Zarys paleogeografii roztoczańskiego odcinka doliny Wieprza (SE Polska) w czwartorzędzie - 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, 4 SECTIO B 1999

Zak³ad Geografii Regionalnej Instytut Nauk o Ziemi UMCS

Waldemar KOCIUBA, Teresa BRZEZIÑSKA-WÓJCIK

Zarys paleogeografii roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza (SE Polska) w czwartorzêdzie

An outline of paleogeography of the Roztocze course of the Wieprz river valley (SE Poland) in the Quaternary

Roztoczañski odcinek doliny Wieprza nale¿y do dorzecza górnego Wieprza po³o¿onego w pó³nocno-wschodniej czêci Roztocza Szczebrzeszyñskiego i To- maszowskiego (ryc. 1). redni spadek rzeki miêdzy Jeziorem Wieprzowym a Zwierzyñcem wynosi 1,3 , a w odcinku subpo³udnikowym (miêdzy Zwie- rzyñcem a ujciem Poru) 1,16 (ryc. 2). Pod wzglêdem geologicznym, dolina górnego Wieprza znajduje siê na podniesieniu radomsko-kranickim, tylko pó³nocno-wschodni jej fragment nale¿y do rowu mazowiecko-lubelskiego (¯eli- chowski 1983) (ryc. 1). Pod³o¿e paleozoiczne przykrywaj¹ ska³y wieku górno- kredowego (Cieliñski i in. 1996). Profil pod³u¿ny kopalnej doliny Wieprza zmienia siê nawi¹zuj¹c do starszych stref uskokowych (Bu³a i in. 1994), które dziel¹ dolinê na nierównomiernie wyniesione bloki o ró¿nej wielkoci. Wspó³- czenie obserwuje siê w ich obrêbie przejawy tektoniki potomnej (Brzeziñska- Wójcik, Mi³kowska 2001). Zarys paleogeografii roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza...

Po³o¿enie, zmienne warunki klimatyczne i uwarunkowania strukturalne zadecydowa³y o podziale doliny na trzy, ró¿ni¹ce siê odcinki. Górny odcinek Kotlina Wieprzowego Jeziora wykorzystuje rów tektoniczny uformowany najprawdopodobniej w rodkowym eocenie (Gadzicka 1994; Kasiñski i in.

(2)

1993; Buraczyñski, Krzowski 1994). rodkowy odcinek (miêdzy ujciem Kry- niczanki a Zwierzyñcem) stanowi w¹ska, subrównole¿nikowa dolina za³o¿ona w strefie pó³rowu tektonicznego, którego geneza wi¹¿e siê prawdopodobnie z koñcow¹ faz¹ nasuniêcia Karpat Zewnêtrznych (Oszczypko 1999; Krzywiec, Jochym 1997; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001). Dolny odcinek wykorzystuje pó³nocn¹ czêæ subpo³udnikowego rowu tektonicznego, uformowanego w wyniku synsedymentacyjnych, dysjunktywnych ruchów odnawiaj¹cych star- sze uskoki NWSE (Bukowy, Karnkowski 1974; Jaroszewski 1977; Krzywiec, Pietsch 1996; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001) (ryc. 1, 2).

Ryc. 1. Po³o¿enie i strukturalne uwarunkowania powstania doliny górnego Wieprza Location and structural setting of the upper Wieprz river valley

(3)

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

Wypiêtrzanie Roztocza na pocz¹tku plejstocenu spowodowa³o gwa³town¹ erozjê wg³êbn¹ rzek (Jahn 1956; Rühle 1973a, b). Z tego okresu pochodz¹ terasy erozyjne o wysokoci 30 i 60 m na zboczach doliny Wieprza (ryc. 12) (Jahn 1956; Maruszczak, Wilgat 1956). Prawdopodobnie w piêtrze zimnym Ró¿ce (Baraniecka 1990) (dawniej pretegeleñskim) ju¿ ukszta³towa³ siê odp³yw wód karpackich w kierunku pó³nocno-wschodnim przez prze³om Wieprza (ryc. 3) (Rühle 1973a; Starkel 1972; Wojtanowicz 1978). O wzmo¿onym prze- p³ywie wód wiadcz¹ te¿ zachowane fragmentarycznie mu³ki w okolicach Bi³- goraja (Racinowski 1969). Osady ¿wirowo-piaszczyste zachowane w prze³omo- wej dolinie Wieprza ko³o Zwierzyñca datowano pierwotnie na eoplejstocen (Jahn 1956; Buraczyñski 1967). Marsza³ek i in. (1995, 1998) uwa¿aj¹ je za osady rzeczne z piêtra nidy, a Rzechowski i Superson (1998) za osady interglacja³u ma³opolskiego. W dolinie pra-Wieprza, na g³êbokoci 19,021,0 m zosta³ stwierdzony zawodniony rumosz skalny reprezentowany przez zwietrzeliny z lepiszczem gliniastym. Jahn (1956) i Buraczyñski (1967) okrelali je jako pre- glacjalne. Podobny pogl¹d wyrazi³ Kurkowski (1994, 1998) s¹dz¹c, ¿e akumulacja piasków i ¿wirów rzecznych w pradolinie zwierzynieckiej mia³a miejsce w warunkach zimnego piêtra otwockiego oraz ¿e w warunkach ciep³ego piêtra celestynowskiego w tej samej pradolinie zosta³y osadzone jeziorne mu³ki piaszczyste. Rzechowski i Superson (1998) uwa¿aj¹ mu³ki piaszczyste za osady wodnolodowcowe prawdopodobnie piêtra wilgi (mezoplejstocen). Zdaniem Kurkowskiego (1994), po³o¿enie hipsometryczne stropu tej serii wskazuje na

Ryc. 2. Profil pod³u¿ny koryta górnego Wieprza (zestawiono wed³ug: Buraczyñski 1996; Super- son 1996; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001)

Longitudinal profile of the Upper Wieprz river bed valley (compiled after: Buraczyñski 1996; Su- person 1996; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001)

(4)

ówczesne tektoniczne obni¿anie siê doliny pra-Wieprza, a zwiêkszona mi¹¿- szoæ osadów mo¿e sugerowaæ, ¿e sedymentacja nastêpowa³a tutaj równocze- nie z pog³êbianiem siê rowu tektonicznego. Pog³êbianie subpo³udnikowego rowu tektonicznego pra-Wieprza by³o zapewne zwi¹zane z ruchami tektoniczny- mi dwigaj¹cymi Roztocze, zw³aszcza jego po³udniowo-zachodni¹ strefê kra- wêdziow¹, a nasilaj¹cymi siê w ciep³ym piêtrze celestynowskim (Baraniecka 1975, 1983). Doprowadzi³o to do przerwania ³¹cznoci hydrograficznej miêdzy Kotlin¹ Sandomiersk¹ i Wy¿yn¹ Lubelsk¹. Wówczas, u schy³ku eoplejstocenu w dolinie pra-Wieprza nastêpowa³a najprawdopodobniej sedymentacja mu³ków jeziornych.

Wa¿ny etap rozwoju rzeby doliny górnego Wieprza wi¹za³ siê z mezo- plejstocenem. L¹dolód zlodowacenia narwi siêgn¹³ maksymalnie na przedpole Wy¿yny Lubelskiej (Lindner, Wojtanowicz 1997). W strefie peryglacjalnej, na

Ryc. 3. Dolina górnego Wieprza we wczesnym plejstocenie (piêtro ciep³e ponurzycy) (zestawiono wed³ug: Jahn 1956; Maruszczak, Wilgat 1956; Rühle 1973; Wojtanowicz 1978) The upper Wieprz river valley in the early Pleistocene (warm stage of Ponurzyca) (compiled af-

ter: Jahn 1956; Maruszczak, Wilgat 1956; Rühle 1973; Wojtanowicz 1978)

(5)

Roztoczu procesy wietrzenia i denudacji sprzyja³y akumulacji piasków i ¿wi- rów ska³ lokalnych (kredowych i trzeciorzêdowych), m. in. w dolinie Wieprza (Buraczyñski 1997). Interglacja³ podlaski by³ okresem intensywnej erozji (Rühle 1973a; Wojtanowicz 1978), której istotnym impulsem sta³y siê ruchy tektoniczne (Rühle 1973b; Baraniecka 1975, 1983), zw³aszcza wydatne obni¿enie bazy erozyjnej rzek (Rühle 1973a, b). Ruchy tektoniczne spowodowa³y wy- dwigniêcie po³udniowej czêci Roztocza i doprowadzi³y do powstania niewy- sokiego dzia³u wodnego w strefie pradoliny Wieprza na wysokoci po³udniowej krawêdzi Roztocza. Zosta³a przerwana ³¹cznoæ hydrograficzna miêdzy Kotlin¹ Sandomiersk¹ a Wy¿yn¹ Lubelsk¹ (ryc. 4). Zlodowacenie po³udniowopolskie rozpoczê³o siê transgresj¹ l¹dolodu nidy (zob. Wojtanowicz 1995). Zastoisko- wa akumulacja osadów, w obni¿eniach dolinnych zwi¹zanych z systemem pra- Wieprza (doliny zwierzynieckiej), by³a wynikiem zatamowania l¹dolodem od- p³ywu wód ku pó³nocy (Kurkowski 1994; Marsza³ek 1998). W okresach ocie-

Ryc. 4. Dolina górnego Wieprza w interglacjale podlaskim (zestawiono wed³ug: Rühle 1973a, 1973b; Wojtanowicz 1978)

The upper Wieprz river valley in the Podlasje interglacial (compiled after: Rühle 1973a, 1973b;

Wojtanowicz 1978)

(6)

pleñ i fazach recesji czo³a l¹dolodu móg³ zostaæ ponownie uruchomiony odp³yw wód pradolin¹ Wieprza na po³udnie ku Kotlinie Sandomierskiej i dolin¹ So³o- kiji na po³udniowy wschód ku Pobu¿u (ryc. 5).

W zlodowaceniu san 1 Roztocze wraz z pó³nocn¹ czêci¹ Kotliny Sando- mierskiej zosta³o przykryte l¹dolodem (Wojtanowicz 1978; Buraczyñski 1997).

Osady glacjalne (gliny zwa³owe) zosta³y zakumulowane w aktywnej tektonicznie strefie krawêdziowej (Laskowska-Wysoczañska 1979, 1980, 1983, 1992, 1995). Z okresu deglacjacji san 1 pozosta³y osady w dolinie Wieprza (Bura- czyñski 1996). Ruchy tektoniczne spowodowane recesj¹ czo³a l¹dolodu (Bara- niecka 1975, 1983) sprzyja³y rozwojowi intensywnych procesów erozji i denudacji na wierzchowinach i stokach, w warunkach peryglacjalnych w interglacjale ferdynandowskim. W pradolinach (m.in. pra-Wieprza, w odcinku Pado³u Zwierzyñca) wolno p³yn¹ce wody akumulowa³y mu³ki i mu³ki piaszczyste rzeczno-rozlewiskowe facji korytowej i powodziowej (Kurkowski 1994; W¹growski 1995).

Ryc. 5. Dolina górnego Wieprza w czasie zlodowacenia nidy (zestawiono wed³ug: Wojtanowicz 1993; Kurkowski 1994; Marsza³ek 1998)

The upper Wieprz river valley in the Nida glaciation (compiled after: Wojtanowicz 1993; Kurko- wski 1994; Marsza³ek 1998)

(7)

Zlodowacenie san 2 (Baraniecka 1990) równie¿ objê³o Roztocze i znaczn¹ czêæ Kotliny Sandomierskiej (Laskowska-Wysoczañska 1995). W interglacjale mazowieckim zaznaczy³y siê przejawy silnej erozji zarówno na wierzchowinach, jak i w dolinach rzecznych (Kurkowski 1994; W¹growski 1995), spowodowane tektonicznym uaktywnianiem pod³o¿a (Rühle 1973a; Baraniecka 1983) w wyniku relaksacji glaciizostatycznej (Liszkowski 1975, 1993), jak równie¿

zmianami klimatycznymi (Lindner 1988). Osady rzeczne (piaski ze ¿wirami,

¿wiry, piaski py³owate) z doliny Wieprza ko³o Zwierzyñca i Bondyrza wskazu- j¹, ¿e w tym interglacjale dolina Wieprza by³a po raz pierwszy osi¹ hydrogra- ficzn¹ Roztocza Tomaszowskiego (ryc. 6) (Kurkowski 1994; W¹growski 1995). Seria mu³ków rzeczno-rozlewiskowych w dolinie pra-Wieprza miêdzy Bondyrzem i Zwierzyñcem pochodzi z piêtra interglacja³u zbójna (Kurkowski 1994; Popielski 1994).

Ryc. 6. Dolina górnego Wieprza w czasie interglacja³u mazowieckiego (zestawiono wed³ug:

Rühle 1973a; Liszkowski 1975, 1993; Baraniecka 1983; Kurkowski 1994; W¹growski 1995) The upper Wieprz river valley in the Mazovian interglacial (compiled after: Rühle 1973a; Lisz-

kowski 1975; 1993; Baraniecka 1983; Kurkowski 1994; W¹growski 1995)

(8)

Neoplejstocen rozpocz¹³ siê zlodowaceniami rodkowopolskimi, w czasie których przewa¿a³y procesy erozji i denudacji w warunkach strefy peryglacjalnej oraz rozpoczê³a siê akumulacja pokrywy lessowej. Zatamowanie l¹dolodem odry (Buraczyñski i in. 1982; Buraczyñski 1986) odp³ywu wód ku pó³nocy i zachodowi spowodowa³o w pradolinie Wieprza (Padole Zwierzyñca) odtworzenie siê starszego kierunku odwodnienia (por. ryc. 5, 7). ladem tego s¹ osady piaszczyste rzeczne oraz piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (Kurkowski 1994;

Popielski 1994; W¹growski 1995). Interglacja³ lubelski (lubawski Lindner 1988; pilicy Baraniecka 1990) i zlodowacenie warty by³y piêtrami, w których dominowa³y procesy denudacji i erozji, a w dolinach lokalnie akumulacja mu³ków (Marsza³ek 1998; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001) oraz powolna

Ryc. 7. Dolina górnego Wieprza w czasie zlodowacenia odry (zestawiono wed³ug: Buraczyñski i in. 1982; Buraczyñski 1986; Kurkowski 1994; W¹growski 1995)

The upper Wieprz river valley in the Odra glaciation (compiled after: Buraczyñski et al. 1982;

Buraczyñski 1986; Kurkowski 1994; W¹growski 1995)

(9)

erozja boczna (W¹growski 1995). W kotlinie Wieprzowego Jeziora nastêpowa-

³a sedymentacja mu³ków jeziornych (Superson 1996). Wynikiem spokojnego przep³ywu wód dolin¹ Wieprza ku pó³nocy s¹ piaski i mu³ki piaszczyste (Mar- sza³ek i in. 1995; Rzechowski, Superson 1998). Tektoniczne ruchy wznosz¹ce w interglacjale eemskim powodowa³y bardzo siln¹ erozjê wg³êbn¹ w pradolinie Wieprza (odcinek subpo³udnikowy) i znaczne zniszczenie osadów zlodowacenia warty (W¹growski 1995). U wylotu doliny Wieprza z Roztocza zachowa³y siê interglacjalne mu³ki fluwialne (Marsza³ek i in. 1995; Superson 1996).

Zlodowacenia pó³nocnopolskie by³y ostatnim okresem, w którym dominu- j¹cym czynnikiem rozwoju rzeby by³ surowy klimat peryglacjalny. Obszerne i wnikliwe studium funkcjonowania systemu fluwialnego górnego Wieprza w zlodowaceniu wis³y przedstawi³ Superson (1996). W stadiale torunia i przez znaczn¹ czêæ zlodowacenia wis³y Kotlina Wieprzowego Jeziora nale¿a³a przez dolinê So³okiji do dorzecza Bugu (Buraczyñski, Superson 1996). Dolinny dzia³ wodny pomiêdzy Wieprzem i So³okij¹ znajdowa³ siê wówczas ko³o Majdanu Wielkiego, a koryto paleo-Wieprza zaczyna³o siê ko³o miejscowoci Zielone.

Takie po³o¿enie dzia³u wodnego by³o prawdopodobnie wynikiem ruchów tektonicznych, które wydwignê³y Kotlinê Wieprzowego Jeziora lub obni¿y³y rów tektoniczny So³okiji. Prawdopodobnie ju¿ w stadiale torunia funkcjonowa³y pozosta³e dwa odcinki doliny Wieprza. Stanowi³y one niski pasa¿, którym przewiewane by³y piaski od zachodu przez: sto¿ek nap³ywowy Wieprza w Zwie- rzyñcu, równole¿nikow¹ dolinê Wieprza w Obroczy do doliny Kryniczanki.

Piaski eoliczne przewiewane z zachodu spycha³y rzekê w Kotlinie Wieprzowe- go Jeziora pod wschodnie zbocze. Okresy suche by³y przedzielone sezonami wilgotnymi z gwa³townymi ulewami, które powodowa³y powodzie (Superson 1996). W interstadiale gniewu system fluwialny Wieprza by³ ma³o aktywny, gdy¿ zlewniê pokrywa³a zwarta szata rolinna (Mamakowa 1986). W stadiale

wiecia nadal istnia³a ³¹cznoæ hydrograficzna miêdzy Kotlin¹ Wieprzowego Je- ziora i So³okij¹ (Superson 1996). Po³¹czenie to zosta³o w tym okresie znacznie zwê¿one przez narastaj¹cy pomost lessowy miêdzy D¹brow¹ i Szarowol¹ (Bu- raczyñski 1994). W interstadiale grudzi¹dza nadal istnia³ niezbyt intensywny przep³yw wód miêdzy Kotlin¹ Wieprzowego Jeziora i So³okij¹ (Superson 1996).

W fazie wstêpuj¹cej stadia³u g³ównego wody paleo-Kryniczanki utworzy³y prawdopodobnie bifurkacjê czêæ wód odp³ywa³a do doliny So³okiji, czêæ do równole¿nikowej doliny Wieprza (Superson 1996). Porednio mia³y na to wp³yw równie¿ zró¿nicowane ruchy tektoniczne (Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001) (ryc. 8). Przerzedzenie rolinnoci tundrowo-stepowej przy koñcu fazy wstêpuj¹cej stadia³u g³ównego wzmog³o denudacjê na stokach. W dnie erozyjnej doliny górnego Wieprza by³y deponowane du¿e iloci rumowiska dennego i zawiesinowego. Materia³ ten tworzy³ sp¹gowe czêci redniej terasy nadzalewowej ko³o Majdanu Wielkiego. W stadiale g³ównym by³y deponowane osady sto¿ków nap³ywowych bocznych dolin. Prawdopodobnie wówczas utworzy³ siê

(10)

piaszczysty sto¿ek nap³ywowy, po³o¿ony w lejkowatym wêle tektonicznym obni¿enia Kosobud i doliny Wieprza. Fluwialne osady dolinne subrównole¿nikowego odcinka doliny zosta³y rozciête przez erozjê wg³êbn¹. Proces rozcina- nia rozpocz¹³ siê prawdopodobnie przy ujciu odcinka subrównole¿nikowego doliny do Pado³u Zwierzynieckiego. Podczas fazy zstêpuj¹cej stadia³u g³ówne- go w dolinie by³y deponowane osady redniej terasy nadzalewowej. Z czasem procesy fluwialne zosta³y zast¹pione przez intensywne przewiewanie piasków, które tworzy³y przeszkody w dolinie. Te naturalne przeszkody tamowa³y od- p³yw wód i prowadzi³y do powstawania dolinnych jezior zaporowych. U wylo- tów dolin by³y sypane sto¿ki nap³ywowe (ryc. 2), które, zajmuj¹c znaczn¹ czêæ dna doliny, przyczyni³y siê do rozwoju w¹skiej strefy osadów zwi¹zanych z przep³ywem pod³u¿nym. Sto¿ki spycha³y tak¿e koryto Wieprza pod przeciwleg³e zbocze, co powodowa³o krêty bieg rzeki (Superson 1996). O ru- chach tektonicznych (Kowalski, Liszkowski 1972), modeluj¹cych warunki rozwoju doliny Wieprza, wiadcz¹ liczne za³amania spadku profilu pod³u¿nego

Ryc. 8. Dolina górnego Wieprza w zlodowaceniu wis³y (zestawiono wed³ug Supersona 1996) The upper Wieprz river valley in the Vistulian (compiled after Superson 1996)

(11)

dna doliny oraz zró¿nicowana wysokoæ powierzchni teras nadzalewowych (Harasimiuk 1980; Brzeziñska-Wójcik 1996). Zró¿nicowane ruchy tektoniczne mia³y równie¿ wp³yw na rozwój sto¿ków nap³ywowych po³o¿onych przy wylo- cie subrównole¿nikowego odcinka doliny do szerokiego Pado³u Zwierzyniec- kiego. Powodowa³y one rytmiczne rozcinanie powierzchni sto¿ka i sypanie no- wej formy sto¿kowej na przedpolu starej (Superson 1996; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001).

W A R U N K I R O Z W O J U K O R Y T A W I E P R Z A W P Ó N Y M V I S T U L I A N I E I H O L O C E N I E

W pónym vistulianie czynnikiem przewodnim kszta³tuj¹cym trzy odcinki dna doliny by³y zmiany warunków klimatycznych, które wymusi³y zmianê wa- runków odp³ywu rzecznego oraz dostawy materia³u na dno doliny. Nast¹pi³o zahamowanie poszerzania dna doliny. Ust¹pienie wieloletniej zmarzliny polep- szy³o ch³onnoæ gruntu, a rozprzestrzenienie siê lasów wywo³a³o wzrost ewapo- transpiracji (Rotnicki 1991). Spowodowa³o to stopniowe zmniejszenie odp³ywu rzecznego i redniej prêdkoci sp³ywu wód w korytach (Superson 1996).

Na prze³omie najstarszego dryasu i böllingu wraz z wilgotnieniem klimatu nast¹pi³o przeorganizowanie siê roztokowego koryta Wieprza w roztokowo-meandruj¹ce. Rozwój sto¿ków nap³ywowych dolinek bocznych wymusi³ krêty bieg rzeki oraz zahamowa³, charakterystyczne dla pónego glacja³u, poszerzanie dna doliny (Superson 1996) (ryc. 9). Wzrost zasilania, spowodowany taja- niem wieloletniej zmarzliny, powodowa³ rozwój meandrów wielkopromien- nych. lady przebiegu koryta w tym okresie s¹ s³abo czytelne i najczêciej przykryte osadami sto¿ków nap³ywowych i dyluwiów stokowych (ryc. 10).

U schy³ku böllingu i na pocz¹tku starszego dryasu, w warunkach zahamo- wania rozwoju zbiorowisk rolinnych (Ralska-Jasiewiczowa 1991) dolina Wie- prza by³a ju¿ dostatecznie szeroka, aby powsta³ zespó³ meandrów o rozmiarach wynikaj¹cych z wielkoci przep³ywów (por. Starkel 1983a, b). Zdaniem Bura- czyñskiego (1996) ówczesne koryto rzeki by³o 23 razy szersze od koryta wspó³czesnego (wspó³czenie rednio 7,8 m wed³ug autorów niniejszej pracy), z 46 razy wiêkszym promieniem meandrów (rednio 34 m wed³ug auto- rów tego opracowania). Uformowa³o ono równinê erozyjn¹, ograniczon¹ zbo- czami o wysokoci 5 m, podkrelon¹ g³êbokimi niszami zakolowymi. Wyso- koæ wzglêdna terasy nadzalewowej (36 m) tak¿e wiadczy o przestrzennym zró¿nicowaniu rozmiarów erozji (Buraczyñski 1996).

Stopniowe ograniczanie rozwoju zbiorowisk rolinnych i obni¿enie pozio- mu wód (Ralska-Jasiewiczowa 1991) mog³o spowodowaæ, ¿e w odcinkach przewê¿eñ, zwi¹zanych z pasa¿ami lessowymi i wa³ami wydmowymi oraz

(12)

w strefach podparcia przez sto¿ki, formowa³a siê rzeka skrêpowana. Nieliczne

lady meandrowania s¹ zachowane jedynie w strefie krawêdzi terasy nadzalewowej. Zmniejszeniu intensywnoci erozji bocznej towarzyszy³y procesy erozji wg³êbnej w dolinie i powierzchniowej na stokach (Superson 1996; por. Starkel 1977; Rotnicki 1987, 1991). O intensywnoci rozwoju sto¿ków nap³ywowych,

wiadcz¹ zachowane na ich powierzchniach lady koryt rozprowadzaj¹cych (Buraczyñski, Brzeziñska-Wójcik 1995; Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001).

Od allerödu do po³owy okresu preborealnego w dolinie Wieprza ko³o Krasnobrodu istnia³y jeziora, w których by³y akumulowane gytie (Ba³aga 1998a). Od preborea³u do czasów wspó³czesnych w miejscu zbiorników, opuszczonych fragmentów koryta oraz lokalnych obni¿eniach dna doliny Wieprza, nastêpowa³a sedentacja torfu w tempie od 0,1 do 0,3 mm/rok (wed³ug autorów niniejszej pracy) w odcinku subpo³udnikowym i rednio 0,44 mm/rok w okolicy Krasnobrodu (Ba³aga 1995, 1998a; por. Pazdur 1992) oraz w Kotlinie Wie- przowego Jeziora (ryc. 11).

Na pocz¹tku preborea³u, w zwi¹zku z ociepleniem klimatu i sukcesj¹ lasów (Ralska-Jasiewiczowa 1991; Ba³aga 1998b), postêpowa³o stopniowe wyrówna- nie przep³ywów. Spowodowa³o to zmianê re¿imu transportu rumowiska z obci¹¿enia dennego w obci¹¿enie przejciowe i dalej w zawiesinowe. Mniejsza

Ryc. 9. Rozwój koryta górnego Wieprza w pónym vistulianie i holocenie Development of the upper Wieprz river-bed in the late Vistulian and Holocene

(13)

Ryc. 10. Szkic geomorfologiczny fragmentu subpo³udnikowego odcinka doliny Wieprza (zasiêgi teras i sto¿ków wed³ug Buraczyñskiego 1996 zmienione)

Geomorphological sketch of the subparallel segment of the Wieprz valley (extent of terraces and proluvial fans after Buraczyñski 1996 modified)

(14)

iloæ opadów wywo³a³a zmniejszenie odp³ywu oraz czêstotliwoci i rozmiarów powodzi (por. Klimek, Starkel 1974; Starkel 1983). Stopniowo postêpuj¹ca stabilizacja koryta przejawia³a siê zmniejszeniem jego szerokoci, skróceniem promieni meandrów oraz zwê¿eniem pasa meandrowego. Ówczesn¹ dolinê Wieprza kszta³towa³o w¹skie koryto z ma³opromiennymi meandrami w pasie meandrowania o szerokoci 200300 m (Buraczyñski 1996). Na kilkukilome- trowym odcinku doliny na pó³noc od Zwierzyñca zachowa³y siê fragmenty starorzeczy, wiadcz¹ce o przerzutach koryta, w trakcie typowej dla jej holoceñ- skiego rozwoju swobodnej wêdrówki meandrów (ryc. 10) (por. Buraczyñski 1996; Szumañski 1983, 1986; Gêbica, Starkel 1987). Zanik przep³ywu w opuszczonych fragmentach koryta pozwoli³ na zapocz¹tkowanie rozwoju torfowisk.

Pochodz¹ce z prze³omu preborea³u i borea³u, datowane radiowêglowo na 9240±80 lat BP, organiczne wype³nienia paleomeandrów stwierdzono w okolicy Topólczy, za datowane na 9210±80 lat BP w ¯urawnicy. Wyznaczaj¹ one maksymalny holoceñski zasiêg pasa meandrowego po³udnikowego odcinka dna doliny Wieprza (ryc. 10). Zachowane fragmenty terasy nadzalewowej zazna- czaj¹ce siê w rzebie wspó³czesnego dna w okolicach Krasnobrodu, Bondyrza i Guciowa (rodkowy odcinek doliny) sugeruj¹, ¿e promieñ kszta³tuj¹cych je meandrów dochodzi³ do 75 m (ryc. 12). Postêpuj¹ce ocieplenie klimatu i dalsza sukcesja lasów liciastych w okresie borealnym (rodoñ 1959, 1964; Marusz- czak 1974; Starkel 1977; Ba³aga 1998b; Ba³aga i in. 1995) sprzyja³y stabilnemu rozwojowi doliny, przejawiaj¹cemu siê sukcesywnym zmniejszaniem szerokoci koryta i pasa meandrowego. U schy³ku okresu borealnego ustabilizowa³ siê wê¿szy pas meandrowy. W tym okresie na skutek wzrostu czêstotliwoci powodzi (Gêbica 1995) nastêpowa³o odcinanie zakoli. W okolicy wsi ¯urawnica stwierdzono starorzecze opuszczone w okresie 8760±80 lat BP, wype³nione osadami organicznymi, cechuj¹ce siê znacznie mniejszym od preborealnego promieniem meandrów (ryc. 10). Parametry paleokoryta wiadcz¹ o erozji na prze³omie okresu borealnego i atlantyckiego. Skutkiem tego mog³o byæ okresowe pog³êbianie i spadek krêtoci koryta.

Na pocz¹tku okresu atlantyckiego ponownie zaznaczy³ siê wzrost krêtoci koryta Wieprza. Koreluje to z okresem (84007700 lat BP) zwiêkszonej wilgotnoci klimatu (Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1988; Ba³aga 1998b). Wzrost czê- stotliwoci powodzi powodowa³ czêste przerzuty fragmentów koryta (por. Ral- ska-Jasiewiczowa, Starkel 1975) oraz poszerzanie pasa meandrowego ku wschodowi na odcinku po³udnikowym. Maksymalny jego zasiêg w okresie atlantyckim podkrelaj¹ wyranie czytelne w rzebie podciêcia meandrowe kra- wêdzi piaszczystej terasy nadzalewowej. Wype³nione osadem organicznym sta- rorzecza, opuszczone w okresie 7190±70 lat BP, stwierdzono w po³udniowej czêci wsi ¯urawnica (ryc. 10). Po osi¹gniêciu maksymalnego w kierunku

(15)

wschodnim zasiêgu pasa meandrowego zaznacza³a siê stopniowa migracja koryta ku zachodowi oraz skracanie promieni meandrów. W obrêbie dna doliny, w niewielkich, lokalnych obni¿eniach miêdzy wa³ami przykorytowymi a krawê- dzi¹ terasy nadzalewowej oraz w opuszczonych fragmentach koryta tworzy³y siê torfy, czêsto przykryte póniej osadami sto¿ków lub facji pozakorytowej.

Od neolitu stopniowo zaznacza³ siê wp³yw osadnictwa i gospodarki cz³owieka (Machnik 1959; Gurba 1961) na rozwój dna doliny (ryc. 9). Zapocz¹tkowane wówczas lokalne wylesianie wp³ywa³o na okresowe zmiany re¿imu transportu rumowiska rzecznego z erozyjnego na agradacyjny. Ponowny wzrost wilgotnoci pod koniec mezoholocenu, w okresie 65005900 lat BP (Lata³owa 1982;

Pawlikowski i in. 1982; Ba³aga 1998b), zaznaczy³ siê kolejn¹ faz¹ poszerzania pasa meandrowego w kierunku zachodniego zbocza doliny (ryc. 10). wiadcz¹ o tym szcz¹tki drewna znalezione w aluwiach paleokoryta w okolicy Topólczy datowane radiowêglowo na 5720±60 lat BP. Na pograniczu okresów atlantyckiego i subborealnego w zwi¹zku z o¿ywieniem dzia³alnoci rzek (Starkel 1991c) wzros³a prawdopodobnie liczba powodzi i przerzutów koryta (por. Gê- bica, Starkel 1987).

Na pocz¹tku neoholocenu mia³ miejsce kolejny wzrost wilgotnoci klimatu w okresie 50004400 lat BP (Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1991; Ba³aga i in.

1995). Spowodowa³o to wzrost aktywnoci erozji bocznej oraz wyd³u¿enie promieni meandrów. Stopniowo postêpowa³a stabilizacja szerokiego pasa meandrowego kszta³towanego od schy³ku okresu atlantyckiego do koñca subborea³u.

wiadcz¹ o tym le¿¹ce po przeciwleg³ych stronach doliny fragmenty starorzeczy wyznaczaj¹ce maksymalny zasiêg pasa meandrowego na pocz¹tku i na koñ- cu okresu subborealnego. Wype³nione torfami starorzecze, podcinaj¹ce lewe zbocze doliny w okolicy Topólczy wydatowano radiowêglowo na 4740±60 lat BP. Po przeciwleg³ej stronie doliny, na po³udnie od ¯urawnicy, znaleziono starorzecze opuszczone pod koniec subborea³u (ryc. 10). Sp¹g torfów, wype³nia- j¹cych starorzecze podcinaj¹ce krawêd terasy nadzalewowej, datowano na 3270±50 lat BP (ryc. 9). Wp³yw osadnictwa, rolnictwa i hodowli na transfor- macjê dna doliny w tym okresie zaznacza³ siê g³ównie cykliczn¹ gospodark¹ wypaleniskow¹ (Gurba 1961; Skowronek 1996). Wyniszczenie lasów mog³o tak¿e spowodowaæ zwiêkszenie intensywnoci procesów erozyjnych i denudacyj- nych w dolinie Wieprza (Maruszczak 1988; Starkel 1991a; Ba³aga i in. 1995).

Okres subatlantycki rozpoczyna kolejna faza wzrostu wilgotnoci klimatu.

Sytuacja ta powtarza siê czterokrotnie, przy czym podkreliæ nale¿y, ¿e okresy te s¹ coraz krótsze (por. Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1991). W subpo³udnikowym odcinku doliny Wieprza pas meandrowy ponownie zwê¿a siê i stabilizuje w rodkowej czêci doliny. Stopniowo zmniejszaj¹ siê promienie meandrów, a czêste migracje koryta w obrêbie pasa meandrowego tworz¹ skomplikowany uk³ad starorzeczy, wiadcz¹cy o zmiennej dynamice przep³ywów w tym okresie

(16)

(ryc. 10). Kolejne o¿ywienie dzia³alnoci rzek, koreluj¹ce ze wzrostem wilgotnoci klimatu (Ba³aga i in. 1995), nawi¹zuje do zwiêkszonej antropopresji zwi¹zanej z kultur¹ ³u¿yck¹, zasiedlaj¹c¹ roztoczañsk¹ dolinê Wieprza w okresie 32001800 lat BP (Skowronek 1996). Karczunki w okresie pónorzymskim (18001600 lat BP, kultura przeworska w dolinie Wieprza Kokowski 1991) spowodowa³y ponowny wzrost aktywnoci rzek i postêpuj¹c¹ agradacjê.

W okresie wêdrówek ludów (16001400 lat BP) (Gurba 1978) nast¹pi³a przej- ciowa regeneracja lasów i wzrost tendencji erozyjnych. Stopniowy wzrost wilgotnoci klimatu, który mia³ miejsce w okresie 1200900 lat BP (Ralska-Jasie- wiczowa, Starkel 1988), spowodowa³ rozwój procesów erozji powierzchniowej i liniowej na zboczach doliny oraz wzmo¿on¹ akumulacjê rzeczn¹. Optimum klimatyczne okresu subatlantyckiego (Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1991) ce- chowa³ klimat pocz¹tkowo suchy i ciep³y, stopniowo coraz wilgotniejszy, sprzyjaj¹cy rozwiniêciu meandrowemu o niewielkim promieniu i stosunkowo rzadkich wylewach (Maruszczak 1998). Du¿a stabilnoæ koryta i optymalne warunki klimatyczne z niewielkimi sezonowymi zmianami przep³ywów i rzad- kimi powodziami (Maruszczak 1974; Ba³aga i in. 1995) sprzyja³y zak³adaniu osad i rozwojowi rolnictwa w obrêbie doliny górnego Wieprza (Gurba 1978).

Wzrost wilgotnoci i opadów przy nieznacznym spadku temperatur od XI do XIII/XIV wieku podokres ciep³y wilgotniejszy optimum klimatycznego (Maruszczak 1998) sprzyja³ dalszemu rozwojowi rolnictwa (Stworzyñski 1834). Powodowa³o to aktywny rozwój sto¿ków i deluwiów podstokowych (ryc. 9). Potwierdzaj¹ to mu³ki pylaste, przykrywaj¹ce paleokoryto, podcinaj¹- ce krawêd lewego zbocza doliny w Topólczy. Strop torfów wype³niaj¹cych palekoryto, datowany na okres 800±50 lat BP, potwierdza aktywnoæ procesów stokowych, ale niewielka mi¹¿szoæ pokryw (0,71,0 m) wskazuje na umiarko- wan¹ ich intensywnoæ.

W XIII wieku na skutek licznych najazdów istniej¹ca w dolinie sieæ osadni- cza w wiêkszoci uleg³a zniszczeniu. Pierwsze historyczne wylesienia, które objê³y w wieku XIV doln¹ czêæ subpo³udnikowego odcinka Wieprza, wi¹za³y siê z ponownym rozwojem sieci osadniczej (Skowronek 1999). Pocz¹wszy od drugiej po³owy XIV wieku stopniowe och³adzanie klimatu przy umiarkowanym wzrocie wilgotnoci powodowa³o coraz czêstsze wylewy rzek (Dobrowolska 1961) oraz spowolnienie rozwoju osadnictwa w dolinie górnego Wieprza (Skowronek 1996). Na prze³omie XIV i XV wieku nasili³y siê powodzie skutkuj¹ce wzrostem aktywnoci migracji koryt rzecznych (Maruszczak 1998).

Globalne och³odzenie klimatu trwa³o od po³owy XVI do drugiej po³owy XIX wieku (Lamb 1984). Zdaniem Maruszczaka (1998) postêpuj¹cy kontynen- talizm klimatu wp³yn¹³ na obni¿enie wartoci przep³ywów, przy jednoczesnym wzrocie sezonowoci. Autor ten wyznacza dwie fazy och³odzenia trwaj¹ce po oko³o 180 lat (I od po³owy XVI do koñca XVII wieku; II od pierwszej po-

(17)

³owy XVIII do pocz¹tku XIX wieku), charakteryzuj¹ce siê zwiêkszon¹ czêstot- liwoci¹ wylewów rzek i skutkuj¹ce przerzutami koryt. W okresie pogorszenia warunków klimatycznych nast¹pi³ wzrost aktywnoci osadniczej. W XVI wieku zwiêkszy³a siê liczba ludnoci w dorzeczu Wieprza (Skowronek 1999), co determinowa³o rozwój rolnictwa, hodowli i przemys³u, oparty w znacznej mierze na lokalnych zasobach naturalnych, a w szczególnoci drewnie (Tittenbrun 1997). Spowodowa³o to kolejne wylesienia, zajmuj¹ce znacznie wiêksze powie- rzchnie od poprzednich, powoduj¹c aktywizacjê procesów erozyjnych oraz zmianê naturalnej szaty rolinnej. W kolejnych stuleciach XVII i XVIII zaznaczy³o siê wyrane os³abienie tendencji osadniczych. Niewielki przyrost powierzchni wsi skutkowa³ postêpuj¹cym rozdrobnieniem siedlisk i przylegaj¹cych do nich pól (Skowronek 1999). Orka zgodna z kierunkiem nachylenia zboczy doliny przyczynia³a siê do pog³êbiania procesów erozyjnych zarówno w obrê- bie pól, jak i dróg dojazdowych, powoduj¹c znaczny przyrost materia³u klastycznego deponowanego w dnie doliny oraz transportowanego przez rzekê. Przy- pada to na najm³odszy okres wzrostu wilgotnoci klimatu, datowany na 300

100 lat BP (Ralska-Jasiewiczowa, Starkel 1988). Wzmo¿ona powierzchniowa i liniowa erozja zboczy doliny pozbawionych os³ony rolinnej determinowa³a intensywny rozwój najm³odszej generacji sto¿ków zawê¿aj¹cych dno doliny i pas meandrowy (ryc. 9). Miêdzy innymi w okolicy Topólczy znaleziono mu³- ki pylaste przykrywaj¹ce preborealne paleokoryto wype³nione osadami orga- nogenicznymi. Strop torfów wype³niaj¹cych palekoryto, datowany na 300±50 lat BP, wiadczy o wzrocie aktywnoci rozwoju sto¿ków i wa³ów proluwial- nych w tym okresie. Znaczna mi¹¿szoæ (do 2,5 m) pokryw sugeruje du¿¹ dy- namikê kszta³tuj¹cych je procesów.

Produkty erozji ulega³y redepozycji i po krótkim transporcie zasila³y rumo- wisko rzeki. W okresach stabilizacji w obrêbie koryta by³y deponowane osady w formie ³ach i odsypów. W trakcie wezbrañ na równi zalewowej osadza³y siê mu³ki piaszczyste i pylaste facji pozakorytowej (mada m³odsza). Ich depozycja by³a zwi¹zana ze zwiêkszon¹ dostaw¹ materia³u pylasto-piaszczystego z rozci- nanych stoków w wyniku rosn¹cej roli czynnika antropogenicznego, a zw³aszcza wylesiania obszaru (por. Starkel 1983a; Szumañski 1986; Buraczyñski 1996).

Najwiêksze zmiany w rozwoju doliny spowodowane natê¿eniem rozwoju osadniczego nast¹pi³y w dwóch ostatnich stuleciach. Na pocz¹tku XVIII wieku rozpoczêto planow¹ eksploatacjê lasów, zw³aszcza nad brzegami Wieprza (Skowronek 1999). W pierwszej po³owie XIX wieku Wieprz na ca³ej d³ugoci roztoczañskiego odcinka by³ rzek¹ meandruj¹c¹. Wspó³czynnik krêtoci koryta zmierzony dla obszaru gruntów wsi (tab. 1) charakteryzuje ówczesne koryto jako silnie meandruj¹ce (ryc. 10, 12). W czasie prostowania koryta (w okolicach Bondyrza, Guciowa, Zwierzyñca, Wyw³oczki i Kawêczyna), w drugiej po³owie XIX wieku, odciêto na znacznych odcinkach dobrze czytelny w rzebie dna sy-

(18)

stem ma³opromiennych starorzeczy (1030 m), kszta³towanych przez kilka ostatnich stuleci. Skrócenie koryta zwiêkszy³o dynamikê procesów korytowych, spowodowa³o pog³êbianie siê dna, zanikanie meandrowania i zwiêkszenie spadku koryta. Wzrost zasilania koryta materia³em klastycznym w wyniku wzrasta- j¹cej antropopresji oraz zabiegi konserwuj¹ce wp³ynê³y na stabilizacjê takiego uk³adu koryta przez kilka nastêpnych dziesiêcioleci. Wiek XIX przyniós³ dalszy rozwój osiedli w dolinie. Rozwijaj¹cemu siê osadnictwu towarzyszy³y postêpu- j¹ce zmiany zagospodarowania, wylesienia dla potrzeb rolniczych i osadniczych oraz wzrost infrastruktury transportowej (Skowronek 1999).

Znacz¹c¹ rolê w kszta³towaniu procesów fluwialnych odgrywa³y wówczas lokalne bazy erozyjne, a w szczególnoci zak³adanie nowych lub odtwarzanie dawniej istniej¹cych zbiorników wodnych. W XIX wieku w dnie doliny istnia³y liczne stawy, m³ynówki i stopnie piêtrz¹ce (Pa³ys 1971). Pocz¹tek XX wieku zaznaczy³ siê spadkiem powierzchni tak zwanych m³ynówek. W drugiej po-

³owie XX wieku zbudowano nowe zbiorniki, o du¿ych powierzchniach, m.in.

w Rudce o powierzchni 9,36 ha i redniej g³êbokoci 2,4 m (Szczerbicka, Ko- zina 1997). Ponadto powiêkszono znacznie zbiorniki w Hutkach (Skowronek 1999). W ostatniej dekadzie uruchomiono zbiornik w Nieliszu o powierzchni 834 ha (Szczerbicka, Kozina 1997), stanowi¹cy bazê erozyjn¹ dla wód Wieprza i Poru. Morfogenetyczn¹ rolê zbiorników o du¿ej kubaturze szczególnie dobrze widaæ na przyk³adzie zbiornika w Rudce. Podparcie rzeki oraz spiêtrzenie wód

Ryc. 11. Szkic geomorfologiczny kotliny górnego Wieprza ko³o Majdanu Wielkiego (wed³ug Bu- raczyñskiego, Supersona 1994, uproszczony)

Geomorphological sketch of the upper Wieprz lake trough near Majdan Wielki (after Buraczyñ- ski, Superson 1994, simplified)

(19)

Ryc. 12. Szkic geomorfologiczny fragmentu subrównole¿nikowego odcinka doliny Wieprza w okolicach Bondyrza

Geomorphological sketch of the submeridional segment of Wieprz lake trough near Bondyrz

(20)

w strefie delty w górnym odcinku zbiornika podnios³o poziom wód grunto- wych, spowodowa³o wzmo¿on¹ erozjê boczn¹ powy¿ej zbiornika i siln¹ erozjê wg³êbn¹ poni¿ej tamy. Aby zapobiec niekorzystnym procesom, wybetonowano znaczny odcinek rzeki, co przesunê³o strefê erozji wg³êbnej. Brak konserwacji progów i jazów powoduje wzmaganie siê erozji wg³êbnej poni¿ej tych budowli.

Odwrotne tendencje wystêpuj¹ w obrêbie Roztoczañskiego Parku Narodowego i obszarów otuliny, gdzie rekonstrukcja siedlisk bobrów wp³ywa na zwiêksza- nie siê iloci przeszkód i tam pochodzenia zoogenicznego, a w konsekwencji piêtrzenie wód i lokalne tendencje do agradacji.

Tab. 1. Zmiany d³ugoci i krêtoci koryta górnego Wieprza w okresie ostatnich dwóch stuleci Changes of the lenghtwise and sinuosity of the upper Wieprz river bed valley within the last two

hundred years

Grunty wsi

18251829 Lata 19791985

d³ugoæ

odcinka [km] wspó³czynnik

krêtoci d³ugoæ

odcinka [km] wspó³czynnik krêtoci

Guciów 2,51 1,80 2,04 1,44

Rudka 2,50 2,23 2,00 1,79

Zwierzyniec 4,19 2,03 2,82 1,10

Wyw³oczkaKawêczyn 10,46 1,87 6,02 1,09

ród³o: Opracowanie w³asne.

Wiek XX cechuje siê wzmo¿onym wp³ywem gospodarki cz³owieka na roz- wój procesów w dolinie Wieprza. Okres najintensywniejszej eksploatacji lasów, zbiegaj¹cy siê z najwiêksz¹ gêstoci¹ zaludnienia w dolinie, przypad³ na pocz¹- tek okresu miêdzywojennego. Lata II wojny wiatowej zmieni³y sytuacjê demo- graficzn¹ i gospodarcz¹. Nast¹pi³o zatrzymanie postêpuj¹cych wylesieñ oraz u¿ytkowania rolniczego spowodowane zmniejszeniem siê liczby ludnoci. Po zakoñczeniu wojny ponownie rozpoczêto wycinanie lasów. Stopniowo ros³o za- ludnienie, zbli¿aj¹c siê w 1974 r. do stanu maksymalnego z pierwszej po³owy XX wieku. Utworzenie w 1974 r. Roztoczañskiego Parku Narodowego (ryc. 1) sprzyja³o sukcesywnemu wzrostowi lesistoci. W wyniku tego znaczna czêæ doliny górnego Wieprza zosta³a wy³¹czona z u¿ytkowania rolniczego (Skowro- nek 1999). Ujemne tendencje demograficzne w ostatnich dekadach XX wieku przypieszy³y wy³¹czanie z u¿ytkowania rolniczego obszarów równi zalewowej i teras nadzalewowych. Spowodowa³o to sukcesjê rolinnoci zielnej i powolne odtwarzanie siê rolinnoci ³êgowej. Zmniejszenie zasilania rzeki materia³em klastycznym by³o kompensowane wzmo¿on¹ erozj¹ boczn¹ na ca³ej d³ugoci roztoczañskiego odcinka doliny Wieprza.

(21)

Wspó³czesne dno doliny kszta³tuj¹ procesy fluwialne. Rozwijaj¹ce siê po obu jej stronach sto¿ki nap³ywowe zawê¿aj¹ dno oraz lokalnie powoduj¹ zwiê- kszenie spadku (ryc. 2). Zakola i meandry, rozwijaj¹ce siê w okresie ostatnich dziesiêcioleci, maj¹ promienie od 6,3 do 115 m, a szerokoæ koryta waha siê w zakresie 1,525,0 m. Wartoci wspó³czynnika krêtoci (tab. 2) wskazuj¹ na znacz¹c¹ rolê prac regulacyjnych w kszta³towaniu obecnego uk³adu koryta. Ob- serwuje siê równie¿ wzrost aktywnoci erozji bocznej i przerywanie meandrów (ryc. 13). Dominuj¹c¹ rolê we wspó³czesnym modelowaniu rzeby dna doliny odgrywaj¹ wiosenne wezbrania roztopowe oraz opadowe wezbrania letnie wód Wieprza. Istotnym czynnikiem kszta³tuj¹cym przep³ywy Wieprza s¹ tak¿e

ród³a, zasilaj¹ce rzekê m.in. w Krasnobrodzie, Hutkach, pod Stokow¹ Gór¹, w Obroczy oraz w Zwierzyñcu (Michalczyk 1996, 1998). Du¿e zasilanie po- dziemne wp³ywa na charakterystyczn¹ dla Wieprza wysok¹ stabilnoæ przep³y- wów (Michalczyk 1997).

Tab. 2. Wspó³czynnik krêtoci koryta górnego Wieprza w latach 19791985 The coefficient of sinuosity of the upper Wieprz river bed valley in 19791985

Odcinek doliny D³ugoæ odcinka

[km] Wspó³czynnik krêtoci

min. redni maks.

Ca³a roztoczañ-

ska czêæ 70,87 1,00 1,20 2,22

Górny 13,06 1,00 1,02 1,04

rodkowy 28,65 1,01 1,33 2,22

Dolny 29,16 1,01 1,16 1,41

ród³o: Opracowanie w³asne.

Na znacz¹c¹ rolê czynnika tektonicznego w holoceñskim rozwoju doliny wskazuje zmiana kierunku odwodnienia górnego Wieprza i Kryniczanki (pod koniec plejstocenu) na wspó³czesny (ryc. 8). Zró¿nicowane ruchy blokowe w obrêbie doliny s¹ przyczyn¹ ró¿nych g³êbokoci i nachyleñ koryta Wieprza (Brzeziñska-Wójcik, Superson 2001). W zwi¹zku z tym, ¿e rednia prêdkoæ dwigania Roztocza w holocenie wynosi 1 mm/rok (Kowalski, Liszkowski 1972) (ryc. 14), koryta rzeczne mog³y wcinaæ siê nawet o 10 m (por. Rotnicki 1991). W dolinie Wieprza nie zaobserwowano jednak przejawów tak intensywnej erozji wg³êbnej. Zró¿nicowanie przestrzenne i czasowe tego zjawiska w okresie holocenu przemawia za ich blokowym charakterem (por. Harasimiuk 1980). Holoceñskim ruchom pionowym towarzyszy zmiana kierunku poziomej sk³adowej ruchu skorupy Ziemi z NWSE na NNESSW (Liszkowski i in.

1998) lub nawet, jak sugeruje Jarosiñski (1994), na NS. Mog³o to mieæ swoje

(22)

Ryc. 13. Zmiany koryta Wieprza w Guciowie w ci¹gu ostatnich dwóch stuleci Changes of the Wieprz river-bed over the last two centuries

(23)

implikacje w zmianach wielkoci przep³ywu i tempa migracji koryta miêdzy innymi w okresach preborealnym i atlantyckim (por. ryc. 10).

P O D S U M O W A N I E

Górna, najstarsza czêæ roztoczañskiej doliny Wieprza (Kotlina Wieprzo- wego Jeziora) by³a stosunkowo wczenie aktywna tektonicznie, co decydowa³o o obni¿aniu lub podnoszeniu dna doliny, a to z kolei wp³ywa³o na zmniejszanie lub zwiêkszanie spadku. W okresie od miocenu do wczesnego plejstocenu ten odcinek doliny by³ prawdopodobnie wykorzystywany przez rzeki odwadniaj¹ce

Ryc. 14. Pionowe ruchy skorupy ziemskiej na Roztoczu Tectonic vertical movements in the Roztocze region

(24)

inwersyjny zr¹b Roztocza ku po³udniowemu wschodowi. Wyprz¹tniêcie starszych osadów wskazuje na podnosz¹ce ruchy tektoniczne w eoplejstocenie.

W zlodowaceniach rodkowopolskich (odry i warty), w zlodowaceniu wis³y oraz w holocenie (od allerödu do po³owy okresu preborealnego) istnia³y w Kot- linie Wieprzowego Jeziora rozleg³e rozlewiska lub jeziora.

rodkowy, w¹ski i asymetryczny odcinek doliny górnego Wieprza przeci- na Roztocze Tomaszowskie równolegle do d³u¿szej osi regionu. Charakteryzuje siê licznymi za³amaniami spadku profilu pod³u¿nego teras nadzalewowych i ho- loceñskiego dna doliny. Pokrywanie siê za³amañ spadku ze strefami tektonicz- nymi przecinaj¹cymi poprzecznie dno doliny sk³ania do wniosku, ¿e za³amania spadku dna doliny s¹ wynikiem ruchów tektonicznych. rodkowy segment roz- toczañskiej doliny Wieprza by³ formowany przez wolno p³yn¹ce wody interglacja³u ferdynandowskiego i mazowieckiego. W czasie zlodowacenia odry wyko- rzystywa³a go rzeka zasilaj¹ca jezioro w Kotlinie Wieprzowego Jeziora. W¹- skie i cienkie listwy mu³ków warciañskich przy zboczu doliny wiadcz¹ o ist- nieniu jeziora zastoiskowego. Poprzeczne podnoszenie w¹skich stref dna doliny (w strefie uskoków poprzecznych) przyczynia³o siê zapewne wielokrotnie do powstawania jezior. Mi¹¿sza seria s³abo zró¿nicowanych litologicznie vistuliañ- skich piasków fluwialnych wiadczy o funkcjonowaniu pónoglacjalnej rzeki dojrza³ej, swobodnej, o dolinie dostatecznie szerokiej do powstania zespo³u me- andrów. W jego holoceñskiej ewolucji coraz wiêksz¹ przewagê zyskiwa³y procesy bocznego rozwoju dna doliny.

Dolny, prze³omowy odcinek doliny Wieprza, za³o¿ony w strefie po³udnikowego pó³rowu tektonicznego, charakteryzuje siê równie¿ asymetrycznym przekrojem poprzecznym. Ten po³udnikowy segment doliny by³ najczêciej wykorzystywany przez rzeki odwadniaj¹ce, najpierw wa³ metakarpacki: w ba- denie w kierunku po³udniowym, w sarmacie w kierunku pó³nocnym; a na- stêpnie Roztocze: w pliocenie w kierunku pó³nocnym, w zale¿noci od intensywnoci ruchów tektonicznych, powoduj¹cych istotne zmiany w orografii obszaru. O intensywnoci procesów erozyjnych w dnie pó³rowu tektonicznego ko-

³o Zwierzyñca wiadcz¹ dwie rynny erozyjne, ca³kowicie zasypane osadami mezoplejstocenu i vistulianu oraz wysoko po³o¿one terasy erozyjne. Zatamowa- nie l¹dolodem odry odp³ywu wód ku pó³nocy spowodowa³o w pradolinie Wie- prza (Zwierzyñca) odtworzenie badeñskiego (ku po³udniowi) kierunku odwodnienia.

W holocenie w ca³ym roztoczañskim odcinku doliny Wieprza kszta³tuje siê jednokorytowy system rzeczny o rozwiniêciu najczêciej krêtym b¹d meandro- wym (por. Shumm 1977, 1985), zmieniaj¹cym siê w zale¿noci od re¿imu hy- drologicznego. Cyklicznie wykazuje tendencje do: obni¿enia podstawy erozyjnej wskutek silnego wcinania siê rzeki, agradacji spowodowanej przewag¹ dostawy i akumulacji osadów nad erozj¹ oraz poszerzania dna w wyniku erozji

(25)

bocznej w okresach stabilnoci. Reakcja rzeki na zmiany klimatyczne, tektoniczne i antropogeniczne zale¿y w znacznym stopniu od litologii ska³ pod³o¿a i rodzaju aluwiów, nachylenia stoków w dorzeczu, nachylenia profilu pod³u¿- nego dna doliny oraz naturalnej i antropogenicznej szaty rolinnej.

Morfologia dna doliny kszta³towana jest swobodn¹ wêdrówk¹ meandrów z okresowymi awulsjami, w obrêbie zmieniaj¹cego szerokoæ pasa meandrowego. Tempo agradacji i erozji regulowane jest warunkami dostawy materia³u z dorzecza, co wi¹¿e siê ze zmianami szaty rolinnej i u¿ytkowania. Do wa¿- nych czynników modeluj¹cych wspó³czenie dno doliny nale¿¹ tak¿e: zmienia- j¹ce siê po³o¿enie lokalnych baz erozyjnych oraz zmiany u¿ytkowania skutkuj¹- ce zró¿nicowaniem wielkoci dostawy materia³u klastycznego do koryta.

L I T E R A T U R A

A l e x a n d r o w i c z S. W. 1991: Zarys paleogeografii Polski. [W:] Geografia Polski. rodowisko przyrodnicze, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 2538.

A l l e n J. R. L. 1977: Fizyczne procesy sedymentacji (Physical Processes of Sedimentation).

PWN, Warszawa.

B a ³ a g a K. 1995: Diagramy py³kowe trofowisk Roztocza rodkowego. [W:] Problemy geomorfologii i paleogeografii czwartorzêdu. Mat. konf. dedykowanej prof. dr H. Maruszcza- kowi. Lublin, 1011.04.1995. Zak³. Geogr. Fiz. i Paleogeogr. UMCS, Kom. Bad.

Czwart. PAN, Pol. Tow. Geogr.

B a ³ a g a K. 1998a: Postglacial vegetational changes in the Middle Roztocze (E Poland). Acta Paleobot., 38(1): 175192.

B a ³ a g a K. 1998b: Rozwój torfowisk postglacjalnych w okolicy Krasnobrodu na Roztoczu ze szczególnym uwzglêdnieniem wskaników dzia³alnoci cz³owieka (Development of postglacial bogs near Krasnobród (Roztocze, SE Poland) and the indications of human activity). Prz. Geol., 46, 9: 881886.

B a ³ a g a K., D o b r o w o l s k i R., R o d z i k J. 1995: Paleogeograficzne warunki rozwoju jezior i torfowisk Poleskiego Parku Narodowego i jego strefy ochronnej (Paleogeographic Conditions of the Development of Lakes and Mires of the Polesie National Park and Its Protection Zone). Ann. UMCS, B, 48: 119.

B a r a n i e c k a M. D. 1975: Fazy tektoniczne w czwartorzêdzie w rodkowej czêci Ni¿u Pol- skiego (Quaternary tectonic phases in central part of the Polish Lowlands). I Krajowe Sympozjum: Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. 1, Wyd. Geol.: 197206.

B a r a n i e c k a M. D. 1983: Faza ma³opolska, kujawska i mazowiecka jako fazy tektoniczne w czwartorzêdzie Polski (The Ma³opolska, Kujawska and Mazowiecka phases treated as tectonic phases in Quaternary of Poland). Materia³y III Krajowego Sympozjum:

Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, 4, Ossolineum, Wroc³aw: 183193.

(26)

B a r a n i e c k a M. D. 1990: Propozycja nowelizacji stratygrafii czwartorzêdu dla Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1: 50 000 w wietle g³ównych wyników badañ stratygraficznych ostatnich 20 lat (Revision proposals of the Quaternary stratigraphy for the Detailed Geological Map of Poland 1:50 000 in the light of main stratigraphic survey results in the recent 20 years). Kwart. Geol., 34, 1: 149166.

B o g a c z K. 1967: Budowa geologiczna pó³nocnego obrze¿enia rowu krzeszowickiego (The geological structure of the Northern border of the Krzeszowice graben). Prace Geol.

PAN, Oddz. Kraków, 41.

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 (niepubl.). Archiwum Biblioteki G³ównej UMCS, Lub- lin: 1120.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T., S u p e r s o n J. 2001: Wp³yw ruchów neotektonicznych na warunki rozwoju doliny górnego Wieprza na Roztoczu Tomaszowskim (SE Polska) (In- fluence of the neotectonic movements on conditions of development of Upper Wieprz Valley in the Tomaszowskie Roztocze). [W:] Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych, red. A. Kostrzewski, T. III. Wyd. Nauk. UAM, Ser. Geogr., Po- znañ, 64: 85103.

B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T., M i ³ k o w s k a D. 2002: Aktywnoæ tektoniczna w dorzeczu gór- nego Wieprza (SE Polska) w wietle wybranych wskaników morfometrycznych. Ann.

UMCS, Lublin, B, 54 (1999): 1332.

B u k o w y S., K a r n k o w s k i P. 1974: Zapadlisko przedkarpackie. [W:] Budowa geologiczna Polski. T. 4. Tektonika, Cz. 1. Ni¿ Polski. Wyd. IG, Warszawa: 394416.

B u ³ a S., D r z y m a ³ a J., M a ³ e k M. 1994: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski. Ark. Nielisz (861), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa.

B u r a c z y ñ s k i J. 1967: Zarys geomorfologii Roztocza Zachodniego (Essai géomorphologique du Roztocze Occidental). Ann. UMCS Lublin, B, 22: 77123.

B u r a c z y ñ s k i J. 1986: Zasiêg l¹dolodu Odry (Saalian) we wschodniej Polsce (Extent of the Odra (Saalian) Ice Sheet in Eastern Poland). Prz. Geol., 34, 12: 684689.

B u r a c z y ñ s k i J. 1994: Rola procesów eolicznych w rozwoju pokryw piaszczystych na Roztoczu Tomaszowskim. [W:] Vistuliañsko-holoceñskie zjawiska i procesy eoliczne (wybrane za- gadnienia), red. B. Nowaczyk, T. Szczypek, Stow. Geom. Pol., Poznañ.

B u r a c z y ñ s k i J. 1996: Ewolucja doliny górnego Wieprza na Roztoczu w piêtrach wis³y i holocenu (The Evolution of the Wieprz River Valley in the Roztocze Upland during Vi- stulian and Holocene). Ann. UMCS, B, 51: 117139.

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). UMCS, Lublin: 189.

B u r a c z y ñ s k i J., B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T. 1995: Rozwój doliny górnego Wieprza w wistulianie i holocenie. [W:] Pónoczwartorzêdowy rozwój rzeby i zmiany rodowiska przyrodniczego. Mat. sympozjum dedykowanego prof. dr. hab. Stefanowi Ko- zarskiemu z okazji 65-lecia urodzin i 40-lecia pracy naukowo-dydaktycznej. 12

13.10.1995, Poznañ: 1416.

B u r a c z y ñ s k i J., B r z e z i ñ s k a - W ó j c i k T., S u p e r s o n J. 1992: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Tomaszów Lubelski, 1 : 50 000.

Wyd. PIG, Warszawa (w druku).

(27)

B u r a c z y ñ s k i J., B u t r y m J., W o j t a n o w i c z J. 1982: Interglacja³ lubelski w Polich- nie na Wy¿ynie Lubelskiej (Lublin Interglacial in Polichna on the Lublin Upland).

Ann. UMCS, B, 37: 4360.

B u r a c z y ñ s k i J., K r z o w s k i Z. 1994: Middle Eocene in the So³okija graben on Roztocze Upland. Kwart. Geol., 38, 4: 739753.

B u r a c z y ñ s k i J., S u p e r s o n J. 1994: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Komarów, 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa (w druku).

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 czwartorzêdo- wych. Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A. Warszawa.

C i e l i ñ s k i S., R z e c h o w s k i J. 1993: Mapa geologiczna pod³o¿a czwartorzêdu Roztocza miêdzy Tomaszowem Lubelskim a Hrebennem. [W:] Tektonika Roztocza i jej aspekty sedymentologiczne, hydrogeologiczne i geomorfologiczno-krajobrazowe, red. M. Harasi- miuk, J. Krawczuk, J. Rzechowski, Wyd. TWWP, Lublin: 3846.

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.

D a d l e z R., N a r k i e w i c z M., S t e p h e n s o n R. A., V i s s e r M. T. M. 1994: Subsyden- cja bruzdy rodkowopolskiej w permie i mezozoiku. Prz. Geol., 42, 9: 715720.

D o b r o w o l s k a M. 1961: Przemiany rodowiska geograficznego Polski do XV wieku. PWN, Warszawa.

D y j o r S. 1987: M³odotrzeciorzêdowy i eoplejstoceñski rozwój sieci kopalnych dolin w Polsce na tle ewolucji paleogeograficznej obszaru bruzdy rodkowopolskiej (Development of buried valleys in Poland during the Upper Tertiary and Eopleistocene against palaeo- geographical evolution of the mid-European furrow). [W:] Problemy m³odszego neo- genu i eoplejstocenu w Polsce. Mat. konf. nauk.: Plioceñska i eoplejstoceñska sieæ rzeczna i zwi¹zane z ni¹ kompleksy osadów gruboklastycznych w Polsce. Wroc³aw, 1820.06.1985, PAN: 1342.

G a d z i c k a E. 1994: Middle Eocene calcareous nannofossils from the Roztocze region (SE Poland their biostratigraphic and paleogeographic significance). Kwart. Geol., 38, 4:

727738.

G ê b i c a P. 1995: Ewolucja doliny Wis³y pomiêdzy Nowym Brzeskiem a Opatowcem w vistulianie i holocenie (Evolution of the Vistula river valley between Nowe Brzesko and Opatowiec in the Vistulian and Holocene). Dok. Geogr. IGiPZ PAN, 2: 791.

G ê b i c a P., S t a r k e l L. 1987: The evolution of the Vistula river valley at the northern margin of the Niepo³omice Forest during the last 15 000 years. [W:] Evolution of the Vi- stula river valley during the last 15 000 years, red. L. Starkel, Geogr. Stud. IGiPZ PAN, Spec. Iss., 4.

G i l e w s k a S. 1991: Rozwój rodowiska Polski w trzeciorzêdzie. [W:] Geografia Polski. rodowisko przyrodnicze, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 3767.

G u r b a J. 1961: Neolithic Settlements on the Lublin Loess Upland (Neolityczne osadnictwo na obszarach lessowych Wy¿yny Lubelskiej). Ann. UMCS, B, 15 (1960): 211233.

G u r b a J. 1978: Staro¿ytne i wczesnoredniowieczne osadnictwo Lubelszczyzny. [W:] Z zagad- nieñ kultury ludowej, T. I, Muzeum Wsi Lubelskiej, Lublin: 735.

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: 136.

(28)

J a h n A. 1956: Wy¿yna Lubelska (Rzeba i czwartorzêd. Geomorphology and Quaternary history of Lublin Plateau). Prace Geogr. IG PAN, 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 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., 15, 89: 418427.

K a s i ñ s k i J., P i w o c k i M., T o ³ k a n o w i c z E. 1993: Upper Paleocene facies setting in northeast Poland and its control of amber distibution. 2-nd Baltic Conference Vilnius.

Abstracts, 39.

K l i m e k K., S t a r k e l L. 1974: History and actual tendency of floodplain development at the border of the Polish Carpathians. [W:] Geomorphologische Prozesse und Prozess Kombinationen in der Gegenwart unter verschiedenen Klimabedingungen. Abh. Akad.

Wiss. Göttingen, 3, 29.

K o k o w s k i A. 1991: Lubelszczyzna w m³odszym okresie przedrzymskim i w okresie rzym- skim. Lub. Mat. Archeolog., IV, UMCS, Lublin.

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 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. 1976: Kreda miêdzy Zamociem, Tomaszowem Lubelskim a Kry³owem (The Cretaceous between Zamoæ, Tomaszów Lubelski and Kry³ów). Biul. IG., 291:

51101.

K r a s s o w s k a A. 1977: Kreda w okolicy KranikaZakrzewa (na podstawie g³êbokich otwo- rów wiertniczych). Prz. Geol., 25, 2: 6570.

K r u k J. 1973: Studia osadnicze nad neolitem wy¿yn lessowych. PAN, Inst. Historii Kultury Materialnej, Wroc³aw.

K r y s i a k Z. 1998: Ewolucja tektoniczna zapadliska przedkarpackiego. Pos. Nauk. PIG, 54(6).

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). Geol. Kwart. AGH, Geologia, 22, 1: 4959.

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: 785792.

K u r k o w s k i S. 1994: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Kras- nobród (894), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: tab. II, 134.

K u r k o w s k i S. 1998: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski, arkusz Józe- fów (927), 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa: tab. II, 132.

L a m b H. H. 1984: Climate of the last thousand years: natural climatic fluctuations and change.

[W:] The climate of Europe: past, present and future, red. H. Flohn, R. Frantechi, Dordrecht: 2564.

(29)

L a m b H. H., L e w i s R. P. W., W o o d r o f f e A. 1966: World Climate from 8000 to 0 B.C., Symp. Royal Met. Soc., London: 174217.

L a s k o w s k a - W y s o c z a ñ s k a W. 1979: Czwartorzêdowe ruchy pionowe brze¿nej strefy zapadliska przedkarpackiego u podnó¿a Roztocza (Quaternary vertical movements of marginal zone of the Carpathian Foredeep in front of the Roztocze). Prz. Geol., 27, 6:

318321.

L a s k o w s k a - W y s o c z a ñ s k a W. 1980: Zlodowacenie po³udniowopolskie na tle rozwoju paleogeomorfologicznego rodkowej i wschodniej czêci Kotliny Sandomierskiej. [W:]

Przew. Sem. Teren. Stratygrafia i chronologia lessów oraz utworów glacjalnych do- lnego i rodkowego plejstocenu w Polsce SE, red. H. Maruszczak, Wyd. UMCS, Lublin.

L a s k o w s k a - W y s o c z a ñ s k a W. 1983: Czwartorzêdowe ruchy pionowe rodkowej i wschodniej czêci Kotliny Sandomierskiej (The Quaternary vertical movements in middle and east part of Sandomierz Depression). Materia³y III Krajowego Sympozjum

Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. Wroc³aw 1981, Wyd. Geol., IV: 207221.

L a s k o w s k a - W y s o c z a ñ s k a W. 1992: Typ i wiek kopalnych zbiorników wodnych wschodniej czêci Kotliny Sandomierskiej (Types and age of the fossil lake basins in the eastern part of the Sandomierz Basin). Studia Geol. Pol., V, XCIX, Warszawa: 93104.

L a s k o w s k a - W y s o c z a ñ s k a W. 1995: Neotectonic and glacial control on geomorphic development of middle and eastern parts of the Sandomierz Basin and the Carpathian margin. Folia Quaternaria, 66: 105122.

L a t a ³ o w a M. 1982: Postglacial vegetational changes in the eastern Baltic coastal zone of Po- land. Acta Paleobot., 22, 2.

L i n d n e r L. 1988: The Pleistocene glaciations and interglacials in Poland. Quatern. Stud. in Poland, 8: 3747.

L i n d n e r L., W o j t a n o w i c z J. 1997: Korelacja schematów stratygraficznych plejstocenu wy¿yn po³udniowopolskich. Prz. Geol., 45: 7680.

L i s z k o w s k i J. 1975: Wp³yw obci¹¿enia l¹dolodem na plejstoceñsk¹ i wspó³czesn¹ dynamikê litosfery na obszarze Polski (The influence of ice sheet loading on Pleistocene-Recent dynamics of litosphere in Poland). Mater. I Kraj. Symp. Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. Wyd. Geol., Warszawa, I: 255277.

L i s z k o w s k i J. 1993: Glacjoizostazja jako znacz¹cy czynnik m³odych ruchów skorupy ziemskiej w Polsce po³udniowej. Konf. Kom. Neotektoniki Kom. Bad. Czwart. PAN:

Neotektonika Polski: metodyka, datowania, przyk³ady regionalne. Kraków, 25

27.10.1993: 28.

L i s z k o w s k i J., B a r l i k M., l e d z i ñ s k i J. 1998: Geotectonics and Geodynamics of the Teisseyre-Tornquist Tectonic Zone. Politech. Warsz. Inst. Geod. Wy¿sz. i Astron.

Geod., Reports on Geodesy, 34: 1113.

M a c h n i k J. 1959: Badania archeologiczne w Roztoczu Lubelskim. Spraw. Archeol., 9: 89

101.

M a m a k o w a K. 1986: Lower boundary of the Vistulian and the Early Vistulian pollen stratigraphy in continuous Eemian-Early Vistulian pollen sequences in Poland. Quatern.

Stud., 7: 5163.

(30)

M a r s z a ³ e k S. 1998: Osady czwartorzêdowe w dolinie Gorajca. [W:] Przew. LXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego: Budowa geologiczna Roztocza (100-lecie badañ polskich geologów). Krasnobród, 2326.09.1998: 129132.

M a r s z a ³ e k S., M a ³ e k M., D r z y m a ³ a J. 1995: Objanienia do Szczegó³owej Mapy Geo- logicznej Polski, arkusz Szczebrzeszyn, 1 : 50 000. Wyd. PIG, Warszawa.

M a r u s z c z a k H. 1974: rodowisko przyrodnicze Lubelszczyzny w czasach prehistorycznych.

[W:] Dzieje Lubelszczyzny, red. T. Mencel, t. 1. PWN, Warszawa: 2368.

M a r u s z c z a k H. 1988: Zmiany rodowiska przyrodniczego kraju w czasach historycznych.

[W:] Przemiany rodowiska geograficznego Polski, red. L. Starkel, Ossolineum, Wroc³aw: 109147.

M a r u s z c z a k H. 1998: Naturalne tendencje zmian krajobrazu Polski rodkowej w ci¹gu ostatnich piêtnastu stuleci (Natural tendencies of Central Poland landscape changes in the last fifteen centuries). Acta Geogr. Lodz., 74: 149160.

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: 1109.

M i c h a l c z y k Z. (red.) 1996: ród³a Roztocza. Wyd. UMCS: 1196.

M i c h a l c z y k Z. 1998: Warunki wystêpowania i kr¹¿enia wody na Roztoczu. [W:] Przew.

LXIX Zjazdu Naukowego Polskiego Towarzystwa Geologicznego: Budowa geologiczna Roztocza (100-lecie badañ polskich geologów). Krasnobród, 2326.09.1998: 91

104.

N a k o n i e c z n y S. 1967: Holoceñska morfogeneza Wy¿yny Lubelskiej. Wyd. UMCS, Lublin.

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. Krak., 53: 1101.

N o g a j - C h a c h a j J. 1991: rodowineo geograficzne Wy¿yn Lubelneo-Wo³yñneich w okresie atlantyckim i subborealnym. Lubelskie Materia³y Archeolog., IV, UMCS, Lublin: 39

47.

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: 1007

1018.

O s z c z y p k o N. 1997: The Early-Middle Miocene Carpathian Peripheral foreland basin (Wes- tern 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 a ³ y s S. 1971: Erozja górnego i rodkowego odcinka rzeki Wieprz na tle ogólnej charaktery- styki zlewni. Zesz. Probl. Postêpów Nauk Roln., 119: 6789.

P a w l i k o w s k i M., R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M., S c h ö n b o r n W., S t u p n i c k a E., S z e r o c z y ñ s k a K. 1982: Woryty near Gietrzwa³d, Olsztyn Lake District vegetational history and lake development during the last 12,000 years, Acta Paleobot., 22, 1.

P a w ³ o w s k i S. 1961: Kredowy i jurajski rów lubelski. Kwart. Geol., 5, 4: 831838.

P a z d u r M. F. 1992: Datowanie metod¹ C-14 osadów organicznych (sprawozdanie za lata 19891991). Spraw. z Bad. Nauk. Kom. Bad. Czwart. PAN, 9.

(31)

P i a s e c k a J. B. 1973: Niektóre zmiany hydrograficzne w wietle materia³ów historycznych.

[W:] Studia z dziejów geografii i kartografii. Monografie z Dziejów Nauki i Techniki, red. J. Babicz, 87, Wroc³aw: 425439.

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.

P o ³ t o w i c z S., S t a r c z e w s k a - P o p o w A. 1973: Rozwój zapadliska przedkarpackiego miêdzy Tarnowem a Przemylem. Rocz. Pol. Tow. Geol., 43: 495517.

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: 349363.

P o ¿ a r y s k i W. 1997: Tektonika powaryscyjska obszaru wietokrzysko-lubelskiego na tle stru- ktury pod³o¿a (Post-Variscan tectonics of the Holy Cross Mts-Lublin region (central Poland) and the substrate structure). Prz. Geol., 45, 12: 12651270.

P o ¿ a r y s k i W., K u t e k J. 1976: Problematyka XLVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geo- logicznego. Prz. Geol., 24, 8: 445450.

R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M. 1991: Ewolucja szaty rolinnej. [W:] Geografia Polski, red.

L. Starkel, PWN, Warszawa: 106127.

R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M., S t a r k e l L. 1975: The basic problems of palaeogeography of the Holocene in the Polish Carpathians. Biul. Geol. UW, 19.

R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M., S t a r k e l L. 1988: Record of the hydrological changes during the Holocene in the lake, mire and fluvial deposits of Poland. Folia Quatern., 57.

R a l s k a - J a s i e w i c z o w a M., S t a r k e l L. 1991: Zmiany klimatu i stosunków wodnych w holocenie. [W:] Geografia Polski, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 177180.

R a c i n o w s k i R. 1969: Sedymentacja osadów czwartorzêdowych w okolicach Bi³goraja. Biul.

Inst. Geol., Z badañ czwartorzêdu w Polsce, 12: 275288.

R e d e r J. 1987: Próba rekonstrukcji rodowiska naturalnego na Grzêdzie Horodelskiej w pra- dziejach i we wczesnym redniowieczu. Praca magisterska, mps, Katedra Archeologii UMCS, Lublin.

R o t n i c k i K. 1987: New approaches in valley floor palaeohydrology and their palaeoclimatic implications. Streszczenia i postery, red. J. M. Gaillard, IGCP 158 Symp. at Höör, 1826 May 1987, Lundqua Report 27, Lund.

R o t n i c k i K. 1991: G³ówne czynniki kszta³tuj¹ce dna dolin (in Polish only). [W:] Geografia Polski, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 151152.

R o t n i c k i K., S t a r k e l L. 1991: Przekszta³cenie rzeby w holocenie. [W:] Geografia Polski, red. L. Starkel, PWN, Warszawa: 139159.

R ó ¿ y c k i S. Z. 1972: Plejstocen Polski rodkowej na tle przesz³oci w górnym trzeciorzêdzie (in Polish only). PWN, Warszawa.

R ü h l e E. 1973a: Stratygrafia czwartorzêdu Polski. [W:] Metodyka badañ osadów czwartorzê- dowych, red. E. Rühle, Wyd. Geol., Warszawa: 3178.

R ü h l e E. 1973b: Ruchy neotektoniczne w Polsce. [W:] Metodyka badañ osadów czwartorzêdo- wych, red. E. Rühle, Wyd. Geol., Warszawa: 1330.

R z e c h o w s k i J., S u p e r s o n J. 1998: Osady czwartorzêdowe Roztocza. Mater. Konf. Te- ren. PTGeol. Wp³yw tektoniki Roztocza na przebieg sedymentacji osadów w trzecio-