuk, J. Rzechowski. Wyd. TWWP, Lublin: 109117.

M a r u s z c z a k H., W i l g a t T. 1956: Rzeba strefy krawêdziowej Roztocza rodkowego (Le rélief de la zone lisiére du Roztocze Central). Ann. UMCS, Lublin, B, 10: 1107.

M i c h a l c z y k Z., Z i e l i ñ s k a B. 1996: ród³a w zlewni górnego Sopotu. [W:] ród³a Roz- tocza, red. Z. Michalczyk, Wyd. UMCS, Lublin: 113124.

M u s i a ³ T. 1987: Miocen Roztocza (Polska po³udniowo-wschodnia). Biul. Geol., 31: 5149.

N e y R. 1969: Piêtra strukturalne w pó³nocno-wschodnim obramowaniu zapadliska przedkarpackiego (Structural stages in the North-Eastern border of the Carpathian Fore-deep).

Prace Geol. PAN Oddz. Krakow., 53: 1101.

N i e m c z y c k a T. 1976: Jura górna na obszarze wschodniej Polski (miêdzy Wis³¹ a Bugiem).

Prace Inst. Geol., 77.

N o w a k J. 1922: Z wycieczki na Narolszczyznê. Ziemia, 7: 127128.

N o w a k J. 1927: Zarys tektoniki Polski. II Zjazd Stow. Geogr. i Etnogr. w Polsce, Kraków.

O s z c z y p k o N. 1996: Mioceñska dynamika polskiej czêci zapadliska przedkarpackiego (The Miocene dynamics of the Carpathian Foredeep in Poland). Prz. Geol., 44, 10: 10071018.

O s z c z y p k o N. 1997: The Early-Middle Miocene Carpathian Peripheral foreland basin (West- ern Carpathian, Poland). Prz. Geol., 45, 10: 10541063.

O s z c z y p k o N. 1999: Przebieg mioceñskiej subsydencji w polskiej czêci zapadliska przedkarpackiego (The Miocene subsidence of the Polish Carpathian Foredeep). Prace PIG, 168: 209230.

P o ³ t o w i c z S. 1998: Dolnosarmacka delta Szczurowej na tle ewolucji geologicznej przedgórza Karpat (The Lower sarmatian delta of Szczurowa on the background of the Carpathian Foreland geological evolution). Kwart. AGH, 24, 3: 219239.

(14)

P o p i e l s k i W. 1994: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Teresz- pol (893), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa, tab. II: 135.

P o ¿ a r y s k i W. 1974: Obszar wiêtokrzysko-lubelski. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, cz. I. Wyd. Geol., Warszawa: 314362.

P o ¿ a r y s k i W., B r o c h w i c z - L e w i ñ s k i Z. 1978: On the Polish Trough. Geologie en Mijanouw, 50: 545557.

R o n i e w i c z P., W y s o c k a A. 1997: Przyk³ady cyklicznoci sedymentacji w utworach mio- cenu Roztocza. Prz. Geol., 45, 8: 799802.

R ü h l e E. 1976: Dynamika litosfery na obszarze Polski w okresie m³odoalpejskiego piêtra strukturalnego. Mater. I Kraj. Symp. Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. t. II, Wyd. Geol., Warszawa: 112125.

S a m s o n o w i c z J. 1925: Szkic geologiczny okolic Rachowa nad Wis³¹ oraz transgresje albu i cenomanu. Sprawozd. Pol. Inst. Geol., 3: 45118.

S a w i c k i L. 1933: Morena denna zlodowacenia starszego od nasuniêcia Cracovien (L3) w Hu- szczce Wielkiej ko³o Skierbieszowa. Roczn. Pol. Tow. Geol., 9: 113146.

S r o k a W. 1992: Czwartorzêdowa aktywnoæ Sudeckiego Uskoku Brze¿nego w wietle analizy morfometrycznej. [W:] Neotektoniczne aspekty rozwoju geomorfologicznego dolin rzecznych i sto¿ków aluwialnych w strefie Sudeckiego Uskoku Brze¿nego. Przew.

konf. teren. 1517.10.1992: 912.

S z c z e c h u r a J. 1982: Middle Miocene foraminiferal biochronology and ecology of SE Po- land. Acta. Paleont. Polonica, 27: 14.

W y r z y k o w s k i T. 1971: Map of recent absolute velocities of vertical movements of the earths crust surface on the territory of Poland 1 : 2 500 000. Inst. Geod. Kartogr., Warszawa.

Z u c h i e w i c z W. 1995a: Neotektonika polskich Karpat zewnêtrznych w wietle wybranych parametrów morfometrycznych. Prz. Geol., 43, 7: 600607.

Z u c h i e w i c z W. 1995b: Neotectonic tendencies in the Polish Outer Carpathians in the light of some river valley parameters. Studia Geomorph. Carpatho-Balcan., 29: 5576.

¯ e l i c h o w s k i A. M. 1972: Rozwój budowy geologicznej obszaru miêdzy Górami wiêto- krzyskimi i Bugiem. Inst. Geol. Biul., 263: 9297.

¯ e l i c h o w s k i A. M. 1974: Obszar radomsko-kranicki. [W:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, I: 113128.

¯ e l i c h o w s k i A. M. 1979: Przekrój geologiczny przez brze¿n¹ czêæ platformy prekambryj- skiej na obszarze lubelsko-podlaskim (bez kenozoiku). Kwart. Geol., 23, 2.

¯ e l i c h o w s k i A. M. 1983: Mapa tektoniczna 1 : 3 00 000. Tab. 43. [W:] Atlas geologiczno- -surowcowy obszaru lubelskiego, red. S. Koz³owski, A. M. ¯elichowski, Wyd. Inst.

Geol., Warszawa.

(15)

S U M M A R Y

The Sopot river valley cuts across the south-western escarpment zone of the Tomaszów Roztocze. The zone corresponds to an important geological boundary regarded as the edge of the Carpathian Foredeep. The Sopot valley uses a SWNE oriented normal fault. It divides a fragment of the escarpment zone into two sections: the Józefów Hills and the Nowin Hills. The Sopot gap consists of an upper breach course in the outcrop zone of Kampanian gaizes, and a lower course at the foot of the outer edge in the outcrop zone of Badenian limestones.

In the geological past, the Sopot valley was repeatedly modelled by both external and inter- nal factors. The present picture of its geological structure has been shaped by tectonic movements of the Alpine orogenesis, as well as by erosion and accumulation processes in the Quaternary.

Cartometric measurements show that the Sopot valley is currently undergoing tectonic movements, particularly in the zones where the transverse Sopot faults cut across the NWSE longitudinal faults corresponding to faults in the Palaeozoic. It is also in those zones that steps (steep rapids) occur in the valley-bed.

Joint fissures are an important factor conditioning the occurrence of steep rapids in the bed of the gap tract of the Sopot valley. In the zone of steep rapids built of Kampanian gaizes, longitudinal fissures are activated, with patterns corresponding to longitudinal faults. In the steep rapids zone in detritical limestones of the Badenian, two fissure groups overlap, which explains the repeatedly indicated irregularity of the steps and a large differentiation of their heights, caused by blockness of the rocks. Diagonal transverse joint fissures must be a significant factor conditioning the depth of the valley incision.

Beneath the other steep rapids series, on the valley sides, current landslide processes are de- veloping in the contact zone of Sarmatian clays and Badenian limestones covered with dune sands. A number of landslides occur on the left side of the valley, where Sarmatian clays crop out.