14.68Mb

Józef Kukulak
ZAPIS SKUTKÓW
OSADNICTWA I GOSPODARKI ROLNEJ
W OSADACH RZEKI GÓRSKIEJ
na p rzy k ła d zie a lu w ió w d o rze cza
g ó rn eg o S anu w B ieszczad ach Wysokich
Wydawnictwo Naukowe Akademii Pedagogicznej - Kraków
ZAPIS SKUTKÓW
OSADNICTWA I GOSPODARKI ROLNEJ
W OSADACH RZEKI GÓRSKIEJ
na przykładzie aluwiów dorzecza
górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich
Akademia Pedagogiczna
im. Komisji Edukacji Narodowej
w Krakowie
Prace Monograficzne nr 381
Józef Kukulak
ZAPIS SKUTKÓW
OSADNICTWA I GOSPODARKI ROLNEJ
W OSADACH RZEKI GÓRSKIEJ
na przykładzie aluwiów dorzecza
górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich
Wydawnictwo Naukowe Akademii Pedagogicznej - Kraków 2004
Recenzenci
prof, dr hab. Teresa Madeyska
prof, dr hab. Elżbieta Mycielska-Dowgiałto
© Copyright by Józef Kukulak & Wydawnictwo Naukowe AP, Kraków 2004
redaktor Zuzanna Czarnecka
projekt okładki Marek Sajduk
ISSN 0239-6025
ISBN 83-7271-265-4
Redakcja/Dział Promocji
Wydawnictwo Naukowe AP
31-116 Kraków, ul. Studencka 5
tel./fax (012) 430-09-83
e-mail: [email protected]
Zapraszamy na stronę internetową:
http://www.wydawnictwoap.pl
łamanie Helena Jasek
druk i oprawa Wydawnictwo Naukowe AP, zam. 20/04
1. Wstęp
Zarysowanie problemu
Osady rzeczne w górnych odcinkach dolin posiadają cechy bezpośrednio odzwierciedla­
jące warunki ich środowiska alimentacyjnego i depozycyjnego. Typ osadów i ich przestrzenna
zmienność są tam zapisem dominacji tych czynników środowiska, które decydowały o przebie­
gu procesów fluwialnych. Aluwia są bowiem długo- lub krótkotrwałym zapisem oddziaływań
tych czynników i w formie kopalnej są niekiedy jedynym świadectwem ich dawnej aktywności.
W dolinach górskich zapis ten jest zwykle krótkotrwały, gdyż skraca go szybkie tempo redepozycji aluwiów. Najbogatszy zapis wpływu czynników nie tylko naturalnych, ale i gospodarczej
aktywności człowieka, m ogą tam kryć osady terasy zalewowej.
Przyjmuje się, że przebiegiem procesów fluwialnych sterują cztery naturalne czynniki
środowiska zlewni: klimat, budowa geologiczna, rzeźba terenu, roślinność oraz czynnik sztucz­
ny - działalność człowieka (Leopold i in. 1964; Schumm 1977; Richards 1982; Klimek 1983;
Baker i in. 1988). Najlepiej dostrzegalny jest wpływ klimatu, ponieważ jego okresowe zmiany
lub ekstremalne zjawiska pogodowe powodują szybką modyfikację procesów hydrologicznych
w korytach (Kaszowski i Niemirowski 1972; Froehlich 1982, 1998; Teisseyre 1984; Starkel
1986, 1994a, 1996, 1998, 2000; Kalicki 1991b). Pozornie mało dynamicznym czynnikiem
jest budowa geologiczna zlewni, jednak to ona decyduje o typie i ilości rumowiska wezbraniowego (Unrug 1957; Rust 1972; Knighton 1984), a jej rola wzrasta szczególnie w obsza­
rach górskich (Ziętara 1968; Starkel 1988a; Krzemień 1984, 1991; Malarz 1992, 2002; Rut­
kowski 1995; Łajczak 1986, 1997). Działalność człowieka intensywnie modyfikuje procesy
fluwialne dopiero od kilku stuleci (Knox 1972, 1987; Gregory 1977, 1987; Starkel 1988a;
Lang i Honscheidt 1999), chociaż są rejestrowane w aluwiach także jej bardzo dawne ślady
(Klimaszewski 1967; Macklin 1999; Goudie 2000).
Udział poszczególnych czynników w bilansie aluwiów szacuje się zwykle na podsta­
wie ich cech teksturalnych, m.in. zmian uziamienia, form depozycji, obecności artefaktów archeo­
logicznych. Z bardzo obszernej literatury sedymentologicznej wynika, że mechanizmy trans­
portu i depozycji aluwiów zależą głównie od typu rzeki, a podstawowe struktury i formy
osadów są efektem procesów warunkowanych najczęściej hydrodynamiką strefy korytowej
i pozakorytowej (m.in. Leopold i in. 1964; Kaszowski i Kotarba 1969; Gradziński 1973;
Rachocki 1974; Falkowski 1976; Kaszowski i Krzemień 1977; Schumm 1977; Reid i in.,
1985; Zwoliński 1985; Babiński 1987; Patton 1988; Marks 1992; Brierley 1996; Zieliński
1998; Fryirs i Brierley 2001). W dolinach górskich transport i depozycja osadów są genetycz­
nie związane przede wszystkim z wezbraniami rzek, ich przestrzenne różnice zależą od rzeź­
by i fizycznych parametrów koryta oraz gwałtowności i wielkości wezbrań (Kaszowski 1965,
1973; Niemirowski 1974; Froehlich i in. 1972; Froehlich 1973, 1982, 1986; Krzemień 1976;
Teisseyre 1984, 1988; Malarz 2002). Udział czynników pozafluwialnych jest zarejestrowany
w osadach jedynie pośrednio, bez względu na siłę oddziaływania. Mogą one jednak korygo­
wać tempo procesów rzecznych i modyfikować typ deponowanych osadów.
5
Działalność człowieka jest w tym zespole impulsów czynnikiem najmłodszym oraz
Rye. 1 przestrzennie i czasowo nierównomiernie działającym (Rye. 1). Jego modyfikująca rola zależy
od rodzaju ludzkiej działalności i natężenia wywołanych niąprocesów, które dopiero przy okre­
ślonych wartościach progowych naruszają naturalną równowagę ekosystemu zlewni (Teisseyre
1985; Starkel 1987, 1994b; Soja 1988). Jego wpływ na procesy korytowe jest najczęściej
pośredni, poprzez zmianyjakości innych komponentów, rzadziej bezpośredni (Schumm 1977;
Hollis 1975;Lach 1975a, 1984;Klimek 1983; Starkel 1988b; Trimble 1997; Fitzpatrick i Knox
2000). W obu jednak przypadkach prowadzi to do zaburzenia dotychczasowego układu dyna­
micznej równowagi koryt i równin zalewowych (Schumm 1968,1973; Falkowski 1967,1979;
Starkel 1977b, 1986; Klimek 1979; Gregory 1987). Na obszarach podlegających szybkim prze­
mianom gospodarczym coraz częściej staje się on czynnikiem decydującym lub równoważnym
czynnikom naturalnym (Rust i Mensching 1978; Hickin 1983; Klimek 1987a; Maruszczak
1988; Knox 1977,2001).
Rye. 1. Udział działalności człowieka w systemie czynników decydujących o bilansie i jakości osadów
rzecznych
Identyfikacja czynnika ludzkiego w aluwiach nie zawsze jest jednoznaczna. Jedynie
obecność w nich składników niewątpliwie antropogenicznych (np. ziaren zbóż, okruchów
ceramiki, żużli hutniczych) jest jawnym potwierdzeniem rodzaju działalności człowieka (Klatka
1958; Rutkowski 1986; Knox 1987; Teisseyre 1988; Bieroński i in. 1992; Macklin i Klimek
1992; Florencka 1996; Klimek 1999; Ciszewski 1999). Zwyklejednak gospodarcze modyfikacje
aluwiów są bardzo podobne do klimatycznych (Starkel 1977a, 1979, 1988b, 1994b; Śnieżko
1985; Kalicki 1992b, 1996; Taylor i Lewin 1997; Florek i in. 1998; Klimek i in. 2003; Klimek
i Krąpiec 2003). Ustalenie właściwej przyczyny modyfikacji aluwiów lub wskazanie nadrzęd­
ności wpływu jednego z tych dwóch czynników, a szczególnie oddzielenie cech pochodnych,
staje się wówczas problematyczne. Sposób identyfikacji efektów działania każdego z tych
czynników w aluwiach nie jest jeszcze wystarczająco poznany.
6
W skaźnikiem okresowej lub lokalnej przewagi czynnika ludzkiego nad klimatycznym
może być różnica typu równowiekowych aluwiów zalegających w dolinach o podobnej pozycji
morfologicznej, klimatycznej i zbliżonych warunkach hydrodynamicznych rzeki. Aktywność czyn­
nika klimatycznego przejawia się bowiem jednocześnie i bardziej równomiernie na większych
przestrzeniach, bez lokalnych kontrastów dynamiki procesów fluwialnych (Starkel 1968, 1977a,
1988b; Chotinski i Starkel 1982; Kalicki 1996; Hooke 1999). Aluwia w sąsiadujących ze sobą
równorzędnych dolinach górskich (o zbliżonych warunkach środowiska) powinny być wówczas
podobne. Wyraźne różnice między nimi mogą już być sygnałem wpływu dodatkowego, innego
impulsu, np. działalności człowieka.
Cechągórskich rzek jest szybka redepozycja własnych osadów. W aluwiach tych rzek rzad­
ko powstaje lub utrzymuje się dłużej zapis wpływów antropogenicznych w miejscach ich rzeczy­
wistej emisji. Zwykle rzeki deponująosady poniżej tych miejsc, tym dalej - im dłuższe są odcinki
ich koryt transportacyjnych. Zlokalizowanie rzeczywistego miejsca emisji utrudnia dodatkowo
kumulowanie się dostaw materiału przez dopływy. Depozycja osadów bezpośrednio w miejscach
przekształcanych gospodarczo występuje w górach sporadycznie. Jednak tylko takie aluwia mogą
mieć zapis wyłącznie miejscowych impulsów. Optymalnymi obszarami badawczymi są górne
odcinki dolin, zwłaszcza ich fragmenty o łagodnym profilu podłużnym, gdzie przetrwały aluwia
jedynie miejscowe, o krótkim transporcie. W takich aluwiach identyfikacja wskaźników antropo­
genicznych, określenie konkretnych przyczyn ich powstania oraz wskazanie właściwych obsza­
rów ich pochodzenia są zadaniem trudnym, ale mniej złożonym niż w niższym biegu rzek lub na
przedpolu gór. Większa jest tu również synchroniczność zdarzeń fluwialnych z gospodarczymi.
Ocenę antropogenicznego charakteru miejscowych aluwiów z górskiej części Karpat prezentuje
niniejsza praca.
Cel i zakres pracy
W większości dolin karpackich aluwia terasy zalewowej różnią się budową od pokryw
teras starszych. S ą one zwykle drobnoziarnistą madą, natomiast pokrywy starszych teras
są żwirowe. Autor przyjął pogląd, że modyfikacja składu i budowy osadów pozakorytowych w terasie zalewowej mogła być konsekwencją wyraźnego ożywienia również działal­
ności człowieka. Taki pogląd przyjmuje już wielu badaczy dolin Pogórza i kotlin przedkarpackch, ale nie je st on dotąd w yjaśniony jednoznacznie i kompleksowo udowodniony.
Nie negując ani nie pomniejszając potencjalnego i zapewne równoczesnego wpływu innych
czynników środowiska, zwłaszcza wahań klimatu, silniej zaakcentowano w pracy antropogenną naturę aluwiów. Działalność człowieka uwzględniono w roli czynnika silnie wspo­
magającego impulsy naturalne. W znaczeniu pojęcia „działalność człowieka” uwypuklono
szczególnie działania związane z początkowym zasiedlaniem i zagospodarowaniem dolin
(kolonizacją) oraz z późniejszymi zmianami osadnictwa i użytkowania ziemi. Czasowe ramy
takiego oddziaływania człowieka określono przy pomocy oznaczenia wieku drewna pogrze­
banego w aluwiach.
Głównym celem pracy jest zatem odczyt zapisu w aluwiach oddziaływania osadnictwa,
a zwłaszcza gospodarki rolno-leśnej. Przedmiotem szczegółowych analiz są osady pozakorytowe
rzeki górskiej, tworzące akumulacyjną pokrywę terasy zalewowej. Zakres badań aluwiów obej­
7
muje te ich cechy, które potencjalnie mogły być kształtowane antropogenicznie. Pominięto wła­
ściwości aluwiów wynikające z naturalnych warunków środowiska rzeki lub zlewni (m.in. skład
mineralny, kształty i obróbka ziam, identyfikację typu warstwowań, analizy geochemiczne).
Podjęty cel został zrealizowany poprzez:
♦ wskazanie w zapisie aluwialnym tych cech osadów, które mogą być genetycznie związane
z gospodarką rolną i osadnictwem,
♦ szczegółową charakterystykę wskazanych cech osadów,
♦ określenie w miarę dokładnego wieku osadów w terasie zalewowej,
♦ korelację wieku tych osadów z fazami lokalnych przemian gospodarczych,
♦ interpretację antropogeniczności osadów i form ich depozycji,
♦ wyjaśnienie lokalnych różnic geologicznego zapisu zdarzeń gospodarczych parametrami hy­
drodynamicznymi rzek.
Podstawę rozważań o stopniu synchroniczności pomiędzy zmianami typu aluwiów a nasi­
leniem gospodarki rolno-leśnej i osadnictwa stanowią wykonane oznaczenia wieku radiowęglo­
wego subfosylnych szczątków drzew z tej terasy metodą l4C. Ich wzmocnieniem są zaczerpnięte
z literatury dane paleobotaniczne z miejscowych torfowisk, znaleziska archeologiczne
i zapisy przebiegu kolonizacji w źródłach historycznych. Całość tych danych tworzy repery
czasowe w stratygraficznym profilu aluwiów badanej terasy.
Szczególnie duży nacisk położono na analizy subfosylnego materiału roślinnego, zwłasz­
cza drobnych fragmentów drzew i węgli drzewnych, gdyż uznano je za ważny nośnik informacji
o środowisku doliny i jego ewolucji. Zalegające w aluwiach szczątki drzew i węgle drzewne nie
budziły dotąd dużego zainteresowania polskich badaczy, którzy większą uwagę zwracali na
pojedyncze grube pnie. W dodatku zagadnienie nagromadzeń pni w osadach rzecznych
rozpatruje się w literaturze specjalistycznej przede wszystkim w aspekcie problematyki
paleoklimatycznej, traktując je jako wskaźniki ożywienia działalności rzek, natomiast w tej
pracy podkreśla się możliwość ich genetycznego powiązania z działalnością człowieka. Drobne
szczątki roślinne (owoce, liście, gałęzie), dzięki krótszej trwałości w aluwiach, ale większemu
nagromadzeniu i szerszemu rozprzestrzenieniu w warstwie mady, m ogą dokładniej datować
akumulację osadów niż pojedyncze grube pnie drzew. Łatwiej także określić ich stratygraficzne
położenie w profilu aluwiów niż sprecyzować położenie grubego pnia w warstwie osadów
0 względnie małej miąższości.
Opracowano aluwia Sanu i jego dopływu Wołosatka-Wołosaty w najwyższej części Biesz­
czadów Wysokich (Karpaty Wschodnie), ale podobne osady występują lokalnie na większym
odcinku Karpat polskich i ukraińskich. Podobne i równowiekowe zmiany typu aluwiów zostały
już zarejestrowane w obrębie pogórzy Karpat Zachodnich (Starkel 1965,1977b; Froehlich i in.
1972; Klimek 1974a,b; Kalicki 1996) oraz w Sudetach i na ich przedpolu (Teisseyre 1988;
Klimek 2000,2002). Dwudzielność typu osadów niskiej terasy stwierdzono także na przedpolu
Bieszczadów (Henkiel 1962a, 1969; Budek i in. 2001). Zagadnienie to było już wcześniej zna­
ne, ale dla obszarów górskich tej części Europy nie zostało jeszcze kompleksowo opracowane.
Tereny górskie, z uwagi na mniej korzystne warunki dla osadnictwa i rolnictwa, były później
1 słabiej skolonizowane niż przedpola gór i pogórza, w dodatku skutki kolonizacji zdawały się
słabiej modyfikować naturalny przebieg procesów fluwialnych. Obecnie przyjmuje się, że takie
modyfikacje nastąpiły najwyraźniej w ostatnim tysiącleciu (Klimek 1974b; Maruszczak 1986;
Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1988; Starkel 1988a). W Karpatach nie zostały one jednak udo­
kumentowane pomiarami czasu bezwzględnego osadów i nie wykazano ich synchroniczności ze
8
zdarzeniami gospodarczymi w obrębie tych dolin. Na południe od zasięgu pokryw lessowych,
pojedyncze próby wykazania takich powiązań dotyczą jedynie stanowisk punktowych (Starkel
1965, 1977a, 1988a, 1997; Koperowa i Starkel 1972).
Badany problem ma charakter interdyscyplinarny. Geologiczna charakterystyka aluwiów obejmuje zarówno analizy sedymentologiczne, palinologiczne, jak i datowania metodą
radiowęglową. Dla wyjaśnienia przebiegu sedymentacji różnych składników osadu oraz okre­
ślenia przyczyn ich dostawy do aluwiów niezbędne okazały się wyniki badań botanicznych,
hydrologicznych, historycznych, archeologicznych, kartograficznych a nawet etnograficznych.
W tym miejscu składam podziękowania wielu pomocnym mi Osobom, które przyczyniły
się do kompleksowego opracowania podjętego tematu. Wyrażam wdzięczność prof, dr hab.
Annie Pazdur (Politechnika Śląska), dr Tadeuszowi Kucowi (Instytut Fizyki AGH) i dr Nikolayowi Kovalyukhowi (Laboratorium Radiowęglowe Ukraińskiej Akademii Nauk) za oznaczenia
radiowęglowego wieku szczątków drzew. Dziękuję inż. Zofii Tomczyńskiej (Instytut Botaniki
PAN w Krakowie) za wykonanie analiz taksonomicznych szczątków drzew i węgli drzewnych,
dr hab. Wacławowi Cabajowi, prof. AP (Instytut Geografii) za oznaczenie nasion i owoców
z osadów zbiornikowych oraz mgr Jadwidze Faber (Instytut Zoologii UJ) za foto-mikroskopową
dokumentację materiału biogenicznego w próbkach osadu. Dr hab. Renata Madyda-Legutko,
prof. UJ i prof, dr hab. Michał Parczewski i (Instytut Archeologii UJ) wsparli mnie poradami
w zakresie archeologii i historii Bieszczadów, podobnie jak dr Włodzimierz Margielewski
(Instytut Ochrony Przyrody PAN w Krakowie) przy analizach laboratoryjnych.
Temat niniejszej pracy krystalizował się w trakcie prowadzonych przeze mnie badań osa­
dów czw artorzędow ych i rzeźby terenu Bieszczadów na potrzeby Szczegółowej Mapy
Geologicznej Polski (arkusze: Dźwiniacz Górny i Ustrzyki Górne). Pracami nad Mapąkierował
dr hab. inż. Grzegorz Haczewski, prof. AP (Instytut Geografii), któremu bardzo dziękuję za owocne
dyskusje naukowe oraz cenne uwagi merytoryczne i redakcyjne przy pisaniu tej pracy. Mgr Ro­
man Szewczyk zamienił moje ryciny na wersję elektroniczną. Wdzięczność wyrażam również
inż. Wojomirowi Wojciechowskiemu, dyrektorowi Bieszczadzkiego Parku Narodowego i pra­
cow nikom N adleśnictw a Stuposiany za przychylność i zgodę na prow adzenie badań
w obrębie Parku oraz pomoc w terenie. Koszt wieloletnich badań terenowych i analiz laborato­
ryjnych sfinansowano ze środków Akademii Pedagogicznej w Krakowie oraz z Komitetu
Badań Naukowych (projekt badawczy N r 3 P04E 025 24 z lat 2003-2004).
Metodyka badań i opracowania problemu
Na potrzeby pracy autor wykonał w latach 1994-2003 dokumentację geologiczną i geo­
morfologiczną terasy zalewowej górnego Sanu i jego dopływów. W celu poznania budowy
pokrywy aluwialnej sprofilowano i opróbowano wytypowane odsłonięcia jej osadów. Wzdłuż
Sanu i Wołosatego pokrywę opróbowano równomiernie, w dolinach bocznych tylko jednostko­
wo (Ryc. 2), a pobrane osady mineralne i szczątki roślinne zbadano laboratoryjnie. Dane sedy- Ryc-2
mentologiczne, archeologiczne, kartograficzne i historyczne oraz część ustaleń hydrologiczno-m orfologicznych przetransponow ano z opracowań specjalistycznych innych Autorów,
jeśli dotyczyły podobnego zagadnienia lub obejmowały ten sam teren i okres historyczny.
W ramach badań rzeźby terasy skartowano układ i rozległość jej form powierzchniowych
oraz ustalono przestrzenne zmiany jej wysokości względnej. W oparciu o naturalne podcięcia
9
terasy, sondy wiertnicze lub wkopy wykreślono jej przekroje poprzeczne i podłużne. Lokalne
wahania wysokości terasy i miąższości jej aluwiów skorelowano z nierównościami spadku po­
dłużnego rzek. W rzeźbie terasy oraz na przekrojach jej pokrywy rejestrowano ślady budowli
rzecznych, młynówek oraz wystąpienia artefaktów archeologicznych. Pomocą w ustaleniu zasię­
gu terasy zalewowej były również zdjęcia lotnicze.
Wstępne dane geologiczne ustalono na profilach odsłonięć pokrywy terasowej i w rdze­
niach sond wiertniczych. Makroskopowo wydzielono w jej profilach pionowych jednostki
sedymentacyjne, rejestrując z biegiem rzek wahania ich miąższości i składu. Badano również
wypełnienia kopalnych rynien korytowych. W profilu pokrywy opisano formy zalegania
makroskopowych szczątków drzew, zmierzono ich wielkość i na 4 stanowiskach zbadano
rodzaj szczątków. Ze świeżych odsłonięć pokrywy oraz z 4 rdzeni sond wiertniczych pobrano
do analiz laboratoryjnych łącznie 147 punktowych próbek osadów mineralnych i organicznych.
W profilach pionowych pobierano próbki w odstępach 10-20 cm (w osadach makroskopowo
jednorodnych) lub 5-10 cm (w osadach warstwowanych). Z dokumentowanych profili pocho­
dzą również próbki szczątków roślin do badań radiowęglowych i botanicznych (60 próbek).
Analizy laboratoryjne aluwiów obejmowały pomiary uziamienia osadów mineralnych
(87 próbek), koncentracji w nich materiału biogenicznego (35 próbek) oraz taksonomii węgli
drzewnych (6 próbek), makroskopowych szczątków drzew (14 próbek), nasion i owoców
(2 próbki). Rozdzielenie osadów piaszczysto-pyłowych na frakcje wykonano kombinowaną me­
todą sito wo-areometryczną (wg Mycielska-Dowgiallo 1995), stosując dla frakcji drobniejszych
od piasku metodę Cassagranda w modyfikacji Prószyńskiego (Dobrzański i Uziak 1970). Wyniki
uzyskane dla poszczególnych stanowisk zestawiono w formie diagramów korelacyjnych. Podob­
ne pomiary wykonano również w sześciu profilach deluwiów. Subfosylny materiał drzewny ba­
dano w dwojaki sposób: z preparacją substancji organicznej (metodą wyprażania) oraz bez jej
usuwania z rozdzielonych na frakcje osadów mineralnych (metodą sitowo-areometryczną), co
pozwoliło ocenić koncentrację i skład tej substancji w masie próbki oraz ustalić zmienność jej
udziału w badanym profilu pokrywy. We frakcjach 1,0 - 0.062 mm rozpoznano pod lupąbinokulam ą rodzaj szczątków flory i oszacowano ich procentowy udział w objętości osadu. Pod lupą
binokulamą i w obrazie mikroskopu skanningowego określono także stan zachowania drobnych
szczątków drzew, m.in. jego fosylizację, stopień zwęglenia. W ten sam sposób zidentyfikowano
i opisano agregaty przepalonej gliny.
Analizy taksonomiczne wykonano na makroskopowych szczątkach drzew. Oznaczono
przynależność gatunkową szczątków o średnicy co najmniej 0,3-1 cm i długości ponad 1 cm,
wybieranych z tej samej warstwy ich zalegania w profilu terasy (odcinek o długości do 1 m).
Wszystkie próbki (14) materiału drzewnego pochodziły z dolnej części mady. Nierówny stan
zachowania szczątków w badanych miejscach sprawił, że nie wszystkie zostały zidentyfikowa­
ne taksonomicznie. W oznaczeniach pominięto szczątki całkowicie zbutwiałe i te, których
najdłuższy wymiar nie sięgał 1 cm. Identyfikację węgli drzewnych przeprowadzono na podstawie
ich cech anatomicznych, widocznych w preparatach mikroskopowych na przełomie poprzecz­
nym i przekrojach stycznym i promieniowym, przy zastosowaniu klucza do oznaczania roślin wg
F.H. Schweingrubera (1978). Badane próbki węgla były dobrze zachowanymi fragmentami drzewa
zwęglonego o długości 0,5-2 cm. Obecność i ilość drobniejszych okruchów pyłu i węgla drzew­
nego w próbkach osadów mineralnych ustalono przy pomocy lupy binokulamej.
W badanych próbkach szczątków drzew oznaczono skład gatunkowy tych szczątków
i ich proporcje ilościowe, a uzyskane wyniki porównano ze składem drzewostanu z końca etapu
10
Rye. 2. Położenie terenu badań w Karpatach (A) oraz rozmieszczenie stanowisk analizowanych osadów
Sanu i Wołosatego (B) w zakresie: 1 - wieku radiowęglowego (l4C) - (1-38), 2 - taksonomii węgli
drzewnych (I-VI), 3 - rodzaju i taksonomii makroskopowych szczątków drewna (VII-XX), 4 - granulometrii: 1 - aluwiów (a-h), 2 - deluwiów (i-m), 5 - zmian budowy pokryw w przekroju poprzecznym
terasy (na podstawie sond wiertniczych) - (S), 6 - struktury osadów zbiornikowych (A-F);
7 - zasięg terasy zalewowej; 8 - granica państwa; 9 - granica zlewni Sanu i Wołosatego
11
rolniczego w Bieszczadach (poł. XX w.). Przyjęto bowiem hipotezę, że jeżeli akumulacja szcząt­
ków drzew nastąpiła przed wkroczeniem stałego osadnictwa w Bieszczady, to w ich składzie
może brakować gatunków drzew towarzyszących człowiekowi lub mogą dominować inne
gatunki niż dziś. Ujawnienie się tych różnic jest możliwe, ponieważ w ciągu pięciu wieków
gospodarki człowieka w dorzeczu górnego Sanu nastąpiły duże zmiany w składzie lasów,
liczebności gatunków i ich przestrzennym rozmieszczeniu. Podobne porównania wykonano
z oznaczonym taksonomicznie węglem drzewnym. Przy spalaniu na węgiel określonego gatunku
drzew powinien on dominować w masie zachowanych węgli.
W celu określenia czasu depozycji materiału biogenicznego w badanych aluwiach ozna­
czono metodą radiowęglową (l4C) wiek 38 próbek tego materiału. Datowano głównie materiał
z jego nagromadzeń w spągu mady (24 próbki), traktowanych hipotetycznie jako najstarszy
osad antropogeniczny w tej terasie. Aby ustalić górną granicę czasu akumulacji drewna w alu­
wiach, oznaczono wiek szczątków włożonych w kopalne rynny tej pokrywy (10 próbek). Dato­
wano również pnie drzew ze żwirów pod madą (3 próbki) i ze sztucznych budowli korytowych
(1 próbka). Materiał roślinny brany do oznaczeń był w poszczególnych próbkach dobrze zacho­
wany i obejmował: fragmenty subfosylnych pni z w arstwąbielastą (6 próbek), cienkie gałęzie
(15), szyszki świerka (10), liście i owoce (5) oraz torf (1) i węgiel drzewny (1). Dużą część
oznaczeń wieku drewna wykonano w laboratoriach l4C w Gliwicach i w Krakowie, pozostałe
w Kijowie. K onw encjonalny wiek próbek był w nich normalizowany pomiarem o 13C
(wg metody Stuviera i Polacha, 1977) oraz jednakowo skalibrowany Programem GdCALIB (Paz­
dur, Michczyńska 1989) i OxCAL (Ramsey 1995).
Dla okresów wskazanych datowaniami drewna zestawiono z archiwów i źródeł publikowa­
nych dane geologiczne, archeologiczne i historyczne, dotyczące badanych obszarów. Wykorzystano
przy tym m.in. wyniki badań paleobotanicznych miejscowych torfowisk (Marek i Pałczyński 1962;
Ralska-Jasiewiczowa 1980, 1989). Ich rozszerzeniem są opisy datowanych stanowisk i obiektów
archeologicznych (Kobylnik 1933; Parczewski 1991; Cetera i in. 2000). Istotne fakty osadniczo-gospodarcze zestawiono z archiwalnych dokumentów kartograficznych, katastrów gruntowych,
kronik i opracowań tekstowych (Kummerer 1855; Akta Grodzkie i Ziemskie 1868; Fastnacht
1962; Kryciński 1995). Rekonstrukcję średniowiecznej granicy rolno-leśnej przeprowadzo­
no na podstawie analiz pisanych źródeł historycznych. Z zestawienia oznaczeń wieku subfosylnego drewna z danymi palebotanicznymi i archeologicznymi, a szczególnie z faktami hi­
storycznymi określono wiek aluwiów terasy oraz wnioskowano o genezie tych aluwiów.
Okres badanych powiązań zamknięto na połowie XX w. Wysiedlono wówczas z doliny
górnego Sanu wszystkich jej mieszkańców (akcja „Wisła”) i tym samym zaprzestano tu uprawy
roli. Zapis oddziaływania gospodarki na aluwia Sanu został wówczas przerwany i od pół wieku
trwa on tam prawie nie zmieniony przez człowieka, nabierając wartości historycznej.
Podstawowe założenia pracy
w świetle wyników dotychczasowych badań
Antropogeniczne cechy osadów rzecznych rzadko stanowią samodzielny problem badaw­
czy, częściej są uzupełnieniem dociekań o wpływie ludzkiej działalności na przebieg procesów
fluwialnych i modyfikacji koryt rzecznych. Trudno zresztą rozdzielać te zagadnienia, gdyż obec­
ność i rodzaj badanych cech w osadach są odbiciem adaptacji rzek do zmienianego przez czło-
12
wieka środowiska naturalnego (Schumm 1977; Klimek 1979; Gregory 1983; Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1975, 1988; Starkel 1988b; Szumański 1979; Kalicki 1996; Taylor i in. 2000;
Howard i in. 2000). Stąd w literaturze sedymentologicznej wzmianki o tych cechach są bardzo
liczne, ale ich dokumentacja ma nierówny stopień szczegółowości.
Wpływ gospodarki rolno-leśnej na wykształcenie aluwiów jest już regionalnie udokumen­
towany, zwłaszcza dla ostatniego stulecia. Istotne znaczenie dla jakości jego zapisu w osadach
rzek górskich ma czasowa odległość tych zdarzeń. W osadach rzek z umiarkowanej strefy klima­
tycznej rejestmje się wielorakie odmiany tego wpływu, które uznaje się za skutki m.in. wylesiania
terenu, pojawienia się uprawy roli, stosowania gospodarki żarowej, postępu w mechanizacji
rolnictwa lub wprowadzenia upraw okopowych.
Za następstwo nasilonego wylesiania lub zmiany sposobu użytkowania ziemi uważa się
często pojawienie się mad rzecznych lub zmianę ich typu w dnach dolin (Jager 1962; Biernacki
1968; Knox 1972,2001; Falkowski 1976; Hazelden i Jarvis 1979; Ralska-Jasiewiczowa i Star­
kel 1988; Rutkowski i in. 1988; Passmore i in. 1994; Kalicki 1997; Stankoviansky 2000; Foster
i in. 2000). Depozycję mad na równinach zalewowych uznaje się za fluwialny efekt zwiększonej
dostawy materiału stokowego do koryt rzecznych, wywołany znaczącym wzrostem denudacji sto­
ków wylesianych lub zajmowanych pod uprawy (Jahn 1960; Schumm 1977; Starkel 1977a; Lind­
ner 1977; Chotinski i in. 1979; Teysseyre 1985; Bieroński i in. 1992). Mady o takim pochodze­
niu określa się w literaturze jako „mady antropogeniczne” (Starkel 1960,1965,1988a). Wystę­
pujące odmiany ich nazw mająswoje uzasadnienie w niejednorodności wykształcenia (np. „mady
lessopodobne” - Szumański 1977,1979, „powodziowe muły dolinne” lub „muły antropogenicz­
ne” -K la tk a 1958,1968, „gliny aluwialne” - Teysseyre 1977,1984; „mady gliniaste”-F alkow ­
ski 1979) lub w znajomości źródła ich pochodzenia (np. „mady rolnicze” - Knox 1972, „mady
przemysłowe” - Teisseyre 1988,1989).
Konieczne jest tu podkreślenie faktu, że nie wszystkie mady są genetycznie związane
z działalnością człowieka i nie każde ich pojawienie się w dolinach dowodzi wprost o takiej
działalności. Rozwój mad łączy się częściej ze zmianami klimatu lub naturalnąewolucjąkoryt
(Kalicki 1993; Starkel 1990), mogą one powstawać także na obszarach nie objętych gospodarką
człowieka. Na obszarze Polski dotyczy to większości mad z okresu atlantyckiego i subborealnego, a nawet z początku pierwszego tysiąclecia AD (Pożaryski 1955; Henkiel 1962a; Nakonieczny 1967; Falkowski 1967; Szczepankiewicz 1974; Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1975; Starkel
1960, 1977b, 1 9 7 9 ,1988b, 1996; Awsiuki in 1980; Niedziałkowska i in. 1977; Śnieżko 1985;
Kalicki 1991b, 1992a, 1996). Najczęściej są one następstwem klimatycznych przekształceń
koryt roztokowych w meandrowe, kiedy w obciążeniu rzek maleje udział frakcji wleczeniowej,
a wzrasta udział zawiesiny, wytwarzając dwudzielność typu osadów w profilach teras (Starkel
1977a; Kalicki 1996). Wyróżnia się w profilach mad ich część starszą (madę gliniastą) i młodszą
(madę piaszczystą), z których starszajest bezsprzecznie natury klimatycznej, a górna - głównie
klimatycznej z lokalnymi modyfikacjami antropogenicznymi (Pożaryski 1955; Kowalkowski
i Starkel 1977; Kalicki 1991a,b, 1992b; Superson i Jezierski 2003). W dolinie górnego Sanu
następstwem dużych wahań klimatu była akumulacja piaszczystej mady na terasie rędzinnej
w Uhercach Mineralnych, Zasławiu i Sanoku (Starkel 1960) oraz w Tarnawie Wyżnej, gdzie
przykryła ona w okresie borealnym wczesnoatlantyckim najstarsze warstwy torfowiska (RalskaJasiewiczowa i Starkel 1972,1975). W dolnym odcinku Sanu klimatyczną naturę przypisuje się
madom ciężkim, często ze śladami gleb kopalnych w stropie, zdeponowanym na terasie rędzinnej
w okresach atlantyckim i subborealnym (Starkel 1960; Szumański 1979, 1982). Erozja gleb
13
może postępować także w warunkach naturalnych, bez udziału człowieka, podobnie jak zmiany
reżimu rzek są częściej powodowane wahaniami klimatu. W rozważaniach o udziale człowieka
w kształtowaniu młodszych mad (zwłaszcza z okresu subatlantyckiego) należy brać pod uwagę
czynnik klimatyczny jako nieodłączne tło i współtwórcę ich przemian.
Mady antropogeniczne, lokalnie dokumentowane na obszarze Polski, są różnego wieku
i przestrzennie nawiązują do miejsc zajmowanych przez starożytne kultury rolne lub do tere­
nów kolonizowanych w czasach historycznych. Na lessowych wyżynach południowej Polski
i niskich pogórzach Karpat początki ich akumulacji sięgają nawet neolitu. W dolinie Sancygniówki (Wyżyna Miechowska) sedymentację mady przypisuje się aktywności rolnictwa neoli­
tycznego i deforestacji doliny już od początku III tysiąclecia p.n.e. (Śnieżko 1985; Jersak, Śnieżko
1987). Uznaje się tam madę za osad powodziowy wywołany antropogenicznie, a ojej wieku ma
świadczyć domieszka okruchów ówczesnej ceramiki. Podobne osady stwierdzono w dolinie
Wisły koło Krakowa (Wasylikowa i in. 1985; Godłowska i in. 1987) i Zawichostu (Falkowski
1967) oraz w dolinie Nidzicy (Śnieżko 1987). Mady mogły gromadzić się także w innych doli­
nach na wyżynach lessowych, gdyż ślady osadnictwa neolitycznego dokumentuje się powszechnie
(Kruk 1973, 1983, 1987, 1993; Jersak i Śnieżko 1987). W tym okresie rozpoczęła się również
depozycja materiałów pylastych w dolinie Sanu na przedpolu Karpat (Klimek i Łanczont 1998;
Nogaj-Chachaj i in. 1999) oraz następowało grubienie frakcji mad wraz z pojawieniem się pyłku
zbóż na obrzeżach kotliny Beska (Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1975). Z epoki brązu madowy
charakter sedymentacji potwierdzony został w dolinie Sancygniówki (Śnieżko 1985), a z wcze­
snej epoki żelaza na Opolszczyźnie (Szczepankiewicz 1974) i Wyżynie Łódzkiej (Kamiński 1993).
Akumulacja mad postępowała wówczas także na Wyżynie Lubelskiej (Nakonieczny 1975). Na
Wyżynie Kielecko-Sandomierskiej silny rozwój mad antropogenicznych miał miejsce zwłaszcza
w okresie rzymskim (Klatka 1958,1968), kiedy to w obrębie Gór Świętokrzyskich rozwijało się
dymarkowe hutnictwo żelaza, pochłaniające duże połacie lasów (Orzechowski 1991; Bielenin
1992). Prawdopodobnie od początku okresu historycznego rozwijały się mady w dolinach sudec­
kich (Jahn i Szczepankiewicz 1967; Teisseyre 1985) i dolnośląskich (Szczepankiewicz 1974;
Wroński 1974; Klimek 2000,2002) oraz w Kotlinie Oświęcimskiej (Klimek 1987b, 1988).
Z przemianami gospodarczymi w średniowieczu ('VII-XV w.) łączy się również zwięk­
szona akumulacja mad na dużych przestrzeniach strefy klimatu umiarkowanego Europy (Bork
1989; Starkel 1996a). Ich przykładem są mady m.in. w dolinach rzek Walii (Crampton 1969)
i Anglii (Gaunt 1975; Richards 1981), wywołane wylesieniem zajmowanych pod rolnictwo
terenów. Podobną genezę m ają mady w południowej Skandynawii (Sundborg 1967) oraz
w dolinach rzek zachodniorosyjskich (Chotinski i in. 1979; Głasko i Fołomiejew 1981). Roz­
wój mad wschodniej części Europy był późniejszy (XVI-XVII w.) niż w zachodniej. Efektem
przyśpieszonej denudacji wylesionych stoków są również drobnoziarniste aluwia na przedgó­
rzu Karpat Rumuńskich i Kaukazu (Starkel 1972; Balteanu 1997). Reakcją na intensywne
wylesienie północnych stanów USA, rozpoczęte w połowie XIX w., była szybka akumulacja
mad w południowej części stanu Wisconsin (Knox 1972,2001; Trimble 1983). W tym samym
czasie zwiększyły akumulację rzeki na przedpolu Alp we Francji (Liebault i Taillefumier 2000).
W dolinach rzek polskich nastąpił w średniowieczu podobny wzrost akumulacji aluwiów
i przypisuje się go m.in. zmianom sposobu użytkowania ziemi, rozwojowi sieci dróg i wąwo­
zów (Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1975; Jersak 1977; Maruszczak 1988; Starkel 1988b;
Superson i Jezierski 2003). Już od VII w. rozpoczęła się depozycja mad w dolinie Rudy
w Kotlinie Oświęcimskiej (Klimek 1999). Także w V II-X w. wylesienie zachodniej części
14
Wyżyny Kieleckiej zmieniło charakter osadów miejscowych rzek na bardziej pylasty (Hakenberg
i Lindner 1973; Lindner 1977). W IX-XII w. Wisła poniżej Skoczowa pogrzebała starsze osady
parametrową warstwą piaszczystych glin (Niedziałkowska i in. 1985; Niedziałkowska 1991,
1992; Klimek 1988). Podobny proces nastąpił w dolinie Wisłoki poniżej Dębicy w wiekach
X I-X V I (Alexandrowicz i in. 1981; Starkel i in. 1982). Proces akumulacji mad „lessopodobnych” w dolinie Sanu u wylotu z Karpat przybrał na sile na przełomie XIII i XIV w. (Szumański
1977). W tym samym czasie trwała intensywna depozycja glin zboczowych w dnach dolin na
wysoczyźnie lessowej w dorzeczu Mleczki (Klimek i in. 2003). W dolinie Bobru (rejon Błażkowej) aluwialne gliny zaczęły się gromadzić przed 700 laty (Teisseyre 1984). W tym samym
czasie Opawa i Osobłoga zaczynały obficiej deponować drobnoziarniste mady na przedpolu
Sudetów (Klimek 2000). Szczególnie dynamiczny rozwój mad antropogenicznych datuje się na
ostatnie 300 lat, m.in. na Wyżynie Opatowskiej (Kosmowska-Sufczyńska 1983), Miechowskiej
(Śnieżko 1985; Jersak i Śnieżko 1987), w Kotlinie Sandomierskiej (Mycielska-Dowgiałlo 1972,
1978; Szumański 1977,1979; Niedziałkowska i in. 1985; Kalicki i Starkel 1987; Starkel i Gębica 1995), w Sudetach (Bieroński i in. 1992; Klimek 2002) oraz w dolinach rzek nizinnych (Bier­
nacki 1968; Falkowski 1971, 1976, 1979; Babiński 1984). Ustalenie wieku mad jest trudne,
gdyż w meandrujących rzekach pogórskich i przedgórskich następuje często boczny przyrost
osadów, a składane osady m ogą pochodzić z redepozycji. W czasie gwałtownych wezbrań
madami m ogą być również nadbudowywane starsze stopnie terasowe. W dodatku reakcja
rzek na powolne zmiany użytkowania terenu jest opóźniona, nie są zatem procesami w pełni
synchronicznymi.
W pogórskiej części Karpat początki akumulacji antropogenicznych mad odnosi się
lokalnie do epoki brązu i początku epoki żelaza (Starkel 1960,1988b). Przyjmuje się, że postę­
pujące odtąd wielofazowo wylesienie Dołów Jasielsko-Sanockich i wschodnich części Pogórza
Karpackiego przyczyniło się do akumulacji takich mad zarówno na terasie łęgowej jak i nabudowy nimi terasy rędzinnej, m.in. w dolinie Sanu (Klimaszewski 1936, 1967; Starkel 1960,
1965) i Wisłoki (Klimek 1974a).
Dolina Sanu w odcinku karpackim dzięki badaniom M.Klimaszewskiego (1936,1967)
oraz L.Starkla (1960, 1965, 1997) z J.Dziewańskim (1961, 1962) i M.Ralską-Jasiewiczową
(1975,1988) posiada najlepsządokumentacjęaluwiów. Zwiastunem antropogenicznych osadów
w tej dolinie jest stropowa warstwa mad „lessopodobnych”, przykrywających mady gliniaste
i piaszczyste terasy rędzinnej. U podnóża Bieszczadów w rejonie Sanoka piaszczyste osady depo­
nował San już w początku okresu subatlantyckiego. Z biegiem rzeki miąższość tych osadów
wzrasta od 2,5 m (Myczkowce) do 4 m (Dubiecko, Przemyśl). U podnóży Bieszczadów Wyso­
kich zalegają pod m adą szczątki roślinne z XV/XVI w. w Bukowcu k. Wołkowyi i torf
z XVI w. w Średniej Wsi (Starkel 1988b, 1997) oraz w Smolniku i Rajskim (Starkel 1965).
W bliskim sąsiedztwie górnego Sanu młody wiek mają również gliniaste aluwia niskich teras
Strwiąża i Dniestru (Henkiel 1962a, 1962b, 1969; Budek i in. 2001).
Generalną cechą mad pogórskich jest ich nierównomierne rozprzestrzenienie i przypusz­
czalnie różny wiek. Może to wynikać z fluktuacji i wielokrotnego zaniku działalności człowie­
ka na danym obszarze, a przede wszystkim z nierównego nasilenia tej działalności. Na pogórzu
i w kotlinach śródgórskich rejestruje się obecność niemal wszystkich kultur archeologicznych,
począwszy od neolitycznych (Valde-Nowak 1988; Gedl 1998; Madyda-Legutko 1996), ale nie
odpowiadają im wystąpienia mad bądź nie zostały one dotąd rozpoznane. Przypuszczalnie
w dolinach nie objętych wylesianiem w tym samym czasie denudacja stoków była niewielka lub
15
zmiany inspirowane przez człowieka były za słabe, by przeważyć siłę naturalnych czynników
kształtujących charakter i tempo sedymentacji w dolinach. Skutki erozji gleb i rozcięć erozyj­
nych były tam szybko neutralizowane. Dopiero względna stabilizacja społeczno-gospodarcza
w średniowieczu wyrównała przestrzenny zasięg mad w dolinach. Większość mad jest prawdo­
podobnie młoda, ale brak datowaó osadów nie pozwala potwierdzić wieku ich akumulacji
i powiązać z poszczególnymi okresami archeologicznymi. W wielu dolinach karpackich nasilo­
ną depozycję mad wiąże się dopiero z wprowadzeniem w XIX w. uprawy ziemniaka (Gil 1974;
Szumański 1977; Starkel 1977a). Zwiększyły się wówczas wahania przepływów rzek, co
w konsekwencji doprowadziło do rozwoju płytkich koryt roztokowych (Klimek i Trafas 1972;
Klimek i Starkel 1974; Szumański 1977). Mady górskiej części Karpat nie były dotąd przedmio­
tem szczegółowych rozważań paleogeograficznych, jakkolwiek wielokrotnie rejestrowano ich
obecność (Starkel 1965,1988b; Kaszowski i Niemirowski 1972; Klimek 1974a,b, 1989; Dauksza i in. 1982; Froehlich 1982).
W holoceńskich aluwiach wielu rzek dokumentuje się obecność pojedynczych pni („czar­
nych dębów”) lub nagromadzeń grubego rumoszu drzewnego. Ich obecność ma dowodzić spotę­
gowania wezbrań rzek, a ich wiek ma wyznaczać fazy o dużej częstotliwości powodzi, sterowa­
nych głównie klimatem (Starkel 1988b, 1994c; Starkel i in. 1999; Kalicki i Krąpiec 1991,1994,
1996). Wystąpienia pni w aluwiach uważa się za przejaw przede wszystkim okresowych zwil­
gotnieć klimatu (Teisseyre 1938; Środoń 1952; Jahn 1957; Starkel 1965,1977a, 1994a;Nakonieczny 1967; Kalicki i Krąpiec 1995) lub bocznych migracji koryta (Becker i Schirmer 1977;
Mycielska-Dowgiałło 1972; Wroński 1974; Florek 1978; Kalicki i Krąpiec 1991; Wyżga
i in. 2002), natomiast rzadko przypisuje się im przyczyny antropogeniczne. Przykładem tych
ostatnich jest poziom „czarnych dębów” w zalewowej terasie Czarnej Sulejowskiej i Czarnej Nidy
kolo Kielc (Lindner 1977), wiązanych z wylesianiem we wczesnym średniowieczu (VI-VII w.).
Ze średniowiecza pochodzą pnie i szczątki drzew w terasie Rudy (Klimek i in. 1998; Klimek
1999; Klimek i Krąpiec 2003). Z podobnego okresu pochodzą również pnie dębów zagrzebane
w aluwiach Bobru (Teisseyre 1984) i Odry na Opolszczyźnie (Szczepankiewicz 1970). Rozrzut
dotychczasowych oznaczeń wieku subfosylnych pni w rzekach polskich jest jednak tak duży,
że obejmuje prawie cały holocen. W dodatku datowane pnie nie zawsze są równowiekowe
aluwiom, w których zalegają, często bywająredeponowane ze starszych osadów (Starkel 1979;
Florek 1984; Alexandrowicz i in. 1981; Kuc i Krąpiec 1989; Kalicki 1992b; Kalicki i Krąpiec
1991,1994, 1996; Taylor i Lewin 1997).
Lokalnie w aluwiach polskich rzek są rejestrowane również okruchy węgli drzewnych
(Klatka 1958,1968; Dumanowski i in. 1962; Kosmowska-Sufczyńska 1983; Bieroński i in. 1992;
Teisseyre 1989; Klimek 1999). Nie były one dotąd szczegółowo badane i ich obecność nie została
wyjaśniona, a o ich związkach z działalnością człowieka wnioskuje się jedynie pośrednio. Tym­
czasem w aluwiach rzek Skandynawii uznaje się je za wskaźniki regularnego stosowania ognia
w gospodarowaniu ziemią przez człowieka już w mezolicie (Chandler i in. 1983; Góransson
1987; Simmons 1978; Innes i Simmons 1988). Również w Wielkiej Brytanii obecność takich
węgli wśród mineralnych osadów rzek, jezior lub torfów interpretuje się jako ślady dawnego
wypalania lasów, prymitywnego rolnictwa i osadnictwa (Simmons i Innes 1996; Moore 2000;
Mason 2000). Pył węglowy o podobnej genezie z okresu mezolitu występuje w torfowiskach
polskiego Pobrzeża (Latałowa 1994).
Z przeglądu literatury wynika, że działalność człowieka na obszarach górskich zapisuje
się w aluwiach najsłabiej i jedynie lokalnie, względnie zapis ten nie jest jeszcze w pełni zbadany.
16
W porów naniu z obszaram i pogórskim i lub wyżynnymi dokum entacja takiego zapisu
w górach jest na razie skromna, jakkolwiek uzasadniona, ponieważ:
♦ Obszary górskie m ają specyficzne uwarunkowania przebiegu sedymentacj i osadów w kory­
tach rzek ze względu na silniej modyfikowaną ich rzeźbę i większą dynamikę procesów kory­
towych,
♦ Potencjalne możliwości przetrwania takiego zapisu są dużo mniejsze, tempo redepozycji osa­
dów jest tam bowiem większe niż na przedpolu gór, szanse jego zachowania się obejmują
jedynie kotlinowate rozszerzenia dolin,
♦ Ślady działalności człowieka mogły się ujawnić dopiero w osadach młodych, wcześniej tere­
ny górskie jako trudniejsze do zasiedlenia i zagospodarowania nie były objęte w tak znaczący
sposób ow ą działalnością,
♦ Wpływ czynników naturalnych na charakter i tempo sedymentacji w dolinach rzek jest bar­
dzo silny, trudny do zniwelowania przez człowieka, skutki działalności ludzkiej są szybko
neutralizowane; równocześnie jednak środowisko rzek wydaje się być niezwykle wrażliwe na
jej destrukcyjną rolę.
Górskie odcinki rzek karpackich odróżniają się od pogórskich i przedgórskich znacznie
mniejszym nagromadzeniem aluwiów i przewagą aluwiów młodych. Większy spadek rzek
i obfitsze opady sprzyjały tu bardziej procesom erozyjnym i transportowi osadów niż ich depozycj i. Ponadto do czasu znaczącego wylesienia gór przez człowieka pokrywa leśna hamowała do­
stawę materiału stokowego do koryt i łagodziła przepływy rzek. Przedgórze i Pogórze Karpat
były w przeszłości wielokrotnie zajmowane przez osadnictwo i ostatecznie wcześniej zasiedlone
niż rejony górskie, a przy mniejszym spadku rzek i większej dostawie była możliwa wcześniejsza
i większa akumulacja osadów w dnach dolin. Na profilach podłużnych rzek karpackich, m.in.
na Sanie, zaznacza się odrębność odcinków górskich jako bardziej pogłębionych erozyjnie,
z aluwiami holoceńskimi włożonymi w rynny wycięte w resztki osadów starszych i litym pod­
łożu. W środkowym biegu dolin pokrywy plejstoceńskie są obszerniej zachowane, bardzo miąż­
sze są aluwia holoceńskie, nawet terasa rędzinna jest nadbudowana grubiejącąz biegiem rzeki
warstw ą młodych mad (Klimaszewski 1937, 1967; Starkel 1960, 1965; Pękala 1973). Przy
wylocie z Karpat wszystkie rzeki uformowały rozległe stożki napływowe grzebiąc osady młodoplejstoceńskie. W budowie tych stożków są czytelne wielokrotne rozcięcia, włożenia i nadbudo­
wa młodymi aluwiami, będące następstwem wahań klimatu lub działalności człowieka (Szumań­
ski 1977,1986; A w siukiin. 1980; Alexandrowicz i in. 1981; Starkel i in. 1982; Starkel 1995b;
Klimek 1983; Klimek i Łanczont 1998; Nogaj-Chachaj i in. 1999). Nie ma jednak pewności, czy
fazy erozji i akumulacji na podłużnych profilach rzek sąrównowiekowe, możliwa bowiem jest
migracja odcinków koryt o dominacji jednego z tych procesów (Starkel 1968,1988b). W doli­
nach górskich faza zwiększonej depozycji aluwiów wystąpiła zapewne z opóźnieniem w stosun­
ku do pogórza lub przedgórza, ponieważ wpływ działalności człowieka nałożył się na rytm kli­
matyczny dopiero w czasach historycznych.
Niezależnie od miejsca zalegania aluwiów pozostaje trudny problem rozdzielenia w nich
wpływów naturalnej ewolucji środowiska od wspomagania działalnością człowieka (Starkel 1911a,
1979, 1988b; Śnieżko 1985; Kalicki 1992b, 1996). W przeszłości (od 6-7 tys. lat) fazy aktywnej
działalności ludzkiej wykazywały dużą synchroniczność z okresami korzystnego dla niej klimatu
(Ralska-Jasiewiczowa 1968,1980; Hazelden i Jarris 1979; Starkel 1983,1996; Kurnatowski 1995;
Florek i in. 1998). Efekty tej działalności nakładały się wówczas na wpływy klimatyczne, zwiększa­
jąc ich wyrazistość, ale nie przejęły kontroli nad procesami rzecznymi. Dla późnego średniowiecza
17
i czasów nowożytnych rozdział ten jest także trudny, gdyż „rolnicza” denudacja i sedymenta­
cja nałożyły się czasowo na oscylacje klimatu, zwłaszcza na okres małej epoki lodowej (Manley
1966; Lamb 1977; Flohn 1982; Starkel 1994b; Florek i in. 1998), ale presja czynnika gospodar­
czego była już zdecydowanie większa niż w przeszłości.
Dużą przydatność dla potwierdzenia wpływu człowieka na charakter aluwiów wydają
się mieć badania deluwialnych pokryw zboczowych na obrzeżach den dolinnych (Starkel
1965, 1977b; Śnieżko 1985, 1995; Niewiarowski i in. 1992; Klimek i in. 2003; Kittel i Twar­
dy 2003). Procesy denudacyjne ożywione przez gospodarkę w zlewni powinny odzwiercie­
dlać się w budowie zarówno aluwiów jak deluwiów. Przyjmując ten sam impuls ich rozwoju,
w profilach obu serii mogły wytworzyć się korelacyjne poziomy nawiązujące do przebiegu
denudacji w zlewni. W terenach górskich gliniaste pokrywy są mniej miąższe niż wyżynne
lessy, ale lokalnie w seriach proluwialnych dają się wydzielić poziomy genetycznie związane
z działalnością człowieka (Starkel 1960, 1965; Bieroński i in. 1992; Kukulak 2001). Sporo
jest badań ujmujących to zagadnienie dla ostatnich 300 lat (m.in. Kosmowska-Sufczyńska
1983; Maruszczak i in. 1984; Twardy 2000; Janicki i in. 2002; Pietrzak 2002), ale korelacja
starszych aluwiów z deluwiami jest jeszcze słabo poznana. W kilku ostatnich wiekach,
z uwagi na dużą dynamikę przemian, takie poziomy w deluwiach powinny się wytworzyć,
a mała odległość czasowa powinna je uchronić przed denudacją.
Wybór terenu i jego ogólna charakterystyka
Do badań wybrano obszar usytuowany w górskiej, wododziałowej części Karpat Wschod­
nich
dorzecze
górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich (Ryc. 3), zajmujące pogranicze Polski
Rye. 3
z Ukrainą w centralnej części luku karpackiego. Na jego wybór istnieje uzasadnienie zarówno
przyrodnicze jak i gospodarcze:
♦ San i jego źródłowe dopływy mają aluwia wyłącznie miejscowego pochodzenia,
♦ pomimo górskiego położenia górny odcinek doliny Sanu ma rzeźbę względnie łagodną, typu
pogórskiego (Fot. 1); ukształtował się w jej dnie zespół różnowiekowych teras z dobrze
Fot. 1
zachowanymi pokrywami żwirowymi, a terasa zalewowa ma znaczne rozprzestrzenienie
i duża miąższość aluwiów,
♦ aluwia terasy zalewowej różnią się zdecydowanie uziamieniem od aluwiów teras starszych,
co sygnalizuje pojawienie się nowego impulsu genetycznego w zlewni Sanu,
♦ spągowa część aluwiów tej terasy zawiera liczne szczątki drzew, co pozwala na ich datowanie
i wnioskowanie o czasie akumulacji,
♦ pełne rozcięcie erozyjne terasy zalewowej, przy krętym biegu rzeki i prawie ciągłych odsło­
nięciach osadów na czołach terasy ułatwia ich przegląd i dokumentację zarówno wzdłuż
Fot. 2
jak i w poprzek doliny (Fot. 2).
♦ zlewnia górnego Sanu miała tylko jedną żywiołową fazę stałego osadnictwa i rolnictwa,
w dodatku zapoczątkowaną stosunkowo późno (XV-XVI w.) i zakończoną w poł. XX w.,
♦ od pół wieku trwa naturalny stan terasy zalewowej, bez żadnych przekształceń gospo­
darczych.
Duża odległość Bieszczadów Wysokich od dawnych skupisk ludzkich i mało korzystne
dla osadnictwa i rolnictwa warunki przyrodnicze były przyczyną ich późnego zasiedlenia.
W pradziejach tereny te pozostawały poza zasięgiem zwartego osadnictwa kolejnych kultur rolni-
18
czych i istniały tu jedynie enklawy siedzib ludzkich. Szczegółowe badania archeologiczne w tej
części dorzecza Sanu jeszcze trwają (Parczewski 1990,1993, 1996), nie dokonano jeszcze pełnej
rekonstrukcji początków gospodarki człowieka, a znaleziska archeologiczne są dotąd nieliczne.
Lepszy zapis takiej działalności dokumentują profile torfu miejscowych torfowisk. Struktura torfu
obrazuje przede wszystkim historię miejscowej roślinności, zwłaszcza lasów, ale zawiera również
ślady działalności ludzkiej w składzie pyłków. Najstarsze takie ślady pochodzą z neolitu (RalskaJasiew iczow a 1980, 1989), ale przyjm uje się, że dow odzą one bardziej okresowych
migracji człowieka na tym obszarze niż jego siedzib stałych. Dopiero kolonizacja średniowieczna
była prężna i objęła najdalszą część Bieszczadów, jej przebieg ma już dokumentację pisaną,
co ułatwia powiązanie faktów historycznych ze zdarzeniami fluwialnymi.
Zbadano góm r czćua dorzecza Sanu (308 km J z poczrtkowym biegiem rzeki (63 km
długości), obejmując również zlewnie dopływów Sanu po potok Wołosatka-Wołosaty (27 km)
włącznie (Ryc. 3). Większość badanego obszaru zajmuje dziś Bieszczadzki Park Narodowy. San Ryc. 3
od źródeł w Przełęczy Użockiej (853 m n.p.m.) po okolice Stuposian (ok. 550 m n.p.m.) jest
rzeką graniczną. Lewostronna (polska) część dorzecza jest większa powierzchniowo (78,5%) od
prawostronnej (ukraińskiej) i do Sanu uchodzą z niej długie dopływy (Niedźwiedź, Syhłowaty,
Litmirz, Roztoki, Muczny, Wołosaty). Odwadniają one najwyższe pasma Bieszczadów: Połonin
(Tamica 1346 m) i Graniczne (Wielka Rawka 1307 m n.p.m.) wraz z dzielącym je Obniżeniem
Śródbieszczadzkim (doliny: Wołosatki i Rzeczycy - do 650 m n.p.m.).
Układ grzbietów jest tu rusztowy, a sieć dolin kratowa. Główne grzbiety i obniżenia mają
orientację N W -SE, a ich założenia są strukturalne (Henkiel 1980). Nawiązują one do biegu
i różnic odporności utworów jednostek śląskiej i dukielskiej fliszu karpackiego. Pasmo Połonin
jest uformowane w bardziej piaskowcowych ogniwach warstw krośnieńskich (jednostka śląska),
a dolina Sanu - w ogniwach bardziej łupkowych tych warstw. Cechą bieszczadzkich stoków są
progi i grzędy skalne, założone na pakietach piaskowców gruboławicowych (oddział otrycki),
przedzielonych seriami cienkoławicowych piaskowców i mułowców z łupkami (oddział podi nadotrycki warstw krośnieńskich). Zdecydowanie łupkowe i silniej zdeformowane tektonicznie
jest podłoże Obniżenia Śródbieszczadzkiego (strefa przeddukielska jednostki śląskiej). Pasmo
Graniczne jest założone na piaskowcowym czole jednostki dukielskiej, a grzbietwórcząrolę peł­
nią w nim piaskowce ciśniańskie (Slączka i Żytko 1978; Haczewski i in. 2001).
Duże kontrasty odporności występujących serii skalnych były przyczyną nierównego tem­
pa procesów rzeźbotwórczych, czego efektem są dziś duże deniwelacje terenu (600-700 m pomię­
dzy wierzchowinami Połonin a dnem dolin Wołosatki i Sanu) oraz różny stopień dojrzałości jego
form. Pasmo Połonin ma górski, krawędziowy styl rzeźby, uwarunkowany przeważnie monoklinalnym zaleganiem warstw. Cechują go stoki bardzo strome (15-40°), długie i progowe,
z licznymi formami grawitacyjnymi (osuwiska, rumowiska). Łagodną rzeźbę typu pogórskiego
mają natomiast subsekwentne doliny Sanu i Wołosatki. Ich dna są na długich odcinkach szerokie
(50-200 m), sterasowane, z licznymi torfowiskami na powierzchni (Kotlina Dźwiniacza wzdłuż
Sanu, rejon wsi Wołosate). Źródłowe odcinki dolin sięgają bardzo niskich przełęczy transkarpackich w grzbiecie Bieszczadów (Użocka 853 m, Beskid 785 m n.p.m.). Średni spadek podłużny
koryta Sanu od źródeł po ujście Wołosatego (63 km długości) wynosi zaledwie 5,4%o, a Wołosat­
ki-Wołosatego (27 km) 25,5%o.
Tutejszy klimat jest górski, zróżnicowany piętrowo i ma wiele cech kontynentalizmu (mroźne
zimy, wilgotne lata, częste wiatry południowo-wschodnie). Pod względem termicznym panuje do
wysokości ok. 850 m n.p.m. klimat umiarkowanie chłodny o średniej rocznej temp. 4-6°C, do
19
ok. 1150 m klimat chłodny (2-4°C), a powyżej 1150 m bardzo chłodny (do 2°C) - (Michna
i Paczos 1972; Nowosad 1995). Średnia temperatura roku wynosi w Ustrzykach Górnych
(650 m n.p.m.) +5,3°C, Siankach (810 m n.p.m.) +4,9°C, Połoninie Wetlińskiej (1224 m n.p.m.)
+2,6°C, ale średnia stycznia obniża się tam do -6,2°C, -6,8°C i -7,6°C, w niektóre dni tempe­
ratura minimalna sięga nawet poniżej -40°C (Stuposiany). Roczne sumy opadów przekra-
Ryc. 3. Lokalizacja dorzecza górnego Sanu w górskiej części Karpat (A) oraz rozprzestrzenienie terasy
zalewowej wzdłuż Sanu i Wołosatki-Wołosatego (B)
20
czają 1000-1200 mm, szczególnie deszczowy jest czerwiec i lipiec (łącznie 30-35% opadu rocz­
nego). Najniższe miesięczne opady notuje się zimą. Liczba dni w roku z pokrywą śnieżną waha się
od 110 w Ustrzykach Górnych do 160 na grzbiecie Połonin. Duże zalesienie stoków opóźnia
jednak spływ wód opadowych i znacznie redukuje wezbrania rzek (Mat. Hydrol. 1926-1995).
Przepływy Sanu są obecnie wyrównane i nie notuje się dużych wezbrań.
Do piętrowości termiczno-orograficznej nawiązują hipsometrycznie piętra roślinne. Dno
doliny Sanu i Wołosatki jest do wysokości 50-80 m (700-800 m n.p.m.) przeważnie bezleśne
(„Kraina Dolin”). Stoki pasma Granicznego i Połonin są do wysokości 1100-1200 m n.p.m.
całkowicie zalesione (piętro lasów mieszanych). Powyżej tej granicy rozciąga się piętro wierz­
chowinowych łąk subalpejskich (połonin). Brakuje pomiędzy nimi piętra lasów szpilkowych,
co odróżnia Bieszczady od pasm Karpat Zachodnich. Blisko 77% dorzecza jest obecnie zalesio­
ne, a w drzewostanie dominująbuki (ok.63%>) z domieszką świerka, jodły i olszy (po ok. 12%) (Rygiel 1987; Przybylska i Kucharzyk 1999). Skład i wiek współczesnych lasów sąjuż silnie
zmienione przez człowieka (Zarzycki 1963; Rygiel 1998; Augustyn 2000; Przybylska i Zięba
2000). Rodzaj zbiorowisk roślinnych wykazuje ponadto dużą zależność od warunków hydrolo­
gicznych i glebowych podłoża (Adamczyk i Zarzycki 1963; Adamczyk 1980; Skiba i Winnicki
1995; Michalik i Skiba 1996).
Pokrywy stokowe i glebowe nawiązują przestrzennie do litologii podłoża i pięter klimatyczno-roślinnych. W górnych partiach stoków typowe sąpokrywy gliniasto-gruzowe. Na poło­
ninach zalega także rumosz blokowy w formie języków lub pól rumowiskowych (Pękala 1969).
Wapnista cementacja większości piaskowców sprzyja ich wietrzeniowemu rozpadowi na pia­
sek i gruz. Dużą powierzchnię stoków zajmują koluwia. Poniżej piętra połonin, na pakietach
zwietrzałych piaskowców, przeważają gliny o znaczącym udziale gruzu i frakcji piaszczysto-pylastej, na pakietach piaskowcowo-łupkowych - gliny pylaste o dużym udziale frakcji ilastej
(Haczewski i in. 1998, 2001). Oba typy pokryw nie nawiązują dziś wiernie do wychodni ich
podłoża, gdyż długotrwała soliflukcja i spłukiwanie obniżyły ich pierwotną pozycję. Miąższość
tych pokryw jest mała, średnio 0,5-1,5 m (rzadko przekracza 3 m), duże nachylenie stoków
nie sprzyja ich akumulacji. W dolnych partiach stoków (do ok. 800 m n.p.m.) pokrywy są mniej
szkieletowe i bardziej ilaste. Bardziej miąższe gliny (1-2,5 m) są jedynie u podnóży stoków
i w stożkach napływowych. Rodzaj pokryw zwietrzelinowych wpłynął silnie na właściwości
powstałych na nich gleb (Skiba i Szmuc 1998; Skiba i in. 1998; Kacprzak i Skiba 2000). Więk­
szość gleb ma obecnie skład glin średnich lub lekkich, często pylastych, z duża ilością składni­
ków szkieletowych w całym profilu (Pałczyński 1958), są one płytkie lub średniogłębokie.
Powierzchniowo dominują odmiany gleb brunatnych (właściwe wyługowane, kwaśne, oglejone) - (Adamczyk i Zarzycki 1963; Skiba i Sobiecki 1996; Skiba i in. 1998).
Morfologiczna charakterystyka teras Sanu i Wołosatki-Wołosatego
Obie badane doliny m ają schodowy system teras, w którym stopnie kolejno niższe
są coraz młodsze. Występują w nich trzy terasy zboczowe wieku plejstoceńskiego (20-35 m,
10-15 m, 6-10 m) oraz trzy denne wieku holoceńskiego (4-5 m, 3-4 m, 1-3 m). Terasy plejstoceńskie są skalno-osadowe, z wysokimi i odrębnymi cokołami skalnymi, terasy młodsze
mają cokoły niskie, o podobnej wysokości, miejscami są nawet w całości osadowe (Marek
i Pałczyński 1962; Pękala 1966,1997; Tokarski 1975; Haczewski i in. 1998, 2001). Najpełniej
system teras wykształcił się i zachował w podłużnych (subsekwentnych) odcinkach dolin, gdzie
21
terasy holoceńskie zajmują prawie całe ich dno i przetrwała jeszcze na spłaszczeniach zboczy
Ryc.4 część aluwiów plejstoceńskich (Ryc. 4). W obu dolinach dominuje powierzchniowo terasa
o wysokości 4-5 m. Jedynie w odcinkach przełomowych Sanu między Łokciem a ujściem Wołosatego (wielkie meandry wokół Kiczery Łokieckiej, Dydiowskiej, Czereszni i Łysani) bardziej
rozległe są terasy niższe. W przełomie Wołosatego przez Pasmo Połonin są odcinki dna roz­
szerzonego z 2-4 terasami (Bereżki, Pszczeliny, Stuposiany) oraz zwężenia z terasami jedynie
najniższymi. Wysokości równowiekowych teras w obu dolinach są podobne, także w przełomach
utrzymują zbliżone wartości. Miąższość aluwiów jest jednak dużo większa w terasach Sanu
niż Wołosatego.
Ryc. 4. Schematyczny układ i budowa teras rzecznych w dolinie Sanu
Wzdłuż Sanu stopnie teras są najpełniej rozwinięte w Kotlinie Dźwiniacza, pomiędzy
Sokolikami Górskimi a Łokciem, gdzie dno doliny jest najszersze (do 200 m) a spadek rzeki
najmniejszy (3-5%o). Podobnie szerokie dno ze stopniami teras jest w rejonie d. wsi Beniowa
(11-18 km biegu rzeki). Ponadto niskie terasy zajmują dno doliny potoku Halicz w d. wsi Buko­
wiec i potoku Muczny w Mucznem. Obok terasy o wysokości 4-5 m najbardziej rozległa jest
wzdłuż Sanu równina terasy zalewowej. Jej wysokość zwiększa się z biegiem rzeki od 0,5 m
w Siankach do 1,5-2 m w Beniowej, osiągając w rejonie Łokcia nawet 2,5 m. Lokalnie jest
złożona z dwóch poziomów (1,5-3 m, 0,5-1,5 m) i osiąga szerokość do 60 m (Tarnawa Niżna).
W Kotlinie Dźwiniacza i w Beniowej dominuje poziom wyższy tej terasy, a w odcinkach przeło­
mowych poziom niższy. Jej początek sięga prawie źródeł rzeki w Przełęczy Użockiej, terasa wnika
również w dolne odcinki jej większych dopływów (Niedźwiedź, Sychłowaty, Halicz, Litmirz,
Czeremszanik, Muczny). Tak rozległa terasa zalewowa występuje w górach bardzo rzadko.
22
Ma powierzchnię niewyrównaną, wyraźne są na niej wały przykorytowe, obniżenia zawala,
łuki starorzeczy oraz rynny okresowych przepływów wód. Największa koncentracja tych form
występuje poniżej ujścia potoku Roztoki w Tarnawie Niżnej, gdzie terasa jest złożona z kilku
segmentów bocznego przyrostu aluwiów. Na terasie występują także formy antropogeniczne,
m.in. młynówki, studnie, wyrobiska.
Samo koryto Sanu jest dziś zwarte i na długich odcinkach kręte. Jego dno jest w przewadze
żwirowe, ale pospolicie występują w nim niskie progi skalne: pojedyncze lub zespołowe („berda”), zwłaszcza na odcinkach większego spadku rzeki. W korycie przeważa mieszany typ obcią­
żenia. Wskutek ujemnego obecnie bilansu rumowiska rzeka redeponuje w nim głównie starsze
ałuwia. Ładunek rumowiska rzecznego jest niewielki, gdyż polska część dorzecza jest od pół
wieku zadamiona i coraz bardziej zalesiona.
Podobny system teras rozciąga się wzdłuż Wołosatki od Przełęczy Beskid po Ustrzyki
Górne (Pękala 1966; Tokarski 1975; Haczewski i in. 2001). Jedynie terasa zalewowa jest tu
niższa (1-2 m) i znacznie węższa, prawie całe dno doliny zajmuje terasa o wysokości 4 m
z torfowiskami (m.in. „Wołosate”). W górnym biegu doliny (Wołosate) zachowały się obszernie
fragmenty wyższych teras. Wysokości względne teras lokalnie się wahają (Pękala 1966), gdyż
koryto rzeki jest niewyrównane (progi skalne, węzły stożków napływowych, bystrza).
2
Cechy aluwiów terasy zalewowej potencjalnie związane
z działalnością osadniczo-rolniczą
Zmiana uziarnienia aluwiów w pionowym profilu terasy
Terasa zalewowa Sanu odróżnia się od starszych teras odmiennym typem budujących ją alu­
wiów. Dominują w niej osady drobnoziarniste (pylasto-piaszczyste), natomiast tworzywem wszyst­
kich teras starszych sąosady gruboziarniste (żwirowo-piaszczyste). Różnica uziarnienia pokryw
Ryc. 4 jest tak wielka, że jednoznacznie identyfikuje terasę zalewową w całym systemie teras (Ryc. 4).
W żwirowych pokrywach teras plejstoceńskich i holoceńskich (wyższych od zalewo­
wej) materiał drobnoziarnisty występuje jedynie podrzędnie. Pokrywy tych teras różnią się
między sobą głównie składem petrograficznym żwirów i nierównym stopniem ich zwietrze­
nia (Haczewski i in. 1998,2001). Różnice te wytworzyły się postdepozycyjnie i są następstwem
wiekowej selekcji wietrzeniowo-odpomościowej. W aluwiach teras starszych maleje udział
otoczaków mniej odpornych, a przybywa wietrzeniowego piasku i gliny. W żwirach Sanu z okre­
sów zlodowacenia środkowo- i południowopolskiego brakuje nie tylko toczeńców łupkowych,
ale również mułowcowych. W obu tych pokrywach stwierdzono obecność wyłącznie otoczaków
piaskowcowych (głównie z oddziału otryckiego warstw krośnieńskich). W starszej dominują
otoczaki z najbardziej odpornych piaskowców średnioziamistych (55%), w młodszej przeważają
otoczaki z nieco mniej odpornych piaskowców gruboziarnistych (50%). Otoczaki ze średnioodpomych mułowców zachowały się dopiero w pokrywie z ostatniego okresu chłodnego oraz
w pokrywach młodszych, natomiast okruchy słabo odpornych łupków marglistych występują
tylko w pokrywach holoceńskich. Skład petrograficzny żwirów w pokrywach najmłodszych zmienia
się także wraz z lokalną dostawą materiału przez boczne potoki (np. poniżej ujścia Roztok
do Sanu, Rzeczycy do Wołosatego).
Struktura holoceńskich pokryw żwirowych jest mało zróżnicowana (Pękala 1966,
1997; Tokarski 1975). Zwykle ich część spągową zajmują żwiry średnie (32-64 mm) i duże
(>64 mm), o bezładnym ułożeniu. W środkowej części pokrywy występują poziomy najgrub­
szych otoczaków. Ku stropowi żwiry są coraz drobniejsze, ale wyraźniej warstwowane (np.
w rejonie Sokolików Górskich, Tarnawy Wyżnej, Wołosatego). Drobne żwiry i grube piaski są
w tych warstwach lepiej wysortowane, jednak materiał gruby dominuje w większości pokryw
aż do stropu. Najbardziej złożoną budowę ma pokrywa terasy 4-5 m: miejscami wzdłuż Wołosatki i Sanu żwiry późnoglacjalne są nadbudowane żwirami lub m adą piaszczysto-pylastą
z wczesnego holocenu (Pękala 1966; Ralska-Jasiewiczowa i Starkel 1975; Ralska-Jasiewiczowa 1980). Osady holoceńskie wypełniają tam starorzecza (Wołosate) lub obniżenia zawala,
grzebiąc powstałe już w nich torfowiska (Tarnawa Wyżna, Ustrzyki Górne).
24
Najstarsza zmiana uziamienia aluwiów jest widoczna dopiero w pokrywie terasy nadzalewowej (3^4 m), zdeponowanej prawdopodobnie w okresie subborealnym-wczesnoatlantyckim
(Haczewski i in. 1998). W Sokolikach Górskich na jej grubych żwirach zalega warstwa piaszczysto-pylastej mady (ok. 20% miąższości pokrywy). Jest to pojedyncze wystąpienie tak miąższej
mady w profilu tej terasy, gdyż na pozostałej długości jest ona żwirowa. Akumulacji mady mogły
tu sprzyjać korzystne warunki depozycji (mniejszy spadek koryta poniżej wylotu z przełomu pod
KiczerąSokolicką). Może ona sygnalizować ówczesny wzrost koncentracji materiału drobnego
w wezbraniowym ładunku rzeki. Jest również możliwe, że mada ta jest późniejszą nadbudową
żwirów, gdyż rozdziela je bruk z grubych otoczaków.
Zdecydowanie drobnoziarnista jest pokrywa terasy zalewowej (1-3 m). Budowa tej po­
krywy jest przeważnie dwuwarstwowa, dolną warstwę budują żwiry, a górną piaszczysto-pylasta mada (Fot. 3). M ada zajmuje zwykle 70-80% miąższości pokrywy, lokalnie nawet
jej całość, zalegając wówczas bezpośrednio na fliszowym cokole terasy. Przejście żwirów
w nadległą madę jest ostre, zwykle normalne, jedynie lokalnie ich kontakt jest erozyjny
(Kukulak 1998b, 2000c). Powierzchnia ich kontaktu jest nierówna. Istotną cechą mady Sanu
jest mała różnica uziam ienia jej osadów korytowych i pozakorytowych w poprzecznych prze­
krojach terasy. Warstwa mady Sanu ma miąższość od 0,4-0,6 m w rejonie Przełęczy Użockiej,
1,2-2,0 m w Beniowej i Tarnawie Wyżnej, do prawie 2,5 m koło Dźwiniacza i Łokcia. Znacznie
cieńszą tworzy ona pokrywę wzdłuż Wołosatki (do 1,2 m) i Wołosatego (lm ).
Otoczaki pod w arstw ą mady są średniej wielkości (przeciętnie 16-32 mm), o składzie
petrograficznym bardziej zbliżonym do teras wyższych (3-4 m, 4-5 m) niż do współczesnych
odsypów korytowych. M ożna sądzić, że głównym źródłem ich pochodzenia były aluwia
starsze. Także lepsze ich obtoczenie może wynikać z powtórnego transportu rzecznego. Nie
można jednak wykluczyć, że lokalnie są one żwirami nie rozciętej do spągu pokrywy starszej.
Uziamienie mady Sanu jest w profilach pionowych makroskopowo słabo zróżnicowane,
jakkolwiek widoczna jest jej dwudzielność, podkreślona nierówną odpornością osadów na ero­
zję rzeki. Dolna część mady jest bardziej drobnoziarnista, o zaznaczającym się warstwowaniu
poziomym, ma niewielką miąższość (0,3-0,5 m) i jest wolniej denudowana (Fot. 4). Środkowa
i górna część mady ma bardziej jednorodny skład mechaniczny, jest bezstrukturalna i szybciej
ulega denudacji. Pomimo dużo większej miąższości nie daje się już makroskopowo rozdzielić
na mniejsze jednostki sedymentacyjne. Jedynie lokalnie cienkie wkładki materiału roślinnego
lub pojedyncze soczewki grubszego piasku podkreślają poziome ułożenie osadów. W górnej
części mady (do głębokości 0,5 m) struktury sedymentacyjne są całkowicie nieczytelne.
Homogenizację tej części mady mogła jednak spowodować późniejsza działalność wietrzenia
mrozowego i chemicznego, korzenie roślin i procesy glebotwórcze oraz filtracja wód, tak jak
w madach innych rejonów Polski (Rachocki 1974; Antczak 1978; Teisseyre 1984,1988).
Bardziej złożoną budowę mają aluwia w terasie zalewowej Wołosatki i Wołosatego. Ich
skład jest bardziej gruboziarnisty, ale przestrzennie zmienny. Wzdłuż rzeki występują odcinki
w całości żwirowe lub piaszczyste, względnie złożone z przewarstwień obu tych frakcji (Ustrzyki
Górne, Bereżki). Wzdłuż Wołosatki pokrywa jest głównie żwirowa, cienko (0,1-0,25 cm) nadbu­
dowana osadem drobniejszym. Tylko na krótkich odcinkach mada mułowo-piaszczysta ma ponad
30 cm miąższości (Wołosate), ale i tam jest przewarstwiona żwirami lub przykryta żwirowym
brukiem (Ryc. 5). Kontakt każdej warstwy żwirów z wcześniej zdeponowanymi piaskami jest
erozyjny, z widocznymi nierównościami ich redukowanej powierzchni. Ułożenie otoczaków
w poszczególnych przewarstwieniach wykazuje imbrykację (Fot. 5). W podcięciach mady odsła-
25
F o t.3
Fot. 4
Ryc. 5
Fot. 5
Rye. 5. Budowa pokrywy terasy zalewowej Sanu i Wołosatki-Wołosatego (numeracja miejsc profilowanych
jak w Ryc. 2)
niają się lokalnie kopalne rynny oraz erozyjne ścięcia, osady wypełniające rynny są drobniejsze
Fot. 6 i wyraźnie warstwowane (Fot. 6).
Laboratoryjne analizy uziamienia mady Sanu wykazały, że jej makroskopowajednorodność jest tylko pozorna, bowiem w profilach pionowych i podłużnych stwierdza się znaczne
Ryc. 6 ,7 wahania jej składu mechanicznego (Ryc. 6, 7). Nawet w pojedynczych profilach pionowych
wahania udziału poszczególnych frakcji sięgają40%, ale najbardziej interesująca jest sama rytmi­
ka tych wahań i zmieniająca się lokalnie tendencja uziamienia całej warstwy mady. Krzywe
kumulacyjne uziam ienia m ają bardziej wyrównany i skupiony przebieg w madzie Sanu niż
Ryc. 6 w madzie Wołosatki-Wołosatego (Ryc. 6). Niewyraźne są na nich odcinki różnicujące rodzaj
transportu materiału (wleczenie i toczenie, saltacja, unoszenie). Załamania krzywych występują
głównie na pograniczu frakcji piaszczystej z pyłową, bowiem taka wielkość ziam dominuje
w próbkach osadów we wszystkich profilach mady Sanu. O rozbieżności lub skupieniu krzy­
wych kumulacyjnych w dolnych odcinkach decyduje głównie udział piasku w masie próbek.
Ryc. 6 Duże skupienie tych krzywych w profilu Beniowa-a (Ryc. 6 ) dowodzi małego zróżnicowania
frakcji osadu w całej warstwie mady. Liczne załamania krzywych w Ustrzykach G óm ych-g
i Bereżkach-h są natomiast konsekwencją dużych wahań uziamienia mady w tych profilach.
Z analiz granulom etrycznych mady wynika, że podstawowym jej tworzywem są
Fot. 7 , 8 muły i piaski (Fot. 7, 8). Udział frakcji mułowej waha się w przedziale 40-90% , a piaskowej
30-60% , natomiast ił stanowi tylko ich domieszkę (do 22%). Mada Sanu w większości profilów
26
Procent skumulowany
Próbki z
glęb. (m)
............... 0,2
------------0,35
------------0,55
------------ 0,75
--------- 1,0
--------- 1,2
------------1,4
Procent skumulowany
Próbki z
glęb. (m)
............... 0,25
------------0,45
------------0,75
----------1,0
------------ 1,15
------------ 1,3
----------1,6
------------ 1,7
%
ŁOKIEĆ - f
Procent skumulowany
--+2
95-
Próbki z
glęb. (m)
84- - +1(E
U
))
U
=3
............... 0,3
------------- 0,6
5 0 -|-0 $
--------- 1,0
~o
to
------------ 1,3
O
--------------1,6
CC
------------ 1,9
b- 2
----------2,1
------------ 2,3
$
0
1“
1 ----------- i- -------- 1----------- I----------- 1----------- 1----------- 1-----------
+1
+2
+3
+4
+5
+6
+7
+8
+9
27
Próbki z
głęb. (m)
.......... 0,2
0,35
-------------
i
+1
0
t
%
i
+2
i
+3
I
+5
r
+4
I
+6
I
+7
-------------
0,5
-------------
0,75
--------
1,0
—
1,2
—
I
+8
B E R E Ż K I-h
- - +3
>>
c
CD
--+ 2
$
_o
03
1 </)
=3
D
03
E
50-
w
c:
CD
O
O
-
__
Próbki z
głęb. (m)
n CD
0 “O
03
32
16-. _
_11 oN a:
...........
0,2
---------
0,6
-----------0,8
---------1,0
--2
/
-------------
/
/
--3
l
-------------
I
+1
I
+2
I
+3
I
+4
I
+5
I
+6
I
+7
1,3
1,4
l
+8
+9
Średnica ziarn (phi)
Ryc. 6. Krzywe kumulacyjne uziamienia mady Sanu (Beniowa-a, Tarnawa N.-c, Łokieć-f) i Wołosatego
(Ustrzyki G.-g, Bereżki-h). Numeracja miejsc profolowanych jak w Ryc. 2
jest bardziej drobnoziarnista w części spągowej (20-35 cm jej początkowej miąższości)
niż w stopowej (30-50 cm miąższości). Udział frakcji mułowej i iłowej przekracza w dolnej
części mady połowę jej składu (profile Tarnawa Wyżna-c, Łokieć-f). Osady są jednak słabo
i bardzo słabo wysortowane (a =1,5-2,5), średnia średnica ziarn (Mz) waha się w przedziale
3,6-6,0 phi, a ich skośność ma wartości w poszczególnych próbkach zarówno dodatnie
(Sk,= 0,08-0,32), jak i ujemne (Sk = -0,14-32). W górę profili wzrasta wahadłowo udział
frakcji piaszczystej, która przeważa w górnej połowie pokrywy (do 64% w profilu Tarnawa
Wyżna-c). Wahadłowy rytm uziamienia osadów wynika z cyklicznych przewarstwień piasku
mułkami, których udział w wyższych poziomach mady stopniowo maleje. W większości
28
/.
(m )
ui
i
i
i
i
3U
i
i
i
70 i
i
IU
i
0
0
2
4
0
2
4
10 % 20
I__I__I__I__I
6
0
10 % 20
I I I I I I I I 1 ł" 1" 1" 1
4
6
4 -
(/)
D
0
10 % 20
I__I__I__I__I
3
i /
Ł
uziarnienie
------/
2
7 _ .~
B
—
/ =
3
—
1------ I 5 I----- 16 IU > I 7
Rye. 7. Skład granulometryczny i wskaźniki uziamienia mady Sanu (Beniowa - a, Tarnawa W. - c, Łokieć f) i Wołosatego (Ustrzyki Górne - g, Bereżki - h). Profil mady: A - poziom gleby, B - aluwia drob­
noziarniste, C - warstwa datowanych szczątków drzew, D - próbki datowanych osadów. Frakcje:
1 - piaszczysta, 2 - mułowa, 3 - iłowa. Wskaźniki uziamienia wg Folka i Warda (1957): 4 - skośności
(Sk^, 5 - odchylenia standardowego (a ^ , 6 - średniej średnic (Mz). Udział substancji roślinnej:
7 - krzywa strat prażenia
próbek ze środkowych odcinków profilów stopień wysortowania osadów (a,) zmniejsza się,
a wzrasta średnia średnica ziam (Mz). Osady w górnej części pokrywy są gorzej wysortowane
mechanicznie (o,= 2,1-2,5), maleje średnia średnica ich ziam (Mz=4.0-4,7 phi) i mają dodatnią
skośność (Sk,= 0,29-0,74). Sugeruje to dużą zmienność dynamiki rzeki w całym cyklu akumulacji
mady, z tendencjąnarastającąw kolejnych fazach jej przyrostu pionowego i poziomego.
30
Rye. 8. Przekrój poprzeczny terasy zalewowej Sanu w Tarnawie Niżnej (S): A - wewnętrzna budowa terasy;
B - uziamienie mady w jej profilach pionowych
Uziamienie mady ma w większości profilów sekwencję odwróconą, z ziarnem gru­
biejącym ku stropowi (Ryc. 7). Jedynie pojedyncze profile, zwłaszcza wzdłuż Wołosatego Ryc. 7
(np. Ustrzyki Góme-g), mająnormalnąsekwencję uziamienia, ze wzrostem udziału frakcji drob­
niejszych ku górze. Odcinki profili o przewadze osadów drobnoziarnistych wyróżniają się
wizualnie w iększym oklejeniem osadów, ciem nopopielatym zabarwieniem oraz gęstą
siecią pionowych szczelin kontrakcyjnych. W Ustrzykach Gómych-g udział frakcji pylastej
zwiększa się od 44% w spągu mady do 69-73% w stropie, natomiast maleje w tym kierunku
udział frakcji piaszczystej (od 54-56% do 22-27%). Podobnie jak w profilach o sekwecji odwró­
conej zmiany udziału obu tych frakcji mają w pionie zmienność wahadłową. Relacje wskaźników
średniej średnicy ziam (Mz), wysortowania (o,) i skośności (Sk,) są w profilach mady Wołosate­
go nawet bardziej zmienne niż wzdłuż Sanu, co można by uznać za efekt większych wahań siły
transportowej rzeki lub nierównomiernej depozycji aluwiów w strefie pozakorytowej (Mycielska-Dowgiałło 1978,1980,1995; Racinowski i Szczypek 1985; Gradziński i in. 1986; Kalicki
199 lb , 1996; Gębica 1995; Sokołowski 1995).
Uziamienie mady zmienia się także w poprzecznych przekrojach terasy. W zakolu Sanu
w Tarnawie Wyżnej, na długości zaledwie 400 m (koło słupa granicznego nr 288) występuje
nie tylko różna pionowa gradacja uziamienia osadów (normalna, odwrócona), ale niepewna
jest także korelacja jednostek sedymentacyjnych. Może to świadczyć m.in. o braku stabilności
położenia lub głębokości koryta Sanu w okresie formowania tej pokrywy (Mycielska-Dowgiałło
1969,1972; Florek i in. 1990; Kalicki 1996). Lateralne wahania uziamienia osadów pozakorytowych nawiązują tu prawdopodobnie do zmieniającej się odległości miejsca ich depozycji
względem oddalającego się koryta. Zwykle osady drobnieją wraz z tą odległością (Allen 1965;
Lewin 1978; Zwoliński 1985;Teisseyre 1985; Wyżga 2001). Bardziej regulamąbudowę ma terasa
Sanu w przekroju poprzecznym w Tarnawie Niżnej (przy słupie granicznym nr 294) - (Ryc. 8). Ryc. 8
31
W profilach z sond wiertniczych (1-4) zaznacza się większa piaszczystość mady w strefie przykorytowej oraz częstsze wahania jej uziamienia w strefie zawala i obniżenia podstokowego. Słaba
jest jednak pozioma korelacja uziamienia aluwiów w całym jej przekroju.
W zestawieniu wszystkich profilów mady stałą cechąjest jedynie rytmika jej uziamie­
nia, natomiast korelacja poszczególnych odcinków pionowego przyrostu wydaje się być w nich
niemożliwa. Brak w nich bowiem choćby jednego charakterystycznego poziomu korelacyjnego.
Wykształceniu się takich poziomów na dłuższym odcinku terasy nie sprzyjał zapewne sam
mechanizm formowania się pokrywy. Następstwem migracji koryta jest erozja jednych brze­
gów i większe przyrosty boczne aluwiów przy brzegach przeciwległych, a także zmiana poło­
żenia wałów brzegowych na równinach zalewowych, rozrost zawala i zmiana warunków prze­
pływu wód powodziowych. W konsekwencji w różnych miejscach strefy pozakorytowej może
następować depozycja osadów już o nieco innych niż uprzednio formach i uziamieniu (Leopold
i in. 1964; Allen 1965; Kostrzewski 1970,1984; Mycielska-Dowgiałło 1972,1980; Gradziński
1973; Kozarski i Rotnicki 1977; Starkel 1977a, 1981,1995a; Teisseyre 1985,1988; BaumgartKotarba 1991; Zieliński 1998).
Nagromadzenia szczątków drzew w spągu mady
Szczątki drzew nagromadzone obficie wzdłuż kontaktu żwirów i drobnoziarnistej mady
tworzą warstwę o stałej pozycji w profilu pokrywy. Występują w niej fragmenty drzew o różnej
Fot. 9,10 wielkości: od pni, gałęzi, liści, okruchów kory po owoce i nasiona (Fot. 9 , 10). Warstwa szcząt­
ków występuje powszechnie, ma miąższość od 0,1 m do 0,5 m, co pozwala jąuznać za główny
poziom biogeniczny w całym profilu pokrywy, reperowy i użyteczny dla badań wieku mady
(Kukulak 1998a, 2000a, 2003a). Ma ona zasadnicze znaczenie dla interpretacji przemian środo­
wiska doliny, gdyż określa nie tylko początek akumulacji drewna w aluwiach, ale i zmianę
typu akumulowanych osadów mineralnych ze żwirowych na drobnoziarniste. Reperowa war­
stwa szczątków należy genetycznie do mady, co przejawia w drobnym uziamieniu osadów
mineralnych towarzyszących szczątkom oraz w stopniowym przejściu warstwy z drewnem
w nadległe osady mineralne. Z niżej leżącymi żwirami ma kontakt ostry, jedynie w miejscach
wystąpień pni granica jest mniej wyraźna, gdyż niektóre pnie są pogrzebane również żwirami.
W wyższej części mady szczątki drewna występują podrzędnie, większość z nich jest bardzo
drobna i rozproszona w osadach mineralnych, stąd makroskopowo słabo widoczna. Liczniejsze
ich skupienia występujątu jedynie w kopalnych korytach.
Poziom biogeniczny ma dość jednorodny rodzaj szczątków. W zdłuż koryta Sanu
(Beniowa, Tarnawa Niżna) dominują w nim fragmenty drzew (do 95% objętości), których uzu­
pełnieniem jest materiał trawiasty i krzewinkowy (ok. 4%), oraz huba, okruchy torfu, sklerocje
grzybów, szczątki owadów i zwierząt (łącznie do 1%). Proporcje rodzaju szczątków zmieniają
się przestrzennie w małym zakresie (do 20%), większe są w bocznych dolinach (Czeremszanik,
Litmirz) niż z biegiem Sanu. Częste i większe zmiany lokalne występują natomiast w skła­
dzie samych szczątków drzew. W Tarnawie Niżnej na odcinku 1 km wzdłuż Sanu (4 stano­
wiska pomiarowe o długości 1 m i szerokości 0,25 m każde) zdecydowaną przewagę mającienRyc. 9 kie gałęzie i korzenie drzew (ok. 65% objętości biomasy) - (Ryc. 9). Udział tego rodzaju szcząt­
ków przeważa w każdym z odsłonięć poziomu reperowego, zarówno wzdłuż Sanu jak i Wołosatki-Wołosatego. Zmienia się natomiast w szerokim zakresie udział pozostałych części drzew, zwłasz-
32
cza pni i grubych gałęzi (0-40% ) oraz liści i szyszek (10-50% ). W składzie szczątków zwra­
ca uwagę duża ilość kory drzewnej i odciętych wierzchołków drzew. Objętościowy udział
poszczególnych składników drzew w budowie poziomu biogenicznego zależy bardziej od
rozmiarów szczątków niż od ich ilości.
Reperowy poziom szczątków jest najczęściej pojedynczą warstwą, rzadziej wiązką war­
stewek lub ciągiem soczewek. Lokalnie w tym poziomie są także nagromadzenia rynnowe
lub gniazdowe materiału roślinnego. Większe fragmenty drzew tworzą zwykle jedną warstwę
o dużej miąższości i zwartości, drobniejsze zalegają w 2-5 warstwach cienkich, ale lateralnie
bardziej rozległych. Grube subfosylne pnie zalegają zwykle w płytkich paleorynnach ero­
zyjnych wyciętych w żwirach (Beniowa) lub w osadach facji korytowej na łukach kopalnego
koryta (Tarnawa Niżna). Występują one pojedynczo (Sianki, Sokoliki, Bereżki) lub gromadnie
(Tarnawa Niżna, Wołosate, Ustrzyki Górne). Są one pogrzebane w piasku i drobnym żwirze,
niektóre pnie są całkowicie zasypane żwirem (Bukowiec, Tarnawa Niżna). Drzewa z korzeniami
lub systemem gałęzi sąpogrzebane zwykle pojedynczo w osadach gruboziarnistych, niewysortowanych, natomiast pnie bez rozgałęzień w osadach drobniejszych i częściej zespołowo. Drob­
niejsze szczątki drzew (gałęzie, liście) zalegająna bardziej płaskich fragmentach kopalnego dna
rzeki, wyłącznie w osadach piaszczysto-pylastych. W każdym nagromadzeniu pni jest widoczna
podobna orientacja ich ułożenia.
Ryc. 9. Rodzaj szczątków drzew w spągu mady Sanu w Tarnawie Niżnej
33
Na przeważającej długości terasy poziom reperowy szczątków zalega powyżej dna
koryta, zwykle w poziomie średniego lustra wody. Na odcinkach o małym spadku rzeki, gdzie
głębokość koryt jest najmniejsza, poziom organiczny zalega najniżej (Beniowa, Łokieć).
W tych miejscach występuje równocześnie największe zróżnicowanie form depozycji szczątków
(wiązki wastewek, faliste soczewki, włożenia rynnowe, gniazda). Ciągłą warstwą występuje na
odcinkach rzeki o spadku mniejszym od2%0 (San)-4%o (Wołosaty), osiągając największą miąż­
szość na odcinkach łagodnego i krętego biegu rzeki. Przy wzrastającym spadku koryta poziom
organiczny się wyklinowuje, analogicznie jak drobnoziarnisty typ nadległej mady jest stopniowo
zastępowany przez aluwia piaszczysto-żwirowe (terasa Wołosatego, Rzeczycy). Wahania rozcią­
głości poziomu organicznego mogą być pierwotne lub wynikać z małej zgodności biegu i głębo­
kości dawnego korytem z obecnym.
Subfosylne szczątki drzew przetrwały do dziś w różnym stanie, od prawie świeżych,
po wyraźnie zbutwiałe lub z dużymi ubytkami na powierzchni. Wśród szczątków grubszych
najlepiej zachowały się korzenie drzew oraz gałęzie świerków i jodeł, które są w większości
pozbawione kory, ale utrzymały pierwotną twardość, sprężystość i jasne zabarwienie. Dużo
gorzej są zachowane fragmenty drzew liściastych, zwłaszcza olszy i wierzby. Zwiększyła
się ich kruchość, pociemniała barwa, wzrosło nasycenie w odą i nastąpił większy rozkład
tkanek. Większość z nich zachowała jednak korę. Największy kontrast zachowania m ają liście.
Trwalsze są liście buczyny, które w miąższych skupieniach zachowały nawet brązowe barwy
i pełne powierzchnie. Liście innych drzew m ająblaszki silnie zniszczone, co zwykle uniemoż­
liwia ich identyfikację taksonomiczną. Wśród gatunków szpilkowych lepiej zachowały się
igły jałowca, słabiej świerka i jodły. Stanowiąone jednak mały odsetek masy liściastej pozio­
mu reperowego szczątków i występują w oddzielnych skupieniach. Stan zachowania drob­
nych szczątków może być częściowo odziedziczony z okresu sprzed włączenia do transportu
rzecznego i pogrzebania osadem.
Nierówny jest również stan zachowania subfosylnych pni. Część z nich posiada jeszcze
warstwę bielastą pomimo dużych ubytków kory. Zabarwienie drewna jest w nich ciemniejsze
tylko w strefie słojów zewnętrznych, jako skutek reakcji pomiędzy rozpuszczonymi w wodzie
związkami żelaza a występującą w drewnie taniną (Kuc i Krąpiec 1994). Lokalnie występują
jednak pnie zbutwiałe, utrzymujące jeszcze wewnętrzną strukturę. Ich drewno jest ciemniejsze,
lżejsze i bardziej miękkie. Gorszy stan zachowania tych pni wynika zapewne z okresowego zale­
gania powyżej zwierciadła wód gruntowych, co umożliwiło rozkład celulozy przez bakterie
i grzyby (Noack i Schwab 1983) lub z ich częściowego zbutwienia jeszcze przed pogrzebaniem
w aluwiach. Makroskopowe szczątki drzew są generalnie lepiej zachowane w poziomie reperowym niż w wyższej części mady. Zapewne sprzyjały temu korzystniejsze warunki tego miejsca
(głębsze pogrzebanie, dłuższe zaleganie w strefie saturacji). Stopień ich fosylizacji jest jednak
słaby, są impregnowane głównie związkami żelaza, makroskopowo bez śladów uwęglenia.
Ferytyzacjajest wyraźniejsza w tych szczątkach, które zalegająw gruboziarnistych osadach mine­
ralnych. Powłoki żelaziste są częstsze w drobnych okruchach drzew.
W poszczególnych odcinkach poziomu reperowego zaznacza się częściowe wysortowanie szczątków drzew. Na krótkich odcinkach badanego poziomu są nagromadzone szczątki
0 podobnym kształcie, wielkości i wadze, które przeważają ilościowo w masie materiału drzew­
nego. W wielu miejscach zalegają szczątki o najbliższych sobie klasach wielkości (frakcji). Pod
tym względem materiał drzewny jest najlepiej wysortowany na odcinkach koryta krętego
1 o małym spadku (do 4%o) oraz zdeponowany w drobnych osadach m ineralnych (rejon
34
Beniowej, Tarnawy Niżnej i Łokcia). Na tych odcinkach subfosylne gałęzie sąpodobne wielkościowo, w dodatku ich ułożenie jest imbrykacyjne, a udział szczątków o innych rozmiarach jest
podrzędny. W odsypach meandrowych Sanu w Dźwiniaczu Górnym występuje odcinek
o dominacji materiału liściastego. Subfosylnym pniom w Tarnawie Niżnej również nie towarzy­
szy dużo szczątków drobnych (Kukulak 2002b). Sortowanie szczątków drzew przez wodę mogło
zatem następować już podczas ich transportu, a ostatecznie w czasie depozycji, tak jak wykazano
to na przykładach pogrzebanych pni i gałęzi w aluwiach innych rzek (Środoń 1965; Rachocki
1974; Florek 1978; Alexandrowicz i in 1981; Kalicki i Krąpiec 1991; Klimek 1987b, 1989;
Starkel 1995a; Pićgay i Gumell 1997; Kaczka 1999; Gumell i in. 2000).
Rozmiary szczątków roślinnych są wszędzie większe niż towarzyszące im ziarna osadów
mineralnych. Krzywe kumulacyjne rozmiarów (frakcji) szczątków są równoległe do krzywych
uziam ienia okruchów mineralnych, jakkolwiek odległość pomiędzy nimi wynosi kilka klas
(Rye. 1 0). Dysproporcja ich rozmiarów wynika z nierównej gęstości, a tym samym i ciężaru obu R yc.
tych składników (Środoń 1952; Starkel 1965; Alexandrowicz 1987; Cabaj, Pelc 1991; Cabaj
1993; Kukulak 2002b). Większy rozmiar szczątków jest kompensowany mniejszą gęstością
ich tworzywa niż okruchów mineralnych.
WOŁOSATY (BEREŻKI - h)
średnica okruchów (phi)
-------------- detrytus drzewny i zielny
--------------piaski i pyty
® (D ©
osady z głębokości: A - 1 , 5 m , B-1,1 m, C - 0 , 8 m
Ryc. 10. Krzywe kumulacyjne frakcji szczątków roślinnych i towarzyszących im osadów mineralnych
(Bereżki - h)
O powstaniu lokalnych różnic w ilości, rozmiarach i wysortowaniu szczątków mogły
decydować hydrauliczne warunki koryta lub równi zalewowych Sanu podczas ich sedymenta­
cji. W miejscach o malejącej sile przepływu wód następowała depozycja coraz drobniejszego
materiału mineralnego, w którym gromadziło się również dużo składników roślinnych. Jest
interesujące, że w jednej próbce osadów mineralnych, w coraz drobniejszych przedziałach
ich uziamienia, jest coraz więcej detrytusu roślinnego Przepływ powodziowy rzeki miał na od-
35
10
cinkach większego spadku koryta intensywniejszą turbulencję, która mogła utrudniać jego
podzielność na warstwy odmiennie transportujące osad (Klimek 1974a,b; Froehlich 1975,1982;
Teisseyre 1988). Sortowanie materiału roślinnego i mineralnego pozostało w tych miejscach
niepełne. Pogrzebanie pni, w przypadku ich nierównoległego ułożenia do nurtu, odbywało się
w warunkach zaburzonego przepływu wody przez te pnie, co powodowało także zaburzenia
w akumulacji rumowiska w ich sąsiedztwie. Takie pnie są częściej zasypane żwirami od strony
doprądowej, rzadziej obustronnie.
Udział szczątków drzew jest nierówny w profilu pionowym mady. Tuż nad bogatym
w drewno poziomem reperowym (70-80% wagowych) zawartość szczątków gwałtownie
maleje (do 3%), by w górnej połowie profili ponownie się zwiększyć (do 11 %). Ponadto szczątki
drzew nad poziomem reperowym są drobniejsze. Ich domieszka w osadach mineralnych,
Ryc. 7 obliczona dla frakcji >1 mm, waha się w przedziale 3-11% (Ryc. 7). Większa koncentracja
szczątków w tej części profili występuje zwykle na głębokości 1-0,5 m (10,9% w Łokciu,
7,7% w Beniowej). W profilu mady Wołosatego, o bardziej zmiennym uziamieniu, ilość
materiału roślinnego we wszystkich próbach jest mniejsza i nie wykazuje dużych wahań (Bereżki
3,3-5,6%).
Budowa i formy skupień szczątków w poziomie reperowym są naturalnym odzwierciedle­
niem ówczesnych warunków sedymentacji, natomiast interesujący jest fakt tak obfitej dosta­
wy szczątków do koryt i ich wzmożona akumulacja. W starszych aluwiach drewna występują
sporadycznie, także powyżej reperowego poziomu szczątków zdecydowanie maleje ich kon­
centracja. Sugeruje to wystąpienie w przeszłości okresu, w którym przy sprzyjających warun­
kach sedymentacji w korycie musiała występować wyjątkowo obfita dostawa szczątków. Wskaź­
nikami tego mogą być ślady sztucznej obróbki pni w tym poziomie. Pojedyncze pnie w Beniowej,
Tarnawie Niżnej, Wołosatem i Ustrzykach Górnych m ają klinowe nacięcia siekierą lub są
przecięte piłą ręczną. Osobliwa jest tam również obecność obciętych wierzchołków drzew
i ciosanych pali. Wśród drobniejszych szczątków w ystępująw Sokolikach i Beniowej obcięte
Fot. 11 gałęzie (Fot. 11) oraz różnej wielkości wióry drewna. W Siankach w spągu mady odsłania się
Fot. 12 strugana i obcięta deska, z wierconymi otworami (zapewne przedmiot gospodarski) - (Fot. 12).
W erozyjnych rozcięciach terasy zalewowej, sięgających prawie poziomu reperowego szczątków,
odsłaniają się także sztuczne budowle z pni. W Łokciu i w Dźwiniaczu Górnym zachowały się
w trzech m iejscach (na głębokości l,5 -2 ,5 m ) um ocnienia brodu przez San z faszyny
Fot. 13,14i ułożonych szeregowo pni świerkowych ojednakowej grubości (Fot. 13,14). W korycie Halicza
w Bukowcu przetrwał jeszcze fragment przegrody koryta zbitej z grubych pni.
Różnice składu taksonomicznego subfosylnych szczątków drzew
i obecnego drzewostanu
Makroskopowe szczątki drzew z poziomu reperowego mady Sanu oznaczono taksonoRyc. 2 micznie w 14 próbkach (Ryc. 2). Skład gatunkowy szczątków w większości próbek (12)
Tab. 1 nie różni się zasadniczo między sobą (Tab. 1). W pięciu próbkach (VII, XI, XII, XIII, XV)
występuje równowaga ilościowa szczątków drzew szpilkowych i liściastych, w pięciu (IX, X,
XVI, XIX, XX) zaznacza się niewielka przewaga drzew liściastych, a w pozostałych czterech
(VIII, XIV, XVII, XVIII) przeważają drzewa szpilkowe.
36
Tab. 1. Taksonomia szczątków drzew i krzewów ze spągowej części mady Sanu
Stanowiska analiz
Udział
w ll OŚCI
szcz^ tków
XVII
XVIII
Łokieć
Łokieć
Czeresznia
Smolnik
Muczne
12
225
33,4
7
7
5
12
7
4
-
-
3
59
8,8
7
1,0
2
2
1
9
-
5
-
44
6,5
2
0,3
Alnus sp.
Olsza
F a g u s s ilv a t.
Buk
zwycz.
1
Q u e r c u s sp.
Dąb
6
S a lix sp.
Wierzba
1
A c e r sp.
Klon
32
2
8
7
56
-
1
6
6
15
2
7
i
-
P ic e a /L a r ix
J u n ip e r u s
c o m m u n is
Jodła
posp.
Świerk
posp.
Świerk/
Modrzew
14
5
1
i
25
-
-
2
3
18
24
18
5
4
25
%
i
3
6
4
14
3
5
5
4
101
15,0
4
5
-
2
1
2
2
2
-
41
6,1
10
7
15
6
29
9
8
2
-
172
25,5
1
0,1
10
1,5
6
0,9
6
0,9
674
100
n
(sztuk)
Malina/
jeżyna
i
Jałowiec
pospolity
-
S a m b u c u s sp.
Bez dziki
T a x u s b a c c a ta
Cis
pospolity
Łącznie:
Szt.
(sztuk)
Krzewy:
R u b u s sp.
-
1
Szpilkowe:
P ic e a a b ie s
X
X
(sztuk)
Liściaste:
A b ie s a lb a
XIX
XVI
Tarnawa N.
u
>
X
Tarnawa N.
-
>
X
Tarnawa N.
6
X
Tarnawa W.
50
x
Sokoliki G.
3
X
Sokoliki G.
9
X
Beniowa
6
VIII
17
X
Beniowa
>
Sianki
Polska nazwa taksonu
Łacińska nazwa taksonu
(nun[leracja jak w Fig. 2)
-
-
-
3
6
2
1
-
-
-
4
2
i
-
Także w ujęciu przestrzennym nie zaznaczają się wyraźniejsze różnice ich składu. Zdecy­
dowana przewaga szczątków drzew szpilkowych występuje jedynie w próbkach z Beniowej (VIII)
i Czereszni (XVIII). Wśród szczątków drzew liściastych dominującym ilościowo taksonem jest
olsza (aż 1/3 wszystkich oznaczonych szczątków). Najwięcej szczątków olszy występuje w rejo­
nie Łokcia (45%) i Sianek (41%). Tylko w Tarnawie Niżnej (XV) stwierdzono przewagę buka
(43%), a w Beniowej (IX) wierzby. Zwraca uwagę duży udział szczątków dębu w Siankach (VII),
gdzie ten gatunek prawdopodobnie nigdy nie występował (Zarzycki 1963). Lasy dębowe znajdująsię obecnie dopiero w odległości ok. 40 km na południe od Przełęczy Użockiej. Wśród szcząt­
ków drzew szpilkowych przewagę ma świerk (łącznie aż 1/3 ogółu szczątków), który zdecydo­
wanie dominuje w rejonie Beniowej - Sianek (do 72%) i Czereszni (62%). Dużo go również
w próbkach z Tarnawy Niżnej (do 42%o), jedynie koło Smolnika przewagę ma jodła (20%). Intere­
sujący jest tak duży udział szczątków świerka na całej długości doliny, dodatkowo w poziomie
reperowym częste są szyszki z tego drzewa. Duży jest także udział jodły - łącznie 15% (w Cze-
37
reszni nawet 31%, w Tarnawie Wyżnej 22%, a w Mucznem 21%). Wśród szczątków krzewów
najwięcej jest jałowca, lokalnie występuje również cis pospolity i dziki bez.
Skład subfosylnych szczątków drzew różni się znacznie od składu lasów Bieszczadów
Tab. 2 Wysokich z końca lat 50-tych XX w. (Tab. 2). Badana część dorzecza Sanu należała wówczas
do Nadleśnictw Państwowych: Stuposiany i Tarnawa Niżna (Zarzycki 1963). Do 1973 r. nie
było jeszcze Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Największe różnice dotyczą udziału buka
i olszy. Gałązek z olszy jest prawie trzykrotnie więcej (sztuk), natomiast buka sześciokrotnie
mniej niż wynosi udział tych drzew w obecnym drzewostanie. Zdecydowanie więcej jest szcząt­
ków świerkowych, przewagę ma też jodła. Brakuje wśród pogrzebanych szczątków wielu
gatunków obecnie występujących (m.in. brzozy, lipy, jesionu). Brak ten może wynikać z niewy­
starczającej jeszcze ilości przebadanych szczątków, gorszego zachowania się w aluwiach
drewna tych drzew, a być może również z mniejszej niż dziś ich liczebności w dawnym drzewo­
stanie. Gatunki te były już obecne w szacie leśnej Bieszczadów przed kolonizacją średniowiecz­
ną, dowodzą tego ich pyłki w diagramach z torfowisk nad Sanem (Marek i Pałczyński 1962;
Ralska-Jasiewiczowa 1972,1980,1989). Ich nasiona i owoce występujątakże w osadach wypeł­
niających dawne zbiorniki korytowe.
Tab. 2. Skład taksonomiczny szczątków drzew ze spągu mady Sanu na tle składu gatunkowego lasów
Bieszczadów Zachodnich w końcu lat 50-tych XX w. (w %) - (wg danych rzeszowskiego Okręgu
Lasów Państwowych; także: Zarzycki 1963; Krygowski 1975)
Nadleśnictwo
Stuposiany
Tarnawa Niżna
Bieszczady W.
(ogółem)
Szczątki drewna
(dolina Sanu)
Olsza
szara
Mo­
drzew
Inne
4,3
8,6
0,2
0,2
0,1
0,6
12,9
-
-
0,5
4
14
0,2
0,3
-
-
33,4
-
Pow.
(ha)
Buk
Jodła
Świerk
Jawor
10497
70,5
12,6
6,3
0,3
9585
46,3
13,0
27,1
100%
52
23
6
100%
8,8
15.0
31,6
Sosna
10,9
Skład szczątków w aluwiach nie musi jednak być pełnym odzwierciedleniem ówczesnego
składu lasów w zlewni. O składzie szczątków decyduje bowiem często bliskość położenia sie­
dlisk danego gatunku względem koryta (Szafer 1954; Środoń 1965; Pelc 1983; Cabaj 1993),
selektywny wyrąb określonego gatunku drzew, nierówne tempo rozpadu szczątków i różne wa­
runki sedymentacji. Istotny jest ponadto fakt, że do czasów współczesnych człowiek zmienił pier­
wotny skład lasów na 70% ich powierzchni (Zarzycki 1963; Rygiel 1987; Kucharzyk 1998; Kucharzyk i Przybylska 1998).
Skład taksonomiczny zbadanych szczątków drzew zapewne tylko orientacyjnie reprezen­
tuje skład gatunkowy ówczesnego drzewostanu zlewni. Potwierdza on obecność zidentyfikowaFot. 15 nych gatunków drzew w zlewni Sanu (Fot. 15), ale nie ma pewności, że reprezentuje wszystkie
występujące wówczas gatunki, ani że ich proporcje ilościowe były wtedy identyczne jak w anali­
zowanych próbkach. Wiarygodność obliczeń potwierdzają częściowo najstarsze wzmianki hi­
storyczne o składzie gatunkowym bieszczadzkich lasów z XVI w. oraz skąpe informacje na
ten temat z wieków XVII-XVIII. W przywileju lokacyjnym dla wsi Tarnawa Wyżna z 1537 r.
jej właściciel Piotr Kmita zastrzegł, że „wolno karczować tylko nieużyteczne lasy smrekowe,
a użyteczne - jodłowo-bukowe - należy zostawić” (Fastnacht 1962). Zapisy historyczne doku-
38
mentują również istnienie w XVI-XVIII w. rozległych lasów świerkowych w okolicach Sianek,
Sokolik, Bukowca, Beniowej i Tarnawy (Fastnacht 1962; Słownik Geogr. 1880-1902; Rygiel
1998). Udział świerka w drzewostanie Bieszczadów wynosił wówczas około 30%, a jego ekspan­
sja była najsilniejsza na terenach nowo wykarczowanych pod uprawę roli (Kryciński 1995).
Sygnalizowana silna trzebież świerka, z uwagi na jego nieużyteczność, mogłaby w dużym stop­
niu wyjaśniać obfitość jego szczątków wśród nagromadzeń drewna w spągu mady.
Zakładając naturalny dobór szczątków w aluwiach ich zestaw powinien uzewnętrzniać
dominację gatunków nadrzecznych, zwłaszcza z dolnych odcinków potoków, gdzie przepływy
i wahania wodostanów są największe podczas wezbrań, a erozja boczna koryta silniej­
sza niż w odcinkach górnych. Zapewne w dnach dolin Sanu i Wołosatki-Wołosatego w miarę
postępującego zasiedlania w wiekach X V -X V II przybywało olszy, ponieważ rozszerzały się
nadrzeczne aluwia, które są sprzyjającym siedliskiem dla tego gatunku (Zarzycki 1963; RalskaJasiewiczowa 1972). O wyraźnym przyroście jej ówczesnych stanowisk dowodzą zwiększone
ilości pyłku olszy w stropowych warstwach torfu miejscowych torfowisk (Marek i Pałczyński
1962;Ralska-Jasiewiczowa 1969,1977,1980,1989). Olsza porastała te doliny już od początku
holocenu, miała swojąkulm inację w okresie atlantyckim, jednak w badanym okresie jej udział
w drzewostanie wzrósł gwałtownie. Obfitość olszy wśród szczątków można zatem po części
tłumaczyć antropogenicznie.
W stropowych warstwach torfu załamują się na diagramach pyłkowych także krzywe
udziału jodły, grabu i buka, wiązane głównie z intensywnymi wówczas wyrębami lasów
i stabilizowaniem się gospodarki rolnej (Pałczyński 1958; Marek i Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1969,1977,1980,1989). Jest również możliwe, że ubytek jodły w Wysokich
Bieszczadach ma uzasadnienie klimatyczne, ale został jeszcze pogłębiony przez człowieka (Pał­
czyński 1962). Z danych archiwalnych wynika, że drewno jodłowe było chętnie pozyskiwane
przez osadników, cięte w tartakach i sprzedawane (Fastnacht 1962; Rygiel 1998; Kryciński 1995;
Augustyn 2000). W naturalnych warunkach jodła była składnikiem głównie dolnoreglowego boru
świerkowo-jodłowego (rejon od Sianek po Tarnawę), a rzadziej domieszką buczyn na stokach
(Zarzycki 1963). Łatwa dostępność jodły mogła sprzyjać jej wyrębom. Do 1783 r. niebyło ogra­
niczeń prawnych w prowadzeniu wyrębów, „wycina się bliskie, dostępniejsze - dalej drzewo
gnije” (Strzelecki 1900; Schramm 1958). Jest więc możliwe, że z tymi wyrębami wiąże się obfi­
tość szczątków jodły w spągu mady. Na skład szczątków w poziomie reperowym prawdopodob­
nie nie miały większego wpływu wyręby lasów przy granicy z połoninami.
Porównanie składu subfosylnych szczątków drzew ze składem drzewostanu z końca
lat 50-tych XX w. nie rozstrzyga zatem jednoznacznie, czy skład ten reprezentuje lasy sprzed
kolonizacji średniowiecznej, czy lasy już zmienione ludzką działalnością. Prawdopodobnie skład
badanych szczątków odpowiada początkowi dynamicznych zmian w drzewostanie, wywołanych
wyrębami lasów. Pewne jest jedynie, że akumulacja tych szczątków w aluwiach nastąpiła już
w okresie żywotnej tam działalności człowieka. Świadczą o tym fragmenty przedmiotów gospo­
darskich i pni drzew ze śladami mechanicznej obróbki, zalegające wśród szczątków. Musiały one
być pogrzebane w osadach Sanu równocześnie ze szczątkami drzew.
39
Obecność w aluwiach materiału pożarowego
M ateriałem pożarowym w w arstwie mady są w różnym stopniu zwęglone części
drzew (głównie gałęzie, korzenie, kora, szyszki) oraz pył z węgla drzewnego. Podrzędnie
występują również zwęglone krzewinki, żywica, huba i sklerocje grzybów. W madzie Sanu
Fot. 14 rzadko zalegają duże okruchy zwęglonego drewna (dłuższe od lcm - Fot. 14), większość
stanowią drobne węgielki (0,2-0,5 cm). Okruchy całkowicie zwęglone są bardzo często po
rozkruszeniu opiłkami i pyłem węglowym, nieoznaczalnymi taksonomicznie. Małe rozmiary
niektórych węgli pozwoliły jedynie zaliczyć ich pochodzenie do gromady drzew szpilkoFot. 17-20 wych lub liściastych lub zawęzić do rodzaju (Fot. 17, 18,19,20) Duża część materiału poża­
rowego jest szczątkami drzew spalonymi tylko częściowo, o zwęglonej warstwie zewnętrz­
nej, ale o wnętrzu prawie nie zmienionym. Takie szczątki są zwykle większe i lepiej zacho­
wane. Większe ubytki erozyjne ma tylko ich warstwa zwęglona.
Kształty węgli drzewnych, niezależnie od stopnia zwęglenia, są uwarunkowane w dużej
mierze anatomiczną budową materiału. Duże okruchy węgla mają na przekroju poprzecznym
widoczne słoje rocznego przyrostu i szerokie promienie rdzeniowe. Okruchy węgla z cienkich
gałęzi i gałązek mają często kształt regularnych odcinków, powstałych przez spękanie poprzeczFot. 21 ne drewna przy spalaniu (Fot. 21). Brakuje w aluwiach zwęglonych grubych pni, występują
jedynie ich małe fragmenty, odróżniające się od zwęglonych gałęzi bardziej klinowym kształtem
Fot. 16 okruchów, obecnością szerokich słojów rocznego przyrostu i ich małąkrzywizną (Fot. 16). Boczne
powierzchnie tych klinów nawiązują do zarysu słojów rocznych i przebiegu promieni rdzenio­
wych. Wielkość okruchów wydaje się być proporcjonalna do grubości pędów i zależeć również
od stopnia ich wilgotności w momencie spalania. Drewna bardziej wilgotne miały gęstszą i mniej
Fot. 22 regularną sieć spękań, rozpadły się na okruchy o zróżnicowanym kształcie (Fot. 22).
Okruchy węgla drzewnego zalegają w madzie w różnych skupieniach i ilości. Bardzo
rzadko są to warstwy samych okruchów węgla (np. Beniowa, Sokoliki), częściej występują
w niedużych soczewkach razem z materiałem niezwęglonym i osadem mineralnym (Łokieć,
Tarnawa Wyżna, Sianki, Wołosate). Najczęściej jednak są one luźno rozproszone w mułach, two­
rząc jednak w profilu mady widoczny makroskopowo poziom wzbogacony w węgiel (Tarnawa
Niżna, Dźwiniacz Górny, Sianki). Węgle odróżniają się od ziam mineralnych czarną barwą,
intensywnym połyskiem, dużą kruchością, łuskową dezintegracją oraz zachowaniem włóknistej
struktury drewna przy rozpadzie.
Rozprzestrzenienie i koncentracja węgli drzewnych nie są równomierne tak w profilu
podłużnym jak i pionowym mady. Pył i okruchy węgla występują w niej generalnie na całej
długości doliny, od Przełęczy Użockiej (Sianki) po Dydiową, ale w podcięciach terasy ich
większa koncentracja jest widoczna jedynie lokalnie. W madach Wołosatki węgielki występująod Przełęczy Beskid (Wołosate) w dół rzeki. Materiał pożarowy jest nagromadzony (nawet
do 3% objętości próbek osadu) także w drobnoziarnistych aluwiach dopływów Sanu (Niedźwiedź,
Halicz, Litmirz, Muczny), świadcząc o rozległości obszaru objętego spalaniem drewna. Zasięg
Fot. 23 węgli w dół rzek mógł powiększać sam ich transport (Fot. 23).
W pionowym profilu mady wyróżniają się dwa poziomy koncentracji materiału pożaro­
wego: bardziej bogaty w spągowej warstwie szczątków drzew (reperowej) i mniej obfity
w górnej połowie profilu. W dolnym poziomie materiał pożarowy występuje wśród makrosko­
powych szczątków niezwęglonych, w poziomie górnym towarzyszy drobnym szczątkom
Ryc. 11 drewna (Ryc. 11). Koncentracja okruchów węgla i pyłu węglowego wzrasta we frakcjach coraz
40
drobniejszych osadów mineralnych. Podobnie jak w przypadku szczątków niezwęglonych,
zaznacza się duża dysproporcja wielkości okruchów zwęglonych względem frakcji osadów
mineralnych razem zdeponowanych, będąca następstwem kompensacji hydraulicznej. W śred­
nim piasku (< 0,5 mm) ze spągu mady w Ustrzykach Górnych okruchy węgla mają do paru
mm długości. W osadzie mułowym występują natomiast spalone nasiona maliny.
Rye. 11. Poziomy szczątków drewna i materiału pożarowego w profilu mady w Łokciu (e): A - profil litolo­
giczny; B - uziamienie osadów; C - koncentracja materiału roślinnego i pożarowego (objaśnienia
1-5 jak w Ryc. 5)
Okruchy węgla drzewnego, oznaczone taksonomicznie (6 próbek), mają słabo zróżnico­
wany skład gatunkowy (Tab. 3). Węgle pochodzą głównie ze spalanych drzew iglastych: jodły Tab. 3
i świerka, dużo mniejszy jest udział buka. Węgle z olszy i klonu występują podrzędnie. Węgle
oznaczone jako Picea/Larix są najprawdopodobniej świerkowe, gdyż modrzew był i jest tu
gatunkiem bardzo rzadkim (Zarzycki 1963; Rygiel 1987). Interesujące jest duże podobieństwo
składu węgli na wszystkich analizowanych stanowiskach wzdłuż Sanu. Dominacja węgli z jodły
w badanych próbkach może wynikać z celowego wybierania drzew tego gatunku dla celów użyt­
kowych. Istotne znaczenie mogła mieć także większa trwałość pogrzebanych węgli z tego drze­
wa, podobnie jak w aluwiach Wisły (Kalicki i Krąpiec 1991) lub w warstwach archeologicznych
(Schweingruber 1973; Smart i Hoffman 1988; Kadrów i Lityńska-Zając 1994; Lityńska-Zając
1997). Wśród węgli z Sianek były nawet cięte fragmenty drzewa jodłowego. Szczątki innych
taksonów mogły się nie zachować, ponieważ są naturalnie mniej trwałe, ale mogły się też stać
tworzywem węgli drobnych i pyłu węglowego, nieoznaczalnych mikroskopowo. Jedynie w prób­
ce węgli z Tarnawy Niżnej (V) przeważają ilościowo gatunki drzew liściastych, ale reprezentuje
ona młodszą część mady (powyżej poziomu reperowego szczątków). Na podstawie składu węgli
nie można zatem ustalić jednoznacznie składu gatunkowego drzewostanu w okolicach badanych
stanowisk, zwłaszcza udziału ilościowego poszczególnych gatunków.
Badania składu współczesnych aluwiów Sanu (Sokoliki Górskie, Tarnawa Niżna) wyka­
zały jedynie śladową domieszkę materiału pożarowego. Nie stwierdzono tego materiału także
w aluwiach starszych teras Sanu (Haczewski i in. 1998,2001), jakkolwiek jest on obecny w ich
41
Tab. 3. Taksonomia węgli drzewnych ze spągowej części mady Sanu
Stanowiska analiz (Ryc. 2)
Sztuk
%
1
0,4
14
5,6
1
0,4
Łokieć
VI
Tarnawa Niżna
V
Tarnawa Wyżna
IV
Beniowa
III
Beniowa
II
Sianki
I
Razem
A ce r sp.
Klon
1
-
-
-
-
-
A ln u s sp
Olsza
4
-
-
1
8
1
B etu la sp.
Brzoza
-
-
-
-
F a gus silva tica
Buk zwyczajny
-
-
-
6
13
8
27
10,7
Łacińska nazwa
Polska nazwa
taksonu
taksonu
Liściaste
1
-
Szpilkowe
A b ies alba
Jodła posp.
6
86
23
15
13
5
148
59,0
P icea a b ies
Świerk posp.
-
-
-
-
1
-
1
0,4
P icea /L a rix
Świerk/modrzew
2
1
18
10
1
27
59
23,5
13
87
41
32
37
41
251
Łącznie
100
pokrywie glebowej (Tarnawa Wyżna, Tarnawa Niżna). Więcej okruchów węgła i pyłu węglo­
wego jest domieszką gliniastych deluwiów, przykrywających starsze terasy Sanu, Wołosatego
i Rzeczycy (Łokieć, Wołosate, Ustrzyki Górne) - (Haczewski i in. 1998; Kukulak 2001). Węgla
nie wykazano również w opisie profili większości badanych torfowisk na terasach Sanu i Wołosatki (Marek i Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1980). Jedynie w torfowisku „Tarnawa
Wyżna” są resztki pyłu węglowego jako następstwo pożaru tego torfowiska z lat 1927-1931.
Można zatem przyjąć, że głównym miejscem zalegania materiału pożarowego jest mada terasy
zalewowej i gliniaste deluwia wiekowo jej odpowiadające.
Obecność osadów laminowanych w podłużnym profilu terasy
W badanej terasie występująpojedynczo odcinki, o długości 5-200 m, gdzie drobnoziarni­
ste aluwia są bardzo wyraźnie warstwowane. Odcinki te, pomimo względnie małych rozmiarów,
wyróżniają się w podłużnym profilu terasy zdecydowanie odmienną budową aluwiów. Najwięk­
sze rozmiary (długość odcinka, miąższość aluwiów) mają one wzdłuż Sanu w Siankach (A, B na
Ryc. 2 Ryc. 2) i Beniowej (C, D), wzdłuż Halicza w Bukowcu (E) i Mucznego w Mucznem (F). Dużo
krótsze i mniej miąższe są one wzdłuż potoków Litmirz (Tarnawa Wyżna) i Wołosatka (Wołosate)
Fot. 24 - (Fot. 24). W tych miejscach występują serie osadów laminowanych, złożone z przewarstwień
42
osadów mineralnych (głównie mułkowych) organicznymi (głównie pochodzenia roślinnego),
przykryte w części stropowej osadami bezstrukturalnymi. Cechą każdej serii, poza rytmiką
typu osadów, jest duży udział w ich budowie materiału roślinnego, głównie szczątków drzew
(igieł, liści, kory, nasion i owoców, drobnych gałązek) oraz krzewinek i resztek traw. Pojedynczo
występują wśród nich grubsze fragmenty drzew (pnie, gałęzie), szczątki owadów i grzyby.
Budowa każdej serii jest dwuczłonowa. Jej dolna połowa składa się z osadów drobnoziarni­
stych (głównie o dekantacyjnym pochodzeniu), laminowanych poziomo, bogatych w szczątki
roślinne i o ogólnie rosnącej miąższości z biegiem rzeki. Większość warstw w tej części serii jest
cieńsza od 1 cm. W górnej połowie serii warstwowanie poziome osadów zanika i stają się one
bezstrukturalne lub mają słabo zaznaczające się warstwowanie przekątne, są w całości mineralne
i o grubszym uziamieniu (Kukulak 2000b). Z budowy i składu osadów można wnioskować,
że gromadziły się one w zbiornikach koryt przegrodzonych sztucznie lub naturalnie. Poprzez ana­
logię z budową osadów gromadzonych w zbiornikach przeciwmmowiskowych (Lipski i Gładki
1979; Froehlich 1982,1990) lub dużych zbiornikach retencyjnych (Spaleny 1977; Klimek i in.
1989, 1990) można przyjąć, że dolna część badanych serii odpowiada rytmicznej sedymentacji
osadów w strefie głębszych i najmniej ruchliwych wód zbiorników, część górna - w strefie delty
kroczącej od cofki ku przegrodzie. Zbiorniki korytowe o różnej pojemności zostały wypełnione
osadami, a serie tych osadów stały się wtórnymi włożeniami w pokrywę terasy zalewowej
(np. Beniowa, Sianki), lokalnie także jej nadbudową (Muczne). Budowa tych serii jest obecnie
dobrze czytelna, gdyż nastąpiło ich pełne erozyjne rozcięcie.
Najbardziej regularną budowę m ają takie osady w dawnej wsi Beniowa (przysiółek
Krywula), poniżej ujścia do Sanu potoku Negrylów (C na Rye. 12). Włożenie osadów laminowa- Ryc. 12
nych w pokrywę dwumetrowej terasy zalewowej odsłania się tam po obu stronach koryta Sanu na
długości prawie 200 m i ma ponad 20 m szerokości. Ich miąższość wzrasta z biegiem rzeki od
0,5 m do 2,1 m. Są one dwiema nałożonymi na siebie seriami osadów o podobnej sekwencji
warstw: dolnej (ok. 1,4-1,6 m) i górnej (0,5-0,7 m). Szczególnie charakterystyczną budowę ma
seria dolna. W jej niższej części (ok. 0,7 m miąższości) osady sąbardzo wyraźnie warstwowane,
w części wyższej (0,7-1,4 m) warstwowanie słabnie i osad staje się stopniowo bezstrukturalny
(Fot. 25). W spągu tej serii pozioma rozciągłość pojedynczych lamin i cienkich warstw organicz- Fot. 25
nych (2-3 cm) przekracza nawet 60 m, laminy wyżej leżące są coraz krótsze. Osady mineralne
w każdej z lamin sąjednorodne. Miąższość warstewek osadów mineralnych w tej części serii
waha się od 2 do 10 cm, a organicznych od 0,5 do 5 cm. Ku górze wzrasta miąższość warstw obu
typów osadów, ale materiał jest w nich słabiej wysortowany i tym samym mniej wyraźnie podzie­
lony na warstwy. W profilu tej serii blisko dawnej przegrody zbiornika występują nawet 33 war­
stewki materiału roślinnego grubsze od 1 cm. W dolnej części serii występują na przemian jedy­
nie dwa typy osadów: ilasto-mułkowe z organicznymi. W wyższej części serii trzecim członem
rytmitu sedymentacyjnego są laminy piaszczyste, a ich układ jest następujący: lamina piaszczysta
- mułkowa - organiczna. Strefa przejścia osadów laminowanych w bezstrukturalne podnosi się
na podłużnym profilu serii w dół rzeki. Analogicznie do jej przebiegu wzrasta w tym kierunku
liczba pełnych cykli rytmicznej sedymentacji osadów od 8-10 w strefie proksymalnej do 12-16
w części dystalnej. Osady dolnej serii są ścięte erozyjnie i nadbudowane osadami serii górnej.
Sekwencję warstw wyższej serii tworzą od spągu: gruboziarniste piaski (0,lm), laminy osadu
mineralnego i organiczego (0,3 m) z makroskowymi szczątkami drzew (także pni) oraz pokrywa
bezstrukturalna (0,3 m). Miąższości warstw serii górnej są przestrzennie zmienne, miejscami
prawie w całości jest ona osadem bezstrukturalnym.
43
W Beniowej ok. 1 km poniżej opisanych serii występuje drugie stanowisko (D) osadów
Ryc. 12 wypełniających dawny zbiornik (Ryc. 12). Ma ono podobną rozległość, ale mniej wyraźną
budowę warstwową. Osady tej serii są głównie mineralne, bardziej drobnoziarniste i jednorodne.
Laminowana i bogata w materiał roślinny jest jedynie dolna część tej serii (do 0,4 m), na niej
zalegają osady średnio wysortowane, ze smugami lub soczewkami detrytusu roślinnego. Znaczna
różnica wykształcenia osadów tej serii wiąże się zapewne z bliskością usytuowania serii wyżej
leżącej w korycie. W górnym zbiorniku (Krywula) następowało zasadnicze sortowanie rumowi­
ska Sanu i większa w nim była akumulacja szczątków drewna. W zbiorniku dolnym gromadziły
się osady drobniejsze, dostarczane jedynie w wodzie przelewowej ze zbiornika górnego.
Podobną budowę jak w Krywuii ma seria osadów laminowanych w Siankach, poniżej
ujścia potoku Niedźwiedź do Sanu (A). Pojedyncza seria ma tam długość do 80 m, szerokość do
45 m, a jej miąższość zwiększa się z biegiem rzeki od 0,5 m do 1,8 m. W profilu pionowym
regularną laminację ma jej odcinek spągowy (0,4-0,5 m), w którym liczniejsze są laminy mine­
ralne (głównie mułowe). Wśród nich zalegają również pnie drzew i liczne artefakty archeolo­
giczne (żużle, ceramika, części wyrobów skórzanych). Środkowa część profilu (1,0-1,2 m)
jest zespołem warstw mułu i piasku, z cienkimi wkładkami szczątków roślinnych. Stropowa
część serii (0,35 m) jest bezstrukturalna i występują w niej erozyjne rynny wypełnione młodszymi
osadami laminowanymi. Druga seria podobnych osadów znajduje się w Siankach ok. 400 m
w dół Sanu. Ma ona ok. 50 m długości, 20 m szerokości, do 1,2 m miąższości i nie wypełnia
całkowicie dawnego zbiornika. Od koryta Sanu jest oddzielona wałem aluwiów.
W Bukowcu (E) nad Haliczem seria osadów laminowanych ma ponad 2,5 m miąższości
i jest włożona w rynnnę wyciętą zarówno w terasie zalewowej jak i wyższej (3 m). W podłożu
tej serii odsłaniają się żwiry z piaskiem, w których są pogrzebane grube pnie drzew (do 60 cm
średnicy). Seria tych osadów ma do 50 m długości i do 30 m szerokości w części przy zaporowej.
Odróżnia się ona od serii w Beniowej zdecydowanie większym udziałem materiału roślinnego
(20-45% w różnych częściach jej rozciągłości) i mniejszą przestrzennie regularnością uwarstwieFot. 26 nia (Fot. 26). W jej przekroju poprzecznym warstwy układają się w łagodną nieckę, co wynika
po części z rynnowego kształtu basenu oraz postdepozycyjnej kompakcji osadów. Materiał
roślinny w dolnej połowie serii (od spągu do 1,2 m) zajmuje aż 70-90% jej objętości, a najgrubsza
Ryc. 13 z warstw ma tu 65 cm miąższości, wyklinowując się ku brzegom (Ryc. 13). Osady środkowej
części serii mają najbardziej regularną laminację i występuje w nich równowaga udziału obu ty­
pów osadów. Większość lamin ma miąższość 0,5-2 cm i znaczną rozciągłość horyzontalną
(do 10 m). Ku stropowi regularność laminacji osadów słabnie, stają się one coraz cieńsze, faliste
lub soczewkowate. Miejscami materiał roślinny pojawia się w postaci wiązek 3-5-ramiennych.
W profilach pionowych tej serii występuje aż 18-28 poziomów organicznych grubszych od
1 cm. W górę profilu wzrasta wyraźnie udział osadów mineralnych, które objętościowo przewa­
żają w górnej części serii, warstwa stropowa jest nawet w całości mineralna. W tym kierunku
zwiększa się również frakcja okruchów mineralnych: od mułkowych i ilastych w spągu do piasz­
czystych w stropie. Uziamienie, struktury sedymentacyjne i miąższość warstw osadów zmieniają
Ryc. 13 się również w podłużnym profilu całej serii (Ryc. 13). W górnej połowie serii coraz więcej warstw
ma ślady erozji i rozmycia, a w jej osiowej części występująerozyjne rynny z wtórnymi włożenia­
mi osadów laminowanych.
Materiał roślinny z dolnych warstw organicznych w Bukowcu oznaczono taksonomicznie
w dwóch próbkach (z głębokości 2,7 m i 1,9 m). Lista florystyczna gałązek, owoców i nasion
zawiera w tych próbkach gatunki zarówno leśne (Abies alba, Picea abies, Scirpus sihaticus,
44
BUKOWIEC (E)
®
®
BENIOWA - (C) SZMARAGDOWE
NEGRYLÓW
JEZIORKO
■U-JL-i-.'.Aw -- A*N
AVxWxSSSS
• AW
• /V*N • AW
<"yvw>esgrs?7o
V v 'v C v v m r y y
|150±
120 BP xxxxxxxxX^
AV .
AAA
AW
< 1980 r.
o o<
?1
JJ2
<Ł37
NA
« 3
1940±50 BP
_ r_
4
? 9
■ 150±
o
120 BP 8
Ryc. 12. Wybrane profile serii osadów laminowanych w dorzeczu górnego Sanu: 1 - żwiry; 2 - piaski;
3 - mułki; 4 - iły; 5 - material roślinny; 6 - makroskopowe szczątki roślinne; 7 - wypływy wody;
8 - wiek radiowęglowy szczątków
45
Rubus sp.), jak i łąkowe (m.in. Alchemilla sp „Urtica dioica, Rumex sp.j, z dużą domieszką
roślin ruderalnych (m.in. Cirsium lanceolatum, Cirsium sp., Rumex sp.). Masowo w tych prób­
kach występują liście drzew, jednak wskutek dużego zerodowania blaszek są one taksonomicz­
nie nieoznaczalne. W składzie gałązek drewna dominuje buk, ale duży udział m ają także jodła
i świerk. Zidentyfikowano ponadto pojedyncze szczątki jesionu i lipy. Z obecności nasion
pokrzywy, szczawiu i ostrożenia można wnosić, że w zalesionej zlewni górnego Halicza istniały
wówczas siedliska antropogeniczne.
Rye. 13. Zmiany osadów laminowanych w podłużnym przekroju serii w Bukowcu (E). W półkolach uziamienie osadów mineralnych (objaśnienia 1-5 jak w Ryc. 12)
Interesująca jest sama lokalizacja serii tych osadów, nie dająca się wyjaśnić jedynie natu­
ralnymi warunkami koryt. Serie te wypełniają rynny korytowe wycięte w terasie zalewowej
lub wyższej (Bukowiec, Wołosate), a także bezpośrednio przy stromych i wysokich skarpach
jednego ze zboczy (Beniowa, Sianki), względnie przy zboczach osuwiskowych (Muczne). Róż­
norodność warunków miejsca ich sedymentacji pozwala sądzić, że większość macierzystych zbior­
ników ma założenia sztuczne, jako spiętrzenia wód jazami (Sianki, Beniowa, Bukowiec), rzadziej
naturalne, np. przez zatory z kłód lub wały koluwiów (Muczne). Zbiornik w Bukowcu znajduje
się na prostolinijnym odcinku koryta, w oddaleniu od skarp zboczowych, bez możliwości prze­
grodzenia koryta materiałem obrywowym lub osuwiskowym. Także zbiorniki w Beniowej i Sian­
kach nie sąpoosuwiskowe. Mimo że zbiorniki przylegały do stromego lewego zbocza, dno doli­
ny jest tam zbyt szerokie, by je przegrodzić na całej szerokości. W ujęciu ekonomicznym wszystkie
zbiorniki są położone w miejscach łatwo dostępnych komunikacyjnie i w sąsiedztwie lub
w obrębie dawnych skupisk wiejskiej zabudowy.
46
Korelacyjne poziomy litologiczne w pokrywach aluwialnej
i deluwialnej
Zmianom typu osadów rzecznych, wywołanym wylesianiem, powinny towarzyszyć
modyfikacje deluwiów. Zwiększona erozja i spłukiwanie gleb na użytkach rolnych sprzyjały nie
tylko dostawie rumowiska i zawiesiny do koryt rzecznych, ale mogły potęgować również akumu­
lację deluwiów w dolnych odcinkach zboczy, poza zasięgiem cieków. Tym samym można
się spodziewać wzrostu tempa ich pionowego i lateralnego przyrostu, w profilu natomiast mogły
się zaznaczyć poziomy litologiczne odpowiadające denudacji na zboczach i zmianom aluwiów
w dnach dolin. Z dawną „denudacją antropogeniczną” łączy się bowiem budowę nietypowych
deluwiów zarówno w dolinach karpackich (Starkel 1983; Gil 1986; Klimek i in. 2003), wyżyn­
nych (Maruszczak 1984; Śnieżko 1985; Twardy 2000), jak i niżowych (Niewiarowski i in. 1992).
Dla sprawdzenia obecności takich poziomów wykonano analizy pokryw deluwialnych z wkopów
ziemnych (8) i sond wiertniczych (22) wzdłuż Sanu i Wołosatki (Ryc. 2). W profilach pionowych Ryc. 2
tych pokryw zidentyfikowano poziomy litologiczne, pomierzono skład mechaniczny glin
oraz udokumentowano obecność węgli drzewnych (Haczewski i in. 1998,2001; Kukulak 2001).
Bardziej wiarygodne wyniki uzyskano z profili wkopów, bowiem w nich oddzielenie warstwy
deluwiów od zwietrzeliny in situ było pewniejsze.
Miąższość deluwiów odsłoniętych we wkopach waha się od 0,3 m do 1,3 m, osiąga­
jąc maksymalne wartości w dnach wądołów (Dźwiniacz Górny) lub w stożkach proluwialnych
(Wołosate). Deluwia są gliną słabo warstwowaną, o nieciągłych poziomach na przemian
grubszych i drobniejszych okruchów, zwykle jednak o nieco innym składzie mechanicznym niż
głębiej leżące gliny zwietrzelinowe. W płytkich profilach (do ok. 0,5 m) oddzielenie deluwiów
od glin in situ jest problematyczne, gdyż często są podobne frakcjonalnie, a procesy glebotwórcze zatarły powstałą warstwowość glin (Skiba i in. 1998). W profilach głębszych (Wołosate)
niepewna jest również granica oddzielająca młode deluwia od warstwy soliflukcyjnej.
W Wołosatem (przy potoku Szczawinka u podnóży Wołkowego Berda) seria glin allochtonicznych (1,3-1,4 m miąższości) jest złożona z dwóch zasadniczych warstw, rozdzielonych
kopalnym poziomem próchnicznym (Ryc. 14). Warstwę dolną (B) buduje glina ciężka z horyzon- Ryc. 14
tami oglejenia i zażelazienia oraz z 2-3 poziomami słabo rozłożonych szczątków roślinnych (głów­
nie trawiastych). Wśród tych szczątków występuje domieszka łupin nasiennych buka, nasion
maliny, sklerocji grzybów oraz pyłu węglowego (Kukulak 2001). Nadległa warstwa glin (A) jest
w części dolnej silnie szkieletowa (40% okruchów grubszych od pyłu), w górnej bardziej drobna
i podzielona na cienkie, nieciągłe i rytmicznie powtarzające się nagromadzenia gliny o odmien­
nym składzie mechanicznym i większej koncentracji szczątków flory (do 5%), węgli drzewnych
i humusu. Warstwa ta wyróżnia się w profilu najsłabszym wysortowaniem oraz bardzo małym
udziałem ziam kwarcu, kompensowanym obecnością licznych zlepów przepalonej gliny i pyłu
węglowego. Wydaje się, że właśnie ta warstwa glin ma cechy wskazujące na obecność gospodar­
ki żarowej oraz głębszą erozję gleb na pobliskim zboczu. Jest interesujące, że pył węglowy wy­
stępuje podrzędnie również w warstwie niższej, teoretycznie formowanej w naturalnych wa­
runkach ewolucji zbocza. Słaba rozciągłość poziomów litologicznych w obu warstwach oraz ską­
pa ilość datowalnych szczątków roślinnych utrudnia jednak rozdzielenie całego profilu
serii na odcinki czasowe.
Podobne uziamienie m ają dwuwarstwowe deluwia u podnóży Połoniny Caryńskiej
w Ustrzykach Górnych nad Rzeczycą (Ryc. 14). W części dolnej (B) zalega glina ciężka, zbita, Ryc. 14
47
48
z dużą domieszką materiału organicznego (detrytus roślinny, owoce malin, wilczomlecza, szczątki
roślin motylkowych, sklerocje grzybów). Warstwa górna (0,85 - 0,80 m) jest gliną deluwialną
piaszczysto-pylastą (50% piasku) z gruzem (A), bardziej porowatą, także zawierającą szczątki
organiczne, m.in. węgiel drzewny, korę, fragmenty liści drzew. Na granicy obu warstw, różnią­
cych się przepuszczalnością rozwinęła się sieć kanałów sufozyjnych (Kukulak 2001). Podobnie
jak w Wołosatem górna, bardziej gruboziarnista warstwa glin, może być genetycznie związana
z nasileniem erozji rolniczej na wylesionym skłonie Połoniny, jakkolwiek w obu przypadkach
może być to efekt głównie klimatyczny. Duża miąższość tych warstw przy braku w nich gleb
kopalnych sugeruje, że tempo pionowego ich przyrostu mogło być duże.
Gliny wypełniające wądoły na północnych skłonach pasma Jeleniowatego (ł, m - Ryc. 2) Ryc. 2
mają bardziej zaburzoną budowę. Ich nieregularne warstwowanie, obecność licznych horyzon­
tów oglejenia i wkładek materiału roślinnego oraz częste zmiany frakcji okruchów świadczą
o wielokrotnym przemieszczaniu glin. W deluwiach (o miąższości ponad 1,3 m), wypełnia­
jących wądół (ł) nad wysokim torfowiskiem w Dźwiniaczu Górnym, występują na głębo­
kości 0,4-0,8 m gałęzie i cienkie korzenie, bezładnie upakowane, niektóre są sztucznie obcię­
te. Wśród materiału drzewnego są również pojedyncze okruchy węgli drzewnych. Nad torfowi­
skiem „Łokieć”, wokół najszerszego spłaszczenia stoku Jeleniowatego (740 m n.p.m.), deluwia
są płytkie (do 0,4 m) i od głębszej zwietrzeliny odróżniają się jedynie słabym uwarstwieniem
w spągu oraz pełną homogenicznością gliny w stropie (m). Bardzo istotnym i widocznym ma­
kroskopowo ich składnikiem są liczne okruchy węgla drzewnego. Są one luźno rozproszone
w glinie, a największa ich koncentracja zaznacza się na głębokości 0,2-0,4 m. Ta warstwa glin
wydaje się być antropogeniczną pokrywą denudacyjną podobną w budowie do „diamiktonu
rolnego” (por. Niewiarowski i in. 1992).
Uziamienie deluwiów w badanych profilach jest zmienne. Przeważnie wielkość okruchów
wzrasta szybko w górę profilu, osiągając maksymalne wartości w jego części środkowej, po czym
ponownie maleje wykazując w stropie największe wahania. Wyrazistość warstwowania delu­
wiów jest zwykle najlepsza w dolnych odcinkach profilu. Tam również najliczniejsze są węgle
drzewne. U podnóży niskich garbów dolinnych (k, 1- Ryc. 2) wokół torfowiska „Litmirz” uziar- Ryc. 2
nienie deluwiów jest identyczne w całym profilu.
Podobieństwo poziomów litologicznych deluwialnych z aluwialnymi jest mało wyraźne.
Można wskazać jedynie na podobne uziamienie dolnych części obu typów pokryw, w których
również jest największa koncentracja węgli drzewnych. Natomiast górne części pokrywy
deluwialnej nie mająjednoznacznych odpowiedników w aluwiach. Na wykształcenie górnych
poziomów deluwiów mogła mieć wpływ orka pól i terasowanie zboczy. Istotną rolę mogły
spełnić także same procesy glebowe, bowiem warstwa deluwiów jest w głębokościowym zasięgu
ich oddziaływania.
3
Synchroniczność zdarzeń fluwialnych
z osadniczo-gospodarczymi
Przebieg kolonizacji Bieszczadów
według danych palinologicznych, archeologicznych,
historycznych i kartograficznych
r
Siady działalności człowieka w profilach pyłkowych z torfowisk
Najstarsze ślady działalności człowieka w Bieszczadach Wysokich zarejestrowane zo­
stały w diagramach pyłkowych tutejszych torfowisk (Tarnawa Wyżna, Zakole, Wołosate, Ustrzyki
Górne, Smerek). Zaznaczają się one w tych diagramach zmianą składu i ubytkiem pyłku drzew,
wyraźnym wzrostem udziału pyłku roślin zielnych (w tym Plantago lanceolata), obecnością
pyłku chwastów (głównie Chenopodiaceae, Centaurea cyanus, Rumex acetosa, Artemisia),
a szczególnie pyłku zbóż (głównie Cerealia, Fogopyrum, Triticum) - (Pałczyński 1962; Marek
i Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1969). W profilu najstarszego z torfowisk bieszczadz­
kich („Tarnawa Wyżna”) pierwsze wystąpienia pyłku traw łąkowych i azotolubnych chwastów
M. Ralska-Jasiewiczowa (1980, 1989) datuje na ok. 4400 lat BP, następnie na 3200-3000 lat
BP. Odpowiadająone wiekowo kulturze ceramiki sznurowej i kulturom z epoki brązu w pogór­
skiej części dorzecza Sanu. Od około 2100 lat BP zwiększa się w diagramie pyłkowym udział
jodły, wywołany antropogeniczną przebudową składu pierwotnych lasów. Około połowy okre­
su subatlantyckiego liczniej pojawia się także w innych torfowiskach pyłek zbóż, najpierw
pszenicy, potem kolejno owsa, jęczm ienia i żyta. Odcinek profilu z pyłkiem wszystkich tych
zbóż odpowiada schyłkowi okresu wpływów rzymskich (Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczo­
wa 1969,1977,1980,1989). Po tym okresie w diagramach zaznacza się regeneracja zbiorowisk
leśnych jako reakcja na zanikający wpływ człowieka (okres wędrówek ludów). Silne oddziały­
wanie człowieka rejestruje się dopiero w najmłodszych częściach diagramów.
W profilu torfowiska Wołosate oznaki działalności człowieka w ystępują już od spągu
torfu (początek okresu subatlantyckiego). Obecność pyłku chwastów (Artemisia i Chenopodia­
ceae), traw, turzyc i roślin łąkowych ( Centaureajacea, Vicia sp., Trifolium sp.) może wskazy­
wać na obecność tu pasterstwa w młodszej epoce brązu. Pyłek zbóż występuje w diagramie tego
torfowiska od połowy okresu subatlantyckiego (Ralska-Jasiewiczowa 1969,1977,1980). Nie­
co wcześniej (starsza część okresu subatlantyckiego) pojawia się pyłek pszenicy w torfowisku
w Smereku (Marek i Pałczyński 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1969,1977,1980). W skaźniki te
świadczą jednak bardziej o naturalnym użytkowaniu terenu w okresach prehistorycznych (np.
50
łowiectwo, trzebież lasu i wykorzystanie płodów leśnych), niż o wyraźnej przebudowie jego kom­
ponentów przez rolnicze użytkowanie ziemi. Brak jest bowiem śladów stałego osadnictwa lub
trwałych upraw. Z flory synantropijnej pojawiają się najpierw rośliny wskaźnikowe dla wypasu
zwierząt (Plantago lanceolata), dopiero od połowy okresu subatlantyckiego stwierdza się obec­
ność pyłku roślin związanych z uprawą roli. W dodatku pierwsze pojawienia się ziam pyłku
bylicy (Artemisia), szczawiu (Rumex acetosa) i komosowatych ( Chenopodiaceae) w profilach
pyłkowych nie musi dowodzić rolniczej działalności człowieka, mogą one pochodzić ze stano­
wisk naturalnych. Dopiero poważny wzrost ich liczebności nabiera znaczenia diagnostycznego
(Ralska-Jasiewiczowa 1968; Koperowa 1970; Wasylikowa 1973; Behre 1981; Szczepanek 1987,
2001). Podobne uwarunkowania dotyczą także pyłku zbóż (Beug 1986; 0 ’Conell 1987; Latałowa 1994; Harmata 1995; Wacnik i in. 2001). Zmiany w diagramach pyłkowych nie muszą być
zatem jednoznacznym dowodem głębokich ingerencji człowieka w tempo procesów korytowych
i dolinnych (Tunia 1986; Florek i in. 1998; Soja 1998). Z diagramów bieszczadzkich torfowisk
wynika, że ingerencja człowieka w naturalną sukcesję tutejszej roślinności zaznaczała się okreso­
wo od dawna, ale największe i najbardziej gwałtowne zmiany występować zaczęły dopiero od
połowy ostatniego 1000-lecia.
W spektrach pyłkowych z profili wszystkich torfowisk największa koncentracja flory
synantropijnej występuje w stropowych odcinkach diagramów (do głębokości 30-40 cm). Udział
pyłku roślin towarzyszących człowiekowi i jego gospodarce rolnej gwałtownie tu wzrastają.
Kulminacje udziału pyłku traw i roślin łąkowych są dowodem znaczącej redukcji okolicznych
lasów, a duże ilości pyłku czterech zbóż wskazują na ówczesną intensyfikację upraw rolni­
czych. Towarzyszy im w spektrach pyłkowych wyraźne załamanie się krzywych drzew, w tym:
buka, jodły i grabu, co może być następstwem nasilonych wyrębów lasów (Marek i Pałczyński
1962; Zarzycki 1963; Ralska-Jasiewiczowa 1969,1972,1977,1980,1989). Większy jest udział
pyłku brzozy i orlicy (Pteridium aquilinum), które m ogą wskazywać na wypalanie lasów lub/i
zarastanie wyrębów, pożarzysk (Mamakowa 1965; Ralska-Jasiewiczowa 1968; Wasylikowa 1983;
Kalinowicz i Harmata 2001; Wacnik i in. 2001). W omawianych spektrach zdecydowanie przy­
bywa pyłku olszy, niewątpliwie dowodząc masowego zarastania przez ten gatunek wylesionych
równin nadrzecznych.
Oznaczenie m etodą l4C wieku poziomów torfu w torfowiskach nad Sanem (Ralska-Ja­
siewiczowa 1980,1989; Haczewski i in. 1998; Kukulak 1998c) pozwoliło obliczyć tempo przy­
rostu ich warstw najmłodszych (subatlantyckich). Waha się ono od 0,95 mm/rok („Łokieć”),
1,04 mm/rok („Tarnawa Wyżna”) do 1,51 mm/rok („Dźwiniacz Górny”) - (Żurek 1986; Kuku­
lak 1998a). Odnosząc te wartości do długości „odcinków antropogenicznych” w profilach torfu
oraz uwzględniając stałąkom pakcję torfu można przyjąć, że intensywne wylesianie tej części
Bieszczadów miało swój początek ok. 300^400 lat temu. Poprzednio przyjmowano na podsta­
wie datowań botanicznych średni przyrost torfu na 2-3 mm/rocznie (Pałczyński 1962; Marek
i Pałczyński 1962), co przybliżało początek tego wylesiania na ok. 150-200 lat temu.
Archeologiczne ślady zasiedlania Bieszczadów
Bieszczady Wysokie są regionem trudnym do szczegółowych badań archeologicznych
powierzchniowych (brak pól ornych). Ich rozpoznanie w ramach Archeologicznego Zdjęcia
Polski (AZP) prowadzono głównie w końcu lat 80-tych XX wieku (Parczewski M., Muzyczuk A.,
Ginalski J.), kiedy przez parę lat część gruntów była pod uprawą. W dorzeczu Sanu powyżej
51
Smolnika (AZP/123-85, AZP/124-85, AZP/125-85) prawie wszystkie znaleziska pochodziły
z czasów nowożytnych (niepubl. Dokumentacja badań w Muzeum Podkarpackim w Krośnie).
Pograniczny pod względem kulturowym charakter obszaru raczej nie rokuje nowych odkryć.
Nieliczne stanowiska archeologiczne zlokalizowane w Bieszczadach Wysokich wskazują
na migracyjne ruchy ludności w okresie prehistorycznym i nie dokumentują osadnictwa stałego.
W dolinie górnego Sanu znaleziono dotychczas nóż krzemienny w Beniowej (Kobylnik 1933)
oraz monety z czasów rzymskich w Kalnicy, Żurawinie oraz w rejonie Przełęczy Użockiej (Użok,
Borynia) - (Kobylnik 1933;Reyman 1958). Szczególnie bogaty skarb rzymskich denarów od­
kryto w Boryni koło Turki (Janusz 1918; Pasternak 1928, 1980; Kobylnik 1933). Znaleziska
rzymskich numizmatów przy Przełęczach: Użockiej i Łupkowskiej (Madyda-Legutko 1996;
Kunisz 1985; Kaczanowski i Margos 2002) poświadczają, że przez główny grzbiet Bieszczadów
przebiegały transkarpackie szlaki komunikacyjne i handlowe, mogła także migrować nimi
ludność z Zakarpacia (Rehman 1895; Reyman 1958; Jamka 1961). Ruch na szlakach przez
niskie przełęcze (m.in. przez Beskid) mógł się zacząć nawet w neolicie (Żaki 1955), niewątpli­
wie był spory w okresie rzymskim (Pasternak 1928,1980; Madyda-Legutko i Pohorska-Kleja
2001), a ponownie ożywił się w późnym średniowieczu i w czasach nowożytnych (Bujak 1905;
Wąsacz 1929; Ginalski 2001). Podobne szlaki prowadziły przez łatwiej dostępne przełęcze
„dukielskie” i „sanockie” (na zachód od Użockiej) oraz przez trudniej dostępne przełęcze
„Samborskie” (Klimecka, Ławoczne, Wyszkowska), na wschód od źródeł Sanu (Wąsacz 1929;
Pasternak 1961,1980).
Znacznie bogatsze są wyniki badań archeologicznych w Bieszczadach Niskich (okolice
Ustrzyk Dolnych), po Pasmo Otrytu (Cetera i in. 2000). Rozszerzyły one znajomość pra­
dziejów tej części dorzecza Sanu, jakkolwiek nie zmieniły zasadniczego twierdzenia o peryfe­
ryjnym charakterze dawnego tam osadnictwa i jego krótkotrwałości Nie stwierdzono stabil­
ności osadnictwa w tym regionie. Dorzecze górnego Sanu było penetrowane przez ludność
prehistoryczną, ale każdorazowo dynamika ekspansji słabła i w dolinach następowała naturalna
regeneracja środowiska (np. w schyłku epoki brązu i w początkach epoki żelaza, w okresie
wędrówek ludów).
Jeszcze bogatszą dokumentację archeologiczną i liczniejsze pozostałości dawnego osad­
nictwa ma bezpośrednie przedpole Bieszczadów (rejon Rajskie - Lesko - Hoczew), a zwłasz­
cza dolina Sanu koło Sanoka i Doły Jasielsko-Sanockie. Osadnictwo o różnym nasileniu i roz­
mieszczeniu jest potwierdzone w kolejnych okresach pradziejów: w neolicie, w epoce brązu,
wczesnej epoce żelaza, w okresie późnolateńskim i rzymskim oraz we wczesnym średniowie­
czu (Valde-Nowak 1988; Gedl 1998; Parczewski 1991; Madyda-Legutko 1996; Kaczanowski
i Kozłowski 1998; Ginalski i Muzyczuk 2001). Koncentrowało się ono w Dołach JasielskoSanockich i kotlinowatych rozszerzeniach doliny Sanu od Przemyśla po Lesko. Jest ono udoku­
mentowane nie tylko badaniami powierzchniowymi, prowadzonymi w ramach AZP, ale także
wynikami prac wykopaliskowych. Zajmowano miejsca najbardziej sprzyjające osadnictwu pod
względem przyrodniczym (dostępność terenu, lepsze gleby, mikroklimat), niemałą rolę odgry­
wały także tradycje i preferencje w zakresie wyboru konkretnych form terenu. We wczesnym
średniowieczu najgęściej były zasiedlane terasy nadzalewowe i niskie garby w pobliżu Sanu.
Osadnictwo wkraczało też w dolne odcinki dolin bocznych (Osława, Hoczewka). W okresie
średniowiecza osadnictwo nie występowało powyżej 350-375 mn.p.m. (Parczewski 1984,1991,
1992,1995), wcześniej sięgało wyżej. W górę Sanu pojedyncze siedziby ludzkie dochodziły do
pasma Otrytu, ale ich położenie było niższe niż 500 m n.p.m. (Gedl 1998; Cetera i in. 2000). Dla
52
okresu wpływów rzymskich potwierdzona jest już sprzężajna uprawa ziemi (żelazna radlica
z osady w Lesku) - (M adyda-Legutko 1996). Znaleziska żelaznych narzędzi rolniczych
z tego okresu sugeruje, że na terenach górskich dość wcześnie wprowadzono uprawy rolnicze
(Wielowiejski 1955; Godłowski 1966,1983). Uprawiano już wówczas cztery zboża.
Po załamaniu się osadnictwa w okresie wędrówek ludów, na co wskazują wyniki analiz
pyłkowych z torfowisk bieszczadzkich, osadnictwo powróciło w okolice Sanoka i Leska we
wczesnym średniowieczu (V II-V III w.) i umocniło się w początkach tworzenia się państwa
polskiego (X -X II w .)-(Ż a k i 1955; Parczewski 1990,1993,1995). Stałe osadnictwo wkraczało
stopniowo w dolinę Sanu dalej niż dotychczas, ale nie przekroczyło bariery Otrytu (Parczewski
1996). Bieszczady Wysokie były prawdopodobnie poza ekumeną aż do średniowiecza, przy­
puszcza się, że w tak trudnych warunkach środowiska naturalnego stałe osadnictwo wcześniej
nie występowało. Z danych archeologicznych wynika zatem, że przed XIII w. wyższe partie
Bieszczadów, tak od strony północnej jak i południowej, nie były zasiedlone (Pasternak 1980;
Parczewski 1984,1991,1992,1995,1996).
Historyczny zapis osadnictwa i gospodarki rolno-leśnej
w Bieszczadach Wysokich w XV-XX w.
Przebieg kolonizacji dorzecza górnego Sanu w późnym średniowieczu dokumentują naj­
lepiej zapisy historyczne. Podstawowym źródłem informacji o pierwszych tutejszych osadach
stałych, stosunkach własnościowych i ludnościowych są dokumenty lokacyjne, nadawcze, fun­
dacyjne i sądowe (Mater. Arch. Państw, we Lwowie, Arch. Główne Akt Dawnych w Warszawie,
Arch. Państ. we Lwowie, Muzeum Okręgowe w Krośnie, Sanoku i Rzeszowie). Szczególną war­
tość m ają latopisy (od 1150 r.), zapiski sądowe i grodzkie z lat 1423-1506 (Akta grodzkie
i ziemskie), rejestry podatkowe, inwentarzowe i lustracyjne w Metrykach: Józefińskiej i Koronnej
oraz w dokumentach Archiwum Skarbu Koronnego. Dla ziemi sanockiej, której częściąjest
badany obszar, większość tych materiałów zebrał i szczegółowo opracował A. Fastnacht (1962,
1991). Prace tego Autora są bogatą bazą danych historycznych, na których oparto w tej pracy
rekonstrukcję przebiegu wczesnego osadnictwa stałego i gospodarki rolnej w Bieszczadach.
Migracje ludności wołoskiej poprzedzające kolonizację na tym obszarze są słabiej udokumento­
wane zapisami historycznymi.
Najstarsze regestry podatkowe dla lokowanych wsi pochodzą z 1589 r. i obrazują struktu­
rę użytkowania ziemi według jej własności. Na ich podstawie daje się ustalić po raz pierwszy
powierzchnię terenów użytkowanych gospodarczo („osiadłych”). W zapisach lustracji dóbr
królewskich z 1565,1578 r., a nawet z 1616,1627 i 1665 r. informacje o wielkości użytków są
bardzo skąpe (Fastnacht 1962). Dokładniejsze dane gospodarcze zawiera dopiero spis lustra­
cyjny z 1772 r. Struktura użytków i stan majątków we wsiach w okresie 1 5 8 9 - 1772 r. nie są
więc dokładnie znane, gdyż gubemium lwowskie wiedziało o nich wyłącznie z relacji miejsco­
wych starostów (Tokarz 1909). Dopiero administracja austriacka przeprowadziła w celach
podatkowych szczegółowy rejestr i opis majątków Galicji, w tym obwodu leskiego, którego
częścią było górne dorzecze Sanu. Spisy katastralne z lat 1787-89 (Metryka Józefińska)
i 1817-19 (Metryka Franciszkańska) są pierwszą statystyką stanu gospodarki tego obszaru.
Według badań historycznych i językoznawczych zasiedlenie tej części Bieszczadów nastę­
powało w średniowieczu dwukierunkowo i nie jednocześnie. Wcześniej docierały tu głównym
53
grzbietem K arpat od południow ego wschodu grupy wołoskich pasterzy o nom adzkim
stylu życia (od XIV w.), które z czasem przeszły na osadnictwo stałe. Nieco później dotarła
tu fala kolonizacji rolniczej od północy (XV-XVI w.). Nałożenie się obu tych fal w X V XVI w. przejawiło się gęstym zasiedleniem terenów przygranicznych. Osadnictwo miało
tu charakter wołosko-ruski, przy czym bardziej wołoski we wcześniejszej, a bardziej ruski
wpóźniejszej fazie (Dobrowolski 1930; Falkowski i Paszycki 1935; Fastnacht 1962; Reinfuss
1949,1990; Pasternak 1980; Ruciński 1984; Trajdos 1990; Parczewski 1991,1993). W okresie
żywiołowego zasiedlania doliny Sanu (XV-XVI w.) nastąpiła również częściowa imigracja lud­
ności polskiej, słowackiej i węgierskiej. Nasilenie osadnictwa przy samej granicy z Węgrami
było po części zamierzonym planem strategicznym, zainicjowanym przez króla Kazimierza Wiel­
kiego. W cześniej tereny te były pustką osadniczą, pokrytą trudno dostępnym i lasami
(Parczewski 1996).
Pasterze wołoscy przemieszczali się z terenów dzisiejszej Rumunii i Bałkanów grzbietami
Połonin, a ze stadami bydła docierali tu sukcesywnie do końca XVI w. (Długopolski 1916;
Kadlec 1916). Brak jest w źródłach historycznych informacji o liczebności ówczesnych stad,
przypuszcza się, że nie liczyły więcej niż kilku tysięcy sztuk (Reinfuss 1990). Ich wielkość mu­
siała być jednak znaczna, skoro wydajność pastwisk na połoninach im nie starczała i musiano
się przemieszczać na nowe miejsca. Po przejściu na osadnictwo stałe ludność wołoska zmieniła
wędrowno-koczowniczy sposób gospodarowania na osiadłą gospodarkę pastersko-hodo wlaną
oraz na rolnictwo organizowane przez w ielką własność (Stadnicki 1848; Fastnacht 1962).
Hodowla pasterska pozostała jednak bardzo długo jednąz podstawowych form życia i prowadzo­
na była na wielką skalę do końca XIX w., a nawet do początków XX w. (Rehman 1912; Kubijowicz 1926; Szczotka 1949; Schramm 1956). Wraz ze wzrostem zaludnienia zwiększała się
liczba bydła i dotychczasowe tereny pastwiskowe stawały się niewystarczające, a jedynym sposo­
bem ich powiększenia były wyręby lasów. Gospodarstwa pasterskie wymagajądużych powierzchni,
stąd wraz z wkroczeniem osadnictwa stałego rozpoczęła się tu silna presja na tereny leśne
(Dobrowolski 1930).
Osadnictwo na przedpolu Bieszczadów nabrało przyśpieszenia w wiekach XIV i XV,
wnikając stopniowo w dolinę Sanu powyżej Otrytu. Pierwsze archiwalne wiadomości o tutej­
szych osadach pochodzą z początków XV w. i dotyczą zapisów sądowych o posiadłościach
rodu Kmitów (Akta Grodzkie i Ziemskie XI, 1868). Magnacka rodzina Kmitów była w X IV XV w. w posiadaniu najbardziej rozległych włości w ziemi sanockiej (dobra sobieńskie).
Przypuszcza się, że Kmitowie uzyskali dobra nad Sanem jeszcze w końcu XIV w. lub na począt­
ku XV w. (Fastnacht 1962). Prężna działalność Kmitów w powiększaniu swych włości przeja­
wiała się m.in. silną ekspansją terytorialną ku źródłom Sanu i lokowaniem na nabytych ziemiach
nowych osad. Najstarsze z założonych wsi za grzbietem Otrytu to położone nad Sanem: Żurawin
(1444 r.), Tworylne (1456 r.) i Stuposiany (ok. 1465 r.). W XVI w. pomiędzy Tworylnem
a Żurawinem osadnictwo zostało silnie zagęszczone i powstały jeszcze wsie: Chmiel (1526),
Dwernik (1533), Brzegi Górne (1580), Zatwamica (1580), Smolnik (1580), Ruskie (1580),
Łuh (1580), Procisne (15 80), Dwemiczek (1589), Nasiczne (1620), Caryńskie (1620).
Dolina Sanu powyżej Żurawina należała jeszcze w XV w. do ziemi przemyskiej (powiat
Samborski), a jej części w pobliżu źródeł były dobrami królewskimi (Stadnicki 1848). Rozrasta­
jące się w XVI w. dobra Kmitów objęły królewszczyznę prawie do źródeł Sanu, włączając je
nieformalnie do ziemi sanockiej. Do roku 1444 r. dorzecze Sanu powyżej Żurawina i Stuposian
było prawdopodobnie pustką osadniczą lub było bardzo słabo zaludnione (Fastnacht 1962,1979;
54
Rye. 15. Chronologia lokacji wsi w dorzeczu górnego Sanu (wg A. Fastnachta 1962)
Schramm 1958). Król W ładysław Warneńczyk nadał większość tego obszaru Zankowi Woło­
chowi z Turki (1444), z prawem karczowania lasu i założenia wsi Temowa (Stadnicki 1848).
Ten rozległy obszar od Żurawina po potok Bukowiec (ob. Halicz), musiał być wówczas już frag­
mentami wykarczowany i zamieniony na polany pasterskie, sugeruje to jego nazwa „Temowe
Pole”. Obszar został zasiedlony dopiero po nabyciu go przez Piotra Kmitę (przed 1529 r.). Loko­
wanie wsi w jego obrębie postępowało w górę Sanu od Dydiowej (1529), Dźwiniacza Górnego
(1529) i Boberki (1537). W 1537 r. założono tu wsie Temowa Niżna (obszar od potoku Dźwiniacz po potok Bukowiec) oraz Temowa Wyżna (od potoku Bukowiec po potok Negrylów) (Stadnicki 1848). Obie wsie podzielono w 1580 r. na kolejno lokowane osady. W obrębie Temowy
Niżnej (ob. Tarnawy Niżnej) powstały: Tarnawa Niżna, Sokoliki i Bukowiec, a Temowy Wyżnej:
55
Ryc.
Beniowa i Sianki. Na gruntach Dźwiniacza Górnego powstała ponadto wieś Łokieć (1580) oraz
Muczne (1 poł. XIX w.). W tym samym czasie zasiedlona była również dolina Wołosatego powy­
żej Stuposian: Wołosate (1565), Ustrzyki Górne (1580) i Bereżki (Łuh; 1589). Do Kmitów nale­
żały też obszary w dorzeczu Górnej Solinki od wsi Smerek włącznie (lokowanej przed 1529 r.)
po jej źródła: Wetlina (1580) i Moczame (1618). Źródłowe obszary Górnej Solinki i jej lewych
dopływów stanowiły własność królewską (pas przygranicznych lasów). Zasiedlenie górnego do­
rzecza Sanu nastąpiło zatem w bardzo krótkim czasie (ok. 100 lat) i charakteryzowało je duże
15 nasilenie (Ryc. 15). Była to zapewne najsilniejsza faza osadnicza na tym obszarze od czasu poja­
wienia się tu człowieka.
Większość lokowanych wsi (m.in. Ustrzyki Górne, Wołosate, Muczne, Bereżki) powsta­
wała w dolinach rzek na „surowym korzeniu”; miejsce dla osad wymagało najpierw karczunku
lasów (wyrobienia). Jedynie kilka osad lokowano na terenach już częściowo wylesionych przez
nomadycznych pasterzy (Tarnawa Niżna, Bukowiec, Beniowa). Polanami już wyrobionymi
(łazami) przez pasterzy były według zapisów historycznych: „Temowe”, „Bukowiec i Beniowe
Pole”. Zwykle najpierw wyrabiano teren pod osadę, a dopiero później następowała jej lokacja,
podział ziemi oraz ustalenie praw i obowiązków kniazia i kmieci wobec właściciela (Stadnicki
1848, Fastnacht 1962). W przypadku Ustrzyk Górnych (1580 r.) karczunki pod osadnictwo
rozpoczęły się w rejonie ujścia Terebowca do Wołosatki już przed 1529 r. (Augustyn 2000).
Niekiedy na wyrębach do czasu ich zabudowy wypasano bydło jeszcze przez kilkanaście
lat (Kryciński 1995). Pierwszymi osadnikami była ludność wołosko-ruska, zachęcona długim
(20-24 lata) zwolnieniem od powinności (tzw. wolnizną) wobec zarządców osad, państwa
i cerkwi. Wszystkie wsie były lokowane na prawie wołoskim i miały początkowo charakter
pastersko-hodowlany. Uprawa roli odgrywała tu mniejszą rolę, ale o jej istnieniu świadczą
wiadomości o młynach w zakładanych wsiach, ujęte w regestrze podatkowym z 1589 r. i lustracji dóbr królewskich z 1565, 1578 i 1616 r. (Fastnacht 1962).
Struktura przestrzenna i własnościowa użytków była podobna w lokowanych wsiach. Sto­
sowano wówczas łanowy nadział ziemi. Każdy z osadników („kmieci”) otrzymywał zwykle jeden
łan leśny (ok. 40 mórg - Reinfuss 1990, ok. 50 mórg - Kryciński 1995) w formie pasa biegnące­
go w poprzek doliny ku grzbietom. Zarządca osady („kniaź”) otrzymywał 2-3 razy większy
nadział ziemi niż każdy z osadników, część gruntów (0 ,5 -1 1.) przydzielano również na potrzeby
cerkwi („popowszczyzna”) - (Dobrowolski 1960; Reinfuss 1990). Zwykle przydzielone
łany leśne były wyrobione jedynie fragmentami i dla zwiększenia areału użytków rolnych należa­
ło je bardziej lub całkowicie wylesić. Nadział ziemi pozostawał stałą, dziedziczną własnością
osadnika. P astw iska połonin w strefie w ierzchow in należały do zarządców , niższe
i bardziej strome części połonin przydzielano osadnikom (Krukar 2000).
W nowo lokowanych wsiach było początkowo niewielu osadników, małą powierzchnię
miały także wyrobione grunty ome. Oblicza się, że w poł. XVI w. na obszarze wsi: Smerek, Wetli­
na, Brzegi G órne, Stuposiany, U strzyki G órne i W ołosate (ok. 280 km ) m ieszkało
ok. 46 rodzin, tj. 1 człowiek na ok. 1,5 km. W Wołosatem osadzono w 1557 r. jedynie dwóch
„łurtatów”. W 2 poł. XVI w. zaludnienie wzrosło tu już kilkakrotnie, a maksimum osiągnęło na
przełomie XVI/XVII w. (Fastnacht 1962). Także powierzchnia użytków rolnych stopniowo
się zwiększała. Według regestrów podatkowych z 1531 r. Żurawin miał 15 łanów użytków,
a Stuposiany 12,7 łana. W 1589 r. największymi wśród młodych osad były: Smolnik (1 6,51.),
Dydiowa (16 ł.), Beniowa (15,2 ł.), Dźwiniacz Górny (15 ł.), Sokoliki i Sianki (po 12,7 1.),
Bukowiec (1 2 ,2 1.) i Ustrzyki Górne (1 2 ,2 1.). Liczba łanów w Tarnawie Niżnej zmieniała się
56
okresowo od 3 ,3 1. (1537) poprzez 21,7 (1580) do 12,51. (1589 r.), co mogło być konsekwencją
rodzinnych podziałów ziemi łub wynikać po części z charakteru samych dokumentów (nadania
ziemi, regestr podatkowy). Podobnie było w Tarnawie Wyżnej (Kryciński 1995). Z dokumentów
archiwalnych wynika, że schyłek XVI i początek XVII w. były okresem najbardziej dynamicz­
nym demograficznie i pierwszą fazą silnego naporu rolnictwa na tereny leśne w dorzeczu górne­
go Sanu (Fastnacht 1962).
W XVII w. rozwój powstałych osad nie przebiegał już tak równomiernie. Kilka z nich
przestało w ogóle istnieć, m.in. Dołhyłuh nad potokiem Muczny (lok. 1590), Łosiowe na pogra­
niczu Dźwiniacza Górnego z TamawąNiżną(brak w r. 1654), Moczame (wyludnione w 1629 r.).
Inne rozrosły się na krótko w duże wsie rolniczo-pasterskie, powiększając wyraźnie liczbę miesz­
kańców i powierzchnię użytków rolnych (Sianki, Bukowiec, Dydiowa, Wołosate). Ważnym bodź­
cem dla rozwoju wsi w sąsiedztwie Przełęczy Użockiej (Sianki) i Beskid (od Wołosatego
po Stuposiany) był ożywiony ruch handlowy z Węgrami (Wąsacz 1929). Ruch ten wkrótce osłabł
w wyniku częstych napadów zbójeckich na karawany kupieckie. W większości wsi już w 1 poł.
XVII w. nastąpiła stagnacja gospodarcza i doszło do niemal całkowitego zahamowania ich roz­
woju, m.in. Ustrzyki Górne (Augustyn 2000). Wyraźny regres gospodarczy wystąpił w całym
rejonie od poł. XVII w. do 1772 r. i był skutkiem ówczesnej ogólnie trudnej sytuacji politycznej
kraju. Lustracja z 1665 r. stwierdziła wielką liczbę pustych łanów w porównaniu ze stanem
w 1616 i 1627 r. oraz spore wyludnienie wsi. Przyczynami tego procesu były m.in. ucisk feudal­
ny, zmuszający ludność do ucieczki na inne tereny (zwłaszcza na Węgry), rozboje przygraniczne
(Ustrzyki Górne, Smolnik, Wołosate, Dźwiniacz Górny), najazdy tatarskich i szwedzkich wojsk,
klęski głodu i pomorów (Moczame). Po podziale dóbr Kmitów (po 1580 r.) poszczególne wsie
stały się własnościąróżnych rodzin szlacheckich, którym zależało głównie na zyskach. Po upływie
wolnizny osadnicy byli obciążani coraz większymi daninami i powinnościami wobec właściciela,
państw a i cerkwi. Po wykupie wsi przez różnych właścicieli zakładano w nich dwory
i folwarki, a pańszczyzna stale wzrastała. Całkowicie spalone przez Szwedów w 1709 r.
wsie Bukowiec i Beniowa już nigdy nie odzyskały swej wielkości. Zmalało zatem zaludnienie
wsi, a na opuszczone lub nieobrabiane pola stopniowo powracały lasy (Modrzejewski i Szewc
1989; Kryciński 1995; Augustyn 2000).
Ponowne ożywienie gospodarcze wsi rozpoczęło się tu od poł. XVIII w. Stopniowo wzra­
stało zaludnienie wsi, głównie wskutek napływu nowych osadników z terenów północnych
(Polaków, Rusinów i Żydów). Dominująca nadal gospodarka dworska była bardziej nastawiona
na uprawę ziemi niż na hodowlę. Pojawił się lokalny przemysł drzewny i handel. Wraz z nasta­
niem żabom austriackiego nastąpiła jednak stagnacja w rozwoju wsi, która trwała do zniesienia
pańszczyzny (3.05.1848 r.). Austriackie spisy gruntowe (Metryki: Józefińska i Franciszkańska),
a zwłaszcza szczegółowe mapy katastralne (1852 r.) wykazująjednak, że przed 1848 r. we wszyst­
kich przetrwałych wsiach nastąpiła co najmniej pełna reprodukcja powierzchni użytków rolnych
z końca XVI w., a lokalnie nawet ich rozszerzenie (Sianki, Tarnawa Niżna, Wołosate).
Uwłaszczenie chłopów nie poprawiło początkowo stanu gospodarki, a jedynie zmieniło
stosunki prawne między dworem a byłymi poddanymi. Praktycznie nadal panowały stosunki feu­
dalne (Schramm 1961; Krygowski 1975). Dwory zatrzymały dla siebie folwarki z gruntami, lasy
i większość pastwisk na połoninach. Parcelacja całości lub części dworskich użytków rolnych
nastąpiła jedynie w kilku wsiach i dopiero pod koniec XIX w. (Wołosate, Ustrzyki Górne) lub
początku XX w. (Żurawin, Dźwiniacz Górny, Bereżki). W 2 poł. XIX w. duża część dworów
i folwarków zmieniła właścicieli (Berehy Górne, Dydiowa, Łokieć, Procisne, Tarnawa Niżna,
57
Ustrzyki Górne, Wołosate), nowi okazali się głównie przedsiębiorcami drzewnymi (Kryciński
1995). Źródłem zarobków ludności wiejskiej była zwózka drewna, wypalanie węgla drzewnego
oraz praca w powstających potażamiach. Rozwój gospodarki drewnem wymusił budowę licz­
nych tartaków wodnych na Sanie i jego dopływach. W większości wsi były czynne również 1-2
T a b . 4 młyny, folusze, olejarnie. Do końca XIX w. wyraźnie zwiększyło się zaludnienie wsi (Tab. 4)
i wzrosło rozdrobnienie gruntów chłopskich (plany katastralne z 1914 r.). Konsekwencją tych
procesów była bardzo silna presja na powiększanie terenów rolniczych kosztem wyrębów lasu.
Drugą połowę XVIII i cały XIX w. można uznać za drugą kulminację gospodarki rolno-leśnej
i osadnictwa w historii tego regionu.
Schyłek XIX i początek XX w. to okres ożywionej gospodarki drewnem. Impulsem jej
rozwoju była budowa linii kolejowej Lwów - Sambor - Sianki - Użgorod (1904-1906), która
przez Przełęcz Użocką miała połączenie z liniami węgierskimi. Wzdłuż jej szlaku nastąpił szybki
rozwój Sianek (jako ośrodka letniskowo-turystycznego) i Sokolików Górskich (jako centrum
produkcji i handlu drewnem). Możliwy stał się wywóz drewna i jego przetworów na rynek
węgierski i polski, a stacja kolejowa w Sokolikach stała się węzłem gęstej sieci leśnych kolejek
wąskotorowych zbudowanych w pierwszych latach XX w. Dowożono nimi drewno z większo­
ści dolin nad Sanem (Rygiel 1987; Darocha 1993,1996,1997). Linię leśnej kolejki przedłużo­
no z Sokolików także przez Muczne do Stuposian - Ustrzyk Górnych, skąd rozwidlała się
w doliny Rzeczycy i Terebowca. W obrębie większości dolin w miarę wyrębów lasów tory
kolejek przesuwano w nowe miejsca. Wyręby lasów w dolinach z dostępem do kolejek prowa­
dzono na ogromną skalę. N a potrzeby przetwórstwa drzewnego zbudowano również nowocze­
sne tartaki parowe: pierwszy w Smolniku (1876 r.), następne w Łokciu, Beniowej, Siankach,
Dwerniku, Dźwiniaczu Górnym oraz Tarnawie Niżnej i Wyżnej. Największy z nich, w Sokoli­
kach Górskich, zatrudniał ponad 200 osób. W pobliskim Bukowcu powstał duży zakład drew­
nianych beczek (przysiółek Beczkamia), w 1912 r. zatrudniający 500 pracowników (Kryciński
1995). Tutejszy rynek drzewny załamał się w latach 30-tych XX w., a wraz z nim przestały fiinkcjonować leśne kolejki.
Kontynuowane od wieków pasterstwo bydła na połoninach rozwinęło się szczególnie
w 2 poł. XIX i na początku XX w. Obejmowało ono zarówno dworskie jak i chłopskie części
połonin. Przed 1914 r. stada bydła liczyły tu 7 -8 tys. sztuk. Owce (ok. 6 tys. sztuk) wypasano
zwykle w pobliżu wsi, na obrzeżach uprawnych pól, rzadziej w lasach lub w niższych częściach
połonin (Dobrowolski 1930). Najliczniejsze stada wołów wypasano na Tamicy i Haliczu (1900
sztuk w 1913 r., ok. 900 w 1925 r.), podobnej wielkości na Połoninie Wetlińskiej i Caryńskiej,
Szerokim Wierchu i Bukowym Berdzie, mniejsze na Połoninie Bukowskiej i Kińczyku Bukow­
skim (po 150 - 900 sztuk w 1925 r.) - (Kubijowicz 1926; Schramm 1956; Krygowski 1975;
Kryciński 1995; Reinfuss 1990; Krukar 2000). Wypas wołów na połoninach odbywał się
w ramach wspólnot wiejskich i trwał nieprzerwanie od maja do końca lata (Rehman 1895;
Dobrowolski 1930; Reinfuss 1939; Biernacka 1961). Po I wojnie światowej pogłowie stad
wyraźnie zmalało. Hodowlę bydła prowadzono też w dolinie Sanu, np. stado dworskie z Sianek
(360 sztuk - przed 1939 r.) wypasano wzdłuż potoku Niedźwiedź, w rejonie Beskidu Żydow­
skiego, Opołonka i Piniaszkowego (Kryciński 1995).
O kres m iędzyw ojenny charakteryzow ał się ju ż w yraźnym przeludnieniem w si (do
80-1 0 0 osób/100 ha użytków rolnych; K ubijow icz 1926; C hilczuk 1959), w yw ołanym
m.in. dużym napływem obcych pracowników do przemysłu drzewnego. W pierwszym dw u­
dziestoleciu X X w. (do 1918 r.) większość wsi prawie podwoiła liczbę m ieszkańców (m.in.
58
Tab. 4. Zaludnienie wsi w dolinie Sanu w XVIII-XX w. (wg S. Krycińskiego, 1995)
Wsie
1785 r.
1848 r.
1879/80 r.
1914 r.
1938 r.
222
260
361
832
663
-
110
167
220
248
Bukowiec
158
210
250
384
497
Dydiowa
294
607
765
872
1332
Dźwiniacz Górny
367
616
720
1151
1365
Łokieć
223
304
379
467
655
Sianki
157
210
404
658
724
Smolnik
244
357
562
476
604
Sokoliki
296
300
581
917
1305
Stuposiany
254
366
644
368
732
Tarnawa Niżna
358
310
605
615
929
Tarnawa Wyżna
347
364
502
588
765
Ustrzyki Górne
171
231
305
475
491
Wołosate
386
486
584
980
1194
Beniowa
Bereżki
Sianki, Sokoliki Górskie, Dźwiniacz Górny), a do 1938 r. przybyło w niektórych dalsze 1025% (Berehy Górne, Dydiowa, Tarnawa Niżna, Sianki) - (Tab. 4). Jeszcze bardziej wzrosła
presja hodowli i upraw rolnych na tereny zalesione. Procesy te zostały całkowicie przerwane
w latach 1946-1947 wskutek przesiedlenia wszystkich mieszkańców doliny Sanu (Akcja
„W isła”) i zaprzestania gospodarki rolnej.
Górskie, peryferyjne i przygraniczne położenie doliny Sanu sugeruje, że do czasu
kolonizacji średniowiecznej była ona silnie zalesiona. Pod względem strategicznym puszcze
graniczne stanowiły naturalne bariery obronne (Wąsacz 1929; Tymieniecki 1951; Parczewski
1992,1996). Jeszcze do XV w. Bieszczady prawdopodobnie porastała prapuszcza, sięgająca
grzbietów do wysokości ok. 1150 m n.p.m. (Pałczyński 1962; Kryciński 1995). Pierwszych
wylesień dokonali Wołosi wzdłuż połonin, gdzie ju ż w XV w. te naturalne łąki uległy znaczne­
mu poszerzeniu, a wąski pas lasów świerkowych przy górnej granicy lasów bukowych został
wytrzebiony (Grodziński 1956; Schramm 1956; Zarzycki 1963). Drewno świerkowe było dla
pasterzy wołoskich bardziej przydatnym materiałem budowlanym i opałowym niż drewno
bukowe. Przed kolonizacją było więcej świerkowych lasów także w samej dolinie Sanu.
Dowodzą tego liczne szyszki i pyłek świerka (do 5% składu spektrów) pogrzebane w stropowych
warstwach miejscowych torfowisk (Marek i Pałczyński 1962;Ralska-Jasiewiczowa 1972,1980).
Według obliczeń W. Schramma (1958) w drugiej połowie XVI w. góry średnie ziemi sanockiej
były zalesione w 81 %, wysokie góry (zapewne Bieszczady) w 94%.
Z opisów historycznych wynika także, że kolonizacja w XV-XVI w. mogła objąć dolinę
Sanu już płatami wykarczowaną. Istnieje bowiem pogląd, że dno doliny nigdy nie było całkowi-
59
T a b .4
cie zalesione i od dawna „pokryte naturalnymi łąkami, które dopiero z przybytkiem ludności na
pola i ogrody zamienione zostały” (Rehman 1895). Potwierdzeniem tego poglądu wydaje się
być duże nagromadzenie szczątków olszy w spągu mady Sanu, gatunku drzewa zajmującego głów­
nie nadrzeczne pustkowia. Wylesienie dolin Sanu i Wołosatego podczas kolonizacji musiało
jednak nastąpić, gdyż wymuszał je rolniczy charakter gospodarki (Dobrowolski 1930; Schramm
1958). W XV -X V I w. objęło ono głównie dna dolin, gdzie lokowano poszczególne osady, oraz
dolne partie stoków, gdzie wyrabiano grunty do uprawy (Schramm 1956; Fastnacht 1962;
Augustyn 19 9 6 ,1999a, 2000). Częściowe ubytki lasów na potrzeby pasterstwa nastąpiły także
przy ich granicy z połoninami (Dobrowolski 1930; Zarzycki 1963; Malicki i in. 1967/8). Skalę
tych ubytków i kształtowanie się granicy lasu można jedynie oszacować na podstawie zapisów
archiwalnych (Kukulak 2003b). Najstarsze dane o powierzchni użytkowanej gospodarczo („osia­
dłej”), przypuszczalnie bezleśnej, pochodzą z regestrów podatkowych wykazywanych przez
T a b . 5 poszczególne wsie (osady) z 1589 r. (Akta grodzkie... 1868; Kryciński 1995) - (Tab. 5).
Tab. 5. Zmiany zalesienia dorzecza Sanu w XVI-XX w. (w %)
Wsie
Dolina Sanu:
Powierzchnia
wsi (ha)
1868 r.**
1589 r *
1937 r.***
20 336
Lasy
77,8
Pozostałe
22,2
Lasy
47,1
Pozostałe
52,9
Lasy
45,1
Pozostałe
54,9
1 848
2 078
2 172
1 620
80,1
78,9
83,7
77,3
19,9
21,1
16,3
22,7
62,7
67,2
51,5
26,4
37,3
32,8
48,5
73,6
56,5
59,4
55,5
31,1
43,5
40,6
44,5
68,9
Sianki
Beniowa
Bukowiec
Sokoliki Górskie
Tarnawa Wyżna +
Tarnawa Niżna
Dźwiniacz Gómy
Łokieć
Dydiowa
Żurawin
Dolina WołosatkiWołosatego:
4 237
3 370
902
2 709
1 400
89,1
87,2
71,3
83,0
65,0
10,9
12,8
28,7
17.0
35,0
42,6
48,3
31,0
49,4
52,7
57,4
51,7
69,0
50,6
47,3
42,4
36,6
27,2
45,5
47,0
57,6
63,4
72,8
54,5
53,0
12 728
88,5
11,5
67,7
32,3
66,0
34,0
Wołosate
Ustrzyki Górne
Stuposiany
Smolnik+Procisne
3 986
3 271
3 746
1 725
94,9
89,2
90,4
73,3
5,1
10,8
9,6
26,7
59,9
76,8
67,9
36,1
40,1
23,2
32,1
63,9
55,0
71,5
66,1
33,0
45,0
28,5
33,9
67.0
33 064
85,5
14,5
49,7
50,3
48,1
51,9
Łącznie:
* w ła sn e p rz e lic z e n ia d a n y c h z re g e stru p o d a tk o w e g o w g : 1 ła n = 5 0 m ó rg (K ry c iń s k i 1 9 9 5 ), 1 m o rg a = 0 ,5 7 5 5 h a
** d a n e w g: A k ta g ro d z k ie ... 1868; K ry c iń s k i 1995,
*** o b lic z e n ia w ła s n e z m a p y W IG 1:100 0 0 0 , A rk u s z e T u rk a i D ź w in ia c z G ó m y , 1937.
U schyłku XVI w. dorzecze górnego Sanu było wylesione w 14,5%. Większe połacie użyt­
ków rolnych występowały wówczas w dolinie Sanu (22,2%) niż wzdłuż Wołosatki-Wołosatego
(11,5%), w pojedynczych wsiach przekraczały nawet 25% (m.in. Żurawin, Łokieć). Nawet te­
ren najbardziej odległych Sianek był wylesiony prawie w 20%. W dolinie Wołosatki-Wołosatego
wylesienie było dwukrotnie mniejsze, w Wołosatem wynosiło jedynie 5% powierzchni wsi
60
(Tab. 5). W 1 poł. XVII w. w okresie rozwoju wsi wylesienie obu dolin musiało jednak wyraźnie
wzrosnąć (Fastnacht 1962; Kryciński 1995). O szybkim tempie wylesień od XVI po XVII w.
świadczy konieczność wprowadzenia w poł. XVII w. pierwszych aktów prawnych, ochrania­
jących lasy przed masowymi wyrębami (Strzelecki 1900; Broda 1952). Pomimo ponad
100-letniego regresu gospodarczego wsi w obu dolinach (2 poł. XVII - 2 poł. XVIII w.) ubytki
lasu w 1868 r. były aż trzykrotnie większe niż w 1589 r. (Tab. 5). Można stąd wnioskować,
że przebieg trwalszej granicy lasu stabilizował się tu przed poł. XVII w. Dotyczy to zarówno
granicy dolnej (rolno-leśnej) jak i górnej (leśno-łąkowej). Przebieg tych granic podlegał dużym
oscylacjom ponownie w początku XX w., jakkolwiek nie uległ już gruntownej zmianie do połowy
tego wieku (Dobrowolski 1930; Schramm 1956; Fastnacht 1962; Zarzycki 1963; Rygiel 1987;
Kryciński 1995; Augustyn 2000; Krukar 1994,2000). Straty powierzchni leśnej pomiędzy 1868
a 1937 r. były już nieznaczne (Tab. 5). W XIX w. i 1 poł. XX w. była wylesiona ponad połowa
doliny Sanu i blisko 1/3 doliny Wołosatego.
Z przeglądu całości źródeł historycznych wynika, że tempo wylesień i przemian osadniczo-gospodarczych w dorzeczu górnego Sanu było na przestrzeni ostatnich 4-5 wieków nie­
równe. Po początkowej żywiołowej fazie osadnictwa i wyrębów lasów w XVI w. (pierwsza
kulminacja antropopresji) nastąpił regres gospodarczy w XVII i 1 poł. XVIII w. Stopniowa
rekonstrukcja przestrzeni użytkowanej ziemi i przebiegu średniowiecznej granicy rolno-leśnej
postępowała wraz z ożywieniem gospodarki od 2 poł. XVIII w., by pod koniec tego wieku
i w XIX w. przekroczyć jąznacząco. Nastąpiła wówczas druga kulminacja antropopresji rolni­
czej, wymuszona głównie przyrostem ludności oraz ekspansjąupraw zbożowych i okopowych.
Schyłek XIX w. i początek XX był ponadto okresem żywiołowego rozwoju przemysłu drzew­
nego oraz związanych z nim wyrębów lasów. Aż do drugiej wojny światowej nie malało
tu znaczenie hodowli bydła. Przestrzenny plan użytkowania ziemi i sieci osadniczej nie ulegał już
wówczas zmianom, utrwalał się plan z X V III-X IX w., który swoje rysy ukształtował jeszcze
w XVI w. Te dwie kulminacje (fazy) rolniczo-leśnych przemian w środowisku doliny wydają
się mieć największy wpływ na przebieg procesów fluwialnych w Sanie i jego dopływach.
Kartograficzna dokumentacja
początku zagospodarowania Bieszczadów
Najstarsze zachowane mapy Bieszczadów w dużej skali pochodzą z XVII w., ale stan za­
gospodarowania tego obszaru pokazują bardziej szczegółowo dopiero mapy z poł. XIX w. Na
mapach z XVIII w. struktura użytkowania terenu jest mało dokładna (Schramm 1958). Mapa
Galicji Miega w skali 1:28 800 (zdjęcie tzw. józefińskie ), wykonana w latach 1779-1782,
przedstawia dorzecze górnego Sanu (arkusze 124,125,139,140) jako obszar o planie pokrycia
terenu bardzo podobnym do planu z poł. XIX i początku XX w. Rozmieszczenie lasów, terenów
rolnych i lokalizacja zabudowy wsi są na tej mapie i mapach XIX-wiecznych podobne, jedynie
przebiegu granicy rolno-leśnej nie można na nich wiernie porównać. Na mapie Miega brak jest
liniowej granicy lasów i mało dokładny jest plan sieci rzecznej. Jest to jednak pierwsza mapa,
która mimo tych niedogodności dość szczegółowo ilustruje zalesienie Bieszczadów. Fakt udo­
kumentowania przestrzeni gospodarczej już w pełni rozwiniętej dowodzi, że plan tej przestrze­
ni musiał się kształtować przez co najmniej parę stuleci. W dodatku mapa ilustruje strukturę
użytków tuż po stuletnim regresie gospodarczym.
61
T ab. 5
T ab. 5
R y c. 16
Podobny obraz pokrycia terenu przedstawia mapa Liesganiga (1790) w Atlasie Galicji
(Koenigreich...l824). Jej zgeneralizowana treść, przy skali 1:144 000, nie wnosi więcej informa­
cji o dolinie Sanu niż mapa Miega. Dokładnej granicy rolno-leśnej nie wytyczono również na
mapie topograficznej wschodniej Galicji i Lodomerii (skala 1:144 000) autorstwa Geistingera (ok.
1820 r.). Obejmuje ona południowy fragment Bieszczadów Wysokich (od doliny Wołosatki ku
wschodowi). Lasy są tam wrysowane głównie na grzbietach, a ich łączna powierzchnia jest
o 15-20% mniejsza niż na mapach z 2 poł. XIX w. W rejonie Bukowca i Beniowej nie zostały
zaznaczone duże połacie lasu rejestrowane kartograficznie w latach 1855 (Kummerer von Kummersberg) i 1880 (Specialkarte), co może być oznaką większego dawniej wylesienia terenu lub
szybkiej rotacji zalesień. Uwagę zwraca również szerszy od obecnego zasięg połonin (Rozsypaniec, Połonina Bukowska). Zaletą tej mapy jest dokładniejszy obraz sieci rzecznej.
Szczegółowy obraz powierzchni i granic lasów, użytków rolnych (gruntów ornych,
łąk, pastwisk, sadów, ogrodów), parceli budowlanych i rodzaju zabudowy, a nawet stuktury
własności przedstawiają plany katastralne w skali 1:2880, wykonane w tym regionie w 1852 r.
na potrzeby monarchii habsburskiej (Zbiory Arch. Państ. w Rzeszowie i Sanoku). Dokumen­
tują one stan zagospodarowania dorzecza górnego Sanu u schyłku okresu pańszczyźnianego
(Kryciński 1995). Plany te również potwierdzająwiększe niż w 1880 r. wylesienie rejonu Mucznego, Sianek, górnej części Wołosatego i Bukowca. Wynika w nich, że zabudowa wszystkich
wsi była łańcuchowa, a układ gruntów pasmowy, zapoczątkowany łanowym podziałem ziemi
jeszcze w czasach lokacji wsi. Stała aktualizacja planów katastralnych do 1914 r. wykazała, że
po 1852 r. większość ziem dworskich została rozparcelowana, a dwory rozebrane, zwiększyło
się też rozdrobnienie gruntów chłopskich i spowodowało powiększenie zabudowy wsi.
Współczesna planom katastralnym, ale w ujęciu wielkoskalowym (1:115 000), jest
mapa „A dm inistrate Kartę von den Konigreichen Galizien und Lodomerien...” Kummerera
von Kummersberga (1855) będąca również obrazem użytkowania terenu. Odznacza się ona
wyjątkowo starannym zarysem granicy lasów i pastwisk, nadającym się do analiz porównawczych (Rye. 16). Uwagę zwracająna niej duże ubytki lasów w rejonie Ustrzyk Górnych oraz na
Połoninie Caryńskiej i Wetlińskiej. Na grzbiet obu Połonin ciągnęły się od Wetliny, Brzegów
Górnych i Ustrzyk Górnych szerokie pasy wylesień.
Jeszcze większe ubytki lasów i wahania granicy rolno-leśnej rejestrująmapy Wojskowego
Instytutu Geograficznego w Wiedniu z końca XIX i początku XX w. (Specialkarte: 1880,1906,
1913-1914). Przy ich porównaniu zwraca uwagę duża zmiana granicy lasów w dolinie Sanu
od Beniowej po Tarnawę Niżną, w rejonie Przełęczy Użockiej, wzdłuż potoku Mucznego,
w dolinie Terebowca i Rzeczycy oraz wokół grzbietów Połonin. Zapewne intensywne wyręby
lasów w tych rejonach wiązały się z potrzebami dynamicznego rozwój przemysłu drzewnego.
Na mapach z tego okresu śledzić można również ewolucję układu przestrzennego wsi (Buko­
wiec, Sokoliki Górskie, Sianki, Tarnawa Wyżna, Muczne) oraz rotację działalności zakładów
wodnych (młyny i tartaki wodne, tartaki parowe, potażamie). Stan użytkowania terenu w latach
30-tych XX w. dokumentuje mapa topograficzna Wojskowego Instytutu Geograficznego w skali
1:100 000 (1937 r.). W porównaniu z mapami starszymi nie zawiera ona znaczących różnic
w zasięgu lasów i zabudowie wsi.
Z całości dokumentów kartograficznych z lat 1779-1937 wynika, że struktura użytko­
wania terenu ukształtowała się w generalnym zarysie dużo wcześniej, niż przedstawiają to
pierwsze mapy i nie podlegała ju ż od połowy XVIII w. gruntownej przebudowie. Proces
formowania się tak trwałej struktury musiał zacząć się już w wiekach poprzednich, a w uję­
tym mapami okresie jedynie się utrwalał lub okresowo modyfikował.
62
=qiu~-------------- nniTO TE
Q
tarnawaJA
“.....
„
j młyny
®
1 beczkamie
c- - '^
K
9\
■ i
linie kolejek leśnych i kolei normalnotorowej
Ryc. 16. Rozmieszczenie lasów na Mapie C. Kummerera (1855) oraz lokalizacja zakładów wodnych z 2 poł.
XVI w. - 1 poł. XX w. (wg A. Darochy 1993,1996,1997; S. Krycińskiego 1995)
63
Zebrane dane paleobotaniczne, archeologiczne, historyczne i kartograficzne jedno­
znacznie dowodzą, że kolonizacja średniowieczna nastąpiła na tym obszarze w warunkach
prawie anekumeny i dużego zalesienia terenu. Po wcześniejszych i słabych penetracjach tego
obszaru przez różne kultury pradziejowe środowisko Bieszczadów było przed główną kolonizacjąnaturalnie zregenerowane (Schramm 1958; Zarzycki 1963; Ralska-Jasiewiczowal968,
1972, 1980; Parczewski 1991; Cetera i in. 2000). Pisane źródła historyczne dokumentują
początki tutejszej kolonizacji na XV-XVI w. i łącząz nią żywiołowe osadnictwo, nasilone wyrę­
by lasów i rozpowszechnienie upraw rolnych (Stadnicki 1848; Wąsacz 1929; Falkowski,
Paszycki 1935; Reinfuss 1949,1990; Fastnacht 1962; Pasternak 1980; Ruciński 1984). Także
dokumenty kartograficzne sugerują, że zasadniczy przebieg granicy rolno-leśnej ukształtował
się tu przed wiekiem XVIII.
Datowania materiału drzewnego w pokrywie terasy zalewowej
T ab. 6
Ryc. 2
Pomiarami wieku metodą l4C objęto głównie szczątki drzew z poziomu reperowego
w spągu mady. Jest on jedynym ciągłym poziomem szczątków w profilu badanej terasy, o pew­
nej identyfikacji stratygraficznej, co pomniejsza potrzebę datowania każdej z wkładek materia­
łu roślinnego w młodszych odcinkach profilu tej terasy. Makroszczątki drzew datowano zarów­
no wzdłuż Sanu (27 próbek) jak i jego dopływów (11 próbek), gdyż moment reakcji rzek na
zmiany użytkowania dorzecza mógł być przestrzennie nierównoczesny. Dla wyznaczenia
górnej granicy czasu tej reakcji oznaczono również wiek szczątków roślinnych z wkładek orga­
nicznych ponad poziomem reperowym (3 próbki), z wypełnień paleokoryt (4 próbki) oraz sztucznych zbiorników wyciętych w warstwie mady (3 próbki). Uzyskane wyniki wszystkich oznaczeń wieku szczątków zawiera Tab. 6, a przestrzenne ich rozmieszczenie ilustruje Ryc. 2.
Z oznaczeń wieku radiowęglowego szczątków wynika, że w pokrywie terasy zalega różnowiekowy materiał drzewny. Bardzo młode (prawie współczesne) są szczątki w segmentach
bocznego przyrostu mady na zakolach koryta Sanu w Siankach (nr 1) i Dźwiniaczu Górnym
(24,25). Najstarsze sąpnie pogrzebane w spągowych żwirach terasy w Bukowcu (10), datowa­
ne na początek czasów historycznych, a w Tarnawie Niżnej (21) i Wołosatem (34) sięgające
nawet okresu subborealnego. Oznaczenia wieku drobnych szczątków z warstwy reperowej gru­
pują się już w zdecydowanie wąskim przedziale czasu, od 520±70 BP (26) po 360 (+100, -50)
BP (38). Ich kalendarzowy wiek można odnosić do schyłku średniowiecza (X V -X V I w.)
i początków czasów nowożytnych (XVII-XVIII w.). Liczne jest skupienie ustalonych dat
drewna na pograniczu XVIII i XIX w. W dużej zgodności czasowej z tymi ustaleniami są
daty materiału drzewnego z wkładek organicznych nad reperowym poziomem szczątków:
węgla drzewnego w Beniowej (122±60 BP) - (6) i nagromadzeń liści bukowych w Dydiowej
(140+60 BP) - (31). Zbliżony wiek ma także materiał liściasty ze spągu serii osadów laminowa­
nych, wypełniających dawne zbiorniki w Bukowcu (250+60 BP) - (9), Beniowej (150+120 BP)
- (4) i Siankach (240+60 BP) - (2) oraz cienkie pnie z brodu w Łokciu (150+60 BP) - (30).
Różnice czasu pomiędzy oznaczonym radiowęglowo momentem obumarcia badanych
szczątków a ich zdeponowaniem w aluwiach są prawdopodobnie nierówne dla poszczególnych
próbek. W świetle wykonanych pomiarów różnorodnego materiału roślinnego można sądzić, że
najkrótszy odstęp czasu pomiędzy tymi zdarzeniami rejestruje się na szczątkach drzew o krótko­
trwałym okresie rozkładu zarówno w warunkach powierzchniowych jak po pogrzebaniu, np.
64
Tab. 6. Datowania radiowęglowe subfosylnych szczątków drzew w dorzeczu górnego Sanu
Nr
Nazwa próby
i jej numer
laboratoryjny
Rodzaj
materiału
oznaczo­
nego
Głębokość
zalegania
szczątków
(m)
Wiek kali­
browany
l4C
(BP)
Wiek
kalendarzowy
(AD/BC)
Wykonawca
oznaczeń
wieku
Pozycja
szczątków
1. Sianki I
Gd-15166
Cienkie
gałązki,
szyszki,
liście
0,95-1,05
103.741,1
2. Sianki II
Ki-10064
Grubsze
gałązki,
szyszki
1,45-155
240460
[1480, 1700] AD KRL**
Osady zbiornika
3. Sianki III
Ki-10065
Szyszki,
cienkie
gałązki,
węgiel drz.
1,10-1,30
345460
[1440-1660] AD
Reperowy poziom
4. Negrylów
Gd-10612
Cienkie
gałązki,
liście
Gałązki,
szyszki,
węgiel
drzewny
1.50-1.60
1504120
[1700,1920] AD Polit. Śląska Osady zbiornika
1,60-1,70
410±70
[1410-1650] AD
6. Beniowa II
KR-168
7. Beniowa III
Gd-11555
Wegiel
drzewny
Fragment
pnia, gałąz­
ki, kora
0,65-0,75
122460
[1660, 1800] AD AGH***
1,45-1,55
1380450
[597, 721] AD
Wkładka
w madzie
Polit. Śląska Spąg mady
8. Beniowa IV
Ki-1068
Torf,
mułek
torfowy
1,45-1,55
12404100
[685, 885] AD
KRL
9. Bukowiec I
Gd-7961
Liście,
gałązki,
kora
Fragment
pnia
2,40-2,50
250470
[1630, 1770] AD Polit. Śląska Osady zbiornika
2.60-2,85
1940450
Cienkie
gałązki
1,00-1,10
350470
[44 BC,
138 AD]
[1430-1670] AD
Polit. Śląska Żwiry pod serią
zbiom.
Reperowy poziom
KRL
12. Sokoliki I
Ki-1071
Szyszki,
cienkie
gałązki
1,95-2,05
520470
[1290-1510] AD
KRL
Reperowy poziom
13. Sokoliki II
Ki-10070
Szyszki,
opalone
gałęzie
1,65-1,75
240480
[1670-1780] AD
KRL
Reperowy poziom
5. Beniowa I
Ki-10067
10. Bukowiec II
Gd-7860
11. Bukowiec III
Ki-10069
Współczesny
[1845-1900]
Polit.
Śląska*
KRL
KRL
Włożenie w terasę
Reperowy poziom
Dno paleokoryta
65
14. Sokoliki 11
Ki-1072
Szyszki,
gałęzie
obcinane
1,30-1,50
270±60
[1460-1690] AD
KRL
Reperowy poziom
15. Tarnawa Wyżna I, Cienkie
gałązki
Ki-10073
1,70-1,80
440±60
[1400-1530] AD
KRL
Reperowy poziom
16. Tarnawa Wyżna II, Szyszki,
Ki-10074
gałązki
1,80-2,00
1640+80
[291-597] AD
KRL
Reperowy poziom
17. Tarnawa Wyżna El, Szyszki,
Ki-10075
cienkie
gałązki
1,10-1,20
680±70
[1220-1410] AD
KRL
Boczna dolina
poziom reperowy
18. Czeremszanik
KR-174
0,80-1,05
521±53
[1410 (+30,
-20)] AD
AGH
Boczna dolina
poziom reperowy
19. Tarnawa Wyżna IV, Szyszki,
Ki-10076
liście, ga­
łązki
1,80-1,90
550±65
[1290-1450} AD KRL
Reperowy poziom
20. Tarnawa Niżna I,
Ki-10078
Szyszki,
węgjel
drzewny
2,00-2,20
180±60
[1640-1960] AD
KRL
Reperowy poziom
21. Tarnawa Niżna U,
Gd-12136
Fragment
pnia, gałęzie
1,10-1,20
3270±70
[1689,1411] BC
Polit. Śląska Reperowy poziom
22. Tarnawa Niżna M, Gałęzie,
Gd-15194
szyszki,
1,60-1,65
2680±110 [1127,516] BC
Polit. Śląska Reperowy poziom
23. Tarnawa Niżna II,
Ki-10079
Gałęzie,
szyszki
1,60-1,70
2230+70
[410-90] BC
KRL
Reperowy poziom
24. Dźwiniacz Górny I Cienkie
gałązki
Ki-10081
1,10-1,20
90+60
[1800-1960] AD
KRL
Wkładka
w madzie
25. Dźwiniacz Górny,
KR-105
Liście,
gałązki,
Szyszki,
2,30-2,50
66+56
Współczesny
[1840-1960]
AGH
Segment terasy
26. Dźwiniacz
Górny III,
Ki-10083
Cienkie
gałązki,
szyszki
0,75-0,85
520±70
[1290-1510] AD
KRL
Boczna dolina
poziom reperowy
27. Dźwiniacz Górny n, Szyszki,
gałęzie
Ki-10082
1,70-1,80
1150+70
[790, 1020] AD
KRL
Reperowy poziom
Szyszki
28. Łokieć I
Ki-10084
Fragment
pnia
1,70-1,90
1800±80
[640,420]AD
KRL
Reperowy poziom
29. Łokieć U
Ki-10085
Grube
gałęzie
1,70-1,80
1030+70
[870, 1190] AD
KRL
Reperowy poziom
30. Łokieć
KR-167
Cienki pień,
gałąź
2.40-2,50
150*60
[1650, 1820] AD AGH
66
Faszyna z brodu
31. Dydiowa I
KR-172
Liście,
cienkie
gałązki
0,65-0,75
160±100
[1660,1890] AD AGH
Wkładka w niższej
terasie
32. Muczne
Ki-10086
Węgiel
i cienkie
gałązki
1,45-1,55
380*70
[1420, 1650] AD KRL
Reperowy poziom
33. Dydiowa 11
Gd-12137
Grube
gałęzie
1,70-180
600±100
[1210,1490] AD Polit. Śląska Reperowy poziom
34. Wołosate I
KR-169
Fragment
pnia
1,00-1,30
3270*65
[1686, 1427] BC AGH
35. Wołosate II
Gd-15187
Gałęzie,
szyszki
1,00-1,05
2700*100 [1128,756] BC
36. Ustrzyki Górne
KR-166
Pień, kora,
gałęzie
1.15-1,25
415 (+65,
-35)
[1415, 1515] AD AGH
Reperowy poziom
37. Ustrzyki Górne
Ki-10087
Gałązki,
liście
1,30-1,40
310*70
[1540,1650] AD KRL
Włożenie rynnowe
w terasie
38. Bereżki
KR-171
Liście,
gałęzie
1,05-1,05
360 (+100, [1490, 1640] AD AGH
-50)
Reperowy poziom
Reperowy poziom
Polit. Śląska Reperowy poziom
* Polit. Śl. - Laboratorium HC, Zakład Fizyki, Politechnika Śląska, Gliwice
**KRL - Kijwska Radiowuglecewa Laboratoria, Nacionalna Akademija Nauk Ukraini
*** AGH - Wydział Fizyki i Techniki Jądrowej, Akademia Górniczo-Hutnicza, Kraków
liście, owoce, cienkie gałęzie (Kukulak i in. 2002a). Ich zachowaniu się w aluwiach sprzyjało
głównie szybkie pogrzebanie i stałe zaleganie w strefie saturacji (Noack i Schwab 1983). Grub­
sze elementy drzew (pnie, korzenie lub szyszki) zachowują się dłużej w stanie fosylnym, stąd
możliwa jest nawet ich redepozycja. Sprzyja to również zmianom postsedymentacyjnym tego
materiału, zwykle powiększającym różnicę czasu pomiędzy jego obumarciem a depozycją
w aluwiach (Pazdur 1980, 1995). Dokładność pomiarów wieku grubych szczątków wydaje
się także zależeć od stanu ich zachowania (m.in. Kalicki i Krąpiec 1991, 1994; Krąpiec 1992;
Kuc i Krąpiec 1994; Pazdur i in. 1999). Największe niezgodności pomiędzy wiekiem szcząt­
ków a ich pogrzebaniem w aluwiach dotyczą redeponowanych pni (Wroński 1974; Lindner
1977; Becker i Schirmer 1977; Awsiuk i in. 1980; Alexandrowicz i in. 1981; Schirmer 1988;
Starkel 1988,1994b; Kalicki i Starkel 1987; Kalicki i Krąpiec 1991,1994,1995; Kalicki 1992b).
Ich przykładem w dolinie Sanu są pnie (3270±70 BP) - (21) zalegające w Tarnawie Niżnej
w reperowej warstwie szczątków razem z gałęziami i szyszkami młodszymi o ok. 1000 lat
(2230±70 BP) - (23). Starsze pnie są włączone w obręb młodszych aluwiów prawdopodobnie
także w Wołosatem (34, 35). Od wąskiego przedziału uzyskanych dat dla szczątków ze spągu
mady różni się również wiek pni i drobnych szczątków w Beniowej (1380±50 BP) - (7)
i Bukowcu (1940±50 BP) - (10). Uwzględniając nawet nierównoczesną akumulację osadów na
całej szerokości doliny, jest to materiał znacznie starszy od innych szczątków w tym poziomie.
Wiek materiału drzewnego w poziomie reperowym zmienia się stopniowo z biegiem
Sanu. Drewien starszych od późnego średniowiecza jest w dół doliny coraz więcej (Rye. 17). Już Ryc. n
w Beniowej rejestruje się pojedynczo takie pnie lub nagromadzenia szyszek świerkowych.
W Kotlinie Dźwiniacza od Tarnawy Wyżnej po Łokieć wydatowano kilka drewien z począt­
ku średniowiecza, a w Tarnawie Niżnej nawet starszych. Charakterystyczne jest to, że wszystkie
67
ich wystąpienia przypadają na odcinki koryta o bardzo łagodnym spadku podłużnym. Najwięk­
sze wahania wieku szczątków drzew rejestruje się w terasie od ujścia potoku Roztoki do Sanu
po jego przełom koło Kiczery Łokieckiej. Ma to niewątpliwy związek z dużą migracją boczną
koryta Sanu na tym odcinku. Jest ona wywołaną obfitą dostawą rumowiska do Sanu przez potok
Roztoki, czego następstwem jest segmentowa budowa terasy zalewowej. Szczątki drzew
w każdym z bocznych segmentów pokrywy mają tu inny wiek.
Główną fazę akumulacji szczątków w poziomie reperowym mady wyznacza na X V XVIII w. przede wszystkim wiek najmłodszego materiału drobnego. Dobry stan zachowania tych
szczątków wskazuje, że ich akumulacja w aluwiach Sanu mogła rozpocząć się wkrótce po ob-
Ryc. 17. Synchroniczność faz zasiedlania Bieszczadów z wiekiem subfosylnych szczątków drewna terasy
zalewowej: A - okres stałego osadnictwa i rolnictwa (szraf); B - zapis w profilach torfowisk wpływu
człowieka na zmiany szaty leśnej (wg M. Ralskiej-Jasiewiczowej 1989); C - skala czasowa; D - wiek
(l4C) szczątków z terasy Sanu (I), Wołosatki-Wołosatego (II) i wypełnień zbiorników korytowych (III).
Numeracja próbek jak na Ryc. 2 i w Tab. 5
68
umarciu lub z niewielkim opóźnieniem w stosunku do dat radiowęglowych. W świetle wszystkich
oznaczeń wieku drewna z tego poziomu można zasadniczo przyjąć, że akumulacja mady na znacz­
nej długości doliny Sanu i jej dopływów rozpoczęła się w XV-XVI w., a rozszerzyła się na pozo­
stałe odcinki doliny w XVIII w., a nawet w 1 poł. XIX w. Lokalnie jednak mada mogła zacząć
się gromadzić się jeszcze przed XV w. Szczególnie trafnie początek akumulacji mady określają
daty szczątków w bocznych dolinach Sanu (17, 18, 26, 32), gdyż w oddaleniu od koryta głów­
nego i starszych teras są mniej obciążone ewentualnością redepozycji lub włożeń starszych
szczątków. Górny zakres początku akumulacji mady jest na pewno wcześniejszy od wieku węgli
drzewnych w Beniowej (1660-1800 AD) i nagromadzeń liści w Dydiowej (1660-1890 AD),
będących wkładkami w profilu mady. W rozcięciach już bardzo miąższej mady zalegają także
serie osadów laminowanych w Siankach (1480-1700 AD), Negrylowie (1790-1920 AD)
i Bukowcu (1630-1770 AD). Pionowy i lateralny przyrost mad trwał lokalnie zapewne do po­
łowy minionego stulecia, bowiem w takim wieku są najmłodsze szczątki w dobudowanych
segmentach pokrywy na zakolach rzeki w Siankach (1845-1900 AD) i Dźwiniaczu Górnym
(1800-1960, 1840-1960 AD).
Faza obfitej akumulacji szczątków drzew w poziomie reperowym jest czasowo zbliżona
do okresu działalności człowieka w zlewni Sanu. W żadnej z warstw pokrywy nie ma tylu
wskaźnikowych artefaktów jak w reperowym poziomie szczątków. Pospolitymi jego składni­
kami sąm.in. ciosane stożkowo paliki, drewniane kołki, karbowane cienkie kłody, obcięte wierz­
chołki młodych świerków lub pnie z obcięciami konarów, wióry drewna. Znaleziono w tym
poziomie również dobrze zachowane okazy wiklinowych splotów (Łokieć), fragmenty drew­
nianych przedmiotów gospodarskich z rzeźbieniami lub wierconymi otworami, żużle piecowe
(Sianki), okruchy ceramiki (Beniowa), fragmenty skórzanych pasów z uprzęży końskich (Ło­
kieć, Dźwiniacz Górny), a nawet skórzany, pleciony trzewik (Sianki). Reperowy poziom szcząt­
ków drzew zawierający wyroby ręki ludzkiej można uznać wręcz za warstwę kulturową.
Bogactwo tych składników dowodzi jednoznacznie, że dostawa do rzek materiału drzewnego
następowała już w obecności człowieka zasiedlającego i zagospodarowującego dolinę Sanu.
Ocena zbieżności czasowej zdarzeń fluwialnych
z osadniczo-gopodarczymi
Główne zdarzenia osadnicze i gospodarcze w Bieszczadach są dla późnego średnio­
wiecza i czasów nowożytnych udokumentowane historycznie, ich chronologia i czasowe ramy
są już zasadniczo ustalone. Znajomość tych zdarzeń jest pełniejsza dla wieków późniejszych
(XVIII-XX), bardziej skąpa dla czasów wcześniejszych (XV-XVII w.). Chronologię zdarzeń
fluwialnych można opierać jedynie na zapisie sedymentacyjnym w osadach badanej terasy.
Generalna zmiana typu deponowanych osadów na długich odcinkach dolin może być
zapisem początków ożywienia gospodarki rolnej (XV-XVI w.). Dotychczasową akumulację
żwirów, tak typową dla wcześniejszych okresów holocenu, zastąpiła na równinach zalewowych
akumulacja drobnoziarnistej mady. Zmiana ta mogła być reakcją Sanu na zwiększenie dostawy
glin z wylesionych części zlewni i dodatniego bilansu transportowanego rumowiska (Kukulak
1999,2003a). Czasowa zbieżność tej zmiany ze wskazanym okresem gospodarki jest wyraźna,
bowiem duża ilość szczątków drzew ze spągu mady ma podobny wiek (ok. 500-300 lat BP).
W tych odcinkach dolin, gdzie zalegają szczątki z tego przedziału czasu, zmianę typu aluwiów
69
Rye. 18. Chronologia zdarzeń gospodarczych i fluwialnych w dolinie Sanu w drugiej poł. ostatniego 1000-lecia
Rye. 19. Wiek datowanych próbek drewna w aluwiach Sanu (A) na tle: faz powodzi w dorzeczu górnej Wisły
i Wisłoki (B - wg L. Starkla 1996), faz dużej aktywności rzek w dorzeczu górnej Wisły (C - wg
T. Kalickiego 1996), okresów powałów drzew w dorzeczu górnej Wisły (D 1 - wg T. Kalickiego 1996)
i Wisłoki (D2 - wg L. Starkla 1995a) i wahań paleoklimatu w Polsce (E 1 - opady wg L. Starkla 1990,
E2 - temperatura wg G. Skrzypka i M.O. Jędryska 2000)
można łączyć z pierwszą fazą intensywnego wylesiania i ekspansji rolnictwa (XV-XVI w.).
Dowodzi tego również obecność największej ilości materiału pożarowego i artefaktów archeo­
logicznych wśród makroszczątków drzew w poziomie reperowym (Ryc. 18). Powszechna Ryc.
akumulacja mad, zapoczątkowana depozycją makroszczątków, musiała się rozpocząć na prze­
ważającej długości dolin w X V -X V I w., chociaż lokalnie mogła wystąpić już wcześniej.
Stwierdzony historycznie ponad 100-letni regres gospodarczy w Bieszczadach (2 poł. XVII
- 1 poł. XVIII w.) nie ma wyraźnego zapisu w aluwiach. Natomiast druga faza ożywienia gospo­
darki (2 poł. X V III - 1 poł. XX w.) zm odyfikow ała aluwia znacząco. W kładki węgli
i szczątków drewna o wieku 120-180 lat BP występujące w środkowej części mady są synchro­
niczne z pojawieniem się w dolinie Sanu potażami i wypału węgla drzewnego (2 poł. XVIIIXIX w.). Duży przyrost pionowy mady oraz pojawienie się odwrotnej tendencji w jej uziamieniu mogą nawiązywać czasowo do okresu rozszerzenia powierzchni grantów ornych pod uprawy
ziemniaków (od 1783 r.) - (Tokarz 1909). Duże podobieństwo wykazuje również wiek serii lami­
nowanych osadów do okresu funkcjonowania zakładów wodnych, przy których istniały zbiorniki
korytowe (Kukulak i in. 2002). Obecność samych zakładów wodnych rejestrująplany katastralne
(1852) oraz mapy i zapisy historyczne. Wzbogacenie górnej części mady w drobne szczątki drzew
o d p ow iad a o kresow i ro zk w itu p rzem ysłu drzew nego (przełom X IX /X X w.).
Z zestawienia dat drewna i rozmieszczenia poziomów koncentracji szczątków w całym profilu
mady wynika, że pionowy i lateralny przyrost mady trwał od schyłku średniowiecza do połowy
XX w. Górny pułap czasu budowania mady wyznaczają najmłodsze szczątki w dobudowanych
jej segmentach na zakolach rzeki w Siankach i Dźwiniaczu Górnym. Przyrost osadów pozakory-
71
Ryc. 18
Ryc. 19
towych nie był przestrzennie równomierny. W Beniowej i Tarnawie Wyżnej na powierzchni
terasy zachowały się ślady młynówek jeszcze sprzed 1852 r., podczas gdy współczesne
im młynówki w Łokciu i Wołosatem oraz faszynowe umocnienia brodu z początku XIX w.
w Łokciu zostały już głęboko pogrzebane madą.
Interesujące jest porównanie wieku pni starszych od schyłku średniowiecza z fazami
aktywności rzek i powodziowych powałów drzew w dorzeczu górnej Wisły (Starkel 1977b, 1996;
Klimek 1987a; Rutkowski 1987; Kalicki 199 lb, 1996; Kalicki i Krąpiec 1991, Krąpiec 1992,
1996), Wisłoki (Alexandrowicz i in. 1981), dolnego Sanu (Szumański 1986) i Kotliny Sandomierskiej (Mycielska-Dowgiałło 1972; Sokołowski 1987) - (Ryc. 18). Najstarsze pnie w Woło­
satem i Tarnawie Niżnej odpowiadają wiekowo fazom z ok. 3500-3000 i 2700-2600 lat BR
Młodsze pnie i nagromadzenia szyszek świerkowych w Bukowcu, Beniowej, Tarnawie Niżnej
i Łokciu nawiązują do powodzi z wieków V -V I, a zwłaszcza z w. IX -X I czasów historycznych
(Ryc. 19). Dla starszych okresów (przed V w.) uznaje się fazy powodziowe za skutki fluktuacji
klimatu, natomiast fazy młodsze za następstwa klimatyczne z możliwym wspomaganiem antro­
pogenicznym (Kalicki 1996; Starkel 1996). Jest zatem możliwe, że subfosylne pnie w spągu
mady Sanu i Wołosatki pochodzą z powałów powodziowych z wyżej wskazanych okresów.
4
Interpretacja kształtowania się antropogenicznych cech
aluwiów Sanu w średniowieczu i czasach nowożytnych
(na podstawie literatury)
Wylesianie terenu a przyśpieszony spływ powierzchniowy wód
i erozja gleby
Z dokumentów historycznych wynika, że w minionym 1000-leciu wystąpiły przynaj­
mniej dwie fazy intensywnego wylesiania dorzecza górnego Sanu: starsza - w początkowym
okresie kolonizacji rolniczej (XV-XVII w.) i młodsza, związana z rozwojem przemysłu drzew­
nego w X IX -X X w. Wylesienia w starszej fazie miały charakter bardziej trwały i objęły głów­
nie strefy dolinne, bardziej sprzyjające osadnictwu i uprawom rolnym. Ubytki lasów przy górnej
granicy lasów były wymuszone wypasem coraz liczniejszych stad bydła i owiec. Z ówcze­
sną gospodarką pastersko-hodowlaną wiąże się ponadto powstanie śródleśnych polan i rozrze­
dzenie lasów wskutek prowadzonego tam wypasu owiec (Dobrowolski 1930; Schramm 1958;
Fastnacht 1962; Zarzycki 1963; Malicki i in. 1967/8; Kryciński 1995). W fazie drugiej, szcze­
gólnie na przełomie XIX/XX w., powiększyła się dodatkowo presja na tereny leśne, ponieważ
drewno stało się surowcem intensywnego przetwórstwa (tartaki, łubnie, beczkamie, potażamie)
i handlu (wywóz kolejąz Bieszczadów )-(Fastnacht 1962; Rygiel 1987;Darocha 1993,1996,
1997; Kryciński 1995; Augustyn 1999b, 2000). Wówczas zostały wylesione tereny dotąd słabo
użytkowane rolniczo, a dostępne dla kolejek leśnych (m.in. zbocza dolin Roztok, Terebowca,
Rzeczyczy, Halicza, Negrylowa).
Pod koniec XVI w. wylesione było ponad 22% zlewni Sanu i ponad 11 % zlewni Wołosatki-Wołosatego (Tab. 5). Większa powierzchnia użytków rolnych nad Sanem niż Wołosatką-Wo- Tab. 5
łosatym to zapewne skutek gęstszego zasiedlenia doliny (9 wsi) i już występujących tam
naturalnych łąk. W iększą powierzchnię użytków miały wsie położone w dolnym biegu tej
doliny (Żurawin, Smolnik, Dydiowa) niż w górnym (Bukowiec, Beniowa, Sianki), jakkolwiek
różnice nie były duże (Ryc. 20). Wylesienie przyźródłowych Sianek było niewiele mniejsze Ryc. 20
niż Dźwiniacza Górnego, warunki środowiska były bowiem podobne na całej długości doliny.
Do połowy XVII w. ubytki lasów jeszcze się powiększyły. Po okresie regresu gospodarczego
(2 poł. XVII - 2 poł. XVIII w.) dokumentuje się ponowny wzrost wyrębów lasów (Schramm
1958; Zarzycki 1962; Rygiel 1987; Augustyn 1996). W drugiej fazie wylesień (XIX - 1 poł.
XX w.) powierzchnia użytków rolnych w dolinie Sanu przekroczyła nawet 50% powierzchni
Tab. 5
wsi, a dolinie Wołosatki-Wołosatego - 32% (Tab. 5).
73
Rye. 20. Wylesienie zlewni Sanu i Wołosatki-Wołosatego 1589 r. (obliczenia własne wg danych ze źródeł
historycznych; wielkość diagramów proporcjonalna do skali mapy)
74
N a rozległych wyrębach nad Sanem mogła ożywić się erozja gleb. Przyjmuje się
powszechnie, że wylesianie terenu zmienia sposób i tempo krążenia wody. Na wyrębach maleje
bowiem spływ śródpokrywowy, który podczas rozlewnych deszczów jest w lasach dwukrotnie
większy niż na stoku z uprawami rolnymi, natomiast wzrasta spływ powierzchniowy (Gil
i Słupik 1972; Gil 1990,1998). Uaktywniają się wówczas m.in. spłukiwanie powierzchniowe
i deflacja, a także dynamizuje się spłukiwanie skoncentrowane i spełzywanie, przyśpieszając
erozję gleb (Jahn 1954; Figuła 1960; Starkel 1965, 1980; Gerlach 1976; Niemirowski 1970,
1974; Gil 1976, 1986, 1990; Froehlich 1982, 1992; Lach 1993). W lasach erozja gleb jest
najmniejsza spośród wszystkich użytków gruntowych, a jej wielkość różnicująjedynie warunki
środowiska lasu: rodzaj drzewostanu, struktura gleby i jej podłoża, rzeźba terenu, natężenie
i przebieg opadów (Starkel 1980; Fabijanowski 1986; Moldenhauer 1995).
W zmodyfikowanym bilansie wodnym na wyrębach bieszczadzkich zmalał zapewne
udział intercepcji, transpiracji, parowania i retencji. Przyjmuje się, że intercepcja lasu bukowe­
go dochodzi do 29%, świerkowego 45%, jodłowego 57% (Triieb 1961). Wartości te malejąprzy
opadach rozlewnych lub nawalnych. Transpiracja lasu bukowego sięga rocznie ok. 250 mm,
świerkowego 350 mm (Klótzli 1968). Parowanie gleby i runa leśnego, w zależności od składu
gatunkowego i zwarcia drzewostanów, waha się w granicach 20-35%, a na zupełnych wyrębach
może wzrosnąć nawet 2,5-krotnie (Geiger 1961). Zmiana obiegu wody na wyrębach biesz­
czadzkich musiała być wyraźna, gdyż wycinano lasy mieszane i bukowe (Grodziński 1956;
Zarzycki 1963; Rygiel 1987; Krygowski 1975; Augustyn 2000), które uznaje się za najbardziej
ochronne przed erozjągleb (Reniger 1956; Fabijanowski 1964,1986; Gil 1990).
Skutkiem ubytku lasów musiał być wzrost prędkości i wielkości spływu powierzchnio­
wego, szczególnie podczas wiosennych roztopów na zamarzniętym jeszcze gruncie lub w cza­
sie lata podczas przejścia opadów rozlewnych w nawalne (Figuła 1960; Słupik 1973; Gil 1974;
Gerlach 1976; Soja 1980; Fabijanowski 1986). Jeżeli nawet natężenie tego spływu w Bieszcza­
dach nie było identyczne jak w Beskidzie Niskim (w Szymbarku - Gil i Słupik 1972; Słupik
1978,1981; Gil 1976,1986,1990,1998,1999) i Beskidzie Sądeckim (w Jaworkach - Gerlach
1966), to relacje jego natężenia na poszczególnych typach użytków musiały być podobne.
W ielkość spływu powierzchniowego mogła być lokalnie determinowana nierówną
przepuszczalnością gleb i ich podłoża, wynikającąz niejednorodności ich składu mechaniczne­
go i litologii, podobnie jak w Szymbarku (Adamczyk i in. 1972; Gil 1990). Gleby na pokrywach
ilasto-piaszczystych w dolinie Wołosatki oraz w rejonie Beniowej i Bukowca miały mniejszą
wodochłonność i wolniejsze było w nich tempo obiegu wody niż na stokach Połonin, tym
samym intensywniejsze mogło być na nich spłukiwanie. Gleby na gruzowo-gliniastych pokry­
wach stoków Połonin są silniej wodochłonne (Skiba i Schmuc 1998), gdyż udział porowatego
szkieletu w tych pokrywach jest bardzo duży (Adamczyk i Zarzycki 1963), co bardziej sprzyja
spływowi śród- i podpokrywowemu. W okresach letnich przepuszczalność leśnych gleb była
ponadto osłabiona zabiegami gospodarczymi, m.in. wypasem bydła czy zrywką drewna (Soko­
łowski 1929; Dobrzański i in. 1973; Fabijanowski 1986).
Spływ powierzchniowy na wyrębach mógł być dodatkowo potęgowany przez obfite
opady atmosferyczne (1000-1200 m m /rok). Oblicza się, że zdolność infiltracyjna 1-metrowej
pokrywy stokowej wynosi w Karpatach 100-160 mm opadu (Figuła 1966; Słupik 1973; Kopeć
1975), a każdy jednorazowy opad powyżej tej wartości ożywia spływ powierzchniowy i erozję
gleb (Słupik 1978). Przy dużych opadach na wylesionych terenach górzystych wzrost erozji
gleb mógł być nawet 9-krotny w porównaniu z opadem słabym (Klótzli 1968; Fabijanowski
75
1986). Erozja gleb na połoninach była zapewne mniejsza niż w dolinach, mimo obfitszych
opadów i większych stromości terenu. Połoniny były w większości trwale zadamione, a skałki
grzbietowe, rumowiska blokowe i okołowierzchowinowe progi skalne izolowała od siebie
trawiasta osłona, dlatego miały słabe bezpośrednie połączenie z ciekami. W dolinie Sanu
duża część wyrębów stała się polami ornymi, na których erozja gleb była ułatwiona. Erodowany
materiał z tych pól zasilał ładunki potoków bocznych, a następnie stawał się obciążeniem Sanu.
Sprzyjała temu bliskość miejsca wylesień w stosunku do koryt oraz gęste rozcięcie terenu.
Gospodarka rolna a dostawa glin do koryt rzecznych
W krajobrazie Bieszczadów w XVI-XVII w. istniały dwa pasy użytków rolnych: połoninowy - powstały naturalnie, jako piętro łąk subalpejskich, oraz dolinny - wytworzony na nad­
rzecznych polanach poszerzonych niedawnymi wyrębami. Łąki połonin były użytkowane jako
pastwiska dla hodowanych zwierząt, natomiast w dolinach Sanu i Wołosatki-Wołosatego skon­
centrowało się osadnictwo, pojawiły się pola orne i kośne łąki (Kubijowicz 1926; Dobrowolski
1930; Schramm 1956,1958; Fastnacht 1962; Zarzycki 1963; Krygowski 1975; Kryciński 1995).
Dla ogólnego bilansu wodnego zlewni istotne były zmiany użytkowania terenu w obu tych
pasach, ale dla bilansu aluwiów w korytach rzek ważniejsze było powiększenie użytków rol­
nych w pasie dolinnym. Z pól ornych przyległych do Sanu i Wołosatki była większa możliwość
dostawy glin do koryt niż z połonin oddzielonych od cieków pasem lasów.
Wypas zwierząt na połoninach był intensywny, gdyż hodowla bydła stanowiła wówczas
podstawę gospodarki osiadłej ludności (Stadnicki 1848; Rehman 1912; Kubijowicz 1926;
Dobrowolski 1930; Szczotka 1949). Pierwsze wzmianki o liczebności bydła w tutejszych
wsiach pochodzą wprawdzie dopiero z połowy XIX w. (Akta grodzkie i ziemskie... 1868;
Mat. Arch. Gł. Akt Dawnych), ale bazując na zapisach starszych (Regestr podatkowy z 1585 r.;
Metryka Józefińska z 1787-1789 r.) można przyjąć, że w okresie XVI-XVIII w. wypasano kil­
kaset sztuk (Tokarz 1909; Reinfuss 1939; Schramm 1956; Fastnacht 1962; Kryciński 1995).
Wielkości stad bydła, owiec i koni zdecydowanie wzrosły dopiero w końcu XIX w. i na początku
XX w. (ok. lOtys. sztuk). W tym czasie w dolinie Sanu było jednak już 3-krotnie więcej miesz­
kańców. Wypas licznych stad sprzyjał zapewne erozji gleb. W dodatku sezon wypasów pokrywał
się z okresem największych opadów, co potencjalnie zwiększało rozmiary tej erozji.
Bardziej intensywna erozja gleb musiała postępować na gruntach ornych poniżej granicy
lasów. W X V -X V II w. uprawiano tu głównie zboża. Uprawę ziemniaka i koniczyny wprowa­
dził rząd austriacki w cyrkule dukielskim, leskim i Samborskim dopiero w 1783 r. (Tokarz
1909). W czasach józefińskich ziemniaki ratowały ludność w okresach klęsk głodu (zwłaszcza
w latach 1787-1796), zastępując dotkliwe straty w zbożach (Stadnicki 1848; Szewczuk 1939).
Początkowo uprawa zbóż w dolinie Sanu była ekstensywna, ziemię pod ich uprawę dopiero
wyrabiano. Ze względu na mało urodzajną glebę i prymitywne środki uprawy pola orne miały
z konieczności duże powierzchnie (Dobrowolski 1930, 1960). Szybkie wyjaławianie gleby
na terenach poleśnych zmuszało rolników do częstych zmian miejsca uprawy. W ten sposób
powiększał się i zmieniał przestrzennie obszar naruszony płużnie.
Wyrabianie pól pod zasiew zbóż było prymitywne. Zwykle na wyrębach spulchniano gle­
bę płytko jedynie motykami, radła lub sochy nie dało się stosować z powodu tkwiących
w ziemi pni i korzeni (Dobrowolski 1930; Kowalska-Lewicka 1961). W takich miejscach moż­
76
liwa była orkajedynie do głębokości kilku cm (Noyszewski 1956). Głębszą orkę prowadzono
dopiero na polach już wyrobionych i odłogowanych, a stosowano w tym celu radła okute radlicami oraz pługi o lemieszach metalowych (Godłowski 1960,1983). Do pracy na roli wykorzy­
stywano siłę pociągową zwierząt (zwykle wołów), co umożliwiało orkę na większych obsza­
rach. Poziom uprawy roli był jednak niski.
Pozbawienie gleby osłony roślinnej musiało przyśpieszyć w pasie dolinnym erozję
gleby. Zmyw warstwy próchnicznej pogarszał właściwości fizyczne i wodne gleb. Wskutek
osłabienia jej przepuszczalności i retencyjności słabła w nich zdolność wsiąkania wody i malał
spływ wgłębny, natomiast nasilała się erozja powierzchniowa. Skutkiem spulchniania gleby
przez orkę było jej przesuszenie, szczególnie w okresie przejściowym między zimą a wiosną,
gdy część pól nie była jeszcze pokryta roślinnością (Malicki 1949). W świetle wyników
badań regionalnych tego zagadnienia spłukiwanie gleby z pól ornych może być kilkaset razy
większe niż z terenów trwale zadamionych lub leśnych (Gerlach 1966, 1976; Słupik 1973,
1978, 1981; Gil 1976, 1986; Hard 1976; Starkel 1980; Pinczes 1989; Stankoviansky 2000,
2003; Semmel 1995).
Natężeniem erozji gleby w tym pasie mogły sterować ponadto lokalne różnice nachy­
lenia terenu, gęstości dróg i cieków. Przyjmując prawidłowość o potęgującej się erozji gleb
wraz ze wzrostem nachylenia terenu (Ziemnicki 1955; Reniger 1956; Gil 1974; Starkel 1980;
Kopeć i Misztal 1990) można przyjąć, że na łagodniejszych zboczach doliny Sanu w Siankach,
Beniowej i Tarnawie Wyżnej lub Halicza w Bukowcu (3-6°) zmyw glin był słabszy niż
na bardziej stromych polach w Tarnawie Niżnej, Dźwiniaczu Górnym, Wołosatem lub Stuposianach (5-15°). Na bardziej stromych zboczach nawet orka wzdłuż poziomic słabo zabezpie­
czała glebę przed erozją, ponieważ w czasie ulew łatwiej mogło nastąpić upłynnienie wierzch­
niej warstwy gleby (Figuła 1960; Gil 1976; Święchowicz 2000). Według A. Malickiego (1949)
zmyw gleb zachodzi na polach o nachyleniu już 3°. W początkach kolonizacji rolniczej nie było
na zboczach doliny Sanu teras śródpolnych, które mogłyby zatrzymać erodowaną glebę. Terasy
te musiały się dopiero uformować wraz z podziałem łanów na działki o cyklicznie zmienianym
użytkowaniu ziemi. Przebieg i tempo podziału łanów sąjednak historycznie (XVI-XVIII w.)
słabo udokumentowane, co nie pozwala wnioskować o przestrzennym zróżnicowaniu erozji
gleb, ale warunki do jej ożywienia na użytkach rolnych były wówczas sprzyjające.
Dostawa erodowanych gleb do koryta Sanu mogła następować bocznymi ciekami lub
drogami dojazdowymi do lasów i pól. Drogi te pojawiły się w krajobrazie doliny wraz z rozpo­
częciem karczowania lasów i uprawy roli. Stworzyły one sztuczną sieć odpływu okresowego,
powiązaną z naturalną siecią rzeczną. Bieg tych dróg nawiązywał zapewne do układu łanów
i ich granic, o przebiegu poprzecznym do osi dolin i był nadal wyraźny na planach katastralnych
z 1852 r. Główne drogi rejestrowane katastrami w Wołosatem, Ustrzykach Górnych, Siankach,
Tarnawie Wyżnej i Niżnej oraz w Dźwiniaczu Górnym mogły być użytkowane bardzo długo,
ponieważ układ zabudowy wsi, podziału ziemi oraz charakter ich gospodarki nie zmieniały
się zasadniczo do 1848 r., a jedynie podlegały stopniowemu zagęszczeniu (Stadnicki 1848;
Fastnacht 1962; Augustyn 2000). Gęstość dróg w XVI-XVIII w. była zapewne mniejsza niż
w 1852 r., ale ich przebieg podobny.
Drogi polne miały dla bilansu wodnego Sanu i koncentracji transportowanego w rzece
ładunku istotne znaczenie. W obszernej literaturze tego zagadnienia podkreśla się na przykła­
dach rolniczych rejonów Karpat ich żywotną rolę w przyśpieszeniu spływu wody ze zboczy.
Następstwem szybszego spływu jest spotęgowanie transportu gliny i zawiesiny ze stoków oraz
77
erozja w samych drogach i na przyległych do nich użytkach rolnych (Polak 1965; Prochal 1968;
Słupik 1973, 1981; Froehlich 1975; Froehlich i Słupik 1980a, 1986; Lach 1975b, 1984).
W korytach przejawia się to powiększeniem wezbrań rzek (Figuła 1960, 1966; Lach 1975a;
Starkel 1980; Lach i Wyżga 2002) oraz silnym ich wzbogaceniem w rumowisko i zawiesinę
(Froehlich 1972, 1973,1975, 1978, 1982,1992; Froehlich i Słupik 1980b; Gil i Słupik 1972;
Welc 1972; Gil 1976, 1990,1998; Krzemień 1976; Łajczak 1992). Materiałem dominującym
w transporcie drogami polnymi jest zawiesina. Wielkość odpływu wody opadowej i roztopowej
polnymi drogami i bruzdami jest nawet większa niż młodymi rozcięciami dolinnymi (Figuła 1960;
Froehlich 1975; Słupik 1981). W zlewni Sanu duża część erodowanego materiału spływała dro­
gami bezpośrednio do koryt rzecznych lub zasilała potoki boczne, natomiast w dnie doliny Sanu
część takiego materiału mogła być deponowana u wylotów dróg na terasy rzeczne (Beniowa,
Tarnawa Niżna, Dźwiniacz Górny).
W skutek rolniczego zagospodarowania dolin Sanu i Wołosatki-Wołosatego wraz ze
wszystkimi jego przejawami (wyręby lasów, intensywna hodowla, pojawienie się pól ornych,
sieci dróg polnych, stosowanie sprzętu rolniczego) musiała nastąpić w środowisku tych dolin
modyfikacja obiegu wody na zboczach i w korytach rzek. Zwielokrotniła się wówczas dostawa
materiału zboczowego do koryt, wzrosło obciążenie rzek rumowiskiem i zawiesiną, a konse­
kwencją zwiększonego i przyśpieszonego spływu powierzchniowego mogły być częstsze i gwał­
towniejsze wezbrania na Sanie i jego dopływach. Do rzek spływała tak duża ilość materiału
zboczowego, że bilans aluwiów mógł być dodatni. Tranzyt aluwiów był w rzekach niepełny.
Równiny zalew ow e były stopniowo nadbudowywane piaszczysto-pylastym i aluwiami.
Obfitsze nagromadzenie mady w dolinie Sanu niż w dolinie Wołosatki-Wołosatego mogło wy­
nikać z większej powierzchni użytków rolnych. Także stopniowym przyrostem tych użytków
można tłumaczyć odwróconą gradację uziamienia mady Sanu w jej profilu pionowym.
Gospodarka wypaleniskowa
a dostawa do koryt materiału pożarowego
W średniowieczu w górskich regionach Karpat stosowano powszechnie żarowy sposób
gospodarowania (Bujak 1905; Łowmiański 1953; Broda 1952,1955,1965,1985; Śląski 1965).
Stosowanie ognia dla powiększenia użytków oraz ich użyźnienia było wówczas życiową ko­
niecznością (Broda 1952; Żaki 1955; Hejnosz 1960; Kowalska-Lewicka 1961). Taką metodę
gospodarowania znano już od bardzo dawna i stosowano każdorazowo w trudnych początkach
przejęcia ziemi dla celów rolniczych i osadniczych (Ralska-Jasiewiczowa 1969; Kruk 1983;
Wasylikowa 1983; Godłowski 1983). Stanowiła ona stadium przejściowe w opanowaniu obsza­
rów leśnych dla mającej nastąpić z czasem stałej uprawy zbożowej.
Na Wyspach Brytyjskich i w Skandynawii stosowano ogień w gospodarowaniu prawdo­
podobnie już w mezolicie (8300 - 6000 lat BP), czego skutkiem były tam lokalne zmiany szaty
leśnej (Dimbleby 1961; Simmons 1978; Chandler i in. 1983; Innes i Simmons 1988; Macklin
i in. 2000; Mason 2000). Na dużą skalę gospodarka wypaleniskowo-odłogowa rozpowszechni­
ła się w Europie już w IV—III tysiącleciu p.n.e. (Machnik 1993; Latałowa 1994). W tym okresie
w Polsce stosowano tę metodę przede wszystkim na wyżynnych terenach Małopolski (Kruk
1973,1983; Wiślański 1979; Gluza i in. 1988; Wasylikowa i in. 1992). We wczesnym średnio­
wieczu rejestruje się jej nasilenie w Niemczech (Inama-Stemegg 1879), we Francji (Lamprecht
78
1878; Vanniere i in. 2000), na Morawach i w Skandynawii (Pitkanen i Hettunen 1999; Pitkanen
2000). W Polsce okres jej dominacji przypada na późne średniowiecze (Broda 1952, 1955),
w Rosji była powszechna jeszcze w XVII-XIX w. (Thun 1880; Trietiakow 1948). Na początku
kolonizacji Beskidów była ona najważniejszą formą użytkowania ziemi (Kubijowicz 1926;
Moszyński 1929; Broda 1952), a na terenach najpóźniej zasiedlonych utrzymywała się jeszcze
w czasach nowożytnych (Żaki 1955; Broda 1955). Tam do połowy XIX w. była normalną formą
gospodarki chłopskiej (Kowalska-Lewicka 1961).
Żarowy sposób gospodarki stosowali również pasterze wołoscy i pierwsze generacje
stałych osadników kolonizujących Bieszczady na przełomie średniowiecza i czasów nowożyt­
nych. W ypalanie lasów na połoninach m iało na celu uzyskanie terenów pod wypas
bydła i owiec (Rehman 1895; Kubijowicz 1926; Schramm 1956; Zarzycki 1963), natomiast
w dolinach - terenów pod osadnictwo i uprawę roli (Tokarz 1909; Fastnacht 1962; Krygowski
1975; Reinfuss 1939; Augustyn 1999b). Wypalanie lasów w łatwo dostępnych miejscach
prowadziło do powstania śródleśnych polan pasterskich (Rehman 1895; Broda 1952). Z uwagi
na wielką pracochłonność przekształcania zrębów lub pogorzelisk w łąki pod wypas lub
pola orne trzebież żarowa na połoninach była przypuszczalnie mniej masowa niż w dnie doliny
(Broda 1952; Tunia 1986).
W Bieszczadach gospodarka żarowa była prowadzona podobnie jak w innych rejonach
Karpat w trzech kolejnych etapach: początkowo poprzez spalanie ściętych pni, następnie wypalanie wyrębów leśnych i ostatecznie - spalanie zarośli. Metody spalania drewna były róż­
ne (Kubijowicz 1926; Broda 1952; Kowalska-Lewicka 1961; Tunia 1986), ale każdorazowo
końcowym produktem był głównie popiół. Drewno spalano na miejscu karczunków, a powstały
popiół rozsiewano na wypaleniskach użyźniając glebę pod uprawę zboża. Wówczas był to jedy­
ny sposób poprawy urodzajności gleby. Popiół drzewny jest nawozem potasowo-fosforowym
z podrzędnym udziałem wapnia, który na glebę działa rozkruszająco. Często palono stosy drewna
przykryte darnią aż do całkowitego przepalenia darni. Popiół użyźniał glebę przez kilka lat,
po których ona jałowiała, co zmuszało rolników do przeniesienia wypalania w nowe części
lasu. Pozostawione pola stawały się ugorami, zarastając ponownie lasem. Po około 20-30 la­
tach powracano do tych miejsc i ponownie wypalano młody las. Następstwem szybkiej rotacji
miejsc wypaleniskowych było objęcie gospodarką żarową dużych powierzchni lasów, dlatego
granica rolno-leśna była niestabilna.
Pozostałością gospodarki żarowej w Bieszczadach są węgle drzewne i pył węglowy, na­
gromadzone w spągowej części mady Sanu i jego dopływów (Kukulak 2002a). Zostały one
spłukane z terenów wypaleniskowych i pogrzebane w korycie razem z osadami mineralnymi
(Fot. 27). Śladem spłukiwania tego materiału są jego warstewki w deluwiach zboczowych. Fot. 27
Węgle drzewne są łatwo transportowane przez wodę, często podlegają okruchowej dezintegra­
cji, ale ich trwałość w stanie subfosylnym jest dłuższa niż drewna nie zwęglonego (Tinner i in.
1998; Ohlson i Tryterud 2000; Schmidt i Noack 2000). Częściowo zwęglone makroszczątki
drzew, obecne w aluwiach Sanu i jego dopływów, mogą być niedopałkami nie tylko z miejsc
pożarowych, ale również z domowych palenisk. Większe niedopałki pni przywożono z wypala­
nych lasów i stosowano na opał w gospodarstwach domowych (Kubijowicz 1926; Broda 1955).
Pył węglowy i popiół są łatwo wypłukiwane z gleby, ponieważ tworzą słabo spoiste zlepy
z cząstkami mineralnymi. Popiół jest nawozem wybitnie krótkotrwałym, o małym znaczeniu
użyźniającym (Szwab 1956). Zwęglona kora i korzenie zachowały się w aluwiach dzięki więk­
szej twardości i odporności na erozję, zwłaszcza jeśli pochodziły ze starych buków (Mowszo-
79
wicz 1956; Nichols i in. 2000). Świerki spalają się łatwiej i częściej w całości, gdyż odznaczają
się cienką korą i płytkim systemem korzeniowym. Dużą koncentrację okruchów węgla i pyłu
drzewnego w spągu mady można przypisać największemu natężeniu stosowania gospodarki
żarowej na początku kolonizacji rolniczej (XVI-XVII w.). Warstwy węgla drzewnego ze środ­
kowej części mady Sanu w Beniowej (6) są już oznaką spalania drewna na węgiel drzewny
w celach przemysłowych w X V III-X IX w. Przyrost koncentracji pyłu węglowego w wyższych
częściach mady był związany z pojawieniem i funkcjonowaniem w wiekach X V III-X IX
leśnych potażami, m.in. w Siankach, Beniowej, Bukowcu, Tarnawie Wyżnej, Dźwiniaczu GórRyc. 16 nym, Smolniku (Strzelecki 1900; Broda 1965; Kryciński 1995; Augustyn 1999b)-(R yc. 16).
Skutkiem spalania drewna w potażami w Bukowcu w XIX w. były straty ponad 100 ha
lasu. Rozproszenie pyłu węglowego i popiołu w całej warstwie mady Sanu może wynikać
z trakcyjnego lub zawiesinowego sposobu ich transportu wodnego lub być konsekwencją
lokalnego rozmywania aluwiów w trakcie formowania się mady. W interpretacji obecności
popiołu w aluwiach należy uwzględnić także możliwość jego torfowiskowego pochodzenia,
jako produktu rozkładu szczątków roślinnych przez procesy biochemiczne (Pakorinen 1976;
Pjawczenko 1978; Żurek 1986).
Potwierdzeniem stosowania gospodarki żarowej w dolinie Sanu i Wołosatki jest również
obecność okmchów przepalonej gliny w profilach glin zboczowych (Łokieć, Wołosate, Ustrzy­
ki Górne). Ich gruzłowata struktura, większa spoistość oraz zmieniona barwa świadczą o ich
silnym przegrzaniu i wysuszeniu gleby podczas pożaru. Podczas spalania drewna na wyrębach
przepalała się również wierzchnia warstwa gliny oraz płaty darni przykrywające stosy drewna.
Wraz z wydłużaniem się czasu pożaru lub wzrostem jego temperatury zwiększała się głębokość
przepalenia i przegrzania gliny. Przyjmuje się, że w czasie pożaru (100-120°C) temperatura
w glebie na głębokości 3-5 cm zwykle nie przewyższa 90-95°C, a na 7 cm spada do 60-70°C
(Mowszowicz 1956). W takich warunkach gleba ulega wysuszeniu i w zależności od składu
mineralnego i uziamienia staje się bardziej rozsypliwa lub ulega drobnokonkrecyjnej cementa­
cji (Allison i Bristow 1999). Łatwiej rozsypliwe części gleby stają się bardziej podatne na
spłukiwanie i dalszy transport, a scementowane są niszczone wolniej i bliżej wynoszone (Gerda
1998). W aluwiach Sanu ich identyfikacja jest już częściowo utrudniona przez dłuższy trans­
port i warunki miejsca depozycji (m.in. zawodnienie, migracja związków organicznych i mineFot. 28 ralnych) - (Fot. 28).
Sztuczna zabudowa koryt a powstanie osadów laminowanych
Powstanie sztucznych zbiorników na górnym Sanie było związane z budowąpierwszych
młynów i tartaków wodnych w nowo lokowanych osadach, a od XIX w. również budową tarta­
ków parowych, potażami, beczkami, łubni i hut szkła. Przegrody koryta budowano blisko tych
zakładów i można przypuszczać, że każdemu z zakładów towarzyszył blisko usytuowany zbior­
nik wodny. O planowej budowie zbiorników świadczy nie tylko dobór korzystnego miejsca na
profilu rzeki (względnie szerokie i głębokie rynny koryta), ale również łatwa dostępność komu­
nikacyjna. Lokalizacji zakładów wodnych w tych osadach sprzyjało niewątpliwie bliskie zaple­
cze surowcowe, łatwy dowóz drewna i wywóz produktów oraz miejscowa siła robocza. Najstar­
sze źródła pisane (od XVI w.) i kartograficzne (od XIX w.) poświadczają istnienie miejscowych
młynów i tartaków wodnych, które pełniły znaczącą rolę w rozwoju ówczesnych wsi.
80
Powstanie serii osadów zbiornikowych w Bukowcu jest efektem przegrodzenia koryta
Halicza i spiętrzenia jego wód dla potrzeb dworskiego młyna i tartaku wodnego. Oba zakłady
wybudowano obok siebie, a większość wody ze zbiornika odpływała młynówką do tartaku
i niżej położonego młyna (Mapa katastralna, 1852). Wzmianka o dworskim młynie pochodzi
ju ż z 1589 r., istniał też w 1852 r. i w okresie międzywojennym (Mapa WIG, 1937). Na planie
z 1852 r. jest również zaznaczony dworski tartak, ale dalsze jego losy nie są zapisane. Ostatnia
przegroda zbiornika na Haliczu (32 m długości) była zbudowana z pni tuż przed tartakiem
(Kryciński 1995). Fragment tej konstrukcji odsłania się obecnie w lewym narożniku dawnego
zbiornika, a w spągu osadów zbiornikowych odsłaniająsię obrobione mechanicznie kłody drewna.
Wśród osadów zbiornikowych znajdująsię też okruchy naczyń ceramicznych.
Podobną genezę m ajądw a zbiorniki w Beniowej. Z planów katastralnych (1852 r.) wyni­
ka, że bezpośrednio poniżej górnego stanowiska osadów laminowanych istniały dawniej obok
siebie tartak wodny i młyn wodny (Ryc. 21). Zbudowano je na prawym brzegu Sanu w miejscu Ryc. 21
zwanym Krywula. Nie jest znana data ich budowy, były rejestrowane po raz pierwszy w 1852 r.,
a funkcjonowały jeszcze w 1901 r. (Kryciński 1995). Wówczas w miejscu laminowanych osa­
dów istniał sztuczny zbiornik zaporowy, niezbędny dla obu tych zakładów. W przegrodzonym
jazem korycie Sanu woda piętrzyła się do wysokości terasy zalewowej, a sztuczny zbiornik
miał do 200 m długości. Także w Siankach długo funkcjonowały młyn i tartak wodny, zazna­
czone na starszych mapach w sąsiedztwie obecnego stanowiska osadów laminowanych (Mapa
katastralna, 1852).
Ciągła żywotność tych zbiorników w X V II-X IX w. nie jest jednak pewna i w świetle
struktury nagromadzonych w nich osadów raczej wątpliwa. O czasie ich funkcjonowania
decydowały potrzeby miejscowych użytkowników, a niekiedy również tempo ich zamulania.
Bez okresowych zabiegów redukujących zamulenie prawdopodobnie wypełniłyby się one
nanosami w krótszym okresie. Świadczy o tym liczba cykli sedymentacyjnych w pionowych
profilach serii. Rytmiczność laminacji materiału detrytycznego w zbiornikach wodnych jest
bowiem przejawem okresowej zmienności ich sedymentacji, nie ma tylko pewności, jakich
okresów ona dotyczy.
Przypuszcza się, że rytmity m ogą być odzwierciedleniem regularnej sedymentacji o kli­
matycznym cyklu rocznym (Joumaux 1953; Więckowski 1966; Jahn 1968) lub akumulacji cza­
sowo nieregularnej sterowanej wezbraniami (Cyberski 1970; Lipski i Gładki 1979; Froehlich
1982; Klimek i in. 1989, 1990; Kukulak 2000b). Wypełnianiem małych zbiorników zaporo­
wych sterują głównie wahania przepływów wezbraniowych (Cabaj i Pelc 1990, 1991, 1996;
Froehlich 1990; Malarz 1993). Tym samym w ciągu jednego roku mógł powstać w takim base­
nie jeden lub kilka cykli sedymentacyjnych albo żaden. Pomocną wskazówką w identyfikacji
okresu ich powstania mógłby być skład szczątków roślinnych, zmieniający się w ciągu roku
wraz z przebiegiem wegetacji. Ich liczba w przekroju osadów każdego z basenów jest jednak
przestrzennie nierówna i w dodatku nie wszystkie musiały się zachować. W przypadku wiel­
kich wezbrań część lamin starszych mogła ulec zniszczeniu przez podwodne prądy gęstościowe
(Chomiak i in. 1969; Teisseyre 1988). Trudno zatem na podstawie lamin jednoznacznie ustalić
tempo i długotrwałość wypełniania tych basenów.
Poosuwiskowy zbiornik (Szmaragdowe Jeziorko) na rzece Wetlince w Bieszczadach,
powstały w 1980 r. (Dziuban 1983; Margielewski 1991) jest już dziś wypełniony prawie
w całości. M iał on podobne rozmiary (280 m długości, do 5 m głębokości) jak zbiornik
w Beniowej, w nim również powstała seria laminowanych osadów mineralno-organicznych
81
Rye. 21. Lokalizacja zbiorników korytowych przy zakładach wodnych w Beniowej i profile osadów je wypełnia­
jących: 1 - zbiorniki korytowe; 2 - młyny; 3 - tartaki; 4 - zabudowania; 5 - drogi; 6 - lasy;
7 - różnorodne szczątki drzew (węgle drzewne, makroszczątki, detrytus); 8 - osady drobnoziarniste;
9 - żwiry i piaski; 10 - cokół skalny serii zbiornikowej
82
(Cabaj i Pelc 1991; Alexandrowicz 1991). W odsłaniającym się blisko przegrody fragmencie tej
serii (1,85 m) w ystępuje 16 lamin organicznych (grubszych od 1 cm) przedzielonych
warstwami mułu i piasku (Kukulak 2000b). Cała seria ma zapewne liczniejsze laminy, prze­
wyższające liczbę lat zbiornika. Jego szybkie wypełnianie wiąże się jednak ze stałym obniża­
niem poziomu wody (rozcięcie przegrody) i bardzo obfitą dostawą żwirów przez Wetlinkę,
dlatego przyrost żwirowej delty postępuje bardzo szybko (Malarz 1993). Sprzyja temu również
całkowicie naturalny przebieg procesów sedymentacji, bez ich regulacji przez człowieka.
Sztuczne zbiorniki na Sanie i jego dopływach miały zapewne podobny przebieg wypeł­
niania jak Szmaragdowe Jeziorko, ale o tempie nieco spowolnionym przez ich użytkowników.
Ze struktury osadów w Beniowej i Bukowcu wynika, że wypełnianie zbiorników postępowało
dwukierunkowo: w strefach najgłębszych i mniej ruchliwych wód (proksymalna część zbiorni­
ka) dominował powolny pionowy przyrost osadów laminowanych, natomiast od strony cofki
(dystalnej części zbiornika) przyrastały głównie bezstrukturalne osady kroczącej poziomo
i nadbudowującej się pionowo delty. W strefie delty osadzały się grubsze frakcje osadów
(piaski, żwiry), bliżej przegrody - drobniejsze i lżejsze, z możliwą sedymentacją zawiesiny
(mułek, ił) i materiału roślinnego jako osadów dekantacyjnych. W miarę wypełniania basenów
i progresji czoła delty gromadziły się na ich spłycającym się dnie coraz grubsze klasty. Równo­
cześnie słabła tam akumulacja materiału roślinnego i zawiesinowego. Świadczy o tym malejący
jego udział w pionowych profilach serii, kompensowany coraz grubszym rumowiskiem mine­
ralnym (Ryc.13). Progresja czoła delty i spłycanie się zbiorników zaznaczyło się na profilach
serii ogólnym wzrostem frakcji materiału, wygasaniem w górę profili regularności lamin i słab­
szą segregacją materiału mineralnego i roślinnego. Tym samym ku przegrodzie basenu podno­
siła się granica osadów laminowanych i bestrukturalnych. W końcowym stadium wypełniania
zbiorników zawiesina i materiał roślinny były już w całości przenoszone w dół rzeki, gdyż delta
przy przegrodzie jest złożona jedynie z grubszych osadów mineralnych. Ingerencja użytkowni­
ków w rozwój zbiorników nie ma jednoznacznego śladu (podwójność serii osadów laminowa­
nych w Beniowej? włożenia osadów w rynny stropowe w Bukowcu?), ale mogła obejmować
regulację przepływu wody w młynówkach i kierowanie nurtem rzeki podczas wezbrań. Takie
działania sprzyjają zaburzeniu sedymentacji i erozji (Teisseyre 1985).
Wypełnienie osadami zbiorników w Siankach, Beniowej i Bukowcu aż po krawędzie
teras dowodzi, że ich przegrody trwały aż do końca wypełniania. Moment całkowitego wypeł­
nienia zbiorników nie oznaczał jednak zaprzestania ich funkcjonowania. Wody Halicza i Sanu
mogły nadal odpływać utrwalonymi młynówkami ze swojego poziomu spiętrzenia do działają­
cych młynów i tartaków. Tym samym długotrwałości sedymentacji w zbiornikach nie można
całkowicie utożsamiać z okresem działalności tych zakładów. M ająone synchroniczny jedynie
początek funkcjonowania. Czas wypełniania basenu jest zwykle dużo krótszy niż działalność
zakładów. W świetle oznaczonego wieku szczątków roślinnych ze zbiorników w Beniowej
i Bukowcu, zapisów historycznych i kartograficznych o istniejących tam młynach oraz na pod­
stawie analizy ich osadów można sądzić, że wypełnianie obu zbiorników mogło trwać przez
kilkadziesiąt lat. Ich żywotność mogło przedłużać jedynie sztuczne pogłębianie w etapie koń­
cowym wypełniania.
Istotne znaczenie przy ustaleniu czasu wypełnienia basenów miał rodzaj ładunku transpor­
towanego w czasie ówczesnych wezbrań rzeki. W XVII-XIX w. masa ładunku transportowane­
go w zawiesinie była zapewne większa niż obecnie lub przed kolonizacją, gdyż warunkowało ją
obfite spłukiwanie glin na użytkach rolnych. W okresie istnienia zbiorników rzecznych duża
83
część takich osadów przepływała w dół rzeki przez zapory, nie zatrzymując się w zbiorni­
kach. Równocześnie przy mniejszym udziale ładunku dennego, gdyż erozja wgłębna w korycie
osłabła, przyrost objętości i progresja delty nie były tak wielkie jak obecnie w Szmaragdowym
Jeziorku. Bardzo regularna budowa serii osadów zbiornika w Beniowej, mała miąższość lamin
i duża ich rozległość świadczą o spokojnej, długotrwałej w nim sedymentacji. Jej wypełnianie
osadami trwało zapewne dłużej niż zbiornika w Bukowcu, który pomimo większej miąższości
osadów ma bardziej zaburzoną strukturę, grubsze miąższości lamin i bardziej gruboziarnisty skład
osadów. N iezw ykle obfity udział szczątków roślinnych w budow ie jeg o serii w iąże
się zapewne z bliskością lasów, które zajmowały wówczas powyżej tego miejsca około 80%
powierzchni zlewni Halicza.
Rekonstrukcja przebiegu akumulacji osadów korytowych
i pozakorytowych górnego Sanu w okresie X V -X X w.
Schemat powiązań procesów fluwialnych
ze zdarzeniami gospodarczymi
w późnym średniowieczu i czasach nowożytnych
Przedstawione powyżej cechy osadów zalewowej terasy wraz z interpretacją antropoge­
nicznego ich pochodzenia są przesłankami pozwalającymi skonstruować całościowy schemat
formowania się pokrywy tej terasy. Schemat ten uwypukla przede wszystkim znaczenie rodzaju
i natężenia gospodarki rolno-leśnej w wykształceniu aluwiów. Nie wnika on we współudział
innych czynników ekosystemu zlewni, niewątpliwie także istotnych, zwłaszcza oscylacji
klimatycznych, ale od średniowiecza już mniej samodzielnie wpływających na przebieg proce­
sów sedymentacyjnych w dnach dolin.
Dwuczęściowa budowa pokrywy terasowej Sanu może być zapisem dwóch etapów sedy­
mentacji aluwiów w dnie doliny; wcześniejszego z depozycjążwirów i późniejszego z akumulacjąm ad. Starszy etap można odnieść do okresu dominacji jeszcze pierwotnych, naturalnych
warunków sedymentacji w środowisku rzek, młodszy - do okresu już pośrednio zmodyfikowa­
nego przez procesy antropogenne. Przejście starszego etapu w młodszy jest nagłe, zaznaczone
na profilu pokrywy gwałtowną zmianą uziamienia osadów. Łatwiejsza do określenia jest długo­
trwałość etapu młodszego, trudniejsza etapu starszego, ponieważ pomiędzy nimi jest często
luka czasowa, zaznaczona na profilach pokrywy erozyjnym kontaktem osadów. W dolinie
Wołosatki-Wołosatego ten schemat nie jest wszędzie tak wyraźny, gdyż osłabia go mniejsze
w przeszłości wylesienie doliny i większy spadek podłużny rzeki. Lokalnie występująca powierzch­
nia erozyjna żwirów na kontakcie z madą może być kopalnym dnem koryta lub rynien erozyjnych
w żwirowej pokrywie dna doliny.
Procesy rzeczne Sanu i Wołosatki-Wołosatego przebiegały w starszym etapie (do X V XVI w.) w warunkach względnej równowagi subsystemu stokowego i dolinnego, ustalonej
w tej części Bieszczadów w poprzednich wiekach. Przy dużym zalesieniu zlewni dostawa
materiału stokowego do koryt była niniejsza niż możliwości transportowe Sanu, stąd bilans
aluwiów na przeważającej długości rzeki był ujemny (Ryc. 22). Środowisko sedymentacyjne
rzek oraz przebieg i natężenie procesów fluwialnych były wówczas w całości podporządkowa­
ne reżimowi klimatycznemu rzek. Pastersko-leśna działalność człowieka na połoninach nie wy­
woływała wówczas zauważalnych zmian w korycie Sanu i Wołosatki w zakresie erozji, trans­
portu fluwialnego i akumulacji. Podczas panowania klimatycznego reżimu hydrologicznego
85
Ryc.22
następowało głównie pogłębianie i zwężanie koryt. Procesy erozyjne doprowadziły wówczas
do wycięcia w starszych żwirach, a lokalnie także w ich skalnym podłożu szerokiej rynny, cienko
wyścielanej żwirami. Duża energia słabo obciążonych wód sprzyjała redepozycji żwirów ze
starszych pokryw oraz formowaniu się nowego rumowiska z erodowanego cokołu fliszowego
w korycie. Natężenie erozji wgłębnej i bocznej przed X V -X V II w. musiało być jednak
duże, ponieważ rynna wycięta w terasie wyższej jest lokalnie bardzo szeroka (do 60 m),
a głębokość rozcięcia sięga spągu żwirów starszych lub nawet litego podłoża. W niektórych
profilach pokrywy Sanu trudno nawet ustalić, czy jest to warstwa żwirów nowo włożona
w wyciętą rynnę, czy żwiry sąpozostałościąnie rozciętej do spągu starszej pokrywy. M ająone
cechy teksturalne podobne do pokryw z okresu subborealnego - wczesnosubatlantyckiego
(Haczewski i in. 1998,2001). Obie m ajątakże cokoły skalne o podobnej wysokości. O postępu­
jącej akumulacji żwirów w powstałej rynnie świadczy jednak ich obecność w takich miejscach,
gdzie przylegająone wprost do zbocza doliny lub cokołu wysokich teras.
Akumulacja żwirów w starszym etapie formowania się pokrywy była niewielka zarówno
w korycie jak i w strefie pozakorytowej. Ich miąższość jest mała nawet w miejscach, gdzie prze-
Ryc. 22. Przebieg zmian gospodarczych i fluwialnych w dolinie Sanu w późnym średniowieczu i czasach nowo­
żytnych: A. Fazy antropopresji: 1 - lokacji osad (ciemne kółka) i ekstensywnej gospodarki rolno-pasterskiej, 2 - kryzysu gospodarczego (1783 r. - wprowadzenie uprawy ziemniaków) i wyludnienia,
3 - ożywienia gospodarki rolnej (1848 r. - uwłaszczenie chłopów), 4 - optimum gospodarki leśnej
i rolno-hodowlanej, 5 - wysiedlenia ludności i zaniku gospodarki rolnej; B. Podział czasu; C. Krzywe:
I - natężenia gospodarki żarowej, II - ubytków lasów, III - bilansu obciążenia rzek (wg szacunków
i danych ze źródeł historycznych); D. Schemat ewolucji dna doliny Sanu: 1 - żwiry, 2 - piaski i muły,
3 - reperowa warstwa szczątków drzew, 4 - wypełnienia starorzeczy, 5 - lite podłoże terasy
86
przechodzą w nadległą madę bez erozyjnego kontaktu. Jest nawet możliwe, że ich warstwa
nie była lateralnie ciągła lub została lokalnie zredukowana erozyjnie tuż przed akumulacją
mady, gdyż miejscami mada zalega wprost na litym podłożu. Lokalnie akumulacja żwirów
mogła wystąpić jedynie w korycie rzeki. Prawdopodobnie w tym etapie ukształtował się za­
sadniczy przebieg meandrów Sanu. Ich dno było na poziomie niewiele wyższym niż obecnie,
a na odcinkach bardzo łagodnego spadku koryta nawet niższe.
Przejście do etapu drugiego spowodowane zostało szybką przemianą reżimu hydrologicz­
nego rzek z wyłącznie klimatycznego na klimatyczno-antropogeniczny. Żywiołowe osadnictwo
u schyłku średniowiecza i na początku okresu nowożytnego (XV-XVI w.) wywołało w sposób
pośredni zaburzenia w całym geosystemie zlewni Sanu i rozpoczęło etap jawnego zapisu roli
człowieka w aluwiach. Wraz z postępującą redukcją lasów (11-22% ich powierzchni w 1589 r.)
oraz wkraczaniem upraw rolniczych na wylesione dna dolin i dolne partie stoków zmienił
się tam zapewne bilans denudacyjny z dodatniego na ujemny. Konsekwencją wyraźnego
wzrostu dostawy materiału zboczowego do koryt było przekroczenie progowych wartości wydol­
ności rzek i bilans aluwiów stał się w nich dodatni. Niepełne wynoszenie osadów powodowało
agradację rzek i stopniowy przyrost osadów na równinach zalewowych. Cienka warstwa żwi­
rów z etapu starszego została na nich szybko pogrzebana madą.
Zmiana uziam ienia transportowanego i deponowanego materiału była następstwem
przewagi dostawy glin pylastych ze zboczy nad żwirowym rumowiskiem pochodzącym ze
starszych aluwiów. W ładunku wezbraniowych wód wzrósł zdecydowanie udział materiału uno­
szonego kosztem wleczeniowego, co przy dodatnim bilansie transportu tego ładunku uzewnętrz­
niło się akumulacją osadów głównie pylasto-piaszczystych. Bardziej spójny stał się subsystem
stokowy z dolinnym (Ryc. 23), gdyż w wyniku pojawienia się dróg polnych i leśnych powiększyła
się gęstość sieci spływu Unijnego, połączonego z Sanem i jego dopływami.
W yznacznikiem momentu spotęgowania spływu powierzchniowego na wyrębach oraz
wyraźnego ożywienia działalności rzek był okres obfitej dostawy do koryt materiału drzewnego
i jego depozycji zarówno w strefie korytowej (pnie drzew i makroszczątki) jak i pozakorytowej
(drobne szczątki). W świetle oznaczeń wieku tego materiału oraz występujących artefaktów
archeologicznych moment ten nastąpił na przeważającej długości doliny w warunkach już
zaawansowanej kolonizacji Bieszczadów (XV-XVII w.). Pogrzebane madą drewno pochodziło
zarówno z wyrębów leśnych (ze śladami obróbki), jak i z powodziowych powałów przykorytowych, a także z równi zalewowych (pnie drzew). Część tego drewna mogła być również wrzu­
conymi do koryt resztkami gałęzi po wyrębach i wypaleniskach. Efektem jego obfitej depozycji
było utworzenie reperowej warstwy szczątków. W tym samym czasie prowadzono na wyrębach
gospodarkę żarową, której śladem są nagromadzenia materiału pożarowego w spągowej części
mady. Był on deponowany w aluwiach równocześnie z drewnem niezwęglonym, co jeszcze
bardziej dowodzi ich wspólnej akumulacji w okresie kolonizacji. Wypalanie lasów na potrzeby
rolnictwa i budownictwa obejmowało całe podnóże Pasm Połonin i Granicznego, gdyż materiał
ten występuje nie tylko w aluwiach Sanu, ale również w bocznych dolinach. Znajduje się on
również w składzie tamtejszych deluwiów. Spalano drewno także w wiekach późniejszych,
gdyż pył węglowy o mniejszej koncentracji występuje w wyższej części profilu mady.
Wyrazistość tych przemian była skutkiem zmodyfikowanego obiegu wody na zboczach
i w korytach. W wyniku dużego wylesienia podnóży Pasm Połonin i Granicznego w XVI
i XVII w. spotęgował się na nich spływ powierzchniowy, a w korytach wzrosła wielkość
i częstotliwość wezbrań. Jednak brak pomiarów wielkości tych procesów i metod na obliczenie
87
Ryc. 23
ich wzajemnego bilansu pozwala jedynie szacunkowo ocenić skalę ich współżależności,
podobnie jak w innych beskidzkich zlewniach (Froehlich 1982; Soja 1998). Prawdopodobnie
słabe wsparcie tym procesom dawało wówczas kontynuujące się na połoninach pasterstwo
bydła i sztuczne korekty górnej granicy lasu. Nastąpiła w tym okresie transformacja całego
systemu fluwialnego Sanu i Wołosatki. W odcinkach największej dostawy i najmniejszego spadku
(0,2-0,5% ) San zaczął nawet nabierać stopniowo tendencji do przemiany w rzekę roztokową
(rejon Sianek, Beniowej i Dźwiniacza Górnego), upodabniając się w małej skali do rzek
w odcinkach kotlin śródgórskich i podkarpackich (Klimek i Starkel 1972; Klimek i Trafas 1972;
Klimek 1974a, 1983; Szumański 1977, 1982, 1986; Starkel 1996). Następstwem ożywienia
wezbrań i przyśpieszenia tempa akumulacji jest duża miąższość mady Sanu (do 2,5 m w ciągu
czterech wieków). Wielkość tych wezbrań i tempo nadbudowywania równin zalewowych
prawdopodobnie zmieniały się w ciągu wieków. Warstwowa budowa dolnej części mady
mogłaby świadczyć o względnie mniejszych wezbraniach na początku tego okresu niż pod­
czas późniejszej depozycji osadów wyższych, bezstrukturalnych i bardziej miąższych.
Ryc. 23. Schemat powiązań procesów fluwialnych ze zdarzeniami gospodarczymi w dorzeczu górnego Sanu
88
O wielkości ówczesnych wezbrań świadczy szybki przyrost pokrywy pozakorytowej
i to w warunkach słabo, a lokalnie nawet wcale nie podnoszonego agradacyjnie dna koryta.
Pod koniec XVIII w. poziom brodów na Sanie w Łokciu i Dźwiniaczu Górnym sięgał spągu
mady (Ryc. 24). Koryto Sanu w Kotlinie Dźwiniacza było niewiele płytsze od dzisiejszego,
w Beniowej, Tarnawie Wyżnej lub Łokciu było nawet miejscami głębsze, podobnie jak koryto
Wołosatki w Wołosatem. Poziom reperowy szczątków drewna ciągnie się w tych miejscach przy
samym dnie rzeki lub obniża się poniżej tego dna. Osady w zbiornikach zaporowych w Siankach
i Bukowcu powstawały bezpośrednio na żwirach sprzed kolonizacji, w Beniowej nawet wprost
na skalnym podłożu. Z tak małymi zmianami głębokości koryt nie wiąże się zatem tak duży
przyrost pozakorytowych mad ani gwałtowne zdrobnienie ich frakcji. Początkowa akumulacja
mad pozakorytowych przebiegała powoli i rozpoczęła się osadami bardzo drobnymi (ił, mułek,
drobny piasek) w sposób warstwowy. Można przypuszczać, że w tym okresie przeważała
depozycja materiału głównie suspensyjnego. Mogło to po części wynikać z denudacji na polach
uprawianych płużnie najpierw wierzchniej pokrywy glebowej, najbardziej zwietrzałej. Areał
silnie denudowanych gruntów ornych był w XVI -1 poł. XVII w. mniejszy niż po wprowadzeniu
uprawy ziemniaka, tym samym mniejsze być mogły również wahania wodostanów. Mimo
większych powodzi tempo pionowego przyrostu mady nie było jednak szybkie. Powstała wów­
czas jej dolna, starsza część (mada drobnoziarnista, warstwowana).
Ryc. 24. Położenie brodu w Łokciu wg mapy katastralnej z 1852 (A) i współczesnych śladów jego umocnień (B)
89
Ryc.24
Tempo przyrostu mady wzrosło zdecydowanie po 1783 r., gdy powierzchnia pól or­
nych skokowo się powiększyła. Większy spływ powierzchniowy wzmógł erozję gleb, co przy
maksymalnych wezbraniach rzek przyśpieszyło sedymentację osadów na równinach zalewo­
wych. Deponowany osad był wówczas bardziej piaszczysty, słabiej wysortowany i prawie
bez warstwowania. Dużej dynamiki transportu i depozycji mady dowodzi bowiem wzajemna
relacja wskaźników wysortowania (o ^ i średniej średnicy ziam (Mz) w górnej części profilów
Ryc. 7
mady (Ryc. 7 ). Wzrostowi średniej średnicy ziam odpowiada tam malejące ich wysortowanie,
a wartości tych wskaźników wykazująnajwiększe wahania w całym profilu pokrywy. Powstała
wówczas mada górna, m łodsza (piaszczysta, makroskopowo bezstrukturalna). Ten etap
przyrostu mady koreluje się z drugąkulminacjąrolnictwa w dorzeczu Sanu (2 poł. XVIII - 1 poł.
XX w.). Przyśpieszona wówczas sedymentacja we frakcji wezbraniowej ma potwierdzenie
w odwróconej sekwencji uziamienia mady. Dowodzi jej również relacja wskaźników tego
Ryc. 7 uziamienia (Ryc. 7 ). Lokalnie pionowy i arealny przyrost osadów frakcji pozakorytowej
przebiegał w warunkach agradującej rzeki (odcinki do dziś płytszej rzeki) lub migracji jej
koryta (kopalne rynny erozyjne).
Zagęszczenie w X V III-X IX w. zabudowy hydrotechnicznej koryt Sanu i WołosatkiWołosatego w sąsiedztwie zakładów wodnych (młynów, tartaków, łubni) zapewne spowolniło
tempo przemieszczania się rumowiska dennego w korytach, ale nie ograniczyło transportu
zawiesiny. Powstanie tych zakładów miało jednak duży wpływ na urozmaicenie aluwiów.
W basenach korytowych nastąpiła sedymentacja osadów laminowanych, natomiast poniżej
zakładów depozycja szczątków drzew oraz okruchów węgla drzewnego i popiołu w natural­
nych osadach mineralnych (Kukulak 2002c). Z największą produkcją zakładów spalających
drewno lub węgiel drzewny (potażamie, kuźnie, tartaki parowe) łączy się ponowny wzrost kon­
centracji materiału pożarowego w górnej części mady. Podobnym przejawem najbardziej nasi­
lonych w Bieszczadach wyrębów i przetwórstwa drewna w końcu XIX i początku XX w. jest
także zwiększona zawartość w tej części mady drobnych odpadów drewna. Dużo materiału
drzewnego było wówczas wynoszone z koryt bocznych potoków, ponieważ głównie potokami
odbywała się zrywka i transport ściętych drzew.
Interesująca jest stałość pozycji reperowego poziomu szczątków w profilu mady,
bez względu na wiek tych szczątków. M ożna wnioskować, że jego obecność wynika z natural­
nej kolejności sedymentacji osadu uwarunkowanej nie frakcją objętościową, a wagową mate­
riału (żwiry, szczątki drzew, piaski i mułki). Gdy następuje tak poważna zmiana typu akumulowanych osadów (ze żwirowych na mułkowo-ilaste), wówczas depozycja szczątków drzew
jest normalnym etapem cyklu sedymentacyjnego i w sekwencji osadów tego cyklu poprzedza
depozycję osadów zawiesinowych. Depozycja materiału drzewnego przebiega bowiem według
podobnych prawideł jak w przypadku materiału mineralnego (Chudzikiewicz i in. 1979; Froehlich 1982; Cabaj i Pelc 1991,1996; Klimek i in. 1990; Teisseyre 1985,1988,1989), ale wspól­
nie są deponowane w innych przedziałach frakcji objętościowej. Mała gęstość drewna ułatwia
szybkie unoszenie go przez wodę i łatwiejsze przejście do zawiesiny lub do warstwy flotacyj­
nej, mimo iż jest składnikiem dużo większym niż towarzyszące mu okruchy mineralne.
90
Naturalne uwarunkowania zapisu antropogeniczności aluwiów
Przedstawiona powyżej reakcja Sanu na ożywienie osadnictwa i rolnictwa nie zaznaczy­
ła się w osadach tak samo na całej długości doliny. Różnice tej reakcji są widoczne w niejedno­
rodności litologicznej deponowanych aluwiów oraz w wahaniach ich miąższości. Na badanej
długości dolin Sanu i Wołosatki-Wołosatego występują pojedyncze odcinki pokrywy w całości
żwirowej lub złożonej z przewarstwień mady żwirami. Powstałe różnice typu aluwiów musiały
być wywołane wpływem miejscowych warunków sedymentacji (oprócz różnicy w wylesieniu
obu zlewni). Jest możliwe, że decydowały o tym parametry hydrodynamiczne rzeki i rzeźba
koryta. Odcinki pokrywy o grubszym uziamieniu pokrywająsię bowiem na podłużnym profilu
koryta z miejscami zwiększonego spadku oraz ze zwężeniami dna doliny (głównie terasa Woło­
satki-Wołosatego), natomiast na odcinkach łagodnego spadku rzeki mady są bardziej drobno­
ziarniste i miąższe (głównie terasa Sanu).
Spadek rzeki a typ akumulacji
Przyśpieszony ruch wody na odcinkach zwiększonego spadku rzeki modyfikuje m.in.
warunki transportu i depozycji rumowiska, szczególnie dynamizując jego przemieszczanie się.
Z obszernej literatury na temat zależności przebiegu obu tych procesów od prędkości wody (m.in.
Dębski 1967; Kuenen 1959; Gossmann 1970; Kaszowski 1965; Klimek 1974a; Michalik 1990;
Bednarczyk i in. 1992; Wyżga 1999) wynika, że na tych odcinkach akumulacja rumowiska
może postępować podczas wezbrań mniej obficie, w dodatku następuje tam depozycja materiału
bardziej gruboziarnistego. Ponadto stwierdzono, że wzrostowi frakcji deponowanego materiału
odpowiada coraz większa jego prędkość sedymentacyjna (Hjulstróm 1935; Sundborg 1967;
Lambor 1971; Kaszowski 1973; Klimaszewski 1978; Teisseyre 1985; Zwoliński 1985; Gradziński i in. 1986). Dla rzek karpackich obliczone sąjuż wartości progowe warunków hydraulicz­
nych, uruchamiających transport lub depozycję materiału dennego w zależności od jego frakcji
(Lambor 1971; M ichalik 1990; Bartnik 1992; Bednarczyk i in. 1992; Radecki-Pawlik 2002).
Na rzekach beskidzkich wartości progowe dla procesów erozji i transportu m ają dość szero­
kie granice, bowiem są korygowane m.in. przebiegiem opadów lub częstotliwością wezbrań
(Froehlich i Starkel 1994; Froehlich 2002).
Wielkie znaczenie dla typu akumulowanych osadów ma wartość spadku rzeki (Ryc. 25).
Jego wpływ jest wyraźnie czytelny w osadach Sanu i Wołosatki-Wołosatego. Średni spadek
Sanu od miejsca pojawienia się terasy zalewowej (5,4%o) jest 2,5 razy mniejszy niż WołosatkiWołosatego (13,8%o), podobne różnice sąw uziamieniu i miąższości osadów obu rzek. Różnice
te są czytelne nawet przy lokalnych zmianach spadku każdej z rzek (Ryc. 26). Wzdłuż Sanu
drobnoziarniste mady m ająnajw iększąm iąższość na odcinkach o spadku mniejszym od 3,5%o
(rejon d. wsi Łokieć - 2,7%o, Tarnawy Wyżnej - 2,2%o, Beniowej - 3,3%o) i dużej krętości
rzeki. Jest możliwe, że dzięki tym warunkom akumulacja mad rozpoczęła się na tych odcinkach
doliny najwcześniej. Mały spadek rzeki preferował jej większą agradację i migrację koryta,
stąd w budowie terasy więcej jest kopalnych rynien i segmentów bocznego przyrostu. Wyjaśnia
to przestrzenne różnice w uziamieniu mady, zmiany tendencji jej uziamienia w profilach piono­
wych oraz generalną dominację osadów najdrobniejszych. Terasa zalewowa na tych odcinkach
ma największą szerokość. Drobnoziarnista mada występuje na ponad 3/4 długości doliny Sanu,
podobną długość ma koryto o spadku mniejszym niż 5,4%o.
91
Ryc. 25
Ryc. 26
Rye. 25. Profile podłużne Sanu i jego dopływów oraz zasięg wzdłuż nich terasy zalewowej (kółka)
247
Rye. 26. Akumulacja mad wzdłuż Sanu i Wołosatki-Wołosatego
Ryc. 26
Wzdłuż Wolosatki-Wołosatego jedynie połowa długości koryta ma spadek mniejszy
od 13,8%o, a jeszcze krótsza jest sumaryczna długość pokrywy drobnoziarnistej (ok. 25%) (Ryc. 26). Granicznym przedziałem wartości spadku Wołosatego, w którym następowała zmia­
na typu deponowanych aluwiów, jest 8-10%o. Niższe wartości tego przedziału odpowiadają
również odcinkom koryta bardziej krętego (m.in. w Ustrzykach Górnych - 7,9%o), wyższe
bardziej prostolinijnym (Wołosaty w Bereżkach - 9,6%o, Wołosatka powyżej Ustrzyk Górnych 9,l%o). Lokalne modyfikacje wartości spadku powodował zapewne niejednorodny ładunek
z dopływów: bardziej gliniasty z terenów rolniczych (Wołosatka w Wołosatem 12,0%o), a bar­
dziej gruzowy z terenów zalesionych (Wołosaty poniżej Bereżek —8,l%o lub w Widełkach 9,9%o). W zależności od wielkości wezbrania i stabilności koryta następowała w granicznym
przedziale akumulacja piaszczystej mady lub żwirów, formując pokrywę złożonąz kilku kolej­
nych przewarstwień obu typów osadu (Wołosaty w Bereżkach - 9,7%o). W odcinkach zwężo­
nego dna doliny (przełomy) o generalnie większym spadku koryta (>10%o), pokrywę madową
zastępuje mniej miąższa pokrywa żwirowa (przełom Wołosatego między Ustrzykami Górymi
a Stuposianami - 1 0,9%o, Sanu poniżej Beniowej - 1 0,5%o). W najwęższych miejscach przeło­
mów niezależnie od wartości spadku koryta występuje przerwa w ciągłości badanej pokrywy,
prawdopodobnie nie następowała tam nigdy jej akumulacja (San pomiędzy Siankami a Beniową
- 10,0%o, anaklinalne fragmenty meandrów Sanu między Dydiowąa Smolnikiem - 5,5%o).
Rozwój mady a klimatyczne wezbrania rzek
Duża miąższość (1-2 m) drobnoziarnistej mady nagromadzonej w ciągu zaledwie czte­
rech wieków wskazuje na szybkie tempo jej pionowego przyrostu (średnio 2-5 cm rocznie).
Zapewne nie było ono czasowo i przestrzennie równomierne, jakkolwiek brak kopalnych gleb
w profilach mady może dowodzić braku dłuższych zastojów w jej przyroście. Można przypusz­
czać, że wezbrania rzek były częste i duże, z nimi musiała się wiązać bezpośrednio akumulacja
osadów pozakorytowych.
Przyczyny ówczesnych wezbrań, oprócz uwarunkowań gospodarczych, były również
natury klimatycznej. Wielokierunkowe badania dotyczące klimatu Polski w ostatnim 1000-leciu
potwierdzająjego okresową i lokalną zmienność (Bednarz 1976; Starkel 1983,2000; Boryczka
1 Wicik 1983; Maruszczak 1984, 1987a, 1987b; Bednarz i Niedźwiedź 1997; Krąpiec 1997).
W średniowieczu, według większości klimatologów, panowało w całej Polsce ocieplenie
(VIII—XIII w.), a średnie roczne temperatury były wyższe o ok. 2°C od obecnych. Niektórzy
badacze dowodzą również wystąpienia w tym okresie epizodu bardzo chłodnego (XI-XII1 w.),
zwłaszcza w Sudetach, gdzie średnie roczne temperatury mogły się obniżyć nawet o 2-3°C (Skrzy­
pek i Jędrysek 1999, 2000). Kolejny okres ciepły miał trwać w Polsce południowo-zachodniej
do poł. XVI w., a jego optimum przypadać na poł. wieku XIV (wzrost temp. okresu letniego
0 nawet 4-5°C). Bardziej wyrównane temperatury występowały w Polsce północno-wschodniej.
Od poł. XVI w. nastąpiło już zdecydowane i powszechne ochłodzenie (tzw. mała epoka lodowa),
które trwało do poł. XIX w. Zwiastunem tego ochłodzenia były niskie temperatury już w okresie
2 poł. XIV-1 poł. XV w. (niższe od średnich z wielolecia o 1-2°C; Maruszczak 1991), ale
od długotrwałego oziębienia oddzielił je jeszcze ostatni ciepły epizod w średniowieczu (do poł.
XVI w.). Mała epoka lodowa miała kilka fal silnego ochłodzenia (1 poł. XVII w., 1 pohXVIIIw.,
1 poł. XIX w.), które dopełniał wzrost kontynentalizmu klimatu. Letnie miesiące były wówczas
chłodne (przeciętna temperatura w rejonie Warszawy 16-19°C; Maruszczak 1991) i przeważnie
z obfitymi opadami, co powodowało wzrost częstotliwości wezbrań na rzekach. W Karpatach
94
wyjątkowo niskie temperatury i wysokie opady w miesiącach letnich wystąpiły w 1 poł. XIX
w. (niższe od obecnych o 2-4°C). Z nimi łączy się m.in. drastyczne zmniejszenie szerokości
przyrostów rocznych drzew (Bednarz 1976, 1984; Bednarz i Niedźwiedź 1997), rozwój lodowczyków (W dowiak 1961) i spływów gruzowych w Tatrach (Kotarba 1989, 1993-4), a w
całej
G alicji
w każdej z faz następowały klęski nieurodzajów i głodu (Szewczuk 1939; Maruszczak 1987a).
Druga poł. XIX w. do poł. XX w. była już powrotem ocieplenia i jego panowaniem.
Jednym z następstw fluktuacji klimatu były zapewne wahania wodostanów. Wzrost
częstotliwości i wielkości wezbrań łączy się powszechnie z okresami ochłodzeń i zwilgotnień
klimatu (Starkel 1977a, 1994a,b, 1996; Kalicki 199lb, 1996;Krąpiec 1992; Kalicki i Krąpiec
1996). Dla badanego 1000-lecia fazy częstych wezbrań w południowej części Polski ustalono
na jego początek (900-1100 AD), 1 poł. XIV w. (1200-1325 AD), XV w. i pocz. XVI w. oraz
schyłek XVI w. - XVIII w. (Awsiuk i in 1980; Kalicki 1991b, 1997; Kalicki i Krąpiec 1994,
1996; Starkel 1994b, 1995b, 2000; Krąpiec 1992, 1997). Wskaźnikami częstych wezbrań
w średniowieczu były najczęściej same ich efekty (np. obfita akumulacja pni w aluwiach, zmia­
ny litologii deponowanego osadu lub tendencje rzek do agradacji lub erozji, wzrost rozmiarów
koryta i jego niestabilność), natomiast wezbrania późniejsze sąjuż notowane w źródłach histo­
rycznych, a od XIX w. lokalnie mierzone instrumentalnie.
Wystąpienia wezbrań na Sanie w minionym 1000-leciu są odnotowane głównie dla
jego odcinka pogórskiego i przedkarpackiego (Szumański 1977,1986; Starkel 1994a, 1994b)
lub w ujęciach regionalnych (Mikulski 1954,1961; Bielański 1997). Pomiary wodostanów Sanu
w Bieszczadach wykonuje się systematyczniej dopiero od 1926 r. (Dwernik, Myczkowce), reje­
strując maksymalne wahania poziomu rzeki (Dwernik - 403 cm) w pierwszych latach pomia­
rów. Również najstarsze, fragmentaryczne zapisy wodostanów z otoczenia Wysokich Bieszcza­
dów są niedawne i pochodzą z 1892 r. (stacje wodowskazowe Postołów i Olchowce na Sanie,
Biskowice i Koniuszki na Strwiążu oraz Synowódzkie Wyżne i Stryj na Stryju). Epizody wcze­
śniejszych powodzi Sanu (przed największąz nich w 1893 r.) nie są tutaj kalendarzowo datowa­
ne, jakkolwiek z nimi bezpośrednio wiązać się musiał rozwój aluwiów terasy zalewowej.
Dla doliny górnego Sanu szczególnie istotne były wystąpienia prawdopodobnych powodzi
powodowanych klimatycznie w okresie X V I-X IX w., przypadających na tzw. m ałą epokę
lodową. Przyjmuje się, że przy znacznych opadach atmosferycznych i niskich temperaturach
powietrza przepływy rzek musiały być wysokie (Starkel 1977b; Maruszczak 1987b, 1991).
W takich warunkach większa ilość transportowanego rumowiska mogła powodować agradacyjne podnoszenie koryt i nadbudowę równin zalewowych (Schumm 1965; Falkowski 1967,
1971; Klimek i Starkel 1972, 1974; Szumański 1977, 1986; Starkel 1988a, 1996; Alexandrowicz i Wyżga 1992). W aktywności rzek nastąpiło wówczas niewątpliwe wzmocnienie
roli czynnika klimatycznego, jednak nie zobojętnił on impulsu kolonizacyjnego. Świadczy
o tym rodzaj ówczesnej zmiany typu aluwiów pozakorytowych ze żwirowych na drobnoziar­
niste, typowy raczej dla zakończenia faz wezbrań. Na równinach zalewowych początek faz
wezbrań klimatycznych zaznacza się zwykle wzrostem frakcji osadów (Starkel 1983, 1988a,
1994b; Kalicki 1991b, 1993, 1996, 1997). W dodatku w wiekach X VI-XIX utrzymała się
tendencja akumulacji osadów drobnoziarnistych, bez ponownej zmiany na żwirowe. „Klima­
tyczną” prawidłowość uziam ienia można odnosić dopiero do profilu samej mady, ale jest
to już reakcja późniejsza od decydującego momentu zmiany typu aluwiów w pokrywie
terasy. Odwróconą gradację uziamienia mady powodowało zapewne duże tempo sedymentacji,
wywołane jednak bardziej zwiększającą się dostawą materiału gliniastego z wylesianych lub
uprawianych zboczy niż wahaniami klimatu.
6. Wnioski i uwagi końcowe
Z wielostronnej analizy aluwiów terasy zalewowej rzek bieszczadzkich wynika, że ich
wykształcenie w dużym stopniu łączy się genetycznie i czasowo z osadniczo-rolniczymi prze­
mianami w dolinach tych rzek. Aluwialny zapis tego związku zawiera bowiem fakty jedno­
znacznie go potwierdzające oraz fakty o genezie pośredniej, złożonej zarówno z przyczyn
gospodarczych jak i naturalnych. Jednoznacznie związek ten potwierdza się poprzez:
1. Rodzaj zmiany typu deponowanych aluwiów pozakorytowych ze żwirowych na mułowo-piaszczyste.
Zmiana ta, obejmująca prawie całą długość teras zalewowych, nastąpiła jeszcze przed głów­
ną fazą ochłodzenia klimatu w czasach nowożytnych (małą epoką lodową), zatem nie była ona
uwarunkowana jedynie klimatycznie. Warstwę drobnoziarnistej mady w tej terasie można uznać
za osad w dużej mierze powiązany genetycznie z rolniczą działalnością człowieka.
2. Koncentrację materiału pożarowego w dolnej części mady oraz jednorodność takso­
nomiczną węgli drzewnych.
Nie udokumentowano dotąd w młodoholoceńskiej historii Karpat pojedynczego okresu
nasilenia naturalnych pożarów lasów, ich wzrost w terenach górskich jest bardziej spowodowa­
ny gospodarczymi zabiegami. W dodatku wśród węgli przeważają gatunki drzew podrzędnie
występujących, a nie dominujących w składzie ówczesnych lasów. Przewaga węgli z drzew
szpilkowych w dolnej części mady mogła wiązać się z selektywnymi wyrębami gatunków naj­
bardziej potrzebnych gospodarczo (jodła) lub najmniej przydatnych (świerk) w okresie koloni­
zacji. Większy udział węgli z buczyn i olszy w wyższej części mady może wynikać ze spalania
przemysłowego tych gatunków w XIX -X X w.
3. Nagromadzenie artefaktów archeologicznych wśród szczątków drewna w poziomie
reperowym.
Poza przedmiotami gospodarczego użytku występują w tym poziomie także drewna mają­
ce ślady mechanicznej obróbki. Ich dostawa do koryt i akumulacja w spągu mady musiały zatem
nastąpić ju ż w okresie zasiedlenia dolin bieszczadzkich lub przynajmniej w początkowej jego
fazie.
4. Jednorazową obfitość makroszczątków drewna w całej sekwencji osadów mady.
Depozycja drewna w osadach wezbraniowych jest procesem naturalnym i pospolitym,
jednak w dolinach Bieszczadów była spotęgowana do wytworzenia prawie ciągłego poziomu
biogenicznego (reperowego) na początku akumulacji mad.
5. Zgodność lokalizacji serii osadów laminowanych z usytuowaniem sztucznych zbiorni­
kówzaporowych.
Położenie i czas funkcjonowania zbiorników dokumentują historyczne źródła pisane
i kartograficzne, a ustalony radiowęglowo wiek serii osadów wypełniających te zbiorniki jest
z tymi dokumentami zgodny.
96
6. Dużą synchroniczność zwiększonej akumulacji drobnoziarnistych mad z początkiem
rolniczej kolonizacji dolin.
Do faktów o genezie niejednoznacznie wywołanych działalnością rolniczą należą m.in:
1. Rytmika wahań uziarnienia osadu mineralnego i tendencja jego zmian w profdach
pionowych mady.
M ogą być one oznaką potęgujących się powodzi, w czasie których następował przyrost
mady. Przyczyna tych powodzi mogła być jednak tak klimatyczna jak i antropogeniczna. Ich
związek z gospodarką rolno-leśną potwierdza się jedynie w coraz grubszym uziamieniu mady,
w miarę jak przybywało w dolinach użytków rolnych, a zwłaszcza gruntów ornych (od schyłku
XVIII w.).
2. Małe podobieństwo składu subfosylnych makroszczątków drewna ze składem gatunko­
wym ówczesnych lasów.
Pogrzebane madą szczątki sąniewątpliwie mieszaniną składników pogospodarczych oraz
naturalnie włączonych do transportu przez wody wezbraniowe z brzegów koryt lub równin
nadrzecznych. Z ich składu nie daje się jednak ustalić jednoznacznie ani ich pochodzenia, ani
czasu depozycji. Jedynie towarzyszące szczątkom artefakty archeologiczne pozwalają sądzić,
że gromadziły się one w podobnym jak tamte okresie.
W górskich dolinach aluwialny zapis przebiegu gospodarki rolno-leśnej i osadnictwa może
być jednak niepełny, gdyż powstaje jedynie w lokalnie sprzyjających mu warunkach sedymenta­
cyjnych. W dolinach bieszczadzkich głównym regulatorem wyrazistości tego zapisu była wartość
spadku podłużnego rzek. Wyraźny zapis powstał jedynie w osadach tych rzek, których spadek
nie przekraczał 5 -7 ,5%o, a wylesienie zboczy dolin sięgało co najmniej 20%.
Z zestawienia wszystkich faktów geologicznych i historycznych wynika, że zasadniczy
moment zmiany typu deponowanych osadów ze żwirowych na drobnoziarniste nastąpił w doli­
nie Sanu i Wołosatki-Wołosatego w późnym średniowieczu i na początku czasów nowożyt­
nych. Na przeważającej długości obu dolin rozpoczęła się wówczas depozycja mad i była syn­
chroniczna z nasileniem się gospodarki rolnej. W spągowej części mady większość szczątków
drewna pochodzi z X V -X V II w. Szczególnie wskaźnikowe są oznaczenia wieku szczątków
krótkotrwałych (np. liście, owoce, pędy), istotne jest także podobieństwo ich wieku ze szcząt­
kami z osadów bocznych dopływów Sanu (Czeremszanik, Fedkowski, Muczny, Wołosaty). Wiek
grubych kłód jest bardziej zróżnicowany i z uwagi na możliwość ich redepozycji nie rozstrzyga
jednoznacznie o wieku mady.
Zakres wieku szczątków w poziomie reperowym mady jest jednak dość szeroki. W prze­
strzennym ujęciu dat drewna z tego poziomu ujawnia się fakt, że na odcinkach doliny Sanu
o najmniejszym spadku podłużnym koryta (2,2—3,3%o) występują makroszczątki datowane
na początki okresu historycznego. Ich obecność nie pozwala twierdzić bezkrytycznie o równowiekowej zmianie typu aluwiów na całej długości tych dolin. Zapewne niektóre drewna sąredeponowane ze starszych teras, ale bardziej jest prawdopodobne, że sygnalizująone wcześniejszy
początek lokalnej akumulacji mad, wskazując równocześnie takie odcinki wzdłuż podłużnego
profilu rzeki. W miejscach o warunkach najbardziej sprzyjających depozycji drobnoziarnistych
mad proces ten mógł nastąpić jeszcze przed średniowieczem (Beniowa, Tarnawa Niżna,
Łokieć, Wołosate), natomiast bez wątpienia spotęgował się i rozszerzył prawie na całą długość
dolin dopiero w okresie wskazanym większością dat radiowęglowych. Starsze mady Sanu
z tych odcinków korelują wiekowo z madami obficie zdeponowanymi przez San ok. 2 tys.
lat temu przy wylocie z Bieszczadów i w pogórskiej części doliny, gdzie warunki do ich akumu-
97
lacji były jeszcze korzystniejsze. Już w kotlinie Uherce Mineralne i w rejonie Sanoka przypisu­
je się madom terasy zalewowej wiek z początku okresu subatlantyckiego, a wraz z biegiem
Sanu wzrasta nie tylko miąższość mad, ale przykrywają nawet terasę rędzinną(Starkel 1960,
Klimaszewski 1967). Dwa zasadnicze etapy w rozwoju typu aluwiów w dorzeczu górnej Wisły:
klimatyczny (od schyłku ostatniego okresu zimnego do optimum holocenu) i antropogeniczny zaburzony ingerencją człowieka (po optimum klimatu) wystąpiły w dolinach bieszczadzkich
w zdecydowanie innym przedziale czasowym niż na przedpolu Karpat. Etap antropogeniczny
rozpoczął się w Bieszczadach Wysokich z dużym opóźnieniem, a granicznym przedziałem obu
etapów było późne średniowiecze.
Różnice cech teksturalnych w profilu samej mady oraz obecność młodszych dat drewna
w poziomie reperowym szczątków sugerują jeszcze jedno twierdzenie. Dolna część mady
o najdrobniejszym uziamieniu i wyraźniejszym warstwowaniu może wiązać się czasowo i ge­
netycznie z pierwszą fazą kolonizacji rolno-osadniczej (XV-XVII w.). Wyższa, młodsza część
mady, o grubszym uziamieniu, większej miąższości i bezładnej budowie może być synchro­
niczna z drugą fazą ożywienia gospodarki w Bieszczadach (2 poi. XVIII w .-l poi. XX w.),
w czasie której prowadzono już uprawę ziemniaka i koniczyny. Cechy granulometryczne i teksturalne tej części mady wyraźnie wskazująna szybsze tempo jej akumulacji. Szczątki drzew pod­
ścielające madę na odcinkach o większym spadku podłużnym koryta lub we włożeniach
rynnowych na terasie są tego właśnie wieku. Także krzywe uziamienia pełnego profilu mady
wykazująnajczęściej tendencję odwróconą. Można również twierdzić, że im większa była dosta­
wa materiału zboczowego do koryt i tym samym większy jego ładunek w wodach wezbraniowych, tym na dłuższych odcinkach dolin następowała akumulacja mady. Przed kolonizacją
zaznaczyła się ona w dolinie Sanu tylko w pojedynczych miejscach, od X V -X V I w. objęła już
większą część doliny, natomiast jej dopełnienie nastąpiło w drugiej fazie ożywienia rolnictwa
(2 poi. XVIII w .-l poi. XX w.). Przestrzennymi wystąpieniami akumulacji mady i jej wykształce­
niem sterowały zatem nie tylko stopień wylesienia każdej ze zlewni i zmiana struktury użytków,
ale także wartość spadku podłużnego rzek.
Udział impulsu rolno-osadniczego w modyfikacji typu osadów był niewątpliwy, ale
gdyby nie ówczesne oscylacje klimatu, pewnie nie byłby tak wyraźny. Wynikiem równoczesnej
aktywności obu tych czynników były większe zmiany sedymentacji w dolinach i mocniej
uwypukliła się przy tym rola pierwszego z nich. W skutek późnego zasiedlenia dolin górskich
impuls rolniczy nałożył się znacząco na czynnik klimatyczny dopiero w drugiej połowie minio­
nego 1000-lecia. Tym samym etap rolniczej historii tych dolin zapisał się w aluwiach dużo
później niż w pogórskiej części Karpat lub na ich przedpolu. W dodatku zapis ten powstał tylko
w tych odcinkach dolin, gdzie istniały sprzyjające mu warunki hydrodynamiczne rzek i morfo­
logiczne den dolinnych, a działalność rolnicza (wylesianie, struktura upraw, sposoby uprawy
ziemi, zabudowa koryt) była wystarczająco silna, by zmodyfikować procesy fluwialne. Dlatego
nie w każdej z dolin górskich czynnik ten się zaznaczył. Skala jego lokalnych efektów dowodzi
jednak, że może on w dorównać klimatowi i wywołać znaczące modyfikacje aluwiów.
Record of human settlement and agriculture in mountain river alluvium
(the case of the Upper San River in the Bieszczady Wysokie)
Summary
1. Introduction
Floodplain alluvium in the Carpathian valleys is often fine-grained. It is rich in wood debris, charcoal
and archaeological artefacts. These alluvium locally includes laminated sediments that fill artificial basins incised
into natural floodplain deposits. These features are absent in the deposits o f the higher (older) alluvial terraces,
built entirely of gravel. This specific structure of the floodplain deposits is attributed by the author to the influence
o f agricultural settlement during the floodplain formation. A similar concept has been applied to the deposits of
low alluvial terraces in the Carpathian foothills and the Carpathian foreland, but it has not been yet definitely
proven by multifaceted studies.
This paper is aimed at deciphering the record o f agricultural, forestry and settlement activity in alluvial
sediments of a river situated in the mountainous part o f the Carpathians. The paper includes:
- characteristics o f those sediments whose origin may be attributed to the action of agriculture and forestry,
- radiocarbon dating o f floodplain sediments
- chronological correlation of economic and fluvial events based on sediment dating and available
palynological, archaeological, cartographic and historical data,
- interpretation of the human influence in the origin o f sediments.
This study concerns the floodplain deposits of the San and its tributaries in the Bieszczady
Wysokie, in the watershed area of the Carpathian arc, near the boundary with Ukraine (Fig. 3). In this
mountain area where the height o f the relief attains 400-700 m (Tamica 1346 m a.s.l., Stuposiany 536 m a.s.l.)
the valleys o f the San and Wo’osaty have over long distances wide bottoms (50-200 m) and the stream channels
have vertical gradients o f0.54-2.55%.
The field part of the study included geomorphological and geological survey o f the floodplain and the
sections o f its deposits. Samples o f mineral and organic sediments have been studied with respect to their
granulometry (87 samples), organic content (35), charcoal (6) and wood debris (14) taxonomy and radiocarbon
age o f wood debris (38). Particular attention was given to the analysis of the organic material, especially fine
wood debris, considered to be an important source o f data on the valley environment and its evolution. Greater
attention has been hitherto given to single buried tree trunks, regarded as indicators of increased fluvial activity.
Fine wood debris (shoots, fruits, leaves), may provide for more precise dating of their host sediment than thick
trunks, owing to its lower resistance to decay and shorter residence time in sediments.
Fig. 3
2. Anthropogenic characteristics of alluvium
Grain-size change in vertical sections of floodplain sediments
The floodplain sediments consist o f two layers. The lower part is built of gravel, the upper of sandy-silty
mud (Fig. 5). The transition to the mud is sharp, usually continuous, rarely erosional. The boundary between
the two types of alluvium is in most places accentuated by the presence of abundant wood debris.
The gravels underlying the mud are similar in grain-size and petrographical composition to the older
gravels. The overlying mud is mesoscopically uniform. However, laboratory analyses of its grain-size composition
revealed rhythmical variation of this characteristic in vertical sections (Fig. 7). The basic component of the fingrained alluvium is silt (40-90%) accompanied by sand (30-60%) with an admixture of clay (up to 25%). The
sediments are poorly sorted (6= 1,8-2,8 0 ), have a positive value of skewness (Sk = 0,16-0,48 0 ). The lower part
of the mud is usually finer; upwards the sand content oscillates, with increasing trend, and the sandy grain-size
dominates in the top part o f the mud. This reverse gradation in grain size suggests increasing river energy
during the mud accumulation.
Concentration of wood debris at the mud bottom
A layer o f wood debris is commonly present at the base of the mud. It usually consists o f fine wood
debris (shoots, leaves, bark, roots), less commonly whole branches or logs. The layer is 0.1-0.5 m thick. The
fine debris (especially leaves) usually lies in 2-5 thin layers, more extensive laterally than the coarser debris
99
Fig. 5
Fig. 7
Fig. 9
(shoots) which forms one layer. The type of wood debris varies laterally (Fig. 9), but individual accumulations
are well sorted with respect to size. Wood debris is always much coarser that the accompanying mineral sediment
Fig. 10 (Fig. 10). The plant detritus is most concentrated in the finest fractions o f mineral sediment. The most part of
the plant detritus is well preserved, especially the fragments of coniferous trees, especially where the layer
locally lies now below the river level. The wood debris in the upper half o f the mud is finer and much less
abundant. Numerous traces o f working the wood with tools and numerous artefacts (wooden utensils) indicate
the anthropogenic origin o f a part of the wood.
The differences in taxonomic composition between the wood debris and the modern forest
Table 1
Taxonomic composition o f the wood debris is similar at all studied sites (Table 1). Fragments of deciduous
trees predominate, mainly alder (41 -45%), less commonly beech. Among the coniferous trees the most common
is spruce (up 29%), and similar is the frequency of fir (17-20%). The spruce debris is common over the whole
length of the valley, especially common and well preserved are its cones. Fragments o f pine and apple tree
appear sporadically. The proportions of individual species depart markedly from the present-day population of
Table 2 trees in the San watershed (Table 2). The differences are probably due to the conditions of the debris supply to
the stream channels. The wood debris is enriched in riparian species, hence the predominance of alder. The large
proportion of spruce and fir may be related to preferred cutting of these species for utility reasons. The proportions
of subfossil wood in alluvium are different from those in top parts o f pollen diagrams from the peat-bogs, their
species composition is also poorer than that in the peat bogs. It is probable that the wood buried by the mud
represents the initial phase o f the San valley colonisation.
The presence of fire material in alluvium
Fire material in alluvium is represented mainly by coalified wood and other tree remains (bark, bracket
fungi, resin, roots, cones). Some o f the wood fragments are completely coalified, some are coalified only
superficially. Most of the material is represented by fine fragments of charcoal (0.25-0.5 cm). The coarser
charcoal fragments (longer than 1 cm) occur only locally and are accumulated in layers (Beniowa, Łokieć) or
are dispersed in fine mineral sediment. A large part o f the fire material consists of very fine charcoal fragments
(less than 0.25 mm in size) mesoscopically invisible in sediment and indeterminable taxonomically, described
here as the charcoal dust. The taxonomical analysis o f charcoal shows that it comes mainly of coniferous trees
Table 3 (fir and spruce), the proportion of beech and alder increases markedly in the upper part (Table 3). The greatest
concentration of fire material is present in the basal part of the mud, where it lies together with non-coalified
Fig. 11 wood. Its presence may record the use of fire clearance at the initial stage o f agricultural colonisation (Fig. 11).
Another horizon of charcoal concentration extends in the middle or upper part of the mud section and may be
related to the activity o f the wood-bumign facilities (potasheries).
Location of laminated sediments in longitudinal sections of the floodplain
Isolated occurrences of laminated sediments are a distinctive feature of the studied floodplain deposits.
These sediments were laid down in basins created by damming of the stream channels. The sediments consist of
alternating mineral (mainly muddy-sandy) and organic (mainly plant-derived) sediment layers, covered at top
Fig. 12 by homogenous sediments (Fig. 12). The basin fills consist of undisturbed sequences (Beniowa II, Sianki) or
consist of two superposed sequences separated by an erosional surface (Bukowiec, Beniowa I). The alternation
of layers is more distinct in the lower part, where the plant debris is more abundant. The plant debris includes
also remnants of synanthropic species. The setting of the laminated sequences shows that they formed as
fillings of artificial ponds created during the 16th- 19,h centuries to fill the needs o f grist mills and saw mills.
3. Synchroneity of fluvial and economic events and its interpretation based
on palaeobotanical, archaeological and historical data
Radiocarbon dating of the wood debris shows that wood of different age has been accumulated in the
Table 5 floodplain sediments (Table 5). Most wood at the base o f the mud dates at 520±50 BP - 360±50 BP. Wood and
charcoal fragments in the higher part o f the mud, and the fills o f erosional channels in the mud were dated at the
17,h- 19lh centuries. The basin deposits are o f similar age. Nearly half of the samples at the mud bottom is much
older (3270-1030 years BP), pointing to the possibility that the mud deposition could start earlier. Such is the
100
age of coarse wood fragments, accumulated in floodplain segments that have lover vertical gradient. It is
possible that some o f the wood logs were redeposited from older terraces.
The concentration o f wood dates in the 15th- 18'" century interval allows to infer that the main phase of
mud accumulation began at that time and is genetically related to the agricultural colonisation in the Bieszczady
area (Fig. 17). This is best proven by the age o f fine wood fragments from the floodplain sediments in side
valleys. The colonisation began in 15th- 16th centuries and two culminations are discernible in its course:
15ththrough the first half o f the 17,h century, and second half of the 18ththrough the first half of the 20th century
(Fig. 22). Archaeological and palaeontological (pollen diagrams of peat bogs) data indicate that the colonisation
took place in conditions o f anacumene and nearly complete forest cover. Written historical sources support its
vigorous nature, intense clearing o f the forests and development of farming (Table 5). In the studied part o f the
San and Wolosaty-Wolosatka valleys sixteen settlements were founded during about 150 years. The San
valley was already deforested in 22 percent in the 16,h century. Map sources show that the general position of
the agriculture-forest interface was established here before the middle of the 18th century.
Gravel accumulation, so typical for the earlier periods of Holocene, continued here until the wider
development of agriculture, but the change of the type of floodplain sediments to sandy muds occurred abruptly.
Probably the climatically-controlled fluvial regime was replaced by climatically and anthropogenically controlled
one. Following the large reduction in forest area, increased the surface runoff and erosion o f soil from farming
area, resulting in increased supply o f clays to stream channels so that the alluvial balance switched to positive
value. Fine-grained muds were deposited at first, as surficial soil layer, the most weathered one, was eroded from
arable fields. This first period o f intense deforestation of slopes and valley bottoms was also accompanied by
rich supply of wood debris and fire material to stream channels. The wood came from both, forest clearing (with
traces o f working with tools) and from flood damage on floodplain and natural levees (tree trunks). The
accumulation o f charcoal and wood dust in alluvium could be related to the use of fire clearance by the colonisers
to enlarge and fertilise farming area.
The second phase of increased economical activity was marked by a faster growth o f the mud lay er. This
could be related to a sudden increase in arable fields area after the introduction of potato and clover (since 1783)
and deeper ploughing in the fields. Accelerated mud deposition at that time is confirmed by the inverse grainsize gradation in vertical sections o f the mud. Increase in the number of water mills in 18,h through 19thcentury
resulted in creation o f artificial basins in stream channels (Fig. 16), filled later with laminated sediments. The
activity of saw mills and wood-burning facilities (potasheries) was also responsible for enrichment of alluvium
in charcoals and wood debris
Fig. 17
Fig. 22
Table 5
Fig. 16
4. Conclusions and final remarks
The analysis of the geological and historical data indicates that the main change in the type of floodplain
deposit from gravels to muds occurred in the uppermost San valley at the transition from Mediaeval to Modem
epoch and was synchronous with the development of agricultural settlements in the Bieszczady Wysokie. The
change in sediment type occurred then over the most part of valley length, only locally it could occur at another
time. An important control on the spatial distribution of this change was exerted by, among other factors, channel
gradient and the degree of valley deforestation. Along the valley sections with low gradient (below 0.3%),
where the buried wood is oldest, deposition o f fine-grained alluvium could occur before the 15,hcentury, while
along the steeper sections, with vertical gradient of 0.5-0.75%, or where the valley slopes were deforested in
less than 20%, the change occurred only in 18th century (Fig. 26).
Fig. 26
The clear-cut record of agricultural colonisation in the change sediment type was probably reinforced
by climatic change at that time. The climate-controlled phase of alluvium deposition in the valleys of the Bieszczady
Mountains was succeeded by human and climate-controlled phase since the end of Mediaeval Epoch. This
phase change was delayed with respect to a similar change in the Carpathian foothill and foreland areas.
Literatura
Adamczyk B., 1980. R o la g le b y w regulow aniu d yspozycyjnych za so b ó w w ody w K arpatach. Zesz. Probl.
Postępów Nauk Roln., 235: 59-82.
Adamczyk B., Zarzycki K., 1963. G leby bieszcza d zkich zb io ro w isk leśnych. Acta Agraria et Silvestria,
Ser. Leśna, 3:133-169.
Adamczyk B., Maciaszek W., Januszek K.,1972. B a dania n a d p rzep u szc za ln o śc ią i retencją w od n ą g leb
górskich . Gosp. Wodna, 9:336-337.
Akta Grodzkie i Ziemskie z Archiwum tzw. Bernardyńskiego we Lwowie, t. XI, XVI (wyd. K.Liske i A. Procha­
ska), Lwów 1868.
Alexandrowicz S.W., 1987. A n a liza m a lakologiczna w badaniach osa d ó w czw artorzędow ych. Geologia AGH,
12(1-2): 1-240.
Alexandrowicz S. W., 1991. M a lakofauna osa d ó w je z io r k a za p orow ego w do lin ie Wetliny. Ochrona Przyrody,
49: 53-64.
Alexandrowicz S. W., Wyżga B., 1992. L a te G lacial a n d H olo cen e evolution o fth e R aba river v a lle y flo o r in the
vicin ity o f th e C arpathian border, S o u thern Poland. Quater. Stud. Pol., 11:17-42.
Alexandrowicz S. W., Klimek K., Kowalkowski A., Mamakowa K., Niedziałkowska E., Pazdur M., Starkel L.,
1981. T he evo lu tio n o f the W isłoka va lley n e a r D ę b ic a d u rin g the L a te G la c ia l a n d H o lo c en e .
Folia Quater., 53:1-91.
Allen J.R., 1965. A review o f the origin a n d c h a ra cter o f recen t a llu via l sedim ents. Sedimentology, 5 (5): 89191.
Allison R.J., Bristow G.E., 1999. The effects o f fir e on ro ck w eathering: S o m e fu rth e r co n siderations o f la b o ra ­
to ry exp erim en ta l sim ulation. Earth Surf. Proc. Land., 24 (8): 707-713.
Antczak B., 1978. Z ró żn ico w a n ie fa c ja ln e osa d ó w m eandrow ych lach w ałow ych W arty na p ó łn o c o d Śrem u.
Bad. Fizjogr. nad Polską Zach., 31. Seria A: 139-150.
Augustyn M., 1996. N a zew n ictw o w si U strzyki G órne. Mater. MBL w Sanoku, 33: 94-95
Augustyn M., 1999a. N a zew n ictw o w si Wolosate. Bieszczad, 6:11-77.
Augustyn M., 1999b. W pływ p ro d u k c ji p o ta żu na sta n lasów n a d g ó rn ym San em i S o lin k ą w X I X w ieku.
Rocznik Bieszcz., 8:299-324.
Augustyn M., 2000. A ntro p o g en iczn e zm ia n y śro dow iska p rzyro d n iczeg o na ob sza rze da w n ej w si U strzyki
G órne w św ie tle źr ó d e ł historycznych. Roczn. Bieszcz., 9:237-262.
Awsiuk R., Niedziałkowska E., Pazdur A., Pazdur M.F., Starkel L., Walanus A., 1980. P relim in a ry results
stu d ies on th e a g e o f the H olo cen e a llu via a t the left b a n k o f the W isłoka riv er n e a r D ębica. Studia
Geomorph. Carp.-Balc., 14: 33-42.
Babiński Z., 1984. The effect o fh u m a n activity on changes in the L o w er Vistula channel. Geogr. Pol., 50:172-282.
Babiński Z., 1987. M o rp h o m etry a n d m o rphodynam ics o f the L o w e r Vistula c h a n n el m esoform s. Geogr. Pol.,
53: 85- 100.
102
Baker V.R., Kochel R.C., Patton P.C., 1988. F lo o d G eom orpholgy. J. Wiley and Sons. Inc. New York.
Balteanu D„ 1997. L a n d Use C h anges a n d g e o m o rp h o lo g ica l p ro c e sse s in the R om anian C arpathians a n d
S u b ca rp a th ia n s. Symp. „Odzwierciedlenie zmian klimatycznych ostatniego 1000-lecia w środowisku
przyrodniczym”. PAN, UŚ1. Sosnowiec: 7-8.
Bartnik W., 1992. H y d ra u lika p o to k ó w i rzek górskich z d nem ruchom ym . P o czą te k ruchu rum ow iska w leczo­
nego. Zesz. Nauk. AR w Krakowie, 17. Ser. Rozpr. hab., 171: 1-122
Baumgart-Kotarba M., 1991. The a llu via l p la in o f the Vistula river n ea r the G robla F o rest in the light o f a ir
p h o to - in terp reta tion (In:) E vo lu tio n o f the Vistula riv er valley d u rin g the la st 15 OOOyaers, IV. Geogr.
Stud., Spec. Issue, 6: 101-117.
Becker B., Schirmer W., 1977. P a leo eco lo g ic stu d y the H olo cen e valley develo p m en t o f the R iv er Main,
so u th e rn G erm any. Boreas, 6: 303-321.
Bednarczyk T„ Michalik A., Radecki-Pawlik A., 1992. S o m e aspects o f the b ed lo a d tra nsport rate fo r m u ł f o r
m o u n ta in stream as. Zesz. Nauk. AR w Krakowie, Ser. Sesja nauk., cz. II: 257-265.
Bednarz Z., 1976. W pływ klim a tu na zm ien n o ść szerokości sło jó w rocznych lim by (P inus cem bra L .) w Tatrach.
Acta Agraria et Silvestria. Ser. Silvestris, 16: 3-33.
Bednarz Z., 1984. The co m p a riso n o f d en d ro clim atological reconstruction o f su m m er tem peratures fr o m the
A lp a a n d Tatra M ts .J r o m 1 7 4 1 -1 9 6 5 . Dendrochronologia, 2: 63-72.
Bednarz Z., Niedźwiedź T , 1997. Z m ien n o ść klim atu E uropy Środkow ej w ostatnim tysiącleciu w św ietle
dotych cza so w ych m ateriałów historycznych, dendroklim atycznych i p o m ia ró w instrum entalnych. Symp.
„Odzwierciedlenie zmian klimatycznych ostatniego 1000-lecia w środowisku przyrodniczym”, PAN,
UŚ1. Sosnowiec: 9-10.
Behre K.E., 1981. The interpretation o f anthropogenic indicators in p o lle n diagram s. Pollen et Spores, 23 (2).
Paris: 225-245.
Beug H.J., 1986. V eg etationsgeschichtliche U ntersuchungen iiber das F riihe N eo litiku m im Untereichsfeld,
Landkreis Gottingen. (In:) K.E.Behre (Ed.). Antropogenic indicators in pollen diagrams. Balkema: 115-124.
Bielański A.K., 1997. M a teria ły do h isto rii p o w o d zi w d o rzeczu g ó rn e j Wisły. Monogr. Polit. Krak., 217. Kra­
ków: 1-116.
BieleninK., 1992. S ta ro żytn e g ó rn ictw o i hutnictw o żela za w G órach Św iętokrzyskich. Kiel. Tow. Nauk., Tow.
Przyj. Góm., Hutn. i Przem. Staropolskiego. Kielce: 1-268.
Biernacka M., 1961 .D a w n e o ra z w sp ółczesne fo r m y organizacji p a ste rstw a w B ieszczadach. Etnografia Pol­
ska, VI: 41-61.
Biernacki Z., 1968. W iek i p rz e b ie g p rzyro stu m iąższości m a d na tarasie za lew ow ym W isływ rejo n ie W arszawy
w św ie tle sta n o w isk archeologicznych. Przegl. Geol. (1): 13-20.
Bieroński J„ Chmal H., Czerwiński J„ Klementowski J., Traczyk A., 1992. W spółczesna den u d a cja w zle w ­
niach g ó rskich K a rkonoszy (w:) A.Kotarba (red.). System denudacyjny P olski. Prace Geogr. IGiPZ PAN,
155:151-169.
Bork H.R., 1989. S o il erosion d u rin g the p a s t m illennium in cen tra l E u ro p e a n d its sign ifica n ce w ithin the
g eo m o rp h o d yn a m ics o f the H olo cen e. Catena, Supplement, 15: 121-131.
Boryczka J., Wicik B., 1983. H o lo ceń skie cykle klim atu w środkow ej P o lsce na p o d sta w ie statystycznej analizy
o sa d ó w jezio rn yc h . Przegl. Geofiz., 28, (2-3): 292-305.
Brierley G.J., 1996. C h a n n el M orp h o lo g y a n d E le m e n t A ssem blages: A C onstructivist A proach to F acies
M o delling. A d va n c es in F lu v ia l D yn a m ics a n d Stratigraphy. P.A.Carling and M.Dawson (Ed.). John
Wiley & Sons Ltd: 265-298.
Broda J., 1952. G o sp o d arka zręb o w o -w y p a len isk o w a w B eskidzie Żyw ieckim . Slavia Antiqua, III: 209-288.
Broda J., 1955. C h ło p skie ka rczu n ki w yp a len isko w e na Ż yw iecczyźn ie w okresie g o sp o d a rki folw a rczn ej.
Wierchy, 24, Kraków: 19-42.
103
Broda J., 1965. E ksp lo a ta cja lasu p r z e z c h ło p ó w i m ieszczan. E ksp lo a ta cja lasu p r z e z d w ó r (w:) D zieje lasów,
leśn ictw a i d rzew nictw a w P olsce. PWRiL Warszawa: 80-100.
Broda J., 1985. Proces wylesień na ziem iach polskich o d czasów najdawniejszych. Czas. Geogr., 56 (2): 151-172.
Bujak F., 1905. Stu d ia n a d osadnictw em M ałopolski. Rozpr. AU Wydz. Hist.-Filoz., Ser. 11,23. Kraków: 1-230.
Budek A., Jacyszyn A., Starkel L., 2001. A lu w ia holoceńskie i ich relacja do f a z osa d n iczych na W ysoczyżnie
S a m b o rskiej i w K o tlin ie G órnego D n iestru (w:) J. Gancarski (red.). N e o lit i p o c zą tk i ep o ki brązu
w K a rp a ta ch p o lsk ic h . Mat. z sesji nauk., Krosno 14-15 grudnia 2000. Muzeum Podkarpackie w Kro­
śnie: 241-249.
Cabaj W., 1993. W pływ sedym entacji na fo rm o w a n ie i strukturę tafocenozy ka rp ologicznej w środow isku rzecz­
nym . Prace Monogr. WSP 158, Kraków: 1-120.
Cabaj W., Pelc S., 1990. Z m ia n y za lesien ia do lin y Scigockiego P otoku w św ietle badań karpologicznych.
Spawozd. z Posiedź. Komisji Nauk PAN Kraków, 34 (1-2): 245-246.
Cabaj W., Pelc S., 1991. N a sio n a i o w oce z o sa d ó w w spółczesnego je z io r k a o su w iskow ego w do lin ie Wetliny
(rezerw at S in e Wiry). Ochrona Przyrody, 49: 31-52.
Cabaj W., Pelc S., 1996. Stu d ia n a d etapam i tw orzenia się tafocenozy karp o lo g iczn ej na p rzyk ła d zie p o to k u
w L u b n iu (B eskid Wyspowy), (w:) A.Kostrzewski (red.). Geneza, litologia i stratygrafia u tw orów c zw a r­
to rzędow ych. Wyd. UAM Poznań: 59-67.
Cetera A., Ginalski J., Okoński J., Szpunar A., 2000. A rcheologiczne o d kryw anie B ieszczadów . Bieszczad,
7:11-69.
Chandler C., Cheney R., Thomas P., Trabaud L., Wiliams D., 1983. F ire in forestry. F o rest fir e b eh a vio r a n d
effects. Part I. Wiley, New Jork.
Chilczuk M., 1959. K ieru n ki rozw oju g ospodarczego B ie szcza d w p la n ie persp ektyw iczn ym . Probl. Post. Nauk
Roln., 19: 37-93.
Chomiak T., Cyberski J., Mikulski Z., 1969. A ku m u la cja ru m ow iska w zb io rnikach retencyjnych. Prace PIHM,
96:3-20.
Chotinski N.A., Fałomiejew B.A., Guman M.A., 1979. A rch eologo-paleogeograficzeskije issledow anija na
Ś red n iej Oke. Sowietskaja archeologia, 3:63-81
Chotinski N.A., Starkel L., 1982. N a turalne i antropogeniczne p o zio m y g ra n ic zn e w o sadach h oloceńskich
P o lski i cen tra ln ej c zęści N izin y R osyjskiej. Przegl. Geogr., 54 (3): 201-218.
Chudzikiewicz L., Doktor M., Gradziński R., Haczewski G., Leszczyński S., Łaptaś A., Pawelczyk J., Porębski
S., Rachocki A., Tumau E., 1979. Sed ym en ta cja w spółczesnej delty p ia szc zy ste j w je z io r z e P lociczno
(P om orze Z achodnie). Studia Geol. Polon., 62:1-61.
Ciszewski D., 1999. P rzekształcenia flu w ia ln eg o system u sedym entacyjnego w sku tek eksp o lo a ta cji r u d m eta­
li. Czas. Geogr., 70 (1): 65-83.
Crampton C.B., 1969. The ch ronology o f certain terra c ed river d eposits in the so u th -e a st Wales area. Z.f.Geomorph., 13: 245-259.
Cyberski J., 1970. B adania akum ulacji rum ow iska w zbiornikach retencyjnych w Polsce. Gosp. Wodna, 2: 21-42.
Darocha A., 1993. S zla ka m i bieszczadzkich k o lejek w ąskotorow ych. Trasa U strzyki G órne - S o ko liki (I).
Bieszczad, 1: 9-18.
Darocha A., 1996. S zla ka m i k o le jek w ąskotorow ych w B ieszczadach (II). Bieszczad, 3: 109-134.
Darocha A., 1997. S zlakam i k o lejek w ąskotorow ych w B ieszczadach (III). Bieszczad, 4: 201-232.
Dauksza L., Gil E., Soja R., 1982. The H o lo cen e a n d p resen t-d a y evolution o f the m o u n tainous reach o f the
R o p a riv er valley (In:) E volution o f the Vistula river valley d u rin g the last 1 5 0 0 0 y a ers, I. Geogr. Stud.,
Spec. Issue: 21-39.
Dębski K., 1967. H yd rologia i hydraulika. Państw. Wyd. Szkoln. Zawod. Wyd. 3. Warszawa: 1-238.
Dimbleby G.W., 1961. The an cien t fo r e s t o f B lackam ore. „Antiquity”, 35: 123-128.
104
Długopolski E., 1916. P rzyczyn ki do osadnictw a w ołoskiego w Karpatach. Kraków.
Dobrowolski K., 1930. M ig ra cje w o ło skie na ziem ia ch p o lskich. Pamiętnik V Pow. Zjazdu Historyków
Polskich, 1. Lwów: 5-22.
Dobrowolski K., 1960. S tu d ia n a d kulturą p a ste rsk ą w K arpatach północnych. Typologia w ędrów ek p a ste r­
skich o d X I V - X X w ieku. Wierchy, 29: 7-51.
Dobrzański B., Uziak S., 1970. R ozpoznanie i analiza gleb. PWN, Warszawa: 1-262.
Dobrzański B., Gotchold B., Obrączka B., 1973. W pływ intensyfikacji rolnictw a na w łaściw ości w odne gleb.
Zesz. Probl. Post. Nauk Roln., 145: 15-41.
Dumanowski B., Jahn A., Szczepankiewicz S., 1962. The H olocene o f L o w er Silesia in the light o f results o f
the ra d io ca rb o n dating. Bull. Acad. Pol. Sci., Ser. Geol., Geogr., 10(1): 47-52.
Dziewański J., Starkel L., 1961. G eneza i w iek terasy w ysokiej w dolinie Sanu. Rocznik Pol. Tow. Geol.,
31 (2-4), Kraków: 461-467.
Dziewański J., Starkel L., 1962. D o lin a Sanu m ięd zy So lin ą a Z w ierzyniem w czw artorzędzie. Prace Geogr.
IG PAN, 36. Warszawa: 1-72.
Dziuban J., 1983. O suw isko Połom a. Czas. Geogr., 54 (3): 369-376.
Fabijanowski J., 1964. Z agospodarow anie lasów g ó rskich a p roblem erozji gleb. Wiad. IMUZ, 1.
Fabijanowski J., 1986. Z n a czenie lasów górskich. Sylwan, 130 (2-3): 1-10.
Falkowski E., 1967. E w o lu cja kolo ceń skiej W isły na odcinku Z aw ichost-Solec i inżyniersko-geologiczna
p ro g n o za j e j da lszego rozw oju. Biul. IG, 198 (4). Warszawa.
Falkowski E., 1971. H isto ria i pro g n o za rozw oju układu ko ryt w ybranych odcinków rzek nizinnych Polski.
Biul. Geol. UW, 12:5-110.
Falkowski E., 1976. Variability o f channel p ro cesses o f lo w la n d rivers in P o la n d a n d change o f the valley
flo o r s d u rin g th e H olocene. Biul. Geol. UW, 19: 45-78.
Falkowski E., 1979. Z m ien n o ść lito- i m orfogenetyczna osadów rzecznych w holocenie i w spółcześnie p o d
w pływ em klim a tu i działalności człow ieka. Mat. Symp. IAEG. Kraków: 16-30.
Falkowski J., Paszycki B., 1935. N a p o g ra n iczu łem kow sko-bojkow skim . Z arys etnograficzny. Lwów: 1-128.
Fastnacht A., 1962. Osadnictwo ziem i sanockiej w latach 1340-1650. Prace Wrocł. Tow. Nauk., ser. A (84): 1-291.
Fastnacht A., 1991. S ło w n ik historyczno-geograficzny ziem i sano ckiej w średniow ieczu. Cz. 1(A -1). Brzozów.
FigulaK., 1960. E ro zja w terenach górskich. Wiad. IMUZ, 1 (4): 109-147.
Figuła K., 1966. B a d a n ia transportu rum ow iska w ciekach górskich i p o d g órskich o różnej budow ie geologicz­
n ej i użytkow aniu. Wiad. IMUZ, 6:131-145.
Fitzpatrick F.A., Knox J.C., 2000. Spatial a n d tem poral sensitivity ofhyd ro g eo m o rp h ic response a n d recovery
to deforestation, agriculture a n d flo o d s. Physical Geography, 21 (2): 89-108.
Flohn H., 1982. A c tu a l p a la eo clim a tic pro b lem s fr o m a clim atological view point (In:) A. Ghazi (Ed.). Paleoclim a tic R esearch a n d M odels. R eidel, Dordrecht: 17-33.
Florek W., 1978. P o zycja czarnych dęb ó w w osadach teras rzecznych i sposób ich fo sy liza c ji w św ietle badań
z d o lin y do ln eg o B obru. Bad. Fizjogr. nad Polską Zach., 31. Ser. A: 77-92.
Florek W., 1984. N iektó re p ro b le m y sedym entologiczne zw iązane z budow ą teras środkow o- i m lodoholoceńskich d o ln eg o B obru. Roczn. PTG, 54: 397-410.
Florek W., Mycielska-Dowgiałło E., Starkel L., 1990. L ith o lo g y a n d fa c ie s o f flu v ia l deposits (In:) E volution
o f th e Vistula river Valley d u rin g the last 15 0 0 0 y ea rs, III. Geogr. Stud., Spec. Issue, 5:111-126.
Florek W., Florek E., Kaczmarzyk J., Roguszczak D., 1998. P rzem iany koryt rzecznych i rów ni zalew ow ych
rzek P rzym o rza w kontekście osadnictw a prahistorycznego i w czesnośredniow iecznego. Konf. „Rola
człowieka prehistorycznego w przemianach środowiska przyrodniczego”, PAN, US1. Sosnowiec: 3-4.
Florencka N., 1996. A n tropogeniczne o sady w dolinie rzeki Białej. Inż. Śród., 1: 169-173.
105
Folk R.L., Ward W.C., 1957. B ra zo s R iv er bar: a stu d y in the sig n ifica n ce o f g ra in size p a ra m eters. J. Sedim.
Petrol., 27(1): 3-26.
Foster I.D.L., Mighall T.M., Wotton C., Owens P.N., Walling D.E., 2000. E vid en c e o f M e d ia e va l s o il erosion
in th e S o u th H a m s region o f D evon, UK. Holocene, 10 (2): 261-271.
Froehlich W., 1972. The ca rry in g o u t o f su sp e n d e d a n d d isso lv e d la o d in the K a m ie n ic a N a w o jo w sk a a n d
Ł u b ia n ka ca tch m en t basins d u rin g the f l o o d in 1970. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 6: 105-11.
Froehlich W., 1973. Transport o fm a te ria ls by the R iver K a m ienica N a w ojow ska d u rin g M eltw a ter a n d R a in fa ll
F loods in the B eskid Sądecki M ts (the Western Carpathians). Studia Geomorph. Carp.-Balc., 7:111-128.
Froehlich W , 1975. D yn a m ika tra n sp o rtu flu w ia ln e g o K a m ien icy N a w ojow skiej. Prace Geogr. IGiPZ PAN,
114:1-123.
Froehlich W., 1978. The role o f la n d u se in w a ryin g the su sp e n d e d lo a d d u rin g c o n tin u o u s ra in fa ll (K am ienica
ca tchm ent, fly s c h C arpathians). Geogr. Pol., 41:27-37.
Froehlich W., 1982. M echanizm tra n sp o rtu flu w ia ln e g o i d o sta w y zw ietrzelin do ko ry t w g ó rsk ie j zle w n i flis z o ­
wej. Prace Geogr. IGiPZ PAN, 143: 1-144.
Froehlich W., 1986. E kstrapolacja w skaźników denudacji w św ietle m echanizm ów erozji i transportu flu w ia ln e ­
g o w zle w n ia c h flis z o w y c h K arpat. Przegl. Geogr., 58 (1-2): 89-98.
Froehlich W., 1990. R a cjo n a ln a za b u d o w a k o ry t p o to k ó w p o d kątem za b ezp ieczen ia przec iw p o w o d zio w eg o
ip rzeciw ero zyjn eg o . Probl. Zagosp. Ziem Górskich, 30:49-69.
Froehlich W., 1992. M echanizm erozji i transportu flu w ia ln e g o w zlew n ia ch beskidzkich (w:) A. Kotarba (red.).
System d e n u d a cyjn y P olski. Prace Geogr., PAN, 155:171-189.
Froehlich W., 1998. T ransport ru m o w iska i erozja p o to k ó w beskidzkich p o d c za s p o w o d zi w lip cu 1 9 9 7 (w:)
P o w ó d ź w d o rzeczu g ó rn e j W isły w lipcu 1997 roku. PAN, Kraków: 133-144.
Froehlich W., 2002. W artości p ro g o w e p ro c e só w kszta łtu ją ce b eskidzkie sy ste m yflu w ia ln e . VI Zjazd Geomorfolów Polskich „Środowiska górskie - ewolucja rzeźby”. Jelenia Góra: 43-46.
Froehlich W., Klimek K., Starkel L., 1972. The H o lo cen e fo rm a tio n o f the D u n a jec valley f l o o r w ithin the
B eskid S ą d ecki in the light o f f lo o d transport a n d sedim entation. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 6:63-83.
Froehlich W , Slupik J., 1980a. D rogi p o ln e ja k o źró d ła d ostaw y w o d y i zw ietrzelin do ko ryta cieku. Zesz. Probl.
Post. Nauk Roln., 235: 257-268.
Froehlich W., Slupik J., 1980b. Im p o rta n ce o f śp la c h in erosion p ro c e ss w ithin a sm a llfly s c h ca tc h m e n t basin.
Studia Geomorph. Carp.-Balc., 14:77-112.
Froehlich W , Slupik J., 1986. R o la d ró g w kształtow aniu sp ływ u i erozji w ka rp a ckich zle w n ia c h flisz o w y c h .
Przegl. Geogr., 58 (1-2): 67-86.
Froehlich W., Starkel L., 1994. The response o f slo p e a n d ch a n n el system to various types o fe x tr e m e ra in fa lls:
A co m p a riso n b etw een the tem p era te zo n e a n d h u m id tropics. Geomorphology, 11: 337-345.
Fryirs K., Brierley G.J., 2001. Variability in se d im e n t delivery a n d sto ra g e a lo n g riv er co u rse s in B eg a c a tc h ­
m ent, N S W A u stralia, Im p lic a tio n sfo r g e o m o rp h ic riv er reco very. Geomorphology, 38:237-265.
Gaunt G.D., 1975. The a rtific ia l na tu re o f the R iv e r D o n n orth o f Thorne, Yorkshire. Yorkshire Archaeol.
Journal, 47: 15-21.
Gedl M., 1998. M ło d sza ep o ka b rązu w e w sch o d n iej c zęści P o lskich K arpat. Kraków: 1-299.
Geiger R., 1961. D as K lim a der bodennahen Luftschicht. Braunschweig: Friedrich Vieweg und Sohn Verlag: 1-68.
Gerda A., 1998. P o st-fire d yn a m ics o f e ro sio n a lp ro c e sse s u n d er M ed iterranean clim a tic co n d itio n s. Z. Geo­
morph. 42 (3): 373-398.
Gerlach T., 1966. W spółczesny rozw ój sto kó w w dorzeczu g ó rnego G rajcarka. Prace Geogr. IG PAN, 52:1-124.
Gerlach T., 1976. W spółczesny rozw ój sto kó w w p o lsk ic h K a rp a ta ch fliszo w ych . Prace Geogr. IGiPZPAN, 122:
1-116.
106
Gębica R, 1995. E vo lu tio n o f the Vistula valley a n d o f alluvial fa n s o f the R aba a n d U szw ica rivers betw een
U ście S o ln e a n d S zczurow a in the Vistulian a n d H olocene (In:) E volution o f the Vistula river valley
d u rin g th e la st 15 0 0 0 yea rs, V. Geogr. Stud., Spec. Issue, 8: 31-50.
Gil E., 1974. A n a tte m p t to determ ine the size o f w ashing in the B ystrzanka catchm ent basin near Szym bark.
Studia Geomorph. Carp.-Balc., 8: 05-113.
Gil E., 1976. S p łu kiw a n ie g leb y na stokach fliszo w yc h w rejonie Szym barku. Dok. Geogr., 2: 1-65.
Gil E., 1986. R o la u żytko w ania ziem i w p rzeb ieg u spływ u pow ierzchniow ego i spłukiw ania na stokach flis z o ­
w ych. Przegl. Geogr. 58 (1-2): 51-65.
Gil E., 1990. R a cjo n a ln e użytkow anie ziem i na stokach p o d kątem ochrony przeciw pow odziow ej iprzeciw erozyjnej. Probl. Zagosp. Ziem Górskich, 30: 31-47.
Gil E., 1998. S p ływ w o d y i p ro cesy geom orfologiczne w zlew niach fliszo w yc h p o d c za s g w a łtow nej ulew y
w S zym b a rku w dn. 7 czerw ca 1985 (w:) G eom orfologiczny i sedym entologiczny zapis lokalnych ulew.
Dok. Geogr., 11:85-107.
Gil E., Słupik J., 1972. The influence o f p la n t cover a n d la n d use on the surface run- a n d wash dow n during
h eavy rain. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 6:181-190.
Ginalski J., 2001. Tajem nicza G óra „ H oro d yszcze” kolo Sanoka. Z otchłani wieków, 56 (3): 41-48.
Ginalski J., Muzyczuk A., 2001. State o f research o f prehistorie a n d early m edieval settlem ent on the northern
a p proach o f th e D u kla Pass. PAU. Prace Komisji Prehistorii Karpat, II: 191-203.
Gluza I., Tomczyńska Z., Wasylikowa K., 1988. U w agi o użytkow aniu drew na w neolicie na po d sta w ie w ęgli
d rzew n ych z e sta n o w isk archeologicznych w K rakow ie - N ow ej H ucie. Mat. Archeol. Nowej Huty,
12: 7-25.
Glasko M.P., Fołomiejew B. A., 1981. M etody izm ierania skorosti n a kopleniapojm iennych aluw ii d la rów nin­
nych rie k (na p rim ie rie Średniej Oki) na osnow ie archeołogiczeskich i geom orfologiczeskich dannych.
Gieomorfołogia, 3. Moskwa: 26-36.
Godłowska M., Kozłowski J.K., Starkel L., Wasylikowa K., 1987. N eolithic Settlem ent o f F leszów a n d Changes
in the N a tu ra l E nvironm ent in the Vistula Valley. Przegl. Archeol. 34: 133-159.
Godłowski K., 1960. Ź ró d ła archeologiczne do dziejów rolnictw a w Polsce. Studia z Dziejów Gospod. Wiej­
skiego, 3: 73-201.
Godłowski K., 1966. P roblem przeło m u w technice upraw y roli na ziem iach P olski w p ierw szym tysiącleciu n.e.
Studia z Dziejów Gospod. Wiejskiego, 8:77-91.
Godłowski K., 1983. C złow iek a środow isko w okresie lateńskim , rzym skim i w ędrów ek ludów (w:) C złow iek
i śro d o w iska w p ra d ziejach. Warszawa: 286-308.
GossmannH., 1970. Theorien zu rH a n g e n tw ic klu n g in verschiedenen K lim azonen. Wiirzb. Geogr. Abh., 31.
Góransson H., 1987. N eo lith ic m an a n d the fo r e s t environm ent around A lvastra p ile dwelling. Stockholm:
Theses Papers North-Euro. Archaeology, 20.
Goudie A., 2000. The hum an im pact on the natural environm ent. Blackwell Publishers. Oxford - Malden Massachusetts: 1-489.
Gradziński R., 1973. W yróżnianie i klasyfikacja kopalnych osadów rzecznych. Post. Nauk Geol., 5: 57-112.
Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R. 1986: Z arys sedym entologii. Wyd. Geol., Warszawa:
1-568.
Gregory K.J., 1983. H u m an a ctivity andP alaeohydrology: A R eviev (In:) S.Z.Różycki (Ed.) Quater. Stud, in
Poland, Warszawa-Poznań: 73-80.
Gregory K. J., 1987. R iv er channels (In:) K.J.Gregory, D.E. Walling (Eds.). H um an activity a n d environm ental
P rocesses. J.Wiley and Sons, Chichester-New Jork-Brisbane-Toronto-Singapure: 207-235.
Grodziński W., 1956. Ś w ia t roślin i zw ierząt w B ieszczadach Polskich. Wierchy, 25: 168-176.
107
Gumell A.M., Petts G.E., Hannah D.M., Smith B.P.G., Edwards P.J., Kollmann J., Ward J.V., Tockner K., 2000.
W ood sto ra g e within the active zo n e o f large E uropean g ra vel-b ed river. Geomorphology, 34: 55-72.
Haczewski G., Bąk K., Kukulak J., 1998. O bjaśnienia do Szczeg ó ło w ej M a p y G eo logicznej P o lski 1:50 000.
A rk u sz D źw in ia c z Górny. Arch. Państ. Inst. Geol., Warszawa-Kraków.
Haczewski G., Bąk K., Kukulak J., Mastella L., Rubinkiewicz J., 2001. O bja śn ien ia do S zczeg ó ło w ej M a p y
G eo lo g iczn ej P o lski 1:50 000. A rku sz U strzyki Górne. Arch. Państ. Inst. Geol., Warszawa-Kraków.
Hakenberg M., Lindner L., 1973. H o lo ceń ski rozw ój d o lin y śro d ko w ej N idy. Acta Geol. Pol., 23 (2): 435—445.
Hard G., 1976. E xzessive B odenerosion um u n d nach 1800 (In:) G.Richter (Ed.). B odenerosion in M itteleuropa,
Wege d e r F orsch ung, 430. Darmstadt: 195-239.
HarmataK., 1995. Traces o f hum an im p a ct reflected in p o lle n diagram fr o m Tarnow iec m ire n e a r J a sio (J a slo S a n o k D epression), S E P oland. Vegetation History and Archaeobotany, 4: 235-243.
Hazelden J., Jarvis M.G., 1979. A g e a n d sign ifica n ce o fa llu v iu m in the W indrush Valley, O xfordshire. Nature,
282(5736): 291-192.
Hejnosz W., 1960. Z a g a dnienie gosp o d a rki ża ro w ej w P o lsce średniow iecznej. Etnografia Polska, III: 218-229.
HenkielA., 1962a. Terasy d o lin y g ó rn e g o Strw iąża. Ann. UMCS, sec. B, 17(4): 117-146.
Henkiel A., 1962b. G eo m orfologia strefy europejskiego działu w odnego p o m ię d zy d o rzecza m i S a n u i Strw iąża.
Ann. UMCS, sec. B, 17 (4): 95-116.
Henkiel A., 1969. R o zw ó j rzeźb y d o rzecza Strw ią ża - K a rp a ty W schodnie. Ann. UMCS, Sec. B, 24: 99-148.
Henkiel A., 1980. R zeźb a stru ktu ra ln a K a rp a t fliszo w yc h . Ann. UMCS, sec. B, 32/33: 37-88.
Hjulstróm E, 1935. S tu d ies on the m o rp h o lo g ica l activity o f rivers es illu stra te d by the R iv e r F yris. Bull. Geol.
Inst. Univ. Uppsala, 25:221-527.
Hollis G.E., 1975. The e ffects o f urbanization on flo o d s o f differen t recurrence interval. Water resources
research, 11: 431-435.
Hooke R.L.B., 1999. S p a tia l distrib u tio n on hum an g e o m o rp h ic activity in the U n ited States: co m p a riso n
w ith rivers. Earth Surface Processes and Landforms, 24: 687-692.
Howard A.J., Macklin M.G., Black S., Hudsonedwards K.A., 2000. H o lo cen e riv er d e velo p m en t a n d en viro n ­
m en ta l ch a n g e in U pper W harfelde, Yorkshire D ales, E ngland. Journal of Quaternary Science, 15 (3):
239-252.
Inama-StemeggK.T., 1879. D eutsche W irtschaftsgeschichte bis zu m Schluss derK a ro lin g erp erio d e. T. I. Lipsk:
1-164.
Innes J.B., Simmons I.G., 1988. D istu rb a n ce a n d diversity; flo r is tic cha n g e a sso cia ted w ith p re e lm d eclin e
w o o d la n d recession in north ea st Yorkshire (In:) M. Jones (Ed.). A rc h a eo lo g y a n d the f lo r a o f the
B rith ish Isles. Oxford University Committee for Archeology, Monograph, 14: 7-20.
Jahn A., 1954. D e n u d a cyjn y bilans stoku. Czas. Geogr., 25 (1-2): 38-57.
Jahn A., 1957. P rzy c zyn k i do zn a jo m o ści teras karpackich. Czas. Geogr., 28 (2): 171-185.
Jahn A., 1960. C zw a rto rzęd S u d e tó w (w:) R eg io n a ln a g eo lo g ia P olski, I I I (2), PTGeol.: 358—418.
Jahn A., 1968. G eom orfologiczne w nioski z obserw acji d n a je z io r a zaporow ego. Czas. Geogr., 39 (2): 117-123.
Jahn A., Szczepankiewicz S., 1967. O sady i fo r m y czw artorzędow e S u d etó w i ich p rz e d p o la (w:) R. Galon,
J. Rylik (red.). C zw a rto rzęd P olski. PWN, Warszawa: 397-430.
Jamka R., 1961. O roli K a rp a t w p ra d zie ja ch i w czesnym średniow ieczu. Etnografia Polska, V: 29-48.
Janicki G., Rodzik J., Zgłobicki W., 2002. G eom orphic effects o f la n d u se ch anges (a ca se o fth e G utanów loese
ca tchm ent, P oland). Geograficky Ćasopis, 54 (1): 39-56.
Janusz W., 1918. Z a b y tki p rzed h isto ry c zn e G alicji w schodniej. Lwów: 1-255.
Jager K.D., 1962. U b er A lte r u n d U rsachen d e r A u ele h m a b la g e ru n g th iirin g isc h e r F liisse. Praehistor.
Zeitschr., 40 (1/2): 1-59.
108
Jersak J., 1977. The L a te P leistocene a n d H olo cen e deposits in sid e valleys o f the K u n ó w region. Folia Quater., 49: 15-22.
Jersak J., Śnieżko Z., 1987. Z m ia n y środow iska g eograficznego w p ó źn y m vistulianie i holocenie na obsza­
ra ch lesso w ych W yżyny M iechow skiej i O patow sko-Sandom ierskiej (w:) W ybrane zagadnienia paleo g eo g ra fii czw a rto rzęd u - holocen. Prace Nauk. UŚ1., 712. Katowice: 7-24.
Joumaux A., 1953. P h en o m en es de sed im entation dans le bassin d e la selune. Buli. Ass. Geogr. Fr.: 231-232.
Kaczanowski P., Kozłowski J.K., 1998. N a jd aw niejsze dzieje ziem P olskich (do VII w.). W ielka historia P ol­
ski. T. 1. Kraków: 1-382.
Kaczanowski P, Margos U. (red.), 2002. Tabula Im perii Romani, M-34. PAU, Inst. Archeol. UJ. Kraków: 1-596.
Kacprzak A., Skiba M., 2000. U ziarnienie i s k ła d m ineralny ja k o w skaźniki g e n ezy utw orów m acierzystych
w ka ten ie sto k o w ej M alej R aw ki (B ieszczady Zachodnie). Rocznik Bieszcz., 9: 169-181.
Kaczka R., 1999. The role o f co a rse w oody debris in flu v ia l p ro cesses du rin g the f lo o d o f the J u ly 1997,
K a m ien ica Ł ą cka Valley, B eskid y M ountains, Poland. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 33: 117-130.
Kadlec K., 1916. Valasi a v a la s sk e p r a v o w ziem ich slovanskych a uherskych. Praha: 1-314.
Kadrów S., Lityńska-Zając M., 1994. A n a liza m a teria łó w roślinnych ze sta n o w isk w czesnej epoki brązu
w Iw anow icach. Polish Pot. Stud. Guidbook, Ser. 11: 31-54.
Kalicki T., 199la. H o lo ceń skie g en era cje p a leo m ea n d ró w W isły w rejonie K rakow a. Geologia, 17. Kwart.
AGH: 25-66.
Kalicki T., 199 lb. The evolution o f the Vistula river valley betw een C racow a n d N iepołom ice in late Vistulian
a n d H o lo cen e tim es (In:) E vo lu tio n o f the Vistula river valley during the last 15 0 0 0 yea r, IV. Geogr.
Stud., Spec. Issue, 6: 11-37.
Kalicki T., 1992a. Z m ia n y rozw inięcia W isły p o d K rakow em w p ó źn y m vistulianie w św ietle now ych stanow isk
w P le szo w ie i Ł ęg u. Folia Geogr. Ser. Geogr.-Phys., 23:111-124.
Kalicki T., 1992b. The structure a n d ag e o f the D rw ień depression interrupting the Vistula flo o d -p la in east o f
C ra co w (South P oland). Studia Geomorph. Carp.-Balc., 25-26: 89-113.
Kalicki T., 1993. S tu d ia n a d p ó źn o g la c ja ln ą i holoceńską ew olucją w ybranych dolin rzecznych na Białorusi.
Folia Geogr., Ser. Geogr.-Phys., 24-25: 73-84.
Kalicki T., 1996. O verb a n k d eposits as indicators o f the changes in discharges a n d su p p ly o f sedim ents in the
u p p er Vistula va lley - the role o f clim ate a n d hum an im pact (In:) E volution o f the Vistula river valley
d u rin g the la st 15 0 0 0 years, VI. Geogr. Stud., Spec. Issue, 9:43-60.
Kalicki T., 1997. The reflection o f clim atic changes a n d hum an activity on sedim ents o f sm a ll foreca rp a th ia n s
trib u ta ries o f th e Vistula river nea r C racow , P oland. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 31: 129-141.
Kalicki T., Starkel L., 1987. The evolution o f the Vistula river valley dow nstream o f C racow du rin g last
15 0 0 0 y e a r s (In:) E volution o f the Vistula riv er valley du rin g the last 15 0 0 0 years, II. Geogr. Stud.,
Spec. Issue, 4: 51-70.
Kalicki T., Krąpiec M., 1991. B la c k oaks a n d Subatlantic alluvia o f the Vistula in the B ra n ice - Stryjów near
C racow (In:) E vo lu tio n o f the Vistula riv er valley d u rin g the last 15 0 0 0 years, IV. Geogr. Stud., Spec.
Issue, 6: 39-61.
Kalicki T., Krąpiec M., 1994. P roblem y datow ań fo r m i aluw iów m etodą dendrochronologiczną na p rzykładzie
d o lin y W isły ko lo K rakow a. Geochronometria, 10:173-189.
Kalicki T., Krąpiec M., 1995. „ B la ck o a k s " in the recent centuries alluvia o f the Vistula river a t Wo/ica near
C racov (South P oland) (In:) E vo lu tio n o f the Vistula river valley du rin g the la st 15 0 0 0 years, V. Geogr.
Stud., Spec. Issue, 8: 19-29.
Kalicki T., Krąpiec M., 1996. R eco nstruction o fp h a s e s o f the „ black oaks ” accum ulation a n d o fflo o d p h a ses
(In:) E vo lu tio n o f the Vistula riv er valley d u rin g the last 15 000 y ea rs, VI. Geogr. Stud., Spec. Issue,
9: 78-85.
109
Kalinowicz N., Harrnata K., 2001. Ś la d y dzia ła ln o ści czło w ieka w dia g ra m a ch p y łk o w y c h z do rzecza gó rn eg o
D n iestru (w:) J. Gancarski, A. Muzyczuk (red.). N e o lit i p o c zą tk i epoki b rązu w K a rp a ta ch po lskich .
M at. z se sji nauk., K rosno 1 4 -1 5 g ru d n ia 2000. Muzeum Podkarpackie w Krośnie: 229-240.
Kamiński J., 1993. P ó in o p le jsto c eń ska i holo ceń ska tra n sfo rm a cja d o lin y M o szczen icy j a k o rezu lta t zm ia n
śro d o w iska n a tu ra ln eg o o ra z dzia ła ln o ści człow ieka. Acta Geogr. Lodź., 64.
Kaszowski L., 1965. W spółczesne p ro c e sy erozji, transportu i sed ym en ta cji rzec zn e j w z le w n i p o to k u Tenczyńskieg o . Zesz. Nauk UJ, 12. Prace Geogr., 31:43-70.
Kaszowski L., 1973. M o rp h o lo g ica l a ctivity o f the m o untain ste ra m s (w ith B ia ły P o to k in the Tatra M ts as
exam ple). Prace IG PAN, UJ, 53: 1-101.
Kaszowski L., Kotarba A., 1969. W pływ ka tastrofalnych w ezbrań na p rz e b ie g p ro c e só w flu w ia ln y c h (na p r z y ­
k ła d zie p o to k u K o b y la n k a na W yżynie K rakow skiej). Prace Geogr. IG PAN, 80: 5-87.
Kaszowski L., Niemirowski M., 1972. Trends o fa c tio n a n d intensity o f flu v ia l p r o c e sse sfo rm in g the b ottom s o f
C a rp a th ia n s va lley in the H olocene. Stadia Geomorph. Carp.-Balc., 6: 93-103.
Kaszowski L., Krzemień K., 1977. Stru ctu re o f mountain channel systems as examplified by chosen Carpa­
thian streams. Stadia Geomorph. Carp.-Balc., 11: 111-125.
Kittel P., Twardy J., 2003. W pływ p ra d zie jo w ej aktyw n o ści lu d zkiej na fu n k c jo n o w a n ie sto k u w W ierzbow ej
(P ra d o lin a W a rszaw sko-B erlińska), (w:) J.M. Waga, K. Kocel (red.) C złow iek w śro d o w isku p r z y ­
rodn iczym - za p is dzia ła ln o ści. Pol. Tow. Geogr. - Oddz. Katowicki. Sonowiec: 68-73.
Klatka T., 1958. M u ły an tro p o g en iczn e d o lin y S w iślin y i ich d y n a m iczn a interpretacja. Acta Geogr. Univ.
Lodź., 8: 165-193.
Klatka T., 1968. H o lo c eń skiep ro ce sy rzeźbotw órcze w obszarze G ór Św iętokrzyskich. Folia Quater., 29: 89-96.
Klimaszewski M., 1936. Z m orfologii doliny Sanu m iędzy Leskiem a P rzem yślem . Przegl. Geogr., 16: 107-128.
Klimaszewski M., 1967. P o lskie K a rp a ty Z ach o d n ie w okresie czw artorzędow ym (w:) R. Galon, J. Dylik (red.).
C zw a rto rzę d P o lski. PWN, Warszawa: 431-497.
Klimaszewski M., 1978. G eom orfologia. PWN Warszawa: 1-1098.
Klimek K., 1974a. The stru ctu re a n d m o d e o f sed im en ta tio n o f th e flo o d -p la in dep o sits in the W isłoka valley
(South P ola n d ). Stadia Geomorph. Carp.-Balc., 8:135-151.
Klimek K., 1974b. The retreat a llu v ia l riv er banks in the W isłoka valley (South P oland). Geogr. Pol., 28:59-75.
Klimek K., 1979. G eom orfologiczne zróżnicow anie ko ryt karpackich dopływ ów Wisły. Stadia Geomorph. Carp.Balc., 12: 35-47.
Klimek K., 1983. E ro zja w głębna d o p ływ ó w W isły na p rzed p o lu K a rp a t (w:) Z. Kajak (red.). E ko lo g iczn e
p o d sta w y za g o sp o d a ro w a n ia W isły ij e j dorzecza. PWN, Kraków: 97-108.
Klimek K., 1987a. M a n ‘s im p a ct on flu v ia l p ro c e sse s in the P o lish W estern C arpathians. Geogr. Ann., 69A:
221-226.
Klimek K., 1987b. Vistula va lley in the O św ięcim B asin in the u p p er V istulian a n d H o lo c e n (In:) E vo lu tio n in
th e Vistula riv er va lley d u rin g the la st 15 OOOyaers, II. Geogr. Stud., Spec. Issue, 4: 13-29.
Klimek K., 1988. A n e a rly anth ro p o g en ic a llu via tio n in the su b c a rp a th ia n O św ięcim B asin, P oland. Bull. Pol.
Acad. Sci., Earth Sci., 36 (2): 159-169.
Klimek K., 1989. F lo o d p la in s a ctivity d u rin g flo o d s in sm a ll m o u n ta in s valleys, The B ie szcza d y M ts., The
C arpathians, P oland. Quaest. Geogr., Spec. Issue, 2: 93-100.
Klimek K., 1999. A 1 0 00 Year A llu v ia l S eq u en ce as in In d ica to r o f C atch m en t/F lo o d p la in Intera ctio n : The
R u d a Valley, S u b-C arpathian, P oland. (In:) A.G. Brown, T.A. Quine (Eds). Fluvial Processes and
Environmental Change. John Wiley & Sons Ltd: 329-343.
Klimek K., 2000. T he S u d e tic tr ib u ta r ie s o f U p p er O d ra tra n sfo rm a tio n d u r in g th e H o lo c e n e . Stadia
Geomorph. Carp.-Balc., 34: 27-45.
110
Klimek K., 2002. H u m a n -in d u c ed o verb a n k sed im en ta tio n in the F o re la n d o f the E a stern S u d ety M ountains.
Earth Surf. Process. Landformes, 27: 391-402.
Klimek K., Trafas K., 1972. Y oung-H olocene C hanges in the course o f the D u n a jec R iv er in the B eskid
S ą d ecki M ts (W estern C arpathians). Studia Geomorph. Carp.-Balc., 6: 85-92.
Klimek K., Starkel L., 1972. The W isłoka R iv e r Valley. Excurs. Guide-Book Symp. INQUA Poland: 59-67.
Klimek K., Starkel L., 1974. H istory a n d actual tendency o f flo o d -p la in developm ent a t the border o f the Polish
C arpathians. Nachr. Akad. Gottingen. Raport o f Commision on Present Day Processes IGU: 185-196.
Klimek K., Łajczak A., Zawilińska L., 1989. C echy sed ym en to logiczno-geochem iczne osa d ó w d elty Soly
w zb io rn ik u Ż yw ieckim . Probl. Zagosp. Ziem Górskich, 29: 85-91.
Klimek K., Łajczak A., Zawilińska L., 1990. S ed im en ta ry environm ent o f the m odern D u n a jec d elta in artific a l la ke R ożnów , C arpathians, P oland. Quaest. Geogr., 11-12: 81-92.
Klimek K., Łanczont M., 1998. Z apis relacji czlow iek-środow isko w aluw iach S a n u na p rzed p o lu Karpat.
Symp. „Rola człowieka prehistorycznego w przemianach środowiska przyrodniczego”, PAN, US1.
Sosnowiec: 7-9.
Klimek K., Kocel K., Krąpiec M., 1998. D o lin a R u d y p o w y że j K u źn i R aciborskiej: sp o só b fo sy liza c ji p n i;
za sto so w a n ie m e to d dendrochronologicznych, radiow ęglow ych i geo ch em iczn ych w d atow aniach aluw ió w (w:) K. Klimek, K. Kocel (red.). Konf. „ Metody chronologii bezwzględnej”, Gliwice-Rudy.
UŚ1., Sosnowiec: 11-19.
Klimek K., Krąpiec M., 2003. Su b fo syln e p n ie w aluw iach R u d y ja k o za p is w pływ u czło w ieka i/lub zm ian
klim atu n a środow isko przyrodnicze doliny, kotlina górnej Odry, (w:) J.M. Waga, K. Kocel (red.). C złowiek
w środow isku p rzyrodniczym - zapis działalności. Pol. Tow. Geogr. - Oddz. Katowicki. Sonowiec: 79-83.
Klimek K., Łanczont M., Nogaj-Chachaj J., 2003. A luw iacja m ałych dolin w obrębieprzykarpackiej w ysoczyzny
lesso w ej j a k o w skaźnik zm ian użytkow ania ziem i w ostatnim 1000-leciu, (w:) J.M. Waga, K. Kocel (red.).
C złow iek w środow isku p r z y r o d n ic z y m -z a p is działalności. PTG-Oddz. Katowicki. Sosnowiec: 84-89.
Klótzli F., 1968. W ald u n d U m welt. Schw eiz. Z. Forstw. Jg., 119, Nr 4/5: 21-28.
Knighton A.D., 1984. F lu v ia l fo r m s a n d p ro cesses. E. Arnold Ltd., London: 1-218.
Knox J.C., 1972. Valley allu via tio n in so u th -w estern W isconsin. Ann. Assoc. Am. Geogr., 62: 401—110.
Knox J.C., 1977. H u m a n im pacts on W isconsin stream channels. Ann. Assoc. Am. Geogr., 67: 323-342.
Knox J.C., 1987. H isto ric a l valley f lo o r sed im en ta tio n in the u pper M ississip p i river valley. Ann. Assoc. Am.
Geogr., 77 (2): 224-244.
Knox J.C., 2001. A g ricu ltu ra l influence on landscape sen sitivity in the u p p er M ississippi riv er valley. Catena,
42: 193-224.
Kobylnik W., 1933. Z a rch eo lo g ii B ojkiw szczini. Litopis Bojkiwszczini. Sambor, II: 33-55.
Kopeć S., 1975. S tu d ia n a d kszta łto w a n iem się retencji w o d n ej g leb górskich, u żytków zielo n ych na tle ich
p la n o w a n ia . Studia i Rozprawy IMUZ: 1-77.
Kopeć S., Misztal A., 1990. W pływ ró żnej o kryw y roślinnej na ochronę p r z e d erozją g leb użytkow anych rolni­
czo w w a ru n ka ch górskich. Probl. Zagosp. Ziem Górskich, 30: 127-137.
Koperowa W., 1970. P ó źn o g la cja ln a i h o loceńska historia roślinności w schodniej części D o łó w JasielskoS anockich. Acta Paleobot., 11 (2): 1-45.
Koperowa W„ Starkel L., 1972. The L a te G la cia l a n d H o lo cen e h isto ry o f vegetation in the eastern p a r t o f the
D o ły Ja sielsko -S a n o ckie. In flu en ce o fm a n upon the changes in p la n t c o ver a n d cou rse o f m u d d eposi­
tion (In:) Excursion Guide-Book. Symp. of the INQUA Commission on Studies of the Holocene. Part
I: The Polish Carpathians: 34-38.
Kosmowska-Suffczyńska D., 1983. W pływ działalności ludzkiej na tem po p rzyrostu aluw iów dolinnych i zm ian
w krajobrazie n a p rzykładzie doliny Czyżówki (Wyżyna Sandomierska). Prace i Studia Geogr. UW, 4:69-78.
111
Kostrzewski A., 1970. U ziarnienie i o bróbka w spółczesnych a lu w ió w B obru j a k o w yra z dyn a m iki rzecznego
śro d o w iska sed ym entacyjnego. PTPN, Prace Koni. Geogr.-Geol., 8 (4): 1-170.
Kostrzewski A., 1984. S e d im en ta ry en viro n m en t o f se le c te d West C arpathians river, as d e fin e d on the b asis o f
g ra n u lo m etric p ro p e rties o f alluvia. Quater. Stud, in Poland, 5: 59-73.
Kotarba A., 1989. O n th e ag e o f debris flo w s in the Tatra M ountains. Studia Geomorph. Carp.-Balc.,23:139-152.
Kotarba A., 1993-94. Z a p is m a le j e p o ki lodow ej w o sadach je z io r n y c h M orskiego O ka w Tatrach W ysokich.
Studia Geomorph. Carp.-Balc., 27-28: 61-69.
Kowalkowski A., Starkel L., 1977. D ifferent ag e o f s o il co ver a t the H olo cen e terra ce in C arpathian valleys.
Folia Quater., 49: 63-74.
Kowalska-Lewicka A., 1961 .G ospodarka i trzebież ża ro w a w K a rp a ta ch p o lsk ic h w X I X i X X w ieku. U praw a
krzycy. Etnografia Polska, V: 101-116.
Kozarski S., Rotnicki K., 1977. Valley flo o r s a n d ch anges o f river ch a n n el p a tte rn s in the N o rth P o lish P lain
d u rin g th e L a te-W u rm a n d H olocene. Quaest. Geogr., V (4): 51-93.
Krąpiec M., 1992. S ka le d en d ro ch ro n ologicznepóźnego ho lo cen u p o łu d n io w ej i centralnej P olski. Kwart. Geo­
logia 18 (3). AGH Kraków: 37-119.
Krąpiec M., 1996. P h a ses o f „ b la ck o a k s ” accu m u la tio n (In:) L.Starkel (Ed.) E vo lu tio n o f the Vistula riv er
valley d u rin g th e la st 15 0 0 0 y e a r s, VI. Geogr. Stud., Spec. Issue, 9: 61-85.
Krąpiec M., 1997. Z m ia n y klim atyczne w ostatnim tysiącleciu w św ietle a n a lizy dendro ch ro n o lo g iczn ej (w:)
K. Klimek (red.). Symp. „Odzwierciedlenie zmian klimatycznych ostatniego 1000-lecia w środowisku
przyrodniczym”, PAN, UŚ1. Sosnowiec: 33.
Kruk J., 1973. S tu d ia o sa d n icze n a d n eo litem w yżyn lessow ych. Ossolineum, Wrocław: 1-267.
Kruk J., 1983. Z a rys rozw oju rolnictw a n eolitycznego w śro dow isku d o rzecza g ó rn e j W isły (w:) J.K. Kozłow­
ski, S.K. Kozłowski (red.). C zło w iek i śro dow isko w p ra d zieja ch . Warszawa: 267-275.
Kruk J., 1987. W czesne rolnictw o i je g o w p ływ na kszta łto w a n ie śro d o w iska natu ra ln eg o w yżyn lessow ych
do rzecza g ó rn e j Wisły (w :) W ybrane za g a d n ien ia p a leo g eo g ra fii czw artorzędu -h o lo c e n . Prace Nauko­
we UŚ1., 712. Katowice: 83-96.
Kruk J., 1993. R o zw ó j społeczn o -g o sp o d a rczy i zm ia n y śro dow iska p rzyro d n iczeg o w yżyn lessow ych w neo li­
cie. Spraw. Archeol.,43: 7-17.
Krukar W., 1994. P o ło n in a Wetlińska. M a teria ły do m onografii. Płaj, 9: 93-117.
Krukar W., 2000. G nia zdo Tarnicy - H a licza i do lin a W olosatego. M a teria ły do m o nografii. Płaj, 20: 9-67.
Kryciński S., 1995. Bieszczady. Słow nikH istoryczno-K rajoznaw czy. Cz. 1. G m ina L utow iska. Warszawa-Ustrzyki Górne: 1-495.
Krygowski W., 1975. B ie szcza d y i P o g ó rze S trzyżo w sko -D yn o w skie (część w schodnia). Sport i Turystyka.
Wyd. II: 1-539.
Krzemień K., 1976. W spółczesna d yn a m ika ko ryta p o to k u K o n in a w G orcach. Folia Geogr., Ser. Geogr.-Phys.,
10; 87-122.
Krzemień K., 1984. W spółczesne zm ia n y m odelow ania koryt p o to kó w w Gorcach. Zesz. Nauk. UJ. Prace Geogr.,
58: 83-95.
Krzemień K., 1991. D yn a m ika w yso kogórskiego system u flu w ia ln e g o na p rzyk ła d zie Tatr Zachodnich. Rozpr.
hab. UJ, 215: 1-160.
Kubijowicz W., 1926. Ż y c ie p a ste rsk ie w B eskidach W schodnich. Prace Inst. Geogr. UJ, 5. Kraków: 3-30.
Kuc T., Krąpiec T., 1989. D a to w a n ia ra d iow ęglow e „czarnych d ę b ó w " z w ybranych sta n o w isk w d o lin ie
Wisły. Zesz. Nauk. Polit. Śl., ser. Mat.-Fiz., 61: 61-67.
Kuc T., Krąpiec M , 1994. P o m ia ry ra d io w ęg lo w e i dendrochronologiczne „ cza rnego d ę b u " z e Sm olić. Geochronometria, 10:151-157.
112
Kucharzyk S., 1998. O cen a sto p n ia n a tu ralności lasów w B ieszczadzkim P arku N arodow ym . Przegl. Przyrod., 9 (1/2): 45-55.
Kucharzyk S., Przybylska K., 1998. L a s y p o lsk ie j części M iędzynarodow ego R ezerw atu B io sfery „ K arpaty
W schodnie ” w p iśm ie n n ic tw ie i d o kum entach źródłow ych. Rocznik Bieszcz., 7: 83-95.
Kuenen P.H., 1959. E xp erim en ta l a b rasion 3. F lu via tile action on sand. Am. J. Sci., 257: 172-190.
Kukulak J., 1998a. A ku m u la c ja m łodych osa d ó w organicznych i m ineralnych w dolinie gó rn eg o Sanu w św ie­
tle d a to w a ń C -1 4 . Konf. „Metody chronologii bezwzględnej”, Gliwice-Rudy: 55-58.
Kukulak J., 1998b. Z m ia n a g ra n u lo m etrii o sa d ó w w m łodych terasach Sanu w B ieszczadach. Symp. „Rola
człowieka prehistorycznego w przemianach środowiska przyrodniczego”, PAN, US1. Sosnowiec: 17-18.
Kukulak J., 1998c. Z a ło że n ia i rozw ój to rfo w isk w do lin ie gó rn eg o Sanu w B ieszczadach. Mat. IV Zjazdu
Geomorf. Pol. „Główne kierunki badań geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy”.
Lublin: 335-341.
Kukulak J., 1999. Z a się g p e n e tra c ji do liny gó rn eg o Sanu p r z e z człow ieka w św ietle ustaleń archeologicznych
i g e o lo g ic zn yc h (rozprzestrzenienia mad). Symp. „Strefowość i piętrowość procesów w środowisku
przyrodniczym późnego glacjału i holocenu”. Sosnowiec: 47-52.
Kukulak J., 2000a. N agrom adzenia szczątków drew na w m łodych aluwiach Sanu w Bieszczadach Wysokich, Polskie
K arpaty Wschodnie. Semin. „Problemy paleogeografii późnego plejstocenu i holocenu”. Grodno: 42-44.
Kukulak J., 2000b. O rig in o f la m in a te d sed im en ts in alluvium o f the u p per San valley in the B ieszczady
M ountains, E a stern C arpathians. Geochronometria, 18. Gliwice: 47-52.
Kukulak J., 2000c. H u m a n influence in the evolution o fy u o n g alluvial terraces o f the San river in the B ieszczady
M ountains, P o la n d (In:) D. Balteanu, M. Ielenicz, N. Popescu (Eds). G eom orphology o f the CarpathoB alcan Region. Proceedings of the Carpatho-Balcan Conference, Baile Herculane-Orsova: 153-161.
Kukulak J., 2001. Z ró żn ico w a n ie typu i budow y p o k ry w stokow ych w B ieszczadach w rejonie U strzyk Górnych
Sym. „Pokrywy stokowe jako zapis zmian klimatycznych w późnym vistulianie i holocenie”, PAN,
Stow. Geomorf. Pol., UŚ1. Sosnowiec: 23-27.
Kukulak J., 2002a. S e d im en ta ry reco rd o f ea rly w o o d b urning in alluvia o f m ountain stream s in the B ieszcza­
d y range, P o lish C arpathians. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 164:167-175.
Kukulak J., 2002b. W ysortowanie m ateriału roślinnego w aluw iach górnego Sanu w Bieszczadach. Konf. „Ro­
ślinność a procesy erozji, transportu i depozycji”, PAN, Stowarz. Geomorf. Pol., US1. Sosnowiec: 85-90.
Kukulak J., 2002c. M o d yfika cje a lu w ió w S a n u w są siedztw ie zakła d ó w w odnych z X V I-X J X w ieku w B ieszcza­
d a ch W ysokich. VI Zjazd Geomorf. Pol. „Środowiska górskie - ewolucja rzeźby”, Jelenia Góra: 84-85.
Kukulak J., 2003a. Im p a c t o f m ed ia eva l agriculture on the alluvium in the Sa n river headw aters (Polish
E a stern C arp a th ians), (In:) G. Brierley, M. Stankoviansky (Eds.). Catena, 51. Spec.Issue: Geomorphic
Responses to Land Use Changes: 255-266.
Kukulak J., 2003b. A lu w ia lny zapis w ylesiania doliny Sanu i Wolosatego (B ieszczady Wysokie), (w:) J.M. Waga,
K. Kocel (red.). C zło w iek w śro dow isku p rzyrodniczym - za p is działalności. Pol. Tow. Geogr. - Oddz.
Katowicki. Sosnowiec: 109-112.
Kukulak J„ Pazdur A., Kuc T., 2002. R ad io ca rb o n d a te d w o o d debris in flo o d p la in deposits o f the Sa n river
in th e B ie szcza d y M ountains. Geochronometria, 21. Gliwice: 129-136.
Kummerer R. von Kummersberg C., 1855. A d m in is tr a te K arte von den K onigreichen G alizien u n d L o d o m erie
m il den G rosseherzogthum e Krakau u n d den H erzogthiim em Auschwitz, Z ator un d Bukowina, 1:115 000.
Bl. 47. Verlag und Eigenthum von Artatia & Co in Wien. Zinkdruck von Fredrich Wemigk. Wien. Bibl. Jag.
Kraków.
Kunisz A., 1985. Znaleziska m onet rzym skich z Małopolski. Pol. Tow. Archeol. i Numizm., 30. Ossolineum: 1-185.
Kurnatowski S., 1995. Interdyscyplinarność w badaniach przestrzeni dorzecza. C. 1. P rzem iany i wzajem ne oddzia­
ływ anie śro d o w isk-p rzyro d n iczeg o i kulturowego (w:) J. Kołtuniak (red.) Rzeki, 4, Katowice: 33-54.
113
Lach J., 1975a. E w o lu c ja sto su n k ó w w odnych w yw ołana g o sp o d a rczą d zia ła ln o ścią czło w ie k a w do rzeczu
Ropy. Zesz. Probl. Post. Nauk Roln., 162: 365-369.
Lach J., 1975b. E w o lu c ja i typ o lo g ia k ra jo b ra zu B eskid u N iskieg o z uw zg lęd n ien iem g o sp o d a rczej d zia ła ln o ­
śc i człow ieka. Prace Monogr. WSP Kraków, 16: 5-72.
Lach J., 1984. G eo m o rfo lo g iczn e sku tki a n tropopresji ro lniczej w w ybranych częścia ch K a rp a t i ich P rze d g ó ­
rza. Prace Monogr. WSP Kraków, 64:1-142.
Lach J., 1993. G eo m o rfo lo g iczn e sk u tki zm ia n y g ra n ic y ro ln o-leśnej w d o rzeczu Jasiolki. Studia Ośrodka
Dokum. Fizjogr., 22: 181-193.
Lach J., Wyżga B., 2002. C h a n n el incision a n d f l o w increase o f the u p p er W isłoka river, S o u th ern P oland,
su b seq u e n t to th e reafforestation o f its catchm ent. Earth Surf, and Landformes, 27:445-462.
Lamb H.H., 1977. C lim ate: P resent, P a st a n d Future. Vol. 11: C lim atic H isto ry a n d the F uture. Menthuen,
London: 1-835.
LamborJ., 1971. H yd ro lo g ia inżynierska. PWN. Warszawa: 1-361.
Lamprecht K., 1878. B e tr d g e z u r G eschichte d e sfra n zó sisch e n W irtschaftslebens im elften J a h rh u n d e rt. Staatsund socialwissenschafliche Forschungen, 1 (3). Lipsk: 1-87.
Lang A., Flonscheidt S., 1999. A ge a n d so u rse colluvial sedim ents in Vaihingen-Enz, Germ any. Catena, 38:89-107.
Latałowa M., 1994. G o spodarka m ezo lityczn a i p o c zą tk i rolnictw a n a o b sza rze p o lsk ie g o P o b rze ża B a łtyku
w św ie tle d a n y ch pa lin o lo g iczn ych . Polish Botanical Studies. Guidebook Ser., 11:135-153.
Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P., 1964. F lu v ia l p ro c e sse s in geom orphology. W.H. Freeman, San Fran­
cisco-London: 1-522.
Lewin J., 1978. F lo o d p la in geo m o rp h o lo g y. Prog. Phys. Geogr., 5 (2): 408-437.
Liebault F., Taillefumier F., 2000. C h a n n el R esp o n se to L a n d Use C h anges in M o u n ta in S tre a m s o f the
S o u th ern F ren ch P realps. Symp. „Geomorphic Response to Land Use Changes”. Smolenice: 42.
Liesganig J., 1790 (1824). K o en ig reich G a lizien u n d L o d o m erien h era u sg e g eb e n in J a h re 1790 „ R egna
G a licia e e t L o d o m eria e ", 1:288 000. Vindobonae. Vien.
Lindner L., 1977. W iek ta ra só w za lew o w ych rz e k św ięto krzyskich w św ie tle d a to w a n ia „ p o zio m u c za rn ych
d ę b ó w ” m e to d ą ,4C. Kwart. Geol., 21 (2): 325-333.
Lipski C., Gładki H., 1979. In ten syw n o ść za m u la n ia i stru ktu ra od kła d ó w p o w y ż e j za p o r y p rz ec iw ru m o w isk o w e jp o to k u K asina. Zesz. Probl. Post. Nauk Roln., 222: 109-123.
Lityńska-Zając M., 1997. W ęgle d rzew n e z o sa d y c era m iki szn u ro w e j w S id e ko lo S a m b o ra . Rocznik Przemy­
ski, 33 (5), Archeologia: 29-32.
Łajczak A., 1986. R eten c ja ru m o w iska w zb io rn ik a ch za p orow ych ka rp a ckieg o d o rzec za W isły. Czas. Geogr.,
57 (1): 47-77.
Łajczak A., 1992. O d p ływ m a teria łu u n o szonego z e zle w n i ka rpackich d o p ływ ó w Wisły. Probl. Zagosp. Ziem
Górskich, 35: 61-74.
Łajczak A., 1997. A n th ro p o g en ic ch a n g es in th e su s p e n d e d lo a d tra n sp o rta tio n b y a n d se d im e n ta tio n s rates
o f th e riv er Fistula, P oland. Geogr. Pol., 68: 7-30.
Łowmiański H., 1953. R o ln ictw o w yp a len isko w e i o rn e (w:) P o d sta w y fo r m o w a n ia się p a ń s tw sło w ia ń skich .
Warszawa: 138-178.
Machnik J., 1993. P o lsko -sło w a c kie i p o lsk o -u kra iń skie b adania a rch eologiczne w K arpatach. Prace Komisji
Środkowoeuropejskiej, 1: 9-21.
Macklin M.G., 1999. H o lo c en e riv e r e n viro n m en ts in P reh isto ric B ritain: H u m a n in tera ctio n a n d im p a ct (In:)
K.J. Edwards, J.P. Sadler (Eds). Q ua tern a ry P roceedings, 7: 521-530.
Macklin M.G., Klimek K., 1992. D isp ersa l, sto ra g e a n d tran sfo rm a tio n o f m e ta l c o n ta m in a te d a llu v iu m in
th e u p p er Fistula basin, so u th -e a st P o la n d . Appl. Geogr., 12: 7-30.
114
Macklin M.G., Bonsai C., Davis F.M., Robinson M.R., 2000. H um an-environm ent interactions du rin g the
H olocene: new data a n d interpretations fro m the Oban area, Argyll, Scotland. Holocene, 10 (1): 109-121.
Madyda-Legutko R., 1996. Z ró żn ico w a n ie kulturow e p o lsk ie j strefy beskidzkiej w okresie lateńskim i rzym ­
skim . Rozpr. hab. UJ, 304: 1-166.
Madyda-Legutko R., Pohorska-Kleja E., 2001. N a d gó rn ym Sanem w okresie rzym skim . Z otchłani wieków,
56 (3): 49-55.
Malarz R., 1992. E ta p d enudacyjny w p o lskich K arpatach fliszow ych. Prace Monogr. WSP Kraków. 150: 7-136.
Malarz R., 1993. W spółczesne p ro c e sy a kum ulacji w naturalnym zbiorniku zaporow ym w dolinie Wetlinki
w B ieszczadach. Studia Ośr. Dokum. Fizjogr., 22: 195-205.
Malarz R., 2002. P o w o d zio w a transform acja gruboklastycznych aluw iów w żw irodennych rzekach za ch o d ­
nich K a rp a t fliszo w yc h . Prace Monogr. AP Kraków, 335: 1-148.
Malicki A., 1949. E ro zja gleb ja k o zagadnienie przyrodnicze. Chrońmy przyrodę ojczystą ,5(1). Kraków: 3-12.
Malicki A., Dolecki L., Szwaczko A., 1967/68. G órna gra n ica lasów w B ieszczadach P olskich. Biul. Lubel.
Tow. Nauk. Geogr., Sec. D, 7/8: 27-31.
Mamakowa K., 1965. P o stęp badań n a d w pływ em osadnictw a p ra h istorycznego n a sza tę roślinną P olski.
Archeologia Polski. T.l (1).
Manley G., 1966. P ro b lem s o f the C lim atic O ptim um : the C ontribution o f Glaciology. W orld C lim ate fro m
8 0 0 0 to 0 BC . Proceeddings of the Inter. Symp., London: 34-39.
Mapy (plany) katastralne Ziemi Sanockiej, 1:2880.1852. Zbiory Archiwum Państwowego w Rzeszowie i Sanoku.
Mapy topograficzne Wojskowego Instytutu Geograficznego, 1:100 000. Arkusze: Dźwiniacz Górny (1937),
Turka (1937). Warszawa.
Marek S., Pałczyński A., 1962. Torfow iska w ysokie w B ieszczadach Zachodnich. Zesz. Probl. Post. Nauk
Roln., 34: 255-297.
Margielewski W., 1991. L a n d slid e fo r m s on P ołom a m ountain in the Sine Wiry nature reserve, West B ieszcza­
dy. Ochrona Przyrody, 49: 23-29.
Marks L., 1992. O sa d y i fo r m y rzeźby rzecznej (w:) L. Lindner (red.). C zw artorzęd - osady, m etody badań,
stra tyg ra fia . Wyd. PAE: 154-181.
Maruszczak H., 1984. Z m ien n o ść natężenia denudacji m echanicznej dorzecza g ó rnego D unajca w św ietle
p o m ia ró w hyd ro logicznych w dw udziestoleciu 1 9 52-1971. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 17: 53-67.
Maruszczak H., 1986. Tendencje sekularne i zja w iska ekstrem alne w rozw oju rzeźby m ałopolskich wyżyn
lesso w ych w cza sach historycznych. Czas. Geogr., 57 (2): 271-282.
Maruszczak H., 1987a. Tendencje zm ia n klim a tu ziem p o lsk ic h w czasach historycznych. Przegl. Geogr.,
59: 471-486.
Maruszczak H., 1987b. Z m ia n y biegu W isły i rozw ój teras za lew ow ych w oko licy S ieciech o w a i Stężycy
w cza sa ch histo rycznych (w:) K. Klimek (red.). Symp. „Odzwierciedlenie zmian klimatycznych ostat­
niego 1000-lecia w środowisku przyrodniczym”, PAN, US1. Sosnowiec: 37-38.
Maruszczak H., 1988. Z m ia n y środow iska p rzyro dniczego kraju w czasach historycznych (w:) W. Michajłow,
E. Haloń (red.). P rzem ia n y środow iska geograficznego P olski. Wszechnica, PAN: 109-135.
Maruszczak H., 1991. Z m ia n y środow iska w okresie historycznym (w:) L.Starkel (red.). G eografia Polski.
Śro d o w isko p rzyro d n icze. PWN, Warszawa: 182-205.
Maruszczak H., Michalczyk Z., Rodzik J., 1984. Warunki geom orfologiczne i hydrogeologiczne rozw oju denu­
d a cji w d o rzeczu G rondarza na W yżynie Lubelskiej. Ann. UMCS, Sec. B, 39: 117-145.
Mason S.L.R., 2000. F ire a n d M esolithic su bsistence - m anaging oaks f o r acorns in northw est Europe?
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 164:139-150.
Michalik A., 1990. B a d a n ia intensyw ności transportu rum ow iska w leczonego w rzekach karpackich. Zesz.
Nauk. AR w Krakowie, ser. Rozpr. hab., 138: 1-115.
115
Michalik S., Skiba S., 1995. O cen a relacji p o m ię d zy p o k ry w ą g leb o w ą a ro ś lin n o śc ią w B ieszcza d zkim P arku
N arodow ym . Rocznik Bieszcz., 4: 85-95.
Michna E., Paczos S., 1972. Zarys klimatu Bieszczadów Zachodnich. Lub. Tow. Nauk., Ossolineum, Wrocław: 1-72.
MiegF. von., 1779-1782. K artę des K oenigreichs G alizien un L odom erien 1:28 800, (ar. 124,125,139,140).
Kriegsarchiv Wien.
Mikulski Z., 1954. K a ta stro fa ln e p o w o d zie w P olsce. Czas. Geogr., 25 (4): 380-396.
Mikulski Z., 1961. Transport za w iesin y m ineralnej w rzekach p o lskich. Gosp. Wodna, 10: 461-463.
Modrzejewski S., Szewc R., 1994. Z a rys m o nografii D yd io w ej i Ł okcia. Plaj, 8: 35-58.
Moldenhauer K.M., 1995. F lu via l dynam ics p ro c e sse s in fo r e s te d catch m en t areas in the C en tra l G erm an
Uplands. (In:) J. Hagedom (Ed.). L ate Q uaternary a n d P resent-day F lu via l P rocesses in C entral Europe.
Zeitschrift fur Geomorphologie. Suppl.-Band, 100:129-139.
Moore J., 2000. F o rest fir e a n d hum an interaction in the early H olo cen e w oodlands o f B ritain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 164:125-137.
Moszyński K., 1929. K u ltu ra lu d o w a Słow ian. Cz. I. K u ltu ra m aterialna. Kraków: 1-140.
Mowszowicz ]., 1956. R o ślin n o ść d olnych w a rstw bo ró w sosn o w ych na p o g o rzeliska ch . Sylwan, 3: 42-49.
Mycielska-Dowgiałlo E., 1969. P ró b a rekonstrukcji w aru n kó w pa leo h yd ro d yn a m iczn ych rzeki na p o d sta w ie
badań sed ym en to logicznych w d o lin ie W isły p o d Tarnobrzegiem . Przegl. Geogr., 41 (3): 409^129.
Mycielska-Dowgialło E., 1972. R o zw ó j d o lin y śro d ko w ej W isły w holocenie w św ietle badań z o ko lic Tarno­
brzega. Przegl. Geogr., 44 (1): 73-83.
Mycielska-Dowgialło E., 1978. R o zw ó j rzeźby flu w ia ln e jp ó łn o c n e j c zęści K o tlin y S a n d o m ierskiej w św ietle
badań sed ym en to logicznych. Rozpr. hab. UW, 120: 1-148.
Mycielska-Dowgialło E., 1980. W stęp do sedym en to lo g ii (dla geografów ). WSP, Kielce: 1-178.
Mycielska-Dowgiałlo E., 1995. W ybrane cech y teksturalne osa d ó w i ich w a rto ść interpretacyjna (w:) E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.). B a d a n ia osa d ó w czw artorzędow ych. Wydz. Geogr. i Studiów
Region. UW, PIG, PAN. Warszawa: 29-105.
Nakonieczny S., 1967. H olo ceń ska m orfogeneza W yżyny L ubelskiej. Wydz. Biol. i Nauk o Ziemi UMCS,
ser. Rozpr. hab.: 1-114.
Nakonieczny S., 1975. The develo p m en t o f river valleys o f the L u b lin U p la n d d u rin g the H olocene. Biul.
Geol., 19: 219-222.
Nichols G. J., Cripps J.A., Collinson M.E., Scott A.C., 2000. E xp erim en ts in w a terlo g g in g a n d se d ilm e n to lo g y
o f charcoal: results a n d im plications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 161:43-56.
Niedziałkowska E., 1991. The textu ra l diversity o f U pper Q uaternary flu v ia l dep o sits in the C arpathian
fo r e la n d (In:) E vo lu tio n o f the Vistula river valley d u rin g the last 15 00 0 y a e r s. Geogr. Stud., Spec.
Issue, 6: 119-146.
Niedziałkowska E., 1992. C echy gra n u lo m etryczn e o sa d ó w zło żo n ych p o d c za s w ezbrań w d o lin a ch W isłoki
i Wisły. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 25-26: 195-214.
Niedziałkowska E., Skubisz A., Starkel L., 1977. L ith o lo g y o f the E o- a n d M eso -h o lo cen e a llu via in P o d g ro ­
d zie upon W isłoka river. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 11: 89-100.
Niedziałkowska E.,GilotE., Pazdur M., Szczepanek K., 1985. The U pper Vistula va lley n e a r D ro g o m yśl in the
L a te Vistulian a n d H olocene. Folia Quater., 56: 101-132.
Niemirowski M., 1970. E ro zja rzeczn a w p o to k a c h J a szcze iJa m n e. Folia Geogr. ser. Geogr.-Phys., IV: 63-82.
Niemirowski M., 1974. D yn a m ika w spółczesnych ko ryt p o to k ó w g ó rskich (na p rzyk ła d zie p o to k ó w J a szcze
i J a m n e w Gorcach). Zesz. Nauk. UJ, 34: 1-97.
Niewiarowski W., Celmer T., Marciniak K., Pietrucień C., Proszek R, Sinkiewicz M., 1992. P rze b ieg w spółcze­
sn ych p ro c e só w den u d acyjnych na m lo d o g la cja ln ej w ysoczyżnie m o renow ej inten syw n ie u żytkow anej
116
rolniczo, n a p rz y k ła d zie o ko lic K oniczynki, na N E o d Torunia (w:) A. Kotarba (red.). System denudacyjn y P olski. Prace Geogr., 155; 47-67.
Noack D., Schwab E., 1983. T echnological p ro p e rties o f archaeological woods. Mitt. Bundesforschungsanst.
Forst- und Holzwirtschaft, 141:103-121.
Nogaj-Chachaj J., Łanczont M., Klimek K., 1999. C zło w iek a środow isko do lin y Sanu na p rzed p o lu K a rp a t
w p ra d z ie ja c h i w cza sa ch histo ryczn ych (do w czesnego średniow iecza). Rocznik Przemyski, 35
(Archeologia): 3-16.
Noyszewski J., 1956. K o ń i ko n n y p lu g leśny. Sylwan, 2: 29-35.
Nowosad M., 1995. Z a rys klim atu B ieszcza d zkieg o P arku N arodow ego i j e g o o tu lin y w św ietle dotychczaso­
w ych badań. RocznikBieszcz., 4:163-183.
O ’Connell M., 1987. E a rly cereal-type p o lle n records fr o m C onnem ara, w estern Irla n d a n d their po ssib le
significa n ce. Pollen and Spores, 29:207-224.
Ohlson M., Tryterud E., 2000. Interpretation o f the charcoal record in fo r e s t soils: fo r e s t fir e s a n d th eir p ro d u c ­
tion a n d d ep o sitio n o f m acroscopic charcoal. Holocene, 10 (4): 519-525.
Orzechowski S., 1991. P ró b a rekonstrukcji sta n u za lesien ia półn o cn o -w sch o d n ich obrzeży Ł y so g ó r w okresie
w p ływ ó w rzym skich - p rz y c zy n e k do p o zn a n ia środow iskow ych w arunków rozw oju św iętokrzyskiego
o kręg u h u tniczego. Acta Archaeol. Carp., 30: 167-186.
Pakarinen R, 1976. B o g s as p e a t p ro d u c in g ecosystem s. Bull. IPS, 7: 51-54.
Pałczyński A., 1958. W stępne w yn iki g eo b o ta n iczn e i flo r y s ty c zn e u żytków zielo n ych w B ieszczadach. Zesz.
Nauk. WSR we Wrocławiu, 12: 93-119.
Pałczyński A., 1962: Ł ą k i i p a stw isk a w B ieszczadach Zachodnich. Studia geobotaniczno-gospodarcze. Rocz­
nik Nauk Roln., 99-D: 1-129.
Parczewski M., 1984. P ra h isto ryczn e i średniow ieczne źró d ła archeologiczne z d o liny gó rn eg o Sanu. Cz. 1.
O d c in ek S a n o k - Wara. Acta Archaeol. Carp., 23. Kraków: 175-224.
Parczewski M., 1990. S ta n badań n a d w czesnym średniow ieczem w karp a ckiej c zęści d o rzecza Sanu (w:)
Z. Kurnatowska (red.). Stan i p o trzeb y badań n a d w czesnym średniow ieczem w P olsce. Poznań: 225-231.
Parczewski M., 1991. P o czą tk i kszta łto w a n ia się p o lsk o -ru sk iej rubieży etnicznej w K arpatach. U J, Kraków:
1-91.
Parczewski M., 1992. S ieć rzeczn a a rozm ieszczenie o sa dnictw a w czesnośredniow iecznego w e w schodniej
c zęści p o lsk ic h K a rp a t (w:) J. Kołtuniak (red.). Rzeki, 1. Muzeum Śląskie, Katowice: 141-152.
Parczewski M., 1993. P o czą tki napływ u ludności ru skiej na teren K a rp a t Z achodnich w św ietle archeologii.
Archaeologia Historica, 18/19. Bmo: 93-97.
Parczewski M., 1995. W czesnośredniow ieczna karpacka ru b ież p lem ienna. Płaj, 11:42-46.
Parczewski M., 1996. P o czą tk i są sied ztw a p o lsk o -ru sk ieg o w św ietle danych archeologicznych. P ogranicze
etn iczn e p o lsko -ru sko -slo w a ckie. Rzeszów: 69-80.
Passmore D.G., Macklin M.G. 1994. P ro venance o f fin e -g ra in e d alluvium a n d L a te H olo cen e land-use chan­
g e in th e Tyne B asin, n o rthern E ngland. Geomorphology, 9 (2): 127-142.
Pasternak J.,1928. R u skę K a rp a ty v archeologii. Praha, 184: 1-186.
Pasternak J., 1961. A rch eo lo g ia U kraini. Toronto: 1-436.
Pasternak J., 1980. B o jkiw szczyn a w hlu b yn i w iko w (w:) B ojkiw szczyna. Ukrainskij Archiw, T. XXXIV. Phila­
delphia - New York: 7-20.
Patton P.C., 1988. D ra in a g e basin m orph o m etry a n d flo o d s (w:) V.R. Baker, R.C. Kochel, P,C. Patton (Eds).
F lo o d g e o m o rp h o lo g y. J. Wiley and Sons. Inc. New York: 51-64.
Pazdur A., Goslar T., Michczyński A., Pawlyta J., 1999. Z astosow anie m eto d y radiow ęglow ej do datow ania
o sa d ó w m ło d szeg o czw artorzędu, (w:) A .Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel (red.). G eo­
117
ch ro n o lo g ia g ó rn e g o czw a rto rzęd u P o lski w św ie tle d a to w a n ia ra d io w ęg lo w eg o i lu m inescyjnego.
Polit.Śl., Gliwice: 17-42.
Pazdur M.F., 1980. R a d io w ę g iel - izo to p uniw ersalny. Postępy Fizyki, 31: 321-343.
Pazdur M.F., 1995. O zn a cza n ie w ieku o sa d ó w m eto d a m i izo to p o w ym i (w:) E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rut­
kowski. (red.). B a d a n ia o sa d ó w czw artorzędow ych. UW-P1G-PAN, Warszawa: 329-356.
Pazdur M.F., Michczyńska D. J., 1989. Im p ro vem en t o fth e p ro c e d u re f o r p ro b a b ilistic ca lib ra tio n o fr a d io c a r ­
bon da tes. Radiocarbon, 31: 824—83.
Pelc S., 1983. O w o ce i n a sio n a w e w spółczesnych osa d a ch D u n a jca w rejonie P ien in i p rz e ło m u b eskidzkiego.
Prace Monogr. WSP Kraków, 59: 1-110.
Pękala K., 1966. W pływ lokalnych p o d sta w erozyjnych n a kszta łto w a n ie system u teras (n a p rzyk ła d zie d o rzecza
W olosatego). Ann. UMCS, Sec. B, 21: 185-219.
Pękala K., 1969. R u m o w iska sk a ln e i w sp ółczesne p ro c e sy m orfo g en etyczn e w B ieszcza d a ch Z a ch odnich. Ann.
UMCS, Sec. B„ 24: 47-98.
Pękala K., 1973. B u d o w a i ro zw ó j tera sy śred n iej S a n u w B abicach. Ann. UMCS, Sec. B, 28: 71-91.
Pękala K., 1997. R zeźb a B ieszcza d zkieg o P arku N arodow ego. Rocznik Bieszcz., 6: 19-38.
Piegay H., Gumell A.M., 1997. L a rg e w o o d y d eb ris a n d riv er g e o m o rp h o lo g ica l p a tte rn : exa m p les fr o m S E
F ra n c e a n d S E ngland. Geomorphology, 19:99-116.
Pietrzak M., 2002. G eom orfologiczne sku tki zm ian użytkow ania zie m i n a P o g ó rzu W iśnickim. P rzem ia n y śro d o ­
w iska n a P o g ó rzu K a rp a ckim , 2. IGiPZ UJ, Kraków: 1-127.
Pinczes Z., 1989. Types a n d e xten t o f s o il deg ra d a tio n in H ungary. Studia Geomorph.Carp.-Balc., 23: 153—
162.
Pitkanen A., 2000. F ire fr e q u e n c y a n d fo r e s t stru c tu re e t a d ry site b etw enn A D 4 4 0 a n d 1110 b a se d on
ch a rco a l a n d p o lle n records fr o m a la m in a te d la ke se d im e n t in ea stern F inland. Holocene, 10 (2):
221-228.
Pitkanen A., Huttunen P., 1999. A 1 300-year fo re st-fire h isto ry a t a site in ea stern F in la n d b a se d on ch a rco a l
a n d p o lle n records in la m in a te d la ke sedim ent. Holocene, 9 (3): 311-320.
Pjawczenko N.J., 1978. T orfonakaplenije i je g o p ro d u k tiv n o st (w:) D in a m ika o g ra n iczesko g o w ieszczestw a
w p ro c e ssie to rfo o brazow anija. Nauka, Leningrad: 141-155.
Polak S., 1965. E ro zja g le b w o b ręb ie zle w n i p o to k u B rzeźn ia n ka w p o w ie c ie N o w y Sącz. Rocznik Gleb., 1
(15): 205-230.
Pożaryski W., 1955. O sa d y rzec zn e w p rz e ło m ie W isty p r z e z W yżyny P o łudniow e. Prace Inst. Geol.: 1-96.
Prochal P., 1968. B a d a n ia n a d ero zją g le b w terenach górskich. P ro cesy erozyjne i p ro b le m och ro n y g le b
w P o lsce. Kateda Melior. Roln. WSR Lublin, 2: 51-92.
Przybylska K., Kucharzyk S., 1999. S k ła d g a tu n ko w y i stru k tu ra la só w B ieszcza d zkieg o P a rku N aro d o w eg o .
Monogr. Bieszcz., 6. Ustrzyki Dolne: 1-159.
Przybylska K., Zięba S., 2000. P ro c esy ren a tu ra liza cyjn e w d rzew o sta n a ch B ie szcza d zk ie g o P a rk u N a ro d o ­
w ego. Rocznik Bieszcz., 9:117-139.
Rachocki A., 1974: P rze b ieg i na tężen ie w sp ó łczesnych p ro c e só w rzeczn ych w ko rycie R aduni. Dokum. Geogr.
IG PAN, 4. Warszawa: 1-121.
Racinowski R., Szczypek T., 1985. P rezen ta cja i interpretacja w yn ikó w b a dań uzia rn ien ia o sa d ó w c zw a rto ­
rzęd o w ych . US1., Katowice: 1-143.
Radecki-Pawlik A., 2002. W ybrane za g a d n ien ia kszta łto w a n ia się fo r m k o ryto w ych p o to k u g ó rsk ie g o i fo r m
d en n ych rzeki nizinnej. Zesz. Nauk. Akad. Roln. w Krakowie, 281: 1-140.
Ralska-Jasiewiczowa M., 1968. S ia d y o sa d n ictw a p re h isto ry czn eg o w dia g ra m a ch p y łk o w y c h z o b sza ru P o l­
ski. Folia Quater., 29: 163-180.
118
Ralska-Jasiewiczowa M , 1969. S ia d y kultury człow ieka w diagram ach p yłko w ych z B ieszczadów Z achod­
nich. Acta Archaeol. Carp., 11 (1): 105-109.
Ralska-Jasiewiczowa M., 1972. The F o rest o f the P olisch C arpathians in the L a te G lacial a n d H olocene.
Studia Geomorph. Carp.-Balc., 6:5-19.
Ralska-Jasiewiczowa M , 1977. Im p a ct o f prehistoric m an on natural vegetation recorded in p o llen diagram s
fr o m d ifferen t regions o f P oland. Folia Quater, 49. Kraków: 75-91.
Ralska-Jasiewiczowa M., 1980. L a te G lacial a n d H olocene o f the B ieszczady M ts (polish E astern C arpa­
thians). PWN, Warszawa-K raków : 1-199.
Ralska-Jasiewiczowa M , 1989. Type region: The B ieszczady Mts. Acta Paleobot., 29:31-35.
Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1972. P aleogeographical p roblem s o f the H olocene in the P olish C arpa­
thians. Excurs. Guide-Book Symp. ofthe INQUA Comm, on Stud, of the Holocene, Poland: 1-30.
Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1975. The leading pro b lem s o fp a le o g e o g ra p h y o f the H olocene in the
P o lish C arpathians. Biul. Geol. UW, 19:27-44.
Ralska-Jasiewiczowa M., Starkel L., 1988. R eco rd o f th r hydrological changes du rin g the H olocene in the
Lake, M ire a n d flu v ia l d eposits o f Poland. Folia Quater., 57: 93-127.
Ramsey Ch. B., 1995. R a diocarbon calibration a n d analysis o f stratigraphy: The O xC al Program (In:) Cook
G.T., Harkness D.D., Miller B.F, Scott E.M. (Eds.). P roceedings o f the I5'h International R adiocarbon
C onference, June 15-19 August, 1994, Glasgow, Scotland. Radiocarbon, 37 (2): 425-430.
Rehman A., 1895. Z iem ie da w n ej P olski. Cz. I. K arpaty. Lwów: 473-509.
Rehman A., 1912. G eog rafia fiz y c z n a ziem p o lsk ic h i charakterystyka fiz y c z n a ludności. E ncyklopedia P ol­
ska. Wyd. AU, Kraków: 1-654.
Reid I., Frostick I.E., Layman J.T., 1985. The incidente a n d nature o f b ed lo a d transport du rin g flo o d flo w s in
c o u rse -g ra in e d a llu via l channels. Earth Surf. Processes and Landforms, 10:33-44.
Reinfuss R., 1939. Z e stu d ió w n a d ku ltu rą m aterialną Bojków. Rocznik Ziem Górskich: 31-63.
Reinfuss R., 1949. Ł em ko w ie j a k o g ru p a etnograficzna. Prace i Materiały Etnograficzne, VII. Lublin: 77-210.
Reinfuss R., 1990. Ś la d a m i Łem ków. Wydawn. PTTK „Kraj”: 1-139.
Reniger A., 1956. Z a g a d n ienie w pływ u zalesień i zadrzew ień na erozją w odną na terenie w ojew ództw a kielec­
kiego. Sylwan, 100, ser B (4), PWRiL: 33-55.
Reyman J., 1958. U w agi o roli P rzełączy U żockiej w św ietle zn a lezisk m onet rzym skich. Acta Archaeol. Carp.,
14: 55-59.
Richards K.S., 1981. E vid ence o f F landrian valley alluviation in Staindale, N orth York M oors. Earth Surface
Process and Landforms, 6: 183-196.
Richards K.S.,1982. R ivers: fo r m a n d p ro c e ss in alluvial channels. Methuen, London, New York: 1-358.
Ruciński H., 1984. M ig ra cje ludności w Z achodnich K arpatach do X V III w. Wierchy, 53: 7-32.
Rust B.R., 1972. Stru ctu re a n d p ro c e ss in a bra id ed river. Sedimentology, 18 (3/4): 23-44.
Rust U., Mensching H., 1978. D ie reaction d e rflu v ia le n m orphodynam ik aus antropogene E ntw aldung oestlich
C h alkiers (In sel E uboea - M ittelgrieckenland). Zeitschriff fur Geomorphologie, 30: 183-203.
Rutkowski J., 1986. The occurrence o f C arboniferous coal o f anthropogenic origin in the contem poraneous
Vistula riv er sed im en ts n ea r C racov (southern P oland). Eart Surf. Processes Landforms, 11: 321-326.
Rutkowski J., 1995. P etro graphic com position o f the Q uaternary gravels o f the C arpathians a n d their Fore­
land. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 29: 77-89.
Rutkowski J., Alexandrowicz S.W., Pazdur A., 1988. The cource o f the H olocene sedim entation in the low er
R a cla w ka va lley (In:) Exc. Guide Book Symp. Vistula Basin 1988, Kraków: 110-115.
Rygiel Z., 1987. Z a rys g o spodarki leśnej i p rzem ysłu drzew nego w okresie m iędzyw ojennym i w latach okupa­
c ji w B ieszcza d a ch Zachodnich. Sylwan, 131 (6): 37-53.
119
Rygiel Z., 1998. Ś w ierk bieszcza d zki „ ta rn a w ski" w p rze szło śc i i j e g o sta n aktualny. Sylwan, 142 (10): 3 948.
Schmidt M.W.I., Noack A.G., 2000. B la c k carb o n in so ils a n d sedim ents: A n alysis, distribution, im plications,
a n d cu rren t ch allenges. Glob. Biogeochem. Cycles, 14 (3): 77-793.
Schramm W., 1956. N a w sc h ó d o d O s law y. Wierchy, 25: 101-124.
Schramm W., 1958. L a s y i zw ie rzy n a G ó r Sanockich. PWN: 1-115.
Schramm W., 1961. F o rm y osadnictw a w iejskiego w środkow ych K arpatach. Rocznik Nauk Roln., ser. D: 5-184.
Schumm S.A., 1968. Sp ecu la tio n s c o n cern in g pa leo h yd ro lo g ic controls o f terrestria l sed im entation. Geol.
Soc.Am. Bull., 79:1573-1588.
Schumm S.A., 1973. G eo m o rp h ic thresholds a n d the co m plex response o f d ra in a g e sy ste m s (In:) M. Morisawa (Ed.). F lu v ia l G eom orphology, State University o f New York, Binghampton: 299-310.
Schumm S.A., 1977. The flu v ia l system . J. Wiley Interscience Publ., New York: 1-338.
Schweingruber F.H., 1973. D e r b a n d k era m isch e S ied lu n d g sp la tz L a n g w e ile r 2. H o lza r te n . Rheinische
Ausgrabungen, 13: 152-156.
Schweingruber F.H., 1978. M ikro sko p isch e H olzanatom ie. S ch w eizerisch en N a tio n a lfo n d s z u r F ó rd eru n g
d e r w issen sch a ftlichen F o rsch u n g u n terstutzte U ntersuchung. Zurich: 1-226.
Semmel A., 1995. D evelo p m en t o f g u llie s u n d er fo r e s t c o ver in the Taunus a n d C rysta llin e O d e n w a ld M o u n ­
tains, G erm any. Zeitschrift fur Geomorphologie. Neue Folge, Suppl.-Band, 100:115-127.
Simmons I.G., 1978. C złow iek a środow isko g eograficzne w Wielkiej Brytanii. Przegl. Geogr., 50 (3): 371-388.
Simmons I.G., Innes J.B., 1996. P reh isto rie ch arcoal in p e a t p ro file s a t N o rth Gill, N o rth Yorkshire M oors,
E ngland. Journal Archaeology Sci., 23:193-197.
Skiba S., Winnicki T., 1995. G leby zbiorow isk roślinnych bieszczadzkich połonin. Rocznik Bieszcz., 4: 97-109.
Skiba S., Sobiecki K., 1996. G eom orfologiczne u w a runkow ania rozw oju p ro filu g le b B ieszcza d ó w za c h o d ­
nich. Rocznik Bieszcz., 5: 165-174.
Skiba S., Drewnik M., Prędki R., Szmuc R., 1998. G leby B ieszczadzkiego P arku N arodow ego. Monogr. Bieszcz.,
2 : 1- 88.
Skiba S., Szmuc R., 1998. P o kryw a g leb o w a B ieszcza d ó w Z a ch o d n ich - histo ria bad a ń i ich g łó w n e kierunki.
Roczn. Bieszcz., 7: 131-143.
Skrzypek G., Jędrysek M.O., 1999. Z a rys h isto rii klim a tyczn ej P o lski osta tn ieg o tysiąclecia: Dl}- C w p r o fi­
la ch torfow ych. Symp. „Strefowość i piętrowość procesów w środowisku przyrodniczym późnego
glacjału i holocenu”, PAN, UŚ1., Sosnowiec: 101-106.
Skrzypek G., Jędrysek M.O., 2000. C lim atic variation in the la st m illen n iu m in P o la n d d 3C p e a t p ro file s
B.Obrębska-Starkel (Ed.). R e c o n s tr u c te d o f clim a te a n d its m odelling. Prace Geogr., IG UJ, 107:
131-136.
S ło w n ik g e o g ra fic zn y K ró lestw a P o lskieg o i innych k ra jó w sło w ia ń skich (red. F.Sulimirski, B.Chlebowski,
W.Walewski). 1885 (1). Warszawa: 1-792.
Słupik J., 1973. Z ró żn ico w a n ie sp ły w u p o w ierzc h n io w e g o na flis z o w y c h sto k a ch gó rskich . Dok. Geogr.,
2: 1-118.
Słupik J., 1978. O b ieg w o d y na sto k a ch a rolnicze użytko w a n ie zie m i (w:) L. Starkel (red.). S tu d ia n a d typ o ­
lo g ią i o cen ą śro d o w iska g eo g ra ficzn eg o K a rp a t i K o tlin y S a n d o m ierskiej. PAN, IGiPZ, Prace Geogr.,
125:93-107.
Słupik J., 1981. R o la sto k u w kszta łto w a n iu o d pływ u w K a rp a ta ch fliszo w yc h . Prace Geogr. IGiPZ PAN,
142: 1-98.
Smart, Hoffman, 1988. E n viro n m en ta l in terpretation o f a rch eo lo g ica l c h a rc o a l (In:) C.A. Hasttorf, V.S.
Popper (Ed.). C urrent P alaenthobotany. A n a ly tic a l M eth o d s a n d C u ltu ra l In terp reta tio n s o f A rch a ­
eo lo g ica l P la n t R em ains. The University o f Chicago Press, Chicago: 167-205.
120
Soja R., 1980. Tendencje zm ia n odpływ u z e zlew ni R o p y w latach 1 9 51-1570. Zesz. Probl. Post. Nauk Roln.,
235: 291-305.
Soja R., 1988. Z m ia n a o d pływ u w zlew n i W isłoki p o d w pływ em działalności człow ieka. Dok. Geogr., 4: 9-22.
Soja R., 1998. P ro b lem y m etodyczne o ceny w pływ u człow ieka na o b ieg w ody w środow isku naturalnym (w:)
R o la czło w ieka p reh isto ryczn eg o w p rzem ia n a ch środow iska przyrodniczego. PAN, US1., Sosnowiec:
41-42.
Sokołowski M., 1929. P a szen ie w lesie i je g o w pływ na życie lasu. Sylwan, 47 (53): 179-193
Sokołowski T., 1987. Vistula valley betw een the outlets o f D unajec a n d B ren rivers (In:) E volution o f the
Vistula riv er va lley d u rin g the last 15 0 0 0 yea rs, II. Geogr. Stud., Spec. Issue, 4: 95-114.
Sokołowski T., 1995. D evelo p m en t o f the lo w er reach o f the D unajec river in the Vistulian a n d H olocene (In:)
E vo lu tio n o f th e Vistula riv er valley du rin g the last 15 00 0 y ea rs, V. Geogr. Stud., Spec. Issue, 8: 51-71.
Spaleny M., 1977. B a d a n ia za m u la n ia zb io rn ika Tresna na Sole. Gospod. Wodna, 10: 304-309.
Specialkarte 1:75 000. K.u.k. Militar-Geographischer Institut in Wien. Arkusze: Turka (1880 i 1906), Zemplenaroszi und Dydiowa (1880,1914).
Spisy katastralne z lat 1787-1789,1817-1819. Mater. Centr. Arch. Histor. Ukrainy. Lwów.
Stadnicki A., 1848. O w siach tzw. w ołoskich na pó łn o cn ym stoku K arpat. Lwów: 1-65.
Stankoviansky M., 2000. D ifferentiatedgeom orphic effect o f gully erosion due to large scale land use changes.
Proc. Carpatho-Balcan Conf. Geomorphology o f the Carpatho-Balcan region. Corinthian, Bucureęti:
187-200.
Stankoviansky M., 2003. H istorical evolution o f p erm a n en t g u llies in the M yjava H ill Land, Slovakia (In:)
G. Brierley, M. Stankoviansky (Eds). Catena, 51. Spec. Issue: Geomorphic Responses to Land Use
Changes: 223-239.
Starkel L., 1960. R o zw ó j rzeźb y K a rp a t fliszo w yc h w holocenie. Prace Geogr. IG PAN, 22:1-239
Starkel L., 1965. R o zw ó j rzeźb y p o lsk ie j części K a rp a t W schodnich. Prace Geogr. IG PAN, 50: 1-157.
Starkel L., 1968. P rze b ieg erozji i akum ulacji rzecznej w holocenie. Folia Quatem., 29: 109-116.
Starkel L., 1972. C h a ra kterystyka rzeźby P olskich K a rp a t (i j e j znaczenie dla g o spodarki ludzkiej). Probl.
Zagosp. Ziem Górskich, 10: 75-150.
Starkel L., 1977a. P a leo g eo g ra fia holocenu. PWN. Warszawa: 1-358.
Starkel L., 1977b. L a st G lacial a n d H olo cen e flu v ia l chronology in the C arpathians valleys. Studia Geomorph. Carp.- Bale., 11: 33-51.
Starkel L., 1979. K lim a tyczn e i antropogeniczne czynniki zm ian hydrologicznych w holocenie. Mater. Symp.
[AEG, Polska: 107-110.
Starkel L., 1980. E ro zja g leb a g o sp odarka w odna w K arpatach. Z esz. Probl. Post. Nauk Roln., 235:103-118.
Starkel L. (Ed.), 1981. The evolution o f the W isłoka valley near D ębica during the L ateglacial a n d H olocens.
Folia Quatem., 53. Krakow: 1-91.
Starkel L., 1983. P a leo g eo g ra fia i klim at p ó źn e g o p lejsto cen u i holocenu (w:) J.K. Kozłowski, S.K. Kozłow­
ski (red.). C zło w iek i środow isko w p ra d ziejach. PWN. Warszawa: 14-31.
Starkel L., 1986. R o la zja w isk ekstrem alnych i p ro cesó w sekularnych w ew olucji rzeźby (na przykła d zie flis z o ­
w ych K arpat). Czas. Geogr., 57 (2): 203-213.
Starkel L., 1987. Man a ca u se o f sed im entological changes in the H olocene: anthropogenic sedim entological
ch a n g es d u rin g the H olocene. Striae, 26: 5-12
Starkel L., 1988a. D zia ła ln o ść czło w ieka ja k o p rzyc zy n a zm ian pro cesó w denudacji i sedym entacji w holoce­
nie. Przegl. Geogr., 60 (3): 252-265.
Starkel L., 1988b. P rzem ia n y śro dow iska geograficznego P olski a dzisiejsze ekosystem y (w:) W. Michajłow,
E. Hałoń (red). P rzem ia n y środow iska geograficznego P olski. Wrocław-Kraków-Lódź: 7-24.
121
Starkel L., 1990. F lu v ia l environm ent a s an expresion o f g eo lo g ic a l changes. Zeitschrift fur Geomorphologie,
Suppl.-Bd.: 133-152.
Starkel L., 1994a. F req u en cy o f flo o d s d u rin g the H o lo cen e in the u p p er Vistula B asin. Studia Geomorph.
Carp.- Bale., 27-28: 3-13.
Starkel L., 1994b. C zęstotliw ość p o w o d zi w holocenie w św ietle m e to d sed ym entologicznych, g e o m o rfo lo g ic z­
n ych i d a to w a ń bezw zg lęd n ych (dorzecze g ó rn e j Wisły). Geochronometria, 10: 159-172.
Starkel L., 1994c. O d b icie ekstrem alnych w ezbrań okresu historycznego w o sadach rzeczn ych i sto ko w ych
w d o rzeczu g ó rn e j Wisły. Acta Univ. N. Copemici, Geografia 27. Nauki Mat.-Przyr., 92: 13-20.
Starkel L., 1995a: E vo lu tio n o f the C arpathians valleys a n d the F oreca rp a th ia n B asin in the V istulian a n d
H o lo cen e Studia Geomorph. Carp.-Balc., 29: 5-40.
Starkel L., 1995b. N ew d a ta on the L a te Vistulian a n d H olo cen e evolution o f the W isłoka va lley n e a r D ęb ica
(In:) E volution o f the Vistula river valley during the last 15 00 0 y ea rs, V. Geogr. Stud., Spec. Issue: 73-90.
Starkel L., 1996. R zeki w p rz e s tr ze n i i w czasie (w:) J. Koltuniak (red.). R ze ki - ku ltu ra - cyw iliza cja historia. V. Katowice: 43-58.
Starkel L. 1997. Ś red n io w ieczn a erozja g leb w e w sch o d n iej c zęści p o lsk ic h K a rp a t. Symp. „Odzwierciedlenie
zmian klimatycznych ostatniego 1000-lecia w środowisku przyrodniczym”, Sosnowiec: 47.
Starkel. L., 1998. G eo m o rfo lo g iczn y i sedym en ta cyjn y za p is ulew i lokalnych w ezbrań. Dok. Geogr., 11: 7-9.
Starkel L., 2000. H e a vy rains a n d flo o d s in E urope d u rin g la st m illennium . (In:) B. Obrębska-Starkel (Ed.).
R eco n stru ctio n s o f clim a te a n d its m odelling. Prace Geogr. IG UJ, 107 : 55-62.
Starkel L., Klimek K., Mamakowa K., Niedziałkowska E., 1982. The W isłoka riv er valley in the C arpathian
F o rela n d d u rin g the L a te G lacial a n d H olo cen e (In:) E vo lu tio n o fth e Vistula riv er valley d u rin g the last
15 OOOyaers, I. Geogr. Stud., Spec. Issue 1: 41-56.
Starkel L., Gębica P., 1995. E vo lu tio n o f R iv er valleys in so u th ern P o la n d du rin g the P leisto cen e-H o lo cen e
transition. Biul. Perygl., 34. Kraków: 177-190.
Starkel L , Gębica R, Kalicki T., Ludwikowska M., Niedziałkowska E., 1999. C h ronostratygrafia a lu w ió w
i fo r m flu w ia ln y c h w p o łu d n io w e j P o lsce (w:) A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel
(red.). G eo ch ro nologia g ó rn e g o czw a rto rzęd u Polski: 133-155.
Strzelecki H., 1900. L a sy i leśnictw o w G alicji w X I X w . Sylwan, 18 (1-13): 44-51 oraz 70-78.
Stuiver M., Polach H.A., 1977. R ep o rtin g o f ,4C data. Radiocarbon, 19: 355-363.
Sundborg A., 1967. S o m e a sp e c t on flu v ia l sed im en ts a n d flu v ia l m orphology. I. G eneral view s a n d g ra p h ic
m ethods. Geogr. Ann., V, 49A: 333-343.
Superson J., Jezierski W., Król T., 2003. W pływ deforestacji P łaskow yżu N a łęczo w skieg o n a ro zw ó j osa d ó w
d n a d o lin y B ystrej, (w:) J.M. Waga, K.Kocel (red.). C zło w iek w śro d o w isku p rzyro d n ic zy m - za p is
dzia ła ln o ści. Pol. Tow. Geogr. - Oddz. Katowicki. Sonowiec: 207-212.
Szafer W., 1954. P lio c e ń s k a flo r a o ko lic C zorsztyna ij e j sto su n e k do p lejstocenu. Prace Inst. Geol., 11: 5-238
Szczepanek K., 1987. L a te G la cia l a n d H o lo cen e p o lle n d ia g ra m s fr o m J a s ie l in the L o w B e s k id M ts (T he
C arpathians). Acta Paleobot., 27 (1): 9-26.
Szczepanek K., 2001. A n tro p o g en ic Vegetation C hanges in the R eg io n o f the D u kla P ass, the L o w e r B e s k id
M o u n ta in s (w:) J.Machnik (red.). A rch a eo lo g y a n d N a tu ra l B a c k g ro u n d o f the L o w e r B e s k id M o u n ta ­
ins, C arpathians. 1. Prace Komisji Prehistorii Karpat PAN, 2: 171-182.
Szczepankiewicz S., 1970. C echy n iektórych p o k ry w p ó źn o czw artorzędow ych. Acta Univ. Wrat., 124. Stud.
Geogr.: 13-15.
Szczepankiewicz S., 1974. O sady i fo r m y czw a rto rzęd o w e O polszczyzny. Przewodnik XLI Zjazdu Pol. Tow.
Geol. Warszawa: 1-68.
Szczotka S., 1949. S tu d ia z d zie jó w p ra w a w ołoskiego. Czas. Prawno-Hist., I I : 1-355.
122
Szewczuk J., 1939. K ro n ika kląsk elem entarnych w G alicji w latach 1 7 72-1848. Roczn. z Dziejów Spoi.
i Gosp., 35: 1-334.
Szumański A., 1977. Z m ia n y układu ko ryta d o lnego Sanu w X I X i X X w ieku o ra z ich w pływ na m orfogenezę
ta ra su lęgow ego. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 11:141-153.
Szumański A., 1979. W pływ czynników antropogenicznych na zm ia n y środow iska w dolinie dolnego Sanu. Symp.
IAEG, Kraków: 118-126.
Szumański, A., 1982. P a leochannels o f large m eanders in the river valleys o f the P olish Low land. Quater. Stud,
in Poland, 4: 207-216.
Szumański A., 1986. P o stg la cja ln a ew olucja i m echanizm transform acji doliny Sanu. Zesz. Nauk. AGH, 1075.
Geologia, 12. Kraków: 5-95.
Szwab A., 1956. W sp ra w ie oczyszcza n ia p o w ierzc h n i zrębow ych z odpadów i gałęzi. Sylwan, 12: 27-29.
Ślączka A., Żytko K., 1978. M apa g e o lo g iczn a P o lski 1:200 000, arkusz Łupków . Wyd. Geol.
Śląski K., 1965. L a sy a o sa dnictw o (w:) D zieje lasów, leśnictw a i drzew nictw a w P olsce. PWRiL. Warszawa:
43-60.
Śnieżko Z., 1985. P a leo g eo g ra fta holocenu w dolinie Sancygniów ki. Acta Geogr. Lodź., 51: 1-119.
Śnieżko Z., 1987. The L a te Vistulian a n d H olo cen e flu v ia l depo sits o f the m id d le N idzica river in the area o f
D zia ło szyce (In:) E vo lu tio n on the Vistula river valley du rin g the last 15 0 0 0 yares, II. Geogr. Stud.,
Spec. Issue, 4: 87-94.
Śnieżko Z., 1995. E w o lu cja o b sza ró w lessow ych Wyżyn P o lskich w czasie ostatnich 15 000 lat. Prace Nauk.
Uniw. Śląsk, w Katowicach, 1496:1-96.
Środoń A., 1952. O sta tn i g la c ja l ip o s tg la c ja l w K arpatach. Biul. PTG, 67: 27-76.
Środoń A., 1965. O flo r a c h ko palnych w terasach dolin karpackich. Folia Quatem., 21: 1-27.
Święchowicz J., 2000. The th resh o ld conditions f o r slo p e w ash p ro cesses in fo o th ill catchm ent (C arpathian
F oothills, S o u th P oland). Studia Geomorph. Carp.-Balc., 24. Kraków: 67-88.
Taylor M.P., Lewin J., 1997. N o n -synchronous response o f a d jacent flo o d p la in system s to H olo cen e environ­
m e n ta l change. Geomorphology, 18 (3-4): 251-264.
Taylor M.P., Macklin M.G., Hudsonedwards K., 2000. R iver sedim entation a n d flu v ia l response to H olocene
en viro m en ta l c h a n g e in the Yorkshire O use Basin, northern England. Holocene, 10(2): 201-212.
Teisseyre J., 1938. Studium profilów podłużnych rzek wschodniokarpackich. Rocznik Pol. Tow. Geol., 14: 81-112.
Teisseyre A.K., 1977. W spółczesne p ro c e sy rzeczne w dorzeczu g ó rnego B obru i S trzegom ki (Sudety Środko­
we). Geol. Sudetica, 2 (2): 93-109.
Teisseyre A.K., 1984. P rocesy flu w ia ln e i ro zw ó j ko ryta g ó rnego B obru na odcinku badaw czym w B lażkow ej
(1 9 6 7 -1 9 8 2 ). Geol. Sudetica, 19 (1): 7-66.
Teiseeyre A.K., 1985. M a d y dolin sudeckich. Cz. I: O gólna ch arakterystyka śro dow iska (na p rzykła d zie
zle w n i g ó rn e g o B obru). Geol. Sudetica, 20: 113-195.
Teisseyre A.K., 1988. M a d y d olin sudeckich. C zęść II. W ybrane zagadnienia m etodologiczne. Geol. Sudetica,
23 (1): 65-101.
Teisseyre A.K., 1989. M a d y dolin sudeckich. Cz. III: Subarealnie i subakw alnie deponow ane o sady po za ko ryto w e w św ietle eksperym entu terenow ego (1 9 7 7 -1 9 7 9 ). Geol. Sudetica, 23 (2): 1-81.
Thun A., 1880. L a n d w irtsch a ft u n d G ew erbe in M ittelru ssla n d se it d e r L eibeigenschaft. Staats- u n d socialw issenschaft. Forschungen, T. III, z. 1. Lipsk: 30-40.
Tinner W., Conederas M., Amman B., Gaggeler H.W., Gedye S., Jones R., Sagesse B., 1998. P o llen a n d char­
c o a l in L a k e sed im en ts c o m p era d w ith historically d o cum ental fo re stfire s in Southern S w itzerland
sin c e A D 1920. The Holocene 8 (1): 31-42.
123
Tokarski A.K., 1975. G eologia i g eo m o rfo lo g ia okolic U strzyk G órnych, P o lskie K a rp a ty W schodnie. Studia
G eo l.P o l.,4 8 :1-90.
Tokarz W., 1909. G alicja w p o c zą tka c h ery jó ze fiń sk ie j w św ietle an kiety urzęd o w ej z roku 1 783. AU Kraków:
1-440.
Topographische K a rtę von O stgalizien u n d L odom erien in 14 Sectionen, 1:144 000, by Gestinger. 1820. Wien.
Trajdos T.M., 1990. O sadnictw o na Ł em kow szczyźnie. Magury '90, Warszawa: 24-35.
Trietiakow P.N., 1948. S elsko je chozjajstw o iprom ysły. Isto ria k u ltu ry d rie w n ie j R osji. I. Moskwa-Leningrad:
1-55.
Trimble S.W., 1983. A se d im e n t bud g et f o r C oon C reek basin in the D riftless Area, W isconsin, 1 9 5 3 -1 9 7 7 .
Am. J. of Sci., 283: 454-474.
Trimble S.W., 1997. C ontribution o f strea m ch a n n el erosion to sed im en t y ie ld fr o m a u rb a n izin g w atershed.
Science, 278:1442-1444.
Triieb E., 1961. W ald u n d Wasser. Schweiz. Z. Forstw.,Jg, 112.(10/11).
Tunia K., 1986. Z p ro b lem a tyki środow iskow ych uw arunkow ań gosp o d a rki p a ste rsk iej na terenie g ó rskiej stre­
f y p o lsk ic h K a rp a t Zachodnich. Acta Archaeol. Carp., 25: 219-230.
Twardy J., 2000. D e lu w ia n eo h o loceńskie z W yżyny Ł ó d zkiej. Acta Geogr. Lodź., 78: 135-173.
Tymieniecki A., 1951. Z iem ie p o lsk ie w starożytności. L u d y i ku ltu ry najdaw niejsze. Poznań: 1-725.
Unrug R., 1957. W spółczesny tra nsport i sed ym en ta cja żw iró w w do lin ie D unajca. Acta Geol. Polon., 7 (2):
217-251.
Valde-Nowak P., 1988. E ta p y i strefy za sied la n ia K a rp a t p o lsk ic h w n eo licie i na p o c zą tk u epoki brązu. IHKM
PAN, Ossolineum, Wrocław: 7-160.
Vanniere B., Bossuet G., Gauthier E., 2000. M in era l m agnetic suscep tib ility a n d p a ly n o lo g ic a l evid en ces o f
hum an im p a ct a n d flu v ia l p ro c e ss in the lo w er D u b s valley (Jura, F rance) betw een 1 (St) - 8(Th) century
A D . Comptes Rendus de L Acad. Des Sciences, Ser. II. Fascicule a - Sciences de La Terre Et Des
Palanetes, 331 (3): 203-210.
Wacnik A., Szczepanek K., Harmata K., 2001. Ślady d zia łalności czło w ieka z neo litu i brązu obserw o w a n e
w d ia g ra m a ch p y łk o w yc h z o kolic P rzełęczy D u kielskiej i terenów p rzyle g ły ch (w:) J.Gamcarski (red.).
N eo lit i p o c zą tk i epoki brązu w K arpatach p o lsk ic h . Mat. z sesji nauk., Krosno 14-15 grudnia 2000 r.
Muzeum Podkarpackie w Krośnie: 207-221.
Wasylikowa K., 1973. B a d a n ia kopalnych szczą tkó w roślin w yższych (w:) E. Rtihle (red.). M eto d yka badań
o sa d ó w czw a rto rzędow ych. Wyd. Geol., Warszawa: 161-210.
Wasylikowa K., 1983. A n tro p o g en iczn e zm ia n y roślinności w h o lo cen ie (w:) J.K. Kozłowski, S.K. Kozłowski
(red.). C zło w iek i śro dow isko w p ra d zieja ch . PWN, Warszawa:53-79.
Wasylikowa K., Gluza I., Lityńska-Zając M., Tomczyńska Z., 1992. C harcoals fr o m tree N e o lith ic settlem en ts
in th e lo ess a rea o f so u th -cen tra l P oland. Bull, dela Societe botanique de France, 139. Actualites botaniques, 2-4:373-382.
Wasylikowa K., Starkel L., Niedziałkowska E., Skiba S., Stworzewicz E., 1985. E n viro n m en ta l ch a n g es in the
Vistula va lley a t P le szó w c a u se d by neolithic m an. Przegl. Archeol., 33: 19-55.
Wąsacz M., 1929. R uskie przełęcze karpackie w czasach now ożytnych. P race historyczne ku uczczeniu 50-lecia
A kad. K o ła H isto ryków Uniw. Ja n a K azim ierza w e L w ow ie w latach 1 8 78-1928. Lwów: 313-336.
Wdowiak S., 1961. W spółczesny lo dow iec karow y w W ielkim K o tle M ięg u szo w ieckim n a d M orskim O kiem
w Tatrach. Biul Geol. UW., 1.
Welc A., 1972. T ransportation o f su sp en d e d m a tter in the rivers R o p a a n d B ystrza n ka a n d the m a g n itu d e o f
w ash d o w n d u rin g the f l o o d in J u ly 1970. Studia Geomorph. Carp.-Balc., 7: 131-142.
124
Wielowiejski J., 1955. Z a g a d n ien ie p rz e ło m u w technice upraw y roli w p ierw szy m tysiącleciu n.e. na zie ­
m ia ch p o lskich . Kwart. Historii Kultury Materialnej, 3: 153-165.
Więckowski K., 1966. O sady d en n e J ezio ra M ikołajskiego. Prace Geogr. IG PAN, 57: 1-112.
Wiślański T., 1979. K szta łto w a n ie się m iejscow ych k u ltu r rolniczo-hodow lanych. P lem io n a ku ltu ry p u c h a ró w
lejko w a tych (w:) P ra h isto ria zie m p olskich, II: N eolit. Wrocław: 165-260.
Wroński J., 1974. Wiek b ezw zględny a lu w ió w niektórych rzek D o lnego Śląska. Przegl. Geol., 12:602-605.
Wyżga B., 1999. S za co w a n ie średnich p rę d k o śc i p rzep ły w u w strefie ko ryto w ej i p o za ko ryto w ej o ra z ich
w yko rzysta n ie do w yja śn ien ia rozkładu o sa d ó w p o za ko ryto w ych i o cen y retencji w ó d w ezbraniow ych
w o b sza rze za lew ow ym . Czas. Geogr., 2: 143-167.
Wyżga B., 2001. W pływ p o g łęb ia n ia się ko ryt ka rpackich do p ływ ó w W isły na zm ia n y w arunków sedym entacji
p o za ko ryto w ej. P rzem ia n y śro dow iska na P o g ó rzu K arpackim , I. Procesy, gospodarka, m onitoring.
IGiGP UJ, Kraków: 83-104.
Wyżga B., Kaczka R., Zawiejska J., 2002-2003. G ruby rum osz drzew ny w ciekach g ó rskic h - fo r m y w ystępo­
wania, w a ru n ki d e p o zy cji i zn a czen ie środow iskow e. Folia Geogr., Ser. Geogr.-Phys., 23-24:117-138.
Zarzycki K., 1963: L a sy B ieszcza d ó w Zachodnich. Acta Agraria Et Silvestria, 3: 3-122.
Zieliński T., 1998. L ito fa c ja ln a id en tyfika cja osa d ó w rzecznych (w:) E. Mycielska-Dowgiałło (red.). Struktury
sed ym entacyjne i postsedym entacyjne w osadach czw artorzędow ych i ich w artość interpretacyjna. Wydz.
Geogr. i Stud. Region. UW, Warszawa: 195-257.
Ziemnicki S. 1955. O ch rona g leb p r z e d erozją w odną sto so w a n a p r z e z rolników w niektórych rejonach Polski.
Ann. UMCS, ser. B, 10,2: 109-178.
Ziętara T., 1968. R o la g w ałto w n ych ulew i p o w o d zi w m odelow aniu rzeźby B eskidów . Prace Geogr. IG PAN, 60:
1-116.
Zwoliński Z., 1985. S ed ym en ta cja osa d ó w p rzyro stu p io n o w eg o na terasie za lew o w ej Parsęty. Bad. Fizjogr.
nad Polską Zach., 25, ser. A. Geogr. Fiz.: 205-235.
Żaki A., 1955. P o czą tki osa d n ictw a w K a rp a ta ch p o lskich. Wierchy, 24:99-116.
Żurek S., 1986. S zyb ko ść a ku m u la cji torfu i g y tii w pro fila ch torfow isk i je z io r P o lski (na p o d sta w ie danych
l4C). Przegl. Geogr., 58 (3): 459-175.
Spis tabel, rycin i fotografii
Tabele
1. Taksonomia szczątków drewna i krzewów w spągowej części mady Sanu s. 37
2. Skład taksonomiczny szczątków drewna ze spągu mady Sanu na tle składu gatunkowego lasów Bieszcza­
dów Zachodnich w końcu lat 50-tych XX w. s. 38
3. Taksonomia węgli drzewnych ze spągowej części mady Sanu s. 42
4. Zmiany zaludnienia wsi bieszczadzkich w XVIII-XX w. s. 59
5. Zmiany zalesienia dorzecza górnego Sanu w XVI-XX w. s. 60
6. Datowanie radiowęglowe subfosylnych szczątków drzew w dorzeczu górnego Sanu s. 65-67
Ryciny
1. Udział działalności człowieka w systemie czynników decydujących o bilansie i jakości osadów
rzecznych s. 6
2. Położenie terenu badań w Karpatach oraz rozmieszczenie stanowisk analizowanych osadów Sanu
i Wołosatego s. 11
3. Lokalizacja dorzecza górnego Sanu w górskiej części Karpat oraz rozprzestrzenienie terasy zalewowej
wzdłuż Sanu i Wołosatki-Wołosatego s. 20
4. Schematyczny układ i budowa teras rzecznych w dolinie Sanu s. 22
5. Budowa pokrywy terasy zalewowej Sanu i Wołosatki-Wołosatego s. 26
6. Krzywe kumulacyjne uziamienia mady Sanu i Wołosatego s. 27-28
7. Skład granulometryczny i wskaźniki uziamienia mady Sanu i Wołosatego s. 29-30
8. Przekrój poprzeczny terasy zalewowej Sanu w Tarnawie Niżnej s. 31
9. Rodzaj szczątków drzew w spągu mady Sanu w Tarnawie Niżnej s. 33
10.
Krzywe kumulacyjne frakcji szczątków drzew i towarzyszących im osadów mineralnych s. 35
11. Poziomy szczątków drzew i materiału pożarowego w profilu mady w Łokciu s. 41
12. Wybrane profile serii osadów laminowanych w dorzeczu górnego Sanu s. 45
13. Zmiany osadów laminowanych w podłużnym przekroju serii w Bukowcu s. 46
14. Poziomy glin w Wołosatem i Ustrzykach Górnych oraz ich cechy wskaźnikowe s. 48
15. Chronologia lokacji wsi w dorzeczu górnego Sanu s. 55
16. Rozmieszczenie lasów na Mapie C. Kummerera (1855) oraz lokalizacja zakładów wodnych z 2 poł. XVI
- 1 poł. XX w. s. 63
17. Synchroniczność faz zasiedlania Bieszczadów z wiekiem subfosylnych szczątków drzew terasy
zalewowej s. 68
18. Chronologia zdarzeń gospodarczych i fluwialnych w dolinie Sanu w 2 poł. ostatniego 1000-lecia s. 70
19. Wiek datowanych próbek drewna w aluwiach Sanu s. 71
20. Wylesienie zlewni Sanu i Wołosatki-Wołosatego w 1589 r. s. 72
21. Lokalizacja zbiorników korytowych przy zakładach wodnych w Beniowej i profile osadów je wypełnia­
jących s. 82
22. Przebieg zmian gospodarczych i fluwialnych w dolinie Sanu w późnym średniowieczu i czasach nowo­
żytnych s. 86
23. Schemat powiązań procesów fluwialnych ze zdarzeniami gospodarczymi w dorzeczu górnego Sanu s. 88
24. Położenie brodu w Łokciu wg mapy katastralnej z 1852 r. i współczesnych śladów jego umocnień s. 89
25. Profile podłużne Sanu i jego dopływów oraz zasięg wzdłuż nich terasy zalewowej s. 92
26. Akumulacja mad wzdłuż Sanu i Wołosatki-Wołosatego s. 93
Fotografie
1. Terasa zalewowa Sanu w Dźwiniaczu Górnym
2. Odsłonięcie mady Sanu w Beniowej
3. Budowa terasy zalewowej Sanu w Dźwiniaczu Górnym
4. Dwuczęściowa budowa mady Sanu w Łokciu
5. Wielowarstwowa budowa terasy zalewowej Wolosatego w Bereżkach
6. Wypełniona rynna erozyjna w terasie zalewowej Wołosatego w Ustrzykach Górnych
7. Ziarna mineralne ze spągowej części mady Sanu w Siankach
8. Okruch skaleniowy w madzie Sanu w Łokciu
9. Poziom szczątków drewna w profilu mady Sanu w Siankach
10. Pogrzebane pnie drzew w madzie Wołosatego w Ustrzykach Górnych
11. Obrobione ludzką ręką przedmioty drewniane i skórzane ze spągu mady Sanu
12. Odsłonięty przez erozję Sanu przedmiot gospodarski w profilu mady
13. Odsłonięcie pogrzebanych madą umocnień mostu na Sanie w Łokciu
14. Odsłonięcie pogrzebanych madą umocnień brodu na Sanie w Łokciu
15. Skład makroszczątków w warstwie drewna mady Sanu w Tarnawie Niżnej
16. Spalone okruchy drewna i gliny
17. Zwęglony okruch drzewa liściastego (Beniowa)
18. Powierzchnia przekroju wewnętrznego zwęglonego drewna szpilkowego (Beniowa)
19. Uszkodzenia pożarowe w anatomicznej budowie drewna szpilkowego (Beniowa)
20. Zwęglone mikroszczątki drewna w osadzie mineralnym (Tarnawa Wyżna)
21. Zwęglone mikroszczątki drewna w osadzie mineralnym (Tarnawa Wyżna)
22. Spękana powierzchnia spalonego drewna
23. Opalona kłoda drewna ze spągu mady Sanu w Łokciu
24. Profil zbiornikowych osadów laminowanych na Wołosatce w Wolosatem
25. Seria osadów zbiornikowych w Beniowej (Krywula)
26. Profil zbiornikowych osadów laminowanych na Haliczu w Bukowcu
27. Fosylizacja mineralna węgli drzewnych (Łokieć)
28. Okruchy przepalonej gliny ilastej (Łokieć)
29. Koryto Sanu w rejonie dawnej wsi Beniowa
30. Seria osadów laminowanych w dawnym zbiorniku zaporowym na potoku Halicz w Bukowcu
127
Spis treści
1. W stęp
Zarysowanie p ro b le m u .................................................................................................................................5
Cel i zakres p r a c y ..........................................................................................................................................7
M etodyka badań i opracowania p ro b le m u ............................................................................................... 9
2. C echy aluw iów terasy zalewow ej potencjalnie zw iązane z działalnością
osadniczo-rolniczą
Zmiana uziam ienia aluwiów w pionowym profilu te ra sy ..................................................................24
Nagromadzenia szczątków drzew w spągu m a d y ............................................................................... 32
Różnice składu taksonomicznego subfosylnych szczątków drzew i obecnego d rzew o stan u .....36
Obecność w aluwiach materiału p o ż aro w eg o ......................................................................................40
Obecność osadów laminowanych w podłużnym profilu te ra s y .........................................................42
Korelacyjne poziom y litologiczne w pokrywach ałuwialnej i deluwialnej ................................... 47
3. Synchroniczność zd arzeń fluw ialnych z osadniczo-gospodarczym i
Przebieg kolonizacji Bieszczadów według danych palinologicznych, archeologicznych,
historycznych i k artograficznych............................................................................................................ 50
Ślady działalności człowieka w profilach pyłkowych z to rfo w isk ............................................ 50
Archeologiczne ślady zasiedlania B ieszczadów .............................................................................. 51
H istoryczny zapis osadnictwa i gospodarki rolno-leśnej w Bieszczadach Wysokich
w X V -X X w ...........................................................................................................................................53
Kartograficzna dokumentacja początku zagospodarowania B ieszczadów .......................................61
Datowania materiału drzewnego w pokrywie terasy zalewowej ..................................................... 64
Ocena zbieżności czasowej zdarzeń fluwialnych z osadniczo-gopodarczym i...............................69
4. In te rp re ta c ja kształtow ania się an tropogenicznych cech aluw iów Sanu w średniow ieczu
i czasach now ożytnych (n a podstaw ie lite ra tu ry )
Wylesianie terenu a przyśpieszony spływ pow ierzchniowy wód i erozja g leb y ........................... 73
Gospodarka rolna a dostawa glin do koryt rzecznych........................................................................ 76
Gospodarka wypaleniskowa a dostawa do koryt materiału pożarow ego........................................78
Sztuczna zabudowa koryt a powstanie osadów lam inow anych.........................................................80
5. R ek o n stru k cja przebiegu ak u m u lacji osadów korytow ych i pozakorytow ych
górnego Sanu w okresie X V -X X w.
Schemat powiązań procesów fluwialnych ze zdarzeniami gospodarczymi
w późnym średniowieczu i czasach now ożytnych............................................................................... 85
Naturalne uwarunkowania zapisu antropogeniczności aluw ió w ........................................................91
Spadek rzeki a typ akum ulacji.............................................................................................................91
Rozwój mady a klimatyczne w ezbrania r z e k ...................................................................................94
6. W nioski i uw agi k o ń c o w e ......................................................................................................................... 96
S u m m a ry ................................................................................................................................................................ 99
L iteratu ra............................................................................................................................................................. 102
Spis tabel, rycin i fotografii............................................................................................................................. 126
1. Terasa zalewowa Sanu w Dźwiniaczu Górnym
2. Odsłonięcie mady Sanu w Beniowej
3. Budowa terasy zalewowej Sanu w Dźwiniaczu Górnym
4. Dwuczęściowa budowa mady Sanu w Łokciu
5. Wielowarstwowa budowa terasy zalewowej Wołosatego w Bereżkach
6 . Wypełniona rynna erozyjna w terasie zalewowej Wołosatego w Ustrzykach Górnych
7. Ziarna mineralne ze spągowej części mady Sanu w Siankach
8. Okruch skaleniowy w madzie Sanu w Łokciu
9. Poziom szczątków drewna w profilu mady Sanu w Siankach
10. Pogrzebane pnie drzew w madzie Wołosatego w Ustrzykach Górnych
11. Obrobione ludzką ręką przedmioty drewniane i skórzane ze spągu mady Sanu
12. Odsłonięty przez erozję Sanu przedmiot gospodarski w profilu mady
13. O dsłonięcie pogrzebanych m adą um ocnień m ostu n a Sanie w Łokciu
14. Odsłonięcie pogrzebanych madą umocnień brodu na Sanie w Łokciu
15. Skład makroszczątków w warstwie drewna mady Sanu w Tarnawie Niżnej (XVI):
a) jodła, b) wierzba, c) świerk, d) buk zwyczajny, e) olsza
16. Spalone okruchy drewna (A) i gliny (B)
17. Zwęglony okruch drzewa liściastego (Beniowa)
18. Powierzchnia przekroju wewnętrznego zwęglonego drewna szpilkowego (Beniowa)
19. Uszkodzenia pożarowe w anatomicznej budowie drewna szpilkowego (Beniowa)
20. Zwęglone mikroszczątki drewna w osadzie mineralnym (Tarnawa Wyżna)
21. Zwęglone mikroszczątki drewna w osadzie mineralnym (Tarnawa Wyżna)
22. Spękana powierzchnia spalanego drewna
23. Opalona kłoda drewna ze spągu mady Sanu w Łokciu
24. Profil zbiornikowych osadów laminowanych na Wołosatce w Wolosatem
25. Seria osadów zbiornikowych w Beniowej (Krywula)
26. Profil zbiornikowych osadów laminowanych na Haliczu w Bukowcu
28. Okruchy przepalonej gliny ilastej (Łokieć)
29. Koryto Sanu w rejonie dawnej wsi Beniowa
30. Seria osadów laminowanych w dawnym zbiorniku zaporowym na potoku Halicz w Bukowcu
Akademia Pedagogiczna
n. Komisji Edukacji Narodowej
w Krakowie
Prace Monograficzne nr 381