Przegląd Geologiczny (1999-09) tom 47

Zebrane materiały potwierdzają zasadność wyróżnienia przez Pożaryskiego (1953, 1955) trzech systemów tarasów rzecznych w strefie przełomowego odcinka doliny Wisły. Najstarszy z nich, określony jako zespół tarasów wysokich (III), sięgający 18,5–13,5 m nad poziom rzeki, utworzył się w starszej i środkowej części stadiału głównego (leszczyńsko-pomorskiego) zlodowacenia wisły (około 33–17 ka). Jego rozwój był synchroniczny z okresem akumulacji lessu młodszego górnego i osadów deluwialnych, które w 1953 r. wyodrębniono jako „piaski wysokiego zasypania”. Następny z młodoplejstoceńskich systemów tarasowych, określony jako tarasy średnie (II) o wysokości 9,0–5,5 m, powstał w najmłodszej części stadiału głównego zlodowacenia (19–13 ka); jego ostateczne wykształcenie było synchroniczne z akumulacją cienkich, eolicznych utworów pokrywowych wyróżnionych w 1953 r. jako „lessy nadległe”. Najmłodszy system tarasów rzecznych czyli zespół piaszczysto-madowych tarasów niskich (I) o wysokości 2,5–1,0 m powstał w holocenie.

Minerały (siarczany, węglany, krzemiany, tlenki i wodorotlenki) powstałe w pustkach krasowych w gipsach badeńskich są wynikiem krystalizacji: ze swobodnie płynącej wody po utracie dwutlenku węgla; po ewaporacji cienkiej warstewki wody; po ewaporacji wyciekającej wody interstycjalnej; w iłowych wypełnieniach pustek; z wody występującej w szczelinach; subakwalnej; z aerozolów; żeli; lodu; a także precypitacji biochemicznej.

Procesy powstawania minerałów w badanych pustkach krasowych są niskotemperaturowe. Przeważają speleotemy powstałe w warunkach subaeralnych, a ich wzrost był warunkowany przez prądy powietrza w jaskiniach.

W profilu dewonu środkowego i częściowo górnego (franu) oraz karbonu dolnego Gór Świętokrzyskich występują liczne nagromadzenia skał krzemionkowych. Badania litologiczne, petrograficzne i izotopowe wykazały, że wymienione skały utworzyły się w wyniku wielofazowej działalności podmorskich źródeł hydrotermalnych w obrębie dewońsko-karbońskiego basenu sedymentacyjnego. Badane krzemienie (w tym radiolaryty i lidyty) tworzyły się w zakresie temperatur od 86 do 258°C (przy założeniu, że *18OSMOW wody morskiej wynosiła –1‰). Wzbogacenie wody morskiej w krzemionkę determinowało rozwój gąbek i radiolarii. Sprawą otwartą pozostaje w dalszym ciągu problem genezy karbońskich łupków krzemionkowych, a szczególnie udziału w niej krzemionki pochodzenia piroklastycznego.

Analiza strukturalna podkenozoicznego podłoża Środkowego Nadodrza dokumentuje istnienie w tym rejonie stref dyslokacyjnych zgodnych z przebiegiem plejstoceńskich struktur erozyjnych. W okresie zlodowaceń plejstoceńskich, na omawianym obszarze, zachodziły ruchy neotektoniczne, które sprzyjały wynoszeniu pokrywy permo-mezozoicznej z otwieraniem szczelin uskokowych i strefową migracją ciepła geotermicznego. Procesy te różnicowały warunki tworzenia wieloletniej zmarzliny z powstawaniem przetain oraz szczelin lodowcowych nad uaktywnionymi dyslokacjami. W konsekwencji tych procesów zachodziła wzmożona erozja subglacjalna wód roztopowych pod dużym ciśnieniem z tworzeniem rynien sięgających 70 m p.p.m.

Współczesna powierzchnia Pojezierza Suwalsko-Augustowskiego, szczególnie w części północnej (Pojezierze Suwalskie i Sejneńskie) została ukształtowana dzięki deformującej, glacitektonicznej działalności lądolodu zlodowacenia wisły. Zaburzenia glacitektoniczne, uwarunkowane pionowymi ruchami neotektonicznymi uaktywnionymi przez nacisk nasuwającego się lądolodu, powstały głównie wzdłuż równoleżnikowych stref zluźnień tektonicznych w głębokim podłożu. Uskoki o przebiegu równoleżnikowym uwarunkowały zasięgi i postoje recesyjne lądolodu oraz stały się bezpośrednią przyczyną powstania form marginalnych o zaburzonej glacitektonicznie strukturze. Wpłynęły także na zasięg i zróżnicowanie przebiegu starszych lądolodów. Lądolód zlodowacenia wisły deformował osady bezpośredniego podłoża przez naciski statyczny (pionowy) i dynamiczny (poziomy), w wyniku których powstało tzw. festonowe ukształtowanie powierzchni, a także przez naciski boczne na zbocza i krawędzie o różnej genezie, dzięki czemu powstały elementy tzw. glacitektoniki dolinnej.

Wpływ ruchów neotektonicznych, na dynamikę północno-wschodniej strefy krawędziowej Roztocza Tomaszowskiego, rozpoznano na podstawie badań morfometrycznych, geomorfologicznych i geologicznych. Strefa znajduje się na granicy (strefa uskokowa Tornquista-Teisseyre'a) dwu ważnych jednostek strukturalnych: podniesienia radomsko-kraśnickiego i rowu mazowiecko-lubelskiego. W rzeźbie strefy wyróżnia się pas obniżeń (zapadlisk) Kotliny Kryniczanki, Wieprzowego Jeziora i doliny (rowu tektonicznego) Sołokiji; oraz bloki krawędzi zewnętrznej Komarowa, Krynic, Tarnawatki, Majdanu Górnego i Przeorska–Żurawców, a także bloki (wzniesienia resekwentne) krawędzi wewnętrznej Rudy Żurawieckiej i Teniatysk. Analiza morfometryczna pozwoliła rozpoznać intensywność i zwrot ruchów neotektonicznych. Wyraźnie neotektonicznie aktywny jest zespół uskoków brzeżnych, a wypiętrzaniu lub subsydencji podlegają całe segmenty krawędzi zewnętrznej oraz krawędzi wewnętrznej. W pasie obniżeń zachodzą zróżnicowane, blokowe ruchy tektoniczne. Przyczynia się do tego ich skomplikowana, zrębowa budowa geologiczna, która ma odbicie w zróżnicowanej rzeźbie oraz natężeniu i kierunkach ruchów tektonicznych. Ruchy neotektoniczne wpłynęły na miąższość osadów dolinnych oraz na rozwój drobnych form w dnach kotlin i dolinie Sołokiji.

W niektórych odcinkach doliny Skawy (np. w Makowie Podhalańskim) załamania profilu podłużnego obecnego dna doliny są związane przede wszystkim ze zróżnicowaną odpornością skał fliszowych, ale większość takich załamań (np. poniżej Osielca i między Świnną Porębą a Zagórzem) jest efektem bardzo młodych (późnoglacjalnych i holoceńskich) ruchów tektonicznych, które przejawiły się głównie w strefach uskoków poprzecznych. Załamania profili podłużnych powierzchni, utworzonych podczas wczesnego glacjału, występujące w odcinkach doliny z wyrównanym dnem współczesnym świadczą o ruchach tektonicznych nieco starszych, prawdopodobnie bezpośrednio młodszych od interstadiału brörup; ruchy te były szczególnie intensywne w strefie nasunięcia jednostki śląskiej.

Analiza zróżnicowanych wartości wielu parametrów morfometrycznych charakteryzujących dorzecza, układ sieci dolinnej oraz spadki koryt pozwala na identyfikację struktur podlegajacych młodym ruchom tektonicznym w polskich Karpatach zewnętrznych, a układających się niemal równolegle do rozciągłości nasunięć i głównych fałdów. Plio-czwartorzędowe uaktywnienie czół nasunięć i ważniejszych złuskowań wiązało się przypuszczalnie z relaksacją poziomych naprężeń w obrębie pokrywy fliszowej wskutek kolizji płyt północnoeuropejskiej i panońskiej.

Tempo erozji rzecznej obliczone dla wybranych segmentów dolin polskich Karpat zewnętrznych wykazuje wartości zróżnicowane zarówno w poszczególnych piętrach czwartorzędu, jak i różnych jednostkach fizjograficznych. U schyłku plejstocenu obserwuje się wzrost tempa rozcinania cokołów skalnych tarasów wzdłuż czół niektórych nasunięć. Uśrednione prędkości erozji rzecznej dla całego czwartorzędu są natomiast porównywalne z długookresowym tempem podnoszenia izostatycznego Karpat zewnętrznych.