PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY

WITOLD POPIELSKI

Główny koordynator Szczegółowej mapy geologicznej Polski — A. BERKoordynator regionu karpackiego — A. WÓJCIK

1:50 000

Arkusz Sieniawa (957)(z 2 tab. i 2 tabl.)

Warszawa 2000

2

SFINANSOWANO ZE ŚRODKÓW NARODOWEGO FUNDUSZUOCHRONY ŚRODOWISKA I GOSPODARKI WODNEJ

OPRACOWANIE WYKONANO NA ZAMÓWIENIE MINISTRA ŚRODOWISKA

Redakcja merytoryczna: Irena KALINOWSKA

Akceptował do udostępnianiap.o. Dyrektor Naczelny Państwowego Instytutu Geologicznego

doc. dr hab. Marek NARKIEWICZ

© Copyright by Ministerstwo Środowiskaand Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2000

Redakcja techniczna, przygotowanie wersji cyfrowej: Jacek STRĄK

3

SPIS TREŚCI

I. Wstęp ...............................................................................................................................................................................5

II. Ukształtowanie powierzchni terenu................................................................................................................................8

III. Budowa geologiczna ...................................................................................................................................................11

A. Stratygrafia .............................................................................................................................................................11

1. Kambr ................................................................................................................................................................11

a. Kambr dolny.................................................................................................................................................11

2. Trzeciorzęd ........................................................................................................................................................11

a. Neogen .........................................................................................................................................................11

Miocen........................................................................................................................................................11

Miocen środkowy..................................................................................................................................12

Baden...............................................................................................................................................12

Miocen środkowy + górny ....................................................................................................................12

Sarmat .............................................................................................................................................12

3. Czwartorzęd .......................................................................................................................................................13

a. Plejstocen .....................................................................................................................................................13

Preglacjał ....................................................................................................................................................14

Zlodowacenia południowopolskie ..............................................................................................................14

Zlodowacenie Nidy...............................................................................................................................14

Interglacjał małopolski..........................................................................................................................15

Interglacjał wielki .......................................................................................................................................18

Zlodowacenia środkowopolskie .................................................................................................................19

Interglacjał eemski......................................................................................................................................20

4

Zlodowacenia północnopolskie ..................................................................................................................21

b. Czwartorzęd nierozdzielony.........................................................................................................................22

c. Holocen ........................................................................................................................................................22

B. Tektonika ................................................................................................................................................................24

C. Rozwój budowy geologicznej.................................................................................................................................26

IV. Podsumowanie ............................................................................................................................................................30

L i t e r a t u r a ...................................................................................................................................................................31

5

I. WSTĘP

Arkusz Sieniawa (957) Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 położony jest

we wschodniej części Kotliny Sandomierskiej (30, 32, 84). Granice obszaru ograniczone są nastę-

pującymi współrzędnymi geograficznymi: 50°10'–50°20' szerokości geograficznej północnej

i 22°30'–22°45' długości geograficznej wschodniej, a jego powierzchnia wynosi około 332,9 km2.

Zgodnie z obowiązującym od 1 stycznia 1999 r. stanem prawnym, administracyjnie arkusz leży

w obrębie 2 województw — lubelskiego (gminy: Tarnogród, Biszcza i Potok Górny) oraz podkar-

packiego (gminy: Kuryłówka, Adamówka, Leżajsk, Sieniawa, Tryńcza i Grodzisko Dolne).

Największą miejscowością jest Sieniawa położona na południu arkusza. Część południowo-

-wschodnią oraz wschodnią obszaru badań stanowi rozległa, płaska dolina Sanu, ponad którą wy-

raźną 20–30 metrową krawędzią wznosi się Płaskowyż Tarnogrodzki. Współczesną dolinę Sanu

i Wisłoka wypełnia miąższa pokrywa madowo-piaszczystych aluwiów, których żyzność warunkuje

rolniczy charakter tego regionu. Gliniaste, bezleśne pagóry okolic Brzyskiej Woli, Dąbrowicy, Sie-

niawy czy Adamówki również są użytkowane rolniczo. Południowo-wschodnią i centralną część

obszaru oraz dolny odcinek doliny Złotej porasta dziś bór mieszany z udziałem sosny i dębu.

Sieć komunikacyjną stanowi siatka dróg lokalnych oraz trasa tranzytowa relacji Biłgoraj–Prze-

myśl, biegnąca prawie po przekątnej arkusza. W granicach arkusza dzięki licznym otworom wiert-

niczym rozpoznano złoże gazu ziemnego Tryńcza i Rudka, poza tym brak jest tu większych złóż su-

rowców mineralnych. Drobne piaskownie eksploatowały do niedawna kruszywo naturalne na po-

trzeby lokalne, jedyną obecnie działającą odkrywką jest glinianka „Wylewa”, z której eksploatuje

się iły krakowieckie na potrzeby cegielni w Sieniawie.

Opracowanie niniejsze wykonano na podstawie projektu badań geologicznych zatwierdzonego

przez Ministerstwo Ochrony Środowiska, Zasobów Naturalnych i Leśnictwa, decyzją nr KOK/3/95

z dnia 31.09.1995 r.

Prace geologiczno-zdjęciowe na obszarze arkusza prowadził W. Popielski z Przedsiębiorstwa

Usług Geologicznych „KIELKART”, w latach 1995–1999 w oparciu o ciągi marszrutowe (około

4 km ciągów na 1 km2). W ramach prac kartograficznych wykonano 1238 sond płytkich do głębo-

6

kości średnio 4,0 m i łącznym metrażu 2770 m oraz 43 sondy mechaniczne wykonane wiertnicą

WH o łącznym metrażu 374 m, z których 11 naniesiono na mapę geologiczną, a ich metryczki za-

mieszczono w tabeli 1.

T a b e l a 1Wykaz wybranych sond

Numerna mapie

geologicznej

Numerwedług notatnika

terenowego

Lokalizacja(miejscowość)

Rzędna terenuw m n.p.m.

Głębokośćw metrach

Sonda zakończonaw utworach

1 26 Dąbrowica 187,0 4,0 Tr 2 19 Zagrody 180,0 12,5 Q 3 33 dolina Złotej 188,5 14,0 Tr 4 15 Osówka Dolna 213,0 18,5 Q 5 3 Osówka Dolna 209,0 5,5 Q 6 1 Kurcze Górne 239,0 9,5 Q 7 24 Cieplice Górne 197,0 9,0 Tr 8 17 Chałupki Grodziskie 185,0 18,0 Q 9 18 Chałupki Dębińskie 176,0 18,5 Tr10 28 Chałupki Dębińskie 174,0 18,0 Q11 12 Czerce 212,5 9,5 Q

Ponadto zarejestrowano i opisano 12 odsłonięć naturalnych i sztucznych oraz odwiercono

pięć otworów badawczych (otw.: 2, 6, 15, 25 i 52) do stropu iłów krakowieckich o łącznym metrażu

99,5 m.

W trakcie prac kartograficznych z rdzeni otworów wiertniczych, a także z wielu odsłonięć

i sond pobrano łącznie 53 próbki osadów do badań litologiczno-petrograficznych (Z. Fert, B. Maka-

rewicz i B. Zaczkiewicz, 22). Z dwóch rdzeni wiertniczych oraz z odsłonięcia w „Wylewie” pobra-

no 3 próbki iłów mioceńskich, dla których analizy mikrofaunistyczne wykonały B. Olszewska i

M. Jugowiec (64). Badania palinologiczne 20 próbek przeprowadziły K. Mamakowa i M. Nita (58).

Opracowanie specjalne z zakresu litologii i petrografii osadów czwartorzędowych opiniował

J. Rzechowski.

Oznaczenia wieku bezwzględnego metodą termoluminescencji (TL) 10 próbek wykonane zo-

stały przez J. Kusiaka z Uniwersytetu Marii Curie-Skłodowskiej (UMCS) w Lublinie (35). Należy

stwierdzić, że wyniki oznaczeń różnią się dość znacznie od datowań otrzymywanych uprzednio

przez zespół J. Butryma (13) dlatego nie zostały one wykorzystane w niniejszym opracowaniu i

stanowią jedynie materiał dokumentacyjny. Na etapie autorskiego opracowania kameralnego prze-

analizowano również profile 143 otworów archiwalnych. Na mapę geologiczną naniesiono łącznie

60 otworów archiwalnych i kartograficznych.

Literatura geologiczna dotycząca badanego obszaru do początku lat sześćdziesiątych była nie-

zbyt bogata. Prace dotyczyły problemów geologicznych o znacznie szerszym zasięgu niż obszar

omawianego arkusza. Na pewno na uwagę zasługuje opis pełnych profili osadów czwartorzędo-

wych a także historia rozwoju zjawisk geologicznych jaką, przy okazji opracowania materiałów do

7

Atlasu Geologicznego Galicji, przedstawił A.M. Łomnicki (55). On też jako pierwszy wyróżnił w

dolinach rzek cztery poziomy tarasowe, których nazwy: łęgowy, rędzinny i średni, stosowane są do

dnia dzisiejszego, chociaż różne są poglądy na temat ich wieku. Lata trzydzieste XX w. przynoszą

ciekawe prace dotyczące stratygrafii osadów miocenu. Swoje obserwacje i wnioski opublikowali w

tym czasie między innymi J. Czarnocki (15, 16) oraz W. Friedberg (23). Nieco później trzeciorzęd

był przedmiotem badań K. Kowalewskiego (34), S. Pawłowskiego (66), M. Błaszczyńskiej (3), a

także R. Neya i in. (63).

Zagadnieniami morfologii stropu miocenu w obrębie Kotliny Sandomierskiej zajmowała się

A. Bożym-Rogalska (5) i W. Laskowska-Wysoczańska (42), a E. Mycielska-Dowgiałło (60–62)

analizowała rozwój rzeźby podczwartorzędowej oraz charakter osadów z pogranicza trzeciorzędu

i czwartorzędu. Osady, z których zbudowane jest podłoże trzeciorzędu były i nadal są w sferze za-

interesowań E. Głowackiego i in. (24) i P. Dziadzia i in. (20), natomiast tektonika tego regionu była

tematem publikacji takich autorów jak: P. Karnkowski (27), W. Laskowska-Wysoczańska (44, 46),

W. Pożaryski, Z. Kotański (69) i P. Krzywiec (33). Żwiry trzecio- i staroczwartorzędowe występu-

jące w różnych miejscach Kotliny Sandomierskiej to kolejny ciekawy problem, którym zajmowali

się między innymi B. Kwapisz (40) i J. Rutkowski (72). Równolegle z badaniami osadów trzecio-

rzędowych i starszych, prowadzone były badania osadów czwartorzędowych. Sporo prac zostało

poświęconych zagadnieniom geomorfologicznym, przede wszystkim ewolucji sieci rzecznej Kotli-

ny Sandomierskiej, w tym rozwojowi doliny dolnego Sanu.

W latach 50. E. Rühle (73) badając dolinę Lubaczówki przedstawił schemat stratygraficzny osa-

dów czwartorzędu doliny tej rzeki i jej najbliższej okolicy. Zagadnieniami plejstocenu Polski połu-

dniowej zajmował się w tym czasie również M. Klimaszewski (29).

Badania granulometryczne osadów glacjalnych Polski południowo-wschodniej, były prowadzo-

ne w latach 60. przez R. Racinowskiego (70), a stratygraficzne przez J. Wojtanowicza (82, 83) oraz

J. Buraczyńskiego i J. Wojtanowicza (10). Ciekawy pogląd na zasięg i chronologię nasunięć sta-

dialnych lądolodu środkowopolskiego w południowo-wschodniej Polsce przedstawił w 1985 r.

L. Lindner i in. (54). W rok później J. Buraczyński (6) wyznaczył wewnątrz Kotliny Sandomier-

skiej problematyczny zasięg lądolodu Odry.

Z końcem lat osiemdziesiątych chronologię termoluminescencyjną osadów zlodowacenia kra-

kowskiego przedstawili we wspólnej publikacji J. Butrym, H. Maruszczak i J. Wojtanowicz (13)

a w latach 90. ponownie J. Wojtanowicz (87). Osady organogeniczne odnajdywane w profilach

otworów wiertniczych były przedmiotem badań K. Bińki i in. (2), natomiast roślinność okresu póź-

noglacjalnego i litologia osadów interglacjalnych to tematy podejmowane przez K. Mamakową (57)

oraz L. Stuchlika i A. Wójcika (75).

8

Problematyką rozwoju dolin rzecznych Kotliny Sandomierskiej zajmowali się J. Buraczyński

i J. Wojtanowicz (9); J. Burlikowska (11); J. Wojtanowicz (81) oraz A. Szumański (78, 79). Wy-

dmy Kotliny oraz procesy eolizacji były w kręgu zainteresowań badaczy już w latach 40.

XX wieku. B. Dobrzański i A. Malicki (17) w 1948 r. pisali o rzekomych lessach okolic Leżajska.

Problem wydm i procesów wydmotwórczych pojawiał się jeszcze wielokrotnie w pracach J. Bo-

rowca (4); J. Buraczyńskiego (7, 8); J. Butryma (12); J. Butryma i R. Racinowskiego (14); H. Ma-

ruszczaka (59) i J. Wojtanowicza (80, 85, 86).

Osobny rozdział w badaniach osadów czwartorzędowych Kotliny Sandomierskiej stanowią pra-

ce W. Laskowskiej-Wysoczańskiej (42–51) oraz W. Laskowskiej-Wysoczańskiej i T. Wysoczań-

skiego-Minkiewicza (52). W pracy z 1971 r. (42), będącej jedną z najważniejszych pozycji w lite-

raturze dotyczącej plejstocenu Kotliny, W. Laskowska-Wysoczańska podała dokładną charaktery-

stykę petrograficzną osadów czwartorzędu, począwszy od preglacjału wraz z ich podziałem straty-

graficznym.

Interdyscyplinarny charakter z pogranicza geologii, geografii, geomorfologii i klimatologii Kot-

liny Sandomierskiej mają prace: M. Klimaszewskiego (30); K. Klimka i L. Starkla (31); L. Starkla

(74); J. Kondrackiego (32); J. Wojtanowicza (84) czy L. Lindnera (53).

Najmłodszy rozdział w badaniach czwartorzędu Kotliny stanowi realizacja przez Państwowy In-

stytut Geologiczny arkuszy Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Sąsiadujące

od północy z arkuszem Sieniawa arkusze: Ulanów, Tarnogród i Aleksandrów, autorstwa J. Szajna

(76, 77), W. Popielskiego (67), W. Popielskiego i S. Kurkowskiego (68) i B. Kwapisza (38, 39), są

wydane drukiem.

II. UKSZTAŁTOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar arkusza Sieniawa leży w obrębie makroregionu zwanego Kotliną Sandomierską, która

stanowi część podprowincji zwanej przez M. Klimaszewskiego (30) Kotlinami Podkarpackimi

Wschodnimi. Na rozpatrywanym terenie wyraźnie wyodrębniają się dwa różne genetycznie mezo-

regiony: Dolina Sanu na zachodzie i Płaskowyż Tarnogrodzki na wschodzie (84).

Dolina Sanu o generalnym kierunku SE–NW jest centralną doliną Kotliny Sandomierskiej. Jej

płaskie, miejscami szerokie na 10 km dno jest w części wykorzystywane rolniczo, w części zaś !

zalesione. W granicach arkusza, w profilu poprzecznym doliny, obserwuje się dwa, głównie holo-

ceńskie poziomy tarasowe, zwane za A.M. Łomnickim (55) „łęgowym” i „rędzinnym”.

Młody taras — łęgowy, towarzyszy współczesnemu korytu rzeki i charakteryzuje się dość czy-

telnymi (szczególnie dobrze widocznymi na zdjęciach lotniczych) śladami roztokowego układu ko-

ryt. Jego szerokość w granicach arkusza zawiera się w przedziale od 750 m do 2 km. W międzyrze-

9

czu Sanu i Wisłoka taras ten zajmuje łącznie strefę o szerokości około 2 km (tabl. I). Powierzchnia

tarasu łęgowego nie jest jednolita. Jego niższy, piaszczysty stopień (wysokości 1,0–3,0 m ponad

średni poziom wody w rzece) leży w bezpośrednim sąsiedztwie koryta, tworząc właściwe dno doli-

ny, tzw. równinę zalewową. Stopień wyższy oddzielony 1–2-metrowymi krawędziami wznosi się

3,0–5,0 m nad współczesne koryto Sanu i stanowi system piaszczysto-madowych łach ze śladami

szerokopromiennych meandrów.

Taras rędzinny (III) oddzielony jest od łęgowego wyraźną 2–3-metrową krawędzią. Rozciąga

się on po obu stronach Sanu i Wisłoka oraz tworzy wyraźny garb w widłach obu tych rzek. Po-

wierzchnia tarasu rędzinnego wznosi się 5,0–8,0 m ponad średni poziom wody w Sanie i można na

niej wyróżnić dwa różnowiekowe poziomy. Na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) nie rozdzielono

tarasu rędzinnego na dwa stopnie (5–8 m i 6–8 m) ale powierzchnię jego uznano za jednolitą formę

morfologiczną. Starsza część tego tarasu oddzielona jest od części młodszej widoczną w morfologii

krawędzią o wysokości około 1 m. Na powierzchni starszej części tarasu, między Leżachowem na

południu, a Rzuchowem na północy występuje wiele dużych paleomeandrów o promieniu krzywi-

zny do 1 km. Podcinają one taras średni (tII). Na obszarze meandrów szerokopromiennych taras

przybiera formę erozyjną. Wewnątrz meandrowych zakoli pojawiają się łachy piasków, a niekiedy

wręcz erozyjne ostańce tarasu średniego. Datowane metodą TL wypełnienia paleomeandrów po-

chodzą z pogranicza plejstocenu i holocenu. Młodsza część tarasu rędzinnego, położona bliżej

współczesnego koryta rzeki, charakteryzuje się znaczną ilością drobnych, krętych meandrów.

W rejonie Dębna a także Rzuchowa, Dąbrowicy i Sieniawy rozciąga się obszar płaskiego, mo-

notonnego tarasu (średniego), który wznosi się od 8,0 do 13,0 m nad współczesne koryta Sanu i

Wisłoka. Jego powierzchnia, na której miejscami rozwinęły się wydmy, jest urozmaicona śladami

rynien erozyjnych, rzek o roztokowym rozwinięciu koryt.

W obrębie doliny Sanu najstarszym elementem jest plejstoceński taras (wysoki), wznoszący się

13,0–18,0 m nad współczesne koryto rzeki. Jego płaską, miejscami pokrytą wydmami powierzchnię

stwierdzono w okolicach Sieniawy, wsi Paluchy oraz Grodziska Dolnego ponad korytem Wisłoka.

Na wschód od doliny Sanu rozciąga się Płaskowyż Tarnogrodzki, który w granicach arkusza

Sieniawa przybiera formę wysoczyzny pochylonej w kierunku południowo-wschodnim, o wysoko-

ści 190–215 m n.p.m. Najwyższy punkt Płaskowyżu usytuowany jest w północno-wschodniej czę-

ści arkusza i ma wysokość 242 m n.p.m.

Powierzchnię wysoczyzny rozcinają równoleżnikowe doliny Złotej (na północy) oraz Lubieni

(na południu). Obie rzeki uchodzą do Sanu. Między Luchowem Dolnym na północnym zachodzie

a wsią Kowale na południowym wschodzie, Płaskowyż Tarnogrodzki rozcięty jest jeszcze jedną

formą dolinną noszącą ślady starych przepływów. Współcześnie obniżenie to jest wykorzystywane

przez dwa niewielkie dopływy Złotej i Lubieni.

10

Na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) wyróżniono następujące grupy form rzeźby terenu:

Formy lodowcowe to w y s o c z y z n a m o r e n o w a p ł a s k a i r ó w n i n y l o d o w c o w e

okrywające kulminacje wyżej wymienionego Płaskowyżu. Najbardziej zwarty kompleks osadów

glacjalnych zachował się w okolicy Brzyskiej Woli i Kolonii Polskiej.

Formy wodnolodowcowe występują głównie w południowo-wschodniej części arkusza.

R ó w n i n y w o d n o l o d o w c o w e wyznaczają odpływ wód lodowcowych skierowany na połu-

dnie i południowy wschód do rozległej, równoleżnikowej doliny, którą płynie obecnie Lubaczówka.

Między d o l i n a m i w ó d r o z t o p o w y c h zachowały się pagóry o charakterze p l a t e a u k e -

m o w y c h . Powstały prawdopodobnie w przetainach martwego lodu.

F o r m y a k u m u l a c j i s z c z e l i n o w e j zachowały się fragmentarycznie w postaci niewiel-

kich pagórków żwirowych, rozsianych po całym obszarze arkusza. Najbardziej charakterystyczne

występują w okolicy Dobczy i Czerców.

R ó w n i n y p i a s k ó w p r z e w i a n y c h z systemem w y d m reprezentują formy eoliczne.

Najliczniej występują one na tarasie średnim w rejonie Ożanny, a także na południowym wschodzie

arkusza. Na pokrytej wydmami powierzchni obserwuje się również nieliczne, zabagnione z a g ł ę -

b i e n i a d e f l a c y j n e . P o k r y w y p y ł o w e ( l e s s o p o d o b n e ) występują w postaci poje-

dynczych izolowanych płatów w północnej części obszaru badań.

Do form rzecznych należą opisane wcześniej r ó w n i n y t a r a s ó w a k u m u l a c y j n y c h i

a k u m u l a c y j n o - e r o z y j n y c h : holoceńskie i plejstoceńskie. Formami pochodzenia rzecznego

są również d n a d o l i n , s t a r o r z e c z a , k r a w ę d z i e i p o d c i ę c i a e r o z y j n e o r a z

m ł o d e r o z c i ę c i a e r o z y j n e i d r o b n e d o l i n k i .

Do form denudacyjnych zaliczono: r ó w n i n y d e n u d a c y j n e bez grubszych pokryw osa-

dów czwartorzędowych w rejonie Luchowa Dolnego, Cieplic, Czerców oraz Dobrej. Formami tymi

są również o s t a ń c e w okolicy Kolonii Luchowskiej, Dąbrowicy i Cieplic Górnych, d o l i n k i i

n i e c k i d e n u d a c y j n e o r a z s t o ż k i n a p ł y w o w e u ich wylotu, a także k r a w ę d z i e i

p r o g i o charakterze d e n u d a c y j n o - e r o z y j n y m . Na stokach wysoczyzn zbudowanych za-

równo z osadów czwartorzędowych jak i mioceńskich zachodzą intensywne ruchy masowe

w efekcie których tworzą się pokrywy soliflukcyjne.

W obrębie doliny Sanu oraz w bocznej dolinie na południe od Adamówki powstały r ó w n i n y

t o r f o w e i a k u m u l a c j i h u m u s o w e j , będące formami utworzonymi przez roślinność.

Z form antropogenicznych zaznaczono na szkicu: p i a s k o w n i ę w okolicy Sieniawy, Dobrej

i Białej Góry oraz g l i n i a n k ę w rejonie Wylewy.

11

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

W świetle najnowszych wyników badań palinologicznych, przeprowadzonych na materiale

rdzeniowym z podłoża wschodniej części zapadliska przedkarpackiego, na południowy zachód od

linii Krzeszów–Lubaczów stwierdzono, iż podłoże mioceńskie tworzą utwory dolnokambryjskie,

a nie prekambryjskie, jak uważano dotychczas (20).

1 . K a m b r

a . K a m b r d o l n y

Osady paleozoiczne będące osłoną eokambryjskiego Masywu Małopolskiego położonego na

północ od południowej granicy obszaru arkusza to przede wszystkim m u ł o w c e , ł u p k i i l a s t e

i p i a s k o w c e kambru dolnego. Całość serii osadowej ma charakter ilasty. Stanowią ją mułowce

oraz łupki illitowo-hydromikowe i chlorytowe o zmiennych barwach od szarozielonych, poprzez

szarobrązowe do szaroczarnych. Mniej w profilu kambru jest piaskowców. Utwory te wzajemnie

przewarstwiają się, tworząc rodzaj przekładańca, w którym spotyka się ziarna skaleni, kwarcu, wę-

glanów, illit, łyszczyki a także glaukonit.

Z trzech rdzeni wiertniczych otworów archiwalnych: 60 (mapa geologiczna) oraz 61 i 64 (mapa

dokumentacyjna)1/, położonych w granicach obszaru badań, P. Dziadzio i J. Jachowicz (20) pobrali

próbki, w których stwierdzili występowanie bardzo bogatych zespołów Acritarcha. Formy: Skagia,

Comasphaeridium i inne występujące w zespołach mikroflory są charakterystyczne dla utworów

kambru dolnego (holmiowego). W żadnym z archiwalnych otworów wiertniczych przebijających

osady miocenu nie stwierdzono w podłożu obecności utworów innych niż kambryjskie. Powierzch-

nia stropowa osadów kambryjskich jest zmienna. W granicach omawianego obszaru zalega ona na

głębokości od 1228,0 m (otw. 7) do 1751,0 m (otw. 35).

2 . T r z e c i o r z ęd

a . N e o g e n

Miocen

Osady mioceńskie związane są z okresem formowania się zapadliska przedkarpackiego. W pa-

leogenie, kiedy obszar arkusza był lądem, powierzchnia podmioceńska została speneplenizowana 1/Mapa dokumentacyjna znajduje się w Centralnym Archiwum Gelogicznym Państwowego Instytutu Geologicznego wWarszawie

12

(69). Na tę powierzchnię transgredowało morze mioceńskie, pozostawiając miąższe osady badenu i

sarmatu.

M i o c e n ś r o d k o w y

Baden

Osady badeńskie zostały rozpoznane dzięki licznym wierceniom poszukiwawczym złóż bitumi-

nów, usytuowanym w różnych częściach obszaru arkusza. Spąg tej serii pojawia się od głębokości

1228,0 m (otw. 7) do głębokości 1751,0 m (otw. 35), a jej miąższość waha się od 40,0 do 155,0 m.

W tej części zapadliska najniższym kompleksem badenu są warstwy baranowskie wykształcone

w facji piaszczysto-mułowcowej o miąższości od 10 do 50 m, a także piaski z glaukonitem, skale-

niami, biotytem, a nawet wkładkami tufitów.

Na warstwach baranowskich leży kompleks osadów chemicznych, które włącza się do wielicia-

nu. Ciemnoszare a n h y d r y t y , ł u p k i i m u ł o w c e występują w profilach prawie wszystkich

otworów archiwalnych. Miąższość serii chemicznej waha się od kilku do dwudziestu metrów.

Wśród łupków występują również wkładki białych alabastrów.

Z końcem sedymentacji chemicznej zbiornik uległ pogłębieniu i poszerzeniu. Rozpoczęła się

sedymentacja miąższej serii nadanhydrytowej, czyli drobnoklastycznych osadów górnej części ba-

denu i sarmatu. Litologicznie osady nadewaporatowe stanowią jeden monotonny kompleks. Spą-

gowe partie tego kompleksu wykształcone w postaci ł u p k ó w i l a s t y c h , i ł o w c ó w i m u -

ł o w c ó w , o wyraźnie ciemnoszarym i zielonym zabarwieniu, umiejscowiono w wyższej części

badenu, tak jak poczynili to autorzy opisu profili wierceń archiwalnych. Łupki te lokalnie są za-

piaszczone i zawierają niewielkie wkładki piaskowców i tufitów, a także szczątki ryb, jeżowców

oraz zwęglonych roślin. W profilu obserwuje się bogatą faunę pektenową i spirialisową (63).

Wyżej leżące iły krakowieckie razem z serią nadanhydrytową określane są również jako forma-

cja z Machowa (56).

M i o c e n ś r o d k o w y + g ó r n y

Sarmat

Na osadach badenu lub bezpośrednio na utworach kambru leży miąższy kompleks utworów mola-

sowych dolnej części sarmatu, nazywany iłami krakowieckimi. Miąższość tej serii wynosi od 1170,0

do 1630,0 m i generalnie wzrasta z północy na południe. W centralnej części arkusza, gdzie z północ-

nego zachodu na południowy wschód przebiega strefa dyslokacyjna związana z horstem Ryszkowej

Woli, profile wierceń są całkowicie pozbawione utworów badenu, a ilaste osady sarmatu

o zróżnicowanej miąższości leżą bezpośrednio na skałach kambru, tak jak ma to miejsce w otworze

60 (Dobra 4), oraz w otworach które zaznaczono tylko na mapie dokumentacyjnej B 101 i B 64.

13

W dolnej części profilu sarmatu, niewiele różniącej się od górnobadeńskiego kompleksu nadan-

hydrytowego, pojawia się obfita fauna małżowo-ślimakowa: Abra scythica, Abra reflexa, Mohren-

sternia i Hydrobia (34).

Profil sarmatu stanowią i ł y , ł u p k i i l a s t e , m u ł o w c e , p i a s k i i p i a s k o w c e ryt-

micznie warstwowane, z wyraźną przewagą zapiaszczeń lub partii ilastych. W całym wydzieleniu

występuje zubożała fauna małżowa, mikrofauna a także szczątki zwęglonych roślin, piryt oraz

wkładki tufitów. Stropowa część serii ilastej odsłania się w wielu miejscach arkusza lub występuje

pod pokrywą osadów czwartorzędowych. Największe wychodnie znajdują się w okolicach Brzy-

skiej Woli, Cieplic i Dobrej oraz na południe od wsi Wylewa. W tej ostatniej czynne jest wyrobisko

(glinianka), w którym iły są eksploatowane dla potrzeb cegielni w Sieniawie. Stropowa część osa-

dów sarmatu jest zatem dostępna do bezpośredniej obserwacji. W odsłonięciu w Wylewie widoczne

są ciemnoszare iły i łupki ilaste, miejscami nieco spiaszczone i zwietrzałe. Widoczna w nich lami-

nacja, w postaci jaśniejszych smug pyłowo-piaszczystych, wykazuje wyraźne nachylenie warste-

wek (upad) rzędu 50–60°, na co w trakcie obserwacji zwrócił uwagę A. Wójcik (inf. ustna). Defor-

macje oraz tak duże upady potwierdzałyby aktywność i bliskie sąsiedztwo strefy tektonicznej zwią-

zanej z horstem Ryszkowej Woli. Z odsłonięcia w Wylewie, a także z dwóch otworów kartogra-

ficznych (otw. 2, 25), zostały pobrane próbki do badań mikrofaunistycznych i nannoplanktonu, któ-

re przebadały B. Olszewska i M. Jugowiec (64) z Oddziału Karpackiego PIG w Krakowie. Próbki

sporadycznie zawierały gatunki indeksowe dla konkretnego przedziału wiekowego. Obecne w

próbkach mikroskamieniałości reprezentowały w opinii autorek (64) niższą, ale nie najniższą część

sarmatu. Dla odsłonięcia w Wylewie wypreparowano otwornice z gatunku: Cribroelphidium grano-

sum (d’Orbigny), Bolivina sarmatica Didkovsky, Globigerina bulloides d’Orbigny, Tenuitella cf.

brevespina (Subbotina) oraz nieliczne glony Halicoryne morelleti (Pokorny).

W próbce z otworu 2 (w Luchowie) otwornice występowały w ilościach śladowych z gatunków:

Globocassidulina globosa (Hantken), Tenuitella minutissima (Bolli). Natomiast w próbce z otworu

25 (w Adamówce) otwornic i glonów nie znaleziono a w wapiennym nannoplanktonie obecne były

znaczne ilości okrzemek i szczątki radiolarii, redeponowanych z osadów kredy górnej.

3 . C z w a r t o r z ęd

a . P l e j s t o c e n

W obrębie arkusza znajduje się wiele kopalnych dolin, zamaskowanych młodszymi osadami

czwartorzędowymi (tabl. II). Niektóre z nich, jak na przykład doliny w Adamówce, są znane z licz-

nych publikacji W. Laskowskiej-Wysoczańskiej (43, 49, 50) i K. Bińki i in. (2). Inne doliny zostały

odnotowane w trakcie prac wiertniczych i kartograficznych prowadzonych na potrzeby zdjęcia

14

geologicznego. Większe i mniejsze obniżenia w stropie miocenu wypełniają osady rzeczne i zasto-

iskowe, pochodzące ze starszych pięter zlodowaceń południowopolskich. Miąższość osadów

czwartorzędowych rzadko przekracza 30 m, a na wyniosłościach podłoża maleje do 2–3 m.

Preglacjał

W trakcie prac terenowych prowadzonych na południe od wsi Dąbrowica, natrafiono na owalny

pagór o wysokości 185,3 m n.p.m., wznoszący się 10-metrową skarpą ponad płaską powierzchnię

północnopolskiego tarasu nadzalewowego Sanu. Wzgórze o charakterze ostańca erozyjnego jest

zbudowane z sarmackich iłów i przylega od zachodu do stoku Płaskowyżu Tarnogrodzkiego. Na

szczycie wzgórza odwiercono sondę, w której stwierdzono (2,8 m) serię żw i r ó w i p i a s k ó w

r z e c z n y c h . Spąg serii zalega na cokole erozyjnym znajdującym się na wysokości 182,5 m n.p.m.

Analiza petrograficzna frakcji żwirowej wykazała, że głównym składnikiem osadów są piaskowce i

piaskowce kwarcytowe karpackie, beżowo-brązowe rogowce typowe dla warstw menilitowych oraz

odwapnione opoki i gezy o barwie beżowej i jasnokremowej. Ponadto licznie występują lidyty, sza-

re mułowce i kwarc. Udział kwarcu we frakcji 2–4 mm wzrasta do 54%, znacznie zaś maleje ilość

piaskowców. Wśród minerałów ciężkich 78,8% stanowią granaty, 8,8% staurolit i 3,1% turmalin.

Podobnych osadów w żadnym innym miejscu na obszarze arkusza nie stwierdzono.

Kierując się w dół Sanu (na arkuszu Nisko) B. Kwapisz (37) opisuje leżącą po prawej stronie

doliny żwirownię w Pysznicy. Uznane za preglacjalne rzeczne żwiry Pysznicy leżą bezpośrednio na

iłach krakowieckich na wysokości około 170,0 m n.p.m. Autor arkusza Nisko sugeruje odpływ wód

w tym okresie ku północy lub północnemu zachodowi zgodnie z nachyleniem doliny Sanu. Jeżeli

przyjąć za cechę diagnostyczną brak materiału skandynawskiego, a obecność prawie wyłącznie

materiału karpackiego oraz procentowo dużej ilości odpornych granatów, żwiry z Dąbrowicy moż-

na uznać, w szerokim tego słowa znaczeniu, za preglacjalne i korelować je ze żwirami z Pysznicy.

Przypuszczalnie w obu przypadkach zachowane żwiry świadczą o preglacjalnym przepływie wód

skierowanym do doliny pra-Gorajca. Płynąc od Kotliny Sandomierskiej na północny wschód, w

stronę Roztocza, wody rozcinały jego krawędź na wysokości bagna Tałandy (41).

Zlodowacenia południowopolskie

Zlodowacenie Nidy

W nieckowatym, płaskim i bardzo szerokim (w stosunku do rozmiarów dzisiejszej rzeki) obni-

żeniu dolinnym na południe od Luchowa, nawiercono w otworze 2 serię m u ł k ó w i l a s t y c h

i i ł ó w z a s t o i s k o w y c h . Spąg warstwy zalega bezpośrednio na iłach mioceńskich na wysoko-

ści 156,7 m n.p.m. Mułki mają około 6 m miąższości i ciemnoszarą barwę. Laminowane są war-

stewkami jaśniejszego pyłu z niewielką ilością części organicznych. Z głębokości 27,8 m pobrano

15

próbkę do badań palinologicznych. Badania wykazały bardzo niewielką frekwencję pyłków. K.

Mamakowa i M. Nita (58) odnotowały jedynie obecność: Pinus sylvestris, Betula alba oraz Almus

glutinosa, a także obecność taksonów przedczwartorzędowych, głównie sosny. Spektra pyłkowe nie

są diagnostyczne pod względem stratygraficznym i można tylko przypuszczać, że w tym czasie

okolice zbiornika Luchowskiego porastały olchy, a tereny wysoczyznowe były bezleśne, z poja-

wiającymi się gdzieniegdzie skupieniami krzewiastych form sosny, brzóz oraz zarośli wierzbo-

wych, wskazujących na klimat subarktyczny. Analiza petrograficzna mułków wykazała ich słabe

wysortowanie oraz średnią węglanowość (14,3%). Wśród minerałów ciężkich zastanawiająca jest

bardzo duża ilość mało odpornego biotytu (64,8–86,1%) oraz minimalna zawartość granatów (3,9–

16,3%). Drobnoziarniste wykształcenie osadów oraz obecność substancji organicznej wskazują na

sedymentację jeziorną, bądź bagienną. Na głębokości 21,3 m w otworze 2 pojawia się znaczna ilość

żwirów i piasków szarych z drobnymi wystąpieniami części organicznych. Badania palinologiczne

tej warstwy ujawniły, podobnie jak w próbce poprzedniej, ubogi typ roślinności, niediagnostyczny

pod względem stratygraficznym. Prawie 2-metrowa seria piaszczystych żwirów, zalegająca na

kompleksie szarych mułków świadczy o okresowym wzroście dynamiki środowiska i dostawie

materiału grubszego do zbiornika. Bardzo duża ilość mało odpornego biotytu dowodzi, że zbiornik

miał minimalny przepływ bądź był zupełnie zamknięty. Podwyższona do około 26% ilość amfiboli

obecnych w 2-metrowej serii piaszczystej wskazuje na stosunkowo krótki transport materiału od

czoła kolejnego, zbliżającego się do obszaru arkusza lądolodu zlodowaceń południowopolskich.

Interglacjał małopolski

Osady z tego okresu to przede wszystkim p i a s k i z e żw i r a m i r z e c z n e , których obec-

ność stwierdzono w rozległych obniżeniach na południe od Adamówki. Strop serii zalega od około

187,0 m n.p.m. w otworach 23 i 24 do 197,0 m n.p.m. w sondzie 4. W rdzeniach otworów wiertni-

czych piaski są różnoziarniste, w spągu z drobnymi żwirami i niewielkimi otoczakami. W górnej

części profilu piaski mają jasnoszarą barwę i są drobnoziarniste. Podobne osady w zbliżonej sytu-

acji morfologicznej występują w obniżeniach wschodniej części Płaskowyżu Tarnogrodzkiego na

arkuszu Dzików. Ponieważ piaszczysto-żwirowa seria podściela wyżej leżące piaski i gliny zlodo-

waceń południowopolskich, osady te zaliczono do interglacjału małopolskiego, stosownie do po-

działu S.Z. Różyckiego (71).

*

* *

Wobec braku dowodów na obecność dwóch kolejnych stadiałów zlodowaceń południowopol-

skich, na obszarze arkusza Sieniawa wydzielono jeden poziom glin zwałowych. Poziom tych glin

należy wiązać ze zlodowaceniem, które swym zasięgiem objęło teren badań i oparło się aż o brzeg

16

Karpat, a w literaturze zwane jest południowopolskim, krakowskim lub San II (E. Rűhle, 73;

L. Lindner, 53).

Z zimnym okresem tego zlodowacenia powiązano m u ł k i p i a s z c z y s t e i p i a s k i p y -

ł o w a t e , z a s t o i s k o w e znane z arkuszy Ulanów (77) i Tarnogród (68) i dosyć powszechnie

spotykane zarówno na powierzchni jak i w licznych otworach badawczych. Na arkuszu Tarnogród

(68) wydzielono je jako interstadialne. Zgodnie z obecnym stanem wiedzy należałoby je wiązać z

anaglacjalną fazą zlodowacenia Sanu. Osady te występują na powierzchni w północno-wschodniej

części arkusza Sieniawa. Sondą ręczną nawiercono je na głębokości 2–3 m na południe od Adamówki,

w obniżeniu dolinnym Lubieni. We wspomnianym wcześniej otworze kartograficznym 2 (odwierco-

nym w okolicach Luchowa) nad 2-metrową serią piasków ze żwirami, na wysokości 163,0 m n.p.m.

zalega 13-metrowa seria jasnoszarych mułków piaszczystych. Przypuszczalnie są to podglinowe osady

zastoiskowe, osadzane bezpośrednio przed nasuwającym się lądolodem skandynawskim.

G l i n y z w a ł o w e występują na dużych przestrzeniach centralnej i północnej części obszaru

arkusza. Największe rozprzestrzenienie obserwuje się w okolicach Kolonii Polskiej, Brzyskiej Woli

oraz na wschód od wsi Kowale. Gliny z reguły leżą na iłach, łupkach ilastych i mułowcach sarmatu,

jak również na piaskach i żwirach piaszczystych interglacjalnych oraz mułkach i iłach zastoisko-

wych fazy anaglacjalnej. Maksymalna, stwierdzona na arkuszu Sieniawa, miąższość glin zwało-

wych wynosi 21,0 m w otworze 13 (okolice Kolonii Polskiej). Przeciętnie miąższość glin waha się

od 4,0 do 8,0 m a na długich, denudacyjnych stokach Płaskowyżu Tarnogrodzkiego maleje do 2,0–

3,0 m. Gliny są brązowe lub szaropopielate, miejscami piaszczyste lub ilaste z pojedynczym mate-

riałem eratycznym i soczewkami żwirowo-piaszczystymi. Frakcja żwirowa jest nieliczna i słabo

wysortowana. Wśród skał północnych najczęściej spotykane są skały krystaliczne (22–25%). Wa-

pienie północne stanowią 10,9–22% frakcji żwirowej, a piaskowce od 4,8 do 7,8%. Bardzo licznie

reprezentowane są skały lokalne, wśród których najwięcej jest margli kredowych (25,9–35,1%) i

wapieni organodetrytycznych Roztocza w ilościach od 6,1% w sondzie 6 do około 24,3% w otwo-

rze 6. Powyższe dane przytoczono na podstawie badań trzech serii gliniastych nawierconych w

otworach kartograficznych 6 i 25 oraz w sondzie 6. Średnie współczynniki petrograficzne2/ glin z

otworu 25 i sondy 6 są prawie identyczne i wynoszą: O/K — 1,06; K/W — 1,22 i A/B — 0,66.

Natomiast w otworze 6, ze względu na mały udział skał węglanowych, mają one charakter orienta-

cyjny i wynoszą: O/K — 0,62; K/W — 2,18 i A/B — 0,46. Zespół minerałów ciężkich reprezento-

wany jest przez granaty, które przeważają nad amfibolami i epidotem. Najwyższe partie glin są

zwietrzałe i prawie zupełnie odwapnione. 2/O/K — stosunek ilości okruchów skał osadowych pochodzenia skandynawskiego do skał krystalicznych północnych;K/W — stosunek ilości skał krystalicznych północnych do wapieni północnych; A/B — stosunek ilości skał nieodpor-nych na wietrzenie do odpornych

17

Na arkuszach Ulanów (76, 77) i Tarnogród (67, 68) wiek glin oznaczony metodą TL wskazuje

na 486–515 tys. lat BP. J. Wojtanowicz (82, 83) w profilu Giedlarowa, na sąsiadującym od zachodu

Płaskowyżu Kolbuszowskim datował gliny na 508 tys. lat BP. Należy sądzić, że wiek glin zwało-

wych z obszaru arkusza Sieniawa mieści się w tym samym przedziale czasowym. Nie dysponując

jednak wystarczającą ilością dowodów na to, trudno jest jednoznacznie przyporządkować je do

konkretnego piętra w obrębie zlodowaceń południowopolskich.

Na glinach zwałowych, a miejscami w bezpośrednim ich sąsiedztwie występują p i a s k i l o -

d o w c o w e o miąższości nie przekraczającej 3 m. W miejscach, gdzie miąższość serii piaszczystej

jest rzędu 1–2 m, na mapie geologicznej zaznaczono ją jako piaski na glinach zwałowych. W licz-

nych sondach i drobnych odsłonięciach, niejednokrotnie niemożliwych do przedstawienia w skali

mapy, odsłaniają się różnoziarniste piaski o żółtym lub żółtobrązowym zabarwieniu. Często spoty-

ka się w nich głazy narzutowe i drobne żwiry.

Z początkiem deglacjacji lądolodu związane są p i a s k i i żw i r y a k u m u l a c j i s z c z e -

l i n o w e j . Osady te występują w formie pojedynczych, niewielkich pagórków we wschodniej i

centralnej części arkusza. Największy z nich leży na granicy z arkuszem Jarosław, w miejscowości

Czerce. Formy te powstały w szczelinach między bryłami martwego lodu. Najlepiej rozpoznaną

formą jest pagórek oddalony o 1 km na zachód od wsi Dobcza. Niewielkie, nieczynne już dziś wy-

robisko, rozcina formę równoleżnikowo, odsłaniając w ścianach warstwowane piaski i piaski ze

żwirami o różnej granulacji.

W oparciu o kilkanaście pomiarów rzeczywistych kierunków nachylenia warstw, ze ściany

w północnej części pagórka, stwierdzono upady rzędu 15–25° w kierunku NW i NE.

Skład żwirów podobny jest do składu petrograficznego glin zwałowych. Oprócz skał krystalicz-

nych dużo jest w nich opok i margli kredowych, a także piaskowców kwarcytowych i krzemieni.

Próbka pobrana z głębokości 2 m charakteryzuje się największym udziałem frakcji 0,5–1,0 mm.

Piaski o barwie żółtej i żółto-brązowej są przemyte i słabo wysortowane. Ziarna kwarcu wykazują

dosyć dobre obtoczenie, o czym świadczy wskaźnik R = 0,49. Piaski zawierają śladowe ilości wę-

glanu wapnia (0,8%), a wśród minerałów ciężkich najwięcej jest amfiboli (51,7%), biotytu (17,9%)

i granatów (14,9%).

W południowo-wschodniej, zalesionej części obszaru arkusza, w trakcie prac kartograficznych

natrafiono na wypukłą, rozległą formę o osi dłuższej zorientowanej w kierunku NW–SE. Szerokość

płaskiego pagóra, tuż przy granicy z arkuszem Dzików, wynosi około 2 km. W sondach wykona-

nych na powierzchni tej formy stwierdzono beżowe i żółtobrązowe p i a s k i p y ł o w a t e ,

m u ł k i p i a s z c z y s t e i m u ł k i k e m ó w . Miejscami obserwuje się w nich drobne przewar-

stwienia zaglinionych żwirków lub piasków gliniastych z drobnymi żwirami. Piaski te z reguły leżą

bezpośrednio na trzeciorzędowym podłożu. Miąższość ich średnio osiąga 8–10 m, a miejscami do-

18

chodzi nawet do 13,0 m (otw. 48). Piaski zalegają na wysokości od 210,0 do 225,0 m n.p.m. Litolo-

gia oraz morfologia formy wskazuje na kemowy charakter osadów. Prawdopodobnie są to zacho-

wane fragmenty plateau kemowych powstałe w przetainach i zagłębieniach w obrębie lądolodu. W

odróżnieniu od form opisanych poprzednio, piaski i mułki były akumulowane w środowisku wod-

nym o znikomym przepływie.

Końcowy etap deglacjacji lądolodu na Płaskowyżu Tarnogrodzkim reprezentują p i a s k i

w o d n o l o d o w c o w e , które zachowały się na krawędziach obniżeń, w południowo-wschodniej

oraz centralnej części obszaru arkusza, na obrzeżach plateau kemowych. Piaszczysty poziom san-

drowy leży na wysokości około 205,0 m n.p.m. w centralnej części i łagodnie opada w kierunku SE

do wysokości 195,0–190,0 m n.p.m.

Piaski wodnolodowcowe nawiercono licznymi sondami, a przewiercone otworem kartograficz-

nym 25, poddane były badaniom litologiczno-petrograficznym oraz palinologicznym. W otworze 25

seria piaszczysta o miąższości 3,4 m rozpoczyna się na głębokości 14,1 m. Żółte, różnoziarniste

piaski ze żwirami są dosyć dobrze przemyte, w stropie obserwuje się wtrącenia pyłowate oraz

drobne żwiry północne. W składzie mineralnym frakcji ciężkiej najliczniejsze są amfibole (33,3%),

które przeważają nad granatami (26,8%), epidotem (26,1%) i turmalinem (8,8%). Ziarna kwarcu są

słabo obtoczone, o czym świadczy wskaźnik obtoczenia R = 0,57 (przy 69,5% ziarn częściowo ob-

toczonych, 25,5% ziarn obtoczonych i 3,8% ziarn kanciastych). Trzy próbki przekazane do badań

metodą analizy pyłkowej, z dolnej i środkowej części serii piaszczystej, okazały się puste.

Interglacjał wielki

Interglacjał wielki charakteryzował się na rozpatrywanym obszarze intensywną erozją połu-

dniowopolskich osadów lodowcowych, a miejscami również mioceńskiego podłoża. Według J.

Wojtanowicza (81) erozja interglacjalna w dolinie Sanu wycięła dno na poziomie od kilkunastu do

trzydziestu metrów poniżej dna współczesnego, a seria akumulacyjna wypełniająca tę dolinę jest

młodsza i osadziła się po interglacjale wielkim. Kopalne dno doliny Sanu leży, w granicach arkusza

Sieniawa, od 10 do 15 m poniżej współczesnego (tabl. II) i nie jest wykluczone, że pochodzi z okre-

su interglacjału wielkiego. Są przesłanki ku temu, aby dwie inne doliny w obrębie obszaru arkusza,

leżące po wschodniej stronie Sanu, uznać za formy powstałe w czasie tego interglacjału. Jest to ob-

niżenie, o charakterze doliny rzecznej, na linii Dobra–Szegdy–Luchów Dolny. W rejonie wsi

Szegdy, w osi kopalnej doliny, zwanej w dalszej części doliną Szegdów, odwiercono otwór karto-

graficzny 15, a w nim 4-metrową serię mułków, iłów i piasków mułkowatych. Spąg serii zalega na

iłach krakowieckich na wysokości 185,8 m n.p.m. Dno Jeziora Adamowskiego znajduje się na wy-

sokości 187,0–194,0 m n.p.m. Niewielka odległość obu obniżeń i nieznaczne różnice wysokości

spągu i wykształcenia serii wskazują na zbieżny czas sedymentacji. Wśród minerałów ciężkich zde-

19

cydowanie przeważają granaty (67%) nad biotytem (15%) i staurolitem (5%). Dominacja granatów

oraz drobnoziarniste wykształcenie osadów wskazują zdaniem Z. Fert i in. (22) na jeziorny charak-

ter akumulacji. Byłby to płytki zbiornik o charakterze przepływowym, którego kontynuacji należa-

łoby szukać we współczesnej dolinie Borowiny na obszarach arkuszy Tarnogród (68) i Ulanów

(77).

Drugie, niewielkie obniżenie o charakterze misy jeziornej zostało przypadkowo odkryte podczas

prac wiertniczych w 1962 r., na dziale wodnym między Tanwią a Lubaczówką. Kopalne osady or-

ganogeniczne z Adamówki badali i opisali K. Bińka i in. (2) oraz W. Laskowska-Wysoczańska

(49). Jezioro Adamowskie prawdopodobnie odprowadzało nadmiar wody do doliny opisanej wyżej.

Wypełnia go blisko 15-metrowa seria g y t i i , m u ł k ó w o r g a n i c z n y c h i t o r f ó w , j e -

z i o r n y c h , dla których analizę palinologiczną i diatomologiczną przeprowadzili K. Bińka i in.

(2). Z obserwacji wyżej wymienionych autorów wynika, że przemiany roślinne w okresie sedy-

mentacji osadów jeziornych przebiegały w czterech fazach (od spągu serii):

— faza roślinności tundrowej i rzadkich lasów sosnowo-brzozowych,

— faza mieszanych lasów świerkowych,

— faza lasów mieszanych z jodłą,

— faza mieszanych lasów iglastych, która według K. Bińki i in. (2) jest typowa dla postoptymal-

nego ochłodzenia. Serię interglacjalną Jeziora Adamowskiego przykrywają piaski drobnoziarni-

ste i mułki reprezentujące, zdaniem W. Laskowskiej-Wysoczańskiej (49), zlodowacenie środko-

wopolskie.

Zlodowacenia środkowopolskie

Strop serii organogenicznej Jeziora Adamowskiego przykrywa 13,5-metrowy kompleks jasno-

żółtych, drobnoziarnistych piasków, mających znacznie większy zasięg, wykraczający poza kopalne

jezioro.

P i a s k i , m i e j s c a m i m u ł k i , r z e c z n e i w o d n o l o d o w c o w e wydzielono na po-

wierzchni w pobliżu Adamówki, a także w dolinie Szegdów i po prawej stronie doliny Sanu, jako

staroplejstoceński poziom akumulacyjny. Próbki pobrane z otworu 25 oraz sondy 5 wskazują na

słabe wysortowanie osadów oraz zróżnicowanie składu mineralnego w profilu pionowym. W stro-

pie amfiboli jest prawie dwukrotnie więcej niż w pozostałej jego części, natomiast granaty są rozło-

żone bardzo nierównomiernie. Skład mineralny frakcji ciężkiej skłania do przypuszczenia, że są to

osady rzeczne i wodnolodowcowe. Lądolód środkowopolski tamując odpływ spowodował, że wy-

sokość zasypania piaskami drobnoziarnistymi i mułkami nieznacznie przekroczyła 205,0–210,0 m

n.p.m., a nadmiar wód kierował się prawdopodobnie na południe i południowy wschód do kra-

wędzi Roztocza.

20

Cykl osadów zlodowaceń środkowopolskich kończą, leżące bezpośrednio na iłach trzeciorzę-

dowych, p i a s k i i żw i r y z w k ł a d k a m i m u ł k ó w , r z e c z n e , t a r a s ó w n a d z a l e -

w o w y c h (wysokich) 1 3 , 0 – 1 8 , 0 m n . p . r z e k i ( S a n u ). Profil osadów znany jest z otwo-

rów studziennych zlokalizowanych w okolicy wsi Paluchy. Dolną część serii, leżącą na cokole ero-

zyjnym na wysokości 155,0–165,0 m n.p.m., tworzą piaski drobnoziarniste ze żwirami i żwiry.

Prawdopodobnie żwirowo-kamienisty spąg serii, bogaty w karpackie piaskowce, kwarc, lidyty, rogo-

wce a także niewielkie ilości skandynawskich skał krystalicznych, może pochodzić jeszcze z okresu

interglacjału wielkiego. Wyżej w profilu pojawiają się piaski różnoziarniste z drobnymi żwirami, za-

kończone w wielu profilach 5–6-metrową warstwą piasków pyłowatych z wkładkami organicznymi.

Interglacjał eemski

Osady najmłodszej, ciepłej części plejstocenu są reprezentowane przede wszystkim przez serie

rzeczne w głównych dolinach: Sanu, Wisłoka i Złotej. W literaturze panują rozbieżne poglądy na

temat wieku osadów tworzących plejstoceński (tzw. średni) taras Sanu.

Konstruując tabelę litologiczno-stratygraficzną (tab. 2) autor oparł się na poglądach wyrażonych

przez badaczy (42, 43, 62), którzy twierdzą, że największa erozja i wycięcie cokołu doliny dolnego

Sanu miało miejsce w przedoptymalnej części interglacjału eemskiego. Aluwia wypełniające tę do-

linę pochodzą zatem z okresu eemsko-bałtyckiego. Tezę tę potwierdzają wyniki badań litologiczno-

-petrograficznych i palinologicznych serii iłów i żwirów nawierconych otworem 2 w dolinie Złotej.

Czterometrowy kompleks r z e c z n y c h i ł ó w , m u ł k ó w o r g a n i c z n y c h i żw i r ó w in-

terglacjału eemskiego prawie całkowicie pozbawiony jest frakcji piaszczystej. W składzie mineral-

nym frakcji ciężkiej wyraźnie dominują biotyty (46%) nad granatami (20%). Takie wykształcenie

osadów potwierdza przypuszczenia o intensywnej erozji wgłębnej i bocznej. Podcinane zbocza do-

liny obrywały się a materiał żwirowy wpadał do koryta. Wyżej w profilu warstwy pojawiają się

wkładki ilaste i piaszczysto-żwirowe. Ziarna kwarcu są dobrze obtoczone (R = 0,44), a dominacja

granatów we frakcji ciężkiej wskazuje na rzeczny charakter osadów. Z głębokości 5,9 m pobrano

próbkę oliwkowobrązowych iłów, która zawierała bardzo wysoką frekwencję pyłków. K. Mama-

kowa i M. Nita (58) nie odnotowały w niej taksonów trzeciorzędowych. Spektrum pyłkowe cha-

rakteryzuje wysoki udział pyłków drzew i krzewów wynoszący 98%, co dowodzi, że osady te po-

chodzą z okresu, w którym panowały bardzo zwarte lasy. Wysokie zawartości pyłków olszy

(24,2%) i jesionu (7,6%) wskazują na szerokie rozprzestrzenienie zbiorowisk olsowych i łęgowych,

także z udziałem wiązu. Na siedliskach bardziej suchych rosły głównie lasy grabowo-dębowe, na co

wskazuje zawartość pyłków grabu (Carpinus — 7,9%) i dębu (Quercus — 6,3%), z domieszką

leszczyny i cisa. Na podstawie otrzymanych wyników analizy pyłkowej można przyjąć, że osady te

pochodzą z okresu interglacjalnego, a nie interstadialnego. Względnie wysokie zawartości pyłków

21

ciepłolubnych drzew liściastych wykluczają jakikolwiek interstadiał zlodowaceń północnopolskich,

a obecność cisa (Taxus) wyklucza interstadiały starszych zlodowaceń. Utwory te, zdaniem

K. Mamakowej i M. Nity (58), mogą pochodzić z interglacjału eemskiego — z początkowej lub

schyłkowej części regionalnego poziomu pyłkowego Picea-Abies-Alnus.

Zlodowacenia północnopolskie

P i a s k i i żw i r y r z e c z n e t a r a s ó w n a d z a l e w o w y c h 8 , 0 – 1 3 , 0 m n . p . r z e k i

( S a n u i W i s ł o k a ) o r a z 5 , 0 – 8 , 0 m n . p . r z e k i ( Z ł o t e j ) mają miąższość od kilku-

nastu do dwudziestu metrów. Powierzchnia tego tarasu (taras średni) jest rozległa i płaska. Szcze-

gólnie imponujące rozmiary osiąga w międzyrzeczu Sanu i Złotej, gdzie jej szerokość wynosi około

4 km. Wiele otworów archiwalnych w tym także otwór kartograficzny 52 i sonda 9 przewiercają

piaski tarasowe. W dolnej części profilu otworu 52 zalega (2,2 m) warstwa bardzo słabo wysorto-

wanych, piaszczystych żwirów z głazikami. Głównym składnikiem frakcji ciężkiej są granaty

(76%), pozostałe minerały są nieliczne. Ziarna kwarcu są bardzo słabo obtoczone, co może być

spowodowane krótkim transportem. Na powierzchni tarasu obserwuje się wachlarzowate ślady

dawnych przepływów (okolice Dębna, Dąbrowicy), które świadczą o tym, że osady z których zbu-

dowany jest ten taras były akumulowane przez potężną rzekę roztokową. Sedymentacja serii piasz-

czystej zakończyła się zdaniem E. Mycielskiej-Dowgiałło (62) pod koniec starszego stadiału zlo-

dowaceń północnopolskich, natomiast A. Szumański (79) twierdzi, że miało to miejsce w czasie

ostatniego pleniglacjału.

W północno-wschodniej części arkusza, a także na północ od wsi Rudka-Przymiarki, na po-

wierzchni występują m u ł k i p i a s z c z y s t e l e s s o p o d o b n e znane z arkusza Tarnogród

(68). Zalegają one 2–3-metrową, warstwą na piaskach lodowcowych, glinach zwałowych bądź iłach

krakowieckich. Pyłowate pokrywy charakteryzują się szarożółtą barwą oraz widocznymi śladami

procesów wietrzeniowych. Zestawiając arkusz Tarnogród (67) autor przyjął za H. Maruszczakiem

(59) pogląd, że są to gliny lessowate, bądź rezydua lessów. Właściwszą jednak wydaje się być kon-

cepcja powstania tego typu pokryw prezentowana ostatnio przez J. Wojtanowicza (84, 85). Autor

ten wiąże genezę utworów pyłowatych z wietrzeniem skał, które w wyniku degradacji mrozowej

przekształcają się w pokrywy pyłowate.

P i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w n a d z a l e w o w y c h 6 , 0 – 8 , 0 m n . p . r z e k i ( S a n u

i W i s ł o k a ) wydzielono w obrębie tzw. tarasu rędzinnego, w strefie występowania najstarszych

paleomeandrów, poza rynnami meandrowymi. W dolinie Sanu piaski te występują w rejonie Rzu-

chowa, Piskorowic, Chałupek oraz Dębna. Są to najczęściej piaski tarasu średniego, których stro-

powa część została wyerodowana przez rzekę przechodzącą z reżimu roztokowego w meandrowy.

Seria piaszczysta jest żółtoszara bądź szara o granulacji drobno- i średnioziarnistej z domieszką

22

drobnych żwirów w spągu. Oznaczenia metodą radiowęgla wieku bezwzględnego spągu torfów

z rozległego paleomeandru w pobliżu Rzuchowa (79) — 10 590 ±130 tys. lat BP wskazują, że roz-

cięcie tarasu plejstoceńskiego nastąpiło już w allerödzie, a nie jest wykluczone, że pod koniec star-

szego dryasu.

Na przeważającej części obszaru wyżej opisywanego tarasu, na piaskach zalegają iły i mułki

(mady) holoceńskie. Jest to ciągła i cienka 1–2-metrowa pokrywa pyłowata, stanowiąca typowy

osad powodziowy. Mady te różnią się uziarnieniem, barwą, brakiem domieszek organicznych oraz

miąższością od powszechnie występujących gliniasto-ilastych mad niższej, holoceńskiej części ta-

rasu rędzinnego.

Z chwilą wycofania się lądolodu z Kotliny Sandomierskiej, wysoczyzny i długie stoki były pod-

dawane procesom wietrzenia i denudacji. W wyniku tych procesów w wielu miejscach na krawę-

dziach i skłonach odsłoniły się iły mioceńskie, a w dolnej części stoków i u ich podnóża zaczęły się

gromadzić p i a s k i p y ł o w a t e i m u ł k i , m i e j s c a m i g l i n y p e r y g l a c j a l n e ( p o -

k r y w s t o k o w y c h ) . Miąższość pokryw sporadycznie przekracza 3 m, a średnio wynosi 1–2 m.

Pokrywy gromadzą się przede wszystkim na ilastych bądź gliniastych stokach wyniesień.

b . C z w a r t o r z ę d n i e r o z d z i e l o n y

Osadami o niesprecyzowanej przynależności stratygraficznej, powstającymi zarówno w plejsto-

cenie jak i w holocenie są p i a s k i , m u ł k i i g l i n y d e l u w i a l n e występujące na zboczach

dolin rzecznych i w drobnych dolinkach rozcinających powierzchnię wysoczyzn, a także p i a s k i

e o l i c z n e i p i a s k i e o l i c z n e w w y d m a c h .

Największe pola piasków przewianych zanotowano w międzyrzeczu Sanu i Złotej, na granicy

z arkuszem Leżajsk oraz w północnej i centralnej części obszaru badań. Piaski eoliczne nadbudo-

wują taras nadzalewowy tworząc rozległe, faliste powierzchnie. Ich miąższość rzadko przekracza

4 m. Największe skupisko wydm parabolicznych i podłużnych wałów wydmowych zanotowano

w lasach na południowy zachód od Brzyskiej Woli. Wydmy z tych okolic wznoszą się 10–15 m po-

nad powierzchnię piasków przewianych. Wydmy powstały w czasie ostatniego zlodowacenia,

w dwóch fazach wydmotwórczych (80). Przypuszczalnie był to okres najstarszego dryasu oraz

młodszego dryasu–preboreału (62, 80, 81). Niewielką eolizację piasków obserwuje się również

w holocenie, gdzie większość wydm jest modelowanych i przekształcanych, a spotykane na głębo-

kości 0,5–0,8 m gleby kopalne są glebami powstałymi w holocenie.

c . H o l o c e n

Osady rzeczne holocenu, z których zbudowane są kolejne stopnie tarasowe w dolinie Sanu, były

przedmiotem szczegółowych badań A. Szumańskiego (78, 79). Na obszarze arkusza Sieniawa, w

23

mniejszych dolinach, osadów holoceńskich nie rozdzielano. Zdaniem A. Szumańskiego okres bore-

alny znamionowało maksymalne obniżenie dna doliny dolnego Sanu i akumulacja piasków tworzą-

cych niższy stopień tarasu rędzinnego od początku boreału aż po czasy historyczne.

P i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w z a l e w o w y c h 5 , 0 – 8 , 0 m n . p . r z e k i ( S a n u i W i -

s ł o k a ) stanowią niższą część tarasu rędzinnego charakteryzującą się dobrze zachowanymi na

powierzchni śladami drobnych meandrów. W otworze 52 piaski tej części tarasu mają miąższość

7,6 m, są dobrze przemyte i wysortowane. W składzie mineralnym frakcji ciężkiej przeważają gra-

naty (70%) nad epidotem (8%) i staurolitem (7%). Piaski zawierają średnio 6,7% węglanu wapnia.

Holoceński stopień tarasu rędzinnego na znacznej powierzchni jest przykryty madami o miąższości

1,5–4,0 m.

I ł y i m u ł k i ( m a d y ) r z e c z n e t a r a s ó w z a l e w o w y c h 5 , 0 – 8 , 0 m n . p . r z e k i

( S a n u i W i s ł o k a ) nadbudowywujące tę część tarasu, są z reguły bardzo ilaste (wręcz przy-

pominają iły krakowieckie) w spągu szare i szarobrązowe, wyżej zmieniają barwę na brązowożółtą.

Mady te tworzą szereg różnowiekowych włożeń, wielokrotnie rozcinanych.

Większość st a r o r z e c z y oraz paleomeandrów, a także z a g ł ę b i e ń b e z o d p ł y w o w y c h

i b o c z n y c h d o l i n jest wypełniona p i a s k a m i h u m u s o w y m i i n a m u ł a m i o miąż-

szości około 2 m. Są to osady niejednokrotnie zawierające domieszkę słabo rozłożonego humusu

o ciemnoszarym lub szarobrązowym zabarwieniu.

T o r f y i n a m u ł y t o r f i a s t e są związane przede wszystkim z doliną Sanu gdzie 3–4-

metrową serią wypełniają kilka najstarszych paleomeandrów. Torfy są dobrze rozłożone, zawierają

znikome ilości substancji mineralnych i często przykryte są ilastymi madami.

Młodszą serię holoceńską w dolinach Sanu, Wisłoka i Złotej tworzą m u ł k i i p i a s k i

p y ł o w a t e ( m a d y ) lokalnie p i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w z a l e w o w y c h : 3 , 0 – 5 , 0 m

n . p . r z e k i ( S a n u i W i s ł o k a ) o r a z 2 , 0 – 4 , 0 m n . p . r z e k i ( Z ł o t e j ) . Tworzą one

zróżnicowaną morfologicznie powierzchnię z szeregiem wyraźnych stopni oraz śladami koryt rzecz-

nych. Osady tego poziomu włożone są w rozcięty, młodszy stopień tarasu rędzinnego 5,0–8,0 m n.p.

rzeki. Pokrywa osadowa tarasu 3,0–5,0 m n.p. rzeki ma kilka metrów miąższości i sięga czasem do

3 m poniżej poziomu współczesnego dna. Taras jako forma morfologiczna pochodzi z XVIII i XIX

wieku i jest związany ze zmianą reżimu rzek z meandrowego na roztokowy. W stropie osadów tara-

su pojawiają się serie madowo-piaszczyste o zmiennej miąższości oraz jasnobrązowej i brązowej

barwie. Niżej obserwuje się skośnie warstwowane, różnoziarniste piaski korytowe.

P i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w z a l e w o w y c h 1 , 0 – 3 , 0 m n . p . r z e k i ( S a n u i W i -

s ł o k a ) o r a z 1 , 0 – 2 , 0 m n . p . r z e k i ( Z ł o t e j ) wydzielono w dolinach tych rzek, w bez-

pośrednim sąsiedztwie ich koryta. W dolinach Sanu i Wisłoka tworzą one zwykle wąskie półki tara-

sowe o szerokości 300–400 m. Do tego poziomu zaliczono też dno najmłodszego, szerokopromien-

24

nego meandru Sanu w pobliżu wsi Głogowiec, odciętego podczas regulacji jego koryta w począt-

kach XX wieku. Pod względem litologicznym najmłodsze osady towarzyszące tej rzece to serie

przekątnie warstwowanych piasków różnoziarnistych. Miąższość osadów niższego tarasu zalewo-

wego wynosi około 4 m i jest pozostałością dawnych (XVII i XIX w.) poziomów akumulacyjnych

szerokich koryt Sanu i Wisłoka.

Akumulacja nowych włożeń piasków korytowych w zasadzie ustała z początkiem XX wieku,

w momencie zwężenia i częściowej zabudowy koryta na skutek prac regulacyjnych. Według

A. Szumańskiego (79) obecnie, na większości mocno zredukowanych obszarów zalewowych tarasu

łęgowego, odbywa się okresowa akumulacja mad i piasków pochodzenia powodziowego, które

stopniowo podnoszą ich powierzchnię.

B. TEKTONIKA

Współczesna rzeźba obszaru arkusza jest wynikiem działalności wielu czynników od momentu

ustąpienia morza mioceńskiego. Porównując ją ze szkicem ukształtowania powierzchni podczwar-

torzędowej (tabl. II), obserwuje się wiele podobieństw. Południowo-zachodnią część arkusza zaj-

muje płaskie dno doliny Sanu ze śladami koryt rzek meandrowych. W dnie pojawiają się owalne

obniżenia o charakterze kotłów eworsyjnych oraz garby będące erozyjnymi ostańcami. Dno doliny

pochylone jest w kierunku północno-zachodnim i obniża się z 159,0 m n.p.m. w okolicach Sieniawy

do około 146,5 m n.p.m. na wysokości Ożanny. Po wschodniej stronie, wzdłuż doliny, na wyso-

kości 160,0–170,0 m n.p.m. widoczny jest wyraźny stopień tarasowy. W okolicach wsi Dąbro-

wica rozcina je krótkie, równoleżnikowe obniżenie biegnące od Luchowa na zachód w stronę

Ożanny. Płaskowyż Tarnogrodzki, szczególnie na odcinku Rudka–Dąbrowica wznosi się wyso-

ką, miejscami 40-metrową krawędzią ponad dolinę Sanu. Głębokie, prostopadłe do tej krawędzi

rozcięcia dolin denudacyjnych wydają się świadczyć o aktywnych, również współcześnie, ru-

chach pionowych tego rejonu związanych ze strefą dyslokacyjną zrębu Ryszkowej Woli. Około

6 km na wschód od krawędzi Płaskowyżu, równolegle do doliny Sanu przebiega inne, płytsze

obniżenie w stropie miocenu na linii Luchów–Szegdy–Dobra i kontynuuje się na południowy

wschód poza południową granicę arkusza oraz na północny zachód poza jego granicę północną.

Charakteryzowany obszar leży w basenie zewnętrznym zapadliska przedkarpackiego. Najstar-

szym elementem strukturalnym w podłożu jest masyw eokambryjski zbudowany ze zmetamorfizo-

wanych osadów prekambru. Na sfyllityzowanym masywie eokambryjskim leżą transgresywnie

utwory kambru. To właśnie kambr a nie prekambr, jak uważano dotychczas, stanowi bezpośrednie

podłoże serii mioceńskiej w rejonie arkusza (20). Utwory prekambru i kambru są silnie zaangażo-

wane tektonicznie. Charakteryzują się dużymi deformacjami zarówno plastycznymi jak i dysjunk-

25

tywnymi. Wymienione wyżej osady tworzą dużą wgłębną jednostkę tektoniczną — Antyklinorium

Dolnego Sanu. W. Pożaryski i Z. Kotański (69) oraz P. Karnkowski (27) przyjmują, że sfałdowanie

i konsolidacja podłoża tego rejonu nastąpiła podczas orogenezy bajkalskiej, na pograniczu kambru

środkowego i górnego. Luka stratygraficzna obejmuje cały paleozoik, mezozoik oraz znaczną część

kenozoiku. W okresie fałdowania się Karpat, a następnie nasuwania się ich na swoje przedpole, ob-

szar omawianego arkusza ulegał sukcesywnemu obniżaniu, w wyniku którego wkroczyło morze

mioceńskie i rozpoczęła się sedymentacja ewaporatów, a następnie iłów sarmackich. Ta całkowicie

odrębna jednostka strukturalna utworzona przez osady badenu i sarmatu leży w granicach arkusza

Sieniawa niezgodnie, bezpośrednio na skałach kambru, stanowiąc kompleks synorogeniczny attycki

— najmłodszą część pokrywy alpejskiej.

Z północnego zachodu na południowy wschód od rejonu Nowej Sarzyny, przez obszar arkusza,

do granicy z Ukrainą przebiega wyraźne wyniesienie w podłożu trzeciorzędu — tzw. Zrąb Ryszko-

wej Woli (tabl. II). Znajduje się on w centrum obniżenia tektonicznego tegoż podłoża. W wielu

otworach odwierconych (przemysł naftowy) na linii zrębu, oraz w jego bliskim sąsiedztwie, obser-

wuje się wysokie upady skał kambru rzędu 50–60°, a w profilach tych wierceń w większości przy-

padków nie odnotowano utworów badeńskich. Długość strefy związanej ze zrębem przekracza 60

km. Od północnego zachodu ku południowemu wschodowi wysokość zrębu w stosunku do zrzuco-

nych skrzydeł znacznie się zwiększa. Wzrasta również ogólny kąt zapadania podłoża w kierunku

SE. Na przebieg i zasięg strefy tektonicznej związanej z horstem wskazywała również analiza kom-

puterowa zdjęć geofizycznych i teledetekcyjnych, jaką przeprowadzono dla arkusza Rzeszów Mapy

geologicznej Polski 1:200 000 (18, 25).

Zdaniem P. Dziadzio (20) zrąb Ryszkowej Woli przecina wiele paleo- i mezozoicznych usko-

ków poprzecznych o rozciągłości w kierunku SW–NE, zrzucających schodowo ku SE struktury

podłoża. Zrąb jest wyraźnym wyniesieniem w centralnej części strefy ekstensyjnej, ograniczonej z

dwóch stron uskokami listrycznymi. Według wyżej wspomnianego autora spowodowały one prze-

mieszczenie się mas osadów z dwu przeciwnych kierunków i ich kompensację, która doprowadziła

ostatecznie do powstania zrębu.

Nieco odmienne stanowisko zajmuje P. Krzywiec (33), zdaniem którego po depozycji ewapo-

ratów miała miejsce reaktywacja starszych, mezozoicznych stref nieciągłości tektonicznych. Rów-

nocześnie, kompresja działająca w obrębie płyty przedpola Karpat, wywołana kolizją kontynental-

ną, spowodowała powstanie synsedymentacyjnych uskoków odwróconych. Wiek tych deformacji

P. Krzywiec przyjął na miocen środkowy. Ponadto wydzielił zespół młodszych uskoków normal-

nych, których genezę powiązał ze zróżnicowaną kompakcją osadów. W wyniku wzrastającego ob-

ciążenia osadami zaczęły dominować zjawiska subsydencji tektonicznej, a Zrąb Ryszkowej Woli

26

zinterpretowany został jako efekt rotacji bloków podłoża i powstania antytetycznych uskoków od-

wróconych.

Przedstawione powyżej dwie różne teorie, stanowią przyczynek do dalszej dyskusji na temat

powstania zrębu Ryszkowej Woli.

Z końcem neogenu w wyniku działania ruchów górotwórczych dno basenu uległo wypiętrzeniu.

W czwartorzędzie, w wyniku neotektonicznych ruchów podłoża, znacznie nasiliły się erozja i denu-

dacja. Miejscowe przewężenia doliny Sanu oraz ostro podcinana zachodnia krawędź Płaskowyżu

Tarnogrodzkiego, a także duża głębokość wcięcia poprzecznych drobnych dolinek, są tego najlep-

szym przykładem.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ.

Najstarszymi osadami rozpoznanymi głębokimi wierceniami w obrębie arkusza są mułowce

i łupki ilaste kambru dolnego (tab. 2). Zostały one sfałdowane w czasie orogenezy bajkalskiej.

Przypuszczalnie w paleozoiku i mezozoiku na obszarze badań miała miejsce sedymentacja morska,

jednak osady z tego okresu nie zachowały się, zostały doszczętnie zniszczone w czasie kolejnych

ruchów tektonicznych. Zdaniem W. Pożaryskiego i Z. Kotańskiego (69) w okresie paleogenu i neo-

genu obszar Płaskowyżu Tarnogrodzkiego był wydźwignięty i ulegał peneplenizacji.

W miocenie dolnym, na południe od terenu badań, zaczął tworzyć się basen wewnętrzny zapa-

dliska przedkarpackiego (63). W badenie morze z basenu wewnętrznego transgredowało na północ,

na obniżający się obszar przedpola, dając początek dla basenu zewnętrznego zapadliska, w którym

znalazł się obszar badanego arkusza. W tym czasie w Karpatach wystąpiły silne ruchy wznoszące

fazy sawskiej, a w zapadlisku doszło do subsydencji dna, szczególnie w okresie sarmatu. Na zrów-

nanej paleogeńskiej powierzchni denudacyjnej nastąpiła sedymentacja ilasto-piaszczystych warstw

baranowskich, a następnie sedymentacja anhydrytowo-gipsowa. Zmienna miąższość serii badenu,

a niekiedy jej brak w profilach głębokich wierceń, świadczy o silnym zaangażowaniu tektonicznym

obszaru. Duża struktura tektoniczna w podłożu miocenu, znana w literaturze pod nazwą zrębu (hor-

stu) Ryszkowej Woli, jest tego przejawem.

W okresie sarmatu osadziła się miąższa seria iłów krakowieckich. Góry Świętokrzyskie osta-

tecznie jako horst zostały wyniesione w trzeciorzędzie, a zatem były one obszarem alimentacyjnym

osadów terygenicznych dla zbiornika morskiego w sarmacie. Rzeki płynące z północy na południe

rozprowadzały materiał typu kontynentalnego i sprzyjały powstawaniu utworów deltowych (28). W

najmłodszym miocenie morze wycofało się z obszaru zapadliska przedkarpackiego. Od tego czasu

rozpoczęło się modelowanie powierzchni terenu przez procesy denudacji oraz akumulację rzeczną i

27

T a b e l a 2

TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

S t r a t y g r a f i a Ruchygórotwórcze

Syst

em

Odd

ział

Podo

ddzi

ał

Pięt

ro

Podp

iętro

Oro

gene

za

Faza

U t w o r y(opis litologiczny) Procesy geologiczne

Piaski rzeczne tarasów zalewowych1,0–3,0 m n.p. rzeki (Sanu i Wisłoka) oraz

1,0–2,0 m n.p. rzeki (Złotej) —3t

hfp Q

Wcinanie się rzek na skutek zabudowykoryta Sanu

Mułki i piaski pyłowate (mady) oraz piaskirzeczne tarasów zalewowych; 3,0–5,0 m n.p.rzeki (Sanu i Wisłoka) oraz 2,0–4,0 m n.p.

rzeki (Złotej) —2t

hf

ma Q

„Dziczenie rzek” — przechodzenie odmeandrowego do roztokowego rozwinię-cia koryt

Torfy i namuły torfiaste — ht QPiaski humusowe i namuły bocznych dolin,zagłębień bezodpływowych i starorzeczy —

hp Qh

Akumulacja bagienna w starorzeczach,bocznych dolinach i zagłębieniach bez-odpływowych

Iły i mułki (mady) rzeczne tarasów zale-wowych 5,0–8,0 m n.p. rzeki (Sanu i Wis-

łoka) —1t

hf

ma QAkumulacja korytowa na równi zalewo-wej rzek o wąskich, krętych meandrach

Ho

lo

ce

n

Piaski rzeczne tarasów zalewowych 5,0–8,0

m n.p. rzeki (Sanu i Wisłoka) —1t

hfpQ

Piaski eoliczne w wydmach —we

pQ Przewiewanie piasków na wydmach i tara-sach, formowanie się wydm

Piaski eoliczne — Qep

Spłukiwanie materiału ze zboczy, aku-mulacja deluwialna

Piaski, mułki i gliny deluwialne — Qdp

Piaski pyłowate i mułki, miejscami glinyperyglacjalne (pokryw stokowych)

— 4ppg

pQ

py

Denudacja, rozwój pokryw stokowych

Piaski rzeczne tarasów nadzalewowych6,0–8,0 m n.p. rzeki (Sanu i Wisłoka)

—tIII

pfp 4Q

Akumulacja rzek meandrujących o mean-drach dużych rozmiarów

Mułki piaszczyste lessopodobne

— 4pmQ

p

Rozcięcie erozyjne tarasu nadzalewowe-go i przejście od roztokowego do mean-drowego rozwinięcia koryt. Degradacjamrozowa osadów glacjalnych, powstaniepokryw pyłowych

Zlo

do

wa

ce

nia

półn

oc

no

po

lsk

ie

Piaski i żwiry rzeczne tarasów nadzalewo-wych 8,0–13,0 m n.p. rzeki (Sanu i Wisło-ka) oraz 5,0–8,0 m n.p. rzeki (Złotej)

— tIIIp

fpż 4Q

Akumulacja w warunkach rzek roztoko-wych, rozwój erozji bocznejC

zw

ar

to

rz

ęd

Pl

ej

st

oc

en

Inte

rgla

cjał

eem

ski

Al

pe

js

ka

Iły, mułki i żwiry, rzeczne — 4–3pfiQ

Początkowo silna erozja wgłębna i usu-wanie starszych osadów, u schyłku aku-mulacja organiczna w warunkach wol-nych przepływów z dostawą materiałuzboczowego

28

cd. tabeli 2

Piaski i żwiry z wkładkami mułków, rzeczne,tarasów nadzalewowych 13,0–18,0 m n.p.

rzeki (Sanu) —tI

pf

pż 3Q

Akumulacja rzeczna, początkowo mate-riału grubego a następnie coraz bardziejdrobnoziarnistego

Zlod

owac

enia

środ

kow

opol

skie

Piaski, miejscami mułki, rzeczne i wodno-

lodowcowe — 3pfpQ

Denudacja na stokach oraz akumulacjawodnolodowcowa i rzeczna

Inte

rgla

cjał

wie

lki Gytie, mułki organiczne i torfy, jeziorne

— 3–2pli

gyQ

Podnoszenie się obszaru w wyniku odciąże-nia po ustąpieniu lądolodu, erozja i pogłę-bianie dolin oraz akumulacja bagienno-jeziorna miąższych osadów organicznych

Piaski wodnolodowcowe — 2pfgpQ Akumulacja piasków na drodze odpływu

wód roztopowychPiaski pyłowate, mułki piaszczyste i mułki

kemów — 2pk

pQ

py

Zanik lądolodu na wysoczyźnie, akumu-lacja drobnego materiału w dużych for-mach przetainowych

Piaski i żwiry akumulacji szczelinowej

— 2pgspż

QPoczątek deglacjacji, rozwój szczelini rozpad lądolodu na bryły

Piaski lodowcowe — 2pgpQ

Gliny zwałowe — 2pg

gQ

zw

Akumulacja glacjalna

Mułki piaszczyste i piaski pyłowate,

zastoiskowe — 2pb

mQ

pBlokowanie odpływu wód, rozwój zastoisk

Inte

rgla

cjał

mał

opol

ski

Piaski ze żwirami rzeczne — Kp

fpż 2Q Denudacja na wyniesieniach, akumulacja

rzeczna, miejscami deluwialna

Zlo

do

wa

ce

nia

połu

dn

iow

op

ols

kie

Zlod

owac

enie

Nid

y Mułki ilaste i iły zastoiskowe

— Np

bm 2Qi

Zatamowanie odpływu wód w dolinachi rozległych obniżeniach terenu, akumu-lacja zastoiskowa

Cz

wa

rt

or

zę

d

Pl

ej

st

oc

en

Preg

lacj

ał

Al

pe

js

ka

Wala-chijska Żwiry i piaski rzeczne — 0p

fżp

Q Intensywna erozja, a następnie akumula-cja rzeczno-rozlewiskowa

Plio

cen

Attycka Formowanie się sieci rzecznej. Ruchy wy-noszące

Mio

cen

górn

y

Mio

cen

środ

kow

y+

górn

y

Sa

rma

t

Iły, łupki ilaste, mułowce, piaski i pias-kowce — warstwy przeworskie (iły krako-wieckie) — 5iM

Z końcem sarmatu regresja morska

Sedymentacja osadów pelitycznych w za-padliskuPogłębianie się morza, sedymentacja głę-bokomorska

Łupki ilaste, iłowce i mułowce — 4ł Mi Pogłębianie morza, sedymentacja pelityczna

Anhydryty, łupki i mułowce — 4ahM Sedymentacja serii chemicznej, anhydry-tów i gipsówM

ioce

nśr

odko

wy

Ba

de

n

Piaskowce i mułowce — 4pcM Sedymentacja serii piaszczystej w płytkimmorzu

Ne

og

en

Mi

oc

en

Mio

cen

doln

y

SawskaTr

ze

ci

or

zę

d

Pale-ogen

Ląd na obszarze arkuszaProcesy denudacjiUtworzenie poziomów zrównań

Kambrgórny

Kam

br

Kambrdolny

Mułowce, łupki ilaste i piaskowce— 1mcCm Sedymentacja morska

29

lodowcową. Najstarsza plioceńska sieć rzeczna rozcinająca pierwotną powierzchnię kierowała się

zapewne w kierunku SE, w ślad za ustępującym morzem.

Okres najstarszego czwartorzędu wiąże się z formowaniem sieci dolinnej na wysokości 15–20 m

ponad dnami współczesnymi. Rzeki z tego okresu przypuszczalnie odprowadzały swe wody w kie-

runku NE i E rozcinając garb Roztocza na linii poprzecznych uskoków.

W czasie zlodowacenia Nidy w obniżeniach podłoża zaczęły się gromadzić ilaste osady zasto-

iskowe, natomiast w okresie interglacjału małopolskiego szerokie, wolno płynące rzeki osadziły

w obniżeniach Płaskowyżu Tarnogrodzkiego piaski i żwiry rzeczne. Okres radykalnej zmiany wa-

runków klimatycznych wiąże się z wyraźnym ochłodzeniem po wkroczeniu do Kotliny Sandomier-

skiej lądolodu młodszego stadiału zlodowaceń południowopolskich. Piaszczysto-mułkowe osady

podglinowe pochodzą prawdopodobnie z anaglacjalnej fazy tego zlodowacenia. Osady glacjalne

w postaci glin zwałowych i piasków lodowcowych przykrywają kulminacje Płaskowyżu Tarno-

grodzkiego. Gliny wieńczące szczyty wzniesień były datowane metodą TL na sąsiednim arkuszu

Tarnogród (67) na około 500 tys. lat BP. Deglacjacja lądolodu miała prawdopodobnie charakter

arealny. W lodowych szczelinach powstawały żwirowe pagórki, a na południu arkusza w przeta-

inach, przy współudziale wód płynących, rozrastało się piaszczysto-mułkowe plateau kemowe.

Ustąpienie lądolodu spowodowało przebudowę sieci rzecznej obszaru. W wyniku erozji została

odpreparowana stara, kopalna dolina Szegdów oraz powstało Jezioro Adamowskie wypełnione

15-metrową serią osadów organogenicznych. Erozja wgłębna w dolinie Sanu prawdopodobnie nie

sięgnęła aż tak głęboko jak zakłada to J. Wojtanowicz (81). Warstwa ilasto-mułkowa, kończąca se-

rię interglacjalną w dolinie Szegdów, świadczy o ponownym ochłodzeniu klimatu.

Zdaniem J. Buraczyńskiego (7) lądolód zlodowaceń środkowopolskich wkroczył do Kotliny

Sandomierskiej doliną Sanu do Niska, a W. Laskowska-Wysoczańska znaczy jego zasięg jeszcze

dalej na południe. W tym czasie odpływ wód ku północy został gwałtownie zatamowany. W doli-

nach zaczęły osadzać się piaski i mułki rzeczne i wodnolodowcowe, a nadmiar wód z wielkich roz-

lewisk kierował się zapewne w kierunku SE do podnóża Roztocza. System odwodnienia w strefie

marginalnej ustępującego lądolodu spowodował zawiązanie się równoleżnikowego układu sieci

rzecznej. Zdaniem W. Laskowskiej-Wysoczańskiej (42) w interglacjale eemskim nasilenie erozji

wgłębnej było w Kotlinie Sandomierskiej największe. Pod koniec starszego stadiału zlodowacenia

północnopolskiego zakończyło się zdaniem E. Mycielskiej-Dowgiałło (62) narastanie w dolinie Sa-

nu tarasu średniego. Możliwe, że proces ten miał miejsce nieco później tzn. w czasie pleniglacjału,

tak jak twierdzi A. Szumański (79). W najstarszym dryasie rozpoczęła się intensywna działalność

procesów eolicznych i formowanie licznych wydm na powierzchni tarasu średniego oraz na tarasie

wysokim i wysoczyznach. Stoki i krawędzie wysoczyzn niszczone przez procesy erozji i denudacji

zaczęły gromadzić gliniasto-ilaste koluwia, zaś osady glacjalne Płaskowyżu Tarnogrodzkiego, ule-

30

gając mrozowej degradacji, przekształcały się w pokrywy pyłowate. Równocześnie reżim rzek

zmienił się z roztokowego na meandrowy, powodując rozcinanie północnopolskiej pokrywy alu-

wialnej. W powstałych starorzeczach zaczęły się osadzać utwory mineralno-organiczne.

W holocenie, w starych starorzeczach i zagłębieniach bezodpływowych, trwa nadal sedymenta-

cja osadów organicznych oraz wcinanie się rzek w starsze północnopolskie utwory rzeczne. Po-

wstaje niższy stopień tarasu rędzinnego, którego powierzchnię nadbudowują drobnodetrytyczne

osady facji powodziowej (mady), wielokrotnie zresztą rozcinane i ponownie nadbudowywane. Ta-

ras ten znajduje się na wysokości 5,0–8,0 m n.p. rzeki.

Przypuszczalnie przed 200 laty miało miejsce rozcięcie tarasu rędzinnego i włożenie weń bar-

dziej piaszczystych osadów tarasu łęgowego 3,0–5,0 m n.p. rzeki. Uformowało się koryto z młod-

szą generacją meandrów szerokopromiennych. Współczesna historia doliny Sanu oraz górnego od-

cinka Wisłoka dotyczy najniższego, przykorytowego stopnia tarasu łęgowego, stanowiącego wła-

ściwe dno dzisiejszej doliny. Wskutek zabudowy hydrotechnicznej i sztucznego zwężenia koryta

Sanu w początku XX wieku obserwuje się ożywienie erozji wgłębnej. Obecnie, na większości mocno

zredukowanych obszarów tego tarasu, odbywa się głównie okresowa akumulacja mad i pias-ków

pochodzenia powodziowego.

IV. PODSUMOWANIE

Prace kartograficzne prowadzone w latach 1995–1999 dostarczyły nowych danych o budowie

geologicznej obszaru arkusza. W efekcie tych prac powstała mapa geologiczna wraz z profilami i

przekrojem. Na podstawie przeprowadzonych badań i po analizie zebranego materiału stwierdzono że:

— w dolinie Sanu na wysokości 182,5 m n.p.m. występuje preglacjalna żwirowa seria rzeczna,

leżąca na iłach krakowieckich. Rzeka z tego okresu odpływała prawdopodobnie na północny

wschód, w stronę krawędzi Roztocza,

— w czasie zlodowacenia Nidy w obniżeniach mioceńskiego podłoża osadziły się drobnoziarni-

ste piaski i mułki zastoiskowe,

— rzeki interglacjału małopolskiego płynęły szerokimi, płaskimi obniżeniami, akumulując serię

piaszczysto-żwirową,

— obszar arkusza był przynajmniej raz zlodowacony, a ostatnie zlodowacenie przypuszczalnie

nastąpiło 500 tys. lat temu,

— z okresu deglacjacji pochodzą fragmenty rozległego plateau kemowego na południu arkusza,

— w interglacjale wielkim końcowy cykl akumulacji reprezentują mułki i iły znane z doliny

Szegdów oraz seria organogeniczna Jeziora Adamowskiego,

31

— lądolód środkowopolski nie dotarł w bezpośrednie sąsiedztwo obszaru arkusza. W tym czasie

doliny wypełniły się osadami rzecznymi i wodnolodowcowymi,

— okres największej erozji wgłębnej przypada na interglacjał eemski,

— całość osadów rzecznych wypełniających doliny Sanu, Wisłoka i Złotej pochodzi z okresu

eemskiego, północnopolskiego i holoceńskiego,

— w okresie zlodowaceń północnopolskich w dolinach zaznaczyły się dwa cykle aluwialne,

— formowanie się holoceńskich dolin Sanu, Wisłoka i Złotej rozpoczęło się w starszym dryasie.

Najmłodszy taras Sanu powstał w okresie ostatnich 200 lat,

— ze względu na powszechność występowania oraz dostępność, istnieją ekonomiczne przesłan-

ki udokumentowania i eksploatacji kilku złóż surowców ilastych ceramiki budowlanej (iłów kra-

kowieckich). Ewentualna działalność w tym zakresie powinna przede wszystkim uwzględnić aspekt

sozologiczny planowanego przedsięwzięcia.

Problemami wymagającymi dalszych badań są:

— budowa geologiczna zrębu Ryszkowskiej Woli,

— kierunki odpływu wód z obszaru arkusza w preglacjale,

— geneza piaszczysto-żwirowego pagóra w okolicy Czerców.

Opracowano

w Przedsiębiorstwie Usług Geologicznych

KIELKART

Kielce, 1999 r.

Oddział Karpacki

Państwowego Instytutu Geologicznego

LITERATURA

1. A l e k s a n d r o w i c z S . W . , G a r l i c k i A . , R u t k o w s k i J . , 1983 — Podstawowe jednostki litostraty-

graficzne zapadliska przedkarpackiego. Kwart. Geol. 26, 2.

2. B i ń k a K . , M a r c i n i a k B . , Z i e m b i ń s k a - T w o r z y d ł o M . , 1987 — Analiza palinologiczna i dia-

tomologiczna osadów interglacjału mazowieckiego w Adamówce (Kotlina Sandomierska). Kwart. Geol. 31, 2–3.

3. B ł a s z c z y ń s k a M . , 1963 — Uwagi o pozycji anhydrytów polskiego przedgórza Karpat Środkowych.

Prz. Geol. 6.

4. B o r o w i e c J . , 1974 — Charakterystyka utworów pyłowych południowo-wschodniego krańca Płaskowyżu Tar-

nogrodzkiego. Ann. UMCS, Sect. B, 29.

5. B o ż y m - R o g a l s k a A . , 1964 — Rzeźba podczwartorzędowa Kotliny Sandomierskiej. Zesz. Nauk. UJ. Pr.

geogr. 10, 32.

6. B u r a c z y ń s k i J . , 1986 — Zasięg lądolodu Odry (Saalian) we wschodniej Polsce. Prz. Geol. 12.

7. B u r a c z y ń s k i J . , 1991 — Rzeźba eoliczna. Kotlina Sandomierska–Roztocze 1:100 000. Inst. Nauk o Ziemi

UMCS.

32

8. B u r a c z y ń s k i J . , 1994 — Zmienność procesów eolicznych na Roztoczu i w Kotlinie Sandomierskiej podczas

piętra Wisły. Ann. UMCS, Sect. B, 49.

9. B u r a c z y ń s k i J . , W o j t a n o w i c z J . , 1968 — Rozwój doliny Wisły i Sanu w czwartorzędzie w północnej

części Niziny Sandomierskiej. Ann. UMCS Sect. B, 21, 7.

10. B u r a c z y ń s k i J . , W o j t a n o w i c z J . , 1968 — Zagadnienia geomorfologiczne północnej części Kotliny

Sandomierskiej w widłach Wisły i Sanu. Folia Soc. Sc. Lubliniensis. Sect. D, 7–8.

11. B u r l i k o w s k a J . , 1977 — Zmiany sieci wodnej Niziny Sandomierskiej na podstawie map z 1855 r. i 1938 r.

Folia Soc. Sc. Lubliniensis. Sect. D. Geogr. 19.

12. B u t r y m J . , 1968 — Utwory pyłowe wschodniej części Niziny Sandomierskiej. Ann. UMCS Sect. B, 23, 4.

13. B u t r y m J . , M a r u s z c z a k H . , W o j t a n o w i c z J . , 1988 — Chronologia termoluminescencyjna osa-

dów lądolodu Sanian (Elsterian II) w dorzeczu Sanu i górnego Dniestru. Ann. Soc. Geol. Pol. 58, 1–2.

14. B u t r y m J . , R a c i n o w s k i R . , 1983 — Analiza porównawcza osadów drobnoziarnistych wschodniej części

Niziny Sandomierskiej na podstawie badań minerałów ciężkich. Prace Nauk. UŚ, 631, Geogr. 7.

15. C z a r n o c k i J . , 1933 — Przewodnie rysy stratygrafii i paleogeografii miocenu w południowej Polsce. Posiedz.

nauk. Państw. Inst. Geol., 36.

16. C z a r n o c k i J . , 1935 — O ważniejszych zagadnieniach stratygrafii i paleogeografii polskiego tortonu. Spraw.

Państw. Inst. Geol. 8, 2.

17. D o b r z a ń s k i B . , M a l i c k i A . , 1948 — Rzekome loessy i rzekome gleby loessowe okolic Leżajska. Ann.

UMCS. Sect. B, 3, 11.

18. D o k t ó r S . , G r a n i c z n y M . , K u c h a r s k i R . , 1987 — Korelacja danych detekcyjnych i geofizycznych

za pomocą technik cyfrowych. Prz. Geol. 8–9.

19. D z i e w a ń s k i J . , S t a r e l L . , 1962 — Geneza i wiek terasy wysokiej w dolinie Sanu. Rocz. Pol. Tow. Geol.

31, 2–4.

20. D z i a d z i o P . , J a c h o w i c z M . , 1996 — Budowa podłoża utworów mioceńskich na SW od Wyniesienia

Lubaczowa. Prz. Geol. 11.

21. D ż u ł y ń s k i S . , K r y s o w s k a - I w a s z k i e w i c z M . , O s z a s t J . , S t a r k e l L . , 1968 — O czwar-

torzędowych żwirach w Kotlinie Sandomierskiej. Stud. Geomorph. Carp.-Balcan. 2.

22. F e r t Z . , M a k a r e w i c z B . , Z a c z k i e w i c z B . , 1997 — Badania petrograficzno-litologiczne osadów

czwartorzędowych ark. Sieniawa. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Oddział Karpacki. Kraków.

23. F r i e d b e r g W . , 1936 — Przyczynki do znajomości miocenu Polski. Rocz. Pol. Tow. Geol. 12.

24. G ł o w a c k i E . , K a r n k o w s k i P . , Ż a k C . , 1963 — Prekambr i kambr w podłożu Przedgórza Karpat

Środkowych i w Górach Świętokrzyskich. Rocz. Pol. Tow. Geol. 33, 3.

25. G r a n i c z n y M . , D o k t ó r S . , K u c h a r s k i R . , 1995 — Sprawozdanie z opracowania mapy liniowych

elementów strukturalnych Polski w skalach 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputero-

wej zdjęć geofizycznych i teledetekcyjnych. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

26. J a n c z y k - K o p i k o w a Z . , 1975 —Flora interglacjału mazowieckiego w Ferdynandowie. Biul. Inst. Geol. 290.

27. K a r n k o w s k i P . , 1983 — Główne fazy orogeniczne przedgórza Karpat. Prz. Geol. 12.

28. K a r n k o w s k i P . , 1989 — Utwory deltowe przedgórza Karpat. Prz. Geol. 1.

29. K l i m a s z e w s k i M . , 1952 — Zagadnienia plejstocenu południowej Polski. Biul. Inst. Geol. 65.

30. K l i m a s z e w s k i M . , 1972 — Podział geomorfologiczny południowej Polski. 1. Polska południowa góry i wy-

żyny. PWN. Warszawa.

31. K l i m e k K . , S t a r k e l L . , 1972 — Kotlina Sandomierska. W: Geomorfologia Polski 1. PWN. Warszawa.

33

32. K o n d r a c k i J . , 1978 — Kotlina Sandomierska. W: Geografia fizyczna Polski. PWN. Warszawa.

33. K r z y w i e c P . , 1998 — Mioceńska ewolucja tektoniczna wschodniej części zapadliska przedkarpackiego

(Przemyśl–Lubaczów) — wyniki interpretacji danych sejsmicznych. W: LXIX Zjazd Naukowy PTG. Budowa

geologiczna Roztocza (100-lecie badań polskich geologów).

34. K o w a l e w s k i K . , 1966 — Miocen odcinków południowo-sandomierskiego, tarnobrzeskiego, chmielowsko-

-baranowskiego i ich stosunek do terenów sąsiednich. Biul. Inst. Geol. (seria specjalna).

35. K u s i a k J . , 1996 — Wyniki oznaczeń wieku osadów wykonanych metodą termoluminescencyjną (TL) dla arku-

sza Sieniawa (957) SMGP w skali 1:50 000. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Oddział Karpacki. Kraków.

36. K w a p i s z B . , 1986 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Nisko. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

37. K w a p i s z B . , 1988 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Nisko. Państw.

Inst. Geol. Warszawa.

38. K w a p i s z B . , 1998a — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Aleksandrów.

Państw. Inst. Geol. Warszawa.

39. K w a p i s z B . , 1998b — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Aleksandrów. Państw. Inst. Geol.

Warszawa.

40. K w a p i s z B . , S z a j n J . , 1987 — Nowe dane na temat pozycji stratygraficznej żwirów z północnego skłonu

Płaskowyżu Kolbuszowskiego. W: Mat. Symp. Trzecio- i staroczwartorzędowe żwiry Kotliny Sandomierskiej.

Wyd. AGH. Kraków.

41. K w a p i s z B . , P o p i e l s k i W . , 1999 — Próba rekonstrukcji paleogeografii sieci dolinnej na terenie Płasko-

wyżu Tarnogrodzkiego i Równiny Biłgorajskiej na tle rzeźby stropu miocenu. W: Czwartorzęd wschodniej części Ko-

tliny Sandomierskiej. VI Konferencja stratygrafii plejstocenu Polski. Oddział Karpacki Państw. Inst. Geol. Kraków.

42. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1971 — Stratygrafia czwartorzędu i paleomorfologia Niziny Sandomier-

skiej i Przedgórza Karpat rejonu rzeszowskiego. Stud. Geol. Pol. 34.

43. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1975 — Zagadnienia paleohydrografii Kotliny Sandomierskiej. Sesja

Nauk. Spraw. Prac. Geol. Czwart. ZNG PAN. Warszawa.

44. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1979 — Czwartorzędowe ruchy pionowe brzeżnej strefy zapadliska

przedkarpackiego u podnóża Roztocza. Prz. Geol. 6.

45. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1980 — Utwory glacjalne dolnego i środkowego plejstocenu na tle roz-

woju paleogeomorfologicznego środkowej i wschodniej części Kotliny Sandomierskiej. W: Stratygrafia i chronolo-

gia lessów oraz utworów glacjalnych dolnego i środkowego plejstocenu w Polsce SE. Semin. teren. Lublin.

46. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1981 — Czwartorzędowe ruchy pionowe środkowej i wschodniej części

Kotliny Sandomierskiej. III Krajowe Sympozjum. Wrocław, wrzesień 1981.

47. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1984 — Z badań nad zasięgiem zlodowacenia środkowopolskiego we

wschodniej części Kotliny Sandomierskiej. W: Zlodowacenie środkowopolskie na wyżynach południowopolskich

i terenach przyległych (mat. konf.). Sosnowiec 19–23.09.1984 r.

48. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1987a — Przedplejstoceńskie serie żwirowe w środkowej i wschodniej

części Kotliny Sandomierskiej. W: Mat. Symp. Trzecio- i staroczwartorzędowe żwiry Kotliny Sandomierskiej.

Wyd. AGH. Kraków.

49. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1987b — Pozycja stratygraficzna osadów interglacjalnych w Adamówce

koło Tarnogrodu (Kotlina Sandomierska). Kwart. Geol. 31, 2/3.

50. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1992 — Typy i wiek kopalnych zbiorników wodnych wschodniej części

Kotliny Sandomierskiej. Stud. Geol. Pol. 99.

34

51. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , 1993 — Wpływ zjawisk neotektonicznych i glacjalnych na ewolucję

morfostrukturalną brzeżnej strefy Karpat i zapadliska przedkarpackiego. Ann. Soc. Geol. Pol. 63, 1–3.

52. L a s k o w s k a - W y s o c z a ń s k a W . , W y s o c z a ń s k i - M i n k o w i c z T . , 1992 — Uwagi do dyskusji

dotyczącej dat TL na przykładzie Kotliny Sandomierskiej i obszarów przyległych. Prz. Geol. 9.

53. L i n d n e r L . , 1992 — Stratygrafia (klimatostratygrafia) czwartorzędu. W: Czwartorzęd. Wyd. PAE S.A. Warszawa.

54. L i n d n e r L . , M a r u s z c z a k H . , W o j t a n o w i c z J . , 1985 — Zasięgi i chronologia starszych nasunięć

stadialnych lądolodu środkowopolskiego (Saalian) między górną Wartą a Bugiem. Prz. Geol. 2.

55. Ł o m n i c k i A . M . , 1900 — Atlas geologiczny Galicji. Tekst do zesz. 12. Wyd. Kom. Fizjogr. AU. 1. Kraków.

56. Ł u c z k o w s k a E . , R u t k o w s k i J . , 1987 — Uwagi o stratygrafii osadów w Kotlinie Sandomierskiej i ob-

szarach przyległych. W: Mat. Symp. Trzecio- i staroczwartorzędowe żwiry Kotliny Sandomierskiej. Wyd. AGH

Kraków.

57. M a m a k o w a K . , 1962 — Roślinność Kotliny Sandomierskiej w późnym glacjale i holocenie. Acta Paleobot. 3, 2.

58. M a m a k o w a K . , N i t a M . , 1997 — Wyniki analizy pyłkowej osadów organogenicznych z arkuszy Sieniawa

i Dzików. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Oddz. Karpacki. Kraków.

59. M a r u s z c z a k H . , 1976 — Stratygrafia lessów Polski południowo-wschodniej. Biul. Inst. Geol. 297.

60. M y c i e l s k a - D o w g i a ł ł o E . , 1965 — Rozwój geomorfologiczny południowo-wschodniej części Wyżyny

Sandomierskiej w górnym miocenie i pliocenie. Prz. Geol. 4.

61. M y c i e l s k a - D o w g i a ł ł o E . , 1966 — Zarys rzeźby w plejstocenie południowej części Wyżyny Sandomier-

skiej. Kwart. Geol. 10, 1.

62. M y c i e l s k a - D o w g i a ł ł o E . , 1978 — Rozwój rzeźby fluwialnej północnej części Kotliny Sandomierskiej

w świetle badań sedymentologicznych. Rozpr. UW 120.

63. N e y R . , B u r z e w s k i W . , B a c h l e d a J . , G ó r e c k i W . , J a k u b c z a k K . , 1974 — Zarys pa-

leogeografii i rozwoju litologiczno-facjalnego utworów miocenu zapadliska przedkarpackiego. Pr. Geol. 82.

64. O l s z e w s k a B . , J u g o w i e c M . , 1997 — Wyniki badań mikropaleontologicznych wykonanych dla arku-

szy Dzików i Sieniawa SMGP 1:50 000. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Oddz. Karpacki. Kraków.

65. P a w ł o w s k i S . , 1938 — Uwagi o utworach dyluwialnych nad środkowym i dolnym Sanem. Spraw. Pozn.

Tow. Przyj. Nauk 32.

66. P a w ł o w s k i S . , 1963 — Problemy trzeciorzędu i zagadnień surowcowych w zapadlisku przedkarpackim.

Pr. Inst. Geol. 30, 4.

67. P o p i e l s k i W . , 1991 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Tarnogród.

Państw. Inst. Geol. Warszawa.

68. P o p i e l s k i W . , K u r k o w s k i S . , 1992 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Tarnogród.

Państw. Inst. Geol. Warszawa.

69. P o ż a r y s k i W . , K o t a ń s k i Z . , 1974 — Podział obszaru Polski na jednostki tektoniczne. W: Budowa

geologiczna Polski 4. Tektonika 1. Inst. Geol. Warszawa.

70. R a c i n o w s k i R . , 1969 — Badania granulometryczne i mineralogiczno-petrograficzne glin zwałowych Polski

wschodniej. Biul. Inst. Geol. 220.

71. R ó ż y c k i S . Z . , 1987 — Od „Mocht” do syntezy stratygrafii plejstocenu Polski. Rocz. Pol. Tow. Geol. 48.

72. R u t k o w s k i J . , 1987 — Wstępne badania petrograficzne żwirów Kotliny Sandomierskiej. W: Mat. Symp.

Trzecio- i staroczwartorzędowe żwiry Kotliny Sandomierskiej. Wyd. AGH. Kraków.

73. R ü h l e E . , 1952 — Przekrój geologiczny doliny Lubaczówki pod Hamernią. Biul. Inst. Geol. 66.

35

74. S t a r k e l L . , 1978 — Typy środowiska wschodniej części Karpat Zewnętrznych i Kotliny Sandomierskiej

w świetle Przeglądowej Mapy Geomorfologicznej. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN 125.

75. S t u c h l i k L . , W ó j c i k A . , 1996 — Interglacjał małopolski na Płaskowyżu Kolbuszowskim w profilu otwo-

ru Łowisko (Kotlina Sandomierska, Polska). Czun. i Pos. PAU. 9.

76. S z a j n J . , 1992 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Ulanów. Państw. Inst.

Geol. Warszawa.

77. S z a j n J . , 1993 — Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Ulanów. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

78. S z u m a ń s k i A . , 1977 — Zmiany układu koryta dolnego Sanu w XIX i XX wieku oraz ich wpływ na morfoge-

nezę tarasu łęgowego. Stud. Geomorph. Carp.-Balcan. 11.

79. S z u m a ń s k i A . , 1986 — Postglacjalna ewolucja i mechanizm transformacji dna doliny Sanu. Zesz. Nauk. AGH

1075. Geologia 12, 1.

80. W o j t a n o w i c z J . , 1972 — Wydmy Niziny Sandomierskiej w świetle badań granulometrycznych. Ann.

UMCS. Sect. B, 25, 1.

81. W o j t a n o w i c z J . , 1978 — Rozwój nizinnej części doliny Sanu na tle paleogeomorfologii Kotliny Sandomier-

skiej. (Rozprawa habilitacyjna). Wyd. UMCS. Lublin.

82. W o j t a n o w i c z J . , 1982 — Zagadnienia zlodowacenia południowopolskiego w Kotlinie Sandomierskiej

w świetle datowań profilu w Giedlarowej. Ann. UMCS. Sect. B, 37.

83. W o j t a n o w i c z J . , 1985 — Datowany (TL) profil czwartorzędu w Giedlarowej w Kotlinie Sandomierskiej

i jego znaczenie paleogeograficzne. Stud. Geomorph. Carp.-Balcan. 19.

84. W o j t a n o w i c z J . , 1992 — Podział fizycznogeograficzny Kotliny Sandomierskiej. Ann. UMCS Sect. B,

1989/1990, 44/45.

85. W o j t a n o w i c z J . , 1997a — Geneza i wiek utworów pylastych Kotliny Sandomierskiej. W: Glacjał i perygla-

cjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla. Zakł. Geogr. Fiz. i Paleogeogr. UMCS,

Komitet badań czwartorzędu PAN, Stowarzyszenie Geomorfologów Polski. Lublin.

86. W o j t a n o w i c z J . , 1997b — Późnoplejstoceńskie osady pylaste Płaskowyżu Kolbuszowskiego okolic Leżaj-

ska w profilu Grodzisko Dolne. W: Glacjał i peryglacjał Kotliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy

Przemyśla. Zakł. Geogr. Fiz. i Paleogeogr. UMCS, Komitet badań czwartorzędu PAN, Stowarzyszenie Geomorfo-

logów Polski. Lublin.

87. W o j t a n o w i c z J . , 1997c — Mezoplejstocen w datowanym profilu Giedlarowa. W: Glacjał i peryglacjał Ko-

tliny Sandomierskiej i Przedgórza Karpat w okolicy Przemyśla. Zakł. Geogr. Fiz. i Paleogeogr. UMCS, Komitet

badań czwartorzędu PAN, Stowarzyszenie Geomorfologów Polski. Lublin.