V":

'

'

t’i ■    h.|,ś ■. .'

J

a

; : .<

f»

i

üÉ

ans

^*rD„

Tä

ił-l

V

%

» •

ą;

Hfe v

IP

R*:. »

v'\    ■•..i;.:

4j

I?

<,fa

v JT

Kl

M ;.

• >#* £

J

,

3

J

Mpy

ii

.%#4,

jjy^i

-

j-. ■*

%.'7

MV

H

'

•• - ••■■■ ■ 4.

Lmjaj

. " '* \

■ ■

H

«V 5

11

P ■    ■ •■ ’fc

whZ m ■ ■

.3

jj$r

.7«

J. : -f

Ä

1

L

«

ppt ’Mj

<*

M

*4»

^wÈkii <• '■ *

r

i iv :■ Tst.STW

SêSÇpys

► V

■*

J

ïi U

* “ • •

• * ■••/.'• '•

□I m-

f ; . :*

R

:'t.F,.''- ."JP

v-éPj#c g ^

• J

■ i

|j

rli

■f.

, „;• ‘

i ■*■ f., ■' ‘

>m

“.i f

jjk'* r *.

«

.

■

i ,.

.-

-*/

«y

‘ ?'

:Jn

w

e‘h

p, ■

l|

i if i.,,

IKî

f«

■•iî’

*:

**- -

•v;

«

',rl

;ÿ

•'••>■ j|gi

«f ;îl

|h ' .*

*2Jp

•>'f

’W'i

jf

.

m ij

- ■ ? r    ^

■

-h,

"'*.■<#

v

fcA,

■

m

Ei

: -i

M'J*

IfT"

4

;v-

fc.-v

■‘*4 jy '4

.1

•*-"**w MM' i

:.fc

■/ ■ .iiüirï

ią,

LÉ

■ ’

■R

Ł&

-■te, M'ilisv¹;.

1-

vft ’ \

■Bl

M

*• j    *

i >

%

J*P ■;

rpT

■

»"FS

-■fcî

il

r •>“

PT

ci^.

.. »i

m

ip

: - fÂ*

yfei

• m# .4

P ■ •<

.■-.^

*•

'' Mk

|TT    M' -q f*Ę*

i §»4

p

I

m tN* '

ï*

>_

■

...

JW

. m i * ’ J

< v'',

-,    ' .. Æ: .«

■.

■ I

Ł '

I

\

/

\

'

y

H

\

Biblioteka Politechniki Krakowskiej

\

100000231302

$

k

■

■-r

\

-

J.

\

.’s ^

■

4

/

;

\

■

l 4

. \

ARCHIWUM NAUKOWE.

WYDAWNICTWO TOWARZYSTWA DLA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ.

DZIAŁ II. — TOM I. - ZFSZYT 5.

DR. LUDOMIR ślepowron SAWICKI

Z F1ZYOQRAFII

ZACHODNICH KARPAT

Z 27 FIGURAMI W TEKŚCIE I 2 TABLICAMI.

fi

Pff

«J

WE LWOWIE.

NAKŁADEM TOWARZYSTWA DŁA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ.

DRUKARNIA UNIWERSYTETU JAGIELL. POD ZARZĄDEM J, FILIPOWSKIEGO.

1909.

Skład główny wydawnictw Towarzystwa utrzymują we Lwowie Gubrynöwicz i Syn, w Krakowie Księgarnia Spółki Wydawniczej Polskiej, w Warszawie E. Wende i Sp., w Poznaniu W. Tempłowlcz.

WYCIĄG ZE STATUTÓW

TOWARZYSTWA DLA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ

WE LWOWIE.

§. 2. Celem Towarzystwa jest: udzielanie pomocy materÿalnej badaniom naukowym polskim, podejmowanym przez osoby lub instytucye w jakiejkolwiek gałęzi wiedzy ludzkiej.

§. 6. ^Towarzystwo składa się z członków:

a)    czynnych;

b)    wspierających.

Członkowie czynni dzielą się na:

a)    założycieli;

b)    zwyczajnych.

Członkowie wspierający dzielą się na:

a)    dożywotnich;

b)    zwyczajnych.

§. 7. Członkiem czynnym założycielem, na stałe, staje się:

a)    kto uiści jednorazową wkładkę w kwocie 200 kor. (80 rub.),

b)    kto wkładkę 200 kor. uiści w czterech bezpośrednio po sobie następujących ratach rocznych po 50 kor. (20 rub.), po uiszczeniu ostatniej

—    z tychże rat.

l'

roczna

na cztery równe raty ćwierćroczne po 2 kor. z góry

§. 9. Członkiem-czynnym zwyczajnym staje się osoba, która uiści na cele Towarzystwa roczną wkładkę 8 kor. (3'50 rub.). Na żądanie wkładka może być rozdzieloną płatne..

§. 10. Każdy członek czynny Towarzystwa, zarówno założyciel jak i zwyczajny ma prawo :

a)    zabierania głosu i głosowania na Zgromadzeniach Walnych;

b)    wyboru i wybieralności;

e) przedkładania i popierania wniosków, zmierzających do urzeczywistnienia celów Towarzystwa, w granicach statutem dozwolonych; \

d)    otrzymywania, po zniżonej cenie, publikacyj, co do których Towarzystwo zniżenie takie dla swych członków uzyska (§. 44 lit. a);

e)    z nakładów własnych Towarzystwa, lub z nakładów obcych, częściowo na jego własność ustąpionych (§. 44 lit. b, c), w jakimkolwiek czasie wydanych, o ile starczy zapas, bezpłatnego, według wyboru, otrzymywania publikacyj za cenę księgarską 8 kor. corocznie.

§. 11. Członkiem wspierającym dożywotnim staje się osoba, która uiści na cele Towarzystwa jednorazową wkładkę w kwocie 50 kor. (20 rub.).

§. 12. Członkiem wspierającym zwyczajnym staje się os^)ba, która uiści na cele x    Towarzystwa wkładkę roczną 2 kor. (1 rub.).

^ §. 13. Członkom wspierającym dożywotnim i zwyczajnym przysługuje prawo z nakładów, wymienionych w §. 10 lit. e, bezpłatnego, według wyboru, otrzyrpywania publikacyj za cenę księgarską 2 kor. corocznie.

Adres Towarzystwa:

LWÓW, ARCHIWUM BERNARDYŃSKIE.

ARCHIWUM NAUKOWE

WYDAWNICTWO

TOWARZYSTWA DLA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ.

DZIAŁ II. — TOM I. — ZESZYT 5.

DR. LUDOMIR ślepowron SAWICKI.

Z FIZYOGRAFII ZACHODNICH KARPAT.

®.E>.

WE LWOWIE.

NAKŁADEM TOWARZYSTWA DLA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ.

-

-

/

Z FIZYOGRAFII

ZACHODNICH KARPAT

NAPISAŁ

DR. LUDOMIR ślepowron SAWICKI

Z 27 FIGURAMI W TEKŚCIE I 2 TABLICAMI.

i.©.

SIEI

WE LWOWIE.

NAKŁADEM TOWARZYSTWA DLA POPIERANIA NAUKI POLSKIEJ.

JO

Ip

ST

CA

-ST

UO

CXj

r?B!BüOTEKx| ÔLÔW» Ą¹

Z drukarni Uniwersytetu Jagiellońskiego w Krakowie pod zarządem J. Filipowskiego.

Z fizyografił Zachodnich Karpat.

Napisał

Dr. Ludomir Ślepowron Sawicki.

Badanie średnich gór pod względem morfologicznym zaniedbane było przez długie czasy. Górotwory alpejskie od samego początku badań nad kształtami i rozwojem powierzchni ziemi zwracały na siebie uwagę uczonych, i tu, wobec jasno i widocznie działających sił przyrody, poznano i ustalono te wielkie, niezmienne prawa, według których siły te kierują upostaciowaniem powierzchni ziemi. Szczególnie Alpy europejskie stały się od czasów de Saussure’a i Leopolda Buch przedmiotem badań morfologicznych, określających przedewszystkiem stosunek między rzeźbą faktyczną a powierzchnią tektoniczną. Ale w Alpach, gdzie siły niszczące formy mają szczególnie wielką intenzywność, utrzymały się formy stare stosunkowo nielicznie i tylko w nieznacznej mierze; dlategoteź myśl, że krajobraz dzisiejszy jest tu tylko ostatecznym wynikiem długiego rozwoju, w odniesieniu do Alp nie tak łatwo i jasno dała się ująć. Dopiero, gdy górotwory średnie stały się przedmiotem dociekań szczegółowych, głównie pod wpływem szkoły fizyografów amerykańskich, dała się odszukać konsekwentna i jasna metoda ujęcia w pewien system bardzo znamiennych i zmiennych dziejów krajobrazu tych niepokaźnych górotworów. Liczne prace Davis’a, klasyczne badania Willis’a były pierwszym owocem tego nowego kierunku badań morfologicznych. Oni to pierwsi dowiedli, że rozwój krajobrazu nie jest zupełnie prostolinijny, że epoki ruchów górotwórczych i zrównania gór, epoki pogłębienia dolin i zasypywania ich, czasy względnie wysokiego i niskiego stanu poziomu erozyjnego zmieniały się i że resztki

Archiwum nauk B. I. 5 .

form, powstałych we wszystkich tych różnych epokach znajdują się dziś obok siebie w krajobrazie; dlatego analiza tych kształtów pouczy nas: po pierwsze, jak łączyć formy, pochodzące z tej samej epoki, w jedną grupę, a po drugie, jak na podstawie form zrekonstruować dawną historyę krajobrazu. Z tychto badań wynikł schemat cyklu geograficznego, często bądź przerywanego, bądź odnawiającego się. Na podstawie tych poglądów i metod, które dały nam również możność badania historyi górotworów średnich, wzięto się do studyów nad nimi, dzięki którym nie tylko w Ameryce, ale we wszystkich częściach świata osiągnięto znakomite wyniki. Także w Europie, a mianowicie: w licznych okolicach Anglii¹, Francyi¹ 2, Włoch³, Alp⁴, Niemiec⁵, krajów śródziemnomorskich ⁶ i t. d. przeprowadzono podobne badania, które doprowadziły do rekonstrukcyi paleomorfologii, o której dawniej nic nie wiedziano.

W ostatnich latach rozpoczęto podobne badania i co do Karpat. Góry te przedstawiały już od dawna wiele zagadek, bardzo ciekawych dla badacza, ale w rozwoju ogólnym geografii wr drugiej połowie XIX w-., w którym badanie Alp tak świetną odgrywało rolę, o Karpatach zupełnie prawie zapomniano. Jednego tylko wielkiego jak na swój czas, dzieła dokonano w latach sześćdziesiątych w odniesieniu do Karpat, dzieła, które dziś jeszcze co do największej części tego górotworu jest prawie jedyną podstawą dla pracy morfologicznej: jest niem zdjęcie geologiczne (tak zwane detaliczne), wykonane przez c. k. państwowy zakład geologiczny w Wiedniu.

Nasza znajomość morfologii Karpat obejmowała do niedawna prawie tylko to, co można było z mapy wyczytać. Jedynie badania nad zlodowaceniem Karpat, stojące w związku z aktualną sprawą zlodowacenia Alp, wydały obfitsze owoce; oparte jednak głównie na

metodzie geologicznej, badającej jedynie formy akumulacyjne, nie zaś na metodzie morfologicznej, kładącej nacisk także na formy erozyjne, doprowadziły do wyników, które, jak się pokazało, wymagają daleko idących sprostowań i uzupełnień. Z wyjątkiem tych prac pole poszukiwań morfologicznych leżało zupełnie odłogiem; dopiero przed kilku laty pierwszy De Martonne¹ zwrócił krótką uwagę na formy ogromnego zrównania w Alpach transsylwańskich, jakie to formy stoją w sprzeczności z dzisiejszym rozwojem krajobrazu. Prawie równocześnie udało się Rudnickiemu⁷ 8 w Karpatach wschodnio-galicyjskich odnaleść ślady podwójnego cyklu geograficznego i dowieść, że te górotwory zawdzięczają dzisiejszy swój wygląd głównie wydźwignieniu Karpat, późniejszemu od ich sfałdo-wania głównego. Wieku wydźwignienia nie mógł ów autor ściśle oznaczyć; zdawało mu się, że trzeba owe ruchy pionowe odnieść do pliocenu, a nawet do pleistocenu, pogląd, który obecnie w ostatniej swej pracy o morfologii podkarpackiego Dniestru⁹ bardziej jeszcze zaostrzył. Temu zdaniu sprzeciwia się stanowczo Romer,¹⁰ który w swem studyum nad epoką lodową w Świdowcu ¹¹ przyjmuje istnienie bardzo już zgrzybiałej powierzchni przedlodowcowej. Do jego wywodów, że glacyalne zjawiska we wschodnich Karpatach nie zgadzają się z powierzchnią zrównaną i że terasy dyluwialne sięgają najwyżej 50 m nad dzisiejsze dno dolin, w ślad za czem zmianę poziomu erozyjnego w czwartorzędzie do tych właśnie ogranicza rozmiarów, możnaby dodać, że także petrograficzny wygląd osadów czwartorzędnych w podgórzu nie zgadza się z charakterem osadów peneplenowych. A dalej, jak się zdaje, także sposób układu i rozmieszczenie młodszego miocenu na brzegu Karpat przemawia za

Öster-

aus

wydźwignięciem górotworu jeszcze w trzeciorzędzie, a nie w czwartorzędzie. Za to różnica ukształtowania dolin karpackich z jednej strony, a podolskich, pogłębionych dopiero w czwartorzędzie z drugiej nie jest przekonywającym argumentem, jeżeli zwrócimy uwagę na zasadnicze różnice w strukturze i materyale tych dwu krain. Omówiłem hypotezę Rudnickiego już na wstępie, ażeby zaznaczyć, że, jeżeli moje poszukiwania w Galicyi zachodniej doprowadziły mnie dzięki możności dokładniejszego oznaczenia wieku form do odmiennych zupełnie wyników, to jednak ta różnica nie tyle może wynika z istoty rzeczy, ile z rekonstrukcyi dawnych rozwojów. Zdaje się jednak, że i rozwój morfologiczny tak . samo, jak ostatnie fałdowanie i wybuch mas wulkanicznych, młodszym jest we Wschodnich Karpatach, niż w Zachodnich.

Oprócz wspomnianych inni jeszcze autorowie zwrócili ogólną uwagę na prawdopodobieństwo nowszych ruchów górotwórczych w Karpatach; na przykład Löwl¹ wychodząc z zapatrywań ogólnych na budowę orograficzną Karpat, Uhlig¹² 13 i Friedberg¹⁴ z bardzo nierównej wysokości, w której pokłady nadbrzeżne morza śródziemnego II (II medyteran) znajdują się dzisiaj, wysnuli wniosek, że powodem tego jest nowsze, pomedyterańskie wypiętrzenie centralnych Karpat zachodnich. Friedberg uważał te ruchy zarazem za powód opuszczenia Zachodniej Galicyi przez morze sarmackie, ich wiek zatem za dolnosarmacki. Również B. Willis,¹⁵ który podczas podróży przez Europę w powrocie z Azyi zatrzymał się krótki czas w Karpatach, w okolicy Sącza w Galicyi i przełomu Dunaju przez Żelazną Bramę, stwierdził nowsze ruchy górotwórcze w Karpatach. Szczegółowiej jedynie Rudnicki opracował swe spostrzeżenia; z prac jego pierwsza tylko była mi znaną, kiedy w r. 1906 rozpocząłem poszukiwania w Zachodnich Karpatach, które w Jecie tego roku przeprowadziłem w terenie. Główme wyniki tych studyów podałem w r. 1907 w rozprawie doktorskiej, przedłożonej prof. Brucknerowi we Wiedniu; obecnie przedstawiam je tutaj szczegółowo, składając równocześnie pełne głębokiego poważania podziękowanie za wszelkie rady moim nauczycielom, prof. Penckowi w Berlinie i Brucknerowi w Wiedniu. Materyał kartograficzny, na którym opierają się następujące studya, przedstawia niestety jedynie mapa specyalna 1:75000.¹ Zdjęcia oryginalne 1:25000 bardzo pożądane dla mnie do zbadania przynajmniej niektórych zagadnień były mi wtenczas niestety niedostępne.

I.

Zachodnie Karpaty są zachodnim członem wielkiego łuku karpackiego, rozpadającego się pod względem morfologicznym na trzy części, z których średnia odznacza się ogromnem zwężeniem i brakiem gór centralnych na przestrzeni między wybuchowemi górami Hedzialia i starokrystalicznym górotworem marmaroskim. W całym ogromnym kompleksie gór między liniami Morawy-Odry i Hornadu (pod każdym względem tyle doniosłemi) a Dunajem i Wisłą trzeba przedewszystkiem rozdzielić połać północną, t. j. zewnętrzny pas łańcuchowych gór piaskowcowych, od południowej, wewnętrznej krainy kotlinowatej. Są to zupełnie różne typy krajobrazowe i strukturalne, mające też odrębną historyę rozwoju geologicznego i morfologicznego. Zbudowane z różnego materyału i w różny sposób wypiętrzone stanowią te dwie połacie pod względem form powierzchni, stosunków hydrograficznych i wiążących się z niemi stosunków an-tropogeograficznych największe przeciwieństwa. Podniósł to już Supan,2 a Uh li g¹⁶ dokładniej określił te różnice. W paśmie fliszowem mamy szeroki, silnie zakłócony górotwór, ciągnący się zawsze z temi sa-memi znamionami bez przerwy aż do Bumunii. Zbudowany z różnorodnych, ale we wszystkich horyzontach powtarzających się warstw piaskowców, iłów, margli i łupków, tak zwanego fliszu,¹⁷ w którym

1    Mapy specyalne 1:75000: 6, XXI—XXY; 7, XXI—XXIV; 8, XX—XXIV; 9, XIX—XXIV; 10, XIX—XXIII.

²    Supan, Länderkunde v. Österreich-Ungarn, Kirchhoffs Ldkd. Wien

1887, 186 nast.

skały wapienne lub wybuchowe, podobnie jak krystaliczne, nie odgrywają roli, ma on w Karpatach znacznie samodzielniejsze stanowisko, niż w Alpach. Długie fałdy i skiby, gdzieniegdzie (Żywiec, Sącz, Krosno) ledwie przerwane małemi kotlinami, ciągną się bez przerwy od Moraw do Rumunii i otaczają, niby wielka jednolita klamra, połamane i rozdarte górotwory centralne. Brak szczególnie twardego materyału powoduje, że krajobraz piaskowcowy zdaje się być na pierwszy rzut oka jednostajnym; do tego przyczynia się też okoliczność, że względne różnice wysokości są tu nieznaczne: względna różnica między górnym a dolnym poziomem denudacyjnym wynosi zwykle ledwie 2—600 m. Wobec monotonności form tak wypukłych jakoteż wklęsłych, sieć odwodnienia przyjmuje charakter niepewności, przypadkowości.

na

Całkiem inaczej ma się rzecz w centralnej krainie kotlinowa-tej: tu uderza nas ogromne bogactwo kontrastów; tam małe, ale dobrze ograniczone, wysokie górotwory a obok głębokie, równodenne, wśród gór położone kotliny. Rzeki płyną wijąc się w szerokich zakrętach przez kotliny, które łączą ze sobą za pomocą wązkich przełomów przecinających góry. Względne różnice wysokości (tuż obok siebie) dochodzą tu do 1500 m; pokryte gęstemi czarnemi lasami, niezamieszkałe trzony górskie, stanowiące samodzielne systematy tektoniczne, wznoszą się do 2000 i 2600 m, a tuż obok zaledwie wysokości 400 — 800 m znajdują się, zewsząd górami otoczone równiny kotlinne. W kotlinach mamy zwykle dośrodkową (centry-potalną) sieć odwodnienia, a pojedyńcze te systemy są połączone ze sobą wązkiemi a długiemi przełomami, wgryzionemi w trzony górskie.

Wzajemne przeciwieństwo południowej i północnej połaci zachodnich Karpat znajduje też wyraz w przebiegu głównego wododziału; nie leży on przedewszystkiem w najwyższych częściach gór, lecz zawsze w paśmie piaskowcowym, mimo że ten wyjątkowo tylko sięga powyżej 1300 m, a raz tylko, w Babiej górze wznosi się do 1725 m, kiedy górotwory centralne nie rzadko wznoszą się ponad 1700 i 2000 m. A przecież w Karpatach centralnych mamy tylko wododziały drugorzędne, z jednym jedynym i dlatego bardzo zajmującym wyjątkiem (w Tatrach). W paśmie fliszowem wododział również nie zawsze leży na paśmie najwyźszem, ale przeciwnie częściej schodzi na niższe, zewnętrzne lub wewnętrzne grzbiety gór

piaskowcowych; przypuszczenie Su pan a,¹ że wododział w paśmie fliszowem leży symetrycznie, tylko w rzadkich wypadkach jest słusz-nem. Zwykle wododział leży bliżej wewnętrznej strony.

Już w¹⁸ Małych Karpatach,¹⁹ 20 dalej szczególnie w górach pogranicznych morawsko-węgierskich²¹ przebieg wododziału między Węgrami i Morawą tworzy dziwne kąty i koła, a przytem często posiada kierunek prostopadły do przebiegu grzbietów górskich. Także na Śląsku,²² gdzie na dłuższy czas łączy się z nim główny wododział europejski, przebiegający od Morawskiej Hranicy, bywa on często odsunięty od głównego grzbietu. Ale zawsze zostaje w górach piaskowcowych i biegnie w licznych zakrętach przez Zachodnią Ga-licyę, opuszczając się czasem na niezwykle głębokie przełęcze (Ja-błunkowska, 550 m). W ten sposób dostaje się aż na Babią górę (1725 m). Niedaleko na wschód od szczytu jej wododział, biegnący dotychczas na wschód, nagle zakręca pod kątem prostym w kierunku południowym, przecina kotlinę nowotarską i podnosi się na Tatry, dzieląc je na wschodnią i zachodnią połać; potem po południowej stronie schodzi wprost do kotliny liptowskiej i jeszcze dalej, aż wychodzi na przedgórza Niżnych Tatr. Na całej tej przestrzeni przebieg wododziału jest zupełnie niezależny od morfologii krainy; naturalne środowiska hydrograficzne, kotliny, są tu decentralizowane, rozdarte, a z gór tatrzańskich płyną potoki jednego i tego samego stoku w różne strony, rzeki zaś pochodzące z różnych stoków, łączą się w licznych i ogromnych przełomach. Przebieg głównej osi Tatr i wododziału europejskiego są do siebie prostopadłe. Przytem wododział ten waha się ogromnie co do swej wysokości. Z Babiej góry (1725 m) opuszcza się w kotlinie nowotarskiej aż do 655 m, w Tatrach podnosi się powyżej 2500 m i opuszcza się znowu w kotlinie liptowskiej do 882 m²³ 24. Interesującem jest dalej, że wododział europejski tu, wśród gór, przechodzi po wielkich formach akumulacyjnych, stożkach fluwioglacyalnych, przecina przytem wielkie bagna, gdzie czasem ulega nawet bifurkacyom. Ale ledwo że wododział

00

europejski dotknął w Kozim Kamieniu (1243 m) Niżnych Tatr, opuszcza je znów w kierunku E aż do NE grzbietem melafirowym, używając aż do Ganocza kilku przełęczy dolinnych; tu wododział schodzi w podmokłą nizinę przy Poprad-Straszy do wysokości 682 m. Poprad, któryby tu mógł płynąć po wygodnej drodze do Dunaju, nie uchodzi do Hornadu, lecz zwraca się ku NE przez kotlinę spiską. Równolegle do tego kierunku biegnie też wododział między Horna-dem i Popradem przez eoceński górotwór piaskowcowy nad Toryską, przylegający do Braniska, dochodząc w Wielkiej Jaworzyńskiej do wysokości 1226 m. Ale właśnie w punkcie, gdzie Toryska najwięcej zbliża się do Popradu, spuszcza się wododział do 601 m (koło Pu-stamezö). Poprad również nie używa tej wygodnej drogi do Hornadu, ale przełamuje całe góry piaskowcowe między Pławcem i Sączem, tworząc długi, kręty i malowniczy wąwóz. Stąd wododział znów przechodzi na południowe pograniczne łańcuchy fliszowe, które opuścił, schodząc z Babiej góry. Bardzo zajmujące i bogate w skutki musiały być przemiany, jakie dokonały się w rozwoju krajobrazu, a które spowodowały tak dziwne i anormalne stosunki hydrograficzne. By rozwinąć i wyjaśnić to zagadnienie, trzeba rozglądnąć się w historyi całej przyległej krainy; zadanie to jest tern więcej zło-źonem, ile że w tych okolicach właśnie graniczą ze sobą zcharakte-ryzowane krainy kotlinowate i fliszowe, jakich charakterystykę podaliśmy wyżej. Dlategoteż, a także z powodu braku dostatecznego materyału podstawowego (geologicznego i kartograficznego), wreszcie z powodu wielkiej ilości powiązanych ze sobą zagadnień, jakieby należało rozstrzygnąć w odniesieniu do tej wielkiej przestrzeni — z tych wszystkich powodów zadanie moje mogło polegać jedynie na zarysowaniu zasadniczych faz tego rozwoju i na rozwiązaniu niektórych tylko zagadnień ważniejszych; co do rozwiązania innych zagadnień musiałem ograniczyć się jedynie do podania wskazówek.

II.

Stojąc na starym Wawelu krakowskim mamy szeroki i daleki widok ku południowi. U stóp naszych płynie Wisła, właśnie na miejscu przedmioceńskiego koryta rzecznego, zasypanego później piaskami morza mioceńskiego. Cieśnina morska przewinęła się tu w kilku ramionach pomiędzy starym sudecko-polskim masywem i górami fliszowemi karpackiemi, podmywając wyspowe góry wapienia jurajskiego. System sudecko-polskich gór średnich zbliża się tu na pozór najbardziej do Karpat, (w głębi sięga on tu, w zachodniej Galicyi i na Śląsku, daleko pod Karpaty ku południowi). Na tym fakcie polega głównie znaczenie geograficzne Krakowa, który jest typowem miastem pomostowem. Wisła dzisiejsza posługuje się ramieniem kanału mioceńskiego, nie używa jednak drogi najkrótszej i najwygodniejszej. Wody jej nie zwracają się do szerokiej rynny między Skawą i Sokotnikami, ani też do rowu Czernichów-Liszki-Mydlniki: rzeka ta przełamuje się natomiast między wapiennemi skałami starego masywu, podmywa góry zamku tynieckiego, Bierza-nowa i Kopca Kościuszki, i przyczynia się w ten sposób do upiększenia okolicy starej stolicy. Powód, że Wisła obrała sobie taką niewygodną drogę, leży w okoliczności, iż ongiś rozwinęła się ona na równinie akumulacyjnej w większej niż ta, po której płynie dzisiaj, wysokości, powstałej przez zasypanie rzeźby przedmioceńskiej, jak również w okoliczności, iż pogłębiła później koryto swoje epi-genetycznie. Z rozwojem tym zgadza się okoliczność, że wapienne góry wyspowe, dzielące pojedyncze ramiona cieśniny mioceńskiej, nie wznoszą się wyżej nad 285 m (dzisiejszy poziom Wisły 200—210 m), gdy ślady zasypania mioceńskiego dochodzą do wysokości 300 m i większej.¹ Dolina Wisły, podobnie, jak rów na wododziale koło Morawskiej Hranicy,²⁵ 26 nie leży dokładnie na granicy młodego systemu Karpat i starego Sudetów, lecz wcina się w te ostatnie. Dalej na wschód płynie Wisła po północno-zachodnim brzegu Niziny Małopolskiej;²⁷ nizina ta zapadła się również już przed miocenem i prawdopodobnie została zrównaną przez wspólne działanie Wisły i Sanu. Pokłady mioceńskie, a mianowicie pokłady spokojnego i nieco głębszego już morza (iły krakowieckie) pokryły tę równinę rzeczną. I morzu sarmackiemu udało się wtargnąć jeszcze na tę nizinę — płyta podolska wtenczas nie była jeszcze wypiętrzoną; ale ślady transgresyi sarmackiej zachowały się jedynie pod Tarnobrzegiem.²⁸ Południową granicę Niziny Małopolskiej tworzy rozległy próg podkarpacki, sta-

nowiący północny brzeg Karpat, wysoki na 100—150 m, nie wszędzie jednakowo wyraźny. Koło Okocimia i Skawiny występuje ten próg całkiem wyraźnie; koło Wieliczki atoli jest już bardzo zniszczony. Schód ten w jego dzisiejszym wyglądzie jest napewno dziełem denudacyi. Próg ścina równomiernie siodła i nasunięte skiby wysuniętych najdalej na północ fałd karpackich, spadających

35O

ZOO

"Fq.2ło^

Rys. 1.

ku S, i to zarówno miocen starszy, paleogen jak i kredę. Próg karpacki został później silnie przeobrażony przez lądolód, który go jeszcze przekroczył.

Na południe od progu karpackiego rozciąga się pogórze karpackie na dalekie przestrzenie jednakowo (330—380 m) wrysokie, lekko falujące. Składa się ono ze skib, zapadających prawdę bez wyjątku ku południowi. Występują tu tuż obok siebie w nieskończonej jednostajności i mnogości całkiem miękkie, iłowe łupki barwy czerwonej, zielonej, aż do czarnej, dalej łupkowe iły, miękkie, kruche i rozpadające się piaskowce, obok trochę odporniejszych warstw neokomskich, twrorzących zwykle nieznaczne zgoła wzniesienia. Zwietrzenie i denundacya na cały ten kompleks wywierają jednakowy skutek: przeobraża go prędko i wT znacznym stopniu; brak tu jakichkolwiek odporniejszych warstw, tak, że nawet neokom, pojawiający się czasem wyspo wato wśród paleogenowmgo fliszu a tłumaczony według nowych teoryi jako lambeaux de recouvrement płasz-czowiny beskidowej (Uhlig²⁹) lub ma górskiej-dynarskiej (Limanowski²) przeważnie składa się z miękkich margli i marglowa-tych łupków. Dlategoteż powierzchnia wyżynowa pogórza karpackiego jest lekko falująca, przecięta dojrzałemi już dolinami, około 100—150 m głębokiemi, ale o stokach, szczególnie w większych dolinach, stosunkowo stromych; wynika to z okoliczności, że materyał tak łatwm

wietrzejący i rozpadający się, coprawda po stokach łatwo zsuwa się i łagodzi je, ale, z drugiej strony, łatwo bywa unoszony przez wody płynące, tak, że nawet słabe prądy są w stanie podmyć stoki dolinne i unieść rozdrobnione w proch i piasek zsuwisko. Dlatego to mimo, że stoki są tu nieraz strome, nie znajdujemy nigdy u ich stóp stożków usypowych. Podobnie też na pogórzu niema większej ilości skał: na całej przestrzeni jego od Wadowic do Krosna, jak to już dawniej geologowie, później zaś Romer,³⁰ zaznaczyli, jedy-nemi utworami zasługującemi choć w części na miano skaliska, są szczyt góry Skały koło Ciężkowic (367 m), pokrytej ogromnemi bryłami piaskowca ciężkowickiego, oraz odrzykońska góra zamkowa w pobliżu Krosna. Jak znamiona młodości w krajobrazie, tak też rzadkie są tutaj nieregularności w krzywej spadku rzek pogórskich. W całem pogórzu aż po Wisłokę niema wodospadów, z wyjątkiem małych szypotów wywołanych przez twardszą ławę, jak naprzykład w Brzozowej na S od Tarnowa. Rzeki pogórza już oddawna pracują nad rozszerzeniem dna dolinnego, a przekroju formy V młodocianej nie widać przy większych rzekach nigdzie. Nigdzie nie napotyka się tu trudności przy budowie dróg komunikacyjnych; jedynie powodzie są ich nieprzyjaciółmi. Rozszerzenie dna doszło najdalej w pięknych lejkowatych ujściach wielkich rzek Dunajca i Raby, przecinających ukośnie całe pogórze. Lejek Raby zaczyna się pod Myślenicami, właśnie na południowej granicy pogórza; zaraz też rozszerza się do 2 km, aby pod Niegowicami osiągnąć największą szerokość (4—5 km); długość jego wynosi 28 kra aż do Niego wic, skąd jeszcze rów na 2—3 km szeroki, prowadzi na Nizinę Małopolską. Jeszcze wspanialszym jest lejek Dunajca; zaczyna się on pod starem miasteczkiem Czchowem i zaraz dochodzi szerokości 3—4 km; kierunek jego pod Zakliczynem zbacza ku północy; tam, przy ujściu wspomnianego już powyżej potoku brzozowskiego, dolina Dunajca rozszerza się jeszcze więcej, tworząc pod Wojniczem szeroką równinę nadrzeczną, przechodzącą wreszcie w Nizinę Małopolską. Przed zupełnem opuszczeniem pogórza dolina Dunajca łączy się z doliną Białki, tworząc równinę na 8 km szeroką. Inne rzeki pogórza mają mniejsze lejki. Wszystkie te lejki są preglacyalne, gdyż znajdujące się w nich terasy glacyalne są terasami akumulacyjnemu, złoźonemi z tak zwanego żwiru mięszanego. Żwir ten wy-

tworzył się przed brzegiem lądolodu i wznosi się też po stokach czasem aż na wododziały.¹ Genezy tych żwirów nie wyjaśniono jeszcze dostatecznie. Łomnicki³¹ 32 i Szajnocha³³ powtórzyli tu jedynie poglądy dawniej pracujących nad tem zagadnieniem geologów wiedeńskich: Hilbera³⁴ i Uhliga;³⁵ jedynie Friedberg³⁶ próbował przeprowadzić podział genetyczny utworów glacyalnych na Nizinie Małopolskiej, warunki rozwoju w pogórzu były jednak zupełnie odmienne, tak, że o tym rozwoju nic jeszcze dziś powiedzieć nie można; pewnikiem jest to tylko, że lejki dolin zostały zasypane w epoce glacyalnej z powodu tamy, jaką dla rzek karpackich przedstawiał lądolód.³⁷

Zadziwiającem zdawaćby się mogło, że tak dobrze rozwinięte i tak dojrzałe doliny nie troszczą się zupełnie o wewnętrzną strukturę pogórza, że nie dostosowały się do niej wcale. Pogórze zacho-dnio-galicyjskie składa się z szeregu skibów fałdowych (liczba ich nie jest znaną dokładniej), biegnących W—E a przesuniętych ku N. Wszystkie jednak większe rzeki płyną ukośnie do tego kierunku, czy to SE—NW, czy to SW—NE. Skawa naprzykład. mająca swe źródła blisko kotliny orawskiej, na wschód od Babiej Góry, płynie przez pogórze między Suchą a Wadowicami w kierunku NW; wielkie lejki Raby i Dunajca mają kierunek NE. Niezawisłość wielkich rzek od struktury nie tyle jest przecież zadziwiającą, ile niezgodność między strukturą a biegiem małych potoków o słabych prądach. Tylko w bardzo nielicznych wypadkach można mówić o pewnej zależności kierunku odwodnienia od przebiegu warstw, albo, mówiąc dokładniej, od odporności warstw. Taki wypadek przedstawia do pewnego stopnia potok Gedronka, uchodzący na poładnie od Skawiny do Skawinki i płynący w piaskowcach neokomskich w kierunku W-E; takich wypadków jest wszakże niewiele. Te nieliczne, nie przedstawiające się jako typowe wyjątki, nie mogą obalić zdania, że cały hydrograficzny system mimo dojrzałości form robi wrażenie zupełnego bezrządu, nieregularności i przypadkowości. Sieć odwodnienia jest pod tym względem podobna do odwodnienia nizinnego, gdzie spadek powierzchni już nie wystarcza, by nadać rzekom pewien kierunek. Mimo to jednak doliny są pogłębione o 100—150m. Fakt ten naprowadza na konsekwentne przypuszczenie, że sieć wodna rozwinęła się kiedyś na równinie z całą nieregularnością odwodnienia nizinnego i że później była zmuszoną do pogłębienia swych koryt.

Szczęśliwym wypadkiem, ta równina, na której sieć wodna pierwotnie rozwinęła się, utrzymała się, choć zniszczona już po części do dnia dzisiejszego. Jeżeli wyjdziemy w jakiejkolwiek okolicy na wierzchowinę pogórza, to spostrzeżemy, że nie znajdujemy się śród szczytów i pagórków, lecz na wyżynie, której zasadniczem znamieniem jest falistość prawie równej powierzchni. Jeżeli w myśli wypełnimy wklęsłości dolinne materyałem, który rzeki uniosły, to otrzymamy zgoła lekko falującą równinę, ledwie spadającą ku N, z której tylko tu i owdzie podnoszą się garby bardzo nizkie i płaskie, jakie niemal na mapie tylko wyróżnić można. Wywołują je piaskowce, miejscami trochę silniej spojone, lub też neokom, trochę odporniejszy. Przykładami takich garbów są następujące wzniesienia: garb wznoszący się do 400 i 436 m na południe od Wieliczki, lub też garb z kapliczką św. Anny koło Okocimia (409 m); także kredowe pokłady Pogwizdowa wywołują lekkie wyniosłości (388 m 419 m)³⁸

Średnia wysokość wyżyny, z wyjątkiem wspomnianych właśnie garbów^⁻, wynosi w północnej połaci 330—350 m; dalej na południu, na przestrzeni między Kalwaryą, Dobczycami, Lipnicami i Czchowem: 350—380 m. Jeszcze dalej w tymże kierunku poziom wyży nowy podnosi się do 400 m; tu, na południu, ogranicza, go linia, rzucająca się wyraźnie w oczy, a dzieląca pogórze karpackie od właściwych Beskidów zachodnio-galicyjskich (krainy górskiej). Wzdłuż tej linii, znanej od dawna a przebiegającej od Czchowa przez Lipnicę, Rzegocine, Łapanów, Dobczyce, Myślenice, Bęczarkę, Izdebnik, Kalwaryę i Barwałd do Jaroszowie, na południe od Wadowic, wznoszą się już bezpośrednio swemi stromemi zboczami le-sistemi góry należące do krainy, typowo różniącej się od pogórza.

Szerokość tak ograniczonej wyżyny pogórskiej wynosi przeciętnie 10—15 km; wyżyna ta jest jakby podnóżem Beskidów, ku wschodowi i zachodowi zwężającem się klinowato. Różnica tych dwóch krain (pogórza i Beskidów) jest tak wielką i tak rzuca się w oczy, że już od dawna geologowie wiedeńskiego zakładu państwowego rozróżniali góry i pogórze; Tietze¹ jeszcze całkiem ogólnikowo mówi o pogórzu i górach w odniesieniu do obszaru, którego zdjęcia dokonał; Uh lig³⁹ 40 już r. 1883 rozróżniał Przedkar-pacie (pogórze) od krainy górskiej, w r. 1884⁴¹ pogórze podkarpackie, wreszcie w r. .1888⁴² pogórze podkarpackie i góry karpackie; Sn pan ⁴³ również oświadczył się za tym podziałem; zato Relima n,⁴⁴ wychodząc nie z morfvdogicznego, lecz z hydrograficznego podziału Karpat, przeoczył tę wielką różnicę w krajobrazie, a przynajmniej nie wspomniał o niej przy omawianiu zachodnio-galicyj-skich gór piaskowcowych; Romer⁴⁵ w zwięzłym, popularnym opisie Polski nie mógł wchodzić w takie szczegóły. Sądzę, że nie należy nazywać pogórza Przedkarpatami, gdyż jest ono zasadniczą i ważną Częścią piaskowcowych Karpat właściwych, który to składnik w podobnym, choć nie wszędzie tak znacznym rozwoju, znajduje się i w innych częściach Karpat. Podkarpaciem nazywamy n. p. Nizinę Małopolską lub Pokucie, ale nie pogórze. Dlatego będę używał nazwy: pogórze fliszowe albo beskidowe, lub wreszcie pogórze zachodnio-galicyjskie.

Na zachodzie pogórze jest wązkiem; tu na linii Wadowice-In-wałd i t. d. wznoszą się zupełnie bezpośrednio masywne góry do 900 m wysokie, które pozostawiają ledwie wązkie bardzo miejsca

dla pasma pogórskiego, pokrytego tu głęboko zwie tr żałością i gliną nawianą. Wielkie przeciwieństwo między nizkiem zupełnie, nie wzno-szącem się nad 300 m pogórzem, a masywami górskiemi, wznoszą-cemi się stromo do 900 i 1000 m, jest znamiennem dla typu Beskidów śląskich; ta część pogórza jest mało rozprutą przez doliny, powierzchnia zaś jego jest głęboko zwietrzoną. Typ śląski przechodzi w zachodnio-gaiicyjski na linii tak ostrej, że Szajnocha¹ już przed łaty uważał ją za tektoniczną, gdyż z tą orograficzną linią kończy się prawie nagle również petro- jak i stratygraficzny typ fliszu śląskiego. Być może, że linia ta zawdzięcza wybitność swą okoliczności, że właśnie do tego punktu zostało posunięte ku południowi przez erozyę czoło płaszczowiny beskidowej śląskiej. Dalej na wschód pogórze rozszerza się coraz więcej, szczególnie na przestrzeni objętej przez mapę specyalną Wieliczka⁴⁶ 47 aż powoli na mapie Boch-nia-Czchów⁴⁸ zatraca swój typowy zachodnio-gaiicyjski charakter. Zaczynają się tu podnosić grzbiety, co prawda nie wysokie, ale znacznie dłuższe i regularniejsze niż garby we właściwem pogórzu za-chodnio-galieyjskiem. Są to już wypreparowane warstwy piaskowców twardszych, a więc forma przejściowa do typu średnio-galicyjskiego, który odznacza się znacznie mniej spokojną powierzchnią, mającą już znamiona gór kratkowatych en miniature. Długość typowego pogórza zachodnio-gaiieyjskiego w granicach Skawa-Dunajec (W-E) wynosi 30—35 km, a więc powierzchnia jego wyżynowego poziomu 1200-1300 km⁴⁷.

Powierzchnia pogórza, odznaczającego się na wyżynie daleko idącem zrównaniem, jest już trochę zniszczona: rzecz zrozumiała, jeżeli weźmiemy pod uwagę nieodporność warstw fliszowych. Miękkość fliszu pogórskiego jest tak znaczna, że Uh lig⁴⁹ tylko przez nią chciał wytłumaczyć wielką różnicę w krajobrazie pogórza i Beskidów. Erozya miała zresztą przy różnicy górnego i dolnego poziomu denudacyjnego (100—200 m) dosyć spadku, by wywrzeć większy wpływ na podłoże. I trzeba przyznać, że szczególnie ruchy masowce (zsuwanie się, obrywanie, usuwanie, spłukiwanie) mają

w górach fliszowych doniosły bardzo wpływ na formy powierzchni. Szczególnie w silnie wietrzejących i lekkich warstwach fliszowych spłukiwanie po ulewnych deszczach lub przy tajaniu śniegów działa denudaeyjnie na wielkie przestrzenie. Jeszcze wyraźniejszy jest ogromny wpływ, jaki wywierają na krajobraz coroczne powodzie karpackie: zasypują one całe dno doliny grubą warstwą żwiru i szutru; o ich wysokości i sile świadczą wyraźnie powstające dzięki nim liczne i wysokie terasy. Modelująca siła powodzi w Karpatach fliszowych jest bardzo wielką a dla ludu zamieszkującego te okolice bardzo niekorzystną. Rozumie się, że przy takich warunkach pierwotna powierzchnia wyżyny jest już mocno zniszczoną, zniesioną, tern więcej, że wiele czasu przeszło od chwili, gdy ta równina wy-żynowa została po raz pierwszy wystawioną na działanie tych sił. Było to, jak zobaczymy, w epoce intermedyterańskiej, a więc jeszcze w miocenie.

Jeżeli zapytamy o charakter tej wyży nowej równiny pogórza, to musimy przedewszystkiem stwierdzić, że jest ona równiną denu-dacyi, nie zaś akumulacyi lub warstwowania. Co prawda, jak poniżej jeszcze dokładniej zobaczymy, leżą na wyżynie resztki pokrywy żwirowej i piaskowej, które osadziło tu morze tortońskie, ale równina, o której mowa, nie ma z tymi osadami nic wspólnego. Widocznie powierzchnia, na której osady tortońskie zostały złożone, już wtenczas była prawie równiną. Równina ta nie jest też warstwową, gdyż rzeźba tektoniczna i rzeźba morfologiczna stoją tu wzajem do siebie w zupełnej niezgodności. Równina pogórza ścina prawie poziomo warstwy najróżniejszych horyzontów, często silnie wypiętrzone (por. przekrój Nr 2, tablica II). Stosunki te jasno uwidoczniają już profile, załączone do prac Tietzego, Uhliga i polskich geologów i omówione tamże; szczególnie trafnie i jasno przedstawiają charakter pogórskiej równiny denudacyjnej, mimo przewyższenia, tablice przekrojów w pracy Uhliga¹ z r. 1888. Poziom tej równiny — nazywam go poziomem I, pogórskim lub niższym, — przecina równomiernie warstwy starszego miocenu, hieroglifowe, łupki menilitowe, piaskowiec ciężkowicki, warstwy z Bonarówki, pa-leogenowe pstre łupki i iły, wreszcie neokom. Nad wiekiem i genezą tego kadłubu denudacyjnego będziemy mogli zastanowić się wtedy, gdy poznamy morfologię krainy przylegającej od południa.

III.

Na południe od pogórza wznosi się stromemi lesistemi zboczami beskidowa kraina górska zachodniej Galicji. Znamiona morfologiczne i geologiczne są tu zupełnie odmienne niż w pogórzu. Tu dopiero można mówić o właściwym górotworze średnim. Widok, jaki roztacza się z jednej z gór, składających tę krainę, na przykład ze stojącego w środku Wk. Lubonia (1023 m) na zachód od Mszany dolnej, jest bardzo pouczający. Widzimy przed sobą cały szereg pojedynczych gór, ciemnych, całkiem zalesionych, wznoszących się stromo i zupełnie odosobnionych, jak wyspy. Sami również stoimy na takiej odosobnionej górze wyspowej. Wszystkie one wznoszą się wysoko nad wspólnem podnóżem, powyżej już bez związku ze sobą. Wszystkie też mają na szczycie niby czapkę—małą rów-ninkę szczytową, nieco falistą; dla tego przypuścić nie można, że ona powstała jedynie przez zniesienie wyższej ongi formy szczytowej przez masowe ruchy. (Przekrój poprzeczny w przewyższeniu i nieprzewyż-szony przedstawia nam tablica przekrojów Nr 3). O grzbiecie, albo o grzebieniu górskim nigdzie tu niema mowy, a to mimo ogromnego spadku wód. Rzut poziomy gór wyspowatych jest zwykle jajkowaty lub eliptyczny; nie jest jeszcze silnie wyszczerbiony przez rynny potoków. Tylko na południu ogromny trzon Niedźwiedzia, najwyższego szczytu w obrębie naszej krainy górskiej, jest już silnie rozczłonkowany przez normalne strome doliny. Mimo to, po zaokrąglonych grzbietach jego, pokrytych ślicznemi trawnikami lub lasami, można godzinami całemi spacerować wygodnie, wciąż na jednakowej prawie wysokości. Cały trzon Niedźwiedzia tworzy w zarysie kopułę; przekrój od E ku W okazuje następujące koty: 1229 m (Gorcz), 1187 m (Przystop), 1100 m (Borsuczyny), 1088 m (Czaszki), 1284 m (Kiczora), 1288 m (Jaworzyna), 1276 m (Kudłów), 1244 m (Mostownica), 1311 m (Niedźwiedź), 11.38 m, 1105 m (na W od Łopusznej), 1104 m (Górzec), 1102 m (Obidowiec), 1091 m (Turbaczy), 1027 m (Obidowa), 1040 m (Bukowina). Wynika z tego kształt kopuły o brzegach 1100—1150 m, o szczycie: 1311 m, rozdartej już przez doliny jedynie z powodu swego ogromu.

Jeżeli staniemy na szczycie Niedźwiedzia i spojrzymy ku północy, to będziem mogli stwierdzić, że szczyty wszystkich gór wyspowych leżą w jednej prawie równinie, w jednym poziomie jednolitym, opadającym dość stromo ku północy. Zakreśliwszy koła, na-

Archiwum nauk B. II. 5.

potkamy na szczyty, zbliżone do siebie co do wysokości (por. tabl. I), jakbyśmy zarysowali izohypsy dawnej jakiejś powierzchni reprezentowanej już tylko przez nieliczne równinki szczytowe. Takie Juki spotkają:

1)    w odległości mniej więcej 15 km wysokości około 1050 m: Wk. Luboń (1023 m), Gwiliń (1060 m), Jasień (1062 m), Modyń (1032 m), Mogilica (1171 m).

2)    w oddaleniu około 20—25 km wysokości około 950 m: Zdrzebel (977 m), Luboszcz (967, 949 m), Śnieźnica (1006 m), Ło-pień (951, 941 m), Cichoń (929 m), Ostra góra (928, 988 m).

3)    w oddaleniu 30—35 km wysokości około 750—850 m: Grzbiet Ja worzą (763, 793, 730, 734, 767 m z wzniesieniem w środku 909, 888, 921 m), Kamionna góra (805 m, 769 m), Kostrza (730 m), Ciecień (835 m), Łysina (912, 897 m), Kotuń (846, 868 m).

Skoro zestawimy to rozmieszczenie wysokości z istnieniem małych, ale charakterystycznych równinek szczytowych i z przeciwieństwem stromych zboczy, to będziemy mogli uważać za prawdopodobne, że w poziomie szczytów gór beskidowych utrzymała się dawna powierzchnia jakiegoś kraju, już znacznie, choć nie zupełnie zrównanego; dopiero nowsza epoka rozczłonkowania równiny i pogłębienia dolin stworzyła strome zbocza. Tę dawną powierzchnię będę nazywał poziomem beskidowym lub górskim albo wyższym (II). Poziom ten posiada niemały spadek ku północy, różniący się znacznie od spadku poziomu pogórskiego (2—3⁰/₀₀); mianowicie poziom górski spadana przestrzeni 35—40 km o 5—600 m t. zn. ze spadkiem 13—16⁰/o₀. Nie zgadza się także pochylenie z dojrzałą, nawet zgrzybiałą silnie, formą rekonstruowanej powierzchni II; dlategoteż musimy przyjąć, że normalna krzywa spadku w czasach późniejszych została zmodyfikowana przez ruchy górotwórcze. Prawdopodobnem jest, że to klinowate 'wypiętrzenie Beskidów zrównanych w poziomie II, spowodowało pogłębianie rzek i rozcinanie dawnej równi. Opierając się na istnieniu epoki pogłębienia rzek nie możemy twierdzić, że została ona wywołaną przez ruchy górotwórcze; pogłębianie zależy też od innych czynników (opadów), ale przedewszyst-kiem głównie od obniżenia poziomu erozyjnego, a to mogło stać się również dzięki ruchom górotwórczym jakoteż dzięki obniżeniu morza. Ale gdzie, — jak w naszym wypadku, — mamy do czynienia z krzywemi, znaj duj ącemi się dziś w całkiem anormalnych stosunkach, musimy jedynie pociągnąć do odpowiedzialności ruchy skorupy ziemskiej,

podobnie jak geolog mówi z całą pewnością o wypiętrzeniu gór, gdzie znajduje pokłady w anormalnych stosunkach układu.

005

Góry wyspowe mają strome zbocza dochodzące do 300°/ to znaczy do 15—20° spadku; z reguły stoki są, jak płaszcz stożka: ani wypukłe, ani wklęsłe; odbijają one od szczytowych równinek falistych (Łopień 951, 941 m, Lubogoszcz 967, 949 m, Cymbałowa 859, 801 m). Rynny potoczków nie werznęły się jeszcze głęboko w stoki gór wyspowych i odwadniają ich powierzchnię we wszystkich kierunkach świata. Tylko z grupy Niedźwiedzia wychodzi szereg normalnych, głęboko wciętych dolin z zakończeniem typowo do-linnem. Uchodzą tu: ku E Ochotnica do Dunajca (poniżej Tylmanowej), ku NE Kamienica, łącząca się też z Dunajcem dalej na północy; ku NW do dorzecza Raby Koninka p. ze źródłami Turbacza i Olszowego; ku W Łębiednica, spływająca dalej ku S do Dunajca, podobnie jak Mały i Wielki Łopaniec i Łopaniec. Są to ciche, piękne, niezamieszkane doliny lesiste, o stromych stokach, wąskiem dnie, ale o regularnym rozwoju spadku.

Zresztą rozwój dolin w całej krainie górzystej jest zgoła osobliwym. Ogólny poziom dna dolinnego wynosi w okolicach źródłowych zaledwie 600 m, spada szybko na 500, a potem wolniej na 350 i 300 m. Dna te są dosyć szerokie, często podmokłe; wzdłuż dna znajdujemy często terasy, to dyluwialne (nad Rabką koło Mszany dolnej, nad Skawą między Jordanowem i Mako wem), to aluwialne (nad Tenczyńskim potokiem i nad Kasinką). Rzeki wiją się po dnach, jakie powstały w równej mierze przez erozyę boczną, jak i przez akumulacyę. Wszystko to znamionuje formy dolinne dość dojrzałe. Doliny te są już w odległości 5 km od źródeł podmokłe; mimo to woda nie płynie wolno; podmoknięcie właśnie nie tyle stoi w związku z małym spadem, ile z nieprzepuszczalnością iłów, łupków a nawet piaskowców pierwotnie przepuszczalnych; Paul¹ opisał dokładnie, jak i piaskowiec karpacki zaraz przy zwietrzeniu pokrywa się nieprzepuszczalną, cienką skorupą; ta nieprzepuszczalność i miękkość materyału ułatwia też rozszerzenie dna doliny i proces podmycia; tern dziwniejszem jest, że doliny górskiej krainy wogóle nie mają dolinnych zakończeń.

Wododziały między dolinami nie wznoszą się ponad 600 m, schodzą zaś do 550 m, a to w krainie, gdzie szczyty dochodzą 1100 i 1300 m. Takie niskie wododziały dolinne nie są rzadkością, lecz regułą, tak, że wododział raz w raz, to podnosi się bardzo wysoko, to opada znów nisko. Przełęcze te są tak wygodne, że linia kolei transwersalnej przechodzi tu z dorzecza Skawy do Raby i do Dunajca bez tunelu, nawet bez wiaduktu, bez zakrętu lub mostu większego. Z doliny Skawy od Jordanowa tor kolei żelaznej wspina się na wododział (520 m) i opuszcza się do Rabki; dalej biegme wzdłuż tej rzeki aż do Mszany dolnej w dolinie szerokiej ; w dolinie Słomki tor wspina się dość stromo, aby przekroczyć wododział do Kasinki (530 m między Gwilinem i Lubogoszczem (1060 i 967 m). Za Kasiną Wielką przekracza on wododział do Dunajca na wysokości 600 m między Śnieżnicą (1006 m) i Cieciawem (835 m). Inne znamienne wododziały dolinne znajdują się między pojedynczemi dopływami Raby i Dunajca. Wododział między Rabą Niżną i Tenczyńskim potokiem wznosi się pomiędzy Wk. Luboniem (1023 m) i Zdrzebelem (977 m) do wysokości 624 m; wododział między Kasinką a potokiem Gruszowickim zniża się między Ćwilinem (1060 m) a Snież-nicą (1006 m) do wysokości 688 m. Podobnie wododział między Łososiną, pod Jurkowem, Czarną rzeką a Słopnicami królewskiemi dosięga ledwie 695 m, oraz 622 m między Łopieniem (951 m) i Mo-gilicą (1171 m). Wysokość tych wododziałów zmniejsza się po pierwsze w kierunku od południa ku północy, po drugie w sto sunku do wielkości dolin (większej dolinie odpowiadają niższe przełęcze); jednak zmienność tej wysokości wynosi wogóle zaledwie 100 m mniej więcej. Przejścia z krainy omówionej co dopiero ku S podnoszą się do 700 m, ku N opuszczają się do 400—500 m. Wododział ku równinie nowotarskiej przechodzi przez ogromne wrota, dzielące Beskidy północne od kotlin orawsko-nowotarskich między wielkim, otyłym masywem Babiej Góry na zachodzie, a szerokim kadłubem Niedźwiedzia, ostatniego szczytu północno-pienińskiego grzbietu piaskowcowego wysuniętego ku zachodowi. Wielkie te wrota składają się z kilku bardzo nizkieh przełęczy i są ostro i szczelnie ograniczone ku Zachodowi przez stoki Policy (1367 m), ku wschodowi przez Obidową (1027 m), a długość ich wynosi 25 km. Dwie wschodnie przełęcze, położone blizko siebie, są oddzielone od zachodniej grzbietem na 940 m wysokim. Schodząc po stromem zboczu Policy, znajdujemy się na wysokości 760 m na płycie, tworzącej wododział między Zubrzycą i Sidziną; na mapie specyalnej znajdujemy tu koty 757, 776, 769. Pierwotnie wododział nie schodził, zdaje się, poniżej 780 m; dzisiejsze nizkie punkty są wynikiem wstecznej erozyi, która w dolinie Sidziny działa jeszcze silnie. Dalej na wschód wododział między Wsiowym potokiem i źródłami Czarnej Orawy zniża się do Beskidu, gdzie prowadzi gościniec z Orawy do Galicyi, na 729, 727 i 703 m. Potem podnosi się wododział w Łysej górze do 805 m, w Źelaznicy do 913 m, aby spuścić się znowu do dwóch wschodnich przełęczy a) wrót Pieniążkowickich (705, 717, 712 m) i b) wrót Sieniawy (710 m) rozdzielonych przez Jasilówkę (818 m).

na

Po południowej stronie tego obniżenia wododziału między Policą a Niedźwiedziem, stok opuszcza się szybko do nizin nadduna-jeckich i orawskich. Doliny w krainie górskiej są otwarte przez te przełęcze ku południowi. 0 znaczeniu tego faktu pomówimy jeszcze niżej (por. str. 32). Ku północy od tych przełęczy zaczynają się: po pierwsze dzisiejsze rzeki, spuszczające się szybko na 500 i 400 m, a po drugie terasy, które ze słabym spadkiem biegną wzdłuż wszystkich dolin, łączą ze sobą wszystkie przełęcze dolinne i izolują w ten sposób góry wyspowe, otaczając je dokoła (por. tablicę przekrojów Nr 1 i mapę). Terasy, położone wysoko nad dolinami, odbijają więc wyraźnie swemi szerokiemi i charakterystycznemi formami od stoków gór; idąc naprzykład z Zarytego (440 m) ku Wielkiemu Lubieniowi najprzód wspinamy się stromo około kwadransa po zboczach doliny, potem wstępujemy (przy 530 m) na terasę około iy₂ km szeroką, podnoszącą się zwolna do 560—570 m; dopiero w tej wysokości zaczynają podnosić się, strome lesiste zbocza góry wyspowej. Wszystkie te terasy, podobnie jak omówiona właśnie terasa koło Zarytego, nie stanowią listw warstwowych wywołanych przez warstwę twardą; możemy stwierdzić w korytach wszystkich małych potoczków, przerzynających terasę, że ta ostatnia ścina silnie wypiętrzone miękkie warstwy czerwonych, zielonych i szarych łupków oraz cienkiego, kruchego piaskowca. Te wyraźnie rzeczne terasy znajdują się we wszystkich dolinach krainy górskiej: na ich dokładne zdjęcie barometryczne brakło mi czasu wobec wielu innych oczekujących mnie zadań. Terasy są formą w przyrodzie tak widoczną i znamienną, że i na mapie specyalnej znajdujemy liczne koty, uwidoczniające całkiem jasno spadek ich ku północy; ale w niektórych wypadkach, jeżeli terasy już silniej są zniszczone, koty znikają, choć w przyrodzie wysokość pierwotna daje się jeszcze stwierdzić podstawie słabych resztek. Terasa Raby ma przy Chabówce 630—590 m na prawym, a 600—550 m na lewym brzegu; poniżej

przy Rabce i Zarytem 607, 567, 574, 591 m, a pod Rabką Niżną po prawej stronie: 526, 529, 519, 489 m, po lewej: 533, 523 m; dalej w dół po prawej: 503, 476, 444, 450, 432 m; terasa po lewej stronie jest pod Zdrzebelem silnie zniszczona; poniżej Lubienia znajdujemy i tutaj na terasie koty, mianowicie 446, 441 m. Resztki teras znajdują się tu powyżej Pcima, szczególnie w zboczach Stró-źej góry, nad Proskówką, oraz na przeciwległych stokach Plebańskiej góry na 400 m; podobne małe resztki teras znajdujemy jeszcze w zboczach Dalinu (513 m), już poniżej 400 m; widocznie terasy te łączyły się ongiś w okolicy Myślenic z poziomem pogórskim, leżącym tu na wysokości 380 m. Terasy podchodzą też w boczne doliny, na przykład w dolinę potoku Tenczyńskiego, uchodzącego pod Lubieniem do Raby; w zachodniej dolnej części podnoszą się małe terasy do 446, 460, 503, 492, 544, 580 i 591 m (postępując ku górze); we wschodniej części górnej mamy terasy na 574, 565, 595, 589, 583 itd., bliżej wododziału 610 m (pomiar barometryczny), a przełęcz sama leży na 634 m. Z tego wynika, że terasy wprawdzie nie są utrzymane ściśle w pierwotnym stanie, (zobaczymy, że pochodzą z epoki trzeciorzędu), ale dają się jeszcze ująć w system. Spadek terasy Raby wynosi około 5°/₀₀, odpowiada więc już dojrzałym formom dolinnym. Rekonstrukcya dna starego każe przypuszczać, że było ono przeciętnie 2—3 km szerokie (por-tablicę przekrojów Nr 1 i mapę).

Terasy, związane ściśle z dolinami, musiały powstać w czasie, nim rzeki pogłębiły koryta do dna dzisiejszego, oraz po wypiętrzeniu poziomu Ii-go wyższego. Rzeki wcięły wtenczas między górami wyspowemi doliny 300—500 m głębokie. Potem nastąpił okres ero-zyi bocznej, rozszerzającej dna dolin, podmywającej stoki gór; poziom erozyjny więc w tym czasie musiał być stały i zgadzał się z poziomem prawierówniny pogórskiej, na który zbiegają terasy. Dopiero późniejsze obniżenie poziomu erozyjnego zmuszało rzeki do przecięcia szerokich den i do pogłębienia dzisiejszych koryt.

W czterech liniach, a mianowicie: wzdłuż Skawy, Raby, koło Skrzydlnej i Kasiny Wielkiej oraz wzdłuż Dunajca udało się stwierdzić przynależność teras krainy górskiej do poziomu I-go pogórskiego; obie formy przedstawiają jednolity poziom I, sięgający przez całe góry fliszowe zachodniej Galicyi w szerokości 50 km. Leży on na południu w wysokości 700 m, w okolicy Mszany 520—500 m, koło Myślenic 400 m, a na północnym brzegu pogórza, koło Wie-

liczki 350 m. Zdaje się, że pierwotnie cały ten poziom był dziełem erozyi rzecznej; w obrębie pogórza został zapewne później silnie przeobrażony. Że terasy tutejsze są pochodzenia rzecznego wynika już wprawdzie z natury rzeczy; nadto przecie udało się tu znaleźć otoczaki rzeczne, choć nie w okolicy Raby, mianowicie nad Dunajcem.

Podnosząc się z kotliny sądeckiej, zasypanej dyluwialnemi i aluwialnemi żwirami Dunajca i Popradu, po stokach zachodnich znajdujemy się zaraz na ogromnej płycie-terasie,położonej na 460/50 m na północy a do 550 m na południu. Ta wielka terasa odbija wyraźnie od ostatnich, na wschód wysuniętych gór wyspowych (Cichoó 929 m, Ostra góra 928 m, Ostrowaniec 807 m, Modyń 1032 m, Jasieńczek 866 m); a także od gór położonych na południu, t. j. od dalszego ciągu Niedźwiedzia-Lubonia (Suchy gron 945 m, Skałki 1168 m, Prehyba 1195 m). Forma płytowa terasy jest wyraźną, choć dzisiaj już popsutą, odpowiada zaś ona zupełnie podobnym terasowym formom, występującym na zachód od Starego Sącza (w 457, 453, 456, 465, 453, 461, 487, 499, 491 itd.), a nawet na wschód od Popradu (491, 490, 499 m). Na północ terasa jest ograniczoną przez grzbiet Chełm-Jaworza (793, 921, 888, 909 m i t. d.); jest to pierwszy grzbiet z twardego piaskowca magórskiego¹ wypreparowany w sposób dla Beskidu wschodniego tak znamienny. Na południe od tego grzbietu terasa nasza łączy się nizkiemi przełęczami (580 i 560 m) z terasami zachodniego obszaru, tworzącemi szerokie równie w okolicy Łopnic (546, 548, 576, 594 m). Tu mamy jeden punkt, który dowodzi związku i równo wieko wości terasy sądeckiej i teras poziomu niższego; drugi taki punkt znajdujemy koło Czchowa wzdłuż Dunajca, gdzie terasy przechodzą w poziom podgórski.

Na tej terasie dunajecko-popradzkiej, powstałej w czasie wytworzenia poziomu niższego i przy tern samem położeniu poziomu erozyjnego, znalazłem na Łazym wierchu na wysokości 450 m jeszcze całkiem typowe otoczaki Dunaj co we. Były to granity, kwarcyty i czerwone permskie piaskowce, arkozy i t. p., dobrze otoczone, najczęściej wielkości 5—10 cm; są one wprawdzie rozrzucone rzadko, przecież na zbyt wielkiej przestrzeni i nadto licznie, by mogły dostać się tu, na górę przypadkowo. Otoczaki te dowodzą jasno, że

wielką terasę wytworzyły wody rzeczne tatrzańskie, a zarazem że i inne terasy równego wieku są rzecznego pochodzenia. Czas, w którym powstały one, wyprzedził znacznie dyluwium, gdyż najwyższe terasy dyluwialne w dolinie Dunajca nie wznoszą się ponad poziom doliny wyżej nad 30—40 m, otoczaki zaś na terasie Łazy leżą na 180 m ponad Dunajcem. Najładniejszą odkrywkę takiej dyluwialnej terasy mamy koło Jazowska, na połowie drogi między Starym Sączem i Łąckiem, gdzie widzimy terasę na wysokości 525 m nad poziomem rzeki z pięknego grubego żwiru Dunajcowego pokrytą gliną; jest to, zdaje się, ta sama terasa, której szczątki znajdujemy koło Łącka; tę samą też terasę w stanie mniej zniszczonym (40 m) spotykamy nad Dunajcem koło Tylmanowej.

Fakt, że Dunajec płynął ongi o 200 m wyżej od dna dzisiejszego, tłumaczy nam jeszcze inne szczegóły morfologiczne biegu jego. Na północ od Zbyszyc, poniżej Nowego Sącza, Dunajec opuszcza kotlinę sądecką i poczyna płynąć między górami, tworząc tu kilka wspaniałych zakrętów lub meandrów, otoczonych bardzo stromemi zboczami, a zajmujących prawie szczelnie całe dno doliny stosunkowo wązkiej. Zaczynają się one już przy stacyi Marcinkowice, odkąd wielka serpentyna kształtu S ciągnie się aż do Siennej. Znacznie ładniejsze są zakręty, jakie spotykamy począwszy od Załęża. Przy ujściu Bartkowej Dunajec zwraca się pod kątem ostrym ku zachodowi, podmywając stoki prawe, północne, tak silnie, że nawet polnej drogi nie można tu przeprowadzić; po 1 x/t km dalej rzeka obija się o przeciwległy brzeg, musi zakręcić ku N aż nareszcie uderza o górę zamkową Rożnowa. Pod górą tą zakręt Dunajca tworzy prawie całkiem zamkniętą elipsę; szyja, dzieląca zachodnią część tego zakrętu od wschodniej, jest zaledwie na 300 m szeroka i już znacznie obniżona. Dziś już można przewidzieć przyszłość góry zamkowej Rożnowa: przez podmycie zostanie ona odciętą od góry kościelnej i stanie się górą meandrową.⁵⁰ Dalej robi Dunajec jeszcze zakręty koło Gierowej i Tropią, aż do swego wielkiego lejkowatego ujścia przy Czchowie. Część meandrowa doliny Dunajca jest tak niedostępną, że omijają ją wszystkie gościńce; np. gościniec prowadzący ze Czchowa do Nowego Sącza, który od Tropią zwraca się do doliny Łososiny, aby dopiero przez wyżyny koło Jakubowic (481 m)

graphy, 254.

dostać się znowu do Dunajca; lub też gościniec z Tarnowa do Nowego Sącza, który koło Zakliczyna (224 m) podnosi się na wyżynę pogórską (367 m), aby dopiero koło Załęża dostać się znów do doliny Dunajca. Gościniec ostatni na południe od Zbyszyc musi nawet wedrzeć się na górę Dąbrowską, gdyż obejście jej wzdłuż Dunajca jest zbyt trudne. Dolina Dunajca między Nowym Sączem a Czchowem jest typową doliną meandrową wgłębioną; typ ten jest podobny do pewnej części doliny Mozeli lub Renu, z tą tylko różnicą, że we fliszu formy nie są tak dobrze zachowane. Możemy jednak w licznych odkrywkach stwierdzić, że ukośnie ułożone warstwy piaskowców i łupków paleogońskich ścięte są przez równinę wyżynową, którą np. tak dobrze widać z kościelnej góry Rożnowskiej. Rozwój meandrów jest, jak wiemy, sposobem przystosowania się zbyt silnej rzeki do słabego spadku. Równina zaś małego spadku, po której rozwinęły się meandry, która, jak widzimy, ścina warstwy, nie jest niczem innem, jak poziomem pogórskim, sięgającym w okolicy Dunajca dalej w głąb gór.

Poziom pogórski wyżynowy nad Dunajcem, nie przerwany górami wyspowemi, zachodzi głęboko ku południowi aż ku Staremu Sączowi; tylko Kamionna góra (805 m), Opraszka (661 m) i Kobyla (613 m), a dalej, na południu, Jaworz-Chełm zwężają język tego poziomu, sięgającego wzdłuż Dunajca ku południowi. Wysokość tego poziomu w okolicy meandrów wynosi 430—450 m; jedynie w okolicy Czchowa wznosi się grzbiet Spilówki (516 m) i Mohulca (470 m, 488 m, 483 m); powodem tego wzniesienia się poziomu jest, prawdopodobnie, odporniejszy, bo krzemienisty piaskowiec, z którego on się składa.¹ Ku południowi poziom podnosi się zwolna, jak wskazuje następujący profil N—S: na lewym brzegu Dunajca: 432, 429, 414, 417, 424, 459, 480, 493, 492, 497 m, na prawym: 409, 431, 419, 453, 472 m. Kadłub pogórski zrasta się tu na szerokiej linii w poziomie pogórskim z wielką równiną naddunajcową, która dalej na południu zlewa się z terasą sądecką. Nad Białką ten poziom pogórski w szerokim rozwoju dochodzi aż po Grybów, Gorlice i Biecz; wznoszą się tu już jednak podłużne grzbiety Kokocza (400—441 m) i wyższej południowej Brzanki (450—538 m). Dalej na południu te podłużne grzebienie są jeszcze wyższe i bardziej strome; przechodzą one zwolna w krainę gór kratkowatych okolicy Krosna i Sanoka.

Meandry Dunajca są jedyne na całem pogórzu i w górskiem paśmie beskidowem aż po Skawę; pochodzi to stąd, że źródła Dunajca leżą dalej na południe, niż źródła innych rzek sąsiednich, jest więc rzeką największą, nadto wzdłuż Dunajca równina pogórska zachodzi dalej w głąb gór, niż gdzieindziej, dzięki czemu miała miejsce rozwinąć meandry. Zato rzeki zachodnich Beskidów wogóle, m. i. Raba i Skawa, wykazują w krainie górskiej, podobnie jak na pogórzu, zupełną niezawisłość od struktury, przebiegu i spadku warstw; zależność taką można odkryć jedynie w bardzo nielicznych wypadkach: np. w przebiegu Pałeczki i Zachówki, które rozwinęły się w warstwach hieroglifowych

W,

sknif

Xn

sl

IJi

Rys. 2.

pewność kierunku jest znamienną

i omijają twardy piaskowiec. Podobnie Tietze¹ spostrzegł, że Trzebinia i Bysinka płyną w miękkich warstwach; ale są to tylko wyjątki bez większego znaczenia. Wogóle brak tu zarówno podłużnych jak i poprzecznych dolin, doliny przewijają się w nieskończonych zakrętach przez krainę górską, między górami wyspowemi, zmie-(wązko-kreskowane: warstwy hierogli- niając CQ chwila kierunek. Ta nie-fowe, szeroko-kreskowane: piaskowiec magórski).

już dla teras poziomu I; sieć wodna przeto musiała rozwinąć się pierwotnie na poziomie zrównanym i wyższym od poziomu I; jest nim jak wiemy poziom II,

Zestawmy pokrótce dotychczasowe wyniki, do jakich doszliśmy w kwestyi rozwoju zachodnio-galicyjskich gór fliszowych. W Karpatach leżących między Skawą i Białką, których pofałdowanie i przesunięcie nastąpiło przedewszystkiem w czasie między oligoce-nem i miocenem, ale po części jeszcze i po osadzeniu miocenu starszego z Wieliczki miało miejsce, wnet po wypiętrzeniu nastąpiło zrównanie krajobrazu, wytworzenie poziomu II (w jaki sposób nie wiemy, prawdopodobnie przez boczną erozyę rzek). Po pagórkowatej, prawie równej powierzchni spływały rzeki po dawnem pochyleniu, zależne od ogólnego kierunku północnego, ku Prawiśle. W poszczególnych punktach bieg tych rzek był nieregularny, często wi-

jący się. Ta prawierównina została wypiętrzoną i postawiona ukośnie, gdyż podniesienie na południu było silniejsze, aniżeli na północy. Intensywność i wysokość wypiętrzenia możemy oznaczyć w przybliżeniu; w poziomie II-gim mamy bowiem jeszcze resztki dawnej powierzchni, a w I-ym poziomie mamy powierzchnię zbliżoną do dolnego poziomu erozyjnego; czego dowodem jest dojrzewanie krajobrazu. Wypiętrzenie poziomu II wynosi tyle, ile różnica między poziomami II i I, a więc na południu 600 m, na północy, gdzie obydwa poziomy schodzą się, 0 m. Przez to powstał spadek 20⁰/oo. Widocznie chodzi tu o ruchy lądowe, bo normalna krzywa poziomu II została postawioną ukośnie; był to ruch en bloc, gdyż równina II nie została pogięta lub połamana, lecz utrzymała się w formach powierzchni gór wyspowych. Wrzynające się tu rzeki dzięki równej odporności, albo lepiej powiedziawszy »nieodpornośei« warstw poszczególnych mogły utrzymać niepewny kierunek i konsekwentny układ swojej sieci wodnej; nie były zaś zmuszone dostosować się do struktury i twardości warstw, przez co stałyby się subsekwentnemi. Przeciwnie, utrzymały się one przy charakterze sieci wodnej nizinnej, który przybrały były na poziomie II, nawet podczas pogłębienia. Z czasem, gdy rzeki dostosowały się do poziomu erozyjnego, Dunajec zrównał wielką terasę sądecką, na której znajdujemy dziś w wielkiej wysokości 180 m nad rzeką żwiry jego. Inne rzeki również wytworzyły szerokie dna dolinne (dzisiejsze terasy); wododziały między dolinami zostały zniesione, resztki zaś poziomu II dzięki podmywaniu ze wszech stron przez rzeki zmniejszały się coraz więcej, aż ostatecznie przemieniły się w góry wyspowe, które utrzymały się przy stokach stromych, gdyż w górach fliszowych stoki wprawdzie łatwo ulegają złagodzeniu, ale też podmycie ich jest łatwe. Zachodzi tu pytanie, czy może góry wyspowe dlatego pozostały niezniesione, że składają się z twardszego materyału? Przypuszczenie to popierają mapy geologiczne Szajnochy, który oznaczył omawiane góry jako wyspy twardego oligoceńskiego piaskowca magórskiego, otoczone głęboko wypłukanemi iłami czerwonemi i kruchemi piaskowcami eoceńskiemi; nadto za hipotezą tą przemawia fakt, że dalej na wschód istotnie masy piaskowca magórskiego są regularnie wypreparowane, ten zaś piaskowiec od dawien dawna uważany bywa za jeden z najtwardszych piaskowców karpackich; do tej właśnie różnicy chciał Uh li g sprowadzić różnicę w upostaciowaniu powierzchni krainy pogórskiej i górskiej. Atoli takie tłómaczenie gór wyspowych jako monadnocks¹ nie jest, zdaje się, słuszne, gdyż profile geologiczne, które poprowadziłem przez Niedźwiedź na południu, Wk. Lubień pośrodku i Kotuń na północy krainy górskiej, wykazały, że nasze góry wyspowe składają się z tych samych miękkich i kruchych piaskowców, pstrych czerwonych i szarych iłów oraz łupków, co i terasy. Jeżeli wogóle kompleks ten ma być wydzielony jako piaskowiec magórski (należy tu bowiem podkład pstrych łupków), to jest on przynajmniej tak samo nieodporny względem zwietrzenia i de-nudacyi, jak i warstwy, w których są wcięte terasy i dzisiejsze koryta. Zdaje się wogóle, że kompleks magórski, twardy na wschodzie, staje się coraz bardziej miękki ku zachodowi, aż wreszcie na Śląsku zastępuje go w zadaniu tworzenia wyniosłości piaskowiec godulski. Paul, który spostrzegł brak grzbietów w okolicy Rabki,⁵¹ 52 tłumaczył sobie to zjawisko ogromnie zmiennym charakterem petrograficznym, nie przytoczył jednak ani w tekście ani na mapie dowodów na poparcie tego twierdzenia. Sądzę, że najstosowniej będzie uważać góry wyspowe za nie całkiem spłukane resztki dawnego poziomu II; mają one genetyczne podobieństwo do resztek denuda-cyjnych przed progiem wyżyny, dawniej dalej sięgającej, a przez denudacyę w tył posuniętej (świadków, mesa⁵³), dlategoteż nazywam je tylko górami wyspowemi (Inselberge, Island Mountains).

Poziom niższy został również wypiętrzony, gdyż i jego spadek w krainie górskiej (wysokość terasów na południu wynosi 700 m, na północy zaś 400 m, a więc spadek 300 m na 30 km, tj. 10°/₀₀) nie odpowiada dojrzałym formom teras. Rozumi się, że to wypiętrzenie powiększyło równocześnie spadek poziomu II; w ten sposób tłumaczy się dzisiejszy silny jego spadek 30%₀ (1300—400 m na 30 km). W podnoszącą się fliszową krainę górską wgłębiły się na nowo doliny i rozcięły stare dno, pozostawiając resztki w formie teras po obu brzegach. Meandry Dunajca zostały teraz również wgłębione. Dziwny tylko pozostaje fakt, że terasy te nie mają na południowej granicy, podobnie jak dzisiejsze rzeki, zakończeń dolinnych, lecz otwierają się już omówionym (str. 20) wielkim wyłomem między Policą a Niedźwiedziem ku kotlinie nowotarsko-oraw-skiej. Tu leży punkt powiązania historyi Karpat fliszowych z rozwojem krainy kotlinowatej, otaczającej Tatry.

IV.

Kotlina Nowotarsko-Orawska (por. tablicę przekrojów Nr 1 i rys. 3), położona u północnego podnóża Tatr, wypełniona jest warstwami eoceńskiemi, które na samym brzegu Tatr podnoszą się stromo w górę. Można tu naocznie stwierdzić, jak eocen za pomocą fleksury opuszcza się do leżących poziomo prawie warstw okolicy Poronina i Białego Dunajca, odkrytych doskonale w dolinie Dunajca,

-i

ft-

«i

\°

\S

JL

W

jr \

' -%

e vWA

Ja

/-,L— 1 J irrjJio,,

'Ł 2

Er

/T7

<§

Sri

Aa

T aAA)J-Ÿ

Rys. 3.

szczególnie zaś w jego korycie. W pobliżu skalic eocen ten, znów nieregularnie wypiętrzony, stoi czasam pionowo. Z tego materyału zbudowane jest pogórze, zajmujące przeważną część kotliny, a podnoszące się na południowym brzegu do 1200—1300 m; wzniesienia te, łączące się na wschodzie z Magórą Spiską, na zachodzie zaś z górami orawskiemi, są od Tatr oddzielone podłużnem zagłębie-niem, w którem leży Zakopane; widziane z tego punktu wzniesienia te robią wrażenie pasma górskiego, 300 do 400 m względnej wysokości. Ten brzeg nazwę podług Rehmana⁵⁴ grzbietem Gubało w-skim. Poszczególne szczyty, łączące się w grzbiet Gubałowski, są to: w Magórze Spiskiej: Spadzik (1089 m), Śwalowa (1063 m), Okruhla (1106 m), Smreczyna (1159 m), Bukowina (1176 m), Harb (1157 m, 1134 m), Stfedny (1161 m), Zdjarski (1178 m), Prechrestye (1199 m) Palenica (1123 m), Zdjarecka Jaworina (1211 m), Strednica vrch (1134 m), Prislop (1216 m), Pepisko (1267 m), Sucha (1139 m), Smesny (1027 m). Z tego zestawienia widzimy, że względne różnice wysokości nie są wielkie; fakt ten jest tern więcej znamienny, że nie znajdujemy tu przełęczy niższych. Cały grzbiet, aż do Białej nierozczłonkowany, ma powierzchnię zlekka falistą, pokrytą lasami. Od tego grzbietu powierzchnia spada zwolna na północ ku Dunajcowi. Wierzchowina spiska tworzy jakby próg przed Tatrami, oddzielony od nich pogłębieniem, w którem płynie potok Biały. Dalej zachodzie stosunki te są bardziej typowe. Grzbiet Gubałówki tworzą tu: Cyrhla (1158 m), Pogorzelisko (1105 m), na zachód zaś od przełomu Białego Dunajca: Gubałówka (1123 m), Butonów (1112 m), Palenica (1198 m). Grzbiet ten stromo opada ku południowi do zagłębia podtatrzańskiego, mającego tu, w okolicy Zakopanego, kształt małej równiny, pokrytej szutrami i żwirowiskami fluwioglacyalnemi; tu stok wzniesienia Gubałowskiego przybiera najwyraźniejszą stosunkowo fizyognomię pasma górskiego; charakter ten znika zwolna ku zachodowi, gdzie zagłębie podtatrzańskie, biegnąc przez Murzasichle, Huty Borowe i Malatinę, zwęża się coraz więcej, przyczem wciąż jeszcze oddziela wapienne góry proseczańskie od orawskiej połaci grzbietu gubałowskiego (Magóra 1230 m, Skorosina 1311 m, najwyższy szczyt tego grzbietu), Jaworkowa (1199 m, 1140 m), Mochi (1202 m), ostatecznie Kopeć (1253 m). Dopiero około Malatiny zagłębie zupełnie zanika — góry fliszowe bezpośrednio przytykają do wapiennych gór Chocza.

na

Zagłębie podtatrzańskie, m. i. ważne pod względem antropo-geograficznym i komunikacyjnym, sprowadza się do szybkiej denu-dacyi miękkich warstw, ciemnych nieprzepuszczalnych a kruchych łupków, które znalazłem na całej przestrzeni od Kościeliska do Zakopanego, a które geologowie wiedeńscy (w odniesieniu do Orawy)

nazwali i oznaczyli na kartach jako łupki z amphisylen. W warstwach tych, podatnych na zniszczenie, rozwinęła się u stóp Tatr sub-sekwentna sieć odwodnienia, zbierająca wszystkie wody z Tatr w kilka ramion, które potem w wyraźnie denudacyjnych przełomach przecinają pogórze Gubałowskie kotliny Nowotarskiej. Przełomy te nie są wąwozami; stoki ich są 200—300 m wysokie i, odpowiednio do odporności warstw, nie strome. Zanim zagłębienie podtatrzańskie zostało wypłukane, płynęły rzeki na znacznie większej wysokości. Jeżeli wejdziemy na jakikolwiek szczyt grzbietu Gubałowskiego, to zobaczymy, że tak zwany grzbiet nie jest niczem innem, jak progiem wielkiej płyty prawierównej, z lekka pociętej przez dolinki i opadającej powoli ku północy ze spadkiem 20°/oo₅ progiem podobnym pod tym względem do progu wyżyny centralno-francuskiej, przedstawiającej się od zagłębienia Rodanu jako górotwór zwany Cevennes. Jedynie wielkie rzeki rozdarły jednolity zresztą poziom, który nazwiemy poziomem Gubałowskim, na kilka oddzielnych wyżyn. Warstwice poziomu GubałowTskiego przebiegają mniej więcej w kierunku W—E, a sam on obniża się od 1100 m na brzegu południowym, do 700 m na brzegu północnym. Warstwica 900 m biegnie od Witanowa (Twardoszyn E) przez Chochołów, Skrzypnę, Leśnicę, Białkę, Górny Lapsz do Kavèina. Na północ od tej linii wszystkie wzniesienia pozostają poniżej 900 m; a jeszcze dalej ku N nawet wzniesienia 800 m są przywiązane do skalic, wypreparowanych z piaskowców eogeńskich i kredowych, tu jednak nie tak znamiennych dla krajobrazu, jak gdzieindziej.

Na północ od linii skalic cały poziom Gubałówki urywa się małym progiem ku zagłębieniu Dunajca, który jest trzecim typem w morfologii kotliny Nowotarskiej. Jest to zagłębienie płytkie, 3—5 km szerokie, a przedstawia tylko wschodni język wielkiego zagłębienia Orawskiego. Dunajec, płynący pod Nowym Targiem na wysokości 580 m, opuszcza kotlinę pod Czorsztynem w wysokości 500 m. Zagłębie Dunajco we, jakie na północy ograniczają stoki Niedźwiedzia, na południu zaś skałki, głęboko zasypują żwiry lodowcowe; wzniesienia i terasy pokryte są glinką nawianą. W zagłębieniu rzeki często dzielą się, obejmując wyspy, i płyną wolno. W szutrach zbiera się wielka ilość wody gruntowej i powoduje wielkie moczary, zwykle zalesione (Bory). Największe bory znajdują się na południe od Harklowej i Łopusznej (Bór harklowski) i na południe od Nowego Targu i Długopola. Wspaniały, ciągnący się na przestrzeni przeszło 100 km² bór znajduje się na głównym wododziale europejskim między Piekielnikami i Chochołowem; opisał go R eh man⁵⁵.

Odwodnienie kotliny Nowotarskiej posiada cały szereg interesujących właściwości. Jak widzieliśmy, wody tatrzańskie zbierają się w zagłębiu podtatrzańskiem w kilka większych żył. (W orawskiej części tego zagłębia panują zupełnie odmienne stosunki: tam właśnie mają swe źródła rzeczki, które pojedynczo, nie łącząc się ze sobą, przełamują całe pasmo gór Proseczańskich ²). Rzeki powstałe w ten sposób przebijają przełomami danudacyjnemi płytę Gubałowską. Ongiś płynęły one po poziomie Gubałowskim całkiem konsekwentnie ku północy, przełomy zaś wytworzyły dopiero po obniżeniu źródłowych okolic nieodpornych. Tymczasem musiał powstać na grzbiecie Gubałowskim wododział drugorzędny, z którego kilka niewielkich potoków spływa dziś jeszcze po płycie poziomu Gubałowskiego w kierunku równoległym do rzek przełomowych. Potoki te nie mogą już, jak owe rzeki, silnie pogłębiać, gdyż całe zlewisko źródłowe, położone ongi w Tatrach zostało dla nich odcięte.

Wszystkie te wody, zbiegające do zagłębienia Dunajca, zbaczają tu nagle z dotychczasowego kierunku N pod kątem prostym ku E, a nawet ku SE, aby wtargnąć pod Czorsztynem przez skalice w przełom Dunajca, znany pod mianem Pienin. Znamiennem jest, że zboczenie rzek tatrzańskich ma miejsce tam właśnie, gdzie, jak już wiemy, wrota, stanowiące przełęcze dolinne pieniążkowickie i sieniawskie, prowadzą tylko na 700 m ku północy. Z dzisiejszego dna zagłębienia Duna j co wego trzeba się podnieść o 100—120 m aż do tych wrót; ale trochę na południe dziś nawet rzeki płyną w wysokości nie wiele różniącej się od wysokości przełęczy. Czarny Dunajec płynie już trochę powyżej Długopola w wysokości 637 m; jego terasy koło Czarnego Dunajca podnoszą się do 700 m, a wrota Pieniążkowic mają zaledwie 705, 717, 712 m. Terasy Białego Dunajca dosięgają już powyżej Nowego Targu 615, a koło Szaflar 700 m. Ale w dyluwium zagłębienie Dunajcowe miało już wygląd dzisiejszy, odzwierciadlający się w rozmieszczeniu teras fluwiogla-cyalnych. Wiemy jednak, że wody tatrzańskie w trzeciorzędzie płynęły znacznie wyżej niż dziś. Żwiry ich pod Sączem znajdują się 180 m ponad dzisiejszą rzeką. Te też wody stworzyły, t. j. zrównały poziom Gubałówki, przedstawiający się jako równia denudacyjna, która ścina z początku na południu warstwy stromo pochylone ku N, dalej poziomo ułożone, wreszcie, w okolicy skalic, stromo wypiętrzone

TAm

pa (A

łbtXn

- ToX/io-vw

tf

Skalice >

Ryc. 4.

(można to dokładnie stwierdzić w korycie Dunajca pod Szaflarami); ta jednolita równia spada ku N z 20°/o₀. Rekonstrukcya poziomu Gubałowskiego przez zagłębie Dunajcowe (por. tablicę przekrojów Nr 1), mianowicie jego normalnej południowej części, wykazuje, że poziom ten zgadza się zupełnie z wysokością przełęczy Sieniawskiej i Pieniążkowickiej ; to samo stwierdzić można naocznie, stojąc np. na skalicy Zdjar (773 m) koło Maruszyny: poziom Gubałow-ski zwolna zniża się właśnie do wysokości tych przełęczy. I dlatego jest prawie pewnem, że ongiś, w czasie wytworzenia poziomu Gubałowskiego. obydwa Dunajce spływTały (Czarny przez wrota Pie-niążkowic, Biały — Sieniawy) do krainy górskiej i wytworzyły tam właśnie terasy omówione już powyżej obszernie. Wtenczas jedynie Białka płynęła jako Pra-Dunajec przez Pieniny do kotliny sądeckiej, tworząc tu, za pomocą Popradu, wielką terasę sądecką, a poniżej serpentyny później wgłębione. Dopiero później kierunek zarówno Czarnego, jak i Białego Dunajca uległ zboczeniu ku Białce; wtedy to wrota Pieniążkowickie i Sieniawskie przemieniły się z watergape,1 w windgape; wtedy też powstało ostre kolano obu Dunajców.

Co mogło być powodem tego zboczenia? Wskazówkę do rozwiązania tego pytania podaje fakt, że spadek poziomu Gubałowskiego nie jest zupełnie równomierny, jednostajny, lecz, jak to wykazuje każdy przekrój (por. Nr 4 na tablicy przekrójów), załamuje się mniej więcej przy izohypsie 900 m. Połać południowa ma spad łagodniejszy niż północna, wręcz przeciwnie, niż tego wymagała krzywa normalna. Gdybyśmy tu przyjęli spadek połaci północnej

Davis W. M., Physical geography 1. c. 255. Rüssel, River develop

ment, 1888.

rekonstrukcya poziomu doprowadziłaby nas przez zagłębienie dunaj-cowe o 100—120 m za nizko względem dawnych wrót dunajco-wych. Fakt ten każe domyślać się, że to anormalne załamanie spadku zawdzięczamy obniżeniu całego otoczenia zagłębia Dunajcowego, co prawdopodobnie miało miejsce w formie wgięcia, a nie zapadnięcia. Wgięcia tego nie możemy odnaleźć w układzie i spadku warstw dlatego, że zaczyna się ono dopiero w pobliżu pasma skalicowego, gdzie eocen jest już w położeniu nienormalnem. Pokłady młodsze, jak miocen, są istotnie poruszone z położenia normalnego, o czem zresztą jeszcze niżej (por. str. 37). Przez takie wgięcie okolicy zagłębienia Dunajcowego w hydrografii musiały zajść wielkie zmiany, i właśnie ich istnienie przemawia znowu za faktem wgięcia.

Przedewszystkiem lokalny poziom erozyjny obniżył się o 100 m; rzeki musiały tedy przerżnąć poziom Gubałowski, wypłukały rów podtatrzański, zebrały się tam subsekwentnie i stworzyły w ten sposób przełomy denudacyjne. Wtenczas też powstał na grzbiecie Gubałow-skim drugorzędny wododział. Nadto takie wgięcie okolicy Nowego Targu musiało stworzyć spadek zwrócony ku południowi, przeciwny do dotychczasowego (inwersya spadku). Rzeki tatrzańskie inwersyi tej przezwyciężyć nie mogły, skutkiem czego opuściły dawne koryto i zostały zatamowane w okolicy Nowego Targu, aż wreszcie wody po- . płynęły do Białki przez wododział niewątpliwie bardzo nizk . Wtenczas powstało tak znamienne zboczenie Dunajców ku ESP, wrota zaś, na które przerzucił się wododział, pozostały jako ślady dawnej hydrografii.

Wspomnieliśmy o pochyleniu miocenu w kotlinie Nowotarskie , jako o dowodzie wgięcia zagłębienia Dunajcowego. Miocen ten jest interesujący i pod innemi względami. Nie będę powtarzać dawniej poczynionych spostrzeżeń S tur a, F ö 11 e r 1 e’g o, H a u e r a¹ i P a u 1 a;2 uczeni ci stwierdzili istnienie w zagłębiu orawskiem pokładów młodszych, uważanych za równo wieko we z warstwami z Congeria, oraz udowodnili, że pokłady te mają charakter wybrzeżny: znajdywano tu mianowicie rośliny i węgiel brunatny. Tutaj też Ra ci bo rs ki* znalazł w r. 1892 pewne rośliny wraz z gatunkami Planorbis. Dopiero

¹    Hauer Fr., Jahrb. geol. Reichsanst. XIX, 1869, 553.

²    Paul K. M., Die nördliche Arva. Jahrb. geol. Reichsanst. 1868, XVIII,

202 nast.

Raciborski, Zapiski paleobotaniczne, Kosmos, Lwów, 1892.

Friedbergowi¹ udało się przy studyach nad miocenem zachodniej Galicy i stwierdzić ponad wszelką wątpliwość, że pokłady te są w części przynajmniej pochodzenia morskiego i że sięgają również w zagłębie Dunajeckie. Znajdujące się tu: lignit i gips dowodzą blizkości wybrzeża i płytkości zatoki. Wieku warstw nie można było dokładniej oznaczyć, gdyż znaleziono jedynie foraminifery, nie natrafiono zaś na gastropody lub lamellibranchiaty. Friedberg uważa je jednak, i to słusznie zapewne, za równowiekowe wogóle z miocenem młodszym zachodniej Galicyi. Warstwy te nie leżą w pierwotnym układzie, koło Szaflar są tak wypiętrzone, że spadają ku N.⁵⁶ 57 Oddawna przedstawiało trudność połączenie tej morskiej zatoki Nowotarskiej z głównem morzem mioceńskiem. Związek z Węgrami bowiem jest morfologicznie i geologicznie niemożebny, niema tu drogi dla łączącego kanału morskiego, niema również śladów miocenu w kotlinach Turczańskiej i Spisko-liptowskiej. Szukano więc połączenia z morzem galicyjskiem. Do tego celu nastręcza się prze-dewszystkiem dolina Dunajca, gdzie (w kotlinie Sądeckiej) leżą również pokłady mioceńskie. Jako bardzo wązkie ramię, miało morze sięgnąć w tym przeszło 100 km długim »fiordzie« ⁵⁸ Dunajca aż po Orawę. Takie przypuszczenie jest przecież nieprawdopodobne; morfologia doliny Dunaj cowej wręcz sprzeciwia się poglądowi, że fale morskie przeciskały się tu kiedykolwiek; a dalej — podobną zatoką musiałyby być też doliny Skawy i Raby; tu zaś pokładów mioceńskich niema zgoła. Musimy przeto szukać innego sposobu połączenia zatoki Nowotarsko-Orawskiej z morzem galicyjskiem. W tym celu będziemy musieli rozglądnąć się w całem pionowem i poziomem rozmieszczeniu pokładów odpowiednich z tego czasu w zachodniej Galicyi i w ich charakterze. Zanim przystąpimy do tego, wypada nam wyciągnąć z tego, cośmy dotąd powiedzieli, wniosek, że w krainie górskiej pokłady te nie leżą już w pierwotnym poziomie; widzieliśmy, że wgięcie zagłębienia Dunaj co wego jest pomioceńskie, podobnie jak się zdaje, ma się rzecz z kotliną sądecką (por. niżej). Po drugie, pionowe rozmieszczenie warstw batymetrycznie równych jest tego rodzaju, że koniecznem jest tłumaczenie ich przez ruchy pomio-ceńskie. Pokłady takie znajdują się w Sądeckiem na 340 m, w Szaflarach zaś i Chochołowie na 700 m. Friedberg myślał¹ o wielkich pogięciach, którym uległa cała Galicya zachodnia, a które odbyły się w Sarmacie; pewnem jest, że chodzi tu o pomiocenowe ruchy en bloc, które wypiętrzyły całe wnętrze gór w stosunku do peryferyi.

Jeżeli zwrócimy teraz uwagę na ogólne rozmieszczen

ftt

¹

   Davis, The development of certain English Rivers, Geograph. Journ. V 1895, 127—146; Drainage of cuestas, Proceed. Geol. Assoc. XVI, 1899.

²

   De Martonne, Le développement des côtes bretonnes et leur étude morphologique. Travaux scientifiques de TUniv. de Rennes, vol. II, part. III, 1908.

³

   Braun, Beiträge zur Morphologie des nördlichen Apennin. Zeitschriit Ges. f. Erdkunde. Berlin 1907, 441, 510.

⁴

   Penck-Brückner, Alpen im Eiszeitalter, Leipzig, 1903 i nast.

⁵

   Hettner, Die deutschen Mittelgebirge. Geograph. Zeitschrift X, 1, 16.

⁶

   R i ch ter-Lukas, Wissenschftl. Mittlgn aus Bosnien und der Herzego-vinaX, 1907. Cvijic, Osnove zageografiou i geologijou Makedonije i Stare Srbije, Srpska kralievska Akademija. Beograd 1906; Grund A., Karsthydrographie. Leipzig, 1908, m. 1., 181 i nast; Krebs N., Istrien, Leipzig, 1907.

⁷

   De Martonne, Sur la platefonne des hauts sommets des Alpes de Transsylvanie, Comptes Rendus, Paris 1904, tom 138, 1440.

⁸

   Rudnicki St., Znadoby do morfologii karpackago stocziszcza Dnistra, Zbirnyk sek. mat. - prirodn. Nauk. Tow. Szewczenki, 1905, X ; Beiträge zur Morphologie des galizischen Dniestrgebietes, Geographischer Jahresbericht reich, Wien V, 1904/5, 65 -79.

⁹

   Rudnicki St. Znadoby do morfologii podkarpackago stocziszcza Dnistra. Zbirnyk mat.-prirodn. sek. Nauk. Tow. Szewczenki 1907, XI.

¹⁰

   Romer E., Epoka lodowa na Świdowcu, Rozprawy Ak. Lm. Wydz. mat. przyr. 1906, t. XLVI.

¹¹

   Romer E., Kilka przyczynków do historyi doliny Dniestru, Kosmos 1906, XXX, 363. Zur Geschichte des Dniestrtales, Mitthlg. geogr. Ges. Wien 1907, L, 275/293.

¹²

   Löwl, Allgemeine Geologie, Klar’s Erdkunde. Bd. XI, 1906, 183.

¹³

   Uhlig V., Wykłady 1906, Tektonik der Karpaten. Sitz. Ber. Ak. Wiss. Wien, mat.-naturw. Kl. Wien, 1907, Bd CXVI, (82).

¹⁴

   Friedberg, Das Miocän der Niederung von Nowy Targ, Sitz. Ber. Ak. Wiss., mat. nat. Kl. Wien, 1906, Bd Bd CXV.

¹⁵

   Baily Willis, Report on geological investigation, 4. Year Book of the Carnegie Institution of Washington, 1906, 197.

¹⁶

   Uh lig, Bau und Bild der Karpathen, Wien 1903, 3 nast.

¹⁷

   Termin flisz nie jest właściwie ani stratygraficznym ani petrograficznym, ale geograficznym; nauka stosuje go do wielkiej grupy różnych i różno-wiekowych pokładów powstałych pod pewnemi warunkami geograficznemi. Z u-ber, O pochodzeniu fliszu, Kosmos, Lwów 1901, 291; Über die Entstehung des Flysches, Zeitschrift für prakt. Geologie, 1901; Uhlig, Bau und Bild 1. c. 174.

¹⁸

jowa Csorba), lub też, jak Re hm an (Karpaty, Lwów 1895, 78) podaje, 915 m.

¹⁹

   Supan, 1. c. 184.

²⁰

   Por. Dodatek Nr 1.

²¹

   Por. Dodatek Nr 2.

²²

   Por. Dodatek Nr 3

²³

   Najniższy punkt wododziału europejskiego w kotlinie liptowskiej koło

²⁴

Hunyady ma 882 m, a nie, jak dotychczas przyjmowano, 898 m (stacya kole

²⁵

   Zaręczny, Atlas geolog. Galicyi III, 198: Krzeszowice 270—300—310 m, Rybno 270 m, Chrzanów 280—290 m; Rajsko w pobliżu, 350 m.

²⁶

   Uh lig, Rau und Bild 1. c. 844 (194).

²⁷

   Romer, Geografia Polski (Polska, obrazy i opisy) Lwów 1904, 24.

²⁸

   Friedberg, Sarmat w okolicy Sandomierza i Tarnobrzegu, Wszechświat, Warszawa 1905, XXIV, 385—388.

²⁹

Uhlig, Wykłady, półrocze letnie 1906. Tektonik der Karpathen. Sitz. Ber. Ak. Wien, mat. nat. KI. 1907, CXVI.

* Limanowski, Rzut oka na architekturę Karpat, Kosmos XXX, 1905.

³⁰

Romer E., Polska 1. c. 23, 27.

³¹

   Friedberg W., Atlas geol. Galicyi XVI, i nast.

³²

   Łomnicki, Atlas geolog. Galicyi XII, 8; XV, 7—8.

³³

⁸ Szajnocha, Atlas geolog. Galicyi XIII, 48.

³⁴

   Hilber, Aufnahmen um Jarosław und Leżajsk, Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanst. 1882, XXXII, 244/5.

³⁵

   Uh lig, Jahrbuch d. geolog. Reichsanst. 1883 XXXIII, 552/6; 1884, XXXIV, 226—231.

³⁶

   Friedberg, Atlas geolog. Galicyi XVI, 37 i nast.

³⁷

   Podczas druku niniejszej rozprawy ukazała się praca W. Łozińskiego o glacyalnych zjawiskach północnego brzegu Karpat (Sprawozd. Ak. Urn. 1908). Niestety podstawowej kwestyi genezy teras dyluwialnych nie rozwiązał autor, a w naszych poglądach na genezę żwirów mieszanych wywołał jeszcze większy zamęt nie odróżniając ściśle żwirów rzecznych od utworów morenowych.

³⁸

Garby te nie mają osobnych nazw: jest to fakt znamienny, dowodzący, jak mało ważny czynnik krajobrazu stanowią one.

³⁹

   Tietze, Geognost. Verhältnisse der Umgebg von Krakau, Jahrb. geol. Reichsanst 1887, XXXVII, 11.

⁴⁰

   Uh li g, Verhandlg. geol. Reichsanst. 1883, 216; Jahrbuch 1883, 245.

⁴¹

   Uh li g, Vhg. g. Reichsanstlt 1884, 34.

⁴²

   Uh lig, Jahrb. g. Reichsanstlt 1888, 85/88; Bau und Bild 1. c. 818—820

(258—270).

⁴³

Supan, Österreich-Ungarn 1. c. 180 nast.

⁴⁴

   Re hm an, Karpaty 1. c. 421—431.

⁴⁵

   Romer, Polska 1. c. 26 i nast.

⁴⁶

   Szajnocha, Atlas geologiczny Galicyi V, 6 i nast.

⁴⁷

   Z. 6, G. XXII.

⁴⁸

   Z. 6, C. XXIII.

⁴⁹

   Uh lig, V, Jahrb. geol. Reichsanstalt 1888, XXXVIII, 86; Bau u. Bild 1. c. 819 (269).

⁵⁰

Cut-off proces będzie więc dokończonym; por. Davis, Physical Geo-

⁵¹

   Davis W. M., Physikal Geography 1898, 190.

⁵²

   Paul K. M., Verhandlg d. geolog. Reichsanst. 1885, 254.

⁵³

   Davis 1. c. 151.

⁵⁴

Re hm an, Karpaty 1. c. 61—65.

⁵⁵

Rehman A., Karpaty 1. c. 68—77. * Por. niżej.

⁵⁶

   Friedberg W., Das Miozän der Niederung von Nowy Targ. Sitz.-Ber. Wien Ak. mat.-nat. Kl. 1906, CXV.

⁵⁷

   Friedberg W., 1. c.

⁵⁸

   Terminów geograficznych trzeba koniecznie używać tylko we właściwem znaczeniu. Fjord — jest to dolina zalana przez morze, ale przedtem przez zlodowacenie przeobrażona. O takim fjordzie niema tu mowy.

Jeżeli zwrócimy teraz uwagę na ogólne rozmieszczenie mio-cenu w zachodniej Galicyi i zapytamy, co tu z punktu widzenia morfologa jest szczególnie znamiennem, to będziemy musieli powiedzieć: miocen znajdujemy na północ od Tatr nietylko w dolinie Dunajca (Sącz, Brzozowa), ale po pierwsze na wyżynowej równinie pogórza, po drugie także na dnie innych dolin. Do pierwszej grupy zaliczyć wypadnie resztki miocenu w Iwkowej (320 m), Rze-gocinie (330 m), Rajsku (350 m); tu też należy może nieczysty ił, leżący koło Izdebnika (330 m), jaki Tietze² bez uzasadnienia uważał za dyluwialny. Tu należą dalej pokłady w okolicy zagłębia mioceńskiego Rzeszowa sięgające 330 m.³ Pokłady te utrzymały się głównie w pogłębieniach dawnej widocznie premioceńskiej, powierzchni kraju, na którą wkroczyła transgresya mioceńska. Doskonale wykazuje

TWOrt A

w- ' \aUoc«m>

Rys. 5.

to profil miocenu w Iwkowej dokonany przez U h 1 i g a ¹ (ob. rys. 5). Transgresyjny charakter pokładów mioceńskich jest widoczny: przeważnie są to piaski, nieczyste piaskowate iły, pełne cieniutkich warstewek brunatnego węgla, często na podkładzie grubego, lub mniejszego żwiru piaskowcowego. Takie żwiry znane są z pokładów Iwkowej, Marcina Poręby, Brzozowej, może i Szaflar i t. d.; wybrzeżne zaś węgle w małej miąższości występują w Podegrodziu, Niskowej, Rzegocinie, Brzozowej i Grudnej, a w większych pokładach w kotlinie orawskiej. Pokłady te leżą niezgodnie na warstwach fliszowych, już dawniej wypiętrzonych i zmytych.

¹    Fried b erg, 1. c.

2    Tietze, 1. c. Jahrb. d. geol. Reichsanst. XXXVII, 1887, 483.

³    Friedberg, Zagłębie mioceńskie Rzeszowa. Rozpr. mat.-prz. Ak. krak.

1903, XLIII.

Transgresyjne pokłady morza mioceńskiego znajdujemy nietylko na wyżynie pogórza, ale także głęboko w dolinach w poziomach znacznie niższych. Fakt ten dowodzi, że wyżłobienie dolin prawie aż do dna dzisiejszego jest dziełem już pretortońskiej erozyi. Taki pokład miocenu znajdujemy pod Brzozową w starej dolinie, prawdopodobnie używanej kiedyś przez Białkę, a potem zasypanej żwirami dyluwialnemi (Gromnik-Siemiechów) w wysokości 250—270 m. Pokłady w Błoniach i Zgłobicach (230 m) również dowrodzą istnienia doliny Dunajca już w epoce pretortońskiej. Tu należy zaliczyć Grabowieckie warstwy Niedźwiedzkiego leżące transgresyjnie na miocenie starszym nieco dyslokowanym. Znane są one np. z Gra-bowic, 3 km ku W od Bochni na stokach doliny Raby w wysokości 250—280 m. Tu też należy miocen zapełniający (co już widzieliśmy, str. 9), stare łożysko Pra-Wisły pretortońskiej i cieśniny morza miocenu młodszego, a schodzący aż do poziomu dzisiejszej Wisły. Pokłady w okolicy Wadowic, w których w Marcinie Porębie znaleziono nawet skamieliny, leżą na 250 m.¹ W mioceńskiem zagłębiu Rzeszowa znajdują się również pokłady miocenu blizko dna dzisiejszego dolin w Tyczynie na 220 m, w Błędowej Słocińskiej na 250 m.² 3

Omówione właśnie pokłady nie leżą w pierwotnym układzie, ale są zwykle choć niewiele wypiętrzone. Stwierdzenie takiego pochylenia warstw oraz jego stopnia nie zawsze jest łatwe, gdyż odkrywki są przeważnie małe, niewyraźne, samo zaś pochylenie często nieznaczne. Mimo to istnienie tego pochylenia stwierdzono już dawniej w licznych wypadkach. Oto kilka przykładów:

Uh lig: Iwkowa⁴ 25° SW.

Bochnia,⁵ pofałdowane i połamane.

Niskowa,⁶ nieznaczne pochylenie ku E.

Brzozowa.⁷

Friedberg: Szaflary i t. d.¹

Sawicki: Niskowa 10° E.

O ile pochylenia te stoją w związku z ruchami górotwórczemi, będzie można stwierdzić dopiero przez dokładniejsze zbadanie stosunków lokalnych; pochylenia bowiem, których istnienie dotąd stwierdzono, nie przewyższają naturalnych pochyleń hałd wy brzeżnych;⁸ 9 zwykle jednak nie mamy tu do czynienia z wybrzeżnemi pokładami, a tylko z powstałemi w wodzie płytkiej.

Wnioski, jakie musimy wyciągnąć z rozmieszczenia miocenu na równinie pogórskiej i w głębi dolin, z ich facyi płytkowodnej oraz z ich nienormalnego ułożenia, są całkiem jasne. Przede wszyst-kiem, wytworzenie kadłuba pogórskiego i należących doń teras w krainie górskiej, a także poziomu Gubałowskiego w kotlinie Nowotarskiej z pewnością nie jest młodsze od tortonienu. Ten jednak poziom I nawet już przed tortonienem był zniszczony przez pretortońską erozyę pogłębiającą, która stworzyła doliny sięgające swem dnem prawie do dna dolin dzisiejszych, a zasypane przez transgresyę młodomioceńską. Pogłębienie nie doszło, zdaje się, do samego dna dzisiejszych dolin, gdyż pokłady mioceńskie znajdują się zawsze trochę wyżej od niego. Transgresya tortońska wdarła się do estuarów i limanów rzek w pogórzu i w krainie górskiej, pozostawiając tu swoje pokłady. Posuwanie się morza po rzeźbie pretortońskiej można śledzić w nielicznych odkrywkach, gdzie podkład tworzą bazalne zlepieńce i węgle. W Szaflarach Friedberg¹⁰ stwierdził następujący przekrój: na samym spodzie lekka ziemia, pochodząca prawdopodobnie z moczarów (zwracam uwagę, że przy zbliżeniu się transgresyi woda gruntowa musi podnieść się a na niezalanem jeszcze brzegu powstanie wiele moczarów i miejsc podmokłych). Nad tą ziemią leży ił gipsowy z otoczakami wybrzeżnemi wielkich rozmiarów. W Iwkowej leżą pod iłem mioceńskim otoczaki wybrzeżne,¹¹ a w Niskowej piasek częściowo spojony;¹² Grzybowski¹³ znałazł pod iłem badeńskim piaskowce grube (warstwy błoń-skie). Ale morze, które w szerszych dolinach miało z początku przed zasypaniem ich przynajmniej do 200 m miąższości, nie było ograniczone do obszaru pogórza; musiało ono po terasach (poziomu I), które wtenczas nie były jeszcze wypiętrzone sarmackiemi ruchami górotwórczemi, wtargnąć także do krainy górskiej, a nawet do kotliny Nowotarskiej, gdzie dzięki późniejszemu wgięciu utrzymały się tak rozległe pokłady. Morze dostało się tam oczywiście po wszystkich terasach, prowadzących do kotliny podhalnej, a więc także wzdłuż Raby i Skawy (por. rys. 6). Z tego wynika, że w zachodniej

Sä

GJębsze morze mioc. Transgresya pogórska.

1 : 750.000.

Rys. 6.

Galicyi wielka transgresya mioceńska pokryła pogórze, opłukała góry wyspowe, tworzące teraz istotnie izolowane wyspy, podobne do dzisiejszych dalmatyńskich (dalmatyński typ wybrzeża), a sięgała aż po Szaflary, zalewając jeszcze dolną część poziomu Gubałowskiego.

rzecz-

Ta transgresya tortońska ułatwi nam również zrozumienie genezy kadłuba pogórskiego (por. str. 16). Terasy w krainie górskiej są zapewne pochodzenia rzecznego. Byłoby naturalne i najprostsze przypuszczenie, że i poziom pogórski jest pochodzenia nego; w takim razie terasy musiałyby rozszerzać się coraz więcej ku dołowi, podobne do dzisiejszych lejków Dunajca i Raby, aż stworzyłyby

u stóp wyższego górotworu równinę podgórską. Tak jednak nie jest. Na północnej granicy krainy górskiej terasy wcale nie są szersze, niż dalej na południu; owszem, miejscami zwężają się (nad Rabą). Kadłub pogórski zaś zaczyna się nagle i w całej szerokości, całkiem tak, jak abrazyjna terasa wybrzeżna ogromnych rozmiarów', podczas gdy terasy rzeczne krainy górskiej uchodzą na kadłub pogórski zaledwie w 4 miejscach. Brak rozszerzenia teras rzecznych i nagłe rozszerzenie kadłuba pogórskiego, j ego nagłe urywanie się na granicy po-łudnibwej przemawia za tem, że został on modelowanym przez ab-razyę tego właśnie morza, które zostawiło pokłady swe na jego powierzchni. Morze ścięło ostatnie na północ wysunięte góry wyspowe, wznoszące się nad poziomem ogólnym, tak dalece, aż dotarło do gór wyższych i szerszych, których już ściąć nie mogło.¹

W następujących ustępach streszczę pokrótce historyę rozwoju morfologicznego północno-tatrzahskich gór fliszowych zachodniej Ga-licyi, jako wynik dochodzeń, przedstawionych powyżej.

1) W epoce pooligoceńskiej góry fliszowe zostały sfałdowane na północ od linii skalic i przerzucone w kierunku N. W tym samym czasie musiało odbyć się częściowo przesunięcie, ale te ruchy górotwórcze trwały jeszcze po osadzeniu starszego miocenu solo-nośnego, przerzuconego ponownie. Ostatecznym wynikiem było tu wytworzenie się fałdowo-skibowego górotworu Karpat fliszowych i wypiętrzenie Tatr, gdzie eocen między Zuberecem i Palenicą wznosi się do 1400 m,¹⁴, kiedy tymczasem w kotlinie podhalnej nie został wyruszony z położenia poziomego (z wyjątkiem otoczenia skalic); widocznie w fleksurze byl on pociągnięty przez podnoszące się Tatry w górę.

2)    Górotwór ten został zniesiony i zrównany aż do nizkiego pogórza lub prawierówniny (poziom II), której resztki przedstawia szczytowy poziom gór wyspowych (por. przekrój ogólny, tablica I, Nr 1). Być może, iż do tego samego poziomu należy także północny brzeg Tatr, gdzie znajdujemy cały szereg szczytów, właśnie około 2000—2100 m wysokich, a czasem (jak np. Orszak) ze szczytową formą tafli. Szczyty te są następujące: W Tatrach Bialskich: Bujaczy wierch (1950 m). Przednie Jatki (2011 m), Jatki Zadnie (2024 m), Szalony wr. (2062 m), Płaczliwa Skała (2148 m), Hawrań (2151 m), Nowy (1959 m); między Białką a Dunajcami, Roztoka (2092 m), Koszysta (2141 m), Nad kotliną (1981 m), Piargi (1977 m), Giewont (1900 m), Kondraczka (2004 m), Małołączniak (2101 m), Czerwony wierch (2128 m); na zachód od Dunajca: Tyłkowe kominy (1826 m), Ornak (1861 m), Kończysta (2071 m), Hruby wierch (2142 m), Wołowiec (2065 m), Rohacz (2072 m), Płaczliwo (2126 m), Banikov vrch (2178 m), Salatinski vrch (2084 m, 2050 m). Ta rekonstrukcva poziomu II aż do Tatr jest naturalnie całkiem hipotetyczną. Po pe-neplenie tej spływały rzeki tatrzańskie konsekwentnie do pochylenia, ale w całkiem dowolnym stosunku do przebiegu warstw, z ogólnym kierunkiem północnym.

3)    Ta peneplena została wypiętrzona klinowato, więcej na południu, na linii Babia Góra-Pieniny o 600 m, im dalej zaś ku północy, tern mniej. Ruch był tu tak powolny, że rzeki mogły utrzymać dawne swe łożyska i kierunek biegu; przytem zaczynały one przecinać wypiętrzoną peneplenę i pogłębiać swoje koryta. Niezależność biegu rzeki od struktury oraz krętość jego utrzymała się nadal; został on jedynie wgłębiony i w ten sposób ustalony. Osiągnąwszy normalną prawie krzywą, rzeki beskidowe zaczynały rozszerzać dna swych dolin, podkopywać zbocza sąsiednich gór. Na Podhalu zniszczyły one zupełnie poziom II, prawdopodobnie dlatego, że warstwy leżą tam przeważnie poziomo i są miękkie. Podhale zostało całkiem zniesione do ponownej penepleny niższej (I) (poziom Gubałowski). Biały Dunajec popłynął wtedy przez wrota Sieniawy, Czarny Dunajec przez wrota Pieniążkowic, Białka przez Pieniny, Pra-skawa wreszcie przez przełęcz Beskidu ku północy. Spłynąwszy po poziomie Gubałowskim ku północy, w krainę górską, rzeki te wytworzyły tutaj typowe terasy rzeczne (wtenczas koryta), zniżyły wododziały i izolowały góry wyspowe. Terasy mają czasem wielkie rozmiary; utrzymały się na nich żwiry rzeczne, rzeka zaś sama płynęła po nich w wielkich wężownicach. W pogórzu terasy te prawdopodobnie rozszerzały się, ale później zostały przeobrażone przez abrazyę morską tak, że dziś z pierwotnej formy nic już tu nie widać.

4)    Z kolei nastąpiło obniżenie poziomu erozyjnego o 150—200 m, tak, że poziom I przez pogłębienie dolin znów został zniszczony. Pogłębienie to nie dotarło jeszcze w głąb gór, kiedy już morze młodszego medyteranu nadeszło w nasze okolice, zalało estuary rzek, zasypało je żwirem i piaskiem i naniosło w nie z bliskiego lądu rośliny, z których wytworzył się węgiel brunatny. Poziom morza podnosił się ze znaczną szybkością coraz więcej; wreszcie morze zalało terasy krainy górskiej i wtargnęło na krótki czas także do kotliny podhalnej. W krainie górskiej, gdzie zatrzymało się ono krócej, podmyło wprawdzie góry wyspowe, ale nie zniosło ich; kiedy tymczasem na pogórzu spłukało i ścięło niższe wzniesienia aż do linii występującej dziś jako północna granica krainy górskiej. W zagłębieniach osadzały się wszędzie pokłady tego morza; resztki tych pokładów transgresyjnych utrzymały się również: na wyżynie pogórskiej, w głębiach dolin, w kraju górskim, wreszcie w kotlinie położonej na południe od tego kraju.

5)    Morze tortońskie nie pozostało we wnętrzu Karpat przez czas dłuższy: zalew jego był zdarzeniem przejściowem tylko i nie zostawił tu znaczniejszych śladów morfologicznych. Opuściło zaś teraz morze nietylko Beskid, lecz całą Galicyę zachodnią (także Nizinę Małopolską, pokrytą jeszcze iłami mioceńskiemi). To cofnięcie się morza podczas sarmatu trwało nadal. Równocześnie z tern zjawiskiem ruchy górotwórcze na nowo wyruszyły Karpaty; to zaś właśnie wy dźwignięcie Karpat centralnych w przybliżeniu o 200 m wywołało nierówne rozmieszczenie pionowe pokładów miocenu i spadek teras 10°/₀₀ w krainie górskiej. Rzeki wcięły się na nowo i wyniosły materyał, naniesiony przez morze do dolin. Meandry Dunajca zostały wgłębione. Jak się zdaje, z wypiętrzeniem ogólnem szło równocześnie wgięcie zagłębień Dunaj cowego i Orawskiego, które wywołało załamanie się poziomu Gubałowskiego, wypłukanie zagłębienia podtatrzańskiego, powstanie przełomów denudacyjnych, wreszcie zboczenie obydwóch Dunajców do Białki (a prawdopodobnie i Praskawy do Orawy). Obraz sieci odwodnienia po północnej stronie Tatr przedstawiał się, jak wskazuje rysunek na następnej stronicy.

W czasie między głównem fałdowaniem i transgresyą, a więc w czasie między I-szym i II-gim medyteranem, we fliszowych Karpatach zachodniej Galicyi wyróżnić się dają 2 epoki górotwórcze (erozyi pogłębiającej) i 2 epoki denudacyi zrównującej; w tym też Sieć hydrograficzna zach. Galicyi przed wgięciem zagłębia orawsko-dunajcowego.

1 : 750.000.

Rys. 7a.

czasie powstały 2 poziomy równinne i 2 systematy dolin, włożone w siebie i różnowiekowe. A wszystko to odbyło się w epoce inter-medyteranu, na znaczenie której dotąd zwrócono zaledwie uwagę, Sieć hydrograficzna zach. Galicyi po wgięciu zagłębia orawsko-dunajcowego.

c\h

\ft

i-

-9

'•«».ni*"¹"!?

»J*

1 : 750.000.

Rys. 7b.

mimo, że wykazuje ona tak wielkie bogactwo procesów i że dzisiejsza właśnie rzeźba tych okolic pochodzi przeważnie z tamtych czasów. Fakt ten zrozumiemy łatwo, skoro przypomnimy sobie, że epoka ta była dla naszej okolicy epoką lądu stałego; dlategoteż tu, w kraju, który został zniesiony, niema z tego czasu pokładów, ale jedynie formy. Pokłady medyterańskie w innych okolicach, gdzie morze istniało przez cały intermedyteran, są bardzo bogate i wielokształtne; szczególnie charakterystyczna jest dla nich naprzemian-ległośó piasków i iłów. To właśnie jest materyał zniesiony z lądów stałych, gdzie, jak widzieliśmy, podobnie następowały po sobie na-przemian epoki to pogłębienia, to rozszerzenia dolin, to zn. epoki, w których rzeki unosiły do morza to grubszy, to cieńszy materyał. Paraleli między historyą lądu intermedyterańskiego w zachodniej Ga-licyi a pokładami wniesionemi zeń do morza przeprowadzić nie możemy, gdyż w intermedyteranie morze z naszych okolic cofnęło się daleko. Geolog, badający pokłady, nie jest w stanie wyjaśnić historyi lądu stałego, co stanowi właściwe zadanie morfologa, badającego formy pozostałe po dawnych rozwojach. Tu obadwaj muszą podać sobie rękę i przyczyniać sie, każdy ze swej strony, do zbadania historyi krajobrazu, ruchów tektonicznych itd. Obadwaj mają do pewnego stopnia podobną metodę, obadwaj wychodzą z punktu stosunków normalnych: ten od poziomego układu warstw — tamten od normalnej krzywej form; obadwaj wnioskują, że jeśli te normalne stosunki zostały przeobrażone, to stało się to dzięki pewnej przyczynie tektonicznej. Różnica polega tu tylko na tein, że ten studyuje pokłady — tamten formy; ten wychodzi z punktu linii poziomej (układ osadów w morzu) — tamten od krzywej (spadek normalny form); ten bada przeważnie dna mórz — tamten powierzchnię starych lądów.

Po transgresyi tortońskiej, która była czynną głównie w pogórzu, nastąpiły jeszcze ruchy górotwórcze. Kładę jednak nacisk na to, że już z powyższych wywodów jasne jest:

1)    wielkie znaczenie epoki intermedyterańskiej,

2)    trzeciorzędny wiek głównych rysów Karpat fliszowych Galicy i zachodniej.

Niedawno B. Willis¹⁵ ogłosił wyniki spostrzeżeń, poczynionych

Washington.

podczas krótkiej wycieczki w okolicę Sącza. Znany i poważny, obdarzony bystrym i spostrzegawczym wzrokiem, morfolog amerykański doszedł w głównych zarysach do podobnych wyników. W fakcie tym z przyjemnością widzę potwierdzenie moich poglądów. Rozumie się, że Willis, nie znając morskiego pochodzenia miocenu Podhala oraz nie biorąc pod uwagę całego szeregu objawów, jak: pokładów mioceńskich na pogórzu, poziomu szczytowego gór wyspowych, spadku i formy teras itd., mógł dojść do niektórych tylko i bardzo ogólnych poglądów.

V.

Posuwając się dalej ku południowi, staniemy wobec dwóch ważnych zagadnień: rozchodzi się mianowicie o stosunek Orawy i Dunajca-Popradu do poziomów i do całego rozwoju gór fliszowych. Obydwa systematy rzeczne mają stanowisko szczególne, gdyż wielkie części ich dorzecza leżą już wt górach centralnych, biorą więc także udział w ich historyi, kiedy inne części należą do terenu pasma piaskowatego, omówionego w rozdziałach 131-cim i IV-tym. Sieci wodne Orawy i Dunajca-Popradu tworzą jakby pomost między rozwojem krainy fliszowej z jednej a krainy centralnej z drugiej strony. Zagadnienia historyi Orawy nie mogę jeszcze rozwiązać. Z niektórych faktów zdaje się przecież wynikać, że dzisiejsza sieć odwodnienia tej rzeki jest dopiero zjawiskiem stosunkowo młodo-cianem. Powstała ona, zdaje się, w ten sposób,¹⁶ że stary system odwodnienia (Pra-Skawa) przepływający, podobnie jak oba Dunajce, w krainę górską, przez przełęcz Beskidu (757 m), który utrzymał się jeszcze w resztkach i śladach, został skierowany w bok, do Orawy; ta zaś za pomocą wstecznej erozyi odebrała mu wody. W ten sposób sieć wodna górnej Pra-Skawy została, jako obcy człon, przyłączoną do Orawy. Tu północno-tatrzańska sieć hydrograficzna straciła obszar niegdyś do niej należący; na wschodzie utrzymała się tymczasem jeszcze przy sieci wodnej Popradu przestrzeń, która orograficznie nie należy już do krain północno-tatrzańskich.

Zagadnienia przełomów Dunajca i Popradu od dawna były uważane za bardzo trudne do rozwiązania, gdyż rzeki pochodzące z kotlin, których średnia wysokość wynosi zaledwie 700—600 m, przełamują tu górotwór 100 km szeroki a do 1200 m wysoki. Przypatrzmy się bliżej Dunajcowi.

Bieg Dunajca znamy już aż do Czorsztyna; składa się on: 1) z części górnej w wypłukanem zagłębiu podtatrzańskiem 2) z części średniej przełamującej się i 3) z części dolnej, subsekwentnej w zagłębiu Nowotarskiem. Pod Czorsztynem rzeka ta opuszcza kotlinę Nowotarską, przełamując się przez skalice na ich południową stronę. Mały przełom czorsztyński, w którym Dunajec obnażył skalice, odznacza się nieznacznemi progami, wywołanemi przez twardszy materyał. Przełom ten nie jest bynajmniej wązki, gdyż rzeka wypłukała miękkie warstwy płaszcza skalicowego,¹ kredowego i trzeciorzędnego. Poniżej Dunajec wyżłobił sobie aż do Czerwonego Klasztoru szeroką dolinę, leżącą dokładnie na granicy wapieni pienińskich i piaskowców poziomu Magóry Spiskiej. Rzeka nasza tworzy tu wielkie zakręty, ma jednak dno szerokie, a stoki po południowej stronie nizkie i miękkie. Pod Czerwonym Klasztorem uchodzi do niej potok Lipnicki. Szeroka linia pogłębienia, w której Dunajec płynie dotąd od Czorsztyna a która powstała przez wypłukanie miękkiego płaszcza skalicowego, biegnie wzdłuż potoka Lipnickiego dalej ku E przez Haligowce i Wk. Lipnik do przełęczy między Leszczyną (1010 m) a Wysokiemi Skałkami (1052 m), zaledwie 735 m wysokiej. Po drugiej stronie rów ten opuszcza się ku Popradowi, który aż do Orłowa używa go jako łożyska. Stąd Poprad zwraca się ku północy i wstępuje w wielki przełom; rów skalicowy zaś biegnie ku SE (kolej Sądecko-Koszycka) na nizką przełęcz Puszta mezö (601 m) między Minczolem (1157 m) i Ruczawą (837 m), dalej, na wschodzie, wzdłuż Toryski. Widocznie pasmo skałek albo, lepiej mówiąc, pasmo miękkiego płaszcza skalicowego, w całych Zachodnich Karpatach przedstawia się jako linia pogłębienia, jako rów, i dlatego jest ważnym czynnikiem morfologicznym, hydrograficznym i antro-pogeograficznym, szczególnie zaś doniosłym, jeżeli chodzi o podział Karpat Zachodnich.²

Dunajec opuszcza ten rów poniżej Czerwonego Klasztoru i wstępuje w wąwóz, sławnego od dawna przełomu przez skalice

¹ Płaszcz skalicówy = Klippenhülle (Uh li g, Jahrb. geol. Reichsanst.

1890, XL).

s Linia skałek tworzy już rów pogłębienia (denudacyjny) na przełęczy Miawskiej, w dolinie Wagu, po północnej stronie Małej Fatry i na Orawie.

pienińskie. Białe i nagie, strome ściany wznoszą nad wązkiem korytem, zajętem przez rzekę, płynącą po licznych progach ku Krościenku. Rzeka jednak nie przerzyna tych twardych wapieni drogą najkrótszą, lecz wije się w licznych i pięknych serpentynach (por. rys. 8), tak, że powstają tu niemal góry wężownicowe. Spad stoków nie jest zwykle całkiem jednolity, lecz załamuje się nieco w wysokości około 600 m, tak, że stoki poniżej tej wysokości są bardziej strome, powyżej łagodniejsze (rys. 9). Oczywiście mamy tu jedne nad dru-giemi, choć niewyraźnie rozwinięte, formy z dwóch epok rozwoju: formy cyklu starego nad formami jeszcze młodocianemi. Spostrzeżenie to znajduje inne jeszcze poparcie, jest niem fakt następujący: niedaleko przed miejscem, w którem Dunajec wypływa z Pienin, uchodzi doń ze wschodu potok Leśnicki. Postępując wzdłuż biegu tego potoku pod górę, przedzieramy się z początku przez wązki, skalisty i dziki parów; powyżej otwiera się nagle widok na małą kotlinkę w okolicy Leśnic (492 m), wymytą w miękkich marglach neokomskich i w szarych wapieniach z aptychami (a więc jest to typowa kotlinka denuda-cyjna). Skoro będziemy Mrznosić się wyżej jeszcze pod górę, zdziwi nas fakt, że ponad stromemi zboczami w wysokości 650 m i wyżej rozwinęły się szerokie równe formy płytowe, ponad któremi dopiero wznoszą się jak igły strome skalice wapienia jurajskiego (Szabra-nówka 742 m, Leśna skała 772 m, Rabstein 899 m i t. d.) I tutaj więc mamy ślady form pochodzących z dwóch cyklów, z których pierwszy doprowadził już do pewnego dojrzewania krajobrazu, kiedy drugi wciął swoje młodociane formy w formy pierwszego. W miejscu, gdzie Dunajec występuje z Pienin, spływa ze wschodu potok Ruski, który rozwinął się subsekwentnie w północnej części płaszcza skalico-wego, podobnie jak potok Lipnicki w południowej. Przy kościele w Jaworkach do Dunajca uchodzi z południa potoczek, który, jakto już zauważył U h 1 i g,¹ przepiłował twardą skalicę ładnym przełomem en miniature, mimo, że mógł wygodnie ją obejść. Widocznie jest to mały prze-

Soi)

Vro

Rys. 9.

Rys. 8.

'Uhlig V., Jahrb. geolog. Reichsanst. 1890, XL, 676.

łom epigenetyczny, pochodzący z czasów, kiedy skalica była jeszcze pokryta płaszczem skalicowym, a poziom erozyjny leżał około 600 m; musiało też już wtedy nastąpić zrównanie kraju do pewnego stopnia.

W dalszym biegu w stronę Krościenka Dunajec sam płynie w kierunku Ruskiego potoku, koryto jego leży przytem w rowie denudacyjnym, w pokładach miękkich. Przy Krościenku rów ten zaznacza dalej ku W, uchodząca tu dolina Krośnicy, której używa też gościniec prowadzący z Sącza do Czorsztyna; rów nasz omija przytem cieśniny Dunajca w Pieninach. Przełęcz koło Kluszkowiec ma około 680 m wysokości, jest więc wzniesioną pod Maniowami nad Dunajcem zaledwie 150 m i przedstawia wygodne przejście doCzorsz^ skracające ogromnie drogę Dunajca i omijające wąwóz Pienin Dunajec przepłynąłby z pewnością przez tę nizką przełęcz w miękkich warstwach, oszczędzając sobie podwójnego przełomu, a to w Pieninach przez góry twarde do 1000 m wysokie. Skoro jednak nie obrał tej drogi, to dlatego, że przełęcz ta jest wytworem młodszym niż przełom Pieniński, i że Dunajec pierwotnie już rozwinął się znacznie wyżej nad 700 m i nie mógł już opuścić swego łożyska wgłębionego w wapieniu, kiedy rów i przełęcz Krośnicy rozwinęły się. Już z tego wynika, że bieg Dunajca w Pieninach jest przetrwały¹⁷ (antécédent), kiedy zaś tymczasem rówT Krośnicy jest zjawiskiem młódszem, związanem z faktem wypłukania miękkich warstw (subsekwencya).

Na północ od Krościenka Dunajec wstępuje w nowy przełom, którego znaczenia nie oceniono dotąd należycie a i.o dlatego, iż całą uwagę badaczy zajmował tu zawsze przełom Pieniński. Nie było to przecież słuszne: góry fliszowe bowiem, które Dunajec przełamuje między Krościenkiem i Łąckiem, sięgają wysokości 1100—1200m, awięc sąo200—300m wyższe od wapieni Pienińskich. Zbocza gór fliszowych, dalszego ciągu Niedźwiedzia, są stosunkowo strome. Jest tu też kilka wgłębionych, choć nie bardzo u yraźnych, meandrów (koło Kłodna, Królówki i poniżej Ochotnicy) doliny atoli znajdujące się w górach piaskowcowych, t. j. w materyale nieprzepuszczalnym i kruchym, jest szerokie a stoki m • formy bardziej miękkie. W dolinie tej płynął Dunajec w epoce lodowej o 40 m wyżej, jak tego dowodzi terasa żwirowa na południe od Tylmanowej, rzadkiej jak na Karpaty fliszowe piękności. Ale znacznie wyżej jeszcze można stwierdzić istnienie małych teras: są to terasy na wys. 700 m na południu, 620 m w pobliżu Zarzecza, odpowiadające poziomem swym terasie Sądeckiej (550 aż do 450 m); dlategoteż słabe resztki wyż wspomnianych teras przemawiają za genezą fiu wiaty wną. Koło Zarzecza Dunajec zwraca się ku E już między niższemi wzniesieniami o formach miękkich, aż wreszcie koło Jazowska zaczyna tworzyć lejek, wypełniony aluwialnym stożkiem żwirowym, przechodzącym koło Starego Sącza w równinę Sądecką,

Tak więc na przestrzeni od Czorsztyna do Sącza składa się (por. rys. 10) z 5 różnych części, 3 podłużnych (W—E) i 2 poprzecznych (S—N).

.A_

,---A

Części podłużne odznaczają się formami łagodnemi i dojrza-łemi i werznięte są w miękkie warstwy (to wpołudniową i północną część płaszczu skalicowego, to we flisz, zgodnie z przebiegiem warstw); po-

1 -. 300.000.

Rys. 10.

przeczne, a zarazem przełomowe części odznaczają się natomiast bardziej strömend, młodocianemi formami i wgłębio-nemi meandrami. Doliny Dunajca na tej przestrzeni, liczącej 20 km długości, pod żadnym warunkiem nie można uważać za podłużną, jak tego chce R eh man.¹ Badacz ten, zestawiając dawniejsze poglądy na powstanie przełomu Dunajcowego,¹⁸ 19 zupełnie słusznie odrzuca teoryę jeziorną, a także teoryę wstecznej erozyi. Niesłusznie natomiast odrzuca on teoryę antecedencyi,²⁰ twierdząc, że antece-dencya tam tylko ma miejsce, gdzie kimunek rzek jest jednostajny, mimo że oddawna znaną właściwością rzek niżowych (np.

Niemna, Cisy) są niezliczone zakręty i wężownice. Nagłe zaś i wielkie zmiany kierunku Dunajca pod Czerwonym Klasztorem i Popradu pod Orłowem należy tłumaczyć, jak zobaczymy jeszcze, wpływem pasma skalic. Dalej, twierdząc, że rzeki nizinne nie mogą pogłębić swego koryta, przeoczył Rehman¹ fakt, że z chwilą wypiętrzenia spadek potęguje się, a zatem potęguje się także siła erozyjna wraz z ożywieniem ehyżości rzeki. Natomiast teoryi tektonicznej, którą sam przyjmuje, nie popiera Rehman żadnemi spostrzeżeniami. Luge on, który podczas wycieczki międzynarodowego kongresu geologów zwiedził Pieniny, był, jak to wynika z twierdzenia Limanowskiego,²¹ 22 zdania, że przełom Dunajcowy jest epigene-tyczny. W takim razie jednak nietylko Pieniny, jak podkrt flił już Łoziński w recenzyi rozprawy Limanowskiego,²³ musiały być przykryte jakąś warstwą, na której Dunajec rozwinął swój bieg, (tą warstwą mógł istotnie być, podobnie jak w przełomie koło Jaworek, niespłókany jeszcze płaszcz skalicowy), ale także i cała kraina na południe od przełomu. O takiem jednak pokryciu nie może być zgoła mowy.

Krótko mówiąc, przełomy Dunajca nie mogą być 1) jeziorr enu, gdyż, po pierwsze, niema w kotlinie Nowotarskiej żadnego śladu po jeziorze, a po drugie, wody takiego jeziora z większą znacznie łai i prędzej odpłynęłyby przez Orawę lub przez Spiż, niż przez my. 2) Nie są to również przełomy wstecznej erozyi, gdyż w te padku Skawa i Raba, pracujące tylko w miękkich warstwach flis : u c; : już dawno musiałyby zdobyć rzeki tatrzańskie, i to tem wię że z powodu krótszego biegu mają największy spadek, a więc i iła erozyjna jest znaczniejszą od siły Dunajca, opór zaś materyału — słabszy; zresztą w takim wypadku Dunajec musiałby pracować wstecznie w zagłębieniu Krośnicy, nie zaś w Pieninach. 3)    «- są

to dalej przełomy tektoniczne, a to dlatego, że w tych okoiicach wogóle nie znaleziono dotychczas większych dyslokacyi N—S, iem mniej tak skomplikowanego systemu uskoków, któryby odpo tdał zakrętom Dunajca. 4) Przełomy Dunajca nie mogą też być den i-dacyjnemi, gdyż kotlina Nowotarska nie powstała wyłącznic przez denudacyę; w takim razie nie byłby także zrozumiały podwójny przełom Dunajca przez skalice. 5) Nie są to wreszcie przełomy epi-genetyczne, brak tu bowiem równiny akumulacyjnej, na której Dunajec rozwinąłby się.

Nadto żadna z tych teoryi nie tłumaczy: 1) licznych pięknie wgłębionych wężownic, 2) dziwnych kombinacyi podłużnych i poprzecznych członków, 3) faktu, że w przełomach utrzymały się przynajmniej ślady form ze starszego, już dojrzałego cyklu.

Stosując wyniki badań, osiągnięte w dorzeczach Skawy i Raby także do Dunajca musimy stwierdzić, iż rozwój Dunajca jest podobny do rozwoju tamtych dwu rzek. Wszystkie te rzeki powrstały na północnych zboczach Tatr i spływały pierwotnie po poziomie II ku północy. Poziom ten w stanie silnie zniszczonym, spuszczając się zwolna z Niedźwiedzia, przechodzi ku wschodowi przez Lubień (1211, 1113, 1050 m) na Skałki (1058 m, 1168 m), Prehybę (1175 m, 1195 m, 1120 m), dalej na punkt 1226 m, 1188 m, potem na Radziejową (1265 m) i Wielki Rogacz (1182 m). Na tym równinnym poziomie, gdzie kierunek Pra-Dunajca (alias Białki, por. str. 32 i nast.) był całkiem niepewny, rozwinęły się liczne wężownice, kiedy zaś poziom II został w południu wypiętrzony (o 600 m), cały sy-stemat Pra-Dunajca pogłębił swe koryta i przeobraził poziom ten w krainę pagórkowatą o względnej wysokości najwyżej 500—600 m. Przeobrażenie to było z pewnością bardzo silne, gdyż Pra-Dunajec z powodu twardej wapiennej skały Pienińskiej, utrudniającej szybką erozyę, pogłębił się bardzo powoli. Ruchy masowe przeto miały czas zniszczyć szczególnie wierzchołkowe części pogórza. Ostatecznie formy osiągnęły już stan dojrzały, których ślady odnajdujemy w Leśnickiej kotlince, w przełomie epigenetycznym koło Jaworek, w załamaniu stoku w Pieninach, w małych terasach, wreszcie w przełomie Dunajca przez flisz. Pra-Dunajec, pogłębiając koryto swe wolniej niż Raba i Skawa, nie mógł później przez tak długi czas przystosować się do nieruchomości poziomu erozyjnego, która dalej na zachodzie wytworzyła ładne terasy. Jedynie w okolicy Sądeckiej powstała piękna terasa ze żwirami Pra-Dunajca (por. str. 23 i nast.). Już podczas tej pierwszej epoki erozyjnej wężownice zostały wgłębione również w skale wapiennej, a tu właśnie, skoro już raz zostały wgłębione, mogły utrzymać się i utrzymały się też w istocie lepiej, niż we fliszu. Drugie słabsze wypiętrzenie (o 200 m) wywołało ostateczne wgłębienie wężownic do poziomu dzisiejszego. Później, rzeka zaczęła rozszerzać dolinę, szczególnie w warstwach miękkich, i rozwinęła się rzeźba, dostosowana do odporności warstw. Podłużne części dolin otrzymały formy dojrzałe, poprzeczne zaś, szczególnie leżące w wapieniu, mają do dziś dnia formy młodociane przestrome. Drugi proces górotwórczy mogła rzeka przezwyciężyć o tyle łatwiej, o ile wnet po wgięciu zagłębienia Nowotarskiego wody jej zostały pomnożone przez Czarny i Biały Dunajec, zwrócony tu z dawnego koryta. Bieg Dunajca został więc zarysowany już w intermedy-teranie, a dzisiejsze formy doliny są dziełem erozyi trzecio- i czwar-torzędnej, działającej pod wpływem ruchów górotwórczych. Jedna jeszcze właściwość biegu Dunajca (podobnie jak i Popradu) domaga się tu wyjaśnienia, a mianowicie fakt silnego i kilkokrotnego nagłego zboczenia kierunku. Zdaje się, że wywołało je pasmo skalico we, nie w ten przecież sposób, że wapienie, jak wał, odparły wody rzeczne, lecz, że pierwotnie ukośnie przez wapienie przebiegająca rzeka, starała się przez ześlizgnięcie (proces, który wyjaśnił v. Richthofen¹) ukrócić bieg swój przez twardy materyał, rozkładając przekątnie prostokątu na dwie strony.

Podobnie jak porównanie Dunajca z rzekami zachodniemi dopomogło nam do zrozumienia genezy przełomu i rzeźby doliny Dunajca, tak fakt, iż powierzchnię Spiskiej Magóry możemy uważać za analogiczną, a nawet identyczną z poziomem Gubałowskim pouczy nas, że właściwy przełom Dunajca nie leży w Pieninach, ale w górach fliszowych. Skalice w kotlinie nowotarskiej sterczą nieco ponad poziom ogólny północnej części penepleny Gubałowskiej ; są to jednak tylko skalice małe, izolowane i silnie połamane i dlatego tworzą jedynie niewielkie wzniesienia nad poziom. Poziom ten ciągnie się dalej ku wschodowi i zgadza się z prawierówniną Spiskiej Magóry opadającej zlekka ku N. Spiska Magóra na południu, gdzie według Uhliga²⁴ 25 zapadł się górotwór, a grzbiet opuszcza się stosunkowo stromo (do 700 m) ku kotlinie Spiskiej, nie dochodzi do takich wysokości, jak grzbiet Gubałówki. Brzeg południowy tworzą Viderny wierch i Turowa (1043, 1110, 1086, 1010 m), Spitzenberg (1027 rn) i Magóra właściwa (1089, 1066, 1106, 1109 m). Stąd opuszcza się wyżynowa równina falista (t. zn. jej garby) w kierunku Pienin ku północy, do wysokości 700 m (całkiem podobnie jak na Podhalu). Tu również na północnej granicy poziomu, wznoszą się skalice. Na przestrzeni Czorsztyn-Niedziea są one podobnie połamane, małe i izolowane jak na zachodzie, a wysokość ich tak samo nie przenosi 700 do 800 m; ale dalej ku E stosunki te zmieniają się. Wapień jurajski przybiera ogromne rozmiary prawie jednolitej pod względem odporności bryły; skała ta, jako twarda i przepuszczalna, nie została zniesiona, tak jak inne, i tworzy dziś wzniesienia górujące znacznie nad poziomem I, mianowicie do 982 m wysokie. Z drugiej jednak strony niepodobna zaliczyć Pienin do poziomu II, w tych okolicach wyższego jeszcze od nich o 300 m. Że takie określenie Pienin, jako przynależnych do cyklu młodszego, modelującego zachodnio-galicyjskie Karpaty, jest słuszne, dowodzi fakt, że dalej na wschodzie, w okolicy Popradu, gdzie skalice rozpadają się na liczne, małe jednostki, pasmo skalicowe zupełnie zanurza się pod fliszem, nie wznosząc się nad 700—800 m.

Poziom górny (II) jest nad Dunajcem, jak widzieliśmy, już bardzo niewyraźny; widoczne jest jednak jego opuszczanie się ku E. Rozwija się tu górski utwór fliszowy, przecięty głęboko dolinami, rozdzielonemi przez grzbiety o krętym, niepewnym kierunku. Jeszcze w Prehybie i Radziejowej dochodzi do 1168, 1120, 1175, 1295, 1226, 1188, 1265, 1182 m. Ale dalej na wschód grzbiety wznoszą się już tylko do wysokości 1000 i 1100 m, są niemi: Heliaszówka (1024 m), Niemkowa (1026 m), Skałka (1082 m); bezpośrednio w pobliżu Popradu i te wzniesienia urywają się nagle i występują ponownie dopiero daleko na wschód od Popradu (Pusta wielka 1061 m, Porchowałka 1005 m, Pisana hola 1044 m, Nad Kamieniem 1083 m). Między temi wzniesieniami leży szeroka rynna wzniesień znacznie niższych, nie przechodzących wysokością swą 750—900 m. Na każdym prawie grzbiecie, schodzącym ku dolinie Popradu, możemy stwierdzić wielkie załamanie profilu, tak np. na Niemkowej i przeciwległej Pisanej holi²⁶ (ob. rys. 11). Załamanie to nie jest jednolite; znajdujemy tu kilka form terasowych leżących w różnych wysokościach. Zwykle są one silnie zniszczone; dlategoteż, a także z powodu lesistości terenu zbadanie ich jest uciążliwe; stąd też nie mogłem badania tego przeprowadzić do końca. Wielka forma rynny położonej wysoko nad Popradem jest przecież w niektórych miejscach całkiem widoczna; rozciąga się ona w kierunku ogólnym SSE—NNW i ma spadek ku N. Szczątki teras leżą: w okolicy An-drzejówki i Lipnika na wysokości 760 i 770 m (Tatarówka 770 m, pomiar barom., Makowisko 766, 758 m, Stawisko 762 m); w okolicy

Rys. tl.

na

Zubrzyk 600—650 m. Powyżej Piwnicznej terasy są wyraźne i schodkowate, najwyższa z nich sięga 650 m wysokości. Bardzo piękna jest terasowa budowa Szycówki (do 595 m) na prawym brzegu. W okolicy Młodowa na lewym brzegu wysokość terasy głó-nej dochodzi 570 m, koło Przysietnicy terasy opuszczają się już na 490—460 m, w tej samej wysokości leży wielka terasa sądecka, do której utworzenia przyczynił się Poprad. Spadek rynny Popradzkiej, której kierunek przedstawiliśmy właśnie, wynosi 8%₀ (na 40 km spada ze 770 do 450 m). Fakt, że Poprad wgłębił w tę rynnę swoje koryto o 2— 300 m, jasno dowodzi,¹ iż i ta rynna jest daw-nem łożyskiem Pra-Popradu, uchodzącego w poziomie I do kotliny sądeckiej. Wielkie załamanie gór 1000 i 1100 m wysokich ku rynnie leżącej na wysokości 800 — 500 m, przedstawia zbocza tej doliny Pra-Popradu. Drugi dowód, że chodzi tu o dawne koryto Popradu, stanowi fakt, iż udało mi się znaleźć nieliczne wprawdzie, ale typowe otoczaki rzeczne w wielkiej wysokości nad dzisiejszą rzeką, a to: po pierwsze na terasach powyżej Piwnicznej,² po drugie północ od góry Majdan (na wschód od Starego Sącza) i po trzecie na Podgórzu, na zachód od Starego Sącza. Są to przeważnie otoczaki piaskowca permskiego, kwarcyty i eiemno-niebieskie ■wapienie. Pierwsze dwa rodzaje otoczaków stanowią niewątpliwie

¹ Terasy są tu stanowczo nie warstwowe; często widać, jak one ścinają

warstwy.

Nad rzeką koło Piwnicznej znajduje się w wysokości 410 m (40 m nad na której stoi miasto; pokrywa ją żwir dyluwialny. Po-

rzeką) rozległa terasa, wyżej znajduje się kilka teras mniejszych, a także piękna wielka terasa leżąca w wysokości 485 m, z licznemi choć drobnemi otoczakami kwarcu i czerwonych twardych piaskowców permskich ; jeszcze wyżej (500 m) leży najszersza

i najpiękniejsza terasa.

materyał tatrzański, wapienie zaś skalicowy. Nie ulega wątpliwości, że otoczaki te naniósł Pra-Poprad, płynący pod Piwniczną i Starym Sączem o 200 m nad dzisiejszem dnem doliny.

V v.

ni

ii

t\

W czasie powstania poziomu I Pra-Poprad płynął już przez góry fliszowe, a w epoce stałego poziomu erozyjnego wytworzył dolinę na 3—4 km szeroką, po dnie której płynął w licznych wę-źownicach. Wypiętrzenie poziomu I nietylko wywołało pogłębienie dolin wogóle, ale także szybkie wgłębienie wężownic; Poprad posiada dziś liczne i bardzo typowe meandry wgłębione, które, mimo miękkości i nieodporności fliszu, w części tylko mają dno rozszerzone i spłaszczone zbocza. Piękny jest meander koło Piwnicznej; jego strona wewnętrzna jest już złagodzona, podobnie, jak w wę-żownicy koło Międzybrodzia. Zbocza innych meandrów Popradu są jeszcze po obu stronach bardzo strome; do takich należy grupa meandrów powyżej Żegiestowa (por. rys. 12), tworząca i opłukująca 3 półwyspy, z których jeden jest już całkiem niemal izolowany. Stromości zbócz i wązkość dna, a także ostre zakręty sprawiły, że gościniec musiał tu być przeprowadzony przez górę, tor zaś drogi żelaznej przebija ją tunelem. Wzgórze z kotą 495 m przemienia się tu w górę wężownicową. Istnienie starego wysokiego koryta w poziomie I ze żwirami Popradu oraz liczne wcięte meandry są dowodem antecedencyi przełomu Popradzkiego.

1:75.000. Rys. 12.

Przełomem tym jest istotnie bieg Popradu na przestrzeni Orłów-Nowy Sącz; powyżej tego miejsca rzeka nasza płynie w szerokiej nizinie 600—700 m wysokiej, gdy górotwór, który przebija ona w swym biegu na przestrzeni 40 km dochodzi do 1000—1200 m. Antecedencya i w tym wypadku wiekiem swym sięga intermedyteranu.

Nienormalne stosunki w układzie sieci odwodnienia Popradu powstały w chwili, gdy, z powodu zapadnięć węgierskich, ze wschodu zbliżył się ogromnie nizki poziom erozyjny. Poprad w okolicy miasteczka o tej samej nazwie stracił już część zlewiska swego (o tem por. niżej), a i dziś grozi mu do pewnego stopnia niebezpieczeństwo częściowej lub nawet całkowitej utraty obszaru zlewiska swego, a to w kotlinie Spiskiej do Hornadu. Przedewszystkiem bowiem Toryska zbliża się do Popradu właśnie w tem miejscu, gdzie odcięcie całego górnego dorzecza Popradu przychodzi jej z łatwością, mianowicie w okolicy Orłowa. Nizka przełęcz Pusztamezö (601 m), wobec korzystniejszych warunków erozyi Toryski, jest dla Popradu punktem słabym. Potok Luisi, spływający ze wspomnianej przełęczy do Toryski ku SE, ma spadek znacznie większy (30°/₀₀), niż Hartlowa, schodząca ku Popradowi (10°/₀₀). Różnica tego spadku potęguje się w pobliżu wododziału (Luisi 50%₀, Hartlowa 15°/₀₀); uwydatnia się to w okoliczności, że potok Luisi płynie bystro i wprost najkrótszą drogą, Hartlowa zaś robi liczne zakręty (por. rys. 13). Układ małych potoków w okolicy wododziału jest charakterystyczny. Luisi pogłębia swoje koryto i z czasem dzięki wstecznej erozyi dotrze aż do Popradu, który w ten sposób będzie zmuszony odpłynąć

('RTl.ovIA.

1:75.000.

Rys. 13.

do Toryski, zataczając przytem łuk podobny do dzisiejszego łuku tej ostatniej. Zboczenie Popradu jest tern łatwiejsze, że Toryska dziś już płynie pod Lipjani w poziomie 389 m, a Poprad pod Orłowem 482 m. Nadto Poprad niema już powodu pogłębiać swego koryta, gdyż spadek jego w stosunku do spadku Toryski jest i tak już bardzo łagodny; kiedy Toryska koło Preszowa, t. zn. w odległości 30 km od Lipian płynie w poziomie 250 m, Dunajec-Poprad do tego poziomu dochodzi dopiero koło Rożnowa (70—80 km odl. od Orłowa).²⁷ Inne szczegóły co do sieci wodnej Popradu, stojące już w związku z ukształtowaniem kotliny spiskiej, poznamy poniżej, w związku z kwestyą Hornadu.

Doszliśmy do końca naszych badań tymczasowych co do fliszowych Karpat Galicyi zachodniej; zanim przejdziemy do centralnej krainy kotlinowatej, zastanówmy się jeszcze pokrótce nad rozwojem poznanych dotychczas poziomów dalej na wschodzie. Poziom I (dolny) wkracza w dalszym ciągu na 60 km w głąb Karpat od brzegu północnego. Z powierzchni jego wznoszą się grzbiety utworzone z twardszego materyału. Położone najdalej na północ garby (Wał koło Wojnicza) tworzą kopułowate wzniesienia. Dalej ku południowi grzbiety wydłużają się i wznoszą się coraz więcej nad poziom dolny.¹ Szczególnie na poładniu występują już regularnie grzbiety ze stromemi zboczami, zostawiając między sobą podłużne zagłębienia denudacyjne w miękkich warstwach menilitowych łupków, warstw hieroglifowych i inoceramowych (kreda). Grzbiety, przybierając im dalej na południe na wysokości, przemieniają się w grzebienie; według wysokości grzebienie te można ugrupować, jak następuje:

1)    Rosahutka (lepiej Rosohatka 753 m), Maślonna (747 m), Hełm (779 m), Magóra od Hajnego (705 m), Małastowska (814 m). Pod nimi ku północy Dziamera (717 m), góra Ruchwałdzka (629 m).

2)    Jaworz (816 m, 882 m), Tokarnia (846, 871 m), Jaworzynka (777 m), Ściski (788 m. 866 m), Hańczowa góra (821 m), Jaworyna koło Regetowa (885 m).

3)    Jaworzyna koło Krynicy (949, 969, 1044, 1083, 1061, 938, 1082, 1077, 1116 m).

Z tego przeglądu wynika, że prawdopodobnie w poziomie szczytowym mamy do czynienia z obniżonym już tutaj znacznie poziomem II. Wiemy, że poziom ten obniża się już w okolicy Dunajca (por. str. 51), a jeszcze więcej w okolicy Popradu (por. str. 53). Poziom I zaś nie obniża się podobnie, a tylko wdziera się głębiej niż na zachodzie we wnętrze pasma fliszowego. W obniżeniu poziomu II możnaby upatrywać skutek mniejszej odporności warstw (według ustnych informacyi Uh liga terasy nad Białą i Wisłoką składają się przeważnie tylko z piasku, kiedy terasy Dunaj co we lub Raby

2)    Udaje się dolnej Torysce koło Lipjani ściąć i skierować w bok Toryskę górną oraz odciągnąć jej wody od Popradu. Ostatnim śladem dawnej hydrografii jest zgrzybiała Hartlowa, kiedy potok Luisi jest młody i pracuje silnie wstecz.

3)    Poprad pod Orłowem będzie ostatecznie przez Luisi zmuszony oddać wody swe Torysce i Hornadowi, i wytworzyć tu wielki łuk zwrócony ku S.

¹ Mapa specyalna : 6 XXIV i Grybów-Gorlice 7 XXIV.

są żwirowe); domysł ten nie jest wszakże prawdopodobny, gdyż jak widzieliśmy powyżej, poziom ten obniża się jedynie, ale nie zatraca się, jakby tego intensywniejsze zniszczenie przez denudacyę wymagało. Prawdopodobniejszem jest, że obniżenie to zostało wywołane w drodze tektonicznej : przez zapadnięcie, które musiało mieć miejsce przed wytworzeniem się całkiem normalnego poziomu I. Hipoteza ta jest tem prawdopodobniejsza, ile że poziom szczytowy dalej na wschodzie podnosi się na nowo do prawierówniny, którą znalazł nad Dniestrem Rudnicki.¹ Zachodzi tu pytanie, czy to obniżenie poziomu II, jego wgięcie między Popradem i Dniestrem właśnie, gdzie Alföld dochodzi z południa pod góry fliszowe, nie stoi w związku z wielkiem zapadnięciem, które rozdarło związek między zaehodniemi i wschodniemi Karpatami centralnemi. Zapadnięcie to obniżyło o tyle centralną masę marmaroską i tak bardzo zbliżyło do niej nizki poziom erozyjny, że rzeki, które ongiś spływały z niej prawdopodobnie do Galicyi i wytworzyły właśnie²⁸ 29 we wschodnich Karpatach prawierówninę poziomu II, zostały skierowane wstecz do niziny węgierskiej. W razie, gdyby odpowiedź na postawione powyżej pytanie była twierdząca, główna epoka zapadania nizin węgierskich przypadałaby na intermedyteran, t. j. na czas, zanim został wytworzony poziom 1, a więc na czas wielkich ruchów górotwórczych we fliszowych Karpatach zachodniej (i wschodniej) Galicyi i, jak zobaczymy, na czas zapadania się kotlin centralnych Karpat zachodnich. Przekonamy się niżej, że są inne jeszcze powody, by genezę niziny węgierskiej uważać za intermedyterańską.

Pokrótce napomnę o doniosłości studyów morfogenetycznych dla systematyki Karpat fliszowych, nietkniętej prawie dotychczas³⁰ właśnie z powodu braku kryteryów. Rozwój i geneza krainy od-zwierciadla się także w krajobrazie, w charakterze form i hydrografii, w fizyognomii, i dlategoteż może służyć jako kryteryum. Proponuję przyjęcie następującego podziału tymczasowego Karpat fliszowych zachodniej i środkowej Galicyi:

1)    Typ śląski. Góry masywne 1000—1300 m wysokie, zbudowane z kredy, a głównie z piaskowca godulskiego, mało rozczłonkowane dolinami rozszerzonemi, ale wązkościennemi; spad gór z 1000 m do 250 m do wązkiej równiny pogórza pokrytej lesem jest stromy. Typ ten sięga do Skawy.³¹

2)    Typ zachodnio-galicyjski. Typ ten odznacza się górami wyspowemu i ładną terasową krainą górską na południu, a szerokim, równym kadłubem pogórza na północy. Dalej, charakterystyczną cechą typu tego jest wielki kontrast między pogórzem i krainą górzystą. Doliny są tu stosunkowo głęboko wcięte, bez jakiegolwiek dostosowania się do struktury; niema tu ani podłużnych, ani poprzecznych dolin typowych. Północna granica Karpat niewyraźna, granica między pogórzem a Beskidami właściwemi bardzo znamienna.

3)    Typ środkowo-galicyjski. Pogórze (poziom I) zapuszcza się głęboko ku południowi w głąb gór; kraina górska obniża się; zaczynają się rozwijać wypreparowane grzbiety.

4)    Góry Sano-Dniestrowe (typ zachodni Rudnickiego). Typowe góry kratkowe, utworzone z warstw twardych, zawsze leżących naprzemian z miękkiemi; poziom szczytowy odpowiada tu dawnej prawierówninie (poziom II), teraz wypiętrzonej i pokrajanej. Dla sieci wodnej są tu charakterystyczne liczne przełomy dolin poprzecznych i rozwój (choć niedokonany jeszcze) dojrzałych dolin podłużnych.

5)    Gzy typ wschodni Rudnickiego przedstawia odrębny krajobraz, a więc i osobną grupę Karpat fliszowych — nie rozstrzygamy tu nateraz.

We wszystkich wyliczonych grupach musimy rozróżnić pogórze zewnętrzne od gór wewnętrznych (właściwego Beskidu). Przeciwieństwo tych krain jest pod każdym względem wielkie. Pod względem morfologicznym omówiłem już przeciwieństwo to powyżej. Uwydatnia się ono jednak ponadto zarówno w pokrywie powierzchni, jak i w szacie roślinnej, jak wreszcie w stosunkach an-tropogeograficznych. Na pogórzu niema prawie lasu; jest ono głęboko pokryte gliną, zwietrzałością warstw fliszowych. Ziemia nadaje się tu doskonale pod uprawę. Inaczej w Beskidach: tam strome zbocza i wysoko położone kopuły gór wyspowych nie nadają się na rolę uprawną; pokrywa je natomiast gęsty, cierny las. Z tego powodu góry występują tu w krajobrazie bardzo wyraźnie. W pogórzu obok pojedynczych, ale zato znacznych miejscowości nad rzekami, mających już charakter miast, spotykamy wielką ilość odosobnionych domostw i dworów, rozrzuconych bez ładu po wyżynowej równinie — każdy przy swojej roli. Środki komunikacyjne przebiegają wyżynę, nie troszcząc się ani o rzeki, ani o słabe wzniesienia; droga wszędzie równie wygodna. Na południu przeważają znacznie zwięźle zbudowane wioski, położone zawsze nad potokami; drogi trzymają się tu dolin i rzek. Środkiem do życia dla ludności tutejszej nie jest tak wyłącznie uprawa roli, jak na pogórzu.

VI.

Zagadnienie przełomu popradzkiego zaprowadziło nas już do krainy centralnej zachodnich Karpat; co do ogólnej charakterystyki całej tej krainy, odznaczającej się szczególnie brakiem dłuższych łańcuchów górskich i bogactwem kotlin, odsyłam do wstępu stu-dyum niniejszego (str. 5—6) a także do charakterystyk podanych przez Supana¹ i Uhliga.³² 33 Czytelnik znajdzie tam dobrą charakterystykę górotworów, przedstawiających przeważnie skiby klinowe; nie tak dokładnie scharakteryzowano tam kotliny, które są dla krajobrazu bardzo znamienne. Wypełnione młodszemi warstwami (przeważnie nie przedstawiającemi dla geologów większego interesu), stoją one w zupełnem przeciwieństwie do jąder górskich. Kotliny zajęte są przeważnie przez formy akumulacyjne, w górach natomiast przeważają formy erozyjne; tu kraina dolinna głęboko pokrajana, ze stromemi zboczami, tam szerokie, równe, nie przecięte przestrzenie; dlatego w kotlinach żwirowe płyty pokrywają role i pastwiska, często podmokłe stoki, w górach zaś jedynie i wyłącznie las. Omawiane kotliny mają doniosłe znaczenie klimatyczne: są to okolice zabezpieczone od wiatrów, odznaczające się szczególnemi stosunkami opadów i ciepłoty (anormalny wzrost ciepłoty w zimie z dołu do góry). Tutaj też skupia się ludność, bo mimo dalekiego oddalenia od brzegu Karpat, uprawa roli jest tu możebna. Fakt ten oczywiście wpływa na podniesienie gęstości zaludnienia i liczby siedzib zwięzłych. Góry natomiast zamieszkuje wyłącznie prawie i niezbyt gęsto ludność niemal koczownicza, trudniąca się hodowlą bydła, a czasem kulturą lasów. Nie wszystkie kotliny (morfologiczne) mają podobną genezę: jedne z nich — a te stanowią większość—leżą na warstwach zapadłych jąder górskich,¹ są więc tektoniczne; do takich należą: kotlina liptowska, turczańska, Żylińska, orawska i nowotarska. Inne znów są zgoła innego pochodzenia; t. zw. kotlina górnego Hronu jest prawdopodobnie szerokim łęgiem warstw; kotliny Starego Zwolenia i Św. Krzyża nie są prawdopodobnie niczem innem, jak kotlinami akumulacyjnemi, powstałemi przez usypanie dokoła gór wulkanicznych. Kotliny albo, lepiej mówiąc, padoły Rożnawski i Tor-niański stoją w związku z rozwojem krasu słowackiego;³⁴ 35 36 tak zwane wreszcie kotliny Iławy, Trenczynu są tylko rozszerzonemi częściami dna doliny Wagu; mała kotlina Turańska jest jednak tektoniczna.⁵

Rozwój kotliny w teoryi przedstawia się w sposób prosty. W zapadającej się kotlinie powstanie dośrodkowa sieć odwodnienia; każda kotlina razem ze stokami gór do niej zwróconemi będzie tworzyć osobny systemat hydrograficzny. Wszystkie rzeki pracują nad tern, by kotliny wypełnić już to wodą, już to materyałem luźnym. Zupełne zasypanie kotliny przedstawia w jej rozwoju fazę zgrzybiałą, gdyż pierwotna forma morfologiczna zupełnie znikła. Proces wypełniania będzie trwał tak długo, dokąd poziom wody lub zasypu nie dojdzie do najniższego punktu górskiego obramienia kotliny, przez który woda przepłynie do krainy niższej; wsteczna erozya powodowana niższem położeniem poziomu erozyjnego poza obrębem zasypanej kotliny rozpruje obramienie, lub też woda jeziora kotlinowego wypłynie przez najniższy punkt obramienia i mate-ryał zasypania zostanie wyniesiony; forma pierwotna kotliny znowu zostanie odkryta. Powtórzenie jednak rozwoju pierwszego nie jest już możebne, gdyż kotlina ma wypływ na jednem miejscu. Taki rozwój miały, jak się zdaje, niektóre kotliny, mianowicie te, gdzie odpływ przecina najniższy punkt obramienia, i gdzie utrzymały się resztki zasypu lub ślady jezior.

Tak się rzecz ma w kotlinie Św. Krzyża i w kotlinie nitrzań-skiej, gdzie podczas wycieczki na wiosnę 1907 skonstatowałem istnienie z jednej strony wyższych terasów wybrzeżnych,¹ z drugiej zaś materyału rzecznego zasypu kotliny. Atoli rozwój przeważnej części kotlin musiał być nieco inny, gdyż hydrografia dzisiejsza nie odpowiada właściwościom rozwoju przedstawionego powyżej. Niema tu bowiem wielu śladów dośrodkowej sieci wodnej, a przedewszyst-kiem żaden prawie z wielkich przełomów karpackich, odwadniających kotliny, nie opuszcza ich na miejscu najniższego obramienia; przeciwnie, czasem czyni to przepiłowując właśnie najwyższe części obramienia. Z tego jasno wynika, że stosunki morfologiczne w czasie, kiedy sieć wodna rozwinęła się, musiały być inne niż dziś, a rzeki były w stanie przezwyciężyć zachodzące na ich obszarze zmiany morfologiczne.

Dziś centralne Karpaty Zachodnie z wyjątkiem małego obszaru, należącego do Popradu, są odwodnione do Dunaju i morza Czarnego za pomocą 4 rzek (Wag z Nitrą, Hron, Ipola, Sajo z Horna-dem); z tego spływają 3 (³⁷ 38/₃ obszaru) do Dunaju, 1 (V₃ część obszaru) do Cisy. Wag, Hron, Hornad zataczają łuki wyldęsłe ku N, nie trzymają się one jednak jednej i tej samej strony pasem jąder górskich, które rozróżnił Uh li g³⁸ (äussere und innere Kerngebirgsreihe), lecz przebijają je, łącząc kotliny. Te i liczne inne jeszcze przełomy są bardzo ważne pod względem krajobrazowym, hydrograficznym i an tropogeograficznym; są też one bardzo znamienne dla Zachodnich Karpat. Rzeka, która płynęła w górnej części biegu przez równinki, pomiędzy rolami i polami, pod licznemi wioskami, krzywiąc się i zakręcając często, tworząc wyspy i nasypy, przetwarzając podczas powodzi koryto w jezioro, — przerzyna w dolnej części biegu górotwór w wązkim skalnym wąwozie o zboczach wysokich i stromych, czasem tworząc progi. Tu rzadko spotyka się osady ludzkie; obok rzeki w dolinie miejsca tak mało, że dopiero w czasie, gdy technika zrobiła znaczniejsze postępy, było tu moźebne zbudowanie dróg komunikacyjnych, gościńca i kolei. Takie wielkie przełomy znajdujemy nad Orawą między Parnicą i Kralowanein, nad Wagiem między Rożenbergiem i Krpe-lanem, między Rutką i Strecznem, nad Hornadem między Wlachami (Wallendorf) i Aboszem, nad Zazriwą między Zazriwą i Parnicą. Liczne przełomy drugorzędne stoją w związku to z różną odpornością materyału, to z dawnem zasypaniem rzeźby, to z młodemi ruchami górotwórćzemi i przyczyniają się głównie do wzbogacenia krajobrazu.

Centralne Karpaty Zachodnie posiadają wielkie bogactwo form, które, jak widzieliśmy, zawdzięczają różnym czynnikom. Bogactwo to przyjemnie odbija od monotonii gór fliszowych. Formy są tu znacznie ostrzejsze i pewniejsze, dna dolin wązkie, zbocza bardziej strome, profil dolin zbliża się zawsze do V, zakończenie ich przedstawia ładne lejki źródłowe, grzbiety wreszcie są ostre i t. d. Rzeki tutejsze są dziksze, spadek ich nie wszędzie wyrównany lub złagodzony. Często po zboczach spotykamy przestrome ściany skaliste, o formie i wyglądzie krajobrazowym zależnym od materyału; u ich stóp stożki nasypowe. Istnieją nawet wiszące, nierównodenne ujścia dolin bocznych, a to w okolicach dawniej niezlodowaconych. Przykładem jest wodospad Szutowski, wywołany przez próg, zbudowany z granitu, bogatego w kwarzec. Wapień i skały krystaliczne pokryte są tu bogatą w humus tłustą ziemią, na której rosną wspaniałe lasy. We wszystkiem widoczne tu przeciwieństwo do gór fliszowych. Ta mnogość form znacznie jeszcze zwiększa się tam, gdzie miejscowe warunki powodują rozwój innych grup form. Zajmę się niemi pokrótce.

W zachodnich Karpatach znajdujemy bogaty rozwój form glacy alnych. Przede wszystkiem w Tatrach formy akumulacyjne zarówno jak i erozyjne, znane są od dawna; one to głównie przyczyniają się do dzikości i piękności krajobrazu tatrzańskiego. Znajdujemy je niemniej i w innych górotworach choć w znacznie słabszym rozwoju. Partsch opisał niedawno takie formy akumulacyjne z Niżnych Tatr¹ szczególnie z północnych stoków

i Partsch, Wanderungen und Studien in d. Nied. Tatra, VIII Ber. Sek. Schlesien des Ung. Karp. Ver.. 1903, Schlesische Zeitg. Breslau 1903, Nr 742—3; Eiszeit in der Niederen Tatra, Globus 1904, 84. Bd, 231.

Djumbiru. Podobnie ja znalazłem podczas wycieczki w jesieni 1907 r. kilka pięknych karów ze ścianami, z typowo, wygładzonem i bardzo rozszerzonem dnem, z progiem i morenami między Kra-lową holą (1943 m) i Orłową (1841 m). Nie tak typowe, prawdopodobnie tylko pseudoglacyalne, są pewne formy podobne do karów w Małej Fatrze, które odnalazłem w lecie 1906 na stoku E Wk. Rossndźca (1606 m) w wysokości 1450 m, oraz na stoku N Kriwania (1711 m) w tej samej wysokości.

Gdziekolwiek wapień występuje w większej ilości, tam zaraz ukazują się mniej lub więcej typowe formy krasowe. Jedną taką okolicę, gdzie ma miejsce znaczne skrasowienie, niedawno opisałem szczegółowo.¹ Podobnie skrasowane są wapienne płyty północnego pasma wapiennego gór spisko-gemerskich (Las Vernarski z okolicą Straceńską, góry galmuskie w okolicy Kassa Hamor). Pięknie rozwinęły się formy krasowe także na wysoko położonej płycie Murań-skiej, na zachód od gór spisko-gemerskich.³⁹ 40 Ładne, choć mało znane, formy krasowe mamy w Wielkiej Fatrze, stanowiącej prawie całkiem niebadany dotychczas wapienno-dolomitowy górotwór kredowy, w którym Siegmeth niedawno odkrył wielkie jaskinie z wykopaliskami.⁴¹ W mniejszych rozmiarach znajdujemy zjawiska krasowe także w wapiennych pasmach Tatr⁴² i gór Bialskich, pasma chocz-proseczańskiego ⁴³ (ponory, jaskinie), w Małych Karpatach⁴⁴ (werteby,

doliny suche, jaskinie) i w górach Berezowskich (wycieczka z sierpnia 1906, werteby, jaskinie i t. d.).

Trzecią grupę osobnych form przedstawia morfologia krajów wybuchowych zachodnich Karpat, ogromnego pasma wulkanicznego od Nitry po Hornad i dalej. Po części mamy tu przed sobą dziś jeszcze formy pierwotne; laką jest piękna pokrywa¹ (Decke) między Krupiną i Cisownikiem, opuszczająca się ku Ipoli, a przecięta bardzo licznemi równoleglemi dolinami konsekwentnemi,⁴⁵ 46 lub godny dokładniejszego zbadania piękny górotwór obrączkowy (Ringgebirge) Polany.⁴⁷ Zdaje się, że mamy tu do czynienia z typowym, jeszcze nie całkiem zniszczonym kraterem ogromnych rozmiarów; brzeg tego krateru dziś jest już bardzo zniszczony i obniżony, a po zewnętrznej stronie pocięty typowem odwodnieniem odśrodkowem (pochyłość zewnętrznych stoków 100—150°/oO); dochodzi on do 1459 m. W kraterze panuje znamienne odwodnienie dośrodkowe; kocioł kraterowy o średnicy 6—7 km przedstawiałby typową »Calderę« na wysokości 950 m. Najwięcej interesującą jest jednak wąwozowa, 600 m głęboka dolina w rodzaju »Barranco«, nosząca nazwę Hrochołskiej, a wyprowadzająca wody z kotła. Dokładny geologiczny i morfologiczny opis Polany przedstawia wdzięczne zadanie. Że była ona niegdyś wulkanem, jest tem prawdopodobniejsze, ile że w pobliżu (koło Kalinki) znajdujemy typową solfatarę.⁴⁸ W innych okolicach, zniszczonych już więcej, panuje nad formami prawo odporności materyału, które przy wielkiej różnicy twardości wybuchowych skał i typów spowodowało wypreparowanie niezliczonych stożków, ścian, szyi, żył, dzwonów i t. d., jak to już wynika z opisów i map Czerhatu sporządzonych przez Schafarzika.⁴⁹ Przyczyną niektórych zagłębień jest też niewątpliwie nierówna odporność warstw (np. zagłębienia Uj Lehota-Prohor).⁴⁹

Przy szkicu morfologii zachodnich Karpat nie można zapominać o skalicach, o paśmie granicznem między górami fliszowemi i centralnemi. Widzieliśmy już (str. 46 i 52), że pasmo to choć wązkie,

26

jest bardzo znamienne, gdyż wszędzie (z wyjątkiem Pienin) tworzy zagłębienie podłużne, rynnę ciągnącą się od Miawy do Hornadu. Rynny tej często używają rzeki. Zagłębienie wspomniane jest obsadzone niby główkami niezliczoną ilością małych i większych skalic o najróżniejszych formach i kształtach, od brył masywnych do najcieńszych igieł. Ale o osobnem paśmie górskiem, pod względem morfologicznym równouprawnionem z górami fliszowemi i centralnemi, jakto Grund¹ przyjął na podstawie geologicznej doniosłości skalic, niema tu mowy: twierdzenie to jest całkiem niesłusznem przeniesieniem stosunków alpejskich na karpackie.⁵⁰ 51

Ta wielka mnogość form, jakieśmy omówili, powiększa się jeszcze przez to, że wszystkie one mogą przybrać różne kształty zależnie od ich wieku, zależnie od długości czasu, przez jaki wystawione były na działanie sił modelujących, innemi słowy zależnie od ich stanowiska w cyklu geograficznym. Niejednakowa wysokość, do której górskie jądra zostały wypiętrzone, jest powodem, że wiek osiągnięty w różnych okolicach w rozwoju form jest różny. Aby w tym labiryncie form znaleźć drogę prowadzącą do klasyfikacyi i uporządkowania form, wybrałem jedną grupę, bardzo charakterystyczną, mianowicie formy dolinne. Studyum ich jest bardzo pewną drogą, prowadzącą do wniosków co do morfogenezy i ruchów skorupowych wogóle; rozwój dolin bowiem jest niby barometrem ruchów skorupowych. Zadanie moje obejmuje przedewszystkiem: stwierdzenie normalnego i anormalnego rozwoju dolinnego oraz kierunku rzek, stosunku ich do struktury; dalej stwierdzenie i porównanie rozwoju pojedynczych części dolin w szczególności.

Jeżeli spotkamy zlewisko rzeki w niezgodności z morfologicznym obszarem ciągłego spadku, musimy przedewszystkiem zapytać, czy niezgodność ta jest wynikiem wędrówki wododziału (migration of divides), czy też może wododział utrzymał się w starym obwodzie, zmieniła natomiast się rzeźba. Obydwa wypadki są możliwe. Pierwszą grupę anormalnych dolin nazwiemy stosowanemi, drugą przetrwałemi. Obydwie ewentualności mogły z kolei powstać, dzięki różnym czynnikom, obydwie one mogły wytworzyć się w różny sposób. Wododział przesuwa się tam, gdzie siły erozyjne działające na dwóch zboczach górotworu nie są równe. Siła erozyi zależy według wzoru dla żywej energii (k. mv⁵² 53) 1) od ilości wody, a więc a) od wielkości dorzecza i b) od ilości opadów; 2) od chyżości ruchu wody, a zatem od względnych różnic w wysokości lokalnego poziomu erozyjnego i spadku; 3) od oporu, na jaki napotyka w swym biegu woda, t. j. od odporności i struktury warstw.¹ Najmniej złożony wypadek anormalnego zlewiska rzeki przetrwałej, ma miejsce tam, gdzie w obwodzie źródlanym lub górnym znajdują się miękkie warstwy, które zostaną prędzej i głębiej wypłukane, denudowane, niż warstwy twardsze, leżące w dolnym biegu i tworzące nieraz wyniosłości wyższe od wododziału. Przez wyniosłości te rzeka przedziera się przełomem denudacyjnym (tak było np. z przełomami kotlin Sułowskiej i Domańskiej).⁵³ Takiemi warstwami nieodpornemi są również masy luźne, osady, czy to rzeczne, czy jeziorne, które zasypały jakąś rzeźbę dawną, tak że sieć wodna mogła się rozwinąć na powierzchni zasypiska zupełnie niezależnie od rzeźby pogrzebanej. Dlategoteż rzeki przy pogłębieniu na miejscach, gdzie dawniej nie było doliny, wrzynają się nawet w litą skałę; jeżeli zaś z czasem luźny materyał zostanie wyniesiony a dawna rzeźba odsłonięta, będziemy mieli zjawisko podwójnej doliny, lub też przełomu epige-netycznego. Przykładem takiego rozwoju są przełomy przez skalice Manin⁵⁴ w pobliżu Bystrzycy Powaskiej, gdzie zasypanie jest coprawda niemal tak stare, jak rzeźba, morskiego pochodzenia, a później dyslokowane jeszcze. O wiele wspanialsze przełomy tego rodzaju przedstawia cały systemat Hronu.⁵⁵ Powyżej mówiliśmy już o wypadku, polegającym na tem, że powstająca z jakichkolwiek powodów wanienka została wypełniona wodą, która potem przepłynęła na najniższym punkcie obramienia i wytworzyła przełom przepływowy, przez co włączyła wanienkę w ogólny systemat odwodnienia. W Karpatach Zachodnich jest to wypadek bardzo rzadki. Jeżeli nienormalności, spotykane w sieci odwodnienia, nie dają się wytłumaczyć w jeden z wymienionych powyżej powodów, w takim razie musimy przypuszczać, że są one spowodowane predyspozycyą tektoniczną lub też ruchami górotwórczemu Być może, iż rzeka wyszukuje tu sobie miejsca na przełom w górach, gdzie znajdują się uskoki albo fałdy transwersalne,¹ lub, gdzie wogóle punkt górotworu jest tektonicznie słaby;⁵⁶ 57 może też być, że całe wielkie obszary w górnym biegu rzeki załamały się lub zostały wgięte, albo że w dolnym biegu podniosły się skiby, przytem wypiętrzone lub wyfałdowane. Takie właśnie przełomy są dla nowszej historyi krainy bardzo pouczające, gdyż wpływ młodszych ruchów górotwórczych, które w celu wytłumaczenia genezy przełomów przyjąć musimy, z konieczności musiały się też odbić na całym rozwoju krajobrazu.

VII.

Kombinacye wszystkich naszkicowanych powyżej ewentualności spotkamy w krainie, do wrót której zaprowadziła nas już kwe-stya Orawy i Popradu (por. rozdział V); jest to centralna kraina całych zachodnich Karpat obejmująca mianowicie Spiż, Liptów, Orawę i Turoc. Trzy wielkie kotliny, zewsząd otoczone górami, roz-członkowują ten kraj. Z tych najszczelniej zamkniętą jest turczań-ska. Otaczające góry dochodzą 800—1700 m wysokości, dno zaś tej typowej centralno-karpackiej kotliny jedynie za pośrednictwem Wagu stoi w związku z leżącemi wokół krainami. Dno to leży na wysokości 400 m, a więc o 1000—1200 m niżej od obramienia, zajmuje obszar około 300 km⁵⁷ i zajęte jest już to pogórzem eo-ceńskiem, (w którem udało mi się znaleźć pod Hornim Jesenem nu-mulity, a które jest, jak to odkrywki pod Hradistja koło Zabaryi pokazują, silnie wypiętrzone), już to pokładami młodszemi. do których wrócimy jeszcze (por. niżej). Pod względem krajobrazowym kotlinę turczańską opisał bardziej szczegółowo R eh man.⁵⁸

Nie tak szczelnie zamknięta, ale znacznie wyższa i większa jest kotlina liptowska i spiska między długiemi górotworami Niżnych Tatr i Wielkiej Fatry z jednej, a Wysokich Tatr i działu Chocz-proseczańskiego z drugiej strony; ku wschodowi, gdzie kotlina rozszerza się, zamykają ją góry paleogeńskie nad Toryską. Kotlinę

Liptowską dzieli od Spiskiej główny wododział europejski, biegnący przez nizkie grzbiety, zasypane żwirowiskami glacyalnemi; wschodnią kotlinę spiską odwadnia Poprad do Wisły, zachodnią zaś, liptowską, Wag do Dunaju. W całości ta podwójna kotlina ma kształt półksiężyca, położonego u stóp południowych i wschodnich Tatr, spadających tu stromo na linii wyznaczonej przez uskok główny; dno kotliny nie odbija już dziś tak wyraźnie od stromych stoków Tatr, ponieważ dolna część tych ostatnich jest całkiem zasypana żwirami i szutrami lodowcowemi, obejmującemi Tatry na południu i wschodzie szczelnie zamkniętym pierścieniem. Przez te żwiry i szutry liczne rzeki uchodzą z gór do Popradu i Wagu, które, spływając w kierunku głównej osi kotliny, zbierają wody wszystkich potoków. Potoki, wypływające z Tatr, przerwały wał morenowy i werźnęły się głęboko nieraz w żwiry, tworzące dziś wzdłuż ich biegu terasy. Z drugiej strony, potoki te począwszy od punktu, gdzie opuszczają góry i wstępują na równiny kotlinne, a więc gdzie spadek ich załamuje się, zbudowały opadające z lekka stożki żwirowe. Po stożkach tych potoki nasze spływają obecnie, dzieląc się często. Przeciwieństwo doliny górnej w Tatrach, a dolnej w kotlinie jest bardzo znamienne; tam rzeka, pochodząca z karów, przepływa szerokim, wgłębionym w granicie żłobem lodowcowym, z ujściami wi-szącemi w dole, a jeziorami w górze; tu naprzód wcięta w wał morenowy, przybiera właściwości rzeki zdziczałej, serpentynującej po własnym stożku rozwartym. Zdziczenie rzeki doprowadza do bi-furkacyi właściwych; nie należy tu bifurkacya Młynicy w pobliżu jeziora Szczyrbskiego, opisana przez Rehmana;⁵⁹ dobrym natomiast przykładem tego zjawiska jest dolny bieg Kriźjanki, spływającej z Niżnych Tatr; bo też rzeki Niżnych Tatr w epoce czwartorzędu a i w dzisiejszych jeszcze czasach wsypały wielkie stożki żwirowe do kotliny, podobnie jak rzeki Tatrzańskie. Kriżjanka. (rys. 14) blizko od punktu, gdzie na wysokości 740 m występuje z gór wapiennych, dzieli się na 3 główne ramiona, połączone ze sobą całą siecią małych potoczków. Jedno ramię zwraca, się ku NE i łączy się z Mośnicą; w dalszym biegu nazywa się Palugyanka (płynie ku Nagy Palugya); drugie płynie pod nazwą Cemnik-potok ku N, aby u stóp wzniesienia Haje zawrócić ku zachodowi i połączyć się koło Piasic, w wysokości 582, z trzeciem ramieniem, które płynie wprost

Wielkie masy żwiru pochodzącego z Tatr popchnęły też główne rzeki kotlin całkiem ku południowemu brzegowi kotlin. i Wag i Poprad płyną tuż u stóp Niżnych Tatr i Kesmar-skich gór fliszowych. Niegdyś, kiedy żwiry nie były jeszcze tak dalece wyprzątnięte, jak dziś, Poprad i Wag płynęły też dalej na południe od właściwej północnej granicy Niżnych Tatr i później, przy pogłębieniu koryt, wgłębiły się w przełomach epi-genetycznych w wapienie tego górotworu. Taki bieg epigene-tyczny posiada naprzykład Wag poniżej Vażeca. Czarny Wag, pochodzący z Niżnych Tatr, płynie aż do ujścia tylko w wa-piennem paśmie Niżnych Tatr, szczególnie wybierając sobie dogodną drogę w łupkach werfeń-skich i kruchych piaskowcach horyzontu Lunz. Od właściwej kotliny liptowskiej dzieli go szereg gór, złożonych z dolno- i górnotryj aso-wego wapienia, o wysokości 1000 i 1100 m (Vrcha cesti 1092 m, Hosko 1118 m, Sokoł 1160 m). Inaczej ma się z Białym Wagiem, pochodzącym z Tatr Wysokich: w górnym biegu przerzyna on jedynie pogórze eoeeóskie i utwory glacyalne. Ale poniżej Yażca wstępuje między wapień i dolomit, przynależny już do Niżnych Tatr. Dolina, dotychczas płaska i szeroka, zaraz zwęża się i pogłębia oraz przybiera młodociane formy. Stoki Lanowiska koło Vihodnej są już na 100 przeszło m wysokie. To opuszczenie właściwej ko-

ku W, ku Dubrawej i dlatego nosi nazwę Dubrawskiego potoku. Garby między temi ramionami, schodzące w formie terasów 730 na 580 m, są całkiem pokryte żwirami. To intensywne rozwidlenie rzeki, rozprzestrzenione na 30 km² tak daleko w głębi Karpat Zachodnich, jest niewątpliwie bardzo znamienne dla morfologii i hydrografii kotlin zachodnio-karpackich.

W',4 b

J¹

to.

1:75.000.

Qiiù

ta.

Rys. 14.

t.liny tłumaczy się zasypaniem niższych części stoków Niżnych Tatr przez utwory glacyalne (żwiry te znajdujemy na wzniesieniach koło Vihodnej dziś jeszcze) i zepchnięciem Wagu ku południowi. Podobny, choć nie tak jasny co do genezy, ale bądź co bądź epigene-tyczny jest bieg Małego Popradu tam, gdzie rzeka ta odcina izolowaną górę Kienberg (922 m), wznoszącą się o 150 m ponad otoczenie, od reszty pasma wapiennego Niżnych Tatr.

Już z tych danych wynika, że dna dolin w kotlinie liptowsko-spiskiej leżały niegdyś znacznie wyżej niż dzisiaj; do podobnego

Tl

'lii

mumm

<rpwnnrl

m,i

1:200.000.

Rys. 15.

wniosku prowadzą spostrzeżenia, poczynione w okolicy miasteczka Popradu a dowodzące, że górna część Hornadu należała ongiś do sieci wodnej Popradu i dopiero później została odciągnięta do Hornadu. Hornad wytryska z północnych stoków Niżnych Tatr i poniżej Vikartocza przepływa małą kotlinkę, zapełnioną fliszem trzeciorzędnym i osadami dyluwialnemi. Z południa uchodzą do niego (por. rys. 15) z pod Upłazu (1557 m) i z pod Prednej holi potoki Bystra i Vernarski. Hornad sam zakręca ostro ku E u stóp grzbietu mela-firowego (tryjas), który do najwyższej wysokości dochodzi w Kriźowej (943 m) i w gloriecie popradzkiej (922 m), skąd roztacza się wspaniały widok na kotlinę Spiską i Tatry. Właśnie na miejscu zakrętu Hornadu grzbiet ten przedziurawiony jest przez przełęcz dolinną, leżącą w poziomie o 757 m, a stanowiącą widocznie część starej doliny nie mającej dziś zakończenia. Na tej to przełęczy znalazłem żwiry kwarcytowe o wielkości odpowiedniej niedalekiemu transportowi. O układzie tych żwirów nic nie mogę powiedzieć, gdyż są one luźnie tylko porozsypywane. Podobnie rzecz ma się w dolinie Cieplicy, która otwiera się wododziałem dolinnym ku Hornadowi, na wysokości 740 m, właśnie naprzeciwko ujścia Bystrej (rys. 15). Powstanie tych wododziałów dolinnych w grzbiecie melafirowym można tłumaczyć tylko w sposób następujący: Hornad górny, Bystra i potok Vernarski płynęły dawniej w wysokości 760—750 m ku Popradowi, zaczem przecięły one grzbiet melafirowy dolinami, których formy dziś jeszcze utrzymały się na wododziale. Takiej hydrografii dowodzą otoczaki kwarcytowe osadzone na dzisiejszych wododziałach. W czasach późniejszych dolny Hornad, mający korzystniejsze warunki erozyi i pogłębienia, odciągnął Popradowi dopływy z Niżnych Tatr, gdyż miał względnie znacznie niższy poziom erozyjny oraz pracował w miękkim fliszu. Znamienne kolana Hornadu, Bystrej i Vernarskiego potoku, wododziały dolinne i otoczaki na wododziałach pozostały jako ślady dawnej hydrografii. Jeszcze dalej na wschodzie, koło Primoc, wielka brama w grzbiecie Kriżjanki, tu już z pokładów werfeńskich zbudowanym, została zapewne wyżłobiona przez potok Biały, uchodzący do Hornadu właśnie naprzeciwko tego miejsca, koło Hrabusic.

To zboczenie dopływów Popradu z Niżnych Tatr ku Hornadowi na wysokości 750 m, było pierwszą fazą zwycięskiej walki Popradu z Hornadem; walka ta trwa do dzisiaj, a przebieg jej staje się już dla górnego Popradu krytyczny. Potok Ganowski, jeden z dopływów Hornadu, przepiłował już wstecz grzbiet melafirowy i zbliżył się do Popradu w pobliżu miasteczka tej samej nazwy tak bardzo, że od Schnadenbachu, dopływu Popradzkiego, oddzielają go edynie moczary, leżące na wysokości 685 m. W odległości 4'5—5‘0 km od tego niezwykłego wododziału Poprad płynie w wysokości 670 m, a więc wododział wznosi się nad nim tylko o 15 m; Schna-denbach zaś ma 3—4%o spadku (w pobliżu źródeł!). Potok Ganowski w tej samej odległości płynie już na wysokości 596 m, ma więc znacznie większy spadek (23%₀). Bez wątpienia Poprad

z czasem ulegnie wstecznej erozyi Ganowskiego potoku i sam stanie się dopływem Hornadu. Zestawiając wnioski, do jakich doszliśmy już przedtem (por. str. 56 i 57), z postawionemi właśnie, otrzymamy następujący szkic prawdopodobnego obrazu rozwojowego sieci Po-pradzko-Hornadzkiej (rys. 16: obraz dawnej sieci wodnej; rys. 17: obraz sieci wodnej dzisiejszej; rys. 18: obraz sieci wodnej przyszłej).

Widzimy tu zaciętą walkę między dwoma systematami rzecz-nemi, która stała się zwycięską dla młodszego, należącego do rozwoju późniejszego. Poprad stary, zgrzybiały, nie może oprzeć się

k^

J101NV Af)

1:750.000.

Rys. 16.

dostatecznie parciu młodego Hornadu i skazany jest na zgubę, to znaczy na rozdarcie. W czasie, kiedy Poprad rozwinął się w kotlinie Spiskiej (a wiemy już, że było to w epoce intermedyteranu), nie mogły jeszcze panować dzisiejsze stosunki w dziedzinie rzeźby, ponieważ w takim razie Poprad już dawno byłby zboczył do Hornadu. Ten zaś nie zdobył jeszcze równowagi między obszarem zlewiska a siłą erozyjną; powodem tego są zajścia w dolnym biegu tej rzeki.

Na przestrzeni między Vikartocz i Hrabuszycami (540 m) Hor-nad płynie w dolinie 2—4 km szerokiej, z łagodnemi zboczami trzeciorzędnego fliszu. Dalszy ciąg tej szerokiej doliny idzie przez Le-tanovce i Smiźany do Nowej Wsi. Wysokość jej dna wynosi przy Vikartocz 756 m, przy Hrabuszycach 550 m, a przy Nowej Wsi 460 m. Padołu tego trzyma się też gościniec państwowy i kolej Bogumińsko-Koszycka. Hornad jednak opuszcza nagle tę wygodną drogę, zbacza pod kątem prostym w góry wapienne, tworzące przedgórze gór spisko-gemerskich, i przeciska się przez wąwóz

¹

Uhlig 1. c. Jahrb. d. geol. Reichsanst. 1888, XXXVIII, 147, Fig. 10.

²

   Tietze, 1. c. Jahrbuch geol. Reichsanst. 1887, XXXVII, 487.

³

   Friedberg, Zagłębie 1. c. 224 past.; obacz mapkę.

⁴

   Uh lig, I. c. Jahrbuch d. geolog. Reichsanst. 1887, XXXVIII, 146.

⁵

   Uh lig, obacz ⁴, 94/5 Fig. 1, 2. Oświadczam się za podziałem Niedźwiedzkiego (Beiträge zur Kenntniss der Salzformation von Wieliczka und Bochnia I, II, III. Lemberg 1884) miocenu na starszy (warstwy chodenickie) i młodszy (w. grabowieckie).

⁶

   Uhlig, obacz ⁴, 182-183.

⁷

* Uhlig, obacz ⁴, 152.

⁸

Friedberg W., Das Miozän 1. c.'Friedberg, (Studya nad miocenem zachodniej Galicyi), opisaî już wiele pochyleń.

⁹

HassingerH., Geomorpholog. Studien aus d. Wiener Becken, Leipzig 1903.

¹⁰

* Friedberg W., Das Miozän 1. c.

¹¹

Uh lig V, 1. c. Jahrb. d. geolog. Reichsanst. 1888, XXXVIII, 148.

¹²

« Uhli g V. 1. c. Jahrb. d. geolog. Reichsanst. 1888, XXXVIII, 183.

¹³

Grzybowski. Atlas geol. Galicyi XIV, 14.

¹⁴

   Uh li g V., Geologie der Hohen Tatra. Denkschrift d. Wiener Ak. d. Wiss., mat.-naturw. KI. Bd. 64.

¹⁵

Baily Willis, Report on geological investigations, 1. c. por. str. 4, 1906,

¹⁶

Por. Dodatek Nr 4.

¹⁷

Nałkowski W., Geografia fizyczna, Warszawa 1904, 120.

¹⁸

Rehman, Karpaty 1. c. 441.

¹⁹

eh man, Karpaty 1. c. 448—453.

²⁰

ehman, Karpaty 1. c. 447.

²¹

   Rehman, Karpaty 1. c. 448.

²²

   Limanowski M., Wycieczka w Tatry i Pieniny, Pam. Tatrz. 1904, 219.

²³

   Łoziński W., Abrégé du Bull. Soc. gèograph. Hongroise 1905, 93.

²⁴

   v. Richthofen, Führer für Forschungsreisende, Berlin 1886, 166.

²⁵

   Uhlig V., Geologie der Tatra, Denkschrft d. Ak. d. Wiss. Wien, mat.-nat. KI. Bd 61, 68; Die Insel Rauschenbach, Jahrb. geol. Reichsanst. 1891, XLI. Bau und Bild. 1. c. 724/6.

²⁶

Ładny i pouczający widok na terasy popradzkie poziomu I przedstawia się z Średniej góry (567 m), która sama należy do tego poziomu; szczególnie dokładnie widoczną jest stąd terasa na grzbiecie Klacza, nad ujściem Werchomli na zboczach Gomulickiej góry (823 m) i Kiczery Wielkiej (810 m). Dolina Popradu przedstawia się ztąd, jak wskazuje rysunek 11.

²⁷

Dziwny, ku północy zwrócony łuk Toryski oraz zboczenie jej ku SE właśnie w miejscu, gdzie się znajduje tak nizki wododział Pusztamezö, każą się domyślać, że ongi Toryska płynęła przez ten wododział do Popradu. Takie przypuszczenie znajduje poparcie w okoliczności, że, według rękopiśmiennej mapy geologicznej zakładu państwowego (9 XXIII), na przełęczy znajdują się rzekomo piaski i żwiry rzeczne. Gdyby to przypuszczenie okazało się słuszne, mielibyśmy tu przed sobą cały rozwój kilku faz walki Hornadu z Popradem, który odbył się w sposób następujący:

1) Bieg górny Toryski uchodzi przez wododział Pusztamezö do Popradu; dolna Toryska pracuje wstecznie w miękkich warstwach pasma skalicowego.

²⁸

   Rudnicki, por. przyp. na str. 3.

²⁹

   Rudnicki, 1. c. 78, nie rozstrzyga, czy prawierównina wschodnio-kar-packa powstała pod wpływem bocznej erozyi rzecznej czy też abrazyi morskiej. Ze względu na fakt falowania powierzchni prawierówni (por. ibid. 67, 78) oraz ze wględu na analogię ze stosunkami zachodniej Galicyi genezę fluwiatywną uważam tu za prawdopodobniejszą.

³⁰

   Jedynie dla Beskidu śląskiego por. Hans lik, Grenzen und Glieder der Westbeskiden, Mittlgn des Beskiden-Vereins 1904.

³¹

Na zachodzie typ ten sięga do górnej Beczwy, dzielącej go od Białych Karpat, które ciągną się aż do przełęczy Miawy; grzbiety ich, dochodzące najdalej do 900 m, a zbudowane z twardych trzeciorzędnych piaskowców, otaczają wielkie zagłębienia podłużne, wymyte w miękkich łupkach; grzbiety te nie mają dziś jednak sieci odwodnienia jednolitej. Znamiennem jest tu prawie zupełny brak pogórza oraz odcięcie warstw i dolin podłużnych przez linię uskokową, ograniczającą nizinę południowo-morawską ku wschodowi. Jest to prawdopodobnie dalszy ciąg linii nazwanej przez Knetta (Vorläufige Mitteilung über die Fortsetzung der Wiener Thermenlinie. Verhandlg geol. Reichsanst. 1901, 245, 266) linią wiedeńską lub zachodnio-karpacką, uwydatniającej się w źródłach siarczanych i termach, a także w trzęsieniach ziemi.

³²

   Supan, Öster.-Ungarn 1. c. 186/95.

³³

   llhlig, Bau und Bild. 1. c. 651/6, i w całym dziele.

³⁴

   Uh lig, Bau und Bild 1. c. 722—724, 736, 743 i t. d.

³⁵

   Sawicki L., Szkic krasu słowackiego, Kosmos 1908, 395—445.

³⁶

   Uhlig, Bau und Bild 1. c. (138) 788, 749 (99).

³⁷

   Terasy w okolicy Śląski (Mogyoro mai) i Lutilly w kotlinie Św. Krzyża, w zagłębiu Handlowskiem i w okolicy Privigye.

³⁸

   Uh lig, Bau und Bild, 708 nast.

³⁹

   Sawicki L., Szkic krasu słowackiego, Kosmos, 1908. Lwów, 395—445.

⁴⁰

   Znajdujemy tu wzdłuż potoku Dolinki oznaki dwóch epok erozyjnych, (por. mapę spec yalną Granquellen 10 XXII). Kiedy posuwamy się od Murania (394 m) pod górę, droga nas prowadzi naprzód 150 m pod górę w dolinie głębokiej stro-mościennej, aż wreszcie stajemy w wysokości 564 m u stóp wielkiej, stromej ściany, wysokiej na 300 m, na którą nie łatwo się wedrzeć ; na górze znajdujemy się znów w dolinie 4—500 m szerokiej, a 1—1⁴²/₂ km długiej, podmokłej, na wysokości 800—850 m; dolina ta kończy się ładnem cyrkowem zamknięciem. Dzisiejsza źródlana i rzeczna erozya nie dosięgła jeszcze tylnej ściany wytworzonej przy lokalnym poziomie erozyjnym 700—750 m.

⁴¹

   Ustna informacya Pana Inspektora Siegmeth a.

⁴²

   Pawlikowski, Podziemne Kościeliska, Przegląd Zakop. 1900, Nr 23,

⁴³

24, 25; Nehring, Zeitschrift d. deutschen geolog. Ges. 1880, 48416; Rehman, Karpaty 1. c. 156—169.

⁴⁴

Stur D., 1. c. Jahrb. geolog. Reichanst. XI, 1860, 122; Rehman, Karpaty 1. c. 215, 220.

⁶ Beck und Vetters, Die kleinen Karpathen, 1904. S. 26. (Beitr. z. Paläont. u. Geol. Öst.).

⁴⁵

   Osobliwy bieg Litawy, nie dostosowany do pochyłości, wymaga dokładniejszego zbadania.

⁴⁶

   Por. mapę specyainą Dettva Libethen 11 XXI.

⁴⁷

   Reh man, Karpaty, 1. c. 856—7.

⁴⁸

   Schafarzik, Pyroxenandesit des Cserhat, Mittig aus d. Jahrb. d. ung. geol. Landesanst. 1895, IX, 185.

⁴⁹

   Wycieczka wiosną 1907 r.

Archiwum nauk B. I. 5 .

⁵⁰

   Grund, Länderkunde v. Öst.-Ungarn. Göschen, 1906.

⁵¹

   Także pod względem stratygraficznym i tektonicznym pasmo skalic nie odpowiada zupełnie pasmu wapiennemu Alp.

⁵²

   Takie wypadki poznaliśmy już przy omawianiu gór fliszowych i poznamy niżej jeszcze.

⁵³

   Por. Dodatek Nr 5, str.

⁵⁴

   Por. Dodatek Nr 6, 7, str.

⁵⁵

   Por. Dodatek Nr 8, str.

⁵⁶

   Lugeon, Recherches sur l’origine des Vallées des Alpes Occidentales, Annal, d. Géogr. 1901, X.

⁵⁷

   Jenny, Das Birstal. Basel 1901.

⁵⁸

   Re hm an, Karpaty 1. c. 337—340.

⁵⁹

Rehman, Karpaty (ew. Tatry) 1. c. 107.

4J.

ftt

‘C

1:750.000.

Rys. 17.

tak wązki, że pieszo przedrzeć się przezeń prawie niepodobna (ścieżki niema) pomiędzy wapiennemi, miejscami pionowemi ścianami. Najwspanialej przedstawia się ten 200 m głęboki wąwóz powyżej młynu Leśnica, na części noszącej charakterystyczną nazwę Żelaznych Wrót: nagie ściany sterczą tu przeważnie po północnem zboczu doliny; są to płyty spadającego ku N wapienia tryjasowego. W szczelinach, między grubemi ławami wapienia, zwietrzenie pracuje silniej niż w skale litej, i stąd było ono w stanie przegryść tunelem wązki grzbiet wzdłuż szczeliny. W ten sposób powstała grota Kapu (Kaps-grotte), most naturalny, podobny do pewnego stopnia

do mostów naturalnych w dewońskiem wapieniu Morawskiej Szwaj-caryi, lub też do bramy Prebischtor w nadłabskich górach piaskowcowych. Skoro z dna wąwozu, który zaledwie może ująć całą masę wody, po bardzo stromych zboczach wy drapiemy się na szczyt Ihrika lub Meierskiej (648 m), to ku południowi będziemy mieli przed sobą widok płaszczyzny wierzchowinowej spiskiego pasma wapiennego (Vernarskiego lasu), podnoszącego się zwolna od 600 do 1000 m. W brzeg płaszczyzny tej werznął się Hornad, podobnie jak Wag poniżej Vikartocz w brzeg Niżnych Tatr. Na północ mamy

.....

-Ho

.pe

• 'dr-

\\

1:750.000.

Rys. 18.

z tego samego punktu widok na szeroki padół Smiżański (zjawisko podwójnej doliny), który dziś przerzyna wododział dolinny w wysokości zaledwie 550 m. Przełom Hornadu jest prawdopodobnie epigenetyczny; twierdzenie to byłoby dowiedzione, gdyby udało się znaleźć żwiry Hornadzkie np. na Meierskiej. Szutr, który tam widziałem, jest trochę tylko zaokrąglony, a nie otoczony. Znalazłem natomiast prawdziwe żwiry w pobliżu stąd, na terasie Birk-walda, koło Nowej Wsi, leżącej na wysokości 520 m (50 m nad Hor-nodem). Nadto prof. Roth oświadczył mi, że w Nowej Wsi znalazł żwiry na wzniesieniu Scheibe (584 m), co dowodzi faktu zasypania dawnego koryta żwirami o miąższości 100 m. Przytoczone co dopiero dane wystarczają do przyjęcia i wytłumaczenia epigenetycznej genezy tego przełomu. W przekonaniu tern utwierdza mię fakt. ze oprócz Hornadu jeszcze mały potoczek koło leśniczówki na zachód od Meierskiej płynie do Hornadu z szerokiego padołu ku południowi, więc w kierunku do gór; jest to anomalia rzeczna, którą można wytłumaczyć wtedy jedynie, jeśli się przyjmie genezę wyżej przedstawioną. Zasypanie kotliny Nowej Wsi należy odnieść do czasu, kiedy potoki źródłowe musiały transportować tyle żwiru, że wody zebrane poniżej Vlachowa (Szepes Olaszi) w Hornadzie, zjakiegobądź powodu nie zdołały go unieść. Być może, iż czas ten należy utożsamić z epoką lodowcową, kiedy to rzeki podtatrzańskie unosiły ogromne masy żwirów, naniesione przez lodowce do równin.¹ Byrć także może, iż z zasypaniem tern stoi w związku wypiętrzenie Hamorskich gór wapiennych, które powodowało prawdopodobnie powstanie przełomu Hornadzkiego między Margitfal i Aboszem.¹

za-

Po eocenie odbywały się tu liczne jeszcze ruchy górotwór-

Z kwestyą wododziału europejskiego koło Popradu związana jest, jak widzieliśmy, historya bogata w szczegóły, a niewyjaśniona jeszcze zupełnie, co jest okolicznością niekorzystną dla poznania i przedstawienia rozwoju kotliny Spisko-liptowskiej. O genezie tego kotła bardzo mało powiedzieć dziś można. Między paleogenem a osadami dyluwialnymi nie znamy tu żadnych pokładów; a ponieważ badanie kotlin pod względem geologicznym jest wogóle bardzo jeszcze zaniedbane, nie mamy przeto pewności, czy takie pokłady nie znajdą się z czasem. W epoce dyluwialnej kotlina Spisko-lip-towska miała już kształt zupełnie dzisiejszy, a tylko była wyżej sypaną.

rzuca

cze; paleogen jest tu połamany (w kotlinie), a także sfałdowany (w pogórzu nad Toryską), albo wypiętrzony (w Tatrach). Wynika stąd, iż dzisiejsze formy kotliny musiały wytworzyć się między paleogenem a pleistocenem; czy jednak proces ten odbył się w mio-cenie czy w pliocenie -- tego nie mówią nam pokłady. Pewne światło tu jedynie związek kotliny z historyą fliszowych gór nadpo-pradzkich; związek ten, jak już widzieliśmy, każe nam przypuszczać, iż kotlina spisko-liptowska powitała głównie w epoce inter-medyteranu (por. str. 53 i nast.).

Pewne zjawiska dostosowania się rzek do twardości i struktury warstw tłumaczą się znacznym wiekiem kotlin; zjawiska te są oznaką pewnej dojrzałości rozwoju. Za przykład może tu służyć rozwój rzek, przełamujących pasmo choczańsko-proseczańskie. Nazwę tę nosi pasmo wapienne, ograniczone na południu uskokiem ku nizinie liptowskiej, a na wschodzie przesunięte ku S, w stosunku do wapiennego pasma Tatr. Tworzy ono typowy górotwór skibowy1 i zrasta się na zachodzie równocześnie z Wielką i Małą Fatrą. Góry te sięgają w Holicy wysokości 1338 m, w Prosecznie 1378 m, a w ładnej piramidzie wapiennej Chocza 1613 m; przedstawiają się one, patrzącemu z południa, jako wspaniały górotwór 600—700 m względnej wysokości, silnie odbijający od równin na 650—750 m wysokich, a pokrytych glacyalnemi żwirami (np. koło Sielnic albo Św. Maryi). Całkiem inaczej wygląda strona północna tych gór: tutaj szeroko rozciąga się pogórze piaskowcowe, o miękkich formach, pokryte łąkami i rolami; jest to dalszy ciąg grzbietu Gubałowskiego. Na brzegu północnym, nad niziną orawską, pogórze to ma zaledwie 750 m wysokości; ku S podnosi się zwolna: do 1252 m w Kopcu, 1076 m w Klinie; w innych wzniesieniach bezimiennych do 1052 m, 1020 m, 928 m. Pasmo wapienne, choć nieznacznie, przecież całkiem wyraźnie przewyższa góry piaskowcowe. Mimo to wododział między Orawą i Wagiem nie przechodzi przez góry wapienne, lecz przez niższe wzniesienia piaskowcowe, tak, że dolinki przełomowe rozdzierają ciągłe pasmo wapienne na kilka trzonów osobnych. Potok Hutniański, Proseczno, Sestric i Kałamiczanka, mające swe źródła we fliszu, rozdzielają zupełnie jedną od drugiej grupy Holicy, Pro-seczna, Łomno-Paterowej, Sielnickiej Hory, Magóry i Chocza. W wapieniu doliny mają charakter wąwozowy, stromy; dno zasypują całkiem żwiry i szutry; strome ściany zbliżają się tu nieraz do siebie na odległość 1 m (górna i dolna brama doliny Proseczańskiej). W dość czystym wapieniu rozwinęło się tu zjawisko krasowe: po-nory połykają potok Hutniański i Proseczański; tam, gdzie potoki wstępują na teren wapienny, poczynają one płynąć pod ziemią, a dalej w dole wydostają się na powierzchnię jako źródła krasowe.² 3

Suche doliny pogłębiają i erodują jedynie wody powodzi. Jak powstały te miniaturowe przełomy? Fakt, że cztery równoległe potoki przepiłowały cały górotwór, moźnaby przeciwstawić zarzutowi czynionemu ogólnie i zawsze teoryi erozyi wstecznej, że w warunkach podobnych znajdowały się różne rzeki, a zwykle jedna tylko posiada charakter przełomowy. Tutaj mamy do czynienia istotnie z całym szeregiem małych dolinek, które przeżłobiły grzbiet wyższy. A przepiłowanie to było możebne dlatego, że w stronę kotliny liptowskiej potoki musiały mieć ogromny spadek 600 m na przestrzeni kilku km. Dwa atoli zjawiska sprzeciwiają się takiemu tłumaczeniu prze-

"W

v\""U

\v\u\'

V

mmii/

k J/i

W

Rys. 19.

Cjr

Rys. 20.

łomów. Przedewszystkiem dolinki źródłowe łączą się dopiero we wnętrzu wapiennego górotworu, odcinając zawsze skały wapienne od gór, do których należą, mimo że wyżej mogły połączyć się znacznie łatwiej. Fakt ten przemawia, po pierwsze, za tem, że rzeźba dzisiejsza jest młodsza od układu systemu rzecznego; po drugie zaś przemawia stanowczo przeciwko wstecznej erozyi, która musi dążyć do przepiłowania górotworu w najkrótszej drodze; przez rozwidlenie rzeki bowiem ilość wody żłobiącej, a przeto i siła erozyjna jest

llimi

4P"

IlII«. IH'H</||, • i WH<‘ “•! !" llT,

Hę

Rys. 21.

osłabiona. To zjawisko połączenia potoków, pochodzących z tych samych zagłębień, we wnętrzu gór występuje w najmniejszych rozmiarach nad potokiem Sestric (rys. 19), w stanie więcej rozwiniętym w dolinie Proseczańskiej (rys. 20), najwyraźniej zaś w Hutniań-skiej (rys. 21).

Takie ujścia międzygórskie są, podobnie jak wgłębione meandry, dowodem, iż układ rzeki jest starszy od rzeźby. Obniżenie okolicy wododziału, która musiała być niegdyś wyższą niż dziś, i wytworzenie dzisiejszej rzeźby może być skutkiem jednego z trzech procesów: 1) albo okolica górnego biegu rzeki była zasypana do wysokości przełamanych górotworów, a później po pogłębieniu dolin została ponownie odsłonięta z pod zasypu; 2) alboteź otoczenie górnego biegu składa się z materyału bardziej miękkiego i ulegającego prędzej spłukaniu z powodu nieodporności; 3) albo wreszcie,

wvi

/7777T:

?0b0^7t

^^///.iiHin'miiililH

K~ï    ■—

rriïm,

50

[H'

Xffl?

\Ê

'2~r

llUliibT///

-piX( oS|*£

liilliillll

,n\V

WUXIÜ

aV

KOTC\\r/A.f MPtV/owska

W'Ab

. . . . = osady ludzkie. — 1:200.000.

Rys. 22.

otoczenie biegu dolnego podniosło się powoli, lub też otoczenie biegu górnego zapadło się. Pierwsza ewentualność jest w naszym wypadku zupełnie nieprawdopodobną (znajdujemy się w okolicy wododziału); niema też tu śladów po odpowiadającem jej zjawisku. Za wypadkiem trzecim przemawiałby fakt północnego upadu warstw kredowych, który można stwierdzić we wszystkich dolinkach przełomowych. Atoli ten spadek warstw stoi, jak w Tatrach, w związku z ruchami górotwórczemi, starszemi od powstania kotliny liptowskiej. Za drugim wreszcie wypadkiem (przełomów denudacyjnych) przemawia okoliczność, że otoczenie źródłoive wszystkich tych potoków przełomowych, na północ od pasma wapiennego, składa się z łupków czarnych (»Amphisylenschiefer« geologów wiedeńskich), które oznaczają dalszy ciąg pasu zagłębienia podtatrzańskiego (str. 30). Tutaj, jak pod Zakopanem, rozwija się w tern zagłębieniu denuda-cyjnem odwodnienie subsekwentne i łańcuch osad (rys. 22).

Z tego wszystkiego wynika już fakt daleko idącego przystosowania się sieci wodnej do struktury i materyału warstw w kotlinie liptowskiej, podobnie, jak w spiskiej. Tern więcej przeto jest interesującem, że Wag nieco poniżej Rożenberga nagle opuszcza szeroki kocioł liptowski, aby wstąpić w wąwóz na 17 km długi, t. j. przełom Kralowiański,¹ o formach znacznie więcej młodocianych. Wag, który powyżej, w kotlinie często się dzieli i płynie po żwirach, tutaj jest wcięty w litą skałę. Dolina jest tu na tyle tylko szeroka, że można było po lewym jej brzegu przeprowadzić gościniec, a po prawym kolej. Osady ludzkie spotykamy tu tylko tam, gdzie przy ujściu bocznych potoków powstały małe równiny (Svo-szoy, Gombasz, Fenyöhaza, Stankovan). W trzech zaledwie miejscach znajdują się w przełomie resztki małych teras, na których leży Czernowa, Hrboltó i część Gombaszu; zresztą stoki na 200—300 m wysokie i strome, przeważnie pokryte lasem, wznoszą się wprost z rzeki, tworząc jej brzegi. Przebieg doliny przełomowej jest dość skomplikowany: tworzy on dwa wielkie i ostre kolana, wywołane, zdaje się, przez wspaniałe grzbiety skaliste Havrana (1035 m) i Kopy (1181 m); powyżej ujścia Komjatny wgłębiony jest mały meander; drugi, znacznie piękniejszy znajduje się powyżej Szutowa, gdzie Wag w wązkiej dolinie opływa dookoła Małą Fatrę (568 m)—odnogę Sokolego Wierchu.⁴ 5 Tu, gdzie Wag, zwykle płynący w marglach neokomskich, werznął się w wapień choczański, znajdujemy ściany skaliste i bardzo strome zbocza; tu też spadek nie wyrównał się jeszcze zupełnie, o czem świadczą występujące tu nieznaczne progi. W dziwny sposób właśnie w środku przełomu pomiędzy górami łączy się z Wagiem przełomowa dolina Orawy. Wąska, ciemna i bezludna, a przytem romantyczna jest dolna część Orawy, uchodząca do Wagu. Dalszym ciągiem jej w znaczeniu morfologicznem jest dolina potoku Bistriczka, pochodząca z przełęczy Medzi Hole

(1185 m). Przy ujściu tego potoku kierunek Orawy zbacza nagle ku NE i prowadzi wązką, ale nie tak już posępną doliną ku Parnicy. Dolina rzeki naszej, dotychczas wyżłobiona w granicie, wstępuje tu na teren neokomskich marglów i eoceńskich warstw miękkich, rozszerza się, formy jej łagodnieją a wysokości maleją. Pod Istebnem zbocze Małej Fatry opuszcza Orawę, by zawrócić ku N; przy Wielkiej Wsi (Nagyfalu) ukazują się pierwsze skalice, które odtąd w wielkiej liczbie i w najróżnorodniejszych kształtach sterczą ponad piaskowce i łupki. One to są powodem, że Orawa płynie tu w licznych i wielkich meandrach; skalice są jakby punktami stałemi, wokół których owija się rzeka.⁶ Na przestrzeni, gdzie niema skalic (między Rubinem i Parnicą), rzeka płynie prawie prosto, robiąc słabe tylko a rozległe zakręty. Dopiero pod Twardoszynem, tam, gdzie Orawa i Orawica otaczają pierścieniem górę Uhlisko (859 m), dolina przybiera odmienny charakter: staje się wązką, zakręty tu znikają, wiosek nad rzeką niema. Bardzo charakterystyczne jest to połączenie się dopiero pośród gór dwu większych rzek, które na północy, o kilka km dalej, w miejscu, gdzie pogórze nadorawskie urywa się nagle nad niziną orawską, znacznie łatwiej połączyć się mogły. Dowodzi to, podobnie, jak w wypadku przełomów proseczańskich, ze przełom orawski nie powTstał ani przez wsteczną erozyę, ani też przez przepływ jeziora, lecz że jest on starszy od rzeźby dzisiejszej. Wyraźnym zaś tego dowodem jest okoliczność, że udało mi się znaleźć na stokach Uhliska, na wysokości 720 m, otoczaki piaskowcowe, kwarcyty i wapienie (granitów nie widziałem). Ponieważ nizina orawska jest zjawiskiem tektonicznem (por. rozdz. IV), chodzi tu przeto

/ a wcięte mają

27

o przełom antecedencyjny, nie zaś denudacyjny. Wspomnimy o tern jeszcze później, przy omawianiu historyi doliny Wagu wogóle.

Pod Parnicą uchodzi do Orawy Zazriwa, mała rzeczka, która wązką doliną przepiłowała całą Małą Fatrę w kierunku NW—SE. Źródła jej leżą na północ od starego jądra górskiego, w górach fliszowych, w wysokości 900—1000 m; zlewisko źródłowe leży więc znacznie niżej od przeciętego górotworu, opadającego coprawda na wschód od Wk. Rossutca i Stoha (1600 m) do Keczki (1224 m) i Lisicy (1213 m) prawie o 400 m. Zazriwa wgryzła się na północ od Małej Fatry w zagłębienie skalicowe, tak jednolite pod względem morfologicznym, a odwodnione subsekwentnie przez Varinkę ku SW i Hrustinkę ku NE. Zazriwa zabiera więc wodę z północnych stoków Małej Fatry oraz z t. z w. Wojennych Gór fliszowych i odprowadza ją w poprzek górotworu ku południowi. Poszczególne potoki źródłowe przerżnęły skalice epigenetycznie. choć mogły całkiem łatwo obejść je; tak naprzykład, potok Hawrański rozdzielił wielką skalicę, złożoną z różnobarwnych wapieni górnej jury i dogeru: płynie on mianowicie wązkiem korytem między Kozińcem vrchem (994 m) i Hawrańskim vrchem (965 m). Te dolinki epigenetyczne dowodzą, że dno doliny Zazriwy leżało ongiś znacznie wyżej.

W kralowańskim wąwozie mamy więc komplikacyę trzech przełomów: 1) przełomu Wagu, prowadzącego z kotliny Liptowskiej do Turczańskiej, 2) Orawy, łączącego kotlinę orawską i turczańską, i 3) Zazriwy, przepiło wy wującej Małą Fatrę. Poniżej Krpelanu Wag wstępuje na wspomnianą już szeroką i nizką kotlinę Turczańską. Kotlina ta powstała przez zapadnięcie wzdłuż starszych uskoków, odnawiających się w czasach poeoceńskich. Uskoki preeoceńskie, które z pewnością już wywołały pewną predyspozycyę kotlinowatą, połamały jedynie kredę. Na powstałej w ten sposób rzeźbie tektonicznej morze eoceńskie osadzało pokłady swe, kotły jednak wtenczas nie istniały jeszcze w formie dzisiejszej. Dzisiejsze ograniczenie paleogenu może być jedynie wynikiem denudacyi, zmywającej pokłady eoceńskie z gór, a nie naruszającej ich w kotlinach; eoceńskie zaś zlepieńce, które często nazywa się wybrzeżnemi, mogłyby również być tylko transgresyjnym⁷ konglomeratem. Eocen został w kotlinach centralno-karpackich również silnie dyslokowany jeszcze, nie zaś, jak przyjął Uh lig,¹ tylko połamany. Już na północnych stokach Tatr i Małej Fatry stopień pochylenia paleogenu jest znacznie większy, niż naturalne pochylenie osadów wybrzeż-nych. Eocen kotliny Sułowskiej (wewnątrz pasma skalicowego) jest, zdaje się, nawet sfałdowany.⁸ 9 Trudnoby było zresztą przyjąć także fakt wtargnienia morza eoceńskiego do zatok centralno-karpackich przez doliny przełomowe Wagu. Prawdopodobniejsze jest przypuszczenie, że morze eoceńskie pokryło jako transgresya jednolita całe Karpaty, posiadające już wprawdzie rzeźbę, niezgodną przecież z dzisiejszą. Dzisiejsza zaś rzeźba powstała później dopiero dzięki ruchom górotwórczym. Wiek ruchów tych poznalibyśmy dokładniej, gdybyśmy mogli stwierdzić 1) najmłodsze pokłady, dyslokowane jeszcze, 2) pokłady najstarsze, w rozmieszczeniu ograniczone do kotlin i niedyslokowane. Młodszych osadów w kotlinie tur-czańskiej mamy nie mało, ale wiek ich nie jest dokładnie znany. Uh li g stwierdził już, że młode żwiry są przy Znio-Varalja zakłócone. Widziałem te dość grube żwiry, zalegające całe stoki Horki przy Slowan aż do wysokości 520 m, typowo deltowe, ale ze spadkiem ku W, a więc ku górom. Zlepieńce młodsze, ale już stwardniałe w »Nagelfluh«, znajdują się w kotlinie często, szczególnie w ogromnych pokładach, tworzących wyniosłości Straźa koło Św. Maryi, lub Szańców koło Maszkoca; ani w żwirach jednak ani w zlepieńcach nie znaleziono dotychczas skamielin, któreby pozwoliły oznaczyć ich wiek. Andrian, jedyny geolog, który badał kotlinę, odkrył w Bystrzyczce młode wapienie z Congeria triangularis i Paludina Sadleri¹⁰ i oznaczył je na tej podstawie jako miocen młodszy; a zlepieńce i żwiry mają być równego wieku. Ja zebrałem z Bystrzyczki liczne skamieliny, nie są one jednak jeszcze oznaczone; ale stosunku tych wapieni do żwirów nie można było stwierdzić. Sądzę, że są one istotnie równego wieku i że zostały, jako pokład lagunowy, osadzone na brzegu jeziora, w które rzeki wsypały delty i pokryły dno jego żwirami. Terasy wy brzeżne tego jeziora z twardemi brekcjami w istocie stwierdziłem w wielkiej wysokości nad kotliną w kilku miejscach (np. na Horkach właśnie koło Slowanu na wysokości 520—530 m). Z tego wynika, że w czasie młodszego miocenu kotlina ta już istniała, innemi słowy, że otaczające góry już były wypiętrzone i dlatego nie dopuściły już morza młodszego medyteranu do kotliny turczańskiej, mimo że-w dolinie Wagu sięgało ono aż po Horocz.¹¹ Ruchy górotwórcze, które stworzyły kotlinę, musimy przyjąć na czas przed osadzeniem warstw z Congeria, co potwierdza równoczesne zapadanie się kotliny orawskiej i liptowsko-spiskiej, które, jak wiemy, miało miejsce w in-termedyteranie. Zapadnięcie się kotliny Turczańskiej nie może być młodsze od tamtych, gdyż i Orawa i górny Wag nie zawróciłyby ku W do Turczańskiej Kotliny, lecz ku Dunajcowi i Popradowi, gdzie warunki odpływu byłyby znacznie korzystniejsze.

Z historyą kotliny Turczańskiej wiąże się także powstanie przełomu dolnego Wagu do kotliny Żylińskiej, a mianowicie powstanie wąwozu streczeńskiego, który jest bodaj najwspanialszym przełomem w Karpatach Zachodnich wogóle. Zbocza zamykające go mają 600—700 m wysokości, a szczyty przełamanego górotworu dochodzą do 1000 i 1300 m względnej wysokości. Szczególnie interesujący jest tu śliczny meander wgłębiony, który tworzy Wag, okalając grzbiet Domaszyna, (575 m), przebity tunelem kolejowym. Dolina Wagu posiada tu jeszcze miejscami całkiem słabe progi, a więc nie zupełnie wyrównany spadek; ale tak zwana Besna skała jest tylko ostrym zakrętem około skalnej ściany, niebezpiecznym dla flisaków, a nie kataraktem. Przy opuszczeniu gór i przełomu pod Strecznem Wag stworzył ogromny stożek żwirowy, dziś już znowu pocięty przez rozszerzone doliny aluwialne. Bardzo znamiennem jest, że górotwór Małej Fatry, mający do 1300 m względnej wysokości, jest cały przełamany w dwu zupełnie przeciwnych kierunkach, a mianowicie przez Wag w kierunku SE—NW, przez Zazriwę w kierunku NW—SE (ob. rys. 23); jasnem jest, że sieć wodna zupełnie jest niezależna od rzeźby powierzchni. Jeżeli gdzie, to tu właśnie nie można powstania tych przełomów tłumaczyć inaczej jak przez antece-dencyę, t. zn. przez młodsze ruchy górotwórcze. Jest to wypadek nie powtarzający się gdzieindziej w Karpatach. Przełomy Wagu tłumaczono dotychczas jedynie tektonicznie lub predyspozycyą tektoniczną. Za takiem tłumaczeniem, przy pomocy teoryi szczelinowej, przema-

wiał, co do przełomu streczeńskiego ¹², jak się zdawało: 1) kierunek przełomu, zgadzający się z południowro-północnym kierunkiem kotliny turczańskiej ; 2) załamywanie się kierunku górotworu Fatry-Minczoła, zresztą jednolitego, właśnie w okolicy przełomu; 3) bliz-kość cieplic w Sztubnii i w Rajcu; wreszcie 4) nierzadkie trzęsienia ziemi, zdarzające się przeważnie w okolicy Żylina. Za podobną genezą przełomu kralowańskiego zdawał się z kolei przemawiać: 1) fakt, że trzy jego ramiona (Orawia, wschodnia i zachodnia połać Wagu) stoją w związku z trzema kotlinami tektonicznemi i rozcho-

i.

<s>

u»

■T'

tA)

us

‘A

3-

i.

1:300.000.

Rys. 23.

dzą się pod kątem 120°; i 2) istnienie źródła w Stankovan. Przeciwko tej argumentacyi można podnieść następujące zarzuty: 1) przytoczone powyżej punkty nie dowodzą tego, o co tu chodzi, t. j. szczelinowej natury przełomów; 2) gorące źródła i trzęsienia ziemi dowodzą zapewne, że ruchy tektoniczne w całej okolicy są młode, że może jeszcze dziś trwają dalej, ale nic więcej; 3) niezgodność w strukturze obydwóch zbócz doliny do dziś dnia nie została wykazana, przeciwnie, warstwy pasma mezozoicznego pod Strecznem przekraczają całkiem regularnie, bez jakiegokolwiek przesunięcia, dolinę. 4) Dalej, przeciw tej hipotezie mówi bardziej znamienny jeszcze fakt, że dolna Orawa wcięła się całkiem w granit, mimo że równolegle do niej, w odległości zaledwie 300 m, granit ten wielkim uskokiem lub raczej nasunięciem (może szariażem), które Uh li g nazwał linią Szipu, graniczy z marglami neokomskiemi; a więc rzeka nie trzyma się tu granicy skał, tak ważnej już pod względem odporności nawet. Na przestrzeni Stankovan-Kralovan Wag płynie wprawdzie /Wzdłuż granicy granitu i kredy, na którą granit czasem jest nasunięty, ale tuż poniżej przebieg doliny staje się zupełnie niezależny od przebiegu skał. 5) Wreszcie zjawiska geologiczne dowodzą przeciwnie,¹ że granit, który wogóle tworzy tylko stoki południowe Małej Fatry, w przełomie streczeńskim zaś przez połączenie antyklinał A₁ i A₂ Małej Fatry ogromnie zyskuje na szerokości, został też tu właśnie wypiętrzony do góry, gdyż synklinała Sx została wyniesiona ponad poziom denudacyjny i zmyta zupełnie. Podobnie ret, lias, doger i górna jura, występujące w przełomie kralowańskim¹³ 14 przy ujściu doliny Komjatny dowodzą, że miało tu miejsce wypiętrzenie, nie zaś zapadnięcie. Ale wszystkie te ruchy tektoniczne i linie dyslokacyjne są starsze od głównych rysów rzeźby kotlinowej, a przeto też znacznie starsze od powstania przełomów: są to zjawiska, których zestawiać i porównywać nie można.

O przełomie epigenetycznym, przepływowym lub denudacyj-nym, nie może tu być mowy; niema tu bowiem śladów zasypania rzeźby do wysokości przełamanych górotworów. Jezioro istniało wprawdzie ongiś w kotlinie turczańskiej, pozostawiło też ono ślady swe w deltach wysokich, terasach wybrzeżnych oraz w zlepieńcach i brekcyach wybrzeżnych. Nie dochodziło przecież jezioro to do pożądanej wysokości: najprzód musiałby rozwinąć się odpływ do kotliny nitrzań-skiej, gdyż tam prowadzi najniższa przełęcz. A jedynie rzeczne wypłukanie kotliny turczańskiej nie zgadza się z jej genezą. Tłumaczenie powstania przełomów przez wsteczną erozyę, potęgowaną zapadnięciem kotlin, natrafia również na szereg trudności. Po pierwsze, przyjęciu tego tłumaczenia sprzeciwia się cały szereg poszcze-

gólnych form, meandrów wgłębionych (Wag pod Szutov. ein i Do-maniszem), oraz połączenie w pośrodku gór rzek, pochodzących z jednej i tejsamej kotliny (Orawa). 2) Po drugie, z rozwojem takim nie zgadza się fakt, że jeden i ten sam górotwór jest przełamany przez rzeki w zupełnie przeciwnym kierunku (Mała Fatra); fakt ten dowodzi bowiem, że żaden z przeciwległych stoków nie przedstawia szczególnie korzystnych warunków dla wstecznej erozyi. Okoliczności te, przeciwnie, przemawiają za tern, że rzeczny syste-mat Wagu jest starszy od rzeźby dzisiejszej, która musiała powstać dzięki ruchom górotwórczym tak powolnym, iż główne rzeki zdołały przezwyciężyć je i mimo przemian tektonicznych utrzymały się przy swoim biegu.

Był czas, kiedy cały dolny poziom denudacyjny leżał znacznie wyżej; ślady tego okresu utrzymały się w licznych wypadkach epigenez i przełomów denudaeyjnych, o których powyżej była mowa.. Potem, podczas gdy góry podnosiły się, meandry zostały po części wcięte, po części wgłębione; także ujścia zostały wgryzione w środek podnoszących się gór, bez względu na to, że połączenie rzek byłoby znacznie łatwiejsze przed ich wstąpieniem. Nie udało mi się wprawdzie odnaleźć wyżej położonych resztek koryt dawnych rzek, mimo że pewne poszlaki tego zjawiska znajdują się zarówno w Streczeńskim, jak i w Kralowańskim przełomie. Dlatego w sprawie antecedencyi przełomów Wagu muszę ograniczyć się do następujących kryteryów: 1) niezależność od struktury, 2) wgłębione meandry, 3) wgłębione ujścia w górach, 4) przełamanie górotworu w zupełnie przeciwnych kierunkach, wreszcie 5) fakt, że utworzenie przełomów udało się jedynie rzekom większym, nie zaś mniejszym.

Jeżeli zapytamy o wiek antecedencyi Wagu, to musimy przyznać się, że dokładnie oznaczyć go jeszcze nie możemy. W każdym razie z pewnością jest ona starsza od potortońskiego wgięcia kotliny nowotarskiej i od pokładów młodomioceńskich koło Bystrzyczki (por. str. 83). Z drugiej strony, antecedencya ta jest zapewne młodsza od I medyteranu, po którym dopiero nastąpiły wielkie ruchy zachodnio-karpackie, jakie stworzyły tektonikę gór centralnych. Wynika z tego prawdopodobieństwo, że wytworzenie kotłów centralno-karpackich zawdzięczamy ruchom równego wieku z temi, które spowodowały znamienny rozwój gór fliszowych, a więc ruchom inter-medyteranskim. Jak już raz wspomniałem (str. 58), zapadnięcie niziny górno-węgierskiej należy, zdaje się, po części przynajmniej odnieść do tej epoki. Z tą mnogością ruchów tektonicznych w Karpatach Zachodnich, ruchów młodszych od tych, które uwydatniają się prze-dewszystkiem w strukturze geologicznej, zgadza się fakt, że wybuchy wulkaniczne po południowej stronie Karpat Zachodnich miały miejsce przedewszystkiem także w intermedyteranie.

Wybuchy wulkaniczne, o których mowa, trwały zapewne przez dłuższy przeciąg czasu. Oddawna już starano się ustalić pewien porządek tych wybuchów. Richthofen,¹ potem Szabo¹⁵ 16 i Böckh¹⁷ dali pierwsze podstawy klasyfikacyi wybuchów wulkanicznych na podstawie petrograficznej. Dopiero jednak dzięki szeregowi szczęśliwych odkryć skamielin w międzyległych lub sąsiednich warstwach osadowych udało się ustalić wiek wybuchów dokładniej. Stwierdzono mianowicie (Rączkiewicz,¹⁸ Andrian,¹⁹ Foetterle,²⁰ Paul,²¹ Szafarzik,²² Gaal,²³ Böckh,²⁴) iż w pokładach oligocenu i I-go medyteranu niema śladów skał wybuchowych, gdy medyteran Il-gi pokrywa już je, z wyjątkiem bazaltu. Wybuchy te, przeważnie lądowe (nie zaś, jak Richthofen sądził, podmorskie), należą do czasów lądu intermedyterańskiego. Porządek ich jest według Böckha²⁴ dość skomplikowany i wskazuje, zdaje się, na długość wybuchowej epoki intermedyterańskiej, potwierdza więc wniosek wysnuty z bogactwa rozwoju morfologicznego w Karpatach fliszowych. W ten sposób pokazało się, że epoka, uważana dotychczas na podstawie doświadczeń geologicznych za czas krótki i przejściowy tylko, była długa i że posiada ona niepospolite znaczenie dla rozwoju rzeźby Karpat Zachodnich. Młode ruchy górotwórcze spowodowały podwójny cykl geograficzny w górach fliszowych; one to wywołały też zapadnięcie się kotliny Alföldu i kotlin centralno-karpackich; one

to nareszcie spowodowały wybuchy wulkaniczne. I to także jest nowym dowodem prawdopodobieństwa naszkicowanego powyżej rozwoju, że kolosalne wybuchy, które do dziś dnia musieliśmy za Uh ligi em¹ uważać za przypadkowe i nie posiadające większego znaczenia, stają się teraz, w związku z wielkiemi intermedyterańskiemi ruchami górotwórczemi, bardziej zrozumiałemi. Na przyszłość geologowie będą też musieli kłaść większy nacisk na znaczenie epoki in-termedyteranu. Jest to właśnie czas, w którym po przesunięciu płasz-czowin. czy to w myśl Limanowskiego,²⁵ 26 czy Uh lig a,²⁷ ogromne ich masy musiały zostać denudowane i zmyte, zanim nastąpiła trans-gresya II medyteranu.²⁸

Ruchy tektoniczne w Karpatach Zachodnich nie skończyły się na tern: trwały one, choć w słabym stopniu, i dalej, a może trwają aż do dziś dnia. Wiemy już o wgięciu potortońskiem kotliny nowotarskiej (str. 34), wiemy o sarmackiem wypiętrzeniu en bloc gór centralnych (rozdz. VII, m. 1.). W pliocenie jeszcze mamy wybuchy bazaltowe w Czerhacie; dziś zaś mnóstwo gorących źródeł i trzęsienia ziemi świadczą, że skorupa ziemska nie uspokoiła się tu jeszcze. Z tych ostatnich najwięcej znane są trzęsienia w okolicy Żołny (1858),²⁹ w Małych Karpatach (1866)³⁰ i w górach Brezowskich (10 I. 1906). Po ostatniem trzęsieniu ziemi miałem sposobność oglądać szczeliny na 1 m szerokie, powstałe w luźnym gruncie.

Co do pytania, czy przy tworzeniu się kotlin centralno-kar-packich grały większą rolę pozytywne ruchy górotworów, czy negatywne zapadnięcia kotlin, to trzeba przyznać, że fakty przemawiają za jednem i za drugiem. Za zapadlinowym ruchem kotlin przemawia załamanie się powierzchni wzniesienia Gubałowskiego (por. str. 34), obniżenie się podnóża Wielkiej Fatry ku Małej, dalej pochylenia młodych warstw do kotlin ograniczonych (Szaflary, Znio Varaîja). Za podniesieniem i wypiętrzeniem górotworów z drugiej strony, przemawia przedewszystkiem ich obwód o kształcie automorfowym.³¹

Jeżeli nakoniec zapytamy, co nam wiadomo o rzeźbie powierzchni Karpat Zachodnich przed zapadnięciem się kotlin, to przy odpowiedzi musimy zwrócić uwagę na następujące zjawiska. Jeżeli porównamy wysokość poszczególnych górotworów centralno-karpac-kich, to spostrzeżemy, że tworzą one, w całkiem ogólnych zarysach, kopułę lekko wypiętrzoną w pośrodku, na wschodzie zaś nad linią Hornadzką obciętą uskokiem. Wysokość górotworów wzrasta wt kierunku od brzegu ku wnętrzu: Małe Karpaty wznoszą się do 748 m, Ino wiec 1042 m. Mała Magura 1162 m, Straszow 1214 m, Minczoł na południu 1304 m, na północy 1377 m, Mała Fatra 1600—1700, Tatry 2000—2600 m. Podobnie: Tribec 829 m, Ptacznik 1100—1200m, Szczyt Ptacznika 1346 m, Ostredok 1591 m, Praszywa 1648 m, Niżne Tatry 1800—2000 m. Zdawałoby się niemal, że mamy tu ślad dawnej powierzchni (podobnie jak to Richter² przyjął dla Alp), po której rzeki spływały konsekwentnie ku Węgrom. Również De Martonne znalazł dowody,³ że w południowych Karpatach Siedmiogrodzkich istnieje zrównanie w wysokości 2000 m. Powierzchnia kopuły centralno-karpackiej odpowiadałaby powierzchni na początku intermedyteranu. Wszystkie te rozumowania są jednak zupełnie hipotetyczne; prawdziwych śladów morfologicznych z tego czasu dotychczas nie znamy.

Na inne stosunki rzuca światło rozmieszczenie pionowe mio-cenu młodszego. Miocen na Węgrach nie przechodzi, zdaje się, znacznie izohypsy 300 i nie wkracza głęboko między góry- W dolinie Wagu znajdujemy miocen jeszcze pod Horocem* (piaski z Pecten solarium), ale tylko na wysokości 290 m; nad Nitrą mamy miocen

¹    Löwl, 1. c. pag. 160.

²    Richter, Geb.rgshebung und Talbildung, Zeitschrft D. Ö. Aipen-Vereins

1899, 18 fl.

jeszcze na wysokości 320—350 m; jest to jednak jeszcze I medy-teran, który został przez wybuchy wulkaniczne intermedyterańskie (tufy przykrywają tu miocen)¹ wypiętrzony z normalnego układu. Również w dolinie Hornadu miocen, jak się zdaje, nie wznosi się wyżej nad 260—300 m. (Finte koło Kapi na N od Eperjesz). Dziwnie odbija od tego fakt, stwierdzony przez Wolfa³² 33 i Vetters a,³⁴ że miocen na przełęczy Miawy sięga do wysokości 440 m; także na masywie czeskim w okolicy Berna i Wigstadtl³⁵ miocen dosięga do 480 m;³⁶ podobnie, jak w Karpatach centralnych, także w Karpatach fliszowych resztki miocenu są obniżone na północnym brzegu i nie przekraczają 350 m. Ale na płycie podolskiej miocen leży znów wysoko, podobnie jak na Morawach; wynikałby z tego wniosek o wspaniałym ruchu falistym, który podniósł Morawy, Małe Karpaty i Podole w górę, podczas gdy Karpaty Zachodnie się obniżały. Badania w terenie są jeszcze zupełnie nie wystarczające do rozstrzygnięcia tych niezmiernie ważnych pytań, dlategoteż poprzestaję na krótkiej wzmiance o nich.

Na tern kończę studyum o Karpatach Zachodnich. Badanie tych gór jest niezmiernie ważne dla poznania młodszej szczególnie histo-ryi Karpat, oraz rozwoju rzeźby powierzchni wogóle. Wiele, znacznie więcej niż dotąd, trzeba tu jeszcze zrobić, zanim nauka zdobędzie wystarczającą podstawę do rozwiązania tak różnorodnych i tak w czasie i przestrzeni skomplikowanych zjawisk. Zachęcić siebie i innych do tej pracy — oto, co było celem niniejszego studyum, którego głównem zadaniem jest postawienie programu dla przyszłej pracy. Mam nadzieję, że choć trochę przyczyniłem się do naukowego poznania jednego z najpiękniejszych i najmniej znanych górotworów Europy środkowej.

Dodatki.

Dodatki poniżej podane mają za zadanie, zwrócić uwagę na szereg zagadnień, szczególnie z dziedziny hydrografiii Zachodnich Karpat. Zagadnienia te nie są zupełnie opracowane ani rozwiązane ostatecznie; jedne z nich są tylko naszkicowane, innym brak dostatecznego udowodnienia. Mimo to podaję je tutaj w tym celu przede wszystkiem, aby na te pytania zwrócić uwagę innych; nie wiem bowiem, kiedy znowu będzie mi dane podjąć się ich rozwiązania. Ponadto już to, co dziś mogę powiedzieć w tem przedmiocie, jest choć drobnym przyczynkiem do fizyografii krainy, pod tym właśnie względem dotąd wcale nie badanej.

Dodatek Nr 1 (do stronicy 7).

W Małych Karpatach mamy kilka hydrograficznych anomalii, które przedstawiają się nam po części jako twory denudacyjne, po części zaś jako skutki ruchów górotwórczych; w każdym razie świadczą one, że system odwodnienia jest tu starszy od rzeźby dzisiejszej. Poruszam tu punkty następujące: Między Dziewinem-wsią i Bisternicami³⁷ wciska się ku SE w głąb masy granitowej pożoń-skiej połaci zatoka mioceńska; dziś przedstawia się ona jako padół rozszerzający się ku NW — jako forma dolinna. Odwodnienie tej części Małych Karpat nie dba wcale o tę pogłębioną linię: dwa potoczki (Karlsdorferbach i Weidritz) przepływają ją w poprzek od strony gór północnych i, zamiast uchodzić ku NW do Morawy, wstępują w miniaturowe przełomy w granicie i uchodzą do Dunaju. Szczególnie ciekawy jest kierunek potoczku Weidritz, który ma swe źródła daleko w północy pod górą Zanto (450 m): potoczek ten wypływa koło Czerwonego Mostu z północnej granitowej masy, nie skręca jednak ku Blumenau, jakbyśmy tego, sądząc z dzisiejszej rzeźby, spodziewali się, lecz przeciwnie przełamuje się w granicie między Handhügel i Haubnerberg. W tych właśnie górach udało mi się stwierdzić istnienie ślicznych teras wybrzeżnych morza mioceńskiego z otoczakami kwarcytowemi; stwierdziłem też nadto, że pokłady wybrzeżne mioceńskie na zboczach Dziewińskiej góry (514 m) sięgają do 360 m. Z tego wynika, że cała zatoka wspomniana była

zasypana żwirem mioceńskim aż powyżej Handhügel (262 m) i Haub-nerberg) 271, 246 m). Po ustąpieniu morza mioceńskiego rzeki spływały ku południowi po pochyłości peneplenowej, widocznej jeszcze wyraźnie w południowych Małych Karpatach; ten kierunek biegu utrzymały tu rzeki także w czasie, kiedy luźny materyał zatoki Dziewińskiej został wypłukany tak, że powstała tu linia wklęsła, sięgająca od Góry Kalwarji koło Pożonia aż do Morawy. Mamy tu więc do czynienia z resztkami odwodnienia trzeciorzędnego. O związku jego z przełomem Dunaju w Porta Hungariae pomówię przy innej sposobności. Drugi przykład,³⁸ w obrębie Małych Karpat, dowodzący,

rV\

•2.'

In

«SS»

"tą

Va

dît

Rys. 24.

że sieć hydrograficzna rozwinęła się w znacznie wyższym poziomie, niż leży dzisiaj, znajdujemy na zachód od Czaehtic w północno-wschodniej części Brezowskiej połaci (por. rys. 24). Równolegle do doliny Podkilary, w miękkich piaskowcach z epoki najmłodszego trzeciorzędu i eocenu, ciągną się ku SE trzy dolinki, a mianowicie: Kori-tarska, Oriskova i Kastolna-Trstje. Na linii Krajna-Krachovistye napotykają one na kredowe wapienie i dolomity; w tej chwili zawracają wszystkie ku NE i płyną, jako Jabłonka, wzdłuż tych wapieni, aby połączyć się dopiero (NW od Czaehtic) w wielkim zakręcie i przebić wapienie, tu już jurajskie. Ta hydrografia robi takie wrażenie, że Koritarska, Oriskova i Kastolna niegdyś płynęły tu konsekwentnie ku SE, każda z osobna, przytem w poziomie znacznie wyższym, kiedy twardy wapień Czachticki nie był jeszcze wypreparowany. Dopiero kiedy z czasem denudacya prędzej zniosła miękkie piaskowce, niż twardy wapień, wytworzyła się tu subsekwentna rynna Jabłonki, która wreszcie w małym przełomie denudacyjnym odprowadziła wszystką wodę zebraną w tych potoczkach do Wagu. Być może, że kadłub dawnej Koritarki utrzymał się w dolinie Sip-kovec, z której nizką przełęczą przejść można do dolinki (inwer-syjnej) Kasparici, uchodzącej koło Krajnej do Jabłonki.

Fakt, że sieć wodna leżała kiedyś znacznie wyżej, a więc że albo poziom morza, tworzący poziom erozyjny, leżał wysoko, alboteż że Małe Karpaty doznały młodszych górotwórczych ruchów pionowych, jest tem prawdopodobniejszy, ile że Stu r¹ znalazł na przełęczy Miawy (według mapy geologicznej kołoBukowec) na wysokości 450 m oraz na Varako-wie na wysokości 452 m otoczaki granitu, gnajsu, melafiru, porfiru i trachitu. Możliwem jest, że naniósł je tu stary Wag, który niegdyś uchodził tu na wysokości 450 m do kotliny wiedeńskiej. Otoczaki te są ładnie zaokrąglone i wygładzone, co, zdaje się, przemawia za dalekim transportem. Dziwnem jest tylko, że w żwirach tych zna-lezionem był ząb Elephas primigenius. Dla rozwiązania tej kwestyi należałoby przeprowadzić tam poszukiwania. Prawdopodobnem jest, że w czasie, kiedy znaleziono ząb, nie leżał on na pierwotnem łożysku. Dalej musianoby zbadać, czy też abrazye jakiegoś morza trzeciorzędnego nie oberwały tych otoczaków od Małych Karpat, poczem prąd mógłby je nanieść tu, na północ. Zdaje się przecież, że obniżenie poziomu erozyjnego w Małych Karpatach od czasów trzeciorzędu stoi w związku nie tylko z faktem, iż morze opuściło te okolice, lecz także w związku z samodzielnym ruchem nadającym piętno Małym Karpatom; w inny sposób trudno byłoby wytłumaczyć okoliczności: 1) że miocen morski na przełęczy Miawy leży na wysokości 440 m, tuż zaś obok, w dolinie Wagu, sięga zaledwie do 290 m (Horocz); 2) że pokłady sarmatu w Małych Karpatach leżą nadzwyczajnie wysoko (400 m),³⁹ 40 szczególnie zaś w stosunku do okolic Wiednia (Wiedeń 280 m, Eichkogel koło Mödling 300 m).

Dodatek Nr 2 (do stronicy 7).

Wododział między Morawą a Wagiem ¹ przechodzi z przełęczy mławskiej na tak zwane Białe Karpaty (które na północy odgraniczam dolną, rożnawską Beczwą i górną Kisuczą) i biegnie przez najwyższe, może z kredowego⁴¹ 42 fliszu zbudowane grzbiety, t. j. przez Wk. Jaworzynę (968 m), Lopenik (942 m), Leśną (696 m), Mikulinczny

C\N

\V

S.

X^>

/m

V»

\V'''

Mt «A

>7777

/iJllOUMOW

-X

Rys. 25.

(800 m) aż do Wielkiego Jawornika nad wąwozem Wlarskim (774 m). Ten główny grzbiet nie jest już przecież nieprzerwany, rozgryzł go cały szereg małych potoków do Wagu uchodzących, jak np. Strana i Brzezowa. Przyczyna tej silnej wstecznej erozyi leży, jak się zdaje, w fakcie pogłębienia blizkiego poziomu erozyjnego Wagu, być może, iż cała dolna część doliny Wagu zapadła się nieco (por. dodatek Nr 1). Kiedy wododział leżał jeszcze na głównym grzbiecie, potoki płynące do Wagu miały spadek znacznie większy niż dopływy Morawy z drugiej strony (Niwnicki p. i Łusko p.): dopływy Wagu miały wtenczas 44°/₀o spadku (710 m na 16 km), a dopływy Morawy 25°/₀₀ (720 m na 28 km). Dziś warunki dzięki przepiłowaniu głównego grzbietu i przesunięciu się wododziału, który jednocześnie opuścił się w głąb, zmieniły się tak dalece, że spadek dopływów Wagu wynosi już tylko 25°/₀₀, Morawy zaś 18°/o0. Jest to typowy wypadek wstecznej erozyi, przesunięcia i zniesienia wododziału. Znacznie dalej dotarła ta wsteczna erozya w głąb gór, dalej ku północy.¹ Na górze Na Karczitki (653 m) wmdodział schodzi z głównego grzbietu wprost linią o długości 15 km w nizinę w okolicy Sla-wiczinu, spadając przy tern poniżej 400 m, aby potem, po bardzo krętym przebiegu wspiąć się na DubrawTę (678 m) w łąńcuchu Makitty (piaskowiec magórski leżący izoklinalnie między warstwami hieroglifowemi górnemi a zapadający ku S)⁴³ 44. Zaraz potem wododział opuszcza w Svi-radvie (736 m) ten grzbiet, stanowiący dość twardą skałę, aby znowu koło Horni Lidecz zejść do niziny Klobouku aż do 470 m (pomiar barometr.); potem dopiero powraca wododział do głównego grzbietu pogranicznego. Kierunek rzeki Wiary powodującej to silne wygięcie wododziału ku zachodowi, najwidoczniej jest niezależny od orograficznej budowy krainy; jej źródłowe potoki bowiem, które oprócz głównego grzbietu przebijają też grzbiet Matki, zbudowany z twardych piaskowców spadających ku S, mogłyby znacznie łatwiej odpłynąć do Olsawy na południe, lub też do Senicy, na północ. Jest to zagadnienie niezmiernie zajmujące. Mamy tu wielkie zagłębienie w miękkich warstwach hieroglifowych, które grzbiet Matki dzieli napołać wschodnią i zachodnią; odwodnienie ostatniej składa się z 3 części: jedna z nich należy do Beczwy, druga do Wagu, trzecia wreszcie do Olsawy. Idąc przez zagłębienie Klobouk od NE ku SW, z początku znajdujemy się nad brzegami Senicy; tak aż do Hornego Lideczu (451 m), między wzniesieniami Cubkiem (680 m) i Lidecz-kiem (625, 653 m). Tu Senica nagle i pod bardzo ostrym kątem (50°) zawraca ku N, aby pod Czartową skałą⁴⁵ wstąpić w przełom przez grzbiet Makitty. Bezpośrednio w przedłużeniu górnej Senicy oddzielony od niej jedynie przez przełęcz 470 m wysoką; w tej samej wklęsłości płynie potok Kloboucki. Przepłynąwszy jednak w kierunku tym ledwie 6 km, potok nasz około Klobouk (387 m) znów pod kątem niemal prostym zawraca, tym razem ku SE i przełamuje grzbiet Matki (601, 631 m), mimo to, że grzbiet ten tuż niedaleko na południu kończy się — tak iż rzeka snadnie mogłaby go obejść. Już jednak w odległości 2 km od Klobouka na SW rozwinął się potok, płynący obok młynu Orla, do którego prowadzi z Klobouka przełęcz zaledwie 440—450 m wysoka. Potok Orla uchodzi potem do Reki, która w tern samem zagłębieniu płynie ku SW; już jednak pod Bohuslawicami Ręka zawraca na wschód ku Wlarze. Kierunek Reki zachowuje prawy jej dopływ, również Ręka zwany, aż do Hradku, skąd nizka przełęcz prowadzi do doliny potoku Pa-listica. Potok ten wraz z Olsawą, do której uchodzi, tworzy ostatni człon systemu odwodnienia w tern jednem zagłębieniu. Jeżeli narysujemy profil podłużny zagłębienia, to przekonamy się, że łącząc wszystkie wododziały, otrzymamy krzywą, odpowiadającą mniej więcej krzywej erozyi. Ta krzywa należałaby do rzeki Pra-Olsawy, której źródła leżały w okolicy górnej Senicy; uchodziła zaś ta rzeka, jak Olsawa dziś jeszcze, do Morawy. Pra-Olsawa miała z początku bardzo korzystne warunki erozyi, gdyż pogłębiała się w miękkich łupkach i kruchych piaskowcach warstw hieroglifowych, i to równolegle do przebiegu warstw, jako dolina typowo podłużna. Spadek jej musiał się jednak z czasem stać bardzo mały, gdyż długość rzeki była bardzo znaczna (długość 294 km, spadek 205 m, a więc spadek 7*04°/₀₀). Wtedy to poprzeczne krótkie rzeki, spływające z grzbietu Makitty kn NW a z głównego grzbietu pogranicznego ku SE, dzięki wielkiemu spadkowi mogły nietylko przeciąć te właśnie grzbiety, ale także dostać się aż do zagłębienia Kloboukowskiego i rozedrzeć na kilka części zgrzybiałą Pra-Olsawę. Ostatecznie górna część Pra-Olsawy odpłynęła do Senicy i Beczwy, środkowa zaś do Wiary i Reki; jedynie najniższa część utrzymała się jako dzisiejsza Olsawa. W ten sposób powstały znamienne kolana wszystkich omówionych rzek; w ten też sposób nastąpiło silniejsze pogłębienie koryta dolin wszędzie tam, gdzie wsteczna erozya silnych, młodocianych potoków poprzecznych dosięgła starej doliny Pra-Olsawy. Najpierw udało się to Senicy, spadającej na przestrzeni 10 km z 700—800 m wysokiego grzbietu Makitty do 350 m (koło Wöltin), a więc ze spad-

28

Archiwum nauk B. I. 5.

kiern 35—45°/₀₀; przepiłowanie twardego grzbietu było tu tak trudne, że przełom ten posiada całkiem młodociane jeszcze formy. Ale z chwilą, kiedy grzbiet był przepiłowany, górna Pra-Olsawa nie mogła oprzeć się wstecznej erozyi Senicy pracującej teraz w miękkich warstwach. Lepsze jeszcze warunki miała Wiara, a to dlatego^ że jej poziom erozyjny leżał bardzo głęboko (Nemszowa 220 m)y wtedy jeszcze, kiedy rzeka ta brała początek na 650—700 m. Grzbiet ten rychło został przecięty, a Brumowka, płynąca ongiś do Pra-Olsawy, musiała połączyć się z zwycięską Wiarą. Ale Wiara pogłębiała się jeszcze dalej wstecz; zdołała też zmienić kierunek Pra-Olsawy aż w dwóch miejscach, 1) pod Bohusławicami, gdzie zwycięska Wiara otrzymała wszystkie dopływy z Makitty, i 2) pod Kloboukiem, gdzie przepiłowała Matkę. Ten drugi proces odbył się niewątpliwie znacznie później niż pierwszy, a to z powodu twardości materyału, w którym rzeka pracowała; dlategoteż już wszystkie dopływy z Makitty zboczyły były do Reki. W ten sposób powstał dziwny przebieg wododziału. Że poziom rzek leżał niegdyś znacznie wyżej, tego dowodzą terasy ze żwirowiskami rzecznemi koło Bramowa położone 40—50 m nad dzisiejszem dnem dolin. W czasie jednak, kiedy terasy te tworzyły się, Pra-Olsawa była już rozdarta.

Olsawa byłaby dziś przeto ostatnim szczątkiem podłużnego systemu rzecznego, wciętego w miękkie warstwy a rozdartego w trzech miejscach. Mimo swój podłużny charakter w pewnej mierze podobny do górnej Kisuczy lub Bystrzycy, Pra-Olsawa mogła, bezpośrednio, to zn. bez pomocy doliny poprzecznej opuścić Karpaty, a to dlatego, bo brzeg karpacki na Morawach ścina bieg warstw i siodeł. Możnaby jeszcze przypuścić inny sposób powstania tej sieci odwodnienia, a mianowicie przyjąć, że doliny poprzeczne są pierwotne, a członki podłużne powstały dopiero subsekwentnie przez wypłókanie miękkich warstw. To rozwiązanie sprawy nie tłumaczy przecież: 1) znamiennych hipsometrycznych stosunków wododziałów,. 2) zachowywania się dwóch źródłowych potoków Wiary względem siebie, 3) układu sieci, szczególnie potoków bocznych.

Dodatek Nr 3.

Stosunki te są szczególnie skomplikowane w źródłowym obwodzie Olsawicy.

Dodatek Nr 4.

Sieć wodna Orawy⁴⁶ składa się z głównej żyły, złożonej z Ora-wicy i Czarnej Orawy (łączących się dopiero wpośród gór, mimo że połączenie w kotlinie Orawskiej, już przed wstąpieniem do przełomu, byłoby znacznie naturalniejsze), oraz z Białej Orawy, połączonej krótkiem ramieniem poprzecznem z osią główną. Te dwie części, zupełnie do siebie niepodobne, oddziela od siebie Orawska Magura, odznaczająca się prawie równą wysokością całego grzbietu. Po jego W stronie płynie Hrustinka subsekwentnie ku NE, po wschodniej — połączone Orawy ku SW. Dopływy Hrustinki mają dziwny układ: prawe są całkiem krótkie, przyczem grzbiet Magury jestblizki; lewe są długie i dobrze rozwinięte. Biała Orawa służy jako żyła zbiorowa dla potoków z NW płynących. Zdarzają się tu pewne anormalności. Np. bieg Białej Orawy nie używa doliny Zażylanki i Klinianki, mimo że przełęcz dolinna, prowadząca tamtędy, wznosi się tylko o 20 m (odległość Zażylanki zaledwie 500 m): rzeka w takim razie nie potrzebowałaby przebijać się wąwozem na 200 m głębokim między Priporem (952 m) i Kamiennym wierchem (905 m). Ważniejsze jest, że całe otoczenie źródłowe omówionych rzeczek nie wznosi się nad 760—850 m (tak samo nad Polhoranką, Jasienicą i Słanicą). Wszystkie te rzeczki przepływają w górnej części okolicę trochę niższą i rówhejszą, niż w dolnej. Ta depresya wzniesień ma kierunek NE od Erdötka przez Nowoty, Mutai, Veszele, Rapcza do Lipnicy i Zubrzycy, i spada nie całkiem regularnie, ale przecież mniej więcej ciągle od 950—900 aż do 750—700 m; wreszcie opuszcza się właśnie do przełęczy beskidowej. Mamy tu może do czynienia z dawnem łożyskiem rzeki, spływającej przez przełęcz Zubrzycką do Skawy, a więc Pra-Skawy. Hydrografię tę trzebaby odnieść do poziomu I; tłumaczyłaby też ona istnienie wrót Beskidu (703 m) i Zubrzyc (757 m), podobnie, jak bieg Dunajców dalej na wschodzie wyjaśnia istnienie wrót nowotarskich. Hydrografia ta została zniszczona w chwili, kiedy równocześnie z wgięciem rowu Dunajcowego zapadła się kotlina orawska. Głęboka kotlina przedstawiała nizki poziom denudacyjny; uchodzące do niej rzeki mogły objąć przez wsteczną erozyę bieg Pra-Skawy, rozczłonkować ją i ściągnąć jej wody do Orawy w dośrodkowym ku Usztyi skiero-wanyin kierunku. W ten sposób powstały też małe przełomy wyż wspomniane. Orawska Magura sięgała przed zapadnięciem się Orawy aż do Kamienicy (934 m) i Żeleźnicy (914 m). Po tym grzbiecie przebiegał wtenczas europejski główny wododział. Kiedy zaś grzbiet ten zapadł się wraz z Orawą, wododział został przesunięty na wrota Beskidu i wzniesienie chochołowskie oraz dalej wstecz na Babią górę (ob. rys. 7 a i b). Udowodnienie powyższego rozwoju stanowi zadanie dalszych specyalnych studyów.

Dodatek Nr 5.

Postępując od Predmeru doliną Hradno, uchodzącej tu do Wagu,¹ znajdujemy się w nizkiem pogórzu, składającem się z kredowych piaskowców i łupków (warstwy z Exogyra i warstwy z Izde-bnej, miękkie niebieskawe łupki) wypiętrzonych stromo; pogórze to nie wznosi się wyżej nad 400—500 m. Zaraz za wsią Jabłonowo wznosi się stromo i bezpośrednio grzbiet około 650—800 m wysoki; mamy tu ładny wąwóz, wyżłobiony przez potok. Grzbiet ten składa się z twardego, silnie dyslokowanego eoceńskiego zlepieńca numulitowego; materyał ten tworzy wielce dziwne a malownicze formy, które powstały przez zwietrzenie części bardziej miękkich. Przez wykruszenie i wywietrzenie nieodpornych ziarnek powstaje powierzchnia, podobna do komórek pszczelnych, i tworzą się małe jaskinie. Potok wyżłobił tu w zlepieńcach piękne wydrążenia nadbrzeżne (Riesenkessel) i denne (Kolke). Po krótkiej wędrówce stajemy u górnego końca wąwozu, przed szerokim i wielkim kotłem, według głównej osady w nim położonej, Sułowskim zwanym. Jego miękka, prawie równa, dobrze uprawiona powierzchnia odbija wyraźnie od obramienia wielokształtnego zlepieńca, szczególnie w północnej części kotła (rys. 26). Dno kotliny składa się, jak to nad brzegami potoków oraz w jarach drogowych łatwo można stwierdzić, z łupków i z piaskowca cenomańskiego, fatwo wietrzejącego (Prazowskie warstwy Stura⁴⁷ 48). Wzdłuż wschodniej strony kotła ciągnie się znowu, jak mur, do 300 m wysoki zlepieniec numulitowy od Zibrita (868 m) przez wzniesienia 816 m, 799 m, 819 m, 821 m, 778 m, 692 m, 799 m aż do Rohaczu, góry malowniczej i ciekawej ze względu na jej jaskinie; tu mur skręca ku W i począwszy od Brodej (809 m), tworzy zachodni grzbiet kotliny Sułowskiej (Ho-lasnje) aż po Hawraną skałę (834 m) (por. rys. 26). Kocioł, który nas zajmuje, powstał widocznie dzięki wypłukaniu miękkich warstw kredowych przez potok Hradno, kiedy tymczasem twardy i przepuszczalny zlepieniec utrzymał się jako grzbiet. Dziś jeszcze kocioł ten rozszerza się przez wietrzenie i obrywanie się murów zlepieńco-wych. Przełom Hradnego jest więc całkiem podobny do przełomów Downs w południowej Anglii. Podobieństwo to wzrasta tern bardziej, że i drugi potoczek, Bodina, małym przełomem uchodzi z kotliny Sułowskiej, a wreszcie i potok Manin brał tam ongiś początek, o czem zresztą później. Analogicznie do Hradnego rozwinął się potok Domaniska; jest to rzeka konsekwentna, pochodząca z czasów, gdy od wododziału, przebiegającego od Szybenicznej (802 m) koło Facz-kowej przez Smak (812 m),

TY* ^ <\ *

Zls>

Rys. 26.

Dubową (728 m) i Ibris (868 m) do Rohacza (779 m) jednolite pochylenie prowadziło ku W, do Wagu. Podczas pogłębienia koryt, rzeki natrafiały już to na miękkie warstwy kredowe lub trzeciorzędne (piaskowce i margle w formie niecek według Pau-1 a⁴⁹ wsunięte między stromo wypiętrzone zlepieńce), i wtedy przez wypłukanie wytwarzały tu odwodnienie subsekwentne (dolinki Domanis - Pruszina,

Domanis-Lednice, Hradno górny, Bodina, Poczarowa); już to na warstwy twarde, tworząc wąwozy. Dawny wododział jeszcze do dziś nietknięty prawie; jedynie potok Czerna, który uchodzi koło Rajec do Rajczanki, rozciął dopływami swemi wododzielny grzbiet złożony tu z wapieni jurajskich. W ten sposób powstał szereg przełęczy dolinnych, które gościńcowi, wiodącemu od Rajec do Domanisa, ułatwiły przejście przez wododział.

Dodatek Nr 6.

W pobliżu Bystrzycy Powaskiej¹ z otoczenia 4/500 m wysokiego wznoszą się strome i gęsto zalesione, krótkie grzbiety Manina oraz kilka innych skalic. Wielki i Mały Manin, — pierwszy 891 m, drugi 810 m wysoki — tworzą grzbiet wapienia jurajskiego i basowego, mający ledwie 5 km długości, ale 300 m względnej wysokości, a otoczony zewsząd nizkiem pogórzem (por. rys. 27). Mimo to rzeczka spływająca z Vrchu ciepłego nie obeszła tego grzbietu, jakby się tego spodziewać można, ale przerżnęła go nawskróś niezmiernie wązkim, czasem ledwie 1 m, nigdy nad 15 m szerokości mającym wąwozem; wapienne ściany tego wąwozu wznoszą się stromo do względnej wysokości 400 m, u stóp zaś zamierają pod ładnemi stożkami nasypowemi. Woda, biegnąca za czasów powodzi wysoko i ze znaczną siłą, wydrążyła tu w ścianach kotły do

Jut.

07 —

Rys. 27.

2 m wysokie. Przełom Ciepłej przez Manin jest tern bardziej ciekawy, że potok ten w zupełnie podobny sposób już powyżej tego miejsca przerżnął się przez Drenówkę, skalicę twardą, również z wapienia złożoną, a mającą 633 m wysokości, nrmo, że mógł ją łatwo — długość Drenówki wynosi ledwie 1 km — obejść przez teren bardziej miękki i niższy. Uh lig,⁵⁰ 51 mając zapewne na względzie fakt spłukania płaszczu skalico-wego, nazwał przełomy te epi-genetycznemi; nie pójdziemy tu za nim, gdyż nazwę przełomu przekazanego⁵² ograniczamy do wypadków wypłukania zasypu dawnej rzeźby przez żwiry rzeczne. Zwracając zaś uwagę na fakt, że hi-storya Ciepłej podobną jest do historyi Hradna p. (por. dodatek nr 5), możemy przełomy jej przez Manin i Drenówkę nazwać de-nudacyjnemi.

Dodatek Nr 7.

Przykładu podobnego przełomu denudacyjnego dostarcza także bieg Wratnej w Małej Fatrze.¹ Źródłowe potoki Stahorki i Starej doliny (583 m) przy swem połączeniu rozszerzyły w miękkich i nieprzepuszczalnych margiach neokomskich doliny, przez co powstała tu kotlinka; odpływ jej wytworzył w twardych i przepuszczalnych skałach dolomitu choczańskiego i zlepieńca sułowskiego mały, ale wązki i nadto bardzo malowniczy przełom. Stojąc na Małym Kopcu (740 m) (Mały Kopiec jest prawdopodobnie razem z Wielkim Kopcem, 746 m, i punktem 747 m resztką dawnego dna dolinnego?) mamy przed oczyma ładne zagłębienie ciągnące się od przełęczy Sedla (909 m) między Baraniarkami (1170 m) i Sokołem (1172 m) aż do przełęczy Między Hole (1185 m) między Wk. Rossuteem (1606 rn) i Stohem (1608 m), wywołane przez margłe neokomskie i związane z niemi.

Dodatek Nr 8.

Bieg Hronu przedstawia się wprost dziwacznie;⁵³ 54 rzeka ta pochodząca z południowych stoków Kralowej Holi, przed wystąpieniem z gór w niziny trzy razy załamuje się w wielkich kolanach po 90° pod Nowym i Starym Zwoleńcem oraz pod Św. Krzyżem. Już na pierwszy rzut oka odbieramy wrażenie, że załomy te wywołał wylew olbrzymich mas wulkanicznych w wieku górnotrzeciorzędnym; z tych trzech kolan środkowe obejmuje masę Krzemnicką, dolne, góry Vihnyskie i Bańskiej Szczawnicy; między nasypami wybucho-wemi pozostały tu pewne zagłębienia wolne od nich, występujące dzś w krajobrazie wyraźnie jako kotliny (Stary Zwoleń, Święty Krzyż). W kotlinach tych Hron posiada naturalne rozszerzenia dolinne; tu towarzyszą mu wielkie a piękne terasy aluwialne i wyższe dyluwialne, n. p. koło Hajnika (Stary Zwoleń N), tu też szeroko rozwinięta rzeka wije się w wężownicach, tworząc przez to bagna. Kotliny nad Hronem są naturalnemi zagłębieniami między górami akumulacyjnemu Kiedy Krzemnickie, Szczawnickie i Ptacznic-kie masy wulkaniczne wypływały jeszcze, kotliny owe były zamknięte i zostały dopiero później przez przełomy Hronu poniżej Starego Zwolenia i Św. Krzyża włączone w sieć jednolitego spadku; masy wulkaniczne rzucone w jednej chwili, a przynajmniej w krótkim stosunkowo czasie, w poprzek rzeki, musiały ją zatamować. Procesy wielkiej akumulacyi różnią się od procesów górotwórczych tem właśnie, że lokalne skutki pierwszych są znaczniejsze; kiedy procesy górotwórcze są zwykle na tyle powolne, że większe rzeki już przy powstawaniu gór mogą przezwyciężyć je skutecznie, to tama, czy to stożkowa, czy morenowa, czy wreszcie wulkaniczna, bardzo szybko przezwycięża największą choćby rzekę. Ze kotliny nad Hronem były kiedyś jeziornemi kotlinami zatamowanego Hronu, za tem przemawia kilka zjawisk, które teraz rozpatrzymy.

raz rzucona

W kotlinach Hronu w wielkich wysokościach nad dzisiejszą rzeką znajdujemy żwiry zatamowania (Stauschotter). Według Paula ⁵⁵ leżą one na wyżynie Sliaczu w wysokości 380 m, o 50—70 m wyżej aniżeli dyluwialne; stanowią one mianowicie wspaniałe terasy Hajnik-Badin. Te żwiry wysokie oprócz położeniem hypsometrycz-nym różnią się od dyluwialnych pod względem petrograficznym; żwiry dyluwialne składają się obok otoczaków kwarcowych także z łupków krystalicznych, wysokie zaś żwiry wwłącznie z kwarców; są to więc, w stosunku do pierwszych, pstrych,² żwiry zubożałe. Różnią się też jedne od drugich pod względem stratygraficznym, gdyż pod żwirami wysokiemi leży jeszcze ił (studnia w Sliaczu). Te różnice każą nam domyślać się, że chodzi tu o żwir trzeciorzędny. Rękopiśmienne mapy c. k. państwowego zakładu geologicznego notują te żwiry na wszystkich wzniesieniach na wschód od Hronu środkowego do wrysokości 450 m; tak na Bukowej jamie (421 m), Naljevniku (431 m), Pred Luków-nem (456 m), na wschód od VlkanowTej (Farkasfalu), na Hrabowej (425 m), Strelu (433 m), na Veseli koło Jalszovec (434 m); również na zachód od Hronu około Kovaczovej, wyżej niż 416 m. Chociaż dane te nie są bynajmniej dokładne co do szczegółów, to przecież wynika z tego z całą jasnością, że znajdują się tu baidzo rozległe a wysoko położone, prawdopodobnie trzeciorzędne żwiry. Teraz też zrozumiemy, w jaki sposób powstały małe przełomowe części biegu rzek w szerokim kotle Slatiny, uchodzącej do Hronu pod Zwoleńcem Starym: są one niewątpliwie przekazane (epigenetyczne).

Slatina, biorąca początek na szerokiem pogórzu koło Dettwy, bez przeszkód mogłaby płynąć dalej w dolinie u stóp rozciągłego i lessem pokrytego stożka nasypowego Huczowej, ku Zolnej. Hradny potok ma dziś jeszcze do przezwyciężania zaledwie 20 m, by dostać się od Viglasu do Zolnej. Dziś Huczawa ma jeszcze bifurkacye w pogórzu Oczowskim i dzieli się na Huczawę (ku Ljeskowecowi) i Slatiński p. (ku Wielkiej Slatinie). Omijając drogę naturalniejszą, zarówno p. Slatiński, jak i Hradny wstępują z nizin do pogórza Zadek i Kapolny na NW i NE od Wk. Slatiny i przewijają się wielkiemi meandrowemi zakrętami przez andezytową i trachitową brekcyę między Viglasem, Małą Slatiną i Montową; odcinają przytem na południu od wielkiej masy wulkanicznej małą górę taflową Kapolna (419 m) i Haj 409 m). Ani gościniec, ani tor drogi żelaznej, nie zapuszczają się w liczne zakręty wązkiej doliny Slatiny poniżej Wk. Slatiny (341 m), ale prowadzą do Ljeskovac przez przełęcze wznoszące się ledwie do 23 m względnej wysokości. Mamy tu wyraźne zjawisko dwóch łożysk, biegnących obok siebie: dawnego na północy, ongiś zasypanego żwirami zatamowania, aż wyżej gór Haju i Kapolny; oraz młodego, które rzeki nie natrafiając przy pogłębieniu koryta na stare, wyżłobiły sobie w brekcyach na miejscu dawnego stoku. Tamto zasypane żwirami, szybko i bez trudności zostało wyprzątnięte i dziś występuje w krajobrazie jako zagłębienie o dojrzałych formach. Podobne stosunki znajdujemy nad Hronem poniżej Zwolenia Starego. Mianowicie stara zapełniona żwirami dolina przechodzi na N od Wielkiej (437 m), Małej Straży i Jagurki (469 m), skracając drogę Hronu; rzeka wije się na S od Straży do Hrońskiej Breźnicy w dolinie młodocianej.

Ale i górny bieg Hronu przystosował się, jak się zdaje, do poziomu jeziora nad biegiem środkowym, gdzie zostały osadzone omówione właśnie żwiry; znajdujemy tam wielką piękną terasę rzeczną, wznoszącą się ponad dzisiejszym poziomem. Terasa ta zaczyna się już przy Telgart na wysokości 900 m; przy Dudlawej Skale opuszcza się do 800 m, koło Helpy do 700 m, i wreszcie przy Breznobanya aż do 600 m. Poniżej tego miejsca Hron wstępuje w cieśninę i tu kończy się jego ładne, stare łożysko, w którem dzisiejsza rzeka wyżłobiła tylko stosunkowo wązkie koryto: w pewnych miejscach rzeka odcięła też góry, które były dla dawnego biegu stokiem, a dziś sterczą jako góry wyspowe około 100 m nad poziomem dawnego dna; w ten sposób został np. Hrunj (1002 m) odcięty od płyty tryjasowej Murania.

Wszystkie te zjawiska popierają przypuszczenie, że przez usypanie Krzemnickich i Szczawnickich gór, środkowa dolina Hronu została zatamowana i przemieniona w jezioro; zaraz też wtedy zaczęło się zasypywanie jeziora przez żwiry Hronu i jego dopływów. Trwało to do czasu, kiedy jezioro znalazło odpływ. Fakt, że odpływ ten zwrócił się właśnie na zachód, a nie na południe, t. j. przez pogórze krupińskie, gdzie dzisiejszy wododział dochodzi zaledwie do 420 m,¹ ani też na wschód, gdzie wododział leży dziś na wysokości 432 m,⁵⁶ 57 można wytłumaczyć jedynie przez blizkość nizkiego poziomu erozyjnego w kotlinie Św.-Krzyskiej, do której wtargnęło już, zdaje się, morze pontyjskie; dlategoteż absolutny poziom de-nudacyjny był posunięty bezpośrednio na odległość 20 km w stronę Starego Zwolenia.

W ten sposób dolina Hronu przedstawia się nam jako typ doliny międzynasypowej (intercollin⁵⁸) ogromnych rozmiarów, która powstała dzięki formom nasypowym (aufgesetzt⁵⁸), włączonym później dopiero w system ciągłego spadku.

W kotlinie Św. Krzyża Hron płynie wzdłuż południowej granicy małej kotliny trójkątnej, zasypanej grubemi pokładami żwirów rzecznych, które naniosły tu zewsząd do Hronu uchodzące rzeki. Kolosalne te żwiry odsłonięte są w obrywach stromego brzegu potoku Lutilla między miejscowością tej samej nazwy a Św. Krzyżem! Rzecznej genezy tych żwirów i piasków szczególnie wyraźnie dowodzą odkrywki, jakie spotykamy po drodze od Św. Krzyża do Łowczy, gdzie w ty po wem fałszywem uwarstwieniu znajdują się na-przemianległe otoczaki, ułożone w jednym kierunku, oraz piask. i soczewki iłu. Żwiry te zasypały jezioro, w którem w nieznanej nam epoce geologicznej zostały osadzone iły wraz z węglami bru-natnemi. Opieramy się tu na no wem odkryciu dokonanem nad brzegiem Hronu (w korycie) w Łowczy, o którem wiemy z prywatnej informacyi notarjusza w Wk. Lowmzy. Andrian sądził, że kotlina ta powstała przez zapadnięcie,⁵⁹ nie poparł jednak swmgo poglądu żadnym dowodem. My natomiast przypuszczamy, iż powitała ona, podobnie jak kotlina Zwoleńska, przez niezasypanie; trzebaby przecież rzecz tę zbadać dopiero. Hauer¹ zalicza żwiry Św.-Krzyskie, atoli także bez poparcia, do żwirów belwederskich.

Dodatek Nr 9.

Zanim Wag opuści pod Szutowem wielki przełom Kralowań-ski, przyjmuje on po prawej stronie p. Szutowski. Potok ten uchodzi do Wagu małym przełomem w wapieniu kredowym, mimo że mógł bez trudności od Szutow, gdzie płynie na wysokości 496 m, popłynąć po stożkach żwirowych wprost na południe. Ponieważ zboczenie przy pomocy wstecznej erozyi, dokonanej przez jakikolwiek mały dopływ Wagu, nie jest prawdopodobne, przeto i ten przełomik jest zapewne epigenetyczny. Pochodzi on prawdopodobnie z czasów, kiedy szutr Małej Fatry zakrył całkiem grzbiet wapienny, dziś przegryziony.

Dodatek Nr lO,

Hornad poniżej Włachów wstępuje w wąwóz bardzo zawiły, na 30 km długi, przytem głęboko wcięty i pełen pięknych, wgłębionych meandrów. Dopiero technika kolejowa przezwyciężyła niegościnność tego wąwozu. Stary wielki gościniec spiski prowadzący do Koszyc musiał dwa razy przejść w wielkich serpentynach przez przełęcze na 500 i 600 m wysokie. Szczególnie część wąwozu między Fönixhuta i O-Ruszin odznacza się licznemi wgłębionemi meandrami, na 600 m wysokiemi, stromemi zboczami oraz brakiem wszelkich siedzib ludzkich. Szereg faktów, jak: 1) wysoko położone żwiry trzeciorzędne,⁶⁰ 61 2) małe epigenezy (Margitfalu; droga żelazna idzie tu w starem, później zasypanem, a teraz wyprzątniętem korycie), 3) wgłębione meandry, 4) przełom potoku Dolini przez gnajsy Braniska między Nagy Vitez i Kluknem i inne okoliczności przemawiają za tern, że Hornad i jego dopływy płynęły ongiś wysoko nad dzisiejszym poziomem i pogłębiły się z powodu wypiętrzenia całej okolicy. Wiek takiego wypiętrzenia nie da się dziś bliżej oznaczyć; dlatego też nie można rozstrzygnąć, czy wypiętrzenie to, jako takie, tamowało górny Hornad, tak, że kotlina Nowej Wsi została zasypana, czy też już same zwężenie koryta Hornadu. Te dopiero stosunki dowodzą wyraźnie, że cały górny bieg Hornadu jest zjawiskiem młodocianem. Zgadza się z tem fakt, iż Poprad traci na korzyść Hornadu swoje dopływy; dlatego też stosunek równowagi między temi dwoma systematami nie jest jeszcze osiągnięty. Tu leży jeden z kluczy do zrozumienia historyi krajobrazu Zachodnich Karpat centralnych.

Sprostowanie: Przez omyłkę nazwano w rys. 26 kotlinę sułowską-

źy lińską.

'jaj!

7 'XL

mm

ms

sifff

HMi

W4

■1

NIZINA MAŁOPOLSKA

ml

\x-

:r-

il?

<s .

l'M.ïU

LO

■X

Si

V' i

3k

mm

mê

s>

v'

C-:

M il

¥4 /IWs

■i

SP”

R«®*

WÊÊM

SS

1k

^IH1

x\

i» *wt m

J®

m.»

ftl||

Arch. nauk. B. I. 5.

mm

11

■V

)S%

wą.

<c

Pis

il

¹—■ O

§3

•* CZ5 CT LO

r>1' z    o    -5

>-§ S    *

S Z3Z -co

i

N*

Poziom górn?/'J

X/. Sawicki.

:

ł

«

. il

i

Tab. U.

[nun

ES

OOVL

1.300]

VT; ;

Ml

-as» æ

1000

J<ÜÜ

lillrt

',ml

V»

Bogône

TiT

JÏL

LUBQOOSZOZ

Il S §

j    ILubüqoszcz^

4L

cic

irywO^CUJT)^

TOmOÎJU^nÇ.’

.».PRZEKRÓJ „„„

'T* ? 5 SS

Długość ]• Ib LjUÖ,Wysokość l:Çi500 (dolny nioprzo wyższo kii|)

- .....&Iri

U^S/rA 01 UJ£ ouiOJg— a O ;

.11 *

isa - ..

S-' a —

■nury

3SP-

tajD

DZJ----

>|!Uzofiau^,v\—-

Mana/coivy

09V u^O)!

|S|IUAAOpO('-U'JIMZSf\

if

1|

Ü-

y« — ü

>:

!' ■+ /j

---M

"I, jisqJ7JPZj

loi wuVM'j---"48!

t]

? !

r.ï.oi •’

! v°^i i

(JM

Ouf,

-•

^ ’ VWVH

=■

rp»'^p^!Ni

W A .Si Æ

fi

') II;

!»

j-s(pDjsaia—

! te

I-

;\

ivi: —

Arm. nauk. B. I. 5.

1.PRZEKRÓJ prJPrKARFAiy ZACHODNIEJ GALIQT

Ijctljiù ijnr.'t /^~ rr%

' • • - -f£ -

Isr

hiy.iiiiti /miku r zań.->/u

m im

sg

I I

I s-

I?,

NOWEGO TARGU

*-U o s Z c ry

hif/tif iJunnrzc

i.l

«r

,    Xiiflina WwHet/e jgïyu.

IltuQiw- ]: 500.IH10. Wysnkusr ! imijidti

lîriiï ~ Wi:~ "iûïfi Trair

uttci

ImïT

r-J" « « I’--- |ft

OjlWOUlAj; Jp

Ê»

/.

-I

\v_i

pś VoO

•c5-oh»|om— y! /T“

s§

U3

F ^

• o|*qoN

s.

KOTLINĘ

•jjrafcŁ

TTRZIIRUJ

<WW9

ftótu pocl-(/tfrzatiski

Wi__

mz

«L

«rr

feëL

\p":-L

S'«r

Knv

cvr

HT J

L. Sawicki.

•i '    : m ■

-

• •

BWÈfâS

WYDAWNIC

TOWARZYSTWA DLA POPIERA¹

miĄiki

MU

WE LWOWI

ARCHIWUM NAI

DZIAŁ I, historyczno-

Tom. 1. Z. 1. Dąbkowski P. 0 utwierdzę    , ,, , ₍ . .

w prawie polskiem średnio wiecznem. - ,aL£|g8 kresu administracyi wychowania nubli.„^ -    ' '—■■w,,,

8° więk. str. 559. 1904........... r

12

05

Tom-H. Z. 1. Dembiński Br. Stanisław August i Ks. Józef Poniatowski w świetle własnej kórespohdencyi. — Z. 2. Witwicki Wł. Analiza "V psychologiczna objawów woli. —k Z. 3. Hahn W. Juliusza Słowackiego Samuel Zborowski. — Z. 4. Dąbrowski P. Załoga wprawie polskiem średnio wiecznem. 8° więk. str. 509. 1905 .    .    .    .    .    .    .

. . 12

Tom III. Z. 1. Dąbkowski P. Rękojemstwo w prawie polskiem średnio-wiecznem. — Z. 2. Dąbkowski P. Litkup. Studyum z prawa poK skiego. — Z. 3. Hahn W. Literatura dramatyczna w Polsce XVI wieku — Z. 4. Nanke Cz. Szlachta wołyńska wobec Konstytucyi Trzeciego Maja. 8° więk. str. 553. 1907.    .    .

Tom IV. Z. 1. Szumowski Wł. Galicya pod względem medycznym za Jędrzeja Krupińskiego pierwszego protomedyka 1772 — 1783. — Z 2. Janowski B. 0 odległościach jako czynniku rozwoju kultury. — Dalsze zeszyty w druku.

DZIAŁ II, matematyczno-przyrodniczy.

Z. 4. Grochimalicki J. Badania Z. 5. Sawicki L.

Tom I. Z. 1. Bodaszewski Ł. JxTeorya ruchu wody na zasadzie ruchu falowego. Cz. I. — Z. 2. Łoziński W. Doliny rzek wschodnio-kar-packich i podolskich. — Z. 3. Hirse hier J. Spostrzeżenia nad rozwojem zarodkowym motyli, nad regeneracyą soczewki ocznej u ryb.

Z fizyografi zachodnich Karpat. — Dalsze zeszyty w druku.

V Zabytki piśmiennictwa polskiego.

1—2. Potocki W. z Pot oka. Ogród fraszek. Wydanie zupełne Al. Brtick-nera, tom L.8⁰ str. XXXII i 586. tom II. 8° str. XXV i 549, 1907 . 3. Krasicki I. Satyry i Listy, wydanie krytyczne Lud. Bernackiego, z 1L-podobiznami 8° str. VI i 253. 1908 ............

Studya nad historyą prawa polskiego

wydawane pod redakćyą

Oswalda Balzera.

Tom III. Z. 1. Chodynicki H. Sejmiki ziem ruskich w wieku XV. -Z. 2. Dąbkowski P. Wierna ręka czyli pokład. Studyum z prawa polskiego. — Dalsze zeszyty w druku.

Tom I. i II. wydane nakładem prywatnym, nabywać mogą członkowie Towarzystwa po cenie zniżonej 8 K za tom.

Bulletin de la Société pour l’avancement des sciences I—VIII (1901 —

-1908) str. 131. . T ..................

Sprawozdania Wydziału Towarzystwa. Roczniki 1901—1908    • •    • Va

Członkowie nowowstępujący otrzymują Sprawozdanie za rok ostatni bezpłatnie.

BIBLIOTEKA GŁÓWKA Politechniki Krakowskiej

WYDAWNIC

TOWARZYSTWA DLA POPIERA

1/VE LWOW

11867

Abraham Władysław. Powstanie organizacyi Koscioia iacinstuegu

Tom 1.-8° wiek. str. XVI i 418. 1904........

Bodaszewski Łukasz J."Teorya ruchu wody na zasadzie ruchu falowego.

Część I, z 76 fig. w tekście i 2 tabl. 8° wiek. str. 126. 1901. . . Buzek Józef. Studya z zakresu administracyi wychowania publicznego.

I. Szkolnictwo ludowe. 8° wiek. str. 479. 1904....... .

Chodynicki Henryk. Sejmiki ziem ruskich w wieku XV. 8° str. 119. 1906. Dąbkowski Przemysław. Litkup. Studyum- z prawa polskiego. 8° wiek. str. 68. 1906. < ...................

—    O utwierdzeniu umów pod grozą łajania w prawie polskiem średnio-

wiecznem. 8° więkvstr. 75. 1903...............

—    Rękojemstwo w prawie polskiem średniowiecznem. 8° wiek. str. 255. 1904

—    Wierna ręka czyli pokład. Studyum z prawa polskiego. 8° wiek.

str. 188. 1909..........i...........

—    Załoga w prawie polskiem średniowiecznem. 8° wiek. str. 49. 1905 . Dembiński Bronisław. Stanisław August i Ks. Józef Poniatowski w świetle

własnej(Jtorespondencyi. 8° wiek. str. 259. 1904.    . .

—    Źródła do dziejów drugiego i trzeciego rozbioru Polski. Tom I. Poli

tyka Rosyi i Prus wobec^ Polski od początku Sejmu Czteroletniego der ogłoszenia Konstytucyj Trzeciego Maja, 1788—1791. 8° wiek. str. LXXI i 565. 1902.    ..........'........

Grpchmalicki Jan. Badania nad regeneracyą soczewki ocznej u ryb, z tablicą. 8 wiek. str. 28. 1908................

Hahn Wiktor. Juliusza Słowackiego Samuel Zborowski. 8° wiek. str. 71.1905.

—    Literatura dramatyczna w Polsce XVI wieku. 8° wiek, str. 133. 1906 Hirschler Jan. Spostrzeżenia nad rozwojem zarodkowym motyli, z 9 fig.

w tekście i 4 tabl. 8° wiek. str. 85.1907.    .    ........

Janowski Benon. O odległościach jako czynniku rozwoju kultury, z 4 fig.

w tekście i 5 tabl. 8° wiek. str. 43. 1908...........

Krasicki Ignacy. Satyry J^listy. Wydanie krytyczne Lud. Bernackiego

z 11 podobiznami. 8° wiek. str. VI i 253. 1908....... .

Łoziński Walery. Doliny rzek wschodnio-karpackich i podolskich, z 7 fig.

w tekście i 5 tabl. 8° wiek. str. 67. 1905 .    .........

Nanke Czesław. Szlachta wołyńska wobec Konstytucyi Trzeciego Maja. 8°

wiek. str. 93. 1907............ . . . , . .

Potocki Wacław z Potoka. Ogród Fraszek, wydanie zupełne Al. Brück-nera. tom I. 8° str. XXXII i 586, tom II. 8° str. XXV i 549. 1907 . Sawicki Ludomir. Z fizyografii zachodnich Karpat, z 27 fig. w tekście i 2

tabl. 8-o wiek. str. 108. 1909    ..............

Szumowski Władysław. Galicya pod względem medycznym za Jędrzeja Krupińskiego, pierwszego protomedyka 1772—1783. Z portretem Krupińskiego. 8° więk. str. 368. 1907. .    .

Witwicki Władysław. Analiza psychologiczna objawów woli, z 4 figurami w tekście i 1 tabl. B⁰ wiek. str. 127. 1904.    .........

na nusi.

00

co

CO

co

CO CO 05

I.

oo

OD

co

JSj

⁴a

i

. ^

V

m

L'-*

fc/.-J

ï¹

,v ■

«V

" •:

D

>, •

#

v4

- *.•* :« ■

IJ*;: ,«,«■:

V ' *1

W

'T

:;•'■■• w

V |j

m c

Ł

***».■ - ■ %

jaT*.

’Vt

K

z%

K

*V'. ,

m

i

■1

■

BIBLIOTEKA GŁÓWNA

11867

100 000 egz.

I

u:

a.

; >

ffi

T*;<

’

■*T:

VS

$

i»

- l

il

i*, "

É-,    H

&

■

I Jp Biblioteka Politechniki Krakowskiej

SM

PP* •    ■

v3

#'* 3*

:4«P

K ' ;

«

« fc;

100000231302

F*n

¹

Por. Dodatek Nr 10, pag.

²

   Moj sis o vie, Verhandlg geol. Reichsanst. 1867, 259, 354; Uhlig, Bau und Bild 1. c. 727.

³

   Stur, Geolog. Ubersichtsauinahme 1. c. Jahrb. geol. Reichsanst. 1860, XI, 122; R eh man, Karpaty 1. c. 215—216.

⁴

   Rehman, Karpaty, 1. c. 126—127.

⁵

   Dodatek Nr 9, pag.

⁶

Musimy rozróżnić meandry wgłębione od wciętych; pierwsze są świadkami starego rozwoju równinowego, które jako fosyl zostały przy późniejszej ero-zyi pogłębiającej wgłębione; drugie wytworzyły się dopiero podczas pogłębienia wskutek częściowej bocznej erozyi, szczególnie wtenczas, gdy miejscami twarde skały stawiały erozyi opór tak, że je rzeka obejść musiała; obydwa gatunki różnią się też w stanie pierwotnym co do formy: typowe meandry wgłębione mają przekrój o obydwóch zboczach stromych jedno zbocze o spadku słabszym, wzdłuż którego ześlizgiwała się rzeka w głąb \    ; między temi dwoma typami, genetycznie różnemi i dlatego

ważnemi, istnieje naturalnie wiele przejściowych form; ostatecznie każdy wgłębiony meander w stanie dojrzalszym przybiera formy wciętego, bo rzeka podmywa zewnętrzny stok, gdy wewnętrzny łagodnieje. Szczególnie w górach fliszowych rozróżnienie tych dwóch typów jest czasem trudne; możemy przecież stwierdzić, że meandry Popradu są wgłębione, Orawy zaś wcięte z powodu skalic.

Archiwum nauk. B. .1 5.

⁷

Andrian stwierdził, że zlepieńce kotliny Turczańskiej nie mają facyi wybrzeżnej. Jahrb. geol. Reichsanst. XVI, 1865, 195 nast.

⁸

   Uh lig, Geologie der Tatra 1. c.; Bau und Bild 1. c. 728.

⁹

   Por. Dodatek Nr. 5.

¹⁰

⁸ Andrian, Jabrb. geol. Reichsanst. XVI, 1865, 196; Hauer, Jahrb. geol. Reichsanst. XIX, 1869, 532; Uhlig, Geologie d. Fatra-Kriwan, Denkschriften Akad. Wien, 1902, 535.

¹¹

Stur, Jahrb. d. geol. Reichsanst. XI, 1860, 112; Rücker t, Verhandlg geolog. Reichsanst. 1861, 235/6.

¹²

An dr i an, Jahrb. geol. Reichsanst. XVI, 1865, 183—184; R eh man, Karpaty 1. c. 228—229.

¹³

   Uh lig, Fatrakrivan, 1. c. 543.

¹⁴

   Uh lig, Fatrakrivan, 1. c. 547.

¹⁵

   Richthofen F., Studien aus d. ungar. siebenbürg. Trachytgebirge, Jahrb. g. R. XI, 15B.

¹⁶

   Szabo, Sitzgsber. d. deutschen geolog. Ges. 1877, Föld. Kozi. 1878, VIII; 1891, XXI, 151; 1892, XXII, 190.

¹⁷

² Böckh, Föld, Közl. 1901, XXXI.

¹⁸

Rączkiewicz, Jahrb. geol. Reichsanst. XVI, 1866, 353.

¹⁹

⁶ Andrian, Ibidem, str. 384, 390, 412.

²⁰

   Foetterle, Verhdlg geolog. Reichsanst. 1867, 117.

²¹

   Paul, Jahrb. geolog. Reichsanst. XVI, 1866, 520.

²²

   Schafarzik, Mittlg. a. d. Jahrb. d. ungar. geol. Landesanst. 1895, IX.

²³

»Gaal, Föld, Közl, XXXV, 1905, 338.

²⁴

Böckh, Föld. Közl. 1901, XXXI.

²⁵

Uh lig, Bau u. Bild. 1. c.

²⁶

* Limanowski, Rzut oka na architekturę Karpat. Kosmos 1905, 243 nast.

²⁷

   Uh lig, Tektonik d. Karpathen, Sitzg-Ber. Wien, Akad. mat.-nat. KI. 1907.

²⁸

   Znaczenie i długość epoki intermedyterariskiej wynika jeszcze z szeregu innych spostrzeżeń w obrębie Karpat dokonanych. Ja sam (Sawicki, Szkic krasu górno-węgierskiego, Kosmos, 1908) stwierdziłem w krasie górno-węgier-skim wielkie zrównanie i wypiętrzenie prepontyjskie, a Cvijic (Odczyt w Tow. geogr. w Wiedniu, XI, 1907) w Żelaznej Bramie i Hassinger (Odczyt w Tow. geogr. w Wiedniu, XII, 1907) w okolicy Hranicy Morawskiej stwierdzili istnienie rzeźby starszej od II medyteranu oraz ruchów górotwórczych, które spowodowały zniszczenie tej rzeźby.

²⁹

   Kornhuber, Das Erdbeben v. Sillein, Verhdlg naturw. Vereins Pressburg III, 29; IV, 71. Jeiteles, Bericht über das Erdbeben von 1858 Sitzgsber. Ak. Wien, 1859, 517.

³⁰

   Stur, Das Erdbeben vom 1 XII 1866 in den Kleinen Karpathen, Verh. Reichsanst. XVI, 202.

³¹

De Martonne, Sur le caractère des hauts sommets des Karpates méridionales. Compte R. Congrès pour l’avencement des Sciences, Boucarest, 1903/5. ⁴ Stur, Jahrb. geol. Reichsanst. XI, 112; Rücker, Verhdlg g. R. XV, 235/6.

³²

   Czermak, Verhandlg d. geol. Reichsanst. XV, 70.

³³

   Wolf, Verhdlg geol. Reichsanst. XIII, 74; XIV, 14.

³⁴

⁸ Beck u. Vetters, Die Kleinen Karpathen.

³⁵

Tietze, Erläuterungen zu Bl. Wigstadtl.

³⁶

⁶ Rzehak, Das raiozäne Mittelmeer in Mähren. Brünn 1902.

³⁷

Por. mapę specyalną 13—XVI Pressburg i Hainburg.

³⁸

Por. mapę specyalna 11 — XVII Szenicz i Pistyan.

³⁹

   Stur D., Geolog. Übersichtsaufnahme des Wassergebietes der Waag u. Neutra, Jahrb. d. geolog. Reichsanst. 1860, X, 69.

⁴⁰

   Fuchs, Jahrb. geol. Reichsanst. 1868, XVIII, 284 nast.; Toula, Ver-handlg geol. Reichsanst. 1886, 404 nast.

⁴¹

   Por. Mapę specyatną Ung. Ostra und Waag-Neustadtl 10, XVII.

⁴²

   Paul K. M., Das Mährisch-Ungarische Grenzgebirge. Jahrb. geol. Reichs-anst. 1890, XL, 477.

⁴³

   Mapa specyalna Wisowitz u. Bellus 9 XVIII.

⁴⁴

   Paul, 1. c. 475.

⁴⁵

   Skala ta jest ciekawym, ze względu na młodość tej doliny bardzo znamiennym okazem muru ze skalistego masywnego piaskowca, zawierającego nieco krzemienia i dlatego odporniejszego.

⁴⁶

Por. mapy specyalne 1:75.000 8 XX Ujsoîy — Stara Bistrica; XXI, Turdossin a/d Arva; 7 XXI, Maków.

28*

⁴⁷

   Por. Mapę specyalną 1:75.000: 9 XIX Sillein u. Wag Bistritz.

⁴⁸

   Stur D, Jahrb. geol. Reichsanst. 186, 1, XI, p. 111.

⁴⁹

Paul C. M., Jabrb. geol. Reichsanst. 1865, 343.

⁵⁰

   Por. mapę specyalną 9 XIX Siłlein-Waag Bistritz.

⁵¹

   Uh lig, Bau und Bild 1. c. 787—788.

⁵²

   Nałkowski, Geografia fizyczna 1. c. 120.

⁵³

   Por. mapę specyalną 1:75.000, 9, XX Rosenberg, Ruttka.

⁵⁴

   J. w. 10, XX Mosocz u. Altgebirg, XXI Breznobanya, XXII Granquellen; 11, XIX Handlova u. Oszlany, XX Neusohl u. Altsohl, XXI Dettva u. Li-bethen; 12, XIX Königsberg u. Benedek, XX Schemnitz u. Karpfen.

⁵⁵

Paul C. M., Jahrb. geol. Reichsanst. XVI, 1866, 180.

³ Penck-Brückner, Alpen im Eiszeitalter, Lpzg 1903 fl. 658—9.

⁵⁶

   Stosunki hydrograficzne są tu bardzo zawite.

⁵⁷

   Koîo Trhanovej ; jest to jednak tylko młode wcięcie w dawnym wododziale 490 m wysokim.

⁵⁸

   Supan, Physische Erdkunde, 1903, 491,493; Penck, Morphologie der Erdoberfläche, 1894, II, 86.

⁵⁹

   Andrian, Jahrb. geol. Reichsanst. 1866, XVI.

⁶⁰

   Hauer, Jahrb. geol. Reichsanst. 1869, XIX, 563.

⁶¹

   Posewitz, A Hernâd szoros Markusfalva a Szepes Olaszi Közt Szepes Megyben (Die Hornadenge zwischen Mark. u. Szep.). Jahresber. ung. geolog. Landesanst. f. 1899, Budapest 1901, 39 ff.