1. Wstęp - Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ

VII Zjazd Geomorfologów Polskich
kraków
Aktywność
2005
tektoniczna w dorzeczu bystrej
w świetle analizy wybranych wskaźników
morfometrycznych (polska środkowowschodnia)
Teresa Brzezińska-Wójcik
1. Wstęp
Bystra jest prawobrzeżnym dopływem środkowej Wisły, o długości 33,4 km.
Dorzecze o powierzchni 295,7 km2 (Atlas Hydrologiczny... 1986), ma kształt zbliżony
do równoległoboku o dłuższym boku wynoszącym około 24 km i obejmuje tereny zbudowane głównie paleogeńskich gez, opok i piaskowców glaukonitowych (Harasimiuk,
Henkiel 1978). Nadkład skał trzeciorzędowych decyduje o wyraźnych różnicach fizjograficznych między południową i północną częścią dorzecza. W południowej części, należącej do Równiny Bełżyckiej (Chałubińska, Wilgat 1954) lub Płaskowyżu Bełżyckiego
(Maruszczak 1972), skały trzeciorzędowe przykryte są stosunkowo mało zróżnicowanymi
utworami czwartorzędowymi, wśród których znaczny udział mają piaszczyste utwory
fluwioglacjalne (Harasimiuk, Henkiel 1978). W północnej części dorzecza, należącej do
Płaskowyżu Nałęczowskiego, pokrywa utworów czwartorzędowych jest znacznie grubsza,
przy czym większą jej część stanowią lessy typowe o miąższościach sięgających nawet
ponad 20 m (Kęsik 1961).
Dorzecze Bystrej ma rzeźbę typu płaskowyżowego – wysokości względne wahają
się od 30 do 80 m, a średnie nachylenie od 1o do 8o. Znaczna część powierzchni dorzecza
(60%) znajduje się w obrębie silnie urzeźbionego Płaskowyżu Nałęczowskiego, zlewnie
cząstkowe mają tutaj jednak wyraźnie mniejsze powierzchnie niż w części należącej do
Równiny Bełżyckiej.
Dorzecze Bystrej jest kolejnym poligonem badawczym w zakresie aktywności
tektonicznej Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Dotychczasowe badania koncentrowały się
46
Teresa Brzezińska-Wójcik
głównie w roztoczańskich dorzeczach Wieprza, Tanwi i Sołokiji (Brzezińska-Wójcik
1994, Brzezińska-Wójcik i in. 2002; Brzezińska-Wójcik, Superson 2004).
2. Zarys budowy geologicznej
Dorzecze Bystrej jest położone w strefie Teisseyre’a-Tornquista, w obszarze granicznym prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej (Guterch 1977) i paleozoicznego rowu mazowiecko-lubelskiego (Miłaczewski, Żelichowski 1970). Kompleks skał
paleozoicznych (ordowik-karbon) jest przykryty serią skał mezozoicznych (środkowa
jura-górna kreda) (Żelichowski 1974, Wyrwicka 1980). Spośród skał kenozoicznych, na
znacznym obszarze dorzecza Bystrej, z wyjątkiem zachodnich i południowych krańców
zachowały się paleogeńskie gezy, opoki i piaskowce glaukonitowe (Harasimiuk, Henkiel
1978). Skały mezo-kenozoiczne, w granicach analizowanego dorzecza, tworzą płaską
strukturę synklinalną, zuskokowaną w czasie alpejskiego cyklu górotwórczego. Przebieg osi dorzecza nawiązuje do orientacji osi (NW-SE) tej synkliny (Żelichowski 1974,
1983), zdeformowanej przez uskoki tektoniczne zorientowane przeważnie WNW-ESE
oraz podrzędnie ENE-WSW (Harasimiuk 1980).
Plejstoceńskie utwory fluwioglacjane (piaski i żwiry wodnolodowcowe oraz gliny
zwałowe) zachowały się w południowej części dorzecza. W północnej jego części, skały
paleogeńskie są przykryte kilkumetrowym płaszczem zwietrzeliny marglistej, niekiedy
gliny zwałowej i piasków różnego pochodzenia oraz utworami lessowymi. Maksymalna
miąższość lessu sięga 30 m na zachodzie i maleje w kierunku wschodnim (Harasimiuk,
Henkiel 1972).
Dolina Bystrej nawiązuje do uskoku o orientacji WNW-ESE. W części zachodniej,
dolina nawiązuje do przebiegu kopalnej rynny Bystrej, której głębokość na odcinku
od Celejowa do Bochotnicy zmienia się od 30 do 80 m. W kopalnej formie dolinnej
zachowała się kilkumetrowa seria utworów fluwioglacjalnych (piaski różnoziarniste ze
żwirami) oraz kilkunastometrowa seria osadów holoceńskich (osady fluwioglacjalne oraz
organogeniczne, przeważnie torfy). Doliny dopływów Bystrej są wypełnione holoceńskimi
mułkami, piaskami i żwirami rzecznymi (Harasimiuk, Henkiel 1978).
3. Cechy ukształtowania powierzchni dorzecza
Obszar dorzecza Bystrej nachylony jest w kierunku zachodnim – od 244,0 m n.p.m.
w okolicach Sporniaka Palikijskiego do 122,0 m n.p.m. przy ujściu Bystrej do Wisły.
Największym urozmaiceniem rzeźby terenu cechuje się zachodnia część dorzecza na
pograniczu Płaskowyżu Nałęczowskiego i doliny Wisły. W strefie krawędziowej Płaskowyżu deniwelacje osiągają 90 m. W okolicach Wierzchoniowa i Rąblowa – deniwelacje sięgają 60-90 m, a nachylenia stoków dochodzą nawet do 40o, ku wschodowi
deniwelacje zmniejszają się do 20 m. Wierzchowina Płaskowyżu osiąga wysokość
200-220 m n.p.m. Znacznie mniejszym urozmaiceniem terenu charakteryzuje się obszar
Równiny Bełżyckiej – maksymalne deniwelacje sięgają 30 m, a nachylenia powierzchni
rzadko przekraczają 2o.
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej...
47
Wyraźnie zaznaczającym się elementem ukształtowania powierzchni dorzecza
jest dolina Bystrej o długości około 35 km i szerokości do 600 m. Dolina jest głęboko
wcięta (do 80 m), szczególnie na obszarze Płaskowyżu Nałęczowskiego. Profil podłużny
doliny załamuje się dość wyraźnie w dolnym odcinku, poniżej Celejowa (Harasimiuk,
Henkiel 1978). Specyficzną cechą jest występowanie w dolinie Bystrej kilkudziesięciu
czynnych szczelinowych źródeł podzboczowych. Źródła o dużej wydajności (20-50 l/s)
biją zwłaszcza w dolnym odcinku Bystrej – między Wąwolnicą a Wierzchoniowem
i w odcinku górnym – w okolicach Nałęczowa (Burlikowska 1993).
Pozostałe, głęboko wcięte doliny dopływów Bystrej – Potoku Wojciechowskiego,
Czerki, Bochotniczanki, Potoku Witoszyńskiego i Potoku Stockiego – cechują się płaskim
dnem i stromymi zboczami, często o nachyleniu nawet 30-40o.
Do charakterystycznych form rzeźby na Płaskowyżu Nałęczowskim należą wąwozy,
których średnia gęstość wynosi od 1,0 km/km2 w północno-wschodniej części dorzecza
do ponad 5,0 km/km2 w części północno-zachodniej (Harasimiuk, Henkiel 1972).
Stosunkowo gęsta (do 5,0 km/km2) jest w północnej części dorzecza także sieć
suchych, nieckowatych dolin o stosunkowo łagodnie nachylonych zboczach i zróżnicowanych długościach: od kilkuset metrów do kilku kilometrów (Kęsik 1961). Na
słabiej urzeźbionej Równinie Bełżyckiej wskaźnik ten wynosi średnio ok. 0,1 km/km2
(Maruszczak 1961).
4. Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej
Wyniki analizy wybranych parametrów morfometrycznych (Smf i Re) wskazują,
że krawędź Płaskowyżu Nałęczowskiego w strefie ujścia Bystrej do Wisły, położona
w strefie klimatu umiarkowanego, wykazuje cechy podobne do prostolinijnych skarp
młodych uskoków normalnych występujących w półpustynnym klimacie Newady
i Kalifornii (Bull 1977, 1978) oraz skarpy uskoku Tam Dao w klimacie monsunowym
północnego Wietnamu (Cuong, Zuchiewicz 2001).
Wskaźnik krętości krawędzi Smf (mountain-front sinuosity) (Bull 1977, 1978) określa
liniową aktywność tektoniczną wybranego czoła masywu górskiego (krawędzi założonej
w strefie uskoku) i wyraża się wzorem:
Smf = Lmf/ Ls
gdzie:
Lmf – długość granicy między górami a przedpolem (długość: czoła masywu górskiego,
podstawy krawędzi stosku),
Ls – analogiczna długość mierzona w linii prostej;
Krawędzie podlegające aktywnemu wypiętrzaniu są na ogół prostolinijne i cechują
się niskimi wartościami Smf, zmieniającymi się w warunkach suchego klimatu pustyni
Basin-and-Range od 1,0 do 1,6. Wartości wskaźnika dla analogicznego obszaru o słabej aktywności tektonicznej wynoszą od 1,4 do 3,0 oraz od 1,8 do >5,0 dla obszarów
nieaktywnych (Bull 1977, 1978; Bull, Mc Fadden 1977).
Wartość Smf, obliczona dla krawędzi Płaskowyżu Nałęczowskiego – w strefie ujścia
Bystrej do Wisły – wynosi 1,45 i sugeruje względnie słabą aktywność młodych ruchów
podnoszących w tym miejscu.
48
Teresa Brzezińska-Wójcik
Wskaźnikiem szacunkowym, który pozwala na określenie powierzchniowej młodej
aktywności tektonicznej jest współczynnik wydłużenia zlewni Re (drainage basin shape)
(Bull, Mc Fadden 1977); wyraża się on wzorem:
Re = (2√A:√π)/L, gdzie:
A – powierzchnia zlewni,
L – maksymalna długość zlewni (odległość między skrajnymi punktami w zlewni).
Dla zlewni, położonych w klimatach suchych i półsuchych, cechujących się znaczną
aktywnością tektoniczną, uzyskiwano wartości Re < 0,50. Dla zlewni położonych analogicznie, ale cechujących się aktywnością słabą lub brakiem – otrzymywano wartości
odpowiednio: 0,50-0,75 i >0,75 (Bull, Mc Fadden 1977).
Wartość Re, wyznaczona dla całego dorzecza Bystrej (0,62) wskazuje na słabą
współczesną aktywność tektoniczną obszaru. Wynik ten pozostaje w ścisłym związku
z oceną aktywności tektonicznej przedstawioną przez A. Henkla (1982) na podstawie
analizy drobnych struktur tektonicznych. Duża aktywność tektoniczna na tym obszarze
miała miejsce w górnym karbonie, kiedy powstał podłużny (WNW-ESE) zespół uskoków
na linii Ursynów-Kazimierz Dolny-Wysokie i ukształtował się rów mazowiecko-lubelski.
Późniejsze pionowe ruchy tektoniczne (laramijskie i polaramijskie), często potomne, wykorzystywały założenie paleozoiczne doprowadzając do powstania fleksur (Miłaczewski,
Żelichowski 1970) oraz uskoków poprzecznych (ENE-WSW) i skośnych (N-S), które
nadały rowowi cechy struktury blokowej (Żelichowski 1974, 1983).
Powierzchniowe zróżnicowanie aktywności tektonicznej uzyskane dla 37 zlewni
cząstkowych III rzędu jest natomiast znaczne. Większość z małych zlewni, położonych
wzdłuż doliny Bystrej oraz zlewnia Potoku Witoszyńskiego (SW część dorzecza Bystrej)
wykazuje słabą aktywność. W dużych zlewniach (m. in. Czerki) w SE części dorzecza, na
Równinie Bełżyckiej oraz niektórych zlewniach położonych na północ od doliny Bystrej
(m.in. Bochtniczanki), w strefie bliskiej NW granicy Wyżyny Lubelskiej, stwierdzono
bardzo niską aktywność tektoniczną (Re zmienia się od 0,82 do 0,93). Jednocześnie
zwraca uwagę fakt, że obszary o podwyższonej aktywności wyznaczają kierunek zbliżony
do WNW-ESE – określany przez A.M. Żelichowskiego (1974) jako główny kierunek
dyslokacji karbońskich i kierunek N-S typowy dla fazy polaramijskiej, widoczny w
głównych kierunkach spękań skał kredowych (Henkiel, Nitychoruk 1983).
Po wydzieleniu 92 zlewni IV rzędu, spośród zlewni III rzędu, obraz przestrzenny
aktywności tektonicznej ulega pewnej zmianie. Pozostaje, widoczny w zlewniach III
rzędu, obszar o słabej aktywności rozciągający się wzdłuż doliny Bystrej, natomiast
zmianom ulega obraz aktywności w południowej części dorzecza obejmującej głównie
Równinę Bełżycką. W zlewni Potoku Witoszyńskiego (SW część dorzecza Bystrej)
słaba aktywność tektoniczna występuje już tylko w nielicznych zlewniach cząstkowych,
a w pozostałej części jest to bardzo słaba aktywność. Istotna zmiana pojawia się
w zlewni Czerki, położonej na południe od Wąwolnicy i wokół Wojciechowa. Dla tego
obszaru charakterystyczne są liczne zlewnie cząstkowe, dla których współczynnik Re
osiąga wartości niższe niż w zlewniach III rzędu. Tak więc średnia wartość wskaźnika
uzyskana dla zlewni IV rzędu wskazuje na słabą aktywność tektoniczną obszaru.
Aktywność tektoniczna analizowana w zlewniach wyższych rzędów (do VII)
o powierzchniach większych od 0,15 km2 niewiele różni się od jej obrazu powstałego
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej...
49
na podstawie analizy wskaźnika Re w zlewniach III i IV rzędu – także ze względu na
stosunkowo niedużą ilość nowych wydzieleń.
Otrzymane wartości wskaźnika Re przeanalizowano także pod względem określonych klas wielkości powierzchni: większych od 12 km2 – zlewnie III rzędu oraz
z przedziału 2-12 km2 – zlewnie III i IV rzędu. Z porównania wynika, że w świetle
obu wydzieleń istnieje obszar o podwyższonej aktywności tektonicznej, rozciągający się wzdłuż doliny Bystrej – od okolic Wąwolnicy do Bochotnicy. Jest to zgodne
z poglądem W. Pożaryskiego (1953) o tektonicznym założeniu tego segmentu doliny
Bystrej. Jednocześnie wartości uzyskane dla zlewni o powierzchniach 2-12 km2 sugerują
istnienie słabej aktywności w południowej części dorzecza Bystrej – od zlewni Czerki
po okolice Huty.
Zatem, w ocenie aktywności tektonicznej dorzecza Bystrej, z zastosowaniem
współczynnika Re, wystąpiły różnice wartości zależne od powierzchni analizowanych
zlewni. Przyczyną tego może być występowanie pokrywy lessowej w północnej części
dorzecza. Less pokrywający miąższą warstwą obszary, których wcześniejsza rzeźba
wykazywała znaczne urozmaicenie (Harasimiuk, Henkiel 1978), jest bardzo podatny na
erozję, co może osłabiać efekt wpływu tektoniki.
5. Podsumowanie i wnioski
Obszar dorzecza Bystrej, analizowany metodami morfometrycznymi, z zastosowaniem współczynników Smf i Re, cechuje się ogólnie słabą współczesną aktywnością
tektoniczną. Pomiary wykonane dla zlewni III-VII rzędu wskazały obszary o słabej
i bardzo słabej aktywności. Zlewnie III rzędu, o Re mniejszym od 0,75 (słaba aktywność), stanowią około 1/3 ogólnej powierzchni tych zlewni, natomiast wśród zlewni IV
rzędu – ponad 50% ich powierzchni. Podwyższone wartości aktywności Re, niezależnie
od analizowanych wielkości zlewni, uzyskano jedynie dla doliny Bystrej w odcinku
od Wąwolnicy do Bochotnicy, w którym stwierdzono także najwyższą w dorzeczu
wydajność źródeł.
Względnie słabą aktywność młodych ruchów podnoszących określa także liniowy
wskaźnik Smf obliczony dla zachodniej krawędzi Płaskowyżu Nałęczowskiego, w strefie
ujścia Bystrej do Wisły.
Wyniki uzyskane dla zlewni cząstkowych różnych rzędów dają zatem dość różnorodny obraz przestrzennej aktywności tektonicznej w dorzeczu Bystrej, zależny od
litologii skał czwartorzędowych oraz udokumentowanego wcześniej zróżnicowanego
lokalnie systemu pól naprężeń.
Literatura
Atlas Hydrologiczny Polski, 1986, 2, 1, IMGW, Wyd. Geol., Warszawa.
Brzezińska-Wójcik T., 1994, Współczesna aktywność tektoniczna w dorzeczu Sołokiji w świetle
współczynnika wydłużenia dorzecza, Annales UMCS, B, 49, 8, 137-146.
50
Teresa Brzezińska-Wójcik
Brzezińska-Wójcik T., Miłkowska D., Tucki A., 2002, Wpływ neotektoniki na rozwój rzeźby
w dorzeczu Gorajca na Roztoczu (SE Polska), Annales UMCS, B, 57, 4, Lublin, 55-74.
Brzezińska-Wójcik T., Superson J., 2004, Neotectonic conditions of sedimentation and erosion
in small fluvial basins of the Roztocze Tomaszowskie (south-eastern Poland), Zeit. für.
Geomorph., 48, 2, 167-184.
Bull W.B., 1977, Tectonic geomorphology of the Mojave Desert, U.S. Geol. Surv. Contract Rep.
14-08-001-G-394, Office of Earthquakes, Volcanoes and Engineering, Menlo Park, California, 1-188.
Bull W.B., 1978, Geomorphic tectonic activity classes of the south front of the San Gabriel Mountains, California, U.S. Geol. Surv. Contract Rep. 14-08-001-G-394, Office of Earthquakes,
Volcanoes and Engineering, Menlo Park, California, 1-59.
Bull W.B., Mc Fadden L.D., 1977, Tectonic geomorphology north and south of the Garlock fault,
California, [in:] D.O. Doehring (ed.), Geomorphology in Arid Regions, Proc. 8th Ann. Geomorph. Symp. State Univ. of New York at Binghampton, 9, 115-138.
Burlikowska I., 1993, Źródła w dorzeczu Bystrej, [w:] Z. Michalczyk (red.), Źródła zachodniej
części Wyżyny Lubelskiej. Wyd. UMCS, Lublin, 71-93.
Cuong N.Q., Zuchiewicz W., 2001, Morfotektonika uskoku rzeki Lo w rejonie Tam Dao (północny
Wietnam): próba prognozy sejsmicznej, Przegl. Geol., 49, 10/1, 885-893.
Chałubińska A., Wilgat T., 1954, Podział fizjograficzny województwa lubelskiego, Przewodnik
V Ogólnopolskiego Zjazdu PTG, Lublin, 3-44.
Guterch A., 1977, Structure and phisical properties of the Earth crust in Poland light of data
DSS, Inst. Geoph. Pol. Ac. Sci. a-4/115/ PWN, Warszawa, Łódź.
Harasimiuk M., 1980, Rzeźba strukturalna Wyżyny Lubelskiej i Roztocza, Rozpr. hab. Wydz.
BiNoZ UMCS, Lublin, ss. 136.
Harasimiuk M., Henkiel A., 1972, Analiza pokrywy lessowej zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego, Przew. Symp. Kraj. Stratygrafia i Litologia Lessów, Warszawa, 50-53.
Harasimiuk M., Henkiel A., 1978, Wpływ budowy geologicznej i rzeźby podłoża na ukształtowanie pokrywy lessowej w zachodniej części Płaskowyżu Nałęczowskiego, Annales UMCS,
B, 30/31, 55-77.
Henkiel A., 1982, Drobne struktury tektoniczne w północnej części Wyżyny Lubelskiej, Annales
UMCS, B, 37, 73-84.
Henkiel A., Nitychoruk J., 1981, Spękania ciosowe i drobne struktury tektoniczne w skałach
kredowo-paleoceńskich północno-zachodniej części Wyżyny Lubelskiej, Annales UMCS,
sec. B, 35/36, 13-27.
Jahn A., 1956, Wyżyna Lubelska. Rzeźba i czwartorzęd, Prace Geogr. IG PAN, 7, 1-453.
Kęsik A., 1961, Vallées des tarrains loessiques de la partie Ouest du Plateau de Nałęczów, Annales UMCS, B, 15, 123-153.
Maruszczak H., 1961, Le relief des terrains de loess sur le Plateau de Lublin, Annales UMCS,
B, 15, 93-122.
Maruszczak H., 1972, Wyżyny Lubelsko-Wołyńskie, [w:] L. Starkel (red.), Geomorfologia Polski,
1, Warszawa, 367-372.
Miłaczewski L., Żelichowski A., 1970, Wgłębna budowa geologiczna obszaru radomsko-lubelskiego, Przewodnik XLII Zjazdu PTG, Lublin, 7-32.
Aktywność tektoniczna w dorzeczu Bystrej...
51
Wyrwicka K., 1980, Stratygrafia, facje i tektonika mastrychtu zachodniej części Wyżyny Lubelskiej,
Kwart. Geol., 24, 4, 805-819.
Pożaryski W., 1953, Plejstocen w przełomie Wisły przez wyżyny południowe, Prace Inst. Geol.,
9, 1-134.
Żelichowski A.M., 1974, Obszar Radomsko-Lubelski, [w:] Budowa geologiczna Polski, IV, Tektonika, cz. I, 113-128.
Żelichowski A.M., 1983, Mapa tektoniczna 1:300 000, Tab. 43, [w:] S. Kozłowski, A.M. Żelichowski (red.), Atlas Geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego, Wyd. Inst. Geol.,
Warszawa.
Teresa Brzezińska-Wójcik
Instytut Nauk o Ziemi
Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej
al. Kraśnicka 2c, d
20-718 Lublin