Pojezierze Łeczyńsko-Włodawskie zajmuje powierzchnię około 1160km² (według podziału fizyczno-geograficznego Chałubińskiej i Wilgata 1954r.). Jeziorność tego terenu w warunkach naturalnych, tj. przed zmianą części jezior na zbiorniki retencyjne, wynosiła około 2,4%. Na obszarze pojezierza opisano 68 jezior, razem tworzących powierzchnię około 2726,6ha. Jest to jedyna w Polsce grupa jezior położona na niżu poza zasięgiem ostatniego zlodowacenia. Są to głównie jeziora małe- tylko 7 przekracza powierzchnię 100ha i bardzo zróżnicowane pod względem głębokości.
Ludomir Sawicki:
Ustalił podstawowe wiadomości na temat jezior. Morfologicznie są to niewielkie jeziora o kształcie częściowo rynnowym, częściowo okrągłym, oraz o różnej powierzchni, odznaczają się znaczną płytkością, słabym rozwinięciem lini brzegowej, małą wyspiarskością i bardzo łagodnym nachyleniem dna. Morfogenetycznie zawdzięczają swoje powstanie procesom deluwialnym i aluwialnym, najliczniejsze są jeziora glacjalne (jeziora moreny dennej i czołowej), pojawiają się również jeziora powstałe przez zatamowanie aluwiami rzecznymi oraz jeziora eoliczne.
Kilka lat wcześniej Sawicki podał teorię opartą na uznaniu jezior za pozostałość plejstoceńskiego zastoiska wodnego, jednakże nie wyjaśnił zachowania się resztek zastoiska do czasu obecnego.
Henryk Maruszczak
Wnioski Maruszczaka:
Wśród jezior Pojezierza łęczyńsko-włodawskiego można wyróżnić dwa zasadnicze typy genetyczne : a- jeziora płytkie, których misy kształtowały się prawdopodobnie w warunkach podobnych jak i w przypadku subaeralnych form krasu powierzchniowego, b- jeziora głębokie, których misy-leje powstały zapewne przy udziale wód gruntowych typu subartezyjskiego.
Misy dzisiejszych jezior powstały głównie przed Allerödem. Są podstawy do zakładania że niektóre z tych mis istniały już przed nasunięciem lądolodu z okresu ostatniego glacjału środkowopolskiego (zl Warty).
Maruszczak podobnie jak wcześniej inni autorzy jeziora pojezierza łęczyńsko-włodawskiego dzieli na dwa główne typy: a- jeziora płytkie, charakteryzujące się często dość urozmaiconym ukształtowaniem dna oraz b- jeziora głębokie, wyróżniające się prostym kształtem. W wielu przypadkach trudno jest określić dokładnie typ jeziora.
Pierwsza grupa obejmuje formy o głębokości do kilku metrów i o bardzo różnych wymiarach poziomych. Ich dna przypominają skrasowiałe powierzchnie otaczające jeziora (można wyróżnić formy wertepowe lub też zgrupowania tych form typu uwałów). Jeziora te reprezentują więc prawdopodobnie depresje skrasowiałej powierzchni skał górnokredowych. Takie formy dna dzisiejszych jezior w przeszłości mogły rozwijać się w warunkach podobnych jak okoliczne formy krasu powierzchniowego. Zagłębienia krasu pow. powstały w wyniku rozwoju korozji i erozji chemicznej, bez udziału procesów podziemnych i związanych z nimi zapadlisk. Wiele spośród płytkich mis jeziornych znajdujemy dzisiaj tylko w postaci kopalnej.
Do drugiej grupy zaliczamy jeziora o głębokości na ogół przekraczającej 10m, których misy wykazują cechy form elementarnych. Są podobne do lejów, które można byłoby porównać ze zwykłymi wertebami krasu powierzchniowego. Wymiary ich są jednaj znacznie większe. Rozciągłość ich dochodzi bowiem do 1,6km (jez. Białe koło Włodawy), a głębokości do 38,8m (jez. Piaseczno koło Łęcznej). Typowe werteby mają wymiary poziome rzędu kilkudziesięciu metrów, wyjątkowo do paruset metrów, a głębokości ich nie przekraczają 8-10m. można więc sądzić, że takie misy reprezentują odrębny typ genetyczny. Maruszczak twierdzi, że jeziora te mają genezę związaną z wodami artezyjskimi, podobnie jak jeziora międzyrzecza Bugu i Prypeci. Na potwierdzenie tej genezy wyniki badań otworów studziennych wykonanych na obszarze pojezierza. Analiza profili tych studni wykazuje, że wody gruntowe w pewnych przypadkach znajdują się pod ciśnieniem, wznoszą się one wówczas na znaczne wysokości i stabilizują na głębokości rzędu kilku metrów. Dlatego też można wiązać genezę dużych i głębokich mis jeziornych z wodami typu artezyjskiego.
Maruszczak rozważał również wiek jezior, a wnioskował je na podstawie analizy palynologicznej torfowisk z międzyrzecza Bugu i Prypeci oraz torfowiska Durne Bagno, położonego w środkowej części pojezierza łęczyńsko-włodawskiego. Analiza diagramu pyłkowego tego torfowiska wykazała, że akumulacja gytii jeziornej rozpoczęła się tam u schyłku plejstocenu, w Allerödzie. Możemy więc przyjąć, że głębokie leje krasowe w obrębie dzisiejszego torfowiska istniały już przed Allerödem. Wniosek ten jest jeszcze bardziej aktualny w odniesieniu do większych lejów jeziornych, które do dzisiaj nie zostały zapełnione osadami, a do wytworzenia takich lejów potrzebny jest prawdopodobnie długi okres czasu. Interpretacja wiercenia wykonanego w Cycowie wynika, że była to prawdopodobnie kopalna misa głębokiego jeziora. Z analizy tego wiercenia wynika, że nasunięcie lądolodu na ten obszar nie pociągnęło za sobą zapełnienia misy krasowej osadami glacjalnymi czy fluwioglacjalnymi. Po stopieniu lodów przez długi okres czasu istniało tam jezioro. Jeziora pojezierza w okresie zlodowaceń stanowiły ośrodki brył martwego lodu, co było związane z występowaniem na tym obszarze strefy peryferyjnej lądolodu, która była mało aktywna a nawet pasywna, a miąższość lodu była niewielka. Maruszczak wysuną więc tezę, że przynajmniej niektóre z dzisiejszych jezior istniały już przed nasunięciem lodowca, z okresu zlodowacenia środkowopolskiego. W fazie transgresji były one jakby zakonserwowane w następstwie zamarznięcia wód jeziornych. Dzięki temu że lodowiec był tutaj mniej miąższy i nie zawierał dużo materiału skalnego, większe misy jeziorne zostały reprodukowane po stopieniu lodu.
Tadeusz Wilgat
Wilgat swoją teorię na temat genezy jezior pojezierza przedstawił w 1954r. uzupełniał ją w latach 1956 i 1963r. Według Wilgata na pojezierzu można wyróżnić dwie generacje jezior. Pierwsza związana jest z jeziorzyskiem plejstoceńskim, które powstało w okresie zlodowacenia środkowopolskiego, a podczas zlodowacenia bałtyckiego miało charakter rozległych, licznych jezior. Szczegółowe badania geologiczne potwierdziły istnienie tych rozlewisk. Plejstoceńskie zbiorniki wodne uległy zanikowi, głównie na skutek zarastania i przekształciły się w torfowiska, których rozprzestrzenienie na pojezierzu świadczy o pierwotnym zasięgu powierzchni wodnych. Wilgat nie wyklucza możliwości, że proces zaniku plejstoceńskich jezior nie dobiegł jeszcze kresu, choć jednocześnie uważa to za mało prawdopodobne.
Druga generacja jezior pochodzi ze schyłku plejstocenu i z holocenu, a wiąże się z zanikiem zmarzliny. Rolę tego procesu tłumaczy autor dwojako. Nastąpiły wówczas odkształcenia w piaszczystej równinie akumulacyjnej, w której powstały liczne, choć nieznacznej głębokości zaklęśnięcia gromadzące wodę. W ten sposób powstały prawdopodobnie niektóre płytkie jeziora. Całkowite rozmarznięcie gruntu pozwoliło też na oddziaływanie skrasowiałego podłoża kredowego na nadległe osady. Luźne utwory piaszczyste i mułkowe zostały pochłonięte przez próżnie krasowe i spękania w skałach kredowych, do doprowadziło do utworzenia się zagłębień o dość regularnych kształtach. Taką genezę przypisuje jeziorom odznaczającym się obecnie lub niegdyś znacznymi głębokościami. Kształt mis i wyraźna niezgodność między mało urozmaiconą rzeźbą terenu a głębokimi misami uznano za dowód braku ich związku genetycznego z poziomem akumulacyjnym, w którym misy występują, co pozwoliło zakwestionować lodowcowe pochodzenie jezior. Kształt i głębokość jezior uznano za cechy wskazujące na związek pochodzenia jezior z podłożem krasowym. Jako ważny argument przytoczono występowanie jezior tylko w strefie, gdzie podłoże kredowe zalega na nieznacznej głębokości. Te argumenty skłoniły Wilgata do nazwania jezior pojezierza krasowymi. Przy czym wyraźnie podkreśla, że nie mogą być uznane za typowe jeziora krasowe, nie występują one bowiem w skałach krasowiejących ale w materiale luźnym, pokrywającym podłoże kredowe, i nie mają krasowego reżimu wodnego. Wilgat uważa, że wody jezior są w ścisłym związku hydraulicznym z wodami podziemnymi, aczkolwiek wyklucza artezyjski charakter zasilania jezior.
Nie ulega wątpliwości, że w okresie zlodowacenia środkowopolskiego na terenie pojezierza rozlewały się wody jeziorzyska, które pozostawiło tu szeroko rozprzestrzenione i miąższe osady mułkowo-piaszczyste. Po zaniku jeziorzyska na obszarze obecnego pojezierza wykształcił się krajobraz pojezierny, który dotrwał do dnia dzisiejszego. Jeziora, które tu występowały, miały zapewne różną genezę. Część mogła być pozostałością po jeziorzysku, inne powstały w wyniku zaniku zmarzliny. Dużą rolę odegrało przypuszczalnie wytapianie brył martwego lodu, które zakończyło się w interglacjale eemskim. Prawdopodobnie tworzyły się wówczas także misy jeziorne w wyniku procesów krasowych, zarówno na odsłoniętych powierzchniach kredy, jak i w osadach plejstoceńskich, pokrywających powierzchnię kredową. Wilgat rozważał również czas powstania jezior. Zanikanie zbiorników odbywało się z różnym nasileniem. Wilgat uważał, że pogłębianie odpływu zachodziło w okresach ociepleń, zwłaszcza w interglacjale eemskim, gdy rzeki wcinały się w wyniku wzmożonej erozji. Jednakże wpływ tego czynnika wydaje się Wilgatowi niewielki z powodu położenia pojezierza na międzyrzeczu pra-Wieprza i pra-Bugu. Efekty ograniczyły się do obszarów peryferyjnych, natomiast wcięcie rzek w holocenie osiągnęło jeszcze mniejsze rozmiary. Większe skutki w zanikaniu jezior odgrywało ich zarastanie. Tworzenie się torfów i gytii przebiega z różnym nasileniem w zależności od lokalnych warunków. Najwolniej przyrastają torfowiska niskie, szybciej wysokie, najszybsza akumulacja organiczna odbywa się w jeziorach bezodpływowych. Jako przykład można przytoczyć badania dotyczące tempa akumulacji osadów w jeziorze Łukcze. W okresie jego istnienia głębokość jego misy zmniejszyła się o około 9-10m. Jeziora, które powstały po zlodowaceniu środkowopolskim, podlegały zarastaniu przez czas trwania interglacjału emskiego. Zarastanie musiało odbywać się wtedy z dużą intensywnością i musiało doprowadzić do znacznego wypełnienia zbiorników. W okresie zlodowacenia bałtyckiego panowały na obszarze pojezierza warunki peryglacjalne. Silna denudacja dostarczała wiele materiału. Materiał ten osadzał się w postaci piasków i mułków. Dlatego też Wilgat sądzi że jeziora które powstały po zlodowaceniu środkowopolskim i przechodziły najpierw fazę zarastania w interglacjale eemskim, a następnie przez fazę zasypania w okresie glacjału bałtyckiego, musiałyby jeszcze przejść przez fazę zarastania w holocenie. Wilgat zatem stawia tezę, że tak długą historię musiałyby przetrwać jedynie największe zbiorniki. Jednocześnie poddaje pod wątpliwość stwierdzenie wielu autorów twierdzących że jeziora mogłyby przetrwać okresy interglacjalne pod lodem lub w postaci brył martwego lodu. Dlatego też twierdzi, że zostały one zasypywane.
Urozmaicona powierzchnia podczwartorzędowa i zróżnicowana miąższość osadów czwartorzędowych stwarzały różne warunki do tworzenia się form krasowych. Na wychodniach kredy lub tam gdzie płaszcz osadów młodszych był cienki, powstawały formy krasu odkrytego. Na obszarach, w których luźne osady czwartorzędowe tworzą grubszy pokład, mogły powstawać tylko formy krasu zakrytego. Według Wilgata głównym czynnikiem który przyczynił się do powstania jezior pojezierza łęczyńsko-włodawskiego były procesy krasowe. Argumenty, które potwierdzają tą teorię to: występowanie jezior wyłącznie na obszarze, gdzie podatne na krasowienie podłoże kredowe znajduje się blisko powierzchni topograficznej, a brak jezior w północnych częściach Polesia, gdzie gruby płaszcz osadów czwartorzędowych uniemożliwiał tworzenie się form krasu zakrytego, natomiast istniały równie dobre, jak na pojezierzu, warunki do procesów termokrasowych. Wątpliwości nasuwał fakt istnienia dużych jezior tylko na terenach równin akumulacyjnych, a na gruzach kredowych głównie małych form krasowych. Wilgat wiąże to z dwiema przyczynami. Po pierwsze tereny z wychodniami kredy nie zajmują dużych powierzchni, są wyniesione w stosunku do otoczenia i urozmaicone hipsometrycznie, nie więc tam miejsca na duże jeziora. Po drugie, procesy biologicznej ewolucji jeziora w żyznym środowisku węglanowym przebiegają niż w ubogich w składniki odżywcze piaskach i łatwiej doprowadzają do zaniku jeziora. Również fakt, że misy jezior uległy przekształceniu i że pierwotnie były bardziej urozmaicone, nie osłabia hipotezy ich krasowego pochodzenia. Kształty pierwotne mis zależały od tego, jak procesy krasowe przebiegały pod płaszczem osadów luźnych i w jakim materiale dawały refleks. Efektem mogły być formy regularne i bardziej urozmaicone.
Podsumowując Wilgat uważa że jeziora łęczyńsko-włodawskie powstały w wyniku procesów krasowych aczkolwiek nie wyklucza że mogłyby mieć one genezę bardziej skomplikowaną i że w ich powstaniu rolę odegrały zarówno procesy krasowe jak i procesy zachodzące podczas zaniku wiecznej zmarzliny. Jednocześnie Wilgat uważa że jeziora pojezierza powstały nie wcześniej niż pod koniec ostatniego glacjału.
Wojtanowicz Józef:
Wydzielono 6 etapów rozwoju jezior łęczyńsko-włodawskich:
Przed jeziorny 18 Ka BP- Vistulian. Lądolód znajduje się w odległości 200-220km, klimat peryglacjalny z roślinnością tundrową. Głęboka wieczna zmarzlina, w której w górnych partiach poniżej warstwy czynnej zalegają warstwy lodu segregacyjnego. W warstwie przypowierzchniowej kliny lodowe a na powierzchni formy typu pingo.
Etap inicjalny- Biling 12,5 Ka BP. Ocieplenie klimatu, lądolód znajduje się w odległości 400-450km. Roślinność typu lasotundry. Degradacja wiecznej zmarzliny do głębokości 8-10m, wytapianie lodów gruntowych i rozwój termokrasu. Powstają pierwsze zagłębienia i płytkie jeziora termokrasowe typu „wędrujących”.
Etap maksymalny- Alleröd Ka BP. Dalsze ocieplenie klimatu, roślinność leśna: lasy świetliste, sosnowo-brzozowe. Głęboka być może maksymalna degradacja wiecznej zmarzliny. W wyniku wytapiania lodów gruntowych ulegają pogłębieniu dotychczasowe zagłębienia lub powstają nowe. Jest to etap maksymalny, jeśli chodzi o głębokość zagłębień termokrasowych.
Etap przejściowy- Preboreał 9,5 Ka BP. W warunkach chłodnego umiarkowanego i względnie suchego klimatu mało zwarte lasy sosnowo-brzozowe. Obniżenia poziomu wód gruntowych i dość znaczne obniżenie poziomu jezior, w których odbywa się akumulacja gytii.
Etap biogeniczny- Atlantycki 6 Ka BP. Optimum klimatyczne holocenu, lasy mieszane z przewagą dębu, lasy łęgowe na dużych obszarach. Wysoki poziom wody w jeziorach, które zajmują większe powierzchnie. W jeziorach intensywna akumulacja gytii węglanowej.
Etap współczesny- Subatlantycki 1Ka BP. Lasy sosnowo-dębowe i łęgowe. Intensywne obniżanie poziomu wód gruntowych, obniżanie poziomu jezior. Zatorfienie i zarastanie jezior, rosnący wpływ działalności człowieka, osuszanie melioracje, intensywna w ostatnich 200 latach działalności eolicznej.
Jeziora termokrasowe są to jeziora różnej wielkości i średnicy od kliku metrów do kilku kilometrów i głębokości od paru metrów do kilkudziesięciu metrów (do 50-60m) i mają najczęściej kształt okrągły i owalny. Na pojezierzu łęczyńsko-włodawskim w czasie ostatniego zlodowacenia istniały sprzyjające warunki geomorfologiczne, hydrograficzne a nawet tektoniczne. Warunki te sprzyjały nagromadzeniu dużej ilości lodów gruntowych, w formie nie tylko klinów lodowych, ale także powstanie ławic i żył lodowych między warstwowych lodu segregacyjnego, powstanie lodu iniekcyjnego i dużego nasycenia lodem międzycząsteczkowym. Te sprzyjające warunki to: nizinny charakter rzeźby, klinowate obniżenie i głębokie kopalne rynny dolinne z jednej strony, co sprzyjało gromadzeniu się dużych ilości wód podziemnych, a z drugiej strony małe spadki, słabe rozcięcie niski dział wodny międzyrzecza i w konsekwencji niewielki drenaż a właściwie jego brak. Degradacje zmarzliny rozpoczęła się na początku Böllingu. Wytapianie się lodów gruntowych zapoczątkowało powstanie zagłębień termokrasowych, a z nich czasem jezior. W rozważaniu nad genezą jezior łęczyńsko-włodawskich warto podkreślić że badanie reżimu wodnego jezior, a także składu chemicznego wód nie wykazały ich typowego charakteru krasowego. Decydującą rolę w powstawaniu jezior odegrał proces termokrasu. Rozwój mis jeziornych jest dwuetapowy. Pierwszy etap o charakterze wytopiskowym, przypada na schyłek fazy maksymalnej zlodowacenia środkowopolskiego. Jeziora tej fazy zanikły najpóźniej w interglacjale eemskim. W drugim etapie, w nieckach pojeziernych pod wpływem termokrasu, u schyłku Vistulianu powstały współczesne jeziora. Jedne z nich mogły powstać w Böllingu, inne w Allerödzie. O tym że na Polesiu istniały krajobrazy pojezierne w różnych epokach plejstocenu świadczą pospolicie występujące osady jeziorne. Zdecydowana większość jezior Polesia, szczególnie jeziora głębokie, ma genezę wytopiskowo-termokrasową. Do jezior o innej genezie (krasowej) można zaliczyć tylko niewielkie i płytkie jeziora.
Dobrowolski Radosław:
W rozwoju zbiornika można wyróżnić 4 zasadnicze etapy, nawiązujące do zmian warunków środowiskowych u schyłku vistulianu i holocenu.
Etap I - protolimniczny - poprzedzający rozwój właściwego zbiornika. Odnosi się do relatywnie długiego odcinka czasowego wyraźnej dominacji procesów peryglacjalnych z ciągłą warstwą wieloletniej zmarzliny, brak datowanych osadów utrudnia jednoznaczne ustalenie ram czasowych. Uwzględniając wiek osadów nadległych można przyjąć że trwał co najwyżej do schyłku młodszego dryasu, określenie stanu początkowego jest znacznie trudniejsze. Na podstawie różnych przesłanek można założyć że trwał on co najmniej od pesimum klimatycznego vistulianu. Prawdopodobnie u schyłku tego etapu istniało już inicjalne, płytkie obniżenie terenu, świadczy o tym obecność w jego dnie cienkiej serii redeponowanych dnieprzańskich piasków.
Etap II - paralimniczny - przypada na schyłek młodszego dryasu i wiąże się z funkcjonowaniem płytkowodnego rozlewiska. Mimo wyraźnej poprawy warunków klimatycznych w podłożu nadal obecna była wieloletnia zmarzlina, uniemożliwiająca pionową cyrkulację wód podziemnych. Rozwija się krioplanacja. W zbiorniku sedymentowana była wówczas gytia ilasta, a następnie ił organiczny.
Etap III - paludyczny - wiążący się z zanikiem rozlewiska i rozwojem silnie podtopionego bagna, dającego początek sedymentacji biologicznej. Przypadł on na schyłek młodszego dryasu oraz wczesny preboreał. Początek sukcesji torfów turzycowo-mszystych datowany jest radiowęglowo na 10370±170 lat BP.
Etap IV - limniczny - odpowiada długotrwałemu okresowi formowania i funkcjonowania współczesnego jeziora. Postępujące od preboreału długotrwałe ocieplenie doprowadziło do ostatecznego zaniku zmarzliny. Zmiana stylu sedymentacji z bagiennej na jeziorną, miała charakter nagły, co podkreśla ostro zaznaczona granica litologiczne między torfem mszystym a nadległą gytią wapienną. Sugeruje to kolapsację dna zbiornika, będącą konsekwencją zaniku zmarzliny i wynikającej stąd radykalnej przebudowy warunków cyrkulacji wód podziemnych. Najprawdopodobniej decydującą rolę w zasilaniu zbiornika w tym okresie odegrały wody artezyjskie ( warstwę napinającą odegrała wcześniej wieloletnia zmarzlina). Zmienność litofacjalna osadów gytii w profilu, podkreślona zmieniającym się udziałem substancji organicznej i CaCO3, świadczy o znacznych różnicach poziomu wód jeziornych. Wzrost substancji organicznej sugeruje względne wypłycanie zbiornika, zaś większy udział węglanu wapnia świadczy o wzroście wilgotności i podnoszeniu poziomu wód gruntowych. Ochłodzenie i spadek wilgotności oraz wynikające stąd obniżenie poziomu wód gruntowych w boreale również zapisało się w osadach profilu. W atlantyku następuje powolny wzrost średnich temperatur powietrza i opadów atmosferycznych, powiązany w rosnącym poziomem wód gruntowych. Okres subborealny charakteryzował się znacznymi różnicami termiczno-wilgotnościowymi, dokumentowanymi dużą zmiennością litofacjalna osadów. Okres subatlantycki cechuje względna stabilność warunków termicznych oraz nieznaczne wahanie wilgotności. Od fazy niewielkiego ochłodzenia na przełomie subboreału i subatlantyku następuje stopniowy wzrost średnich temperatur powietrza. Podnosi się również poziom wód gruntowych, dokumentowany wzrostem udziału sedymentacji węglanowej.
Według Dobrowolskiego obie koncepcje krasowa i termokrasowa nie wykluczają się wzajemnie ale wymagają korekty i uzupełnień dotyczących a- uwzględnienia specyfiki hydrogeologicznej masywu węglanowego w warunkach peryglacjalnych oraz b- szczegółowego odtworzenia mechanizmów późnoglacjalnej morfogenezy tego obszaru. Mało prawdopodobny wydaje się czysto „rozpuszczeniowy” model krasu proponowany przez Wilgata dla tzw. jezior płytkich. W rzeczywistości skały górnokredowe w spągu osadów limnicznych nawiercane są w nich na głębokości kilkunastu metrów, a zatem chemiczne zdenudowanie w ciągu 10-12 Ka tak dużej masy CaCO3 wydaje się niemożliwe. Sprostowania wymaga również kilka kwestii dotyczących modelu termokrasowego, w tym główna teza dotycząca braku bezpośredniego związku lokalizacji zagłębień jeziornych z węglanowym podłożem. W świetle coraz liczniejszych szczegółowych studiów geosystemów jeziorno-torfowiskowych Polesia. Znaczna część jezior poleskich ma swe misy w całości lub w części założone na skałach górnokredowych (m.in. jeziora: Kraśne, Moszne, Długie, Łukie, Słone, Głębokie, Pniówno, Wereszczyńskie, Syczyńskie). Co więcej, w bezpośrednich zlewiskach wielu z nich nie ma w ogóle nie skonsolidowanych osadów plejstoceńskich. Dlatego model rozwoju procesów termokrasowych nie znajduje w nich zastosowania z powodu braku odpowiednich warunków dla rozwoju lodu segregacyjnego (brak miąższych osadów mineralnych). Możliwy jest natomiast rozwój lodu intruzyjnego w skrasowiałych fugach = lód sillowy i w szczelinach uskokowych = lód żyłowy, w skrajnych przypadkach prowadzący nawet do powstania otwartych systemów pingo. Na analizowanym obszarze mogły się formować w czasie agradacji zmarzliny w chłodnych fazach klimatycznych późnego glacjału. Proces ten był zresztą prawdopodobnie synchroniczny z przejawami glaciizostatycznego uaktywniania części uskoków tektonicznych, co w dużej mierze tłumaczy pozycję mis jeziornych na skłonach garbów kredowych. Podkreśla się związek nalodzi z aktywnymi dysjunkcjami w miejscach o wyraźnie zaznaczonych zmianach szczelinowatości, zarówno w układzie laterytalnym, jak i głębokościowym. Degradacja lodu intruzyjnego w ciepłych interfazach późnego vistulianu lub/i w preboreale powodowała rozładowanie znacznych gradientów hydraulicznych i skutkowała wydajnym zasilaniem artezyjskim, powiązanym z postępującą subsydencją gruntu. Zgrupowanie na małym obszarze licznych zagłębień o zróżnicowanej wielkości i głębokości a zbliżonym wieku może być wynikiem zmieniającej się lokalizacji i dynamiki „upwellingu” wód podziemnych w obrębie jednej strefy dyslokacyjnej. Podobne przypadki opisywane są z obszarów objętych współczesnym zlodowaceniem podziemnym. Ponieważ uruchomienie głębokiej ascencji poprzedzała faza (lub fazy) rozmycia oraz rozpuszczania w warunkach freatycznych, wpływ wód naporowych wiązał się ze wzmożoną depozycją węglanową w dnach utworzonych właśnie zbiorników.
Literatura:
II Zjazd PTG VIII 1974
Studia ośrodka dokumentacji fizjograficznej tom XIX wyd. Ossolińskich 1991
Sawicki L. Przyczynki do znajomości jezior naszych kresów wschodnich T.68 1928
Wojtanowicz J. 1993, O termokrasowe genezie jezior Łęczyńsko-Włodawskich, Streszczenie referatu na II Zjeździe Geomorfologów Polskich, Lądek Zdrój
Przegląd geograficzny 38 zeszyt 3, 1966
Wilgat T., Polesie Lubelskie, wyd. lubelskie
Dobrowolski R. Rozprawa habilitacyjna.