ROCZNIKI BIESZCZADZKIE 28 (2020) str. 159–188 Piotr Kłapyta1, lidia Dubis2, Kazimierz Krzemień1, Received: 26.02.2020 Elżbieta Gorczyca1, Paweł Krąż3 Reviewed: 30.04.2020 1 Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej 30–387 Kraków, ul. Gronostajowa 7 2 Lwowski Uniwersytet Narodowy im. Iwana Franki, Katedra Geomorfologii i Paleogeografii 7900 Lwów, ul. Doroszenki 41/45, Ukraina 3 Uniwersytet Pedagogiczny im Komisji Edukacji Narodowej w Krakowie, Instytut Geografii 30–084 Kraków, ul. Podchorążych 2 RZEźBA I WSPółCZESNE PROCESy MORFOGENETyCZNE WySOKOGóRSKIEGO MASyWu śWIDOWCA (KARPATy WSChODNIE, uKRAINA) The relief and contemporary geomorphological processes in the Svydovets massif (Eastern Carpathians, Ukraine) Abstract: The Svydovets massif (1883 m a.s.l.) is the second highest mountain (after Chornohora Mts.) within the entire Outer Flysch Carpathians. Based on the field research and comprehensive review of previous literature, the characteristics of the Svydovets massif relief and contemporary morphogenetic processes were presented. The highest part of the study area is characterised by a well-developed glacial relief, that is inherited from the Pleistocene glaciation period as well as contemporary nivation and erosional processes. One of the most pronounced geomorphological feature is the relief asymmetry which is structurally-controlled and emphasised by the activity of glacial processes which were dominated on the northern and north-eastern slope of the massif. The type and intensity of the contemporary geomorphological processes are determined by differences in flysch resistance and tectonics, as well as the high energy of the relief and types of human impact in this area. Key words: structural relief, glacial relief, contemporary geomorphological processes, Svydovets, Eastern Carpathians, Ukraine. Wprowadzenie Struktura i funkcjonowanie rzeźby gór zależą od ich położenia w strefie klimatycznej oraz od ich wysokości bezwzględnej i względnej. Wysokość bezwzględna gór decyduje o liczbie pięter morfogenetycznych. Wysokość względna i nachylenie stoków decydują zaś o efektywnej geomorfologicznie energii grawitacyjnej. Jeżeli góry nie są zbyt wysokie, to w większym stopniu ich rzeźba jest odbiciem cech środowiska geograficznego strefy klimatycznej, a zwłaszcza warunków klimatycznych. Wszystkie góry wysokie, bez względu na szerokość geograficzną, charakteryzują się piętrową strukturą morfogenetyczną (Kaszowski 1985; Krzemień 2008). Jednak nie we wszystkich górach o podobnych parametrach hipsometrycznych występuje pełna sekwencja pięter morfogenetycznych (Kaszowski 1984). Góry wysokie w umiarkowanej strefie klimatycznej są z reguły przystosowane do modelowania przez epizodyczne procesy ekstremalne. Podczas tych zdarzeń zwietrzelina w zwiększonej ilości jest wynoszona poza obręb gór i składana przeważnie na ich przedpolu. Z najwyższych pięter górskich jedynie część rozdrobnionej zwietrzeliny, przeważnie do frakcji żwirowej, jest wynoszona przez rzeki poza obręb gór. Dzięki bardzo dobrej współpracy Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego z Wydziałem Geografii Uniwersytetu Lwowskiego możliwe są badania geomorfologiczne w wysokogórskim masywie Świdowca, położonym w Karpatach Wschodnich (Ryc. 1). Masyw ten jest typowym wysokogórskim systemem geomorfologicznym. Wznosi się on do wysokości 1883 m n.p.m. i według Trolla (1973) spełnia kryteria gór alpejskich, tzn. wznosi się powyżej górnej granicy lasu, powyżej plejstoceńskiej granicy wieloletniego śniegu oraz występują w jego obrębie aktywne procesy peryniwalne. Niniejsze opracowanie stawia sobie za cel poznanie prawidłowości wykształcenia rzeźby oraz charakterystykę zespołu procesów morfogenetycznych, kształtujących współcześnie ten wysokogórski masyw górski. Jest to pierwsza część wyników badań autorów w masywie Świdowca, prezentująca rezultaty badań terenowych w kontekście dotychczasowego stanu badań. Położenie i granice obszaru badań Świdowiec (1883 m n.p.m.) tworzy zwarty i wyraźnie wyodrębniony masyw górski, położony w środkowej części Karpat Wschodnich (Kondracki 1989). Zajmuje on powierzchnię 1060 km2 i jest drugim po Czarnohorze najwyżej wzniesionym obszarem w całych Karpatach Zewnętrznych. Jego nazwa może pochodzić od słowa „swid” w znaczeniu jasny, bezleśny (Kamiński 1995). Obszar ten wznosi się na południe od głównego wododziałowego grzbietu Karpat, na terenie obwodu Zakarpackiego Ukrainy, w całości w dorzeczu Cisy. Według podziału fizycznogeograficznego Karpat (Kondracki 1989) Świdowiec jest mezoregionem zaliczanym do makroregionu Beskidów Połonińskich (Ryc. 1). W ukraińskim podziale fizycznogeograficznym Karpat Wschodnich (Mel'nik 1999), Świdowiec zaliczany jest do obwodu wysokogórsko-połonińskiego i rejonu świdowiecko-czarnohorskiego. W regionalizacji geomorfologicznej według Kravčuka (2008) obszar Świdowca należy do mezoregionu – masyw Świdowiecko-Czarnohorski i dzieli się na dwa subregiony: Świdowiecko-Apszyniecki na północy oraz Kosiwsko-Szopurski na południu. Według regionalizacji geologicznej tego obszaru (Kruglov 2008), w masywie Świdowca można wyróżnić trzy jednostki – kolejno od północy: Połoniny Świdowca, Rahowskie Połoniny Fliszowe oraz Pogórze Apszycko-Kosiwskie. Ryc. 1. A – położenie i granice fizycznogeograficzne masywu Świdowca wg Kondrackiego (1989), przerywaną linią zaznaczono główny grzbiet; B – Położenie Świdowca na tle Kar­pat; C – Profil podłużny głównego grzbietu Świdowca. Fig. 1. A – location and boundaries of the Svydovets massif, according to Kondracki (1989), main ridge is marked as dashed line; B – location of the study area in the Carpath­ian Mountains; C – longitudinal profile of the main ridge. Granice geomorfologiczne masywu Świdowca nawiązują do przebiegu głębokich dolin o założeniach tektonicznych oraz obniżeń uwarunkowanych mniejszą odpornością utworów geologicznych (Ryc. 1). Od północnego-zachodu i północy Świdowiec sąsiaduje z Gorganami, granica między nimi przebiega dolinami Brusturanki, Turbatu, poprzez przełęcz Okole (1194 m n.p.m.) i wzdłuż górnej części doliny Czarnej Cisy po Jasinie (Ryc. 1). Wschodnia granica pasma z Czarnohorą i Górami Marmaroskimi przebiega wzdłuż głęboko wciętej doliny Czarnej Cisy od Jasinia po wieś Wilchowatyj na południe od Rachowa (Ryc. 1). Od południa Świdowiec graniczy z Górami Marmaroskimi i Kotliną Marmaroską na odcinku: Wilchowatyj – Kosiwska Poliana – Łuh – Wielki Byczków – Werchnie Wodianie – Wodytsia – Hanyczi. Granica Świdowca z Kotliną Marmaroską nawiązuje do strefy kontaktu pomiędzy utworami fliszowymi Karpat a neogeńskimi molasami, wypełniającymi zapadlisko tektoniczne Kotliny Marmaroskiej (Jankowski i in. 2007). Zachodnią granicę z pasmem Połoniny Krasnej tworzy głęboko wcięta dolina rzeki Tereszwy na odcinku od Hanyczi na południu po Ust-Czorną na północy (Ryc. 1). W masywie Świdowca notuje się wyższe sumy opadów atmosferycznych niż na N skłonie Karpat – 40% opadów występuje w miesiącach letnich. Roczne sumy opadów u E podnóży Świdowca (Jasinia) wynoszą 1074 mm (Marinič i in. 1982), natomiast w grzbietowej części pasma szacuje się je na około 1400 mm. Na Świdowcu znajdują się najbardziej rozległe połoniny w Karpatach ukraińskich. Ich powierzchnia powyżej górnej granicy lasu wynosi 110,91 km2, co stanowi 10,5% powierzchni masywu. Górna granica lasu w masywie przebiega stosunkowo nisko – średnio na wysokości 1310 m n.p.m., a jej obecne położenie jest efektem antropogenicznego obniżenia w stosunku do pierwotnej od 100– 200 metrów (Golubec 1978), do nawet 200–300 metrów (Malinovs´kij 2003). Potwierdzają to najwyżej zachowane stanowiska górnej granicy lasu, które na skłonie N sięgają 1680 m n.p.m., a na skłonie S 1570 m n.p.m. Znaczną część wschodniego skłonu masywu Świdowca (8687 ha) zajmuje Karpacki Rezerwat Biosfery, będący najwyższą formą ochrony przyrody na terenie Ukrainy (Krzemień i in. 2019). Metody badań Charakterystyka cech rzeźby i dynamika procesów ją kształtujących została przeprowadzona w oparciu o kartowanie geomorfologiczne i obserwacje terenowe, przeprowadzone w latach 2009 i 2019. Badania terenowe polegały na identyfikacji form i pokryw glacjalnych oraz skartowaniu ich zasięgu na podkładzie ortofotomapy w skali 1:5000. W terenie zlokalizowano i skartowano także zasięg form powstałych po zaniku zlodowacenia, w wyniku oddziaływania nieglacjalnych procesów modelujących dno i zbocza doliny (stożków napływowych, rozcięć erozyjnych, osuwisk). Badania terenowe zostały uzupełnione o analizy dostępnej literatury oraz map geomorfologicznych i geologicznych. Analizy morfometryczne rzeźby przeprowadzono w programie ArcMap 10.6.1. W analizach wykorzystano Numeryczny Model Terenu (NMT) ALOS PALSAR o rozdzielczości 25 m (Alaska Satellite Facility 2018) oraz powszechnie dostępne w aplikacji Google Earth ortofotomapy tego obszaru. Z NMT wygenerowano mapę nachyleń oraz cieniowany model terenu, które posłużyły do wizualizacji i obliczeń parametrów morfometrycznych. Cechy morfometryczne cyrków glacjalnych określono według metodyki zawartej w pracach: Garcia Ruiz i in. (2000), Evans (2006), Mîndrescu i Evans (2014). Dotychczasowy stan poznania rzeźby Świdowca Masyw Świdowca, z racji dużych wysokości bezwzględnych i wysokogórskiego typu rzeźby, uwarunkowanej działalnością lodowców w plejstocenie, stosunkowo wcześnie wzbudzał zainteresowanie badaczy. Pierwsze obserwacje geomorfologiczne i geologiczne w masywie Świdowca, przy okazji badań botanicznych, przeprowadził Zapałowicz (1889), który zwrócił uwagę na obecność jeziorek wysokogórskich, natomiast nie dostrzegł innych form rzeźby glacjalnej. W późniejszych pracach Zapałowicz (1912, 1913) przedstawił, odmienny niż inni (Romer 1904, 1905; Sawicki 1912), pogląd o występowaniu wielkich lodowców dolinnych w Karpatach Wschodnich. Wyróżnił on dwa zlodowacenia Karpat – podczas starszego glacjału najwyższe partie Świdowca i Czarnohory nie były pokryte lodem, natomiast wielki lodowiec dolinny miał spływać dolinami Cisy. Formy erozyjne (cyrki) miały powstać podczas młodszego zlodowacenia, poprzez działalność niewielkich płatów śniegu i lodowców cyrkowych. Poglądy Zapałowicza były krytykowane (Romer 1904, 1905; Sawicki 1912) i zostały uznane za bezzasadne. Pierwszym badaczem, który zwrócił uwagę na glacjalne rysy rzeźby Świdowca był Romer. W 1901 r. podczas wycieczki w rejon Świdowca Romer, ku swojemu zdumieniu, odkrył ślady działalności lodowców w dolinach Stanisława i Gereszeskiej (Sawicki 1912). Te dowody zlodowacenia były pewną niespodzianką, biorąc pod uwagę panującą wtedy koncepcję Partscha (1904), że obszary górskie we wschodniej Europie, o wysokościach 1700–1800 m n.p.m., nie mogły być zlodowacone z powodu suchości klimatu i wysokiego położenia granicy śniegu. Aby udowodnić zlodowacenie Świdowca Romer kontynuował badania w górnych odcinkach dolin: Apszynieckiej Zachodniej i Wschodniej, Worożeskiej, Dragobratu i Trufanieckiej. Efektem tych prac była monografia „Epoka lodowa na Świdowcu” (Romer 1905), będąca pierwszym systematycznym studium rzeźby glacjalnej w Karpatach fliszowych. W swojej pracy zawarł szczegółowy opis wykształcenia i genezy cyrków glacjalnych Świdowca, odwołując się do teorii erozji glacjalnej, wypracowanej w Alpach przez Pencka (1882). Zasięgi lodowców oszacował na podstawie kształtu profili podłużnych i poprzecznych dolin. Uważał, że moreny końcowe są słabo zachowane. Moreny recesyjne i terminale były przedmiotem szeroko zakrojonych badań tylko w dolinie Dragobrat. Maksymalny zasięg lodowców stwierdził Romer na wysokościach od 1160 do 1250 m n.p.m. Według Romera (1905) granica wieloletniego śniegu na Świdowcu, obliczona metodą Höfera, znajdowała się podczas maksimum ostatniego zlodowacenia na wysokości 1450–1475 m n.p.m. Romer (1905) wyróżnił na Świdowcu 14 cyrków o ekspozycji N i E, ale szczegółowo na mapach i na profilach przedstawił tylko 5 z nich. Dyskutował przyczyny asymetrii zlodowacenia masywu, łącząc ją z odmiennymi od obecnych warunkami cyrkulacji powietrza podczas glacjału, zdominowanego adwekcją zimnego powietrza z N i NE. Romer (1905) wyjaśnił znaczną skalę przeobrażenia glacjalnego Świdowca, w stosunku do podobnych wysokościowo Pasm Bratkowskiej i Sywuli w Gorganach, większą masywnością, (stosunkiem powierzchni terenu powyżej 1500 m n.p.m. do długości grzbietu głównego). Tereny położone powyżej 1500 m zajmują na Świdowcu 44,7 km2 (Romer 1905, 1909), zaś masywność jest znacznie większa (2,42 km) niż w Gorganach (0,63–0,99 km), co stanowiło ważny czynnik orograficzny, sprzyjający formowaniu się lodowców (Romer 1904, 1909). Autor ten wyróżnił dwa okresy lodowcowe na Świdowcu, w oparciu o system włożonych w siebie fragmentów żłobów lodowcowych, i skorelował je z alpejskimi glacjałami Riss i Würm. Granica śniegu podczas wcześniejszego zlodowacenia miała się znajdować na wysokości 1300 m n.p.m. W okresie międzywojennym badania na Świdowcu prowadził Vitašek (1924), który stwierdził, że zasięg lodowców na N skłonie Świdowca był większy niż twierdził Romer (1905), a sięgały one do wysokości 900 m n.p.m. Dokładna rekonstrukcja maksymalnego zasięgu lodowców jest jednak utrudniona wskutek znacznego postglacjalnego przeobrażenia moren, zbudowanych z bardziej podatnych na denudację utworów fliszowych. Vitašek (1924) zwrócił uwagę na dobrze wykształconą sekwencję morfologiczną teras Czarnej Cisy na zachód od Jasini, złożoną z czterech stopni terasowych oraz głębokie na 8 m wcięcie koryta rzeki. Stan badań na temat zlodowacenia Świdowca podsumował w przeglądowej monografii zlodowacenia całych Karpat Pawłowski (1936). W latach powojennych rozwój badań geomorfologicznych terenów Karpat Ukraińskich, w tym i terenu opracowania, był ściśle związany z intensywnym rozwojem szczegółowych badań geologicznych, geofizycznych, kartowaniem geologicznym w skalach 1:50000 – 1:200000 (Kravčuk 2008). Opublikowano wtedy cały szereg prac związanych ze stratygrafią i budową geologiczną Karpat Ukraińskich (Vâlov 1948; Raskatov 1957; Gluško i Kruglov 1979; Kruglov 1973), tektoniką i neotektoniką (Vâlov 1965; Bašenina i in. 1969; Bašenina 1971; Gofštejn 1964, 1966) oraz morfogenezą i ewolucją rzeźby (Cys' 1955, 1956, 1957, 1962; Spiridonov 1952; Piotrovskaâ 1964; Gofštejn 1964; Gofštejn 1995). Ważnym problemem badawczym była rzeźba glacjalna Świdowca. Po II wojnie światowej przegląd problematyki zlodowacenia Karpat ukraińskich przedstawili Ivanov (1950) i Cys’ (1955). Miller (1966), prowadząc badania krajobrazowe na Świdowcu, scharakteryzował morfometrię mis jeziornych w cyrkach Apszynieckim, Worożeskim, Gereszeskim i Drahobrackim. Podkreślił on, że charakterystyczną cechą badanych mis jeziornych jest ich asymetria, związana z większą głębokością i krętością brzegów mis jeziornych w części podstokowej (Miller 1966). W latach 1965–1966 oraz 1968–1969 badania geomorfologiczne, skoncen­trowane na problematyce liczby zlodowaceń i wykształceniu rzeźby glacjalnej na Świdowcu i w Czarnohorze, prowadziła grupa badawcza z Uniwersytetu Lwowskiego (Kravčuk 2008). Również w latach 1960. na Świdowcu prowadzono kartowanie i badania intensywności współczesnych procesów geomorfologicznych (Stadnic'kij i in. 1971). Badania geomorfologiczne cyrków polodowcowych prowadzili .yhanyč (1965, 1969a) oraz Voropaj i Kunicâ (1969), którzy rozpoznali odpowiednio 23 i 18 cyrków. .yhanyč (1969b), na podstawie analiz zdjęć lotniczych, wyznaczył przebieg lineamentów, które zinterpretował jako spękania tektoniczne warunkujące w dużej mierze uformowanie sieci dolin, kształtu cyrków oraz mniejszych form w obrębie ich den (progów i stopni). Według .yhanyča (1969b) i Bašeniny i in (1969) oraz Bašeniny (1971) geneza cyrków glacjalnych Świdowca była uwarunkowana tektoniką blokową i są to zagłębienia tektoniczne, które w plejstocenie zostały powiększone przez działalność śniegu i lodu. Znaczna koncentracja cyrków na skłonie N miała wiązać się z bliskością granicy nasunięcia tektonicznego jednostki Świdowca, które miało być predysponowane do tworzenia zagłębień tektonicznych. W oparciu o terenową stację naukowo-dydaktyczną Katedry Geomorfologii z moskiewskiego Uniwersytetu imienia Łomonosowa w dolinie Apszyńca prowadzono badania form i osadów, wykorzystujące analizy morfostrukturalne, palinologiczne i mineralogiczne, skupiono się także na badaniu aktywności współczesnych procesów geomorfologicznych w zlewni Czarnej Cisy. Wyniki tych prac zostały podsumowane w monografii pod redakcją Anan'eva (1981). Od lat 90. na Świdowcu prowadzone były badania, przez pracowników Wydziału Geografii Lwowskiego Narodowego Uniwersytetu imienia Iwana Franki, dotyczące współczesnych procesów morfogenetycznych, w tym spływów gruzowych w oparciu m.in. o stacje monitoringu współczesnych procesów geomorfologicznych „Świdowiec” w zlewni Mandryneć (Šušnâk 2006, 2007; Kravčuk 2008; Kravčuk i in. 2019). Współczesne badania geomorfologiczne Świdowca prowadzone są w oparciu o stację naukowo-dydaktyczną „Jasynia” Uniwersytetu Narodowego im. T. Szewczenki w Kijowie. W roku 2008 opublikowano monografię „Geomorfologia Polonińsko-Czarnogirskich Karpat” (Kravčuk 2008), która jest podsumowaniem wieloletnich badań w tej części Karpat, w tym i Świdowca. W pracy szczegółowo scharakteryzowano morfostrukturę i główne elementy rzeźby, w tym rzeźbę polodowcową, a także współczesne procesy morfogenetyczne, oraz przeanalizowano historie rozwoju rzeźby i przeprowadzono jej regionalizacje. W latach 2013–2014 prowadzono badania geomorfologiczne mis jeziornych na Świdowcu (Gera i Karpenko 2014). Przeprowadzono analizy morfologii i batymetrii mis jeziornych zbiorników: Dragobratskiego, Apszynieckiego, Worożeskiego i Gereszeskiego. Badania potwierdziły wniosek Millera (1966) o asymetrii den jezior cyrkowych. Ocenę ekologicznego stanu terenów wokół wybranych jezior Świdowca oraz natężenie antropopresji badał Antošik (2014). Wśród aktualnie prowadzonej problematyki badawczej na Świdowcu można wyróżnić prace dotyczące: geomorfologicznych uwarunkowań rozwoju lawin (Kovtonuk i Cvelih 2014; Galagan . .n. 2017a), analiz rzeźby terenu dla rozwoju rekreacji i geoturystyki (Galagan i in. 2017b; Bortnik i in. 2018a; Kravčuk i in. 2019) oraz oceny potencjalnych zmian środowiskowych, wywołanych przez kontrowersyjny projekt budowy gigantycznego kompleksu narciarskiego ‘Świdowiec’ (Bortnyk i in. 2018b; The Svidovets case 2019; Kravčuk i in. 2019). Charakterystyka budowy geologicznej Świdowca Pod względem budowy geologicznej Świdowiec należy do Zewnętrznych Karpat Wschodnich i jest zbudowany głównie z kredowo-paleogeńskich utworów fliszowych, należących do kilku jednostek tektonicznych nasuniętych na siebie od SW. Jednostki tektoniczne, budujące masyw Świdowca, mają regularny przebieg z NW na SE, zgodny z kierunkiem głównych struktur tektonicznych Karpat Wschodnich, a także fałdowo-łuskowy styl tektoniczny. Niewielka część pasma między Kobylecką Polaną a Wilchowatym jest zbudowana także ze starych, proterozoicznych skał metamorficznych i mezozoicznych skał osadowych, wchodzących w skład NE części krystalicznego Masywu Marmaroskiego i jego osadowej osłony (Ryc. 2). W oparciu o podział tektoniczny Karpat Wschodnich (Sandulescu 1984) w badanym obszarze można wyróżnić dwie grupy jednostek tektonicznych, różniących się wiekiem skał i czasem ich sfałdowania. Starsze, bardziej wewnętrzne jednostki: rahowska i porkulecka, zaliczane są do Dacydów Zewnętrznych (Sewerynidów) i złożone są z osadów fliszowych wieku kredowego, sfałdowanych w fazie laramijskiej orogenezy alpejskiej (późna kreda). Tworzą one pas fałdowo-nasuwczy, uformowany przed czołem bloku Dacii, której częścią jest krystaliczny Masyw Marmaroski (Ryc. 2). Przed czołem nasunięcia grupy Dacydów Zewnętrznych (jednostki porkuleckiej) powszechnie występują olistolity górnojurajsko-wczesnokredowych wulkanitów (bazaltów) i wapieni będących pozostałością najstarszych osadów z fazy formowania się basenu Dacydów Zewnętrznych (Lâškevič i in. 1995; Hnylko i in. 2015). Największe i najbardziej znane odsłonięcie skał bazaltowych znajduje się w zboczu doliny potoku Trostianiec na W od Kwasów (Ryc. 2). Młodsza, bardziej zewnętrzna grupa jednostek tektonicznych, do której zaliczane są jednostki: krasnoszorska, świdowiecka, czarnohorska i skolska, wchodzą w skład Mołdawidów (Sandulescu 1984). Tworzą one najbardziej zewnętrzny, mioceński pas fałdowo-nasuwczy, złożony z serii fliszowych o wieku wczesna kreda-środkowy miocen (Ma.'kiv i in. 2009a, b). W części opracowań geologicznych (Ma.'kiv i in. 2009a) uważa się, że jednostki krasnoszorska i świdowiecka stanowią wschodnią część jednostki dukielskiej. Według najnowszych poglądów geologicznych (Jankowski i in. 2007, 2012; Hnylko i in. 2015) jednostki tektoniczne budujące badany obszar, z wyjątkiem najbardziej zewnętrznej – jednostki skolskiej, występują wyłącznie w Karpatach Wschodnich i nie przedłużają się w struktury Karpat Zachodnich. Najwyżej wzniesioną część masywu Świdowca budują utwory jednostki świdowieckiej, w której grzbietotwórczą rolę odgrywają średnio- i gruboławicowe piaskowce mikowe formacji z Urda, będącej odpowiednikiem facji warstw inoceramowych (senon-paleocen) (Jankowski i in. 2007; Hnylko i in. 2015). Są one pocięte systemem spękań ciosowych o przebiegu NW-SE, NE-SW (.yhanyč 1969b; Anan'ev 1981). Lokalnie, w rejonie Tempej, Tataruki i Tatulskiej, dominują jasnoszare drobnoziarniste piaskowce warstw z Bobruk, będących litologicznym odpowiednikiem eoceńskich warstw ciężkowickich, znanych z Karpat Zachodnich (Jankowski i in. 2007). NE część masywu Świdowca budują utwory jednostki czarnohorskiej, które złożone są z mało odpornych, ciemnych mułowców warstw szypockich i pstrych łupków warstw jałowiczorskich. Najniższą SW część masywu budują kredowo­paleogeńskie utwory fliszowe, zaliczane do tzw. fliszu marmaroskiego (Oszczypko i Oszczypko-Clowes 2005), reprezentowanego przez jednostki: Vezhany i Monastyrec, będące ekwiwalentem tektoniczno-facjalnym jednostki magurskiej Karpat Zachodnich (Oszczypko i Oszczypko-Clowes 2005). Wyniki Charakterystyka głównych elementów rzeźby masywu Świdowca Masyw Świdowca rozciąga się z NW na SE, pomiędzy dolinami Tereszwy i Czarnej Cisy, tworząc dobrze wyodrębniony w rzeźbie obszar górski. Główny grzbiet Świdowca, o średniej wysokości 1500 m n.p.m., tworzy łuk lekko wygięty ku N, który ciągnie się na długości 38 km (Ryc. 1) i kulminuje w części NE Ryc. 2. Budowa geologiczna masywu Świdowca na podstawie: Šakin i in. 1976; Jankowski i in. 2007; Ma.'kiv i in. 2009a,b. Objaśnienia: Jednostka skolska: 1 – grubo i średniorytmiczny flisz (nierozdzielone); Jednostka czarnohorska: 2 – warstwy szypockie, ciemne łupki i mułowce (kreda dolna), 3 – warstwy jałowiczorskie, łupki pstre (kreda górna), 4 – piaskowce czarnohorskie (kreda górna – paleocen); Jednostka Świdowca: 5 – warstwy Urda (kreda górna-paleocen), 6 – warstwy Bobruk (eocen), 7 – drobnorytmiczny flisz, warstwy hieroglifowe i łupki pstre (eocen); Jednostka krasnoszorska: 8 – piaskowce krasznoszorskie (kreda górna-paleocen), 9 – warstwy szypockie, ciemne łupki i mułowce (kreda dolna), 10 – warstwy jałowiczorskie, łupki pstre (kreda górna); Jednostka Porkulecka:11 – masywne piaskowce i zlepieńce (kreda dolna); Jednostka rahowska: 12 – czarny, średnio i drobnorytmiczny flisz (jura górna-kreda dolna); Jednostka Vezhany: 13 – średnio i drobnorytmiczny flisz (paleocen-eocen); Jednostka monastyrecka: 14 – grubo i średniorytmiczny flisz (paleocen-eocen); Masyw Marmaroski: 15 – skały krystaliczne i osadowe (proterozoik-kreda); Zapadlisko Zakarpackie: 16 – ewaporaty i tufy (sarmat); L – olistolity wulkanitów i wapieni (górna jura-dolna kreda), 17 – nasunięcia główne, 18 – nasunięcia drugorzędne, 19 – uskoki, 20 – granice regionów fizycznogeograficznych, 21 – miejscowości, 22 – kuluminacje. Fig. 2. Geology of the Svydovets massif according to: Šakin et al. 1976; Jankowski et al., 2007; Ma.'kiv et al. 2009a,b. Explanation: Skole unit: 1 – thick and thin-rythmic flysch (undivided); Čorna hora unit: 2 – Šipot beds, dark shales, mudstones (Lower Cretaceous), 3 – Jalovec beds, variegated shales (Upper Cretaceous), 4 – Čorna hora beds (Upper Cretaceous-paleocene); Svydovets unit: 5 – Urda beds (Upper Cretaceous-paleocene), 6 – Bobruk beds (Eocene), 7 – thin-rythmic flysch, hieroglyphic beds and variegated shales (Eocene); Krasnošora unit: 8 – Krasnošora sandstones (Upper Cretaceous-Paleocene), 9 – Šipot beds, dark shales, mudstones (Lower Cretaceous), 10 – Jalovec beds, variegated shales (Upper Cretaceous); Porkulets unit:11 – massive sandstones and conglomerates (Lower Cretaceous), Rahiv unit: 12 – black, medium and thin-rythmic flysch (Upper Jurassic-Lower Cretaceous); Vezhany unit: 13 – medium and thin-rythmic flysch (Paleocene-Eocene); Monastyrec unit: 14 – thick bedded and medium-rythmic flysch (Paleocene-Eocene); Maramures Massive: 15 – crystalline and sedimentary rocks (Proterozoic-Cretaceous); Transcarpathian Depression: 16 – evaporites and tuffs (Sarmatian); L – basalts and limestones olistholites (Upper Jurassic-Lower Cretaceous), 17 – main thrusts, 18 – secondary thrusts, 19 – faults, 20 – boundaries of mesoregions, 21 – settlements, 22 – summits. (Bliźnica 1883 m n.p.m.). Na odcinku pomiędzy górą Tempą (1634 m n.p.m.) a Bliźnicą (1883 m n.p.m.) wysokość grzbietu stopniowo rośnie, a jego średnia wysokość wynosi 1650 m n.p.m. i nigdzie nie obniża się poniżej 1500 m n.p.m. Wysokości względne w obrębie masywu wynoszą średnio 650–700 m, a w rejonie Bliźnicy do 800 m. Główny grzbiet pasma jest szeroki i zaokrąglony, jedynie powyżej krawędzi cyrków glacjalnych tworzy grzbiet asymetryczny. Profil podłużny głównego grzbietu jest wyrównany, ponad nim wznoszą się na 50–140 m n.p.m. kopy szczytowe lokalnych kulminacji (Ryc. 1C). Według geomorfologów ukraińskich (Cys' 1957; Gofsztejn 1964, 1995; Voropaj i Kunicâ 1969; Kravčuk 2008; Kravčuk i in. 2019) szerokie spłaszczenia grzbietowe Świdowca w wysokości 1600–1800 m n.p.m. stanowią fragmenty najwyższej powierzchni zrównania w Karpatach Wschodnich (poziom połoniński), natomiast niżej leżące spłaszczenia w wysokości 1400–1300 m n.p.m. mają stanowić resztki poziomu podpołonińskiego (Kravčuk 2008; Kravčuk i in. 2019). W świetle toczącej się jednak obecnie dyskusji nad obecnością i genezą spłaszczeń denudacyjnych w Karpatach (Zuchiewicz 2010; Jankowski i Margielewski 2014), formy te stanowią raczej powierzchnie strukturalne uwarunkowane płasko zalegającymi ławicami fliszowymi. Przykłady połogo zalegających warstw skalnych można zobaczyć w rejonie Żandarmów czy Szerokiego Wirtupu (Ryc. 3). Miejscami (góra Stih, Ryc. 3. Strukturalne uwarunkowania rzeźby grzbietów w masywie Świdowca. A – połogo zalegające warstwy formacji z Urda budują szeroki i zaokrąglony grzbiet Szerokiego Wirtupu (1762 m n.p.m.), na lewo widoczne drugorzędne nasunięcie Todiaski; B – horyzontalnie zalegające warstwy piaskowców i zlepieńców warstw z Urda na Żandarmach, widok z Bliźnicy (1883 m n.p.m.); C – stromo (80o E) zapadające warstwy piaskowców warstw z Urda na szczycie Stiha (1704 m n.p.m.), budujących twardzielowy grzbiet typu hog back. Fig. 3. Structurally-controlled mountain ridges in the Svydovets massif. A – Szeroki Wirtup (1762 m a.s.l.) rounded and flat summit areas built with flat-lying flysch beds of the Urda formation. The secondary thrust of the Todiaska is visible on the left; B – flat-lying sandstones and conglomerates of the Urda formation in the Zandarm’s area, view form the Mt. Bliznica (1883 m a.s.l.); C – steep-lying (80o E) sandstones and conglomerates of the Urda formation on the hog back-type ridge of Mt. Stih (1704 m a.s.l.). Bliźnica) występują twardzielcowe grzbiety typu hog back, nawiązujące do stromo ustawionych ławic fliszowych (Ryc. 3C). Układ grzbietów Świdowca tworzy bardzo charakterystyczny, asymetryczny układ orograficzny. Od głównego grzbietu ciągną się w kierunku północnym krótkie grzbiety boczne o długości 5–15 km, stromo opadające do dolin Brusturanki, Turbatu i Czarnej Cisy. W kierunku południowym rozciągają się natomiast południkowo cztery równoległe do siebie grzbiety boczne nazywane świdowieckimi płajkami: Bliźnicka (Urdu) (28 km), najdłuższa Hlaskulowa (40 km), Stajkowa (26 km) oraz Apecka (35 km) (Ryc. 1). Grzbiety te stosunkowo łagodnie opadają do dna Kotliny Marmaroskiej. Asymetria rzeźby Świdowca wiąże się także z różną długością i odmiennym typem oraz układem dolin na przeciwległych skłonach. Doliny na skłonie N i NE są krótkie, mają układ widlasty i są stosunkowo słabo rozgałęzione, a ich górne odcinki pomiędzy górą Tempą (1634 m n.p.m.) a Bliźnicą (1883 m n.p.m.) są przeobrażone glacjalne. Wyraźny wzrost udziału powierzchni stoków w wysokości 1475–1500 m n.p.m. (Ryc. 4C) odpowiada dnom cyrków glacjalnych na N skłonie Świdowca. Doliny na skłonie S mają układ pierzasty, złożony z długiej doliny głównej i licznych krótkich dolin bocznych o znacznych spadkach, gęsto Ryc. 4. Asymetria rzeźby w masywie Świdowca. A – Cyrk Worożeski Wielki, największy cyrk polodowcowy na Świdowcu, typowy dla N skłonu masywu; B – gładkie, łagodnie nachylone stoki na południowym skłonie Świdowca; C – krzywa udziału procentowego powierzchni stoków Świdowca z ich wysokością. Fig. 4. Relief asymmetry in the Svydovets massif. A – the Great Vorozhesky glacial cirque, the largest glacial cirque in the study area; B – gently declined and smoothly slopes to the southern slope of the Svydovets massif; C – the percentage of the slope area with altitude in Svydovets massif. rozczłonkowujących stoki. Gęstość sieci dolinnej na południowym skłonie pasma jest znaczna i osiąga 2,5–3,0 km/km2 (Kravčuk 2008). Stoki masywu są w wielu miejscach przeobrażone przez głęboko zakorzenione formy osuwisk, tworzące urozmaiconą rzeźbę ze stromymi, skalistymi skarpami, przemieszczonymi pakietami skalnymi, obniżeniami wewnątrz-osuwiskowymi z niewielkimi jeziorkami bądź torfowiskami oraz gruzowymi jęzorami koluwial­nymi. Rzeźba glacjalna masywu Świdowca Jednym z najbardziej charakterystycznych rysów morfologii najwyżej wzniesionej części Świdowca jest dobrze wykształcona rzeźba glacjalna (Romer 1905, Anan'ev 1981; Kravčuk 2008). Rzeźba glacjalna jest wybitnie asymetryczna i skoncentrowana na skłonie eksponowanym ku N, NE i E, co podkreśla dodatkowo asymetrię strukturalną tego obszaru. Formy glacjalne zostały stwierdzone po N i NE stronie głównego grzbietu masywu, między Tempą (1634 m n.p.m.) na W a Bliźnicą (1883 m n.p.m.) na E oraz w rejonie Apeckiej (1512 m n.p.m.), będącej najwyższym bocznym grzbietem po S stronie pasma. Maksymalny zasięg form i osadów glacjalnych stwierdzono na skłonie N do wysokości 1050–1100 m n.p.m. Szczególnie wyraźnie w rzeźbie zaznaczają się formy erozji glacjalnej: rozległe cyrki ze stromymi, miejscami skalistymi, zboczami oraz mało nachylonymi, ale nieprzegłębionymi dnami, które urozmaicone są skalnymi stopniami i kończą się progami skalnymi. Formy akumulacji morenowej są, w zależności od szerokości i spadku dolin, lepiej bądź gorzej zachowane (rozmyte), natomiast różnice litologiczne między pokrywami glacjalnymi a podłożem sprawiają, że maksymalne zasięgi lodowców są stosunkowo łatwo rozpoznawalne w terenie. W oparciu o nowe badania terenowe i analizę danych teledetekcyjnych w masywie Świdowca autorzy niniejszego opracowania rozpoznali 29 cyrków glacjalnych, z których większość (22 formy) położonych jest na N i NE skłonie masywu (Ryc. 5). Liczba ta jest większa niż w dotychczasowych opracowaniach .yhanyča (1969a) i Voropaj i Kunicâ (1969), którzy wyróżnili odpowiednio 23 i 18 form. Cyrki glacjalne zostały wycięte w górnych odcinkach (lejach źródłowych) dolin skłonu N (Jabłonica, Turbat, Apszyniec), NE (Stanisław, Świdowiec, Gropieniec), a także Kosowskiej i Seredniej Riki na skonie S masywu (Ryc. 5, Tab. 1). Cyrki na skłonie S uformowały się jedynie w najbardziej sprzyjających lokalizacjach, na stokach o ekspozycji E, dogodnych do zachowania śniegu przewiewanego z zachodu. Wśród form cyrków wyróżnia się cyrki proste (pojedyncze) oraz cyrki złożone (Romer 1906; Voropaj i Kunicâ 1969), składające się z większej liczby ułożonych piętrowo form. Średnia powierzchnia cyrków w całym masywie wynosi 28,6 ha. Największym cyrkiem jest rozległy, dwustopniowy Ryc. 5. Rzeźba glacjalna masywu Świdowca. Objaśnienia: 1 – cyrki glacjalne, ich szczegółowa charakterystyka morfometryczna jest zawarta w Tab. 1;2 – moreny maksymalnego zasięgu lodowców (lokalne LGM); 3 – dna cyrków glacjalnych; 4 – zasięg lodowców; 5 – potoki; 6 – kulminacje.Fig. 5. Glacial relief in the Svydovets massif. 1 – glacial cirques (details in Table 1); 2 – terminal moraines of the maximal glacial advance (local Last Glacial Maximum); 3 – cirque bottoms; 4 – ice extent; 5 – streams; 6 – summits. Tabela 1. Charakterystyka morfometryczna cyrków glacjalnych w masywie Świdowca (według autorów).Table 1. Morphometric characteristics of the glacial cirques in the Svydovets massif (according to authors). Numer i nazwa cyrkuNumber and cirque name Długość(L)Length[m] Szerokość(W)Width[m] Powierzchnia /Area [ha] Orientacja cyrkuAspect of cirque axis[°] Max.nachylenieMaximalcirque slope [°] Max.wysokośćkrawędzi cyrkuMaximalelevation of cirque edge[m a.s.l.] Min.wysokośćdna cyrkuMinimal elevation of cirque bottom[m a.s.l.] Średnia wysokośćdna cyrkuMean elevation of cirque bottom[m a.s.l.] Max. wys.cyrku (H)Height range[m] całegocyrkuentirecirque dna cyrkucirque bottom Swidowiec skłon N / Svydovets N slope 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 (1) Tempa 415 495 17 1.6 NE 37 1544 1375 1394 169 (2) Jabłonecki 375 354 11.2 1 NW 39 1592 1439 1554 153 (3) Kurtjaski 500 580 26 6 NNW 44 1598 1372 1582 226 (4) Podpuljańskij 320 570 17.7 3 NNE 37 1569 1453 1470 116 (5) Kotelok 395 800 27 11 NE 42 1669 1469 1500 200 (6) Srednyj 660 910 55 27 NNE 43 1692 1476 1536 216 (7) Krajnyj 470 1050 46 15 N 46 1642 1439 1469/1515* 203 (8) Ripta 418 447 18 6 NEE 40 1690 1519 1550 170 (9) Hencel Północny 347 576 18 6.5 E 41 1626 1400 1460 226 (10) Hencel Południowy 280 528 15 4.3 NE 42 1614 1428 1452 186 (11) ApszynieckiZachodni 620 980 48 19 NE 38 1657 1468 1495 189 (12) ApszynieckiWschodni 757 640 37 11 NE 47 1728 1426 1450/1557* 302 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 (13) Worożeski Zachodni 318 795 27 3.5 NNE 47 1700 1479 1495 221 (14) Worożeski Wielki (Veliky Kotel) 910 1540 113 38 NNW 50 1752 1446 1487/1595* 306 (15) Tatulski 800 407 33 7 SEE 44 1738 1430 1417 308 (16) Kraczunieski 240 530 11 0.8 E 40 1650 1535 1485 115 (17) Stih 268 600 11 1 NNW 40 1616 1484 1506 132 (18) Drahobracki 560 460 21 4.7 NE 48 1764 1590 1600 174 (19) Steryszorski Mały 305 320 8.9 0.5 NEE 44 1730 1574 1580 156 (20) Steryszorski Wielki 690 630 34 4.3 NE 52 1847 1552 1526 295 (21) Gropieniec 1200 535 63 25 SE 45 1853 1552 1600 300 Swidowiec skłon S / Svydovets S slope (22) Apecki N 200 285 5 0.4 N 40 1495 1380 1390 115 (23) Apecki E 360 350 12 2,5 E 41 1494 1327 1354 167 (24) Serednja rika 445 500 17 2.8 SE 32 1643 1460 1487 183 (25) Wielki Gereszeski 1000 790 75 33 SEE 45 1743 1510 1538/1582* 230 (26) Mały Gereszeski 940 500 38 7 SE 43 1705 1464 1485/1580* 240 (27) Wedeneski 268 210 5 1 E 38 1640 1528 1540 112 (28) Urda 354 470 14 1.9 SEE 36 1600 1456 1475 145 (29) Cyrkwy 285 275 6.8 0.3 NW 45 1715 1593 1600 122 cyrk Worożeski Wielki (nr. 13, Ryc. 5, Tab. 1) o całkowitej powierzchni 113 ha i powierzchni dna 38 ha, wycięty w N stokach Tatulskiej. Średnie szerokości cyrków Świdowca (440 m) są większe od ich długości (345 m), co może wskazywać pośrednio na niewielki stopień przeobrażenia glacjalnego pierwotnych form lejów źródłowych. Wydłużenie cyrków względem ich szerokości uznawane jest bowiem za wskaźnik dojrzałości erozyjnej rzeźby glacjalnej (Derbyshire i Evans 1976). Zbocza cyrków są strome i osiągają maksymalne nachylenia rzędu 40–52o (Tab. 1), w wielu miejscach występują urwiste stoki skalne i niewielkie kilkumetrowe ściany z dobrze rozwiniętymi stokami usypiskowymi poniżej. Maksymalne głębokości cyrków dla całego masywu wynoszą 133 m i są nieznacznie większe na skłonie N (140 m) niż S (115 m), a najgłębiej wciętymi cyrkami są Kraczunieski i Tatulski (300 m) (Tab. 1). Dna dużych cyrków są mało nachylone, nieprzegłębione, w niewielkich zagłębieniach zachowały się płytkie jeziora cyrkowe i morenowe oraz torfowiska, powstałe przez zarośnięcie dawnych zbiorników jeziornych. Średnia wysokość den cyrków glacjalnych na Świdowcu wynosi 1490 m n.p.m. i jest podobna na skłonie N (1495 m n.p.m.) i skłonie S (1487 m n.p.m.). Wysokość krawędzi cyrków rośnie ku E, od 1550–1590 m n.p.m. w rejonie Tempej, 1700–1720 m n.p.m. w rejonie Tatulskiej do 1850 m n.p.m. na S od Bliźnicy (Tab. 1). Cyrki na skłonie N są eksponowane wyraźnie ku NE, a niektóre także ku NW i NNW, natomiast wśród cyrków skłonu S dominuje ekspozycja na SE i E (Tab. 1). Dominujące procesy morfogenetyczne Podczas całego holocenu rzeźba masywu Świdowca, odziedziczona m.in. po okresie zlodowaceń, podlegała przemianom pod wpływem procesów morfogenetycznych charakterystycznych dla obszarów wysokogórskich (Ryc. 6). Współcześnie procesy te zachodzą nadal, przy czym rola morfodynamiczna niektórych procesów zwiększyła się wskutek ingerencji człowieka (Kravčuk 1984, 2008; Antošik 2014; Bortnik i in. 2018a, b; Kravčuk i in. 2019). Powyżej górnej granicy lasu, w piętrze krioniwalnym Świdowca, współcześnie największą rolę morfogenetyczną odgrywają procesy niwacyjne, związane z płatami długo zalegającego śniegu (Anan'ev 1981; Šušnâk 2007, Kravčuk 2008) (Ryc. 7, 8). Znaczne nachylenia stoków w obrębie cyrków glacjalnych sprzyjają aktywności lawin (Kovtonuk i Cvelih 2014; Galagan . .n. 2017a). Duże znaczenie morfotwórcze należy przypisać także działalności wody opadowej, a mianowicie spłukiwaniu bruzdowemu, erozji linijnej oraz spływom gruzowym (Šušnâk 2006, 2007) (Ryc. 9, 10). Rola erozyjna wody zaznacza się przede wszystkim w strefach, gdzie nastąpiła dewastacja pokrywy roślinnej. Stoki przekształcane są także przez procesy osuwiskowe, które zajmują znaczne powierzchnie stoków (Šušnâk 2006, 2007) (Ryc. 6, 11). Istotną rolę odgrywa też lód włóknisty (Ryc. 7). Mniejszą rolę w kształtowaniu rzeźby odgrywają procesy kriogeniczne oraz deflacja. Procesy Ryc. 6. Formy osuwiskowe i glacjalne w piętrze krioniwalnym (SW stoki Tatulskiej 1770 m n.p.m., na prawo; i Todiaski – 1761 m n.p.m., w głębi). Fig. 6. Gravitational slope deformations and glacial landforms in the cryonival zone of the Svydovets massif. (SW slopes of Mt. Tatulska 1770 m a.s.l. on the right and Mt. Todiaska 1761 m a.s.l. in the background). te zostały zintensyfikowane przez człowieka, w szczególności wzdłuż tras turystycznych i narciarskich oraz wzdłuż dróg (Bortnik i in. 2018a, b; Kravčuk i in. 2019). W obrębie stoków i den dolin wyróżnić można formy różnej generacji. Mezo- i mikroformy w badanym terenie są wskaźnikiem współczesnej morfodynamiki. Wśród wskaźnikowych mezo- i mikroform stwierdzonych podczas badań terenowych wymienić należy: – systemy niszowatych obniżeń na stokach powyżej górnej granicy lasu, tworzą­cych charakterystyczny mikrorelief o genezie niwacyjnej, – systemy nisz gelideflacyjnych, – rozcięcia erozyjne oraz systemy stożków proluwialnych, – systemy osuwiskowe, – rynny i stożki spływów gruzowych, począwszy od podgrzbietowych nisz i le­jów schodzących aż do piętra leśnego, – pola i strumienie rumowiskowe; występujące jedynie lokalnie i związane z blokowym typem wietrzenia skał, Ryc. 7. Wysokościowe zróżnicowanie intensywności procesów morfogenetycznych i piętra morfogenetyczne masywu Świdowca na tle krzywych hipsograficznych skłonu N i S masywu. Fig. 7. Vertical differences in the intensity of morphogenetic processes and morphogenetic belts in the Svytovets massif against the background of the hypsographic curves of the N and S slope of the area. – bruki deflacyjne; występujące w obrębie wysoko położonych grzbietów i prze­łęczy, – systemy form antropogenicznych, takich jak: drogi, ścieżki i nartostrady. Formy niwalne występują powyżej górnej granicy lasu, gdzie płaty śniegu są bardzo ważnym czynnikiem geomorfologicznym (Ryc. 8, 11). Dzięki niwacji powstają nisze deflacyjne i gelideflacyjne. Występują one w obrębie spłaszczeń stokowych, grzbietów, przełęczy. Są to formy o rozmiarach do kilkunastu metrów średnicy. Występują pojedynczo lub składają się z kilku nisz. Ich krawędzie są zwykle nieregularne, a poniżej widoczne są strefy przeobrażone przez wypływającą z nich wodę. Nisze gelideflacyjne występują na grzbietach i strefach przełęczy, cechuje je nieregularny kształt. Rozcięcia erozyjne rozmieszczone są wzdłuż stoków i den dolin w obu piętrach morfogenetycznych (Ryc. 10). Mogą powstawać w ciągu jednego opadu i mogą rozwijać się w ciągu kolejnych kilkunastu lat. Rozcięcia erozyjne mogą też rozwijać się stopniowo w długim czasie, podczas kolejnych zdarzeń opadowych, szczególnie w strefach degradacji roślinności. Osuwiska kształtują stoki zarówno piętra krioniwalnego, jak i denudacyjno-fluwialnego. Osuwiska obejmują zarówno całe systemy stokowe, jak i zbocza dolin (Ryc. 6, 11). Spływy gruzowe w masywie Świdowca występują głównie na stokach cyrków glacjalnych (Šušnâk 2006). Zwykle są stosunkowo krótkie i podczas badań terenowych były zarośnięte, co świadczy o ich aktywności co kilka lat (Ryc. 9). Odpadanie występuje głównie w obrębie stromych ścian cyrków glacjalnych. Efektem tego procesu są stoki z pokrywami gruzowymi, w większości nieutrwalonymi roślinnością. Bruki deflacyjne występują w obrębie wysoko położonych przełęczy, ich występowanie związane jest także z drogami i szlakami turystycznymi. Formy antropogeniczne związane są z degradacją stoków podczas budowy nartostrad, dróg stokowych, wyciągów narciarskich i kolejek linowych oraz dalszym użytkowaniem tych obiektów. Formy te ze względu na ich specyfikę będą przedmiotem opracowania w innym artykule. Funkcjonowanie rzeźby masywu Świdowca O strukturze i funkcjonowaniu rzeźby masywu górskiego decyduje sekwencja systemów morfodynamicznych, typów rzeźby i pięter morfogenetycznych. System morfodynamiczny tworzą składniki „czynnik-proces”. Efektem funkcjonowania systemów morfodynamicznych są zespoły form, które tworzą określone typy rzeźby górskiej (Kaszowski 1985). Natomiast piętra morfogenetyczne są wysokościowo ograniczonymi jednostkami przestrzennymi, w obrębie których, w danych Ryc. 8. Stoki w otoczeniu cyrku Kraczunieskiego (Tab. 1, nr 16) kształtowane przez lawiny śnieżne i niwację. Fig. 8. Avalanche and nivation-shaped slopes of the Krachuniesky cirque (no. 16 in Table 1). Ryc. 9. Cyrk Wielki Gereszeski – stoki kształtowane przez odpadanie i spływy gruzowe. Fig. 9. The Great Gereszeski cirque slopes shaped by rock-fall activity and debris flows. Ryc. 11. Zachodnie stoki Kreczunieskiej (1691 m n.p.m.) przeobrażone przez głęboko zakorzenione formy grawitacyjne, w tle N stoki Żandarmów w grzbiecie Bliźnicy (1883 m n.p.m.), przemodelowane przez procesy glacjalne, grawitacyjne i niwalne. Fig. 11. Mt Krechunieska western slopes shaped by deep-seated gravitational slope deformations, in the background Mt. Zandarms in the Bliznica group (1883 m a.s.l.) shaped by glacial, gravitational and nivational processes. warunkach geologicznych, funkcjonuje charakterystyczny zespół systemów morfodynamicznych i kształtowana jest określona rzeźba górska (Kaszowski 1985). W masywie Świdowca można wyróżnić dwa piętra morfogenetyczne: krioniwalne i denudacyjno-fluwialne, rozdzielone klimatyczną górną granicą lasu, przebiegającą na wysokości ok. 1400–1500 m n.p.m. (Anan'ev 1981; Kravčuk 2008), współcześnie granica ta została wyraźnie obniżona na skłonie S jak i N (Ryc. 6). Piętro krioniwalne. Zajmuje jedynie niewielką część (10%) powierzchni badanego masywu (Ryc. 7). W tym piętrze intensywność procesów morfogenetycznych jest znaczna (Anan'ev 1981; Šušnâk 2006, 2007; Kravčuk 2008). Głównym procesem jest tam niwacja, która zachodzi szczególnie na wiosnę, gdy płaty śniegu podlegają topieniu, a także zimą w związku z odwilżami. W związku z częstymi w tej strefie przejściami temperatur przez 0°C postępują również procesy gelacji, które uaktywniane są przez zimowe odwilże, jednak okres ich najintensywniejszej działalności morfogenetycznej przypada na przełom marca i kwietnia. Ważną rolę odgrywa także spłukiwanie, szczególnie w terenach o zdegradowanej pokrywie roślinnej. Tworzą się tam, podobnie jak w Karpatach Zachodnich, liczne rozcięcia i głębokie rynny (Kotarba i in. 1987). Na stromych ścianach skalnych zachodzą procesy grawitacyjne, takie jak odpadanie i obrywanie (Kravčuk i in. 2019). Odpadanie, podobnie jak w Tatrach (Izmaiłow 1984), jest wzmacniane przez wiatr, szczególnie na ścianach dowietrznych. W wyniku tych procesów u podnóży stoków rozwijają się nadal pola kamieniste i blokowe. W okresie śródzimowych i wiosennych roztopów na stokach okrytych drobnoziarnistymi pokrywami zwietrzelinowymi może zachodzić geliflukcja. W związku z działalnością człowieka naturalna szata roślinna masywu uległa silnemu zniszczeniu, dlatego granica wysokościowa pięter morfogenetycznych uległa zaburzeniu i skomplikowaniu (Bortnik i in. 2018a, b; Kravčuk i in. 2019). Piętro denudacyjno-fluwialne. Zajmuje większość (90%) powierzchni masywu Świdowca. Intensywność procesów morfogenetycznych jest tam z reguły mniejsza, z wyjątkiem erozji linijnej, osuwania i spływów gruzowych, które lokalnie mogą być aktywne co kilkadziesiąt lat. W związku z dużą zawartością CO2 pochodzenia organicznego w piętrze leśnym intensywnie zachodzi denudacja chemiczna. Jej wielkość jest wprost proporcjonalna do ilości wody reagującej ze skałą (Kotarba 1972). W piętrze fluwialno-denudacyjnym dominuje erozja linijna i powolne ruchy masowe (Kravčuk 2008; Kravčuk i in. 2019). Na osuwanie najbardziej narażone są stoki heterogeniczne. W tym piętrze mogą zachodzić procesy allochtoniczne, takie jak lawiny i spływy gruzowe (Šušnâk 2006, 2007; Kovtonuk . Cvelih 2014; Galagan . .n. 2017a). Wnioski 1. Główne elementy rzeźby Świdowca są uwarunkowane strukturalnie i nawiązują do zróżnicowania odporności kredowo-paleogeńskich utworów fliszowych, a także tektoniki podłoża. 2. Jednym z najbardziej charakterystycznych rysów morfologii tego masywu jest asymetria N-S, przejawiająca się odmiennym układem grzbietów, różną długością i odmiennym typem dolin, odmiennymi nachyleniami stoków oraz różnym stopniem przeobrażenia glacjalnego na przeciwległych skłonach masywu. 3. Świdowiec jest jednym z najlepiej w Karpatach zachowanych obszarów o rzeźbie glacjalnej wykształconej we fliszu. Szczególnie wyraźnie w rzeźbie zaznaczają się formy erozji glacjalnej: rozległe cyrki ze stromymi (40–52o), miejscami skalistymi, zboczami oraz mało nachylonymi, ale nieprzegłębionymi dnami. Cechy morfometryczne wyróżnionych 29 form cyrków wskazują na niewielki stopień przeobrażenia glacjalnego pierwotnych form lejów źródłowych. Maksymalny zasięg form i osadów glacjalnych stwierdzono na skłonie N do wysokości 1050–1100 m n.p.m. 4. Masyw Świdowca jest obszarem wysokogórskim z dominującą współczesną rzeźbą niwacyjno-erozyjną powyżej górnej granicy lasu. Zaobserwowane zespoły form erozyjnych powstawały w ciągu całego holocenu i współcześnie tworzą się nadal, przy czym rola morfodynamiczna niektórych procesów zwiększyła się współcześnie wskutek ingerencji człowieka. Dominującymi procesami morfogenetycznymi w krioniwalnym piętrze morfodynamicznym są procesy niwacyjne, związane z płatami długo zalegającego śniegu i lawinami oraz procesy erozji linijnej związanej z działalnością wody płynącej, a także ruchy osuwiskowe. W ostatnich 30. latach masyw ten jest intensywnie przeobrażany na skutek działalności człowieka oraz procesów erozji i depozycji. Literatura Anan'ev G.S. (red.) 1981. Geomorfologiâ osevoj zony Vostočnyh Karpat. Izd. Moskov. Un-ta, Moskva, 130 s. Antošik O. 2014. Zberežennâ ozer ta pryozernyh terytorij vysokogir'â Svidovec'kogo masivu Ukrains'kih Karpat. Visnik L'vivs'kogo universitetu. Seriâ geografična. – Lviv. nac. un-t im. I. Franka, 45: 267–275. Bašenina N.V. 1971. Oledenenie Sovetskih Karpat i eho svâz' s tektonikov. Izvestie Vsesouznoho Geograf. O-va, .2: 166–170. Bašenina N.V., Mirnova A.V., Talskaâ N.N. 1969. Blokovaâ tektonika Karpat i ee otraženie v rel'efe. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 3: 45–60. Bortnik S.U, Kovtonuk O.V., Kravčuk I.V., Lavruk T.M. 2018a. Organiza.iâ pryrodopiznaval'n.h turistyčnih maršrutiv na teritorii central'noi častini girs'kogo masivu Svidovec'. Fizična geografiâ ta geomorfologiâ 3, 91: 55–65. Bortnik S.U, Kovtonuk O.V., Kravčuk I.V., Lavruk T.M., Ostrikova V.R., Timulâk L.M. 2018b. Basejn rički Čorna Tisa – perspektivna teritoriâ dlâ rozširennâ mež Karpats'kogo biosfernogo zapovidnika. Fizična geografiâ ta geomorfologiâ 2, 90: 97–111. Cys' P.N. 1956. Geomorfologičeskie rajony Sovetskih Karpat. Geogr. Vid. L'viv. u-tu, 3–5. Cys' P.N. 1957. Poloninskij peneplen i denudacionnye urovni Sovetskih Karpat. Geol. sb. Lvov. geol. o-va, 4: 313–330. Cys' P.N. 1962. Geomorfologiâ URSR. 1962. Vid. Lviv. u-tu, 222 s. Cys' P.N. 1955. O drevnem oledenenii Karpat. Dopovidi ta povidomlennâ L'vivs'kogo Universitetu, 6, 2: 6–8. Derbyshire E., Evans I. S. 1976. The climatic factor in cirque variation. In: E. Derbyshire (ed.) Geomorphology and climate, Wiley & Sons, Chihcester, s. 447–494. Evans I. S. 2006. Allometric development of glacial cirque form: Geological, relief and regional effects on the cirques of Wales. Geomorphology 80: 245–266. Galagan O.O., Kovtonuk O.V., Korogoda N.P., Cvelih E.M. 2017a. Landšaftni osoblivosti rozvitku snigolavinnih protcesiv u verhnij tečii basejnu r. Čorna Tisa. Regional'ni aspekti florystičnyh i faunističnyh doslidžen. Materialy četvertoi mižnarodnoi Naukovo­praktičnoi konferencii. 28–29 kvitnâ 2017 roku, Putila, s. 195–198. Galagan O.O., Kovtonuk O.V., Korogoda N.P., Cvelih E.M. 2017b. Pryrodnyčo-geografična skladova turistyčnih maršrutiv (na prikladi maršrutu dolinou Čornoi Tisi). Visnik KNU imeni Tarasa Ševčenka. Geografiâ, Kiiv. 66, 1: 77–80. Garcia-Ruiz J. M., Gomez-Villar A., Ortigosa L., Marti-Bon C. 2000. Morphometry of Glacial Cirques in the Central spanish Pyrenees. Geografiska Annaler Ser. A., 82, 4: 433–442. Gera J., Karpenko N. 2014. Geomorfologičnij analiz ozernih ulogovin Svidoves'kogo masivu Ukrains'kyh Karpat. Problemi geomorfologii i paleogeografii Ukrains'kyh Karpat i prileglyh teritorij. Lviv, Vid-vo Lviv u-tu: 46–53. Gluško V.V., Kruglov S.S. 1979. Glavnejšie osobennosti tektoniki i razvitiâ UkrainskihKarpat. VIÉMS. Obsaâ i regional'naâ geologiâ, geologičeskoe kartirovanie. Obzornaâ informatciâ, 55 s. Gofštejn I. 1995. Geomorfologičeskij očerk Ukrainskih Karpat. Naukova dumka, Kiiv, 84 s. Gofštejn I. 1964. Neotektonika Karpat. Izd-vo AN USSR, Kiev, 183 s. Gofštejn I.D. 1966. O skorosti denudacionnogo vyravnivaniâ i vertykal'nyh kolebatel'nyh dviženij zemnoj kory v Sov. Karpatah. Karpato-Balkanska Geologiska Asociacija, VIII Kongres. Beograd, 18: 93–95. Golubec M.A. 1978. El´niki Ukrainskih Karpat. Naukova Dumka, Kiev, 263 s. Hnylko O., Krobicki M., Feldman-Olszewska A., Iwańczuk J. 2015. Geology of the volcano­sedimentary complex of the Kamyanyi Potik Unit on Chyvchyn Mount (Ukrainian Carpathians): preliminary results. Geological Quarterly 59, 1 :145–156. Ivanov B.N. 1950. Sledy oledeneniâ Ukrainskih Karpat. Nauk. Zap. Černivec'kogo Univ., Ser. Geol.- Geograf., T. 8, 2: 1–2. Izmaiłow B. 1984, Eolian deposition above the upper timberline in the Gąsienicowa Valley in the Tatra Mts. Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogr. 61: 43–59. Jankowski L., Kopciowski R., Ryłko W. 2007. Geological map of the Outer Carpathians: Borderland between Ukraine and Romania 1: 200 000. Państwowy Instytut Geologiczny, Ministerstwo Środowiska, Warszawa. Jankowski L., Kopciowski R., Ryłko W., Danysh V., Tsarnenko P. N., Hnylko O. 2012. Lithostratigraphic correlation of the Outer Carpathian borderlands of Poland, Ukraine Slovakia and Romania. Biuletyn PIG 449: 87–98. Jankowski L., Margielewski W. 2014. Strukturalne uwarunkowania rozwoju rzeźby Karpat zewnętrznych: nowe spojrzenie. Przegląd Geologiczny 62, 1: 29–35. Kamiński P. 1995. Rafajłowa mapa WIG, 1:100 000, reprint Wyd. PTR Kartografia, Warszawa. Kaszowski L. 1984. Vertical differentiation of the dynamics of the mountain relief in the Hindu Kush Munjan Mts., Afghanistan. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 18: 73–94. Kaszowski L. 1985. Rzeźba i modelowanie gór wysokich strefy suchej na przykładzie Hindukuszu Munjan. Rozpr. Habil. UJ 94, ss. 191. Kondracki J. 1989. Karpaty. Wydawnictwa Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa, 261 s. Kotarba A. 1972. Powierzchniowa denudacja chemiczna w wapienno-dolomitowych Tatrach Zachodnich. Prace Geogr., IG PAN, 96. Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K. 1987. High-mountain denudational system of the Polish Tatra Mountains. Geographical Studies, Special Issue, 3: 69–95. Kovtonuk O., Cvelih E. 2014. Snigolavinni procesy teritorii basejnu seredn'oi tečii r. Čorna Tisa. Problemy geomorfologii i paleogeografii Ukrains'kih Karpat i prileglih teritorij. Vid-vo Lviv u-tu, Lviv: 99–106. Kravčuk Â. 1984. Rel'efoutvoruuči procesi i ih dynamika v Ukrains'kyh Karpatah i prylehlyh terytoriâh. Visnyk Lviv. Un-tu, ser. geogr., 14: 20–25. Kravčuk Â., Adamenko O., Adamenko Â. 2019. Geomorfologičnij analiz relefu perspektivnih dilânok Ukrains'kyh Karpat dlâ rekreacijnyh potreb (na prikladi basejnu Čornoi Tisi). Problemy geomorfologii i paleogeografii Ukrains'kih Karpat i prileglih teritorij. Vid-vo Lviv u-tu, Lviv, 10: 18–40. Kravčuk Â. 2008. Geomorfologiâ Polonińs'ko-Čarnogirs'kih Karpat. Wyd. Centr LNU im. I. Franka, Lviv, 187s. Kruglov S.S. 1973. Geologičeskoe rajonirovanie Ukrainskih Karpat. Perspektivy neftegazonosnosti i napravlenie regionalnyh i poiskovyh rabot na neft' i gaz v Ukrainskih Karpatah. Lvov. Ukr NIHMI: 5–9. Kruglov I. 2008. Delimitatsiâ, metrizatsiâ ta klasifikatsiâ morfogennih ekoregioniv Ukra.ns'kyh Karpat. Ukra.ns'k.j geograf'čn.j žurnal 3: 59–68. Krzemień K. 2008. Contemporary landform development in the Monts Dore Massif, France. Geographia Polonica 81,1: 67–78. Krzemień K., Kłapyta P., Gorczyca E., Krzemień P., Nesteruk J., Troll M. 2019. Ochrona przyrody nieożywionej w okresie II Rzeczypospolitej i współcześnie w południowo-wschodniej Polsce i w zachodniej Ukrainie. Roczniki Bieszczadzkie 27: 197–231. Lâškevič Z.M., Medvedev A.P., Krupskij U.Z., Varičev A.S., Timosuk V.R., Stupka O.O. 1995. Tektonomagmatičeskaâ évoluciâ Karpat. Kiev: Nauk. Dumka, 132s. Marinič O.., Lan'ko A.I, Serban' M.I., Tisenko P.H. 1982. Fizična Geografiâ Ukra.ns'ko. RSR, Ki.v: Visa škola, 208 s. Malinovs´kij K.A. 2003. Sučasnij stan verhn'oi meži lisu ta pripoloninnoi roslinnosti. Praci Naukovogo Tovaristva im. Ševčenka 12. W: Ekologičnij Zbirnik. Ekologični problemu Karpats´kogo regionu: Naukove Tovaristvo im. Ševčenka. Ekologična komisiâ, L´viv: 66–80. Ma.'kiv B.V., Vorobkanich V.M., Pukač B.D. 2009a. Deržavna heologična karta Ukra.ny. Masštab 1:200000. Geolohična karta i karta korisnih kopalin četvertinnih vidkladiv. Karpats'ka seriâ. M-34-XXXVI (Khust), L-34-VI (Baâ-Mare), Ministerstvo ohorony navkolišn'ogo prirodnogo seredovisa Ukra.ny. Deržavna heologična služba. Kiiv. Ma.'kiv B.V., Pukač B.D., Vorobkanich V.M. 2009b. Deržavna heologična karta Ukra.ny. Masštab 1:200000. Geolohična karta i karta korisnih kopalin četvertinnih vidkladiv. Karpats'ka seriâ. M-35-XXXI (Nadvirna), L-35-I (Visheu-De-Sus), Ministerstvo ohorony navkolišn'ogo prirodnogo seredovisa Ukra.ny. Deržavna heologična služba. Kiiv. Mel'nik A. 1999. Ukrains'ki Karpaty: ekologo-landšaftoznavče doslidžennâ. Wyd. LNU im. I. Franka, Lviv: 79–87. Miller G.P. 1966. Karovye ozera Ukrains'kih Karpat. Karpatskie zapovedniki. Karpaty, Užgorod: 212–223. MÎndrescu M., Evans I.S. 2014. Cirque form and development in Romania: allometry and the buzzsaw hypothesis. Geomorphology 208: 117–136. Oszczypko N., Oszczypko-Clowes M. 2005. Position of te Marmarosh Flysch (Eastern Carpathians) and its relation to the Magura Nappe (Western Carpathians). Acta Geologica Hungarica 48, 3: 259–282. Partsch J. 1904. Die Eiszeit in den Gebirgen zwischen dem nordischen und dem alpinen Eisgebiet Geog Zeitschr, s. 657–665. Pawłowski S. 1936. Les Karpates a l’epoque glaciaire. In: Congrés Internationale de Geographie (Varsovie 1934), Comptes Rendus, Travaux de section 2: 89–141. Penck A. 1882. Die Vergletscherung der deutschen Alpen. Leipzig, 483 s. Piotrovskaâ T.U. 1964. Osobennosti stroeniâ rel'efa gornoj oblasti Zakarpat'â, obuslovlennye neotektoničeskimi dviženiâmi. Vesn. Mosk. un-ta. Ser. Geol., 5: 28–35. Raskatov G.I. 1957. Osnovnye étapy formirovaniâ rel'efa i novejšâ tektonika Vostočnyh Kaparpat v predelah SSSR. Zemlevedenie 4: 35–44. Romer E. 1905. Epoka lodowa na Świdowcu. Rozprawy Akademii Umiejętności 3, 6, 71 ss. Romer E. 1909. Próba morfometrycznej analizy grzbietów Karpat Wschodnich. Kosmos 34 (7–9): 22–27. Romer E. 1904. Kilka wycieczek w dorzecze Bystrzycy, Łomnicy i Cisy Czarnej. Kosmos 29: 440–503. Sandulescu M. 1984. Geotectonics of Romania. Ed. Tehn., Bucuresti, 336 s. Sawicki L. 1912. Les études glaciaires dans les Karpates. Annales de Géographie 21, 117: 230–250. Šakin V.A., Burov V.S., Vâlov, O.S., Gluško V.V., Kruglov S.S., Petraškevič M.I., Temenuk F.P. 1976. Geologičeskaâ karta Ukrainskih Karpat i prilegausih progibov. 1: 200 000. Ministerstvo Geologii USSR, Kiev. Spiridonov A.I. 1952. Denudacionnye i akkumulâtivnye poverhnosti užnogo sklona Ukrainskih Karpat. Bul. MOIP. Otd. geol. 27, 1: 12–20. Stadnic'kij D.H, Kravčuk Â.S., Boluh O.I., Čalik V.I., Ditât'eva I.V., Dutkevič O.V., Hun'ko Â. M. 1971. Sučasni geomorfologični procesy i rekomendacii po borotbi z nymy v lisah Ukrains'kyh Karpat (na prykladi Svidivec'kogo lisnitctva). Fizyčna geografiâ ta geomorfologiâ. Vidavnctvo Kiivs'kogo universytetu, Kiiv, 5: 145–153. Šušnâk V. 2007. Sučasna ekzomorfodinamika Ukrains'kih flišovih Karpat: Avtoref. dis. kand. geogr. nauk, 22 s.Šušnâk V. 2006. Osoblivosti prostorovo-časovoi diferenciacii sučasnyh ekzogennih geomorfologičnyh procesiv v Ukrains'kih Karpatah. Visn. Lviv. un-tu. Ser. geogr, 33: 454–458. Troll C. 1973. High mountain belts between the polar caps and the equator, their definition and lower limit. Arc. Alp. Res. 5, 3, part 2, s. 19–27. The Svydovets case 2019. How oligarchs are planning to destroy one of Ukraine’s most pristine natural landscapes. Bruno Manser Fonds, Basel, 52 s. .yhanyč V.V. 1965. K voprosu geomorfologii Svidovca. Doklady i soobseniâ L'wowskogo otdela Geografičeskogo Obsestwa USSR, Lvov: 97–102. .yhanyč V.V. 1969a. Swâz' lednikovyh form rel'efa Svidoveckoj gornoj gruppy s tektonikoj. Mežvedomstvennyj Respublikanskij Naučno-Tehničeskij sbornik. Geodeziâ kartografiâ i aerofotos''emka 10: 88–92. .yhanyč V.V. 1969b. K geomorfologii Svidoveckoj gornoj gruppy. Mežvedomstvennyj Respublikanskij Naučno-Tehničeskij sbornik. Geodeziâ kartografiâ i aerofotos''emka 10: 83–87. Vâlov O.S. 1948. Kratkij očerk obsego haraktera fliša Karpat i ego osobennostej. Trudy Lvov. geol. o-va, geolog. seriâ, vyp. I., Lvov, s. 43–61. Vâlov O.S. 1965. Glubinnye razlomy i tektonika Karpat. Geol. sb. Lvov. Geol. o-va., 4: 21–40. Vitašek F. 1924. Naše hory ve veku ledovem. Sbornik Československe Společnosti Zemepisne, Praha, 29: 196–199. Voropaj L.I., Kunicâ M.O. 1969. Drewnol'odovikowi formi rel'efu masiwu Svidovec w Ukrains'kih Karpatah, Geografični Doslidžennâ na Ukraini, 1, Naukova Dumka, Kiev: 111–125. Zapałowicz H. 1889. Roślinna szata gór Pokucko-Marmaroskich, Spraw. Kom. Fizj. 24, 336 s. Zapałowicz H. 1912. Okres lodowy w Karpatach Pokucko-Marmaroskich. Kosmos 36: 579–654. Zapałowicz H. 1913. Dyluwialno-lodowy okres w Karpatach Pokucko-Marmaroskich i w Patagonii. Kosmos 37: 643–740. Zuchiewicz W. 2010. Neotektonika Karpat Polskich i Zapadliska Przedkrapckiego. Wyd. AGH, Kraków, 234 s. Summary The morphology of the Svydovets massif is strongly controlled by geological structure and linked to the dip of bed rock strata and their resistance to erosion, as well as to cracks and faults within the flysch formations. One of the most striking features of the morphology of this area is a structural asymmetry between its northern and southern slopes. Asymmetry is manifested by a differences in subsidiary ridge arrangement, length and network of valleys, as well as different slope inclination and degrees of glacial transformation on the opposite slopes of the massif. The Svydovets massif is one of the best preserved areas in the Carpathians with a glacial relief developed in flysch lithology. Glacial erosional landforms are represented by particularly well developed glacial cirques with steep (40–52o) rocky slopes and relatively flat but not overdeepened cirque bottoms. Morphometric features of the mapped cirques (29 landforms) indicate a small degree of glacial transformation of the headwaters original forms. The outermost moraines were found on the northern slope in an altitudinal range between 1050–1100 m a.s.l. The Svydovets massif is a high-mountain area shaped by the contemporary activity of nivation associated with long-standing snow patches, avalanches, linear erosion and mass movements. In the last 30 years the study area has been intensively transformed as a result of increasing human activity.