D:\Objaśnienia Do SMGP Ventura\Czarny Dunajec\Czarny

$D:\Objaśnienia Do SMGP Ventura\Czarny Dunajec\Czarny$

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

Opracowa³: LUDWIK WATYCHA Zreambulowali: EL¯BIETA GADZICKA, MARCIN ¯ARSKI, RENATA SWADBA

G³ówny koordynator Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski — W. MORAWSKI Koordynator regionu karpackiego — P. NESCIERUK

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Czarny Dunajec (1048) (z 2 tab. i 4 tabl.)

WARSZAWA 2019 Opracowa³: Ludwik WATYCHA – 1974 r. Zreambulowali: El¿bieta GADZICKA, Marcin ¯ARSKI, Renata SWADBA Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy ul. Rakowiecka 4, 02-975

Redakcja merytoryczna: Agnieszka PRZYGODA

ISBN 978-83-66239-76-0

Przygotowanie wersji cyfrowej: Ewa ŒLUSARCZYK-KRAWIEC, Sebastian GURAJ SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 7 II. Ukszta³towanie powierzchni terenu ...... 16 III. Budowa geologiczna ...... 19 A. Stratygrafia ...... 20 Serie (sekwencje) tatrzañskie 1. Trias ...... 20 Trias œrodkowy ...... 20 Trias górny ...... 20 2. Jura + kreda ...... 20 Jura œrodkowa+górna (?) + kreda dolna ...... 20 3. Eocen ...... 20 Eocen œrodkowy ...... 20 Pieniñski pas ska³kowy 1. Jura ...... 21 a. Jura dolna–œrodkowa ...... 21 Pliensbach–aalen ...... 21 Pliensbach górny–aalen dolny ...... 21 b. Jura œrodkowa ...... 21 Aalen–bajos ...... 21 Aalen górny–bajos dolny ...... 21 Bajos ...... 22 Bajos dolny ...... 22 Bajos dolny–bajos górny ...... 22 Baton–kelowej ...... 22 c. Jura górna ...... 23 Oksford–kimeryd ...... 23

Oksford–kimeryd dolny ...... 23 2. Jura–kreda ...... 23

a. Jura górna–kreda dolna ...... 23

Kelowej–berias ...... 23

b. Jura–kreda dolna ...... 24

Jura–barrem ...... 24

3. Kreda ...... 24

a. Kreda dolna ...... 24

Apt–alb ...... 24

b. Kreda dolna–górna ...... 25

Alb–cenoman ...... 25

Alb–cenoman dolny ...... 25

c. Kreda górna ...... 25

Cenoman–kampan ...... 25

Cenoman–mastrycht ...... 26

Cenoman dolny–mastrycht ...... 26

Cenoman–mastrycht dolny ...... 26

Koniak–kampan ...... 26

Koniak–kampan dolny ...... 26

Kampan–mastrycht ...... 27

Kampan górny–mastrycht ...... 27

4. Kreda + paleogen ...... 27

a. Kreda górna + eocen ...... 27

Mastrycht + eocen ...... 27

Seria magurska (strefa krynicka)

1. Paleogen ...... 28

a. Eocen–oligocen ...... 28

Eocen œrodkowy + górny–oligocen ...... 28

b. Oligocen ...... 28

2. Neogen ...... 29

a. Miocen ...... 29

Flisz podhalañski

1. Paleogen ...... 29

a. Oligocen ...... 29

Oligocen dolny ...... 29

Oligocen górny ...... 30

2. Paleogen–neogen ...... 32 a. Oligocen–miocen ...... 32

Oligocen górny–miocen dolny ...... 32

Zapadlisko orawsko-nowotarskie

1. Neogen ...... 32

a. Miocen ...... 32

Miocen górny ...... 32

b. Pliocen ...... 34

Pliocen dolny ...... 34

Pliocen dolny–œrodkowy ...... 34

Pliocen górny ...... 35

Czwartorzêd ...... 35

a. Plejstocen ...... 35

Zlodowacenia najstarsze ...... 35

Interglacja³ augustowski ...... 36

Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 36

Interglacja³ wielki ...... 37

Zlodowacenia po³udniowopolskie + œrodkowopolskie ...... 37

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 39

Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 39

Zlodowacenie Wis³y ...... 39

Stadia³ dolny ...... 39

Stadia³ dolny + œrodkowy ...... 40

Stadia³ górny ...... 41

b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 42

c. Holocen ...... 44

B. Tektonika ...... 45

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 50

IV. Podsumowanie ...... 60

Literatura ...... 61

SPIS TABLIC

Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

Tablica II — Szczegó³owe metryczki otworów wiertniczych zamieszczonych na mapie geologicznej

Tablica III — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000

Tablica IV — Szkic tektoniczny w skali 1:100 000

I. WSTÊP

Teren arkusza Czarny Dunajec Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000 (SMGP) obejmuje zachodni¹ czêœæ Podhala, po³o¿on¹ pomiêdzy dolin¹ Bia³ego Dunajca a granic¹ pañstwa oraz fragmenty pieniñskiego pasa ska³kowego, Kotliny Orawsko-Nowotarskiej i Beskidu ¯ywieckiego. Obszar arkusza rozci¹ga siê pomiêdzy 19°45'–20°00' d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz miêdzy 49°20'–49°30' szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Zgodnie z podzia³em na regiony fizycznogeograficz- ne Polski, opracowanym przez Kondrackiego i zmodyfikowanym przez A. Richlinga, obszar arkusza nale¿y do dwóch podprowincji: Centralnych Karpat Zachodnich i Zewnêtrznych Karpat Zachodnich, przy czym przewa¿aj¹ca czêœæ znajduje siê w obrêbie pierwszej z nich. Obszar ten obejmuje dwa mez- oregiony: Pogórze Spisko-Guba³owskie i Kotlinê Orawsko-Nowotarsk¹, nale¿¹ce do makroregionu Obni¿enie Orawsko-Podhalañskie. Pozosta³a, pó³nocna czêœæ terenu arkusza obejmuje po³udniowo-wschodnie zakoñczenie mezoregionu Beskid ¯ywiecki, w podprowincji Zewnêtrzne Karpaty Za- chodnie (Kondracki, 2002). Na obszarze arkusza znajduje siê tak¿e zachodnie zakoñczenie polskiego fragmentu pieniñskiego pasa ska³kowego, chocia¿ mezoregion Pieniny (Obni¿enie Orawsko-Podha- lañskie) wyró¿niony zosta³ przez wspomianych autorów jedynie na wschód od doliny rzeki Bia³ki. Po³udniowo-wschodnia czêœæ terenu arkusza Czarny Dunajec le¿y w obrêbie niecki podhalañ- skiej zbudowanej z utworów fliszowych oligocenu i miocenu dolnego. Serie te s¹ czêœci¹ tzw. paleogenu wewn¹trzkarpackiego, czyli kompleksu osadowego wystêpuj¹cego pomiêdzy Tatrami a pieniñ- skim pasem ska³kowym, który kontynuuj¹c siê ku po³udniowi na terytorium S³owacji i wype³nia silnie rozcz³onkowany obszar pomiêdzy masywami Centralnych Karpat Zachodnich. Mi¹¿szoœæ serii wynosi 4000 m. Na obszarze Podhala serie fliszowe buduj¹ synklinorium. Jego oœ przebiega równole¿nikowo. W obrêbie arkusza znajduje siê strefa osiowa synklinorium (z synklin¹ Ostrysza na zachodzie) i jego skrzyd³o pó³nocne, ograniczone uskokami na kontakcie z pieniñskim pasem ska³kowym. Na zachodzie synklinorium podhalañskie zamyka strefa uskoków o kierunku NE–SW, ograniczaj¹cych zapadlisko orawsko-nowotarskie. Obszar Podhala odznacza siê wspó³czesn¹ aktywnoœci¹ tekto-

7 niczn¹, przejawiaj¹c¹ siê powolnym, lecz ci¹g³ym wypiêtrzaniem niektórych stref, m.in. strefy uskokowej Bia³ego Dunajca, znajduj¹cej siê tu¿ za wschodni¹ granic¹ terenu arkusza (m.in. Makowska, Jaroszewski, 1987; Perski, 2008). Neotektoniczny ruch zrzutowo-przesuwczy zaobserwowano te¿ w strefie uskoków ograniczaj¹cych zapadlisko orawsko-nowotarskie pomiêdzy Chocho³owem a Wró- blówk¹ (Tokarski, Zuchiewicz, 1998; Struska, 2009). Zjawiska te wi¹zane s¹ z regionaln¹ kompresj¹ na obszarze Karpat, wywo³an¹ przesuwaniem siê p³yty Alcapy w kierunku pó³nocno-wschodnim. Jed- nym z przejawów tej aktywnoœci s¹ wstrz¹sy sejsmiczne rejestrowane w rejonie Czarnego Dunajca, z których najwiêksze w ostatnich latach zanotowano w 2004 r. (Guterch, 2006). We wschodniej czêœci obszaru arkusza, na pó³noc od niecki podhalañskiej znajduje siê fragment pieniñskiego pasa ska³kowego rozci¹gaj¹cy siê subrównole¿nikowo. Zbudowany jest z serii osadowych jury, kredy i paleogenu dolnego z du¿ym udzia³em facji wêglanowych i wêglanowo-krzemionkowych. W morfologii terenu serie te tworz¹ charakterystyczne, niewielkie wzniesienia o stromo nachylonych zboczach (tzw. ska³ki). Pasmo to sk³ada siê z szeregu struktur tektonicznych typu alpejskie- go, o skomplikowanej budowie wewnêtrznej, bêd¹cej efektem wielofazowych fa³dowañ, nasuniêæ, odk³uæ, rotacji i przemieszczeñ typu strike-slip. Serie pieniñskie uwa¿ane s¹ na ogó³ za element allochto- niczny, bêd¹cy pozosta³oœci¹ basenu, który w przewa¿aj¹cej czêœci uleg³ subdukcji (Birkenmajer, 1986; Golonka i in., 2000), chocia¿ s¹ tak¿e zwolennicy ich perykratonicznego pochodzenia (Stampfli, Borel, 2002). Z dwiema wymienionymi strukturami geologicznymi silnie kontrastuje rozleg³y obszar zapadliska orawsko-nowotarskiego obejmuj¹cy zachodni¹ czêœæ terenu arkusza i obszar równole¿nikowo ci¹gn¹cy siê ku jego wschodniej granicy, na pó³noc od pieniñskiego pasa ska³kowego. Struktura ta, o niemal p³askiej, s³abo pod wzglêdem geomorfologicznym zró¿nicowanej i lekko nachylonej ku pó³nocy powierzchni, jest œródgórskim zapadliskiem tektonicznym, utworzonym w neogenie na kontakcie Karpat wewnêtrznych i zewnêtrznych Karpat fliszowych. Wype³niaj¹ j¹ mi¹¿sze serie osadów klastycznych, g³ównie ¿wirów, piasków i mu³ków ilastych, utworzone przez potoki sp³ywaj¹ce do kotliny w neogenie i plejstocenie. Zbudowane s¹ z nich tarasy i sto¿ki nap³ywowe z dominuj¹cym, rozleg³ym sto¿kiem Czarnego Dunajca. W zag³êbieniach starorzeczy i dawnych jeziorzysk, zarastanych przez roœlinnoœæ bagienn¹, utworzy³y siê liczne i niekiedy rozleg³e torfowiska, którym towarzysz¹ niewielkie pok³ady wêgla brunatnego (lignitu), eksploatowane w minionych latach przez okolicznych mieszkañców do celów opa³owych. Eksploatacja torfów z torfowiska Puœcizna Wielka po³o¿onego na zachód od Czarnego Dunajca odbywa siê równie¿ wspó³czeœnie. Skrajnie pó³nocna czêœæ obszaru arkusza obejmuje fragment zewnêtrznych Karpat fliszowych, nale¿¹cy do p³aszczowiny magurskiej. Jej po³udniowe zbocza, nachylone ku Kotlinie Orawsko-No- wotarskiej, buduj¹ paleogeñskie i dolnomioceñskie serie osadów klastycznych o charakterze fliszowym, sk³adaj¹ce siê g³ównie z piaskowców kwarcowych, mu³owców marglistych i ³upków.

8 Pod wzglêdem tektonicznym jednostkê magursk¹ tworzy zespó³ fa³dów, antyklin i synklin z niewiel- kimi nasuniêciami i z³uskowaniami. Struktury te pociête s¹ licznymi uskokami o dominuj¹cym kierunku NE–SW. Lasy porastaj¹ tylko niewielk¹ czêœæ badanego obszaru. Najwiêkszy kompleks leœny znajduje siê na sto¿ku Czarnego Dunajca (Las Baligówka, Las Cikówka), mniejsze zaœ w rejonie miejscowoœci Ratu³ów (Las Zwierzyniec) i Z¹b (Las Pod Bustryk), a tak¿e na pó³nocno-zachodnim krañcu terenu arkusza (zachodnia czêœæ rezerwatu Bór na Czerwonem i Las Grel na pó³noc od LudŸmierza). Wiêksz¹ czêœæ badanego obszaru zajmuj¹ ³¹ki, grunty orne i torfowiska. W pó³nocnej czêœci zapadliska orawsko-nowotarskiego, w rejonie miejscowoœci Wróblówka i D³ugopole, znajduje siê obszar ochrony œro- dowiska przyrodniczego Natura 2000, obejmuj¹cy podmok³e ³¹ki, torfowiska i fragment doliny Czarnego Dunajca. Na badanym terenie znajduje siê równie¿ rezerwat przyrody nieo¿ywionej Ska³ka RogoŸnicka, utworzony wokó³ dawnych kamienio³omów, w których pozyskiwano wapienie z pogranicza jury i kredy, po³o¿ony na po³udnie od miejscowoœci RogoŸnik, w obrêbie pieniñskiego pasa ska³kowego. Wystê- puj¹ce tam serie skalne, zawieraj¹ce liczne skamienia³oœci (amonity, belemnity, ramienionogi, liliowce), obejmuj¹ce m.in. tytoñskie muszlowce amonitowo-ramienionogowe, s¹ unikalnym stanowiskiem geologicznym w skali europejskiej, co spowodowa³o, ¿e rezerwat znalaz³ siê na Liœcie Œwiatowego Dzie- dzictwa Geologicznego UNESCO, jako obiekt naukowy o znaczeniu miêdzynarodowym. Badania terenowe i prace reambulacyjne na obszarze arkusza Czarny Dunajec prowadzone by³y w latach 2011–2013 przez zespó³ pracowników PIG-PIB w sk³adzie: E. GaŸdzicka, R. SwadŸba i M. ¯arski. Wykonano je na podstawie „Projektu prac geologicznych dla reambulacji arkuszy Milówka (1029), Jeleœnia (1030), Zawoja (1031), Rabka (1032), Mszana Górna (1033), Jab³onka (1047), Czarny Dunajec (1048), Nowy Targ (1049), Kroœcienko (1050), Tatry Wysokie (1061) SMGP 1:50 000” zatwierdzonego decyzj¹ MŒ nr DG i KGgs-475-9/3818/sekr/10/JJ z roku 2010. W ramach opracowania wykonano szereg ekspertyz i badañ laboratoryjnych, w tym: oznaczenia wieku bezwzglêdnego meto- dami optoluminescencyjn¹/termoluminescencyjn¹ (OSL/TL) i radiowêglow¹ (14C), ekspertyzy palinologiczne, analizy petrologiczne, analizy nanoplanktonowe. Celem tych badañ by³o okreœlenie pozycji stratygraficznej i charakterystyki facjalnej wybranych sekwencji osadowych, co umo¿liwi³o interpre- tacjê tektoniczn¹ i strukturaln¹ badanego obszaru. Wykonano tak¿e badania geofizyczne metod¹ tomo- grafii elektrooporowej. Na podstawie wyników tych badañ dok³adniej zlokalizowano krawêdzie tarasów Czarnego Dunajca, uskoki ograniczaj¹ce zapadlisko orawsko-nowotarskie i strefê kontaktu serii fliszu podhalañskiego z pieniñskim pasem ska³kowym. Próbki do oznaczenia wieku ska³ pobrano z kilku ods³oniêæ naturalnych (tab. 1). Potrzebny do badañ analitycznych materia³ skalny pozyskano z profili sond mechanicznych i licznych sond rêcznych (ich ³¹czna d³ugoœæ wynosi 100 m) oraz wkopów i szur- fów, wykonanych na obszarze zapadliska orawsko-nowotarskiego, pieniñskiego pasa ska³kowego i niecki podhalañskiej. Podstawê prac reambulacyjnych stanowi³o pierwsze wydanie arkusza Czarny

9 Tabela 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

Numer Rzêdna G³êbokoœæ Lokalizacja Uwagi na mapie w notatniku (m n.p.m.) (m) geologicznej terenowym 1 172 D³ugopole 634,5 1,6 Badanie wieku metod¹ radiowêglow¹ (14C) 2 171 D³ugopole 634,5 1,8 Badanie wieku metod¹ optoluminescencyjn¹ (OSL) 3 68 II Podczerwone 722,0 2,0 Badanie wieku metod¹ optoluminescencyjn¹ (OSL) 4 169 Ciche (Dolne) 733,0 2,0 Badanie wieku metod¹ optoluminescencyjn¹ (OSL) 5 165 Chocho³ów 760,0 2,3 Badanie wieku metod¹ optoluminescencyjn¹ (OSL) 6 176 Chocho³ów 750,0 1,5 Badanie wieku metod¹ optoluminescencyjn¹ (OSL)

Dunajec SMGP (Watycha, 1976, 1977a). W opracowaniu uwzglêdniono równie¿ opublikowane i ar- chiwalne prace geologiczne i kartograficzne, wykonane od czasu wydania poprzedniej wersji mapy. Najstarsza wzmianka o geologii Podhala znajduje siê w pracy Staszica (1810) i dotyczy budowy pieniñskiego pasa ska³kowego. Pasmo to by³o tak¿e przedmiotem zainteresowania innych dziewiêtna- stowiecznych geologów, g³ównie austriackich, jak równie¿ z dalszych stron Europy. Prace te cytuje w swoich publikacjach Uhlig (1891, 1903, 1904), a nale¿¹ do nich opracowania: Beyricha, Lilienba- cha, Mojsisovicsa, Murchisona, Neumayra, Paula, Puscha, Štura i innych. Wyniki badañ wymienionych autorów poœrednio wi¹¿¹ siê z obszarem arkusza Czarny Dunajec. W swoich publikacjach omawiaj¹ oni genezê, stratygrafiê i tektonikê pieniñskiego pasa ska³kowego. Praca Murchisona (1849) zawiera ponadto przekrój geologiczny wzd³u¿ linii Zakopane – RogoŸnik, na którym paleogen podha- lañski tworzy synklinê o przebiegu równole¿nikowym. Wymieniæ nale¿y tak¿e Zejsznera, który opu- blikowa³ pierwsz¹ nowoczesn¹ mapê geologiczn¹ Tatr obejmujac¹ obszar Podhala a¿ do Nowego Targu, z uwzglêdnieniem pieniñskiego pasa ska³kowego (Zejszner, 1944). Jednak najpe³niejszy obraz geologiczny tego rejonu daj¹ prace Uhliga (1891, 1903, 1904, 1907), a g³ównie jego mapa geologiczna w skali 1:75 000 zamieszczona w Atlasie Geologicznym Galicji (1890–1907). Obejmuje ona pieniñ- ski pas ska³kowy i serie fliszowe. Budowa geologiczna pieniñskiego pasa ska³kowego, interpretowana zgodnie z teori¹ p³aszczo- winow¹, by³a g³ównym tematem rozwa¿añ w publikacjach z lat 1903–1930, takich badaczy jak: Lugeon (1903), Limanowski (1905, 1910), Nowak (1927). Zgodnie z t¹ teori¹, lecz przewa¿nie na podstawie w³asnych obserwacji terenowych, problematyk¹ stratygraficzno-tektoniczn¹ pieniñskiego pasa ska³kowego zajmowali siê: Rabowski (1925a, b, 1930), Ma³kowski (1922, 1928a, b), Horwitz i Rabowski (1929), Bieda (1929), Bieda i Horwitz (1931), Horwitz i Sujkowski (1936). Wymieniæ nale¿y tu tak¿e Andrusova, który w latach 1927–1945 aktywnie zajmowa³ siê budow¹ geologiczn¹ pieniñskiego pasa ska³kowego na obszarze S³owacji, niejednokrotnie uwzglêdniaj¹c czêœæ polsk¹. Wyniki badañ przedstawi³ on syntetycznie w publikacjach omawiaj¹cych budowê geologiczn¹ zarówno Karpat, pieniñskiego pasa ska³kowego, serii magurskiej, paleogenu podhalañskiego, jak i neogenu zapadliska orawsko-nowotarskiego (Andrusov, 1938, 1959, 1965).

10 W okresie miêdzywojennym, do poznania budowy geologicznej zachodniego odcinka pieniñ- skiego pasa ska³kowego znajduj¹cego siê w granicach Polski w znacznym stopniu przyczyni³ siê Hor- witz (1935, 1937a, b, c, 1938). Autor ten wykona³ terenowe zdjêcie geologiczne obszaru arkusza Czarny Dunajec SMGP obejmuj¹ce rejon Szaflary–Maruszyna–Stare Bystre. Interpretuj¹c stratygra- fiê poszczególnych serii skalnych, uwzglêdni³ wyniki badañ paleontologicznych. Na podstawie syste- matycznych, niestety niedokoñczonych, badañ skonstruowa³ on szereg wersji mo¿liwych interpretacji budowy geologicznej pieniñskiego pasa ska³kowego, które w skrócie przedstawi³ Birkenmajer (1973). Znaczenie tych interpretacji podkreœli³ Ksi¹¿kiewicz (1972). Po 1945 r. badania pieniñskiego pasa ska³kowego, pocz¹tkowo by³y zwi¹zane z projektem budowy zapory na Dunajcu, w Czorsztynie. W latach 1946–1951 prace w tym rejonie prowadzi³ Soko³owski (1954), a od 1950 r. szczegó³owe badania geologiczne w pieniñskim pasie ska³kowym wykona³ Birkenmajer. Wyniki badañ, zarówno stratygraficznych, jak i tektonicznych zosta³y przedstawione w wielu publikacjach, z których dla arkusza Czarny Dunajec SMGP najwa¿niejszymi s¹ prace: Birkenmajera (1954, 1958a, b, 1963, 1965, 1973), a tak¿e Birkenmajera i Wiesera (1956). Alexan- drowicz (1966) analizowa³ osady kredy œrodkowej i dolnej w ca³ym pieniñskim pasie ska³kowym, za- równo pod wzglêdem litologicznym, jak i facjalnym. Na podstawie mikrofauny autor ten okreœli³ wiek wydzielonych poziomów i ogniw, m.in. równie¿ na obszarze arkusza Czarny Dunajec SMGP. Morgiel i Sikora (1973) stwierdzili wystêpowanie osadów paleogenu i neogenu w Zaskalu na granicy z terenem arkusza Nowy Targ SMGP, które uznali za sukcesjê starszych osadów serii pieniñskiej. W ostatnich dekadach badania stratygraficzne serii pieniñskich prowadzili m.in.: Myczyñski (1973), Nowak (1978), Kutek i Wierzbowski (1979, 1986), Jednorowska (1980), Birkenmajer i Myczyñski (1984, 2000), Wierzbowski i Remane (1992), Krobicki (1994, 1996), Myczyñski i Wierzbowski (1994), Wierzbowski (1994), B¹k (1995, 1998, 2000), Wierzbowski i inni (1999, 2004), B¹k i inni (2000), Krobicki i Wierzbowski (2004), Rehakova i Wierzbowski (2005). Wyniki badañ wymienionych auto- rów uwzglêdniono, przedstawiaj¹c interpretacjê budowy pieniñskiego pasa ska³kowego w granicach obszaru arkusza Czarny Dunajec SMGP. Paleogeñskie serie fliszowe Karpat wewnêtrznych by³y przedmiotem licznych opracowañ geo- logów zarówno polskich, jak i s³owackich. Wyniki badañ: Go³¹ba (1947, 1952, 1956, 1959), Michalika (1958), Radomskiego (1958, 1959), Watychy (1959, 1968), Halickiego (1961), Andrusova i innych (1962), Marschalki (1968), Wiesera (1973) i Ma³eckiej (1981) dostarczy³y wielu istotnych informacji. Dotyczy³y one zarówno litologii, petrografii, tektoniki, procesów sedymentacji serii fliszowych i kierunków transportu materia³u detrytycznego, jak i zagadnieñ hydrogeologicznych. W latach 1942–1959 Go³¹b wykona³ zdjêcie geologiczne obszaru po³o¿onego na po³udnie od Kotliny Oraw- sko-Nowotarskiej. Seriê fliszow¹ paleogenu podhalañskiego podzieli³ na trzy g³ówne ogniwa litostraty-

11 graficzne: warstwy zakopiañskie, warstwy chocho³owskie i warstwy ostryskie. W pó³nocnej czêœci niecki podhalañskiej, przy kontakcie z pieniñskim pasem ska³kowym autor ten wyró¿ni³ warstwy maruszyñskie, nazwane póŸniej przez Watychê (1959) warstwami szaflarskimi. Inny schemat litostra- tygraficzny fliszu podhalañskiego, w którym podstaw¹ podzia³u jest wystêpowanie dolomitów ¿elazistych, zaproponowali Halicki (1959, 1961) i Grzybek (1959). Pozycja stratygraficzna tego kompleksu osadowego okreœlona zosta³a na podstawie wyników badañ mikropaleontologicznych (Bieda, 1935, 1946, 1959, 1963; Blaicher, 1973; Dudziak, 1983, 1984, 1986; Gedl, 1998, 1999, 2000a, b; GaŸdzic- ka, 1999; Garecka, 2005). Pocz¹tkowo, flisz podhalañski uwa¿any by³ za seriê górnoeoceñsk¹, stanowi¹c¹ kontynuacjê sedymentacji wêglanowej kompleksu numulitowego. Powodem takiej interpretacji by³a mikrofauna wystêpuj¹ca na wtórnym z³o¿u, redeponowana z osadów starszych, ero- dowanych w czasie sedymentacji sekwencji fliszowych. Wyniki analizy zespo³ów nanoplanktonu wapiennego, który w przewa¿aj¹cej czêœci stanowi element autochtoniczny, wykaza³y du¿¹ lukê stratygraficzn¹ w po³udniowym skrzydle niecki podhalañskiej, na kontakcie warstw zakopiañskich z eocenem numulitowym (GaŸdzicka, 1999; Garecka, 2005). Wiek wzglêdny sekwencji fliszowych, wyró¿- nianych jako warstwy zakopiañskie dolne, odpowiada oligocenowi górnemu (szatowi) – poziomom nanoplanktonowym NP 24 i NP 25, natomiast najm³odsze sekwencje warstw chocho³owskich górnych i warstwy ostryskie reprezentuj¹ miocen dolny – poziomy nanoplanktonowe NN 1 i NN 2. Badania mi- kropaleontologiczne prowadzone by³y tak¿e po stronie s³owackiej, gdzie uzyskano nieco inne wyniki, co mo¿e byæ spowodowane z jednej strony diachronizmem poszczególnych facji, z drugiej zaœ powszechnym w facjach fliszowych zjawiskiem redepozycji mikrofauny (Andrusov i in., 1962; Gross i in., 1984, 1993; Sotak i in., 2007). Serie fliszowe s¹ ubogie w szcz¹tki organiczne, jednak niektóre sekwencje wyró¿niaj¹ siê du¿¹ iloœci¹ ichnoskamienia³oœci. Badaniem skamienia³oœci œladowych zajmowali siê: Roniewicz i Pieñ- kowski (1977) oraz Pieñkowski i Westwalewicz-Mogilska (1986). Licznych opracowañ doczeka³y siê te¿ tufity wystêpuj¹ce w sekwencjach fliszowych, które by³y przedmiotem zainteresowania geologów pocz¹wszy od schy³ku lat 50. (Michalik, Wieser, 1959; Lenczewska, 1961; Westwalewicz, 1972; Ro- niewicz, Westwalewicz-Mogilska, 1974; Sobieñ, 2005). Tufity opisane s¹ te¿ w kilku pracach magi- sterskich wykonanych na Podhalu przez studentów Wydzia³u Geologii UW. Nale¿y te¿ wspomnieæ o badaniach geochemicznych, których celem by³o oznaczenie zawartoœci bituminów w ska³ach fliszu podhalañskiego, g³ównie w pó³nocnym skrzydle niecki podhalañskiej (Calikowski i in., 1968; Gon- dek, 1972). Wystêpowanie martwic wapiennych na Podhalu, ich genzê, rozmieszczenie i zwi¹zek z budow¹ geologiczn¹ pod³o¿a bada³ Mastella (2008). Oddzieln¹, du¿¹ grupê opracowañ stanowi¹ publikacje dotycz¹ce zagadnieñ tektoniki, w tym wspó³czesnej aktywnoœci tektonicznej obszaru Tatr, Podhala i Pienin. Na autochtoniczny charakter

12 paleogeñskiego kompleksu osadowego wokó³ Tatr po raz pierwszy wskazali KuŸniar (1909, 1911) i Limanowski (1910). Na tektoniczny charakter kontaktu fliszu podhalañskiego z eocenem numulitowym zwróci³ uwagê Nowak (1927), natomiast kontakt z pieniñskim pasem ska³kowym bada³ Horwitz (1932, 1935). W latach 60. XX w. tektonik¹ Podhala zajmowali siê: Halicki (1963) i Boretti-Onysz- kiewicz (1968). Najliczniejsza grupa opracowañ pochodzi natomiast z lat 70. Ich autorami s¹: Moraw- ski (1972), Pepol (1972), Mastella (1975), Mastella i Mizerski (1977), Ozimkowski (1978, 1991), Ma- stella i Ozimkowski (1979), Mastella i inni (1988) oraz inni. Najnowsze opracowanie tektoniki Pod- hala przedstawili Ludwiniak i inni (2009). Analiza rzeŸby terenu po³udniowo-zachodniego Podhala z zastosowaniem modelu numerycznego umo¿liwi³a wskazanie trzech stref tektonicznych o przebiegu po³udnikowym, charakteryzuj¹cych siê dominacj¹ ró¿nych kierunków dyslokacji (Wasiluk, 2009). Cios w seriach fliszu podhalañskiego by³ przedmiotem badañ m.in.: Pokorskiego (1965), Boretti-Onyszkie- wicz (1968) i Ludwiniaka (2006, 2008). Obserwacje dotycz¹ce zjawisk neotektonicznych w rejonie Podhala, Tatr i pieniñskiego pasa ska³kowego prowadzili: Czarnecka (1986), Makowska i Jaroszewski (1987), Kukulak (1993), Perski (2008). Zagadnienia hydrogeologii i geotermii Tatr i Podhala badali m.in. Chowaniec (1989, 1995, 2002, 2009), Chowaniec i Poprawa (1995) oraz Ma³ecka (2003), a w Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej – Chowaniec i inni (1996). Du¿¹ rolê przy interpretacji budowy geologicznej Podhala odegra³y informacje uzyskane dziêki g³êbokim otworom wiertniczym, takim jak: Bañska IG 1 (144751), Bañska PGP 1, Bia³y Dunajec PAN 1 (3178383), Bia³y Dunajec PGP 2, Bukowina Tatrzañska PIG 1/GN (126442), Chocho³ów PIG 1 (otw. 5), Furmanowa PIG 1 (3168157), Poronin PAN 1 (126557), Siwa Woda IG 1 (14477) i Zakopane IG 1 (122539). W rozpoznaniu wg³êbnej budowy zapadliska orawsko-nowotarskiego naj- wiêksze znaczenie mia³y otwory: Czarny Dunajec IG 1 (otw. 2), Koniówka IG 1 (otw. 3), Domañski Wierch IG 1 (otw. 4) i Wróblówka IG 1 (otw. 1). Badania serii osadowych neogenu, wystêpuj¹cych w Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej, rozpo- czêto pod koniec XIX w. (Raciborski, 1892). Na podstawie analogii z Kotlin¹ S¹deck¹ autor ten sugerowa³ wystêpowanie osadów mioceñskich pochodzenia morskiego. Niewykluczone, ¿e zasugerowa- ny tym Friedberg (1906, 1912) uzna³ i³y znalezione w Szaflarach (ark. Nowy Targ SMGP) za mioceñ- skie. Podstawê takiej interpretacji stanowi³a fauna, która zdaniem autora póŸniej zaginê³a. Tym obser- wacjom zaprzeczy³ KuŸniar (1909), okreœlaj¹c osady z Szaflar jako jurajskie. Temat wieku geologicznego i genezy sekwencji ilastych z Szaflar na nowo podj¹³ Birkenmajer (1952, 1954), który uzna³ je za zwietrzelinê aaleñskich ³upków ilastych (tzw. murchisonowych), stwierdzaj¹c jednoczeœnie, ¿e cytowana przez Friedberga morska fauna miocenu (np. Ervilia pusilla Eichwald) pochodzi z innego

1 Numer otworu w Centralnej Bazie Danych Geologicznych.

13 stanowiska, nie z Szaflar. Na prze³omie XIX i XX w. osadami miocenu z rejonu Podczerwonego i Ciche- go zajmowali siê równie¿ geolodzy s³owaccy i wêgierscy, poszukuj¹cy z³ó¿ wêgla brunatnego w Podczerwonem, co stwierdzi³ Watycha (1976) na podstawie rozmów z miejscow¹ ludnoœci¹. O wychodniach wêgla brunatnego w Podczerwonem wspomina Halicki (1930). PóŸniejsze badania geologiczne (Birkenmajer, 1954; Watycha, 1971a, b), paleontologiczne (WoŸny, 1976) i paleobotaniczne (Raciborski, 1892; Szafer, 1950, 1952, 1954; £añcucka-Œrodoniowa, 1963, 1965; Oszast, 1970a, b, 1973; Stuchlik, 1970) wykaza³y, ¿e neogeñskie serie osadowe w Kotlinie Orawsko-Nowotar- skiej maj¹ wy³¹cznie genezê l¹dow¹ (s³odkowodn¹). Pierwsze teorie dotycz¹ce wieku i genezy Kotliny Orawsko-Nowotarskiej okreœla³y j¹ jako zbiornik pó³s³odkowodny, utworzony pod koniec pliocenu w wyniku tektonicznego obni¿ania siê pod³o¿a, a czêœciowo w wyniku erozji (Sawicki, 1909; Klima- szewski, 1935, 1948, 1950–51, 1958). Szafer (1950), na podstawie wyników badañ paleobotanicznych, przypisa³ dolnej czêœci osadów wype³niaj¹cych kotlinê wiek mioceñski, a wy¿szej plioceñski. Pierwsze zdjêcie geologiczne osadów neogenu Domañskiego Wierchu, w latach 1943–1951, wykona³ Go³¹b (1952, 1959). Nastêpnie, w zwi¹zku z wierceniem na Domañskim Wierchu, badania w tym rejonie prowadzi³ Birkenmajer (1954), a osady buduj¹ce wzgórze nazwa³ molas¹ l¹dow¹ wieku torton–sarmat. Zdaniem tego autora (Birkenmajer, 1958a, b), serie Domañskiego Wierchu s¹ osadami sto¿ków nap³ywowych, deponowanymi w kotlinie przez potoki p³yn¹ce z po³udnia. Zosta³y one przewiercone w otworze wiertniczym 4 do g³êbokoœci oko³o 223 m. Badania osadów neogenu Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, po³¹czone z pracami kartograficzny- mi na Podhalu, w latach 70. prowadzi³ Watycha (1975, 1977a, c). Analizuj¹c profile g³êbokich otwo- rów wiertniczych i ods³oniêcia powierzchniowe w neogeñskich seriach osadowych, autor ten wyró¿- ni³ piêæ jednostek litostratygraficznych: warstwy czarnodunajeckie, warstwy orawskie, warstwy z Ko- niówki, warstwy z Podczerwonego i warstwy mizerniañskie (Watycha, 1977b). Wiek najstarszego ogniwa, warstw z Czarnego Dunajca, wzbudza³ kontrowersje i do dziœ kwestia ta nie zosta³a ostatecznie rozstrzygniêta. Na podstawie wyników badañ palinologicznych, okreœlony zosta³ na miocen górny (Tran Dinh Nghia, 1974). WoŸny (1976) znalezione w tych osadach zespo³y œlimaków s³odkowodnych zaliczy³ natomiast do miocenu dolnego. Lesiak (1994) zasugerowa³ wiek œrodkowomioceñski zespo³ów makroflorystycznych wystêpuj¹cych w tych osadach. W ogniwie tym wystêpuje te¿ warstwa tufitów o mi¹¿szoœci 2 m, któr¹ opisali Sikora i Wieser (1974). W ostatnich dekadach wykonano tak¿e kilka razy badania tektoniczne zapadliska orawsko-nowotarskiego, obejmuj¹ce charakter usko- ków i genezê ca³ej struktury (Bac-Moszaszwili, 1995; Pomianowski, 1995, 2003; Baumgart-Kotarba, 1996, 2001; £ój i in., 2007; Struska, 2008, 2009). Podobnie jak wyniki badañ stratygraficznych, interpretacja tektoniczna zapadliska te¿ nie jest jednoznaczna. Dotychczas przyjête modele rozwoju tej struktury to: basen z odci¹gania (pull-apart basin) (Bac-Moszaszwili, 1995; Baumgart-Kotarba,

14 2001), basen utworzony wzd³u¿ wygiêcia otwieraj¹cego (releasing bend) (Pomianowski, 1995, 2003) oraz basen miêdzyprzesuwczy powsta³y z po³¹czenia mniejszych, kulisowo u³o¿onych basenów (Struska, 2008, 2009). Na podstawie profilowañ sejsmicznych udokumentowane zosta³y tak¿e plej- stoceñskie rowy tektoniczne Wróblówki i Pieni¹¿kowic w pó³nocno-wschodniej czêœci Kotliny Orawskiej oraz przebieg stref uskokowych w rejonie Domañskiego Wierchu (Baumgart-Kotarba i in., 2001). Zjawiska neotektoniczne, których jednym z przejawów jest wystêpowanie spêkanych klastów w plioceñskich ¿wirach zapadliska, badali: Zuchiewicz (1994), Tokarski i Zuchiewicz (1998) oraz Kukulak (1999). Wyniki tych badañ pozwoli³y na rekonstrukcjê pola naprê¿eñ w tej czêœci Kar- pat na prze³omie pliocenu i plejstocenu (Tokarski, Zuchiewicz, 1998). Budow¹ geologiczn¹ i tektoge- nez¹ Kotliny Orawskiej, której po³udniowo-zachodnia czêœæ znajduje siê poza granicami Polski, zajmowali siê te¿ geolodzy s³owaccy. Nale¿¹ do nich m.in.: Nemèok i Lexa (1990), Nemèok (1993), Nagy i inni (1996) oraz kilku innych, których wyniki badañ przedstawione zosta³y w monograficznej publikacji dotycz¹cej pó³nocno-zachodniej Orawy (Gross i in., 1993). Pomimo istniej¹cych wci¹¿ rozbie¿noœci interpretacyjnych mo¿na powiedzieæ, ¿e Kotlina Orawsko-Nowotarska jest najlepiej rozpoznan¹ pod wzglêdem budowy geologicznej, genezy i ewolucji strukturalnej oraz zjawisk neotektonicznych czêœci¹ obszaru arkusza Czarny Dunajec SMGP. Stratygrafia utworów czwartorzêdu na obszarze niecki Podhala opiera siê g³ównie na kryteriach geomorfologicznych. Wykszta³ceniem litologicznym osadów czwartorzêdu i datowaniem poziomów tarasów rzecznych na przedpolu Tatr Zachodnich zajmowali siê: Romer (1929), Halicki (1930), Kli- maszewski (1948), Watycha (1976, 1977) oraz Kukulak (1993). Rozwój budowy geologicznej i ewo- lucjê rzeŸby w plejstocenie i holocenie analizowali równie¿: Klimaszewski (1950–1951, 1972), Moj- ski i Watycha (1984) oraz Baumgart-Kotarba (1978, 1980, 1982, 1983). Du¿y wk³ad w rozpoznanie stratygraficzne osadów czwartorzêdowych w Tatrach i na Podhalu wnios³y prace prowadzone z inspi- racji Lindnera (Lindner i in., 1993, 2003; Lindner, 1994, 2008). W pracach tych, m.in. na podstawie datowañ wieku bezwzglêdnego osadów, stwierdzono co najmniej czterokrotny rozwój lodowców w Tatrach, odpowiadaj¹cy zlodowaceniom Günz, Mindel, Riss i Würm. Na Podhalu œladami tych zlo- dowaceñ s¹ pokrywy ¿wirów rzeczno-lodowcowych. W zlodowaceniu Würm wyró¿niono trzy stadia³y: Suchej Wody, Bystrej i Bia³ki (Lindner i in., 1993, 2003; Lindner, 1994). Rozwój rzeŸby Podhala i kszta³townie koryt rzecznych wraz towarzysz¹cymi im tarasami, w warunkach aktywnoœci tektonicznej tego obszaru w czwartorzêdzie i póŸnym neogenie bada³a Baumgart-Kotarba (1983). W Tatrach i na Podhalu prowadzono równie¿ badania paleobotaniczne i palinologiczne osadów czwartorzêdowych (m.in.: Koperowa, 1958; Oszast, 1970a, 1970b, 1973; Stuchlik, 1970; Tran Dinh Nghia, 1974; Hrynowiecka-Czmielewska, 2009). Najbli¿szymi stanowiskami badañ paleobotanicznych by³y: Puœcizna Rêkowiañska (Koperowa, 1962; Obidowicz, 1990, 2005), Przymiarki

15 (Obidowicz, 1990), Szaflary (Birkenmajer, Stuchlik, 1975), Palenica (Harmata, 1969) i Molkówka (Koperowa, 1962; Obidowicz, 1996). Badaniami torfowisk Kotliny Orawsko-Nowotarskiej zajmowali siê m.in.: Niezabitowski-Lubicz (1922), Obidowicz (1990) i £ajczak (2006, 2009). Zagadnienia zwi¹zane z wystêpowaniem i rozwojem osuwisk na obszarze Zachodniego Podhala opracowali m.in.: Œliwa i Wilk (1954), Bober (1971, 1985, 1986) oraz Kukulak (1988). Badania geologiczno-in¿ynierskie, powi¹zane z analiz¹ osuwisk w rejonie Cichego i Ratu³owa prowadzi³ Bober (1967). Mo¿liwoœæ wykorzystania osadów czwartorzêdowych Podhala jako Ÿród³a surowców budowlanych analizowali: Matyjasik i Szajkowska (1951), Bobrowski i Kociszewska-Musia³ (1953), natomiast sedymentacjê wspó³czesn¹ w korytach rzek tego regionu zbada³ Unrug (1957).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Na obszarze arkusza Czarny Dunajec wyró¿niæ mo¿na cztery strefy charakteryzuj¹ce siê odmiennym typem rzeŸby terenu, co wynika z ich ró¿nej genezy i budowy geologicznej. S¹ to od pó³nocy: Beskid Orawsko-Podhalañski stanowi¹cy zachodni fragment Beskidu ¯ywieckiego, Kotlina Orawsko-Nowotarska, Pieniny i Pogórze Guba³owskie. Pó³nocny fragment badanego terenu zajmuje Beskid Orawsko-Podhalañski. W jego zachodniej czêœci, od miejscowoœci Piekielnik do Odrow¹¿a grzbiety wzniesieñ uk³adaj¹ siê w kierunku SW–NE, aby dalej ku wschodowi zmieniæ kierunek na zbli¿ony do równole¿nikowego (tabl. I). Szerokoœæ pasma beskidzkiego w rejonie miejscowoœci Krauszów wynosi 2,5 km i zmniejsza siê ku zachodowi do 1,5–2,0 km w okolicy Piekielnika. Obszar ten charakteryzuj¹ ³agodne, niewysokie wzniesienia pociête szerokimi dolinami potoków o ma³ych spadkach. Ró¿nice wysokoœci wahaj¹ siê miêdzy 600 m n.p.m. w dolinach a 750 m n.p.m. w kulminacjach wzniesieñ. Relief górski o¿ywia siê przy pó³nocnej granicy terenu arkusza i dalej poza jego granicami. Na wschodzie, w okolicy LudŸmierza granica Beskidu Orawsko-Podhalañskiego z Kotlin¹ Orawsko-Nowotarsk¹ jest niewyraŸna, natomiast ko³o Krauszo- wa podkreœla j¹ wysoki próg wyciêty przez Czarny Dunajec w ska³ach serii magurskiej. Dalej ku zachodowi granica pasma beskidzkiego ma bardziej skomplikowany przebieg. Dwukrotnie, w rejonie Potoku Pieni¹¿kowickiego i ko³o miejscowoœci Za³uczne, odchyla siê ku pó³nocy, wcinaj¹c siê wyraŸnie w ska³y serii magurskiej, co spowodowane jest przez uskoki o kierunku NW–SE i NE–SW, rozcinaj¹ce brzeg p³aszczowiny magurskiej. Strefy te wykorzystywane s¹ przez potoki sp³ywaj¹ce do Czarnego Dunajca. Kotlina Orawsko-Nowotarska we wschodniej czêœci obszaru arkusza ma szerokoœæ oko³o 4 km, ku zachodowi rozszerza siê znacznie – do 13 km w rejonie Czarnego Dunajca – i siêga daleko na po³udnie. Rozcina pieniñski pas ska³kowy i Pogórze Guba³owskie, a¿ do miejscowoœci Chocho³ów.

16 Na obszarze arkusza Czarny Dunajec SMGP wyró¿niono trzy plejstoceñskie tarasy erozyjno-akumulacyjne.Najstarszy i zarazem najwy¿szy znajduje siê na wysokoœci 25,0–35,0 m n.p. rzeki. Wystêpuje zarówno na wschodnim, jak i zachodnim brzegu doliny Czarnego Dunajca, w okolicy Domañskiego Wierchu, a tak¿e przy granicy polsko-s³owackiej. Pod wzglêdem morfo- logicznym nie s¹ to typowe tarasy, ale silnie zdenudowane powierzchnie zrównañ, które opadaj¹ ku dolinie d³ugimi i ³agodnymi stokami. Tarasy te ukszta³towane zosta³y podczas zlodowaceñ po³udniowopolskich i œrodkowopolskich. M³odsze tarasy plejstoceñskie tak¿e po³o¿one s¹ po obu stronach doliny Czarnego Dunajca i znajduj¹ siê na wysokoœci 10,0–25,0 m n.p. rzeki. Oddzielone s¹ one od tarasów najwy¿szych ³agodnymi stokami.Najlepiej wykszta³cone s¹ od okolic Chocho³owa do Podczerwonego.Tarasy te powsta³y w stadiale dolnym i œrodkowym zlodowacenia Wis³y. Tarasy najm³odsze po³o¿one s¹ na wysokoœci 4,0–10,0 m n.p. rzeki. Najlepiej wykszta³cone s¹ w okolicy Czarnego Dunajca. Od tarasów wy¿ej le¿¹cych oddzielone s¹ wyraŸnymi krawêdzia- m i o wysokoœci kilku, a nawet kilkunastu metrów. Tarasy najm³odsze od okolic Chocho³owa i Koniówki tworz¹ formê rozleg³ego sto¿ka Czarnego Dunajca. Powierzchnia sto¿ka, ³agodnie nachylona ku pó³nocy, porozcinana jest licznymi p³ytkimi i krê- tymi korytami sp³ywowymi, interpretowanymi jako paleokoryta Czarnego Dunajca z okresu póŸno- glacjalnego, gdy rzeka mia³a charakter roztokowy (Baumgart-Kotarba, 1989, 1991). Wiêkszoœæ z nich jest sucha, natomiast potoki, takie jak: Czarna Woda, Grunik i Borowy, wraz z dop³ywami odwadniaj¹ obszar sto¿ka, p³yn¹c ku pó³nocnemu zachodowi. Miejscami, w obni¿eniach terenu utworzy³y siê torfowiska, mokrad³a i zatorfienia palczasto wchodz¹ce w zag³êbienia starych koryt. Do najwiêkszych torfowisk wysokich nale¿¹: Puœcizna Wielka, Puœcizna Rêkowiañska i Puœcizna Rudne znajduj¹ce siê w zachodniej czêœci obszaru arkusza. W wyniku wieloletniej eksploatacji torfów ich powierzchnia uleg³a sukcesywnemu zmniejszeniu. Oprócz potoków, odwodnieniu i osuszeniu powierzchni sto¿ka s³u¿y te¿ dobrze rozwiniêta sieæ kana³ów melioracyjnych o przebiegu prostolinijnym. Równinê sto¿ka przecina koryto Czarnego Dunajca. Podczas powodzi rzeka zmienia koryto i formuje tarasy akumulacyjne (zalewowe) ró¿nej wysokoœci, w przedziale od 1 do 4 m, których zasiêg czêsto ulega zmianom. Tarasy te wystê- puj¹ wzd³u¿ koryta Czarnego Dunajca. Wspó³czeœnie, w wyniku intensywnej eksploatacji ¿wirów dla budownictwa, koryto rzeki obni¿y³o siê o oko³o 1–2 m, a regulacja (jazy, obudowa brzegów miêdzy Chocho³owem a miejscowoœci¹ Podczerwone), zmieni³a na tym odcinku charakter rzeki. Wschodnia granica Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, na odcinku od Koniówki do miejscowoœci Stare Bystre przebiega wzd³u¿ ³agodnie nachylonych zboczy Domañskiego Wierchu. Na wschód

17 od Starego Bystrego podkreœla j¹ wyraŸnie dolina Wielkiego RogoŸnika. Ten odcinek jest zarazem pó³nocn¹ granic¹ pieniñskiego pasa ska³kowego. W rejonie Starego Bystrego pasmo ska³kowe obciête zosta³o uskokami o kierunku SW–NE, zrzucone tektonicznie na znaczn¹ g³êbokoœæ i przykryte osadami neogenu. Na powierzchniê wynurza siê ponownie na S³owacji w rejonie miasta Trstena, sk¹d ci¹gnie siê w kierunku po³udniowo-zachodnim, w stronê Wiednia. Domañski Wierch rozci¹gaj¹cy siê wzd³u¿ po³udniowo-wschodniej granicy zapadliska, z kul- minacj¹ 748 m n.p.m. w rejonie wsi Miêtustwo, zbudowany jest z serii osadowych neogenu, które zosta³y wypiêtrzone we wczesnym plejstocenie. Zaczyna siê na po³udniowy zachód od RogoŸnika, gdzie wychodzi z dna kotliny i powoli podnosi siê w stronê miejscowoœci Ciche. Grzbiet Domañskiego Wierchu ma charakter powierzchni zrównania utworzonej we wczesnym plejstocenie. Na obszarze arkusza Czarny Dunajec SMGP znajduje siê, wysuniêty najdalej na zachód na terytorium Polski, fragment pieniñskiego pasa ska³kowego. Pasmo to, o szerokoœci oko³o 3 km charakteryzuje wyrazisty, silnie zró¿nicowany relief, co zwi¹zane jest z jednej strony ze zró¿nicowanym wykszta³ceniem litologicznym serii pieniñskich, obejmuj¹cym zarówno twarde, odporne na procesy wietrzenia odmiany wapieni i ska³ krzemionkowych, jak i mniej odporne margle i ³upki, z drugiej zaœ ze skomplikowan¹ budow¹ tektoniczn¹. Podkreœlaj¹ go skaliste garby i skalice tworz¹ce ci¹gi o przebiegu równo- le¿nikowym, otoczone szerokimi, ³agodnymi dolinami. Najwa¿niejszym wzniesieniem tej czêœci pasma ska³kowego jest góra ¯ar (in. ¯d¿ar) o wysokoœci 728,0 m n.p.m., zbudowana z twardych wapieni jury górnej i kredy dolnej. Wiele spoœród jurajskich ska³ek wystêpuje obecnie w sposób fragmentaryczny, co spowodowane jest eksploatacj¹ serii skalnych w minionych wiekach, g³ównie wapieni jurajskich, do celów budowlanych. Œwiadcz¹ o tym liczne strome skarpy, którym towarzysz¹ p³askodenne zag³êbienia, a tak¿e pozostawione bloki skalne o regularnych kszta³tach i œladach obróbki. Dwa najwiêksze, nieczynne kamienio³omy znajduj¹ siê na po³udnie od RogoŸnika (rezerwat Ska³ka RogoŸnicka). Relief po³udniowej czêœci terenu arkusza, obejmuj¹cej serie fliszu podhalañskiego, czyli Karpat wewnêtrznych, charakteryzuj¹ grzbiety i wzniesienia o wyrównanych wierchowinach, oddzielone od siebie g³êboko wciêtymi dolinami. Doliny s¹v-kszta³tne, a stoki grzbietów i zbocza dolin s¹ naj- czêœciej jednostajnie nachylone, rzadziej wypuk³o-wklês³e lub wypuk³e. Najstarsz¹ form¹ morfolo- giczn¹ na badanym terenie jest dolina Czarnego Dunajca, która powsta³a w neogenie, a geneza jej zwi¹zana jest z aktywnoœci¹ tektoniczn¹ zapadliska orawsko-nowotarskiego. Wyró¿nia siê ona tak¿e rozmiarami, zarówno g³êbokoœci¹, jak i szerokoœci¹, które s¹ wynikiem intensywnej erozji wód wyp³ywaj¹cych z topniej¹cych lodowców tatrzañskich w plejstocenie. G³ówny grzbiet tego pasma biegnie od miejscowoœci Bañska Ni¿na przez Bañski Wierch, a nastêpnie skrêca na po³udnie i w obrê- bie Pogórza Guba³owskiego ci¹gnie siê a¿ do Zêbu. Zarówno grzbiet g³ówny, jak i inne, po³o¿one na zachód od niego, rozga³êziaj¹ siê w ró¿ne strony, tworz¹c liczne odnogi, przewa¿nie o kierunku W–E.

18 Ich po³udniowe zbocza czêsto zaburzone s¹ przez osuwiska,natomiast na zboczach pó³nocnych zjawiska te wystêpuj¹ rzadziej. Podobnie dzieje siê w dolinach dop³ywów potoków Bystrego i Ciche- go, w których osuwiska obejmuj¹ równie¿ ich Ÿród³owe czêœci. Najwiêksze osuwisko zaburza prawe zbocza doliny potoku Cichego (tj. zachodnie zbocze Wierchu nad Górkami) na kilkukilometrowej przestrzeni. W wielu Ÿród³owych czêœciach potoków, w strefach osuwiskowych i wokó³ cieków roz- winê³y siê torfowiska i zatorfienia (m³aki). Liczne w tej czêœci obszaru arkusza osiedla i domostwa roz³o¿y³y siê g³ównie na grzbietach wzniesieñ, rzadziej na zboczach oraz w dolinach potoków. W dolinach po³o¿one s¹ jedynie wsie Nowe Bystre i Ciche (Ciche Dolne). Najwy¿sze wzniesienie na obszarze arkusza znajduje siê w jego zachodniej czêœci. Jest to góra Ostrysz osi¹gaj¹ca wysokoœæ 1022,9 m n.p.m. Dolina Czarnego Dunajca miêdzy Chocho³owem a miejscowoœci¹ Witów oddziela gru- pê Ostrysza od odnogi grzbietowej Magury Orawskiej, biegn¹cej wzd³u¿ granicy pañstwa. Grzbietem tym i dalej przez torfowisko Baligówka przebiega g³ówny europejski dzia³ wodny oddzielaj¹cy zlewnie Wis³y od zlewni Dunaju. Wody potoków p³yn¹cych na zachód od niego zbiera Czarna Orawa i Wag, a na wschód Czarny Dunajec. Wiêksza czêœæ obszaru arkusza znajduje siê w dorzeczu Czarnego Dunajca, a tylko po³udniowo-wschodnia czêœæ badanego terenu odwadniana jest przez dop³ywy Bia³ego Dunajca. Ca³y ten obszar nale¿y do zlewni Morza Ba³tyckiego. Natomiast zachodnia czêœæ badanego terenu, znajduj¹ca siê w obrêbie sto¿ka Czarnego Dunajca i siêgaj¹ca ku pó³nocy na obszar p³aszczowiny magurskiej, odwadniana jest przez Potok Piekielnik wraz z dop³ywami, który wpada do Czarnej Orawy, nale¿¹cej do dorzecza Vagu. Obszar ten nale¿y do zlewni Morza Czarnego. Na badanym terenie znajduje siê dzia³ wodny. W obrêbie zapadliska orawsko-nowotarskiego s³abo zaznacza siê on w morfologii terenu. W niecce podhalañskiej wystêpuj¹ wody termalne o doskona³ych parametrach technicznych (wy- soka temperatura, niska mineralizacja i dobra odnawialnoœæ), udokumentowane tak¿e na obszarze arkusza w otworze 5 – Chocho³ów PIG 1 (Chowaniec, 2009).

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

Obszar arkusza Czarny Dunajec charakteryzuje siê bardzo urozmaicon¹ budow¹ geologiczn¹, co wynika z jego po³o¿enia na kontakcie Karpat wewnêtrznych z zewnêtrznymi. Wystêpuj¹ tu cztery odrêbne jednostki strukturalne zbudowane z serii osadowych mezozoiku i kenozoiku, o ró¿nej genezie i historii geologicznej. S¹ to (z pó³nocy na po³udnie): p³aszczowina magurska Zachodnich Karpat ze- wnêtrznych (strefa krynicka), zapadlisko orawsko-nowotarskie, pieniñski pas ska³kowy i paleogeñski kompleks fliszowy Karpat wewnêtrznych. Wymienione jednostki oddzielone s¹ od siebie wyraŸnymi granicami tektonicznymi lub sedymentacyjnymi. Jak wynika z badañ geofizycznych i informacji, któ- rych dostarczy³y g³êbokie otwory wiertnicze wykonane na terenie Podhala, w pod³o¿u palegeñskich

19 serii fliszowych znajduj¹ siê p³aszczowiny tatrzañskie wraz z waryscyjskim pod³o¿em granitowym. Pieniñski pas ska³kowy jest odrêbn¹ i g³êboko zakorzenion¹ struktur¹, której pochodzenie i geneza wci¹¿ budz¹ kontrowersje.

A. STRATYGRAFIA

Serie (sekwencje) tatrzañskie

1. Trias

Trias œrodkowy

Dolomity i wapienie. Najstarszymi rozpoznanymi ska³ami serii tatrzañskich (reglowych) s¹ na obszarze arkusza dolomity wapniste, twarde, zwiêz³e, szaro-be¿owe, z prze³awiceniami szarych wapieni dolomitycznych i brekcji dolomitycznych. Opisywane osady nie wystêpuj¹ na powierzchni terenu, zosta³y stwierdzone w profilu otworu 5 (Chocho³ów PIG 1; tabl. II), na g³êbokoœci: 3183,0–3572,0 m (Chowaniec i in., 1992).

Trias górny

£upki ilaste i piaskowce(zielonkawe, wiœniowe, brunatne) mog¹ reprezentowaæ trias górny w facji kajpru karpackiego. Nie wystêpuj¹ na powierzchni terenu. Zosta³y stwierdzone w profilu otworu 5, na g³êbokoœci: 3132,0–3183,0 m (Chowaniec i in., 1992).

2. Jura+kreda

Jura œrodkowa+górna (?)+kreda dolna

Wapienie i wapienie margliste,szare, z prze³awiceniami twardych i³owców i mu³owców.Wtejserii wystêpuj¹ tak¿e brekcje i lustra tektoniczne. Utwory te zosta³y stwierdzone w profilu otworu 5, na g³êbokoœci: 3076,0–3132,0 m (Chowaniec i in., 1992).

3. Eocen

Eocen œrodkowy

Zlepieñce, z wk³adkami piaskowców, mu³owce i wapienie (eocen numulitowy).Zlepieñcom towarzysz¹ piaskowce jasnoszare, mu³owce ciemnoszare z detrytusem roœlinnym, dolomity, wapienie, wapienie margliste, twarde, ciemnoszare i i³owce dolomitycz- no-margliste, ciemnoszare. Opisywane osady eocenu œrodkowego nie wystêpuj¹ na powierzchni terenu zosta³y stwierdzone w profilu otworu 5, na g³êbokoœci: 3076,0–2996,0 m (Chowaniec i in., 1992).

20 Pieniñski pas ska³kowy

1. Jura

a. Jura dolna–œrodkowa Pliensbach–aalen Pliensbach górny–aalen dolny

Wapienie (plamiste, ciemnoszare, niebieskawe) (formacja wapieni z Szopki – serie braniska i pieniñska).Efekt plamistoœci ³awice wapieni zawdziêczaj¹ silnej bioturba- cji osadów przez bezkrêgowce bentoniczne. Zawieraj¹ tak¿e liczne skorupki ma³¿ów Bositra buchi (Ro- emer) i amonity o znaczeniu stratygraficznym. Formacja zosta³a wyró¿niona przez Birkenmajera (2008) w masywie Trzech Koron, w rejonie Prze³êczy Szopka. Pozycjê stratygraficzn¹ okreœlono na podstawie zespo³ów amonitów. Doln¹ czêœæ formacji zaliczono do poziomu Margaritatus (podpo- ziom Stockesi), wy¿sz¹ do poziomu Spinatum pliensbachu górnego (Birkenmajer, Myczyñski, 1994). Ze wzglêdu na kontakt sedymentacyjny z wy¿ej le¿¹c¹ formacj¹ ³upków ze Skrzypnego, Birkenmajer (2008) umieœci³ formacjê wapieni z Szopki w przedziale wiekowym pliensbach górny–aalen dolny. Maksymalna mi¹¿szoœæ formacji wynosi 60–70 m. Margle i wapienie margliste, œrednio³awicowe, szare, plamiste, z prze³awiceniami szarych ³upków marglistych (formacja margli z Krem- pachów – serie braniska i czorsztyñska).Womawianych osadach licznie wystêpuj¹ makroskamienia³oœci, wœród których opisano szereg gatunków amonitów o znaczeniu stratygraficznym: Lytoceras audax, Lydellia aalensis, Leioceras opalinum, Ludwigia murchisonae, a tak¿e belemnity, ma³¿e i ramienionogi. Mi¹¿szoœæ formacji waha siê w przedziale 10–30 m.

b. Jura œrodkowa Aalen–bajos Aalen górny–bajos dolny

£upki ilaste i margliste, mu³owce i wapienie margliste czarne, ciemnoszare ze sferosyderytami (formacja ³upków ze Skrzypnego – serie braniska i czorsztyñska),które wietrzej¹c, przybieraj¹ rdzaw¹ i czerwon¹ barwê. Konkrecje sferosyderytowe zawieraj¹ liczne, czêsto spirytyzowane, skamienia³oœci w tym amonity: Phylloceras tatricum, Ludwigia murchisonae, Hyperlioceras discites, a tak¿e belemnity, œlimaki, ma³¿e (Bosi- tra buchi) i ramienionogi. Mi¹¿szoœæ formacji najczêœciej dochodzi do 10 m, maksymalnie osi¹ga 30 m.

21 Bajos Bajos dolny

Wapienie detrytyczne, krynoidowe, z konkrecjami pirytowymi i fosforytowymi (formacja wapienia ze Smolegowej – seria czorsztyñska). Wapienie s¹ bia³e i ¿ó³te. W dolnej czêœci formacji wystêpuj¹ charakterystyczne konkrecje pirytowe i fosforytowe oraz niewielkie fragmenty zielonkawych wapieni i onkoidów. Zespo³y skamienia³oœci obejmuj¹ fragmenty ³odyg liliowców (krynoidy), nieliczne ramienionogi i belemnity. Jedynie w naj- ni¿szej czêœci formacji zosta³ znaleziony zespó³ amonitów, który umo¿liwi³ okreœlenie wieku na bajos dolny i œrodkowy (Krobicki, Wierzbowski, 2004). Mi¹¿szoœæ formacji jest zmienna, w niektórych profilach osi¹ga 150 m. Wychodni wapieni krynoidowych ró¿owych lub czerwonych, reprezentuj¹cych formacjê wapienia z Krupianki, wystêpuj¹cych w nieczynnym kamienio³omie w Szaflarach, tu¿ za wschodni¹ granic¹ obszaru arkusza, nie znaleziono. Jednak w okolicy przysió³ka Kosy (fragment miejscowoœci Maruszy- na), w korycie potoku, w którym ods³aniaj¹ siê ciemnoszare ³upki formacji ze Skrzypnego, zaobserwowano prostopad³oœcienne bloki ró¿owego wapienia krynoidowego. Mog¹ one wskazywaæ na eks- ploatacjê tych wapieni, w minionych wiekach i sugerowaæ ich wystêpowanie w pod³o¿u niewielkiej, p³askodennej kotliny nieopodal potoku. Ró¿owe wapienie krynoidowe mia³y du¿e walory dekoracyjne.

Bajos dolny–bajos górny

Margle (zwiêz³e), wapienie grubo³awicowe (do 50 cm), plamiste i ³upki margliste, szaroniebieskie (formacja wapieni z Podzamcza) oraz wapienie krynoidowe z rogowcami (formacja wapieni z Flaków – serie braniska i pieniñska).Wwapieniach i marglach formacji wapieni z Podzamcza wy- stêpuj¹ prze³awicenia ³upków marglistych, szaroniebieskich, o mi¹¿szoœci do 1 m oraz liczne skamienia³oœci: amonity z rodzajów Sonninia, Dorsetensia, Oppelia, Oecotraustes, Stephanoceras,aptychy, belemnity i ma³¿e z gatunku Bositra buchi (Roemer). Mi¹¿szoœæ formacji wynosi 40–50 m. Formacjê wapieni z Flaków reprezentuj¹ cienko³awicowe wapienie krynoidowe z wk³adkami i bu³ami rogowców szaroniebieskich. Towarzysz¹ im prze³awicenia zielonkawych wapieni plamistych, margli glaukonitowych z konkrecjami szamozytowymi, rzadziej czerwonawych wapieni z konkrecjami fosforytowymi. Skamienia³oœci wystêpuj¹ sporadycznie i obejmuj¹ amonity, belemnity i ma³¿e. Mi¹¿szoœæ formacji nie przekracza 20 m.

Baton–kelowej

Radiolaryty cienko³awicowe, szarozielone, czarne, manganowe i ³upki krzemionkowe (formacja radiolarytów z Sokolicy – serie braniska

22 i pieniñska).Radiolaryty s¹ cienko³awicowe (1–3 cm), szarozielone, szaroniebieskie lub czarne manganowe, z prze³awiceniami ³upków krzemionkowych oraz pakietem wapieni marglistych i krzemionkowych w sp¹gu. Charakterystyczne s¹ czarno-niebieskie naloty zwi¹zków manganu. Poza szkielecikami radiolarii, licznie wystêpuj¹cymi w ³upkach, nie stwierdzono innych skamienia³oœci. Mi¹¿szoœæ formacji wynosi ponad 20 m.

c. Jura górna Oksford–kimeryd Oksford–kimeryd dolny

Radiolaryty czerwone, zielone, wapienie krzemionkowe, wapienie radiolariowe, ³upki ilaste i ³upki margliste (formacja radiolarytów z Czajakowej – seria czorsztyñska).Wyró¿nia siê dwa ogniwa: dolne – radiolaryty czerwone i górne – radiolaryty zielone. Zespó³ skamienia³oœci obejmuje: radiolarie, aptychy i szczêki (ryn- cholity) g³owonogów oraz belemnity, na podstawie których okreœlono pozycjê stratygraficzn¹ formacji. Ich mi¹¿szoœæ wynosi od kilku do 40 m.

2. Jura–kreda

a. Jura górna–kreda dolna Kelowej–berias

Wapienie bulaste, czerwone, margle hematytowe, wapienie krynoidowe i rogowce radiolariowe (formacja wapienia czorsztyñskiego) oraz wapienie organogeniczne, czerwone, wapienie mikrytowe, bia³e, wapienie krynoidowe, muszlowce i brekcje synsedymentacyjne (formacja wapieni dursztyñskich, ogniwo muszlowców z Rogo¿y, ogniwo muszlowców z RogoŸnika – seria czorsztyñska). Formacjê wapienia czorsztyñ- skiego reprezentuj¹ czerwone wapienie mikrytowe, s³abo u³awicone, miejscami bulaste, margle czerwone z hematytem, wapienie krynoidowe, z soczewkami rogowców radiolariowych (facja Am- monitico Rosso). W dolnej czêœci formacji osady s¹ skondensowane, z powierzchni¹ typu hard ground, z naskorupieniami i konkrecjami manganowymi. Opisano w nich liczne skamienia³oœci, w tym amonity o znaczeniu stratygraficznym: Macrocephalites macrocephalus, Reineckeia greppini (charakterystyczne dla keloweju) oraz rodzaje: Maltoniceras, Phylloceras, Haploceras, Sowerbyceras (z oksfor- du–kimerydu). Wy¿ej wystêpuj¹ czerwone, masywne wapienie mikrytowe z fragmentami liliowców planktonicznych z rodzaju Saccocoma, a tak¿e amonitami o znaczeniu stratygraficznym, m.in.: Orthaspidoceras uhlandi (Oppel), Hybonoticeras hybonotum (Oppel) – przewodnimi dla kimerydu i tytonu dolnego. Mi¹¿szoœæ formacji waha siê od 2 do 15 m.

23 Do formacji wapieni dursztyñskich nale¿¹ wapienie organogeniczne czerwone i ró¿owe, bia³e wapienie mikrytowe z licznymi kalpionellami, wapienie krynoidowe, bia³e muszlowce amonitowo-ramienionogowe, brekcje synsedymentacyjne (facja biancone). Zespo³y kalpionelli z Crassicolla- ria i Calpionella wskazuj¹ na interwa³ czasowy od tytonu œrodkowego do beriasu dolnego. Dla tej formacji charakterystyczne s¹ równie¿ czerwone i bia³e muszlowce, ods³aniaj¹ce siê w profilu Ska³ki Rogo¿a, na po³udnie od RogoŸnika, wyró¿niane odpowiednio jako – ogniwo muszlowców z Rogo¿y i ogniwo muszlowców z RogoŸnika. Kutek i Wierzbowski (1986) wyrazili pogl¹d, ¿e ogniwa te s¹ równowiekowe i zastêpuj¹ siê obocznie. Czerwone muszlowce z Rogo¿y zawieraj¹ liczne amonity o znaczeniu stratygraficznym, m.in.: Taramelliceras composum (Oppel), Streblites tenuilobatus (Oppel), Glochiceras lithographicum (Oppel), przewodnie dla kimerydu i tytonu dolnego. Wystêpuj¹ w nich tak¿e belemnity, ramienionogi, krynoidy i korale osobnicze. Zespo³y dinocyst wapiennych i kalpionelli, z rodzajami Crassicollaria i Calpionella, wskazuj¹ na powstanie osadów w interwale czasowym od kimerydu górnego do tytonu górnego (Wierzbowski, Remane, 1992; Rehakova, Wierzbowski, 2005). Bia³e, ¿ó³tawe i ró¿owawe muszlowce z RogoŸnika charakteryzuje spoiwo mikrytowe. Zawieraj¹ one liczne, niewielkich rozmiarów amonity, aptychy, ramienionogi i krynoidy, rzadziej belemnity, je¿owce i zêby ryb. Obydwa ogniwa muszlowców wystêpuj¹ w nieczynnym kamienio³omie w RogoŸniku. Mi¹¿szoœæ formacji w serii czorsztyñskiej wynosi 38 m.

b. Jura–kreda dolna Jura–barrem

Wapienie mikrytowe, u³awicone, bia³e, jasnoszare, z rogowcami i wk³adkami ³upków (formacja wapienia pieniñskiego – serie braniska i pieniñska). Wapienie mikrytowe s¹ wyraŸnie u³awicone, bia³e, jasnoszare i szare, z ciemnymi soczewkami rogowców. W wy¿szej czêœci wystêpuj¹ cienkie prze³awicenia ³upków czarnych, w ni¿szej charakterystyczne mikrofacje radiolariowo-kalpionellowe. Makroskamienia³oœci (amonity, belemnity i ramienionogi) s¹ niezbyt liczne. Wiek formacji zosta³ okreœlony na podstawie amonitów i belemnitów (Andru- sov, 1945; 1953), aptychów (G¹siorowski, 1962), a tak¿e zespo³ów kalpionelli (Borza, 1969) i obejmuje interwa³ czasowy od tytonu dolnego do barremu. Mi¹¿szoœæ formacji wynosi od oko³o 90 do 180 m.

3. Kreda

a. Kreda dolna Apt–alb

£upki, wapienie rogowcowe i mu³owce, czarne oraz zielone (formacja z Kapuœnicy – serie braniska i pieniñska).Formacja obejmuje ³upki czarne lub ciemnoszare z wk³adkami wapieni rogowcowych i mu³owców oraz ciemnoszare, czarne, zielone wapienie pla-

24 miste, niekiedy z prze³awiceniami piaskowców drobnoziarnistych i zlepieñców w najwy¿szej czêœci kompleksu. Makroskamienia³oœci s¹ niezbyt liczne (amonity, aptychy, belemnity i ma³¿e), wœród mikroskamienia³oœci wymieniæ nale¿y otwornice planktoniczne o znaczeniu stratygraficznym. Zespo³y makrofauny i mikrofauny pozwoli³y na okreœlenie wieku formacji na apt–alb (Kokoszyñska, Birken- majer, 1956; Alexandrowicz, 1966). Mi¹¿szoœæ formacji wynosi od oko³o 10 do 45 m.

b. Kreda dolna–górna Alb–cenoman Alb–cenoman dolny

Wapienie margliste i wapienie bulaste, czerwone (formacja z Chmie- lowej) oraz wapienie i ³upki margliste z czertami, zielone i czarne (formacja z Pomiedznika – seria czorsztyñska).Wapienie margliste formacji z Pomiedznika s¹ cienko³awicowe, zielone, czarne, niekiedy plamiste z wk³adkami i soczewkami czertów radiolariowych czarnych. W górnej czêœci znajduj¹ siê ³upki margliste i margle czarne i zielone, bez czertów. W obrêbie tych osadów wystêpuje zespó³ otwornic planktonicznych z rodzajów: Hedbergella, Praeglo- botruncana i Thalmanninella, charakterystycznych dla albu. Mi¹¿szoœæ formacji dochodzi do 35 m. Wapienie margliste i wapienie bulaste, czerwone lub pstre formacji z Chmielowej zawieraj¹ nieliczne makroskamienia³oœci, g³ównie belemnity i muszle inoceramów. Znaczenie stratygraficzne maj¹ otwornice planktoniczne, takie jak: Hedbergella, Thalmanninella. Zespo³y otwornic analizowa³ Alexandrowicz (1979), który wskaza³ gatunek Globigerinelloides breggiensis (Gandolfi) jako prze- wodni dla albu œrodkowego i górnego. Mi¹¿szoœæ formacji jest niewielka od 1 do 10 m.

c. Kreda górna Cenoman–kampan

£upki ilaste, czerwone, zielone i pstre (formacja ³upków z Malino- wej – seria grajcarka).£upki s¹ ilaste lub margliste, ciemnoczerwone, zielone i pstre z cienkimi wk³adkami zielonych piaskowców wapnistych. W œrodkowej czêœci formacji wystêpuj¹ wk³adki tufitów biotytowo-skaleniowych œwiadcz¹ce o aktywnoœci wulkanicznej basenów tetydzkich. Na obszarze arkusza formacja ta ods³ania siê w korycie i brzegach Potoku Trawnego, na po³udnie od RogoŸnika. Na odcinku oko³o 200 m wystêpuj¹ sekwencje ciemnoczerwonych, szarozielonych i pstrych ³upków niewap- nistych, z prze³awiceniami drobnoziarnistych, cienko³awicowych, jasnoszarych piaskowców wapnistych. £awice piaskowców, o mi¹¿szoœci od 1 do 10 cm, tworz¹ miejscami wiêksze nagromadzenia. Za- wieraj¹ ziarna kalcytu i ³yszczyków (muskowit, biotyt), wykazuj¹ warstwowanie skoœne lub konwolutne, a na powierzchniach sp¹gowych ³awic obserwuje siê hieroglify pr¹dowe. W ³awicach piaskowców wystêpuj¹ liczne skamienia³oœci œladowe typu: Planolites, Chondrites, Protopaleodictyon pozostawione

25 przez organizmy bezszkieletowe (robaki) i Scolicia prisca, utworzone przez je¿owce nieregularne. W zespo³ach mikrofauny dominuj¹ otwornice bentoniczne o skorupkach zlepieñcowatych (Dorothia, Spiro- plectammina, Glomospira, Uvigerinammina i inne). Znaczenie stratygraficzne maj¹ otwornice planktoniczne z rodzaju Globotruncana. Gatunki Uvigerammina jankoi Majzon, Uvigerammina praejankoi Neogu i Marginotruncana sigali Mornod, a tak¿e zespo³y radiolarii wskazuj¹ na turoñski wiek sekwencji (B¹k i in., 2000). W profilu Potoku Trawnego, formacja ³upków z Malinowej ku pó³nocy przechodzi w formacjê jarmuck¹, natomiast jej po³udniowa granica ma charakter tektoniczny. Jest to strefa kontaktu serii Grajcarka, do której nale¿¹ sekwencje kredowe, z seri¹ czorsztyñsk¹ reprezentowan¹ przez forma- cjê ³upków ze Skrzypnego wieku jurajskiego (aalen–bajos œrodkowy). W strefie po³udniowej mi¹¿szoœæ formacji jest niewielka (do 10 m), w strefie pó³nocnej wzrasta nawet do 180 m.

Cenoman–mastrycht Cenoman dolny–mastrycht

Margle, wapienie margliste, zielone, czerwone, pstre, piaskowce i ³upki radiolariowe (formacja margli z Jaworek – seria pieniñska).Wob- rêbie tej formacji podrzêdnie wystêpuj¹ poziomy piaskowcowo-mu³owcowe i ³upkowe, o charakterze fliszowym, a tak¿e wk³adki rogowców z radiolariami. Makroskamienia³oœci s¹ nieliczne, natomiast liczniejsze mikroskamienia³oœci, g³ównie otwornice, pozwoli³y na okreœlenie pozycji stratygraficznej opisywanych osadów. Mi¹¿szoœæ formacji wynosi od oko³o 20 do 50 m, miejscami nawet oko³o 100 m.

Cenoman–mastrycht dolny

Margle ceglastoczerwone (ogniwo margli z Pustelni – seria pieniñ- ska) zawieraj¹ liczne otwornice planktoniczne. Dawniej by³y wyró¿niane jako margle globotrunka- nowe lub puchowskie. Stanowi¹ one ogniwo formacji margli z Jaworek. Pozycjê stratygraficzn¹ tego kompleksu okreœlono na podstawie otwornic planktonicznych na cenoman–mastrycht dolny (Jedno- rowska, 1979). Na obszarze arkusza, ods³oniêcie margli w potoku Ma³y RogoŸnik ko³o miejscowo- œci Zaskale, obejmuje wy³¹cznie czêœæ sekwencji odpowiadaj¹c¹ mastrychtowi dolnemu (Jednorow- ska, 1979). Mi¹¿szoœæ ogniwa wynosi od 30 do 100 m.

Koniak–kampan Koniak–kampan dolny

Piaskowce, mu³owce, ³upki margliste i margle piaszczyste (formacja sromowiecka – serie pieniñska i braniska) tworz¹ sekwencje o charakterze fliszowym. Piaskowce s¹ wapniste, uziarnione frakcjonalnie i laminowane. Deponowane by³y przy udziale pr¹dów zawiesinowych. Na sp¹gowych powierzchniach ³awic piaskowców wystêpuj¹ liczne hieroglify pr¹dowe, a tak¿e organiczne w postaci œladów ¿erowania lub pe³zania organizmów bentonicznych.

26 Spotyka siê tak¿e wk³adki ¿wirowców ilastych i zlepieñców bêd¹cych efektem osuwisk podmorskich. Zlepieñce zawieraj¹ materia³ egzotykowy, pochodz¹cy z poza pieniñskiego pasa ska³kowego (m.in. otoczaki granitów i dolomitów). Makroskamienia³oœci s¹ nieliczne i obejmuj¹ g³ównie ma³¿e grubo- skorupowe z rodzaju Inoceramus. Liczniej wystêpuj¹ otwornice, wœród których przewa¿aj¹ formy bentoniczne, ale zidentyfikowano tak¿e otwornice planktoniczne o znaczeniu stratygraficznym (m.in. rodzaj Globotruncana). Mi¹¿szoœæ formacji waha siê od kilkudziesiêciu do ponad 100 m.

Kampan–mastrycht Kampan górny–mastrycht

Brekcje, zlepieñce, czêsto w postaci s³abo spojonych ¿wirów, tak¿e piaskowce, mu³owce i ³upki margliste (formacja jarmucka – serie braniska i czorsztyñska). S¹ to osady synorogeniczne, o czym œwiadcz¹ m.in. olistolity zawieraj¹ce du¿e bloki ska³ serii pieniñ- skich, o charakterze fliszu proksymalnego i molasy (Birkenmajer i in., 1979). W zlepieñcach wystêpuj¹ zarówno ostrokrawêdziste fragmenty ska³ pieniñskich, jak i magurskich, z niewielk¹ domieszk¹ otocza- ków ska³ egzotycznych. W czasie prac reambulacyjnych, w Potoku Molczym na po³udnie od Starego Bystrego, znaleziono dobrze obtoczony fragment bazaltu oliwinowego. Makroskamienia³oœci i mikroskamienia³oœci s¹ nieliczne, w piaskowcach lokalnie wystêpuje detrytus zwêglonych roœlin. Opisano ma³¿e z rodzaju Inoceramus oraz du¿e i ma³e otwornice, które pozwoli³y na okreœlenie pozycji stratygraficznej sekwencji (Bieda, 1935; Birkenmajer, Geroch, 1963). W strefie po³udniowej mi¹¿szoœæ formacji jest niewielka i waha siê od 10 do 50 m, natomiast w strefie pó³nocnej osi¹ga nawet 4500 m. Analiza zespo³ów nanoplanktonu wapiennego z ³upków czarnych, z rejonu rezerwatu Ska³ka RogoŸnicka, wyko- nana w ramach prac reambulacyjnych, potwierdzi³a mastrychcki wiek sekwencji.

4. Kreda+paleogen a. Kreda górna+eocen Mastrycht + eocen

£upki margliste, z wk³adkami margli i prze³awiceniami piaskow- ców, mu³owców oraz zlepieñców (sukcesja Maruszyny).£upki i margle s¹ zielonkawe, czerwonawe i pstre. Wystêpuj¹ tak¿e prze³awicenia piaskowców drobnoziarnistych i mu³owców oraz ³awica zlepieñców o charakterze osuwiska podmorskiego. Sukcesja jest silnie zaburzona tektonicznie (liczne brekcje, kliwa¿) ze wzglêdu na wystêpowanie w strefie kontaktu pieniñskiego pasa ska³kowego z kompleksem fliszu podhalañskiego. W omawianych osadach opisano bogate zespo³y mikrofauny, obejmuj¹ce g³ównie otwornice bentoniczne o skorupkach zle- pieñcowatych (rodzaje: Ammodiscus, Dorothia, Haplofragmoides), a tak¿e gatunki otwornic planktonicznych o znaczeniu stratygraficznym. Zespo³y otwornic zawieraj¹ zarówno gatunki charakterystyczne dla mastrychtu dolnego: Globotruncana arca, Globotruncana linneiana i Globotruncana

27 stuarti, jak i gatunek Abathomphalus mayaroensis wskazuj¹cy na mastrycht górny (Birkenmajer, Jednorowska, 1983a). W profilu potoku Skrzypnego rozpoznano tak¿e sukcesjê paleogeñsk¹ obejmuj¹c¹ g³ównie margle i ³upki margliste, czerwonawe i pstre. Zawieraj¹ one równie¿ zespo³y otwornic bentonicznych i planktonicznych wskazuj¹ce na paleocen oraz eocen dolny i œrodkowy (Morgiel, Sikora, 1972, 1973; Birkenmajer, Jednorowska, 1983a).

Seria magurska (strefa krynicka)

1. Paleogen a. Eocen–oligocen Eocen œrodkowy + górny–oligocen

Piaskowce grubo³awicowe – warstwy magurskie. Podrzêdnie wystêpuj¹ przewarstwienia turbidytów: piaskowców cienko³awicowych, zlepieñców, margli i ³upków pstrych. Piaskowce zbudowane s¹ z kwarcu, skaleni i muskowitu z domieszk¹ minera³ów ciê¿kich i litokla- stów. Spoiwo jest wapnisto-ilaste. Niektóre ³awice piaskowców zawieraj¹ detrytus roœlinny. Górn¹ czêœæ kompleksu, ods³aniaj¹c¹ siê przy kontakcie z zapadliskiem orawsko-nowotarskim, w rejonie miejscowoœci Pieni¹¿kowice, Dzia³ i D³ugopole, wyró¿nia zwiêkszona zawartoœæ ziaren skaleni i okruchów granitowych (Cieszkowski, 1979). Wiek formacji zosta³ okreœlony na podstawie mikrofauny, która obejmuje du¿e i ma³e otwornice, w tym formy planktoniczne. W zespo³ach du¿ych otwornic wystêpuj¹ gatunki Nummulites distans Deshayes i Nummulites millecaput Boubeé, wskazuj¹ce na ni¿sz¹ czêœæ eocenu górnego (Bieda, 1946). W piaskowcach magurskich z Jab³onki Jednorowska (1968) stwierdzi³a zespó³ otwornic planktonicznych charakterystyczny dla eocenu gór- nego. Sukcesjê tê do rangi formacji podnieœli Birkenmajer i Oszczypko (1989). Mi¹¿szoœæ formacji magurskiej w strefie krynickiej wynosi 2000–2500 m.

b. Oligocen

Piaskowce cienko³awicowe z prze³awiceniami ³upków ilastych i margli – warstwy malcowskie. Piaskowce dominuj¹ w profilach, s¹ drobno-, œrednio- i gruboziarniste niebieskoszare. W ich sk³adzie przewa¿aj¹: kwarc, litoklasty i bioklasty wêglanowe, miejscami wystêpuje tak¿e detrytus roœlinny. Charakterystyczne s¹ naloty tlenków manganu i skupienia pirytu. Struktury sedymentacyjne obejmuj¹ ró¿ne odmiany warstwowañ (frakcjonalne, konwolutne, laminacja pozioma i skoœna) oraz hieroglify mechaniczne i organiczne. Wœród ichnoskamienia³oœci opisano m.in. rodzaje: Acantoraphe, Helicolithus, Zoophycos i Sabularia. W sukcesjach tych, o charakterze fliszowym, wystêpuj¹ tak¿e wk³adki grubo³awicowych piaskowców muskowitowych typu magurskiego. Wiek formacji okreœlono na podstawie zespo³ów otwornic planktonicznych na eocen górny–oligocen (Cieszkowski, Olszewska, 1986). Mi¹¿szoœæ formacji wynosi od oko³o 600 do 800 m.

28 2. Neogen

a. Miocen

Drobnoziarniste piaskowce margliste szare z prze³awiceniami ³upków ilastych i margli oraz piaskowce grubo³awicowe – warstwy ze Starego Bystrego.Wsekwencjach tych wystêpuj¹ zespo³y mikroskamienia³oœci wskazuj¹ce na morsk¹ ge- nezê: ig³y g¹bek, otwornice, radiolarie, okrzemki i nanoplankton wapienny. Na ich podstawie wiek sukcesji zosta³ okreœlony jako miocen dolny i œrodkowy (Cieszkowski i in., 1993). Na obszarze arkusza Czarny Dunajec sekwencje te ukazuj¹ siê spod osadów plejstocenu i holocenu na obszarze zapadliska orawsko-nowotarskiego.

Flisz podhalañski

1. Paleogen

a. Oligocen Oligocen dolny

Piaskowce œrednio³awicowe i grubo³awicowe oraz zlepieñce, z pakietami ³upków – warstwy szaflarskie.Udzia³ poszczególnych odmian litologicznych decyduje o trójdzielnym podziale tego kompleksu. W ogniwie dolnym dominuj¹ piaskowce szare, naj- czêœciej œrednioziarniste. Wystêpuj¹ równie¿ odmiany gruboziarniste i zlepieñcowate o du¿ej mi¹¿szo- œci ³awic dochodz¹cej do 3 m. Towarzysz¹ im mu³owce wapniste i ciemnoszare ³upki ilaste. Miejscami wystêpuj¹ ³awice piaszczyste typu debris-flow i osady osuwisk podmorskich. W czêœci œrodkowej przewa¿aj¹ ³upki, czêsto mu³owcowe. Piaskowce s¹ zwykle drobnoziarniste, cienko³awicowe lub œred- nio³awicowe. Niektóre pakiety brunatnych ³upków ilastych i krzemionkowych, podobne s¹ do ³upków menilitowych. Spotyka siê równie¿ pojedyncze ³awice dolomitów ¿elazistych. W ogniwie górnym dominuj¹ szare, œrednio³awicowe i grubo³awicowe piaskowce wapniste. Charakteryzuj¹ siê one zmiennym uziarnieniem, a niekiedy tak¿e du¿¹ iloœci¹ detrytusu roœlinnego. Na podstawie wyników analizy nanoplanktonu wapiennego ich wiek okreœlono na oligocen dolny (rupel œrodkowy) (Garecka, 2005), co zosta³o potwierdzone wynikami badañ zespo³ów dinocyst (Gedl, 1999, 2000a, b). Maksymalna mi¹¿szoœæ warstw szaflarskich wynosi 950 m, z czego na powierzchni ods³ania siê oko³o 700 m. £upki ilaste i mu³owcowe, z pojedynczymi ³awicami piaskowców, dolomitów ¿elazistych, lokalnie zlepieñców (warstwy zakopiañskie dolne).Dominuj¹cym sk³adnikiem warstw zakopiañskich dolnych s¹ ³upki, których iloœæ w profilach waha siê w granicach 50–100%, oscyluj¹c czêsto przy górnej granicy. Wyró¿niæ mo¿na dwa rodzaje ³upków: ciemnobrunatne, ilaste, o cienkop³ytowej (blaszkowej) oddzielnoœci, zawieraj¹ce du¿¹ iloœæ ³yszczyków oraz szare ³upki ilaste i mu³owcowe, o grubszej oddzielnoœci i prze³amie muszlo-

29 wym. Pierwsze z nich charakteryzuje te¿ wystêpowanie: materia³u piaszczystego i ¿wirowego w postaci smug lub soczewek, a tak¿e pojedynczych otoczaków wielkoœci 1–2 cm (dolomity, piaskowce, fragmenty ³upków), laminacji wyra¿onej naprzemianleg³ym uk³adem jaœniejszych i ciemniejszych warstewek z du¿¹ iloœci¹ substancji wêglistej oraz ³usek i elementów szkieletowych ryb. Wœród ³upków miejscami wystêpuj¹ ³awice dolomitów ¿elazistych (ankerytów). Ich sk³ad chemiczny podaje

Wieser (1973): CaCO3 (55–57%), MgCO3 (37–39%), FeCO3 (7–10%). Druga odmiana ³upków wystê- puje w wy¿szej czêœci warstw zakopiañskich wraz z licznymi piaskowcami cienko³awicowymi. Pia- skowce s¹ szare lub ciemnoszare, przewa¿nie drobnoziarniste, zbite, czêsto o charakterystycznej, kost- kowej ³upliwoœci. Na sp¹gowych powierzchniach wystêpuj¹ drobne hieroglify, g³ównie pochodzenia organicznego z rodzaju Planolites (Pieñkowski, Westwalewicz-Mogilska, 1986). Przewa¿a warstwowanie laminowane i przek¹tne. W górê profilu iloœæ ³awic piaskowcowych wzrasta. Wyniki analizy petrologicznej pozwalaj¹ okreœliæ je jako piaskowce szarog³azowe (Bromowicz, Rowiñski, 1965). Pozycja stratygraficzna warstw zakopiañskich dolnych okreœlona zosta³a na podstawie wyni- ków analizy nanoplanktonu wapiennego na najwy¿sz¹ czêœæ oligocenu dolnego – poziom NP 24 Sphenolithus distentus (GaŸdzicka, 1999; Garecka, 2005). Maksymalna mi¹¿szoœæ warstw zakopia- ñskich dolnych wynosi oko³o 1200 m.

Oligocen górny

Piaskowce cienko³awicowe, mu³owce i ³upki (warstwy zakopiañ- skie górne). Przewa¿aj¹ piaskowce drobnoziarniste, warstwowane frakcjonalnie, w wy¿szej czêœci sekwencji depozycyjnych – laminowane równolegle. Zawieraj¹ serycyt, niekiedy du¿¹ iloœæ zwêglonych szcz¹tków roœlinnych. Na dolnych powierzchniach ³awic piaskowców wystêpuj¹ hieroglify organiczne. Wœród nich najliczniej reprezentowane s¹ rodzaje: Taphrelminthoida, Taphrel- minthopsis i Sabularia. Tworz¹ one horyzonty korelacyjne na po³udniowych stokach Pasma Guba³owskiego (Pieñkowski, Westwalewicz-Mogilska, 1986). Piaskowce cienko³awicowe, œrednio- ³awicowe, rzadziej grubo³awicowe stanowi¹ oko³o 50% profilu. Prze³awicone s¹ rytmicznie mu³ow- cami i ³upkami kwarcowo-dolomitycznymi, niekiedy silnie wapnistymi. Sporadycznie pojawiaj¹ siê niewielkie bu³y dolomitów ¿elazistych i warstewki tufitów. Ca³y kompleks charakteryzuje siê jaœniejszymi barwami w porównaniu z sekwencjami warstw zakopiañskich dolnych i wybitn¹ ryt- mik¹ sedymentacji. Maksymalna mi¹¿szoœæ warstw zakopiañskich górnych wynosi oko³o 800 m. Na obszarze arkusza osi¹gaj¹ one mi¹¿szoœæ oko³o 600 m. Pozycjê stratygraficzn¹ warstw zakopiañskich górnych Garecka (2005) okreœli³a jako oligocen górny (szat dolny), poziom nanoplanktonowy NP 24 Sphenolithus distentus. Piaskowce drobnoziarniste, œrednioziarniste i gruboziarniste z prze- ³awiceniami ³upków ilastych (warstwy chocho³owskie dolne).Doln¹ granicê

30 warstw chocho³owskich wyznacza pojawienie siê wiêkszej iloœci ³awic piaskowców o du¿ej mi¹¿szoœci. Towarzysz¹ im: ¿wirowce ilaste, poziomy tufitowe i osuwiska. Piaskowce warstw chocho³owskich charakteryzuje wiêksza mi¹¿szoœæ ³awic i mniejsza wapnistoœæ w stosunku do warstw zakopiañskich. S¹ zwykle mniej zwiêz³e, zawieraj¹ te¿ liczne toczeñce. Niekiedy ³awice piaskowców o mi¹¿szoœci od 1 do 2 m tworz¹ potê¿ne, kilkunastometrowe kompleksy. Granica pomiêdzy warstwami zakopiañskimi a chocho³owskimi jest umowna i w niektórych rejonach trudna do wyznaczenia. Ku stropowi iloœæ i mi¹¿szoœæ ³awic piaskowców wzrasta, a zmniejsza siê iloœæ ³upków. Piaskowce s¹ przewa¿nie drobno- i œrednioziarniste, lokalnie zlepieñcowate, o zmiennej mi¹¿szoœci ³awic. Spoiwo piaskowców jest ilasto-¿elaziste, rzadziej wapniste. W niektórych ³awicach wystêpuje du¿a iloœæ serycytu i drobny detrytus roœlinny, tworz¹cy ciemne laminy. Na sp¹gowych powierzchniach ³awic wystêpuj¹ hieroglify pr¹dowe i wleczeniowe; hieroglify organiczne pojawiaj¹ siê rzadziej ni¿ w warstwach zakopiañskich górnych. Nale¿¹ g³ównie do rodzajów Taphrelminthoida i Colichnus (Pieñkowski, Westwalewicz-Mogilska, 1986). W ³awicach piaskowców wystêpuje warstwowanie laminowane, przek¹tne i frakcjonalne, wskazuj¹ce na turbiditow¹ genezê osadów. £upki warstw chocho³owskich s¹ jaœniejsze od zakopiañskich, zwykle szare, niekiedy oliwkowo-zielone i zawieraj¹ wêglan wapnia. Wœród pakietów ³upkowych wystêpuj¹ tufity, ró¿ni¹ce siê od ³upków barw¹, stopniem diagenezy (s¹ mniej spoiste, miêkkie, pla- styczne), a przede wszystkim sk³adem mineralnym. Mi¹¿szoœæ warstewek tufitów waha siê od jednego do kilkunastu centymetrów, barwa od bia³ej, przez srebrzysto-szar¹, kremow¹ do ¿ó³tawej, co zwi¹zane jest z ich diagenez¹ oraz wietrzeniem. Na podstawie wyników analizy materia³u piroklastycznego, charakter magmy macierzystej okreœlony zosta³ jako: dacytowy lub riodacytowy (Michalik, Wieser, 1959) lub dacytowy i dacytowo-andezytowy (Sobieñ, 2005). W warstwach chocho³owskich dolnych wy- stêpuj¹ te¿ ³awice zlepieñców o charakterze sp³ywowym, zawieraj¹cych okruchy ska³ tatrzañskich: wapienie, dolomity, radiolaryty, kwarcyty, granity, a nawet ska³y wylewne (Go³¹b, 1959). Wiek warstw chocho³owskich oceniany jest na oligocen górny (szat), poziom nanoplanktonowy NP 24 Sphenolithus distentus (Garecka, 2005). Mi¹¿szoœci kompleksu wynosi 800–1000 m. Piaskowce grubo³awicowe, zlepieñce, mu³owce i ³upki ilaste (warstwy chocho³owskie górne).Piaskowce warstw chocho³owskich górnych s¹ ró¿noziarniste, zwarte, miejscami zlepieñcowate lub prze³awicone zlepieñcami. £upki, a raczej mu³owce o oddzielnoœci ³upkowej s¹ szare, zielono-szare, lokalnie ciemnoszare, rozpadaj¹ siê na nieregularne okruchy. Miejscami zawieraj¹ cienkie (5–15 cm) przewarstwienia twardych, szarych piaskowców drobnoziarnistych, z licznym muskowitem i detrytusem roœlinnym. W stropowej czêœci ogniwa wystêpuje pakiet mu³owców o mi¹¿szoœci 8–25 m rozdzielony pojedynczymi ³awicami piaskowców (1–3 m) ró¿noziarnistych, zlepieñcowatych, s³abo zwiêz³ych, spêkanych na du¿e bloki. Warstwy chocho³owskie górne charakteryzuj¹ce siê przewag¹ piaskowców nad ³upkami zajmuj¹ centraln¹ czêœæ niecki podhalañskiej buduj¹c najwy¿sze partie wzniesieñ. Pozycjê stratygraficzn¹ warstw chocho³ow-

31 skich górnych okreœliæ mo¿na na najwy¿szy oligocen górny, poziom nanoplanktonowy NP 25 Sphe- nolithus ciperoensis (Garecka, 2005). Maksymalna mi¹¿szoœæ kompleksu wynosi oko³o 600 m.

2. Paleogen–neogen

a. Oligocen–miocen Oligocen górny–miocen dolny

Piaskowce z prze³awiceniami zlepieñców i ³upków ilastych – warstwy ostryskie. Piaskowce charakteryzuj¹ siê zró¿nicowan¹ mi¹¿szoœci¹ ³awic, najczêœciej s¹ one drobno- i œrednio-, rzadziej gruboziarniste. Te ostatnie, zdaniem Go³¹ba (1959), wystêpuj¹ w sp¹gu i w stropie kompleksu. Towarzysz¹ im ³awice zlepieñców zawieraj¹cych otoczaki kwarcu i ska³ krystalicznych. Wœród piaskowców wystêpuj¹ pakiety ³upków ilastych, których udzia³ wzrasta ku gó- rze profilu. Strop warstw ostryskich jest erozyjny. Na obszarze arkusza kompleks ten buduje wy¿sz¹ czêœæ Góry Ostrysz, wystêpuje równie¿ na zachód od doliny Czarnego Dunajca. Po stronie s³owackiej odpowiada mu formacja bia³opotocka (Gross i in., 1993; Sotak i in., 2007). Wiek tej sukcesji okreœla- ny by³ pocz¹tkowo jako oligoceñski (Dudziak, 1986). Na podstawie wyników analizy zespo³ów otwornic planktonicznych (Olszewska, Wieczorek, 1998) i nanoplanktonu wapiennego (Garecka, 2005) kompleks ten sytuowany jest obecnie na pograniczu oligocenu i miocenu (poziomy nanoplanktonowe NP 25–NN1). Mi¹¿szoœæ warstw ostryskich nie przekracza 300 m. W poprzedniej wersji arkusza (Watycha, 1976) zasiêg przestrzenny warstw ostryskich ograni- czony by³ jedynie do wierzcho³ka Góry Ostrysz. Jednak wykszta³cenie litologiczne sekwencji fliszowych na zachód od doliny Czarnego Dunajca upowa¿nia do zaliczenia ich do najwy¿szego ogniwa fliszu podhalañskiego. Podobny zasiêg warstw ostryskich przedstawi³ Go³¹b (1959) na schematycznej mapie Zachodniego Podhala. Ponadto, przyjête rozwi¹zanie umo¿liwia korelacjê kompleksów litostratygraficznych po obu stronach granicy pañstwowej.

Zapadlisko orawsko-nowotarskie

1. Neogen

a. Miocen Miocen górny

Zlepieñce, ¿wiry, piaski i namu³y ilasto-py³owate, z wk³adkami lignitu – warstwy z Czarnego Dunajca s¹tonajstarsze osady zapadliska orawsko-nowotarskiego. Kompletne profile warstw z Czarnego Dunajca wystêpuj¹ w otworach Czarny Dunajec IG 1 (otw. 2) i Koniówka IG 1 (otw. 3), gdzie osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ oko³o 340 i 160 m. W sp¹gu kompleksu wystêpuj¹ 30-metrowej mi¹¿szoœci osady ¿wirowo-piaszczyste, sk³adaj¹ce siê z wielu

32 nak³adaj¹cych siê na siebie warstw ¿wirowych z licznymi otoczakami, rozdzielonych warstwami i soczewkami mu³owcowo-piaszczystymi. W warstwach zlepieñców otoczaki u³o¿one s¹ bez³adnie, a spoiwo ilasto-piaszczyste zawiera szcz¹tki roœlinne. Ku górze profilu pojawia siê wiêcej osadów drobnoziarnistych – piaski, mu³owce, niekiedy margliste lub z du¿¹ zawartoœci¹ szcz¹tków roœlinnych, w tym warstwy lignitu. Zdaniem Watychy (1977a), w czêœci dolnej kompleksu w zlepieñcach wystêpuj¹ g³ównie otoczaki pochodz¹ce ze ska³ buduj¹cych p³aszczowinê magursk¹, ku górze zwiêksza siê iloœæ materia³u skalnego reprezentuj¹cego flisz podhalañski i serie pieniñskie. Na wystêpowanie w zlepie- ñcach oprócz otoczaków pochodz¹cych z fliszu podhalañskiego tak¿e ska³ tatrzañskich (dolomity, kwarcyty, ska³y krystaliczne) wskazuj¹ zarówno wykonane w czasie reambulacji arkusza obserwacje terenowe, jak i wyniki analizy petrologicznej. Warstwy czarnodunajeckie charakteryzuje cyklicznoœæ sedymentacji. Kolejne cykle depozycyjne zaczynaj¹ siê osadami gruboziarnistymi – ¿wirami lub piaskami, a koñcz¹ warstwami i³ów, czêsto z du¿¹ iloœci¹ zwêglonych szcz¹tków roœlinnych, w tym lignitu. Ponadto, w ods³oniêciach w Potoku Bystrym na pó³noc od Miêtustwa (fragment miejscowoœci Ciche), opisano dwumetrowej mi¹¿szoœci warstwê tufitów o sk³adzie odpowiadaj¹cym magmom rio- litowym (Sikora, Wieser, 1974; Birkenmajer, 1979). Pozycja stratygraficzna okreœlona zosta³a na podstawie wyników badañ palinologicznych na miocen górny (Tran Dinh Nghia, 1974; Oszast, Stu- chlik, 1977; Cieszkowski, 1992, 1995), nie wykluczony jest te¿ wiek œrodkowomioceñski (Lesiak, 1994). Natomiast WoŸny (1976), na podstawie badañ œlimaków s³odkowodnych, wskaza³ wiek oligoceñsko-dolnomioceñski. Na obszarze arkusza ods³oniêcia warstw czarnodunajeckich znajduj¹ siê w dnie i na brzegach Czarnego Dunajca, miêdzy Chocho³owem a Koniówk¹. Mu³ki i i³y, z detrytusem roœlinnym, wk³adkami lignitu oraz prze³a- wiceniami piasków i ¿wirów – warstwy orawskie.Warstwy te le¿¹ w ci¹g³oœci se- dymentacyjnej na warstwach czarnodunajeckich. Kompletne profile opisano w otworach Czarny Du- najec IG 1 (otw. 2 – mi¹¿szoœæ oko³o 180 m) i Koniówka IG 1 (otw. 3 – oko³o 125 m), a ods³oniêcia wystêpuj¹ w dnie i zboczach doliny Czarnego Dunajca na pó³noc od Chocho³owa oraz w okolicy Ci- chego. Osady widoczne w ods³oniêciach sk³adaj¹ siê z licznych cykli depozycyjnych o mi¹¿szoœci od 6 do 20 m, zaczynaj¹cych siê utworami piaszczystymi lub mu³owcowymi, w wy¿szej czêœci ¿wirami. Sk³ad petrologiczny ¿wirów jest zmienny: na po³udniu przewa¿a materia³ pochodz¹cy z fliszu podhalañ- skiego z domieszk¹ tatrzañskiego, w rejonie Czarnego Dunajca – otoczaki fliszu magurskiego (Watycha, 1977a). Wiek warstw orawskich okreœlono na podstawie wyników badañ palinologicznych na miocen górny (Oszast, Stuchlik, 1977), a na podstawie zespo³u œlimaków s³odkowodnych na miocen œrodko- wy (WoŸny, 1976).

33 b. Pliocen Pliocen dolny

Zlepieñce, piaskowce i mu³owce, czêsto z du¿¹ domieszk¹ frakcji ilastej i z e zwêglonym detrytusem roœlinnym – warstwy z Koniówki.Niektóre sekwencje mu³owcowo-ilaste zawieraj¹ dobrze zachowane liœcie, a tak¿e niedu¿ej mi¹¿szoœci warstewki wêgla brunatnego i lignitu. W zlepieñcach, które najliczniej wystêpuj¹ w sto¿ku Starego Bystrego, przewa¿aj¹ otoczaki fliszu podhalañskiego. Cykle depozycyjne charakteryzuj¹ siê niekompletnym wykszta³ceniem, co przejawia siê brakiem poziomów ¿wirowych w wy¿szej czêœci sukcesji. W sp¹gu wiêkszo- œci cykli wystêpuj¹ warstwowane osady ilasto-piaszczyste, powy¿ej których sedymentacja jest zdo- minowana przez mu³ki szarozielone o bez³adnej strukturze, zawieraj¹ce konkrecje wapienne i liczne muszle œlimaków s³odkowodnych i l¹dowych (m.in.: Carichium marinae Steklov, Carichium plica- tum Steklov, Carnifex oxystoma Klein, Helix cf. steinhaimensis Klein, Helix cf. pachystoma Klein, Hyalinia miocenica Audreae – WoŸny, 1976). Kompleks ten, wyró¿niany jako warstwy z Koniów- ki, na powierzchni ukazuje siê w dolinie Czarnego Dunajca i na po³udnie od Starego Bystrego. Roz- poznany zosta³ tak¿e w profilach otworów Czarny Dunajec IG 1 (otw. 2) i Koniówka IG 1 (otw. 3), gdzie osi¹ga mi¹¿szoœæ 130 i 200 m. Florê wystêpuj¹c¹ w ods³oniêciach na Domañskim Wierchu zbada³a Zastawniak (1972) i zaliczy³a j¹ do pliocenu. Podobne wnioski uzyskali Oszast i Stuchlik (1977) na podstawie wyników badañ palinologicznych. WoŸny (1976), analizuj¹c zespo³y s³odkowodnych œlimaków, zaliczy³ je do najwy¿szego miocenu górnego. Podobne stanowisko przyj¹³ Wa- tycha (1977a).

Pliocen dolny–œrodkowy

Piaskowce, mu³owce piaszczyste lub ilaste, z konkrecjami wapiennymi i wk³adkami ¿wirów oraz wk³adkami wêgla brunatnego – warstwy z Podczerwonego.Podobnie jak w sukcesji le¿¹cej bezpoœrednio poni¿ej, cykle depozycyjne s¹ niepe³ne. Zaczynaj¹ siê poziomami piaszczystymi, które przechodz¹ w kompleksy mu³owcowo-ilaste, laminowane lub o strukturze bez³adnej. Nagromadzenia znacznych iloœci szcz¹tków roœlinnych wskazuj¹ na przejœcie do sedymentacji bagiennej w najwy¿szej czêœci cykli sedymentacyjnych. Poziomy wêgla brunatnego osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 1 m. Wk³adki ¿wirów wystêpuj¹ rzadko. Seria ta zajmuje centraln¹ czêœæ zapadliska orawsko-nowotarskiego. Ods³oniêcia znajduj¹ siê w dolinie Czarnego Dunajca miêdzy Koniówk¹ a Podczerwonem i na zboczach Domañskiego Wierchu, w okolicy Cichego Dolnego. Zosta³a ona równie¿ stwierdzona w profilu otworu Czarny Dunajec IG 1 (otw. 2), gdzie osi¹ga mi¹¿szoœæ 250 m. W profilu tym WoŸny (1976) opisa³ skorupki œlimaków l¹dowych. Plioceñski wiek tej sukcesji okreœli³a Oszast (1970a) na podstawie wyników badañ palinologicznych.

34 Pliocen górny

Zlepieñce, ¿wiry, piaski i mu³ki, z detrytusem roœlinnym – warstwy z Mizernej stanowi¹ najm³odszy neogeñski kompleks osadowy zapadliska orawsko-nowotarskiego, przykryty seri¹ ¿wirów wodnolodowcowych najstarszego plejstocenu. Kryterium pozwalaj¹cym oddzieliæ od siebie te dwie serie osadowe o podobnym charakterze jest sk³ad petrologiczny ¿wirów. W kompleksie plioceñskim wystêpuj¹ wy³¹cznie otoczaki fliszu podhalañskiego (g³ównie piaskowce drobnoziarniste warstw chocho³owskich i ostryskich), podczas gdy w seriach plejstoceñskich tak¿e materia³ tatrzañski (Kukulak, 1998). Sukcesja ta znana jest z profilu otworu Domañski Wierch IG 1 (otw. 4) oraz z ods³oniêæ powierzchniowych na po³udnie od Starego Bystrego. W okolicy przysió³ka Ska³ka (fragment miejscowoœci Stare Bystre) wystêpuje bezpoœrednio na seriach pieniñskich, co mo- ¿na obserwowaæ w ods³oniêciu w korycie Potoku Bystrego. Jednak najlepiej rozpoznana zosta³a we wschodniej czêœci Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, w okolicy miejscowoœci Mizerna (ark. Kroœcienko SMGP), gdzie wystêpuj¹ osady zawieraj¹ce nagromadzenia flory l¹dowej. Bogaty zespó³ szcz¹tków roœlinnych z dobrze zachowanymi liœæmi opisa³ Szafer (1954), okreœlaj¹c ich wiek jako plioceñski. Podobne zespo³y florystyczne w czêœci orawskiej opisa³a Oszast (1970b). Na podstawie wyników analizy palinologicznej, autorka ta okreœli³a tak¿e wiek sukcesji osadowej z otworu Domañski Wierch 1 (otw. 4) jako pliocen górny (Oszast, 1973).

Czwartorzêd

a. Plejstocen Zlodowacenia najstarsze

¯wiry i namu³y z detrytusem roœlinnym, sto¿ków nap³ywowych na powierzchni terenu wystêpuj¹ poni¿ej grzbietu Domañskiego Wierchu, na jego po³udniowym stoku. Tworz¹ kilkumetrow¹ listwê osadów o szerokoœci oko³o 300 m i d³ugoœci kilku kilometrów. Utwory te zosta³y przewiercone w otworze 4, ich sp¹g znajduje siê na g³êbokoœci oko³o 26 m (przyjêta granica z pliocenem górnym). Nie mo¿na jednak wykluczyæ, ¿e mi¹¿szoœæ tych osadów jest znacznie mniejsza i wynosi jedynie kilkanaœcie metrów, gdy¿ na podstawie wyników badañ paleobotanicznych nie mo- ¿na by³o jednoznacznie postawiæ granicy pomiêdzy pliocenem górnym a czwartorzêdem. Pod wzglêdem genetycznym s¹ to osady sto¿ków nap³ywowych potoków: Cichego, Bystrego i Wielkiego RogoŸnika, sk³adaj¹ce siê z wielu warstw otoczakowo-¿wirowych, rozdzielonych warstwami osadów ilastych i namu³ów ze szcz¹tkami roœlinnymi (Urbaniak, 1960). Miejscami pojawiaj¹ siê prze³awicenia piasków. G³ówny sk³adnik ¿wirów stanowi¹ dobrze obtoczone otoczaki piaskow- ców o œrednicy od 5 do 30 cm, pochodz¹ce z fliszu podhalañskiego (Watycha, 1977a). Wyniki analizy palinologicznej wykaza³y wspó³wystêpowanie zespo³ów palinomorf typowych zarówno dla czwarto- rzêdu, jak i starszych, mioceñskich, znajduj¹cych siê na wtórnym z³o¿u. Osady tego zlodowacenia

35 zosta³y stwierdzone tak¿e w profilu otworu 1 (Wróblówka IG 1) na g³êbokoœci 111,8–112,5 m (Waty- cha, 1973). Reprezentuj¹ one osady sto¿ków nap³ywowych potoków p³yn¹cych z pó³nocy, z jednostki magurskiej Karpat (m.in. Potoku Pieni¹¿kowickiego). Sk³adaj¹ siê z ró¿nej wielkoœci okruchów pias- kowców, ostrokrawêdzistych lub dobrze obtoczonych, zielonoszarych, pochodz¹cych z serii magurskiej. Podobne osady, zawieraj¹ce szcz¹tki roœlin charakterystycznych dla ch³odnego klimatu zosta³y znalezione w Mizernej na terenie arkusza Kroœcienko SMGP (Szafer, 1954). Mo¿na przypuszczaæ, ¿e serie osadowe najstarszego zlodowacenia wystêpuj¹ na obszarze zapadliska orawsko-nowotarskiego, na czêœciowo zerodowanych osadach neogenu (Watycha, 1977a).

Interglacja³ augustowski

¯wiry, piaski i i³y rzeczne i poziomy z otoczakami reprezentuj¹ce interglacja³ augustowski (wg. starszych podzia³ów plejstocenu, w tym tak¿e Watychy (1977a), interglacja³ kro- merski, podlaski) zosta³y stwierdzone tylko w profilu otworu 1 (Wróblówka IG 1) na g³êbokoœci 112,5–104,0 m (Watycha, 1973). Sk³adaj¹ siê z warstw otoczakowo-¿wirowych i piaszczystych o bez³adnej teksturze, zielonoszarych, z wk³adkami zielonych i³ów piaszczystych z sieczk¹ roœlinn¹. ¯wiry i piaski reprezentuj¹ facjê korytow¹, a i³y facje pozakorytowe (rozlewiska powodziowe). Osady te buduj¹ sto¿ki nap³ywowe lub s¹ deponowane w jeziorzyskach. S¹ one podobne do sekwencji wystêpuj¹cych w okolicy Mizernej, zawieraj¹ szcz¹tki roœlin klimatu cieplejszego. Odpowiadaj¹ one zatem okresowi interglacjalnemu (Szafer, 1954). Osady rzeczne i jeziorne najstarszego interglacja³u stwierdzono równie¿ we wschodniej czêœci Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, w rejonie miejscowoœci Frydman i Dêbno (Watycha, 1975, 1976). Ponadto, osady z otworu 1 (Wróblówka IG 1) zawieraj¹ mocno zwietrza³e otoczaki ska³ tatrzañskich, co wskazuje na transport materia³u skalnego z po³udnia. Œwiadczy to o rozciêciu przez Czarny Dunajec garbu, który tworzy³ flisz podhalañski miêdzy Magur¹ Orawsk¹ a Butorowym Wierchem, i kapta¿ Potoku Siwa Woda. Osady tego interglacja³u, chocia¿ nie wystêpuj¹ na powierzchni terenu, zajmuj¹ prawdopodobnie œrodkow¹ czêœæ Kotliny Orawsko-Nowo- tarskiej (Watycha, 1977a).

Zlodowacenia po³udniowopolskie

I³y i mu³ki zastoiskowe omi¹¿szoœci 2 m wystêpuj¹ w otworze we Wróblówce (otw. 1) od g³êbokoœci 102 do 104 m. S¹ to ¿ó³te i zielone i³y z przewarstwieniami mu³ków i piasków. W osadach tych znajdowane s¹ otoczaki kwarcytowe. Podobnie wykszta³cone osady znalezione w Mizernej (Szafer, 1954) zosta³y zaliczone do okresu zlodowaceñ po³udniowopolskich na podstawie zimnolubnych zespo³ów florystycznych. W Mizer- nej wyró¿niono tak¿e górny poziom i³ów zastoiskowych rozdzielonych utworami wodnolodowcowymi (Watycha, 1977a). Osi¹ga on mi¹¿szoœæ 15,2 m i reprezentowany jest przez i³y, py³y i piaski wystê- puj¹ce w zespo³ach cienkich lamin.

36 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe wystêpuj¹ w dnie Kotliny Orawsko-Nowotar- skiej, pod pokryw¹ m³odszych osadów plejstoceñskich. Zosta³y stwierdzone w profilu otworu 1 (Wróblówka IG 1) na g³êbokoœci 90–102 m (Watycha, 1973). Sk³adaj¹ siê na nie piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami. W dolnej czêœci profilu wystêpuj¹ ¿wiry piaszczyste z soczewkami otoczaków, mi¹¿szoœci oko³o 10 m, reprezentuj¹ce schy³ek okresu glacjalnego. Osady wodnolodowcowe wystêpuj¹ w Mizernej (Szafer, 1954). S¹ to ¿ó³te, ró¿noziarniste piaski ze wstêgami i przewarstwieniami ¿wirów z otoczakami, w których przewa¿aj¹ kwarcyty, o mi¹¿szoœci 5 m. Sk³ad otoczaków w dolnej czêœci ma charakter mieszany i zawiera fragmenty piaskowców magurskich, fliszu podhalañskiego i ska³ tatrzañskich. W wy¿szej czêœci wystêpuj¹ niemal wy³¹cznie otoczaki pochodz¹ce z Tatr. Osady te tworzy³y siê prawdopodobnie w interstadiale (Watycha, 1977a).

Interglacja³ wielki

Piaski i ¿wiry rzeczne.Wed³ug Watychy (1977a) na obszarze Kotliny Orawsko-Nowo- tarskiej osadów interglacja³u wielkiego na powierzchni dotychczas nie stwierdzono. Natomiast w otworze 1, na g³êbokoœci 65–72 m, ponad osadami wodnolodowcowymi wystêpuje warstwa osa- dów rzecznych, sk³adaj¹ca siê z piasków ró¿noziarnistych z przewarstwieniami ¿wirowo-otoczako- wymi, któr¹ Watycha (1973) zaliczy³ do interglacjalu wielkiego. W ¿wirach, których iloœæ zwiêksza siê ku stropowi sukcesji, dominuje materia³ tatrzañski (g³ównie ska³y krystaliczne, w mniejszej iloœci osadowe) z niewielk¹ domieszk¹ otoczaków piaskowców reprezentuj¹cych flisz podhalañski i seriê magursk¹. Zjawisko to mo¿na wi¹zaæ ze schy³kiem okresu ciep³ego. Zwiêkszona iloœæ kwarcytów w piaskach ró¿noziarnistych, wystêpuj¹cych w wy¿ej le¿¹cej 3-metrowej warstwie, œwiadczy o nade- jœciu nowego okresu zimnego (Watycha, 1977a). Otoczaki, ¿wiry i piaski s¹ na ogó³ u³o¿one bez³adnie. Pochodz¹ one z moren szybko rozmywanych przez wody z topniej¹cych lodowców na pocz¹tku okresu interglacjalnego. Materia³ skalny niesiony by³ z Tatr przez burzliwie p³yn¹ce potoki, które po stracie si³y noœnej na równinie Kotliny Orawsko-Nowotarskiej zostawia³y go na miejscu bez wcze- œniejszej segregacji. Tego rodzaju sedymentacja odbywa³a siê stosunkowo krótko, trac¹c na sile w miarê zaniku lodowców (Watycha, 1977a). Na warstwie otoczakowo-¿wirowej osadzi³y siê drob- niejsze frakcje piaszczyste, a w koñcu mu³ki, które w znacznym stopniu uleg³y zniszczeniu i zachowa³y siê tylko we fragmentach (Watycha, 1973).

Zlodowacenia po³udniowopolskie + œrodkowopolskie

G³azy, rumosze skalne, piaski i gliny rzeczno-lodowcowe (wodnolodowcowe) (pokrywy) wystêpuj¹ w po³udniowej czêœci obszaru arkusza w Chocho³owie,

37 na wysokoœci oko³o 25–30 m n.p. Czarnego Dunajca. Osady te kontynuuj¹ siê na po³udnie na teren arkusza Tatry Zachodnie SMGP (Piotrowska i in., 2014, 2017). Stanowi¹ one ni¿szy i zarazem m³odszy poziom zbudowany z utworów rzeczno-lodowcowych w dolinie Czarnego Dunajca. Gliny, piaski i ¿wiry rzeczne oraz wodnolodowcowe tarasów 25,0–35,0 m n.p. rzeki wystêpuj¹ na powierzchni terenu w rejonie Domañskiego Wierchu, Koniówki, RogoŸnika, Chocho³owa i Podczerwonego przy granicy z Republik¹ S³owack¹. Najwy¿ej po³o¿one powierzchnie tych tarasów zbudowane s¹ z piasków i ¿wirów wodnolodowcowych okre- œlonych przez Watychê (1977a), jako osady najwy¿szego zasypania. Tworzy³y siê one w koñcowej fazie topnienia lodowców, zwi¹zanej z ociepleniem klimatu. Na pó³nocnym skraju Kotliny Orawsko-Nowo- tarskiej wystêpuj¹ w niewielu miejscach w postaci p³atów glin o mi¹¿szoœci od 2,5 do 4,5 m. Osady te zosta³y potem zerodowane i obecnie tworz¹ warstwê o mi¹¿szoœci oko³o 3–10 m. Na mapie przedsta- wiono je ³¹cznie ze ¿wirami zaliczonymi do zlodowaceñ œrodkowopolskich. Podczas kartowania geologicznego nie stwierdzono jednoznacznej granicy litologicznej i morfologicznej pomiêdzy osadami zlo- dowaceñ po³udniowopolskich i œrodkowopolskich, przedstawionymi na mapie Watychy (1977a). W sp¹gu utwory wodnolodowcowe sk³adaj¹ siê z bez³adnie u³o¿onych otoczaków, ¿wirów i piasków (œrednica ziaren maleje ku górze), przyniesionych w 95% z Tatr. Fragmenty ska³ krystalicznych, gnejsy i granity, uleg³y silnemu wietrzeniu i rozpadaj¹ siê, tworz¹c mia³ kwarcowo-skaleniowo-³yszczykowy w kolorze ochry. Procesy denudacyjne zachodz¹ce w m³odszych okresach plejstocenu spowodowa³y usuniêcie drobnej frakcji osadów, zostawiaj¹c na miejscu tylko niezwietrza³e kwarcyty. W wyniku tego proce- su, miêdzy Chocho³owem a RogoŸnikiem, utworzy³a siê warstwa kwarcytowa, lokalnie osi¹gaj¹ca 2 m mi¹¿szoœci, le¿¹ca na resztkach osadów wodnolodowcowych najwy¿szego zasypania. W starszej literaturze okreœlane by³y one terminem zubo¿a³e ¿wiry ryniska Gronkowskiego lub moreny szaflar- skiej albo Domañskiego Wierchu (Romer, 1929). Pozosta³oœci¹ tej warstwy s¹, wystêpuj¹ce pojedyn- czo lub w niewielkich grupach, du¿e g³azy kwarcytowe rozsiane w paœmie ska³kowym. Warstwy wtór- nego wzbogacenia w kwarcyty pojawiaj¹ siê równie¿ w osadach Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, np. w otworze 1 (Wróblówka IG 1) na g³êbokoœci poni¿ej 100 m i sygnalizuj¹ okresy cieplejsze, pluwialne. Utwory te zosta³y udokumentowane w profilu otworu 4 na Domañskim Wierchu, a tak¿e w profilach sond mechanicznych wykonanych w ramach prac reambulacyjnych. S¹ to g³ównie gliny ¿ó³te i br¹zowe, których genezê mo¿na wi¹zaæ z zatamowaniem przep³ywu wód i dostarczaniem do zbior- ników materia³u zwietrzelinowego. ¯wiry wystêpuj¹ sporadycznie, zarówno na powierzchni terenu, jak i w profilu otworu. Mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi zwykle kilka metrów, miejscami dochodzi do 10 m. Sp¹g osadów rzecznych i wodnolodowcowych nie zosta³ jednoznacznie okreœlony. Mo¿na

38 przypuszczaæ, ¿e ca³kowita mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdowych na Domañskim Wierchu wynosi kilkanaœcie metrów, a poni¿ej znajduj¹ siê osady pliocenu górnego. W Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej pokrywa tych glin, ³¹cznie z czêœci¹ ni¿ej le¿¹cych osadów wodnolodowcowych, zosta³a w znacznej czêœci zniszczona i pokryta osadami z okresu zlodowaceñ pó³nocnopolskich (Watycha, 1977a).

Zlodowacenia œrodkowopolskie

I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe (dolne) z tego okresu znajduj¹ siê tak¿e pod nadk³adem osadów m³odszego plejstocenu, na g³êbokoœci 57,0–65,0 m (otw. 1). Na powierzchni terenu osady te nie wystêpuj¹. Sukcesjê rozpoczynaj¹ osady ilasto-py³owato-piaszczyste zastoiskowe, drobno- warstwowane, szare i zielonoszare o mi¹¿szoœci 8 m, które korelowaæ mo¿na ze zlodowaceniem Odry. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe(dolne) rozdzielaj¹ seriê zastoiskow¹ we Wró- blówce (otw. 1) na g³êbokoœci 55–57 m. S¹ to ¿wiry i piaski ró¿noziarniste z otoczakami. G³ównym sk³adnikiem ¿wirów s¹ piaskowce z serii magurskiej (Watycha, 1977a). I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe (górne). Górn¹ czêœæ serii zastoiskowej buduj¹ laminy i³ów, mu³ków i piasków zielonych o mi¹¿szoœci 5,5 m wystêpuj¹ce we Wróblówce na g³êboko- œci 49,5–55,0 m. Watycha (1977a) ich wiek ³¹czy ze zlodowaceniem Warty. Osady te, przypomi- naj¹ce charakterem i³y warwowe, s¹ miejscami zasypane py³ami i piaskami pochodzenia eolicznego. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) w otworze wiertniczym 1 we Wróblówce koñcz¹ sekwencjê osadów zaliczanych przez Watychê (1977a) do zlodowaceñ œrodkowopolskich. Wystêpuj¹ one na g³êbokoœci 41,5–49,5 m.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie

G³azy, piaski, ¿wiry i gliny piaszczyste rzeczno-lodowcowe (wodnolodowcowe) (pokrywy)zajmuj¹ niewielki obszar po³o¿ony przy po³udniowej granicy terenu arkusza powy¿ej rzeki Czarny Dunajec. Utwory te kontynuuj¹ siê na obszarze arkusza Tatry Zachodnie SMGP, gdzie wystêpuj¹ w wiêkszoœci dolin rzecznych na wysokoœci od 12,0–20,0 m n.p.m. (Piotrow- ska i in., 2014, 2017).

Zlodowacenie Wis³y Stadia³ dolny

I³y i piaski zastoiskowe stadia³u dolnego rozpoczynaj¹ seriê osadów zlodowaceñ pó³nocnopolskich, le¿¹cych w dnie Kotliny Orawsko-Nowotarskiej. Obejmuje ona drobno warstwowane i³y piaszczyste prze³awicone warstewkami glin piaszczystych, ochrowo¿ó³tych. Seria ta znana jest m.in. z profilu otworu 1 – Wróblówka IG 1 (g³êb. 30,5–33,0 m) i innych profili otworów wiertniczych.

39 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe.Omawiane osady maj¹ mi¹¿szoœæ 4–5 m. Sk³adaj¹ siê z piasków ró¿noziarnistych ze ¿wirami i otoczakami, w których sk³adzie przewa¿aj¹ elementy ta- trzañskie. Utwory te le¿¹ na opisanych wy¿ej i³ach i piaskach zastoiskowych. Udokumentowano je w profilu otworu 1 we Wróblówce (g³êb. 29,0–30,5 m). Na nich, w niektórych miejscach Kotliny Oraw- sko-Nowotarskiej (poza terenem arkusza), prawdopodobnie w interstadiale oryniackim (brörup), utworzy³y siê osady jeziorne i rzeczne, g³ównie mu³ki z torfami i piaski rzeczne, podobnie jak to zosta³o stwierdzone we wschodniej czêœci Kotliny (Birkenmajer, Œrodoñ, 1960; Watycha, 1975, 1976).

Stadia³ dolny + œrodkowy

¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne oraz wodnolodowcowe tarasów 10,0–25,0 m n.p. rzeki (Czarnego Dunajca) wystêpuj¹ na powierzchi terenu szero- kim pasem od Chocho³owa do RogoŸnika. Watycha (1977a) wyró¿ni³ dwa odrêbne tarasy – ni¿szy i wy¿szy. Terenowe prace reambulacyjne nie potwierdzi³y wyraŸnych krawêdzi pomiêdzy tymi tarasami, dlatego w obecnej wersji mapy oba tarasy po³¹czono w jedno wydzielenie. Tarasy te oddzielone s¹ od ni¿szych tarasów plejstoceñskich stadia³u górnego wyraŸn¹ krawêdzi¹ o wysokoœci od kilku do kilkunastu metrów. W Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej osady tych tarasów wystêpuj¹ na starszych osadach czwartorzêdowych, natomiast na obszarze niecki podhalañskiej, miejscami na utworach neogenu, a przewa¿nie na fliszowym cokole strukturalnym. Osady z tego okresu, które pomiêdzy Witowem a Podczerwonem maj¹ mi¹¿szoœæ oko³o 5–10 m, w okolicy Wróblówki ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 26 m i zajmuj¹ znaczny obszar. Z nich zbudowana jest starsza czêœæ sto¿ka Czarnego Dunajca. Serie te sk³adaj¹ siê z otoczaków i ¿wirów o bez³adnej strukturze, zawieraj¹cych przewa¿nie otoczaki ska³ krystalicznych, takich jak: granity i gnejsy (60%), ³upki krystaliczne i am- fibolity (15%) oraz osadowych ska³ tatrzañskich, w tym kwarcytów (10–12%), wapieni, dolomitów, rogowców i radiolarytów (5%), a tak¿e niewielkiej iloœci piaskowców fliszu podhalañskiego. Osady te, lekko zwietrza³e, z domieszk¹ piasków gruboziarnistych, ku górze przechodz¹ w warstwowane piaski ze ¿wirami lub piaski gliniaste ze ¿wirami, a te znów w gliny mu³kowate (mu³ki ilaste), ¿ó³te, które ci¹g³¹ warstw¹ pokrywaj¹ osady ¿wirowo-otoczakowe. Gliny prawdopodobnie koñczy³y cykl sedymentacyjny zwi¹zany ze stadia³em œrodkowym (Bystrej) (Lindner i in., 1993, 2003; Lindner, 1994) i tworz¹ na powierzchni terenu warstwê o mi¹¿szoœci 1–2 m. Powsta³y one w wyniku zatamowania wód potoków przep³ywaj¹cych przez Kotlinê. Zdaniem Watychy (1977a), gliny te osadzi³y siê w okresie od najstarszego dryasu do allerödu. Autor ten pogl¹dy swoje opar³ na wynikach analizy szcz¹tków roœlinnych w profilach torfowisk Puœcizna Rêkowiañska i Grel (Koperowa, 1962). Obec- ne wyniki badañ nie potwierdzaj¹ takiego wieku wspomnianych osadów. Tarasy te, w dolinach poto- ków p³yn¹cych z Pogórza Guba³owskiego i Karpat Zewnêtrznych, zbudowane s¹ z osadów rzecznych z³o¿onych g³ównie z okruchów piaskowców przewa¿nie mocno zwietrza³ych, a w paœmie

40 ska³kowym z niewielk¹ domieszk¹ wapieni i radiolarytów. Zmiennej mi¹¿szoœci warstwê ¿wirowo-otoczakow¹ pokrywaj¹ gliny mu³kowate o mi¹¿szoœci 1–2 m. W ramach prac reambulacyjnych wiek osadów buduj¹cych tarasy w Podczerwonem i Cho- cho³owie zosta³ okreœlony metod¹ OSL. W Podczerwonem, w skarpie tarasu znajduje siê kilkumetro- we ods³oniêcie, w którym od góry wystêpuj¹ ¿ó³te mu³ki ilaste o mi¹¿szoœci od 0,5 do 1,2 m. Poni¿ej przewa¿aj¹ ¿wiry grubookruchowe. Na g³êbokoœci oko³o 2 m wystêpuje przewarstwienie piaszczyste, z którego pobrano próbkê do datowania metod¹ OSL (punkt dok. 3). Otrzymano wynik – 96,0 (98) ka BP (GdTL-16032; Adamiec, 2013). Datê tê mo¿na korelowaæ ze stadia³em dolnym (Suchej Wody). W Cho- cho³owie, z tarasów po zachodniej stronie doliny Czarnego Dunajca pobrano dwie kolejne próbki do datowañ metod¹ OSL. Osady pochodzi³y z dwóch znajduj¹cych siê tam odkrywek. W odkrywce usytuowanej w krawêdzi tarasu, tu¿ nad Czarnym Dunajcem, ods³ania siê kilkumetrowy profil osadów czwartorzêdowych i mioceñskich. Od góry wystêpuj¹ tam mu³ki ¿ó³te o mi¹¿szoœci oko³o 2 m, poni¿ej zalega warstwa i³ów szarych o mi¹¿szoœci 1 m oraz warstwa ¿wirów grubookruchowych – 2 m. Jeszcze ni¿ej znajduj¹ siê i³y mioceñskie o mi¹¿szoœci oko³o 3 m. Próbkê pobrano z mu³ów ilastych, z g³êbo- koœci 1,5 m (punkt dok. 6). Otrzymano wynik – 58,2 (35) ka (GdTL-1600; Adamiec, 2013). Data ta koreluje siê ze stadia³em œrodkowym (Bystrej) (Lindner i in., 1993, 2003; Lindner, 1994) zlodowacenia Wis³y. Jednoczeœnie wskazuje na znacznie starszy wiek mu³ków ni¿ sugerowa³ Watycha (1977a). Druga odkrywka usytuowana jest w skarpie o wysokoœci kilku metrów, usytuowanej kilkaset metrów od koryta rzeki. Ods³aniaj¹ siê w niej ¿wiry o mi¹¿szoœci oko³o 3 m. Próbkê pobrano z piaszczystego przewarstwienia, z g³êbokoœci 2,3 m (punkt dok. 5). Wiek piasków, otrzymany metod¹ OSL wynosi 67,1 (59) ka (GdTL-1599; Adamiec, 2013). Data ta, podobnie jak poprzednia, koreluje siê ze stadia³em Bystrej, czyli stadia³em œrodkowym zlodowacenia Wis³y. Na podstawie datowañ OSL mo¿na przyj¹æ, ¿e osady buduj¹ce tarasy z okolic Podczerwonego s¹ starsze ni¿ utwory buduj¹ce tarasy na zachodnim brzegu Czarnego Dunajca, w okolicy Chocho³owa.

Stadia³ górny

¯wiry, piaski, mu³ki i i³y rzeczne oraz wodnolodowcowe tarasów 4,0–10,0 m n.p. rzeki (Czarnego Dunajca) buduj¹ zasadnicz¹ czêœæ sto¿ka Czarnego Dunajca po obu stronach rzeki. Mi¹¿szoœæ osadów wynosi oko³o 9 m. ¯wiry zawieraj¹ g³ównie otoczaki ska³ tatrzañskich z domieszk¹ piaskowców fliszowych. Utwory te by³y akumulowane w czasie recesji lodowców górskich, prawdopodobnie zarówno z rejonu Doliny Chocho³owskiej, jak i Doliny Koœcieliskiej. Podobnie jak w przypadku osadów buduj¹cych wczeœniej opisane tarasy, w stropie

2 Numer laboratoryjny próbki.

41 ¿wirów wystêpuj¹ ¿ó³te i br¹zowe mu³ki ilaste. Wiek tych mu³ków w œwietle datowañ w ¿wirowni w okolicy D³ugopola nale¿y wi¹zaæ z holocenem. W odkrywce tej eksploatowane s¹ obecnie na du¿¹ skalê ¿wiry buduj¹ce te tarasy. Z g³êbokoœci 1,8 m pobrano próbkê piasków do badania wieku bez- wzglêdnego metod¹ OSL (punkt dok. 2). Otrzymano wynik 6,56 (70) ka (GdTL-1602; Adamiec, 2013). Wartoœæ ta odbiega od wieku przyjmowanego powszechnie dla tego stadia³u. Odm³odzenie wieku mog³o byæ spowodowane naœwietleniem badanych osadów, spowodowanym przez eksploatacje ¿wirów lub podczas pobierania próbki. Na g³êbokoœci 2 m znajduj¹ siê otoczaki ska³ tatrzañskich buduj¹ce cokó³ tarasów po³o¿onych na wysokoœci 4,0–10,0 m n.p. rzeki, o mi¹¿szoœci oko³o 1 m. W po³udniowo-zachodniej czêœci odkrywki, ponad ¿wirami wystêpuje sukcesja osadów drobnoziarnistych obejmuj¹ca piaski drobnoziarniste ze smugami torfiastymi, torfy i mu³ki torfiaste z licznymi fragmentami pni drzew. Ca³a seria ma mi¹¿szoœæ oko³o 60 cm. Powy¿ej zalegaj¹ mu³ki ilaste o mi¹¿szoœci od 1,0 do 1,5 m. Z serii biogenicznej pobrano próbki do badañ palinologicznych (Hrynowiecka, 2013), a tak¿e do badania wieku bezwzglêdnego metod¹ 14C. Na podstawie wyników badañ palinologicznych stwierdzono, ¿e akumulacja torfów rozpoczê³a siê w m³odszym dryasie (Hrynowiecka, 2013). Dalsza akumulacja torfów odbywa³a siê w holocenie.

b. Czwartorzêd nierozdzielony

Gliny, mu³ki i rumosze skalne, koluwialne wystêpuj¹ g³ównie w rejonie Pogórza Guba³owskiego. Ich mi¹¿szoœæ wynosi kilka metrów. Najwiêksze osuwiska powsta³y na prze³omie plejstocenu i holocenu, kiedy klimat charakteryzowa³ siê du¿¹ iloœci¹ opadów przy nik³ej pokrywie roœlinnoœci. W holocenie, wskutek niszczenia szaty roœlinnej przez cz³owieka, niektóre stare osuwiska ponownie uaktywni³y siê. Obecnie tworz¹ siê równie¿ nowe, niekiedy g³êbokie osuwiska (np. w Bañskiej – Œliwa, Wilk, 1954), czêœciej jednak s¹ p³ytkie, sp³ywowe. W obrêbie nawodnionych zwietrzelin czêsto pojawiaj¹ siê wylewiska. Osuwiska swoimi nieregularnymi, niespokojnymi i zmiennymi formami (œciany, rowy, wybrzuszenia, dolinki) zaburzaj¹ wyrównane stoki górskie. W niektórych miejscach, wœród osuniêtych mas skalnych rozwinê³y siê torfowiska i m³aki, z których podnó¿a wyp³ywaj¹ Ÿród³a. Gliny, piaski i rumosze skalne, koluwialne (soliflukcyjne) i deluwialne.Wokresie przejœciowym miêdzy plejstocenem, a holocenem u podnó¿y wzniesieñ i gór, na zboczach oraz miêdzy ska³kami gromadzi³y siê gliny z okruchami skalnymi. Powsta³y w ch³odnym klimacie, w wyniku spe³zywania materia³u po stoku i sp³ukiwania powierzchniowego. Mi¹¿szoœæ osa- dów waha siê od 1 do 3 m. Wiêksza jest na zboczach o ma³ym nachyleniu i tu¿ nad potokami, jak rów- nie¿ tam gdzie pod³o¿e jest zbudowane z margli, mu³owców lub ³upków (Watycha, 1977a). Torfy wysokie i niskie, starsze (wgWatychy, 1977a). Na glinach pokrywaj¹cych osady tarasów wodnolodowcowych (g³ównie wysokich) i w obni¿eniach oraz na powierzchni tarasów

42 nadzalewowych, a tak¿e na zboczach rozwinê³y siê torfowiska wysokie. Miejscami np. w Baligówce (torfowisko Puœcizna Rêkowiañska) proces ten trwa³ od allerödu, w przypadku torfowisk Puœcizna Wielka i Grel od böllingu (Koperowa, 1962), a w innych miejscach od schy³ku m³odszego dryasu lub preborea³u. Mi¹¿szoœæ torfów w opisywanych torfowiskach wynosi od 4 do 9 m. Sk³adaj¹ siê z jedno- litej masy ciemnobrunatnych torfów, w dole przejœciowych od niskich do wysokich, sfagnowych, roz³o¿onych, a wy¿ej wysokich, dobrze roz³o¿onych. W najwy¿szej warstwie ponownie wystêpuj¹ torfy s³abiej roz³o¿one. W górnej warstwie s³abo roz³o¿onych torfów, w spektrum py³kowym zaznaczaj¹ siê œlady gospodarki cz³owieka (Koperowa, 1962). Pierwsze wyst¹pienie flory synantropijnej odpowiada okresowi subborealnemu. Œrednie tempo przyrostu torfów w torfowiskach wysokich wynosi³o oko³o 0,5 mm na rok (£ajczak, 2009). Na prze³omie plejstocenu i holocenu, a tak¿e w holocenie akumulowana by³a seria biogeniczna, któr¹ mo¿na obserwowaæ w czynnej ¿wirowni w okolicy D³ugopola. Przykryta jest br¹zowo-¿ó³tymi, masywnymi mu³kami ilastymi o mi¹¿szoœci 1,0–1,5 m. Poni¿ej znajduj¹ siê mu³ki ciemnoszare, warstwowane horyzontalnie z przewarstwieniami torfów i licznymi szcz¹tkami drzew, o mi¹¿szoœci oko³o 20 cm. Pod mu³kami zalega warstwa s³abo roz³o¿onych torfów o mi¹¿szoœci 20 cm, podœcielona piaskami humusowymi i piaskami drobnoziarnistymi z domieszk¹ ¿wirów drobnookruchowych, o ³¹cznej mi¹¿szoœci oko³o 20 cm. Torfy datowano metod¹ radiowêglow¹ (14C). Otrzymano nastê- puj¹ce wyniki: 9920 ±90 BP (GdS-1382) i 9555 ±60 BP (GdC-709) (Pazdur, 2013). Z torfów pobrane zosta³y tak¿e próbki do badañ palinologicznych (Hrynowiecka, 2013). Wyniki analizy py³kowej pró- bek pobranych w ¿wirowni D³ugopole wskazuj¹ na póŸnowistuliañski/holoceñski wiek badanych osa- dów. Trzy najstarsze próbki reprezentuj¹ m³odszy dryas, charakteryzuj¹cy siê dominacj¹ roœlinnych zbiorowisk otwartych, z licznymi gatunkami roœlin zielnych oraz krzewiastych i krzewinkowych. Te- ren poroœniêty by³ wówczas przez stepopodobne zbiorowiska roœlinnoœci z trawami, turzycami i krze- wami oraz przez tundrê krzewinkow¹. W okresie preborealnym (trzy kolejne próbki) rozwija³y siê lasy sosnowe z niewielk¹ domieszk¹ œwierka i modrzewia. W zespo³ach roœlinnych nadal wa¿n¹ rolê odgrywa³y trawy. Cztery kolejne próbki reprezentuj¹ okres borealny z dominacj¹ lasów œwierkowych z sosn¹ i pojawiaj¹c¹ siê gdzieniegdzie leszczyn¹. Tereny wilgotne, podmok³e znajduj¹ce siê w najbli¿szym s¹siedztwie analizowanego zbiornika, zosta³y zdominowane przez lasy ³êgowe. Borealny wiek tych osadów potwierdza datowanie metod¹ 14C. Na badanym terenie, okres atlantycki charakteryzuje siê dalszym rozwojem lasów œwierkowych. W stropowej jego czêœci intensywniej rozwija³y siê zbiorowiska leœne z lip¹ i leszczyn¹.

43 c. Holocen

Martwica wapienna (wgWatychy, 1977a). Pokrywy i naskorupienia o strukturze lamino- wanej, tak¿e inkrustacje na powierzchni roœlin lub rumoszów skalnych, zbudowanych z kalcytu i arago- nitu ze œladowymi domieszkami minera³ów ilastych, skaleni i tlenków ¿elaza (Mastella, 2008). Na po³udnie od Starego Bystrego martwica osadzi³a siê w kilku p³atach gruboœci oko³o1minadal tworzy siê w rejonie Bañskiego Wierchu, Ostrysza i w pieniñskim pasie ska³kowym. Pokrywy te powstaj¹ zwykle poni¿ej Ÿróde³ szczelinowych, a tak¿e w strefach zaburzonych osuwiskami lub silnie spêkanych. Zdaniem Mastelli (2008), wystêpowanie martwic zwi¹zane jest ze strefami uskokowymi siêgaj¹cymi pod³o¿a fliszu i umo¿liwiaj¹cymi migracjê wód g³êbinowych, wzbogaconych w jony Ca+2. Na podstawie analogii z martwic¹ wapienn¹ znajdujac¹ siê w Gliczarowie, dla której wykonano badania szcz¹tków roœlinnych (Halicki, Lillpop, 1932), mo¿na przypuszczaæ, ¿e martwice zaczê³y tworzyæ siê pod koniec zlodowacenia Wis³y, a wiek wiêkszoœci z nich prawdopodobnie odpowiada holocenowi. ¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne tarasów zalewowych 1,0–4,0 m n.p. rzeki wystêpuj¹ wzd³u¿ koryt Czarnego Dunajca i Potoku RogoŸniczañskiego. Mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi 3–4 m, powierzchnia tarasów jest nierówna (Watycha, 1977a). ¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne den dolinnych, miejscami kamieñców i sto¿ków nap³ywowych wystêpuj¹ w obrêbie koryt rzecznych. Wody powodziowe rzek i potoków rozcina³y ich koryta od okresu atlantyckiego i rozcinaj¹ do chwili obecnej, miejscami pog³êbiaj¹c je, a miejscami zasypuj¹c i przerzucaj¹c materia³ skalny coraz ni¿ej. Wyciê³y one i nadal modeluj¹ krawêdzie oraz progi tarasów niskich, a przez nadsypywanie kamieñców piaskami i namu³ami buduj¹ nowe tarasy zalewowe. Niektóre z nich, np. w D³ugopolu i LudŸmierzu, w dolnej czêœci zawieraj¹ pnie drzew zwalone, przetransportowane i zasypane na pocz¹tku okresu subatlantyckiego. Osady te obecnie s¹ ci¹gle przenoszone przez wodê, a tak¿e intensywnie eksploatowane na ca³ym odcinku Czarnego Dunajca, miêdzy Chocho³owem a LudŸmierzem. Eksploatacja spowodowa³a pog³êbienie dna rzeki i potoków poni¿ej poziomu z pocz¹tku okresu subatlantyckiego o oko³o 1,5 m. Tym samym wzros³a wzglêdna wysokoœæ tarasów (Watycha, 1977a). Torfy wysokie m³odsze (wg Watychy, 1977a). W niektórych okresach holocenu (g³ównie preborea³–subatlantyk), na powierzchni tarasów œrednich, lokalnie na tarasach wysokich oraz na zboczach gór rozwija³y siê torfy wysokie. Ich mi¹¿szoœæ miejscami dochodzi do 4 m. Pok³ady torfów, w dole s¹ czêœciowo roz³o¿one, a wy¿ej s³abo roz³o¿one z licznymi pniami i ga³êziami drzew. Ich charakter podobny jest do osadów w torfowisku w Baligówce (torfowisko Puœcizna Rêkowiañ- ska), opisanych przez Koperow¹ (1962). Torfy niskie i namu³y torfiaste (wgWatychy, 1977a). W okresie subborealnym, a najczêœciej w subatlantyckim powsta³y liczne gleby torfowe i zatorfienia. Wystêpuj¹ one najczêsciej

44 na zboczach gór, w miejscach wysiêków wody, na tarasach œrednich, miejscami niskich oraz w starorze- czach. Odpowiadaj¹ torfom niskim, s¹ czêœciowo roz³o¿one, miejscami maj¹ charakter torfów leœnych. Sedymentacja torfów w stanowisku D³ugopole odbywa³a siê równie¿ w okresach preborealnym, borealnym i atlantyckim.

B. TEKTONIKA

Obszar arkusza Czarny Dunajec charakteryzuje siê skomplikowan¹ i zró¿nicowan¹ budow¹ tektoniczn¹, gdy¿ stykaj¹ siê tutaj ze sob¹ Karpaty wewnêtrzne i Karpaty zewnêtrzne. Pó³nocn¹ czêœæ badanego terenu zajmuje jednostka magurska Karpat zewnêtrznych, natomiast po³udniow¹ – synklinorium podhalañskie, nale¿¹ce do Karpat wewnêtrznych (szkic geologiczny odkryty – tabl. III). Te dwie g³ówne jednostki strukturalne oddziela pieniñski pas ska³kowy. Na wschodzie znajduje siê on na powierzchni terenu, natomiast w czêœci zachodniej zosta³ zrzucony uskokami na g³êbokoœæ kilkuset me- trów i przykryty osadami neogenu i czwartorzêdu. W czêœci zachodniej, na kontakcie Karpat wew- nêtrznych i zewnêtrznych, powsta³o w miocenie tektoniczne zapadlisko œródgórskie, zwane orawsko-nowotarskim. Oddziela ono dziœ te jednostki, których fragmenty znajduj¹ siê na znacznej g³êbo- koœci i tworz¹ jego pod³o¿e. Natomiast pod³o¿e synklinorium podhalañskiego buduj¹ p³aszczowiny reglowe Tatr, które kontynuuj¹ siê na pó³noc a¿ do pieniñskiego pasa ska³kowego, stromo zapadaj¹c pod sekwencje fliszu podhalañskiego. Znane s¹ one z wielu profili otworów po³o¿onych na ca³ym obszarze niecki podhalañskiej, m.in.: Chocho³ów PIG 1 (otw. 5), Zakopane IG 1, Bañska IG 1, Bukowina Tatrzañska PIG-1/GN. Wyniki badañ geofizycznych wskazuj¹ na wystêpowanie na wiêkszych g³êbo- koœciach tak¿e serii wierchowych wraz z masywem granitowym, spoczywaj¹cych na ska³ach g³êbo- kiego pod³o¿a (Lefeld, Jankowski, 1985). P³aszczowina magurska. Obszar arkusza obejmuje jednostkê Turbacza i strefê fa³dów przyska³kowych (Watycha, 1977a). Nasuniêcie dziel¹ce te jednostki biegnie wzd³u¿ linii Dzia³–Niwa– W¿ar, która na wschód od LudŸmierza przed³u¿a siê w stronê wsi Maniowy i Góry W¿ar, na terenach arkuszy Nowy Targ i Kroœcienko SMGP (Watycha, 1975, 1976). Na po³udniowy zachód od Dzia³u, linia ta kryje siê pod osadami neogenu i kontynuuje siê na obszarze s¹siedniego arkusza Jab³onka SMGP. W jednostkach tych dominuj¹ drobne deformacje fa³dowe. W strefie nasuniêcia, oprócz drobnych fa³dów, wystêpuj¹ uskoki w kompleksach piaskowcowo-³upkowych i strefy brekcji w kompleksach piaszczystych. Strefa ta jest szeroka i dobrze widoczna w rejonie miejscowoœci Lasek i Morawczyna, zwê¿a siê w okolicy Dzia³u i s³abiej zaznacza siê w piaskowcach warstw magurskich (Watycha, 1977a). Jednostka Turbacza uleg³a dodatkowemu z³uskowaniu. W ³uskach wystêpuj¹ drobne synkliny i an- tykliny. Deformacje fa³dowe wystêpuj¹ tak¿e w strefie nasuniêcia Dzia³–Niwa–W¿ar (Watycha, 1977a). Zdaniem tego autora, du¿e fa³dy dominuj¹ w kompleksach piaskowców, a drobne w kompleksach

45 z przewag¹ ³upków. Na pó³noc od linii nasuniêcia Dzia³–Niwa–W¿ar rozci¹ga siê fa³d Odrow¹¿a z synklin¹ Pieni¹¿kowic (tabl. IV). We wschodniej czêœci terenu oœ fa³du ma kierunek W–E. Ku zachodowi zmienia siê on na kierunek NE–SW. Taki sam kierunek maj¹ osie ³uski Za³ucznego i fa³du Piekielnika, który od pó³nocnego zachodu przylega do fa³du Jab³onki. Fa³dy te przed³u¿aj¹ siê ku zachodowi na teren arkusza Jab³onka SMGP oraz ku pó³nocy, na obszar arkusza Rabka SMGP. S¹ one pociête poprzecznymi uskokami przesuwczymi (Watycha, 1977a). W strefie fa³dów przyska³kowych wyró¿niono drobne ³uski, wœród których najwiêksz¹ jest ³uska Kowañca znajduj¹ca siê w rejonie Krauszowa. Przy kontakcie z jednostk¹ Turbacza, w okolicy Lasku, ³uska Kowañca zosta³a silnie zdeformowana (Watycha, 1977a). Do ³uski Kowañca od po³udnia przylega ³uska Krauszowa–Œredniej Góry, która graniczy z fa³dem Czarnego Dunajca–Dêbna (ark. Nowy Targ SMGP). Po³udniowe skrzyd³o czêœci synklinalnej tego fa³du nawiercono w otworze 2, gdzie warstwy zapadaj¹ stromo i s¹ silnie zdeformowane. Fa³d Czarnego Dunajca–Dêbna od po³udnia graniczy z fa³dem Frydmana (ark. Nowy Targ SMGP), który zosta³ wyró¿niony miêdzy Zaskalem a RogoŸnikiem. W obrêbie tego fa³du zaobserwowano liczne drobne, mocno zdeformowane ³uski. Fa³d Frydmana graniczy z jednostkami pieniñskiego pasa ska³kowego (Watycha, 1977a). Pieniñski pas ska³kowy. Na obszarze arkusza, w pieniñskim pasie ska³kowym zosta³y rozpoznane nastêpuj¹ce jednostki: czorsztyñska, braniska, pieniñska, grajcarka (os³ona PPS) i maruszyny (os³ona PPS) (Birkenmajer, 1979). Odpowiadaj¹ one wyró¿nionym przez tego autora seriom osado- wym, reprezentuj¹cym ró¿ne strefy facjalne basenu sedymentacyjnego. W wyniku fa³dowañ utworzy³y one odrêbne jednostki tektoniczne. Ksi¹¿kiewicz (1972) natomiast uwa¿a³, ¿e pieniñski pas ska³kowy zbudowany jest z dwóch p³aszczowin – czorsztyñskiej i pieniñskiej, a ka¿da z nich sk³ada siê z ³usek. W p³aszczowinie czorsztyñskiej ³uski maj¹ niewielkie rozmiary, podczas gdy w p³aszczowinie pieniñskiej s¹ one znacznych rozmiarów i rozci¹g³oœci. Dla tej p³aszczowiny charakterystyczne jest te¿ znaczne odk³ucie górnokredowej pokrywy osadowej. Obydwie jednostki s¹ ze sob¹ sfa³dowa- ne. Takie ujêcie budowy pieniñskiego pasa ska³kowego bliskie jest wczeœniejszym interpretacjom Horwitza i Rabowskiego (1930). P³aszczowinowa budowa pieniñskiego pasa ska³kowego jest czytel- na w otworze Maruszyna IG 1 (129226), który znajduje siê na obszarze s¹siedniego arkusza Nowy Targ SMGP, blisko granicy z arkuszem Czarny Dunajec (Birkenmajer i in., 1985). P³aszczowiny s¹ silnie zdeformowane, miejscami blokowo rozcz³onkowane. Deformacje ci¹g³e i nieci¹g³e wzajemnie siê przenikaj¹ tworz¹c mocno skomplikowany obraz strukturalny, który obserwowaæ mo¿na w Maru- szynie, w ods³oniêciu o d³ugoœci oko³o 100 m. W jego zachodniej czêœci wystêpuj¹ deformacje fa³dowe, we wschodniej liczne drobne uskoki. Oprócz tych drobnych struktur wystêpuj¹ wiêksze uskoki przesuwcze o kierunku N–S. Osie ³usek i biegi warstw maj¹ w przybli¿eniu kierunek W–E (Watycha, 1977a).

46 Niecka podhalañska. W zachodniej czêœci Podhala, serie fliszowe tworz¹ nieckê (synklinorium) o ³agodnie nachylonych skrzyd³ach. Upady warstw maj¹ najwiêksze wartoœci przy kontakcie z Tatrami i pieniñskim pasem ska³kowym, natomiast ku centrum niecki stopniowo ulegaj¹ zmniejszeniu. Na obszarze arkusza znajduje siê pó³nocna czêœæ niecki podhalañskiej, w której wyro¿niæ mo¿na trzy strefy tektoniczne o przebiegu równole¿nikowym: osiow¹, w rejonie góry Ostrysz; skrzyd³o pó³nocne i strefê kontaktu z pieniñskim pasem ska³kowym na pó³nocy. Strefa osiowa niecki, z synklin¹ Ostrysza w centrum, osi¹ga szerokoœæ do 4 km. Oœ synklinorium ma kierunek oko³o 78–100° i zanurza siê pod k¹tem kilku stopni ku zachodowi (Ludwiniak i in., 2009). Wykazuje ona te¿ po- przeczne undulacje, które powoduj¹ wystêpowanie szerokopromiennych synklin i antyklin. W obrêbie arkusza wyró¿niæ mo¿na niewielk¹ antyklinê Hawranówki we wschodniej czêœci obszaru (Halicki, 1963) (nie zaznaczono jej na szkicu geologicznym odkrytym ze wzglêdu na jego skalê) i po³o¿on¹ na zachód od niej synklinê Ostrysza. Formy te zwiazane s¹ prawdopodobnie z blokowym charakterem pod³o¿a sekwencji fliszowych. Cech¹ charakterystyczn¹ strefy osiowej jest te¿ du¿a zmiennoœæ po³o¿enia warstw przy niewielkich upadach i liczne mezofa³dy o przebiegu równole¿nikowym. Przy kontakcie z pieniñskim pasem ska³kowym warstwy fliszu stromo, pod k¹tem 60–85°, zapadaj¹ ku po³udniowi. W pó³nocnym skrzydle niecki serie fliszowe wykazuj¹ mniejsze upady rzêdu 30°, a w strefie osiowej maj¹ po³o¿enie niemal poziome (œrednie upady rzêdu 4–5°). Niecka podhalañska zosta³a pociêta poprzecznymi uskokami zrzutowo-przesuwczymi o kierunku NNW–SSE. Strefy uskokowe wykorzystywane s¹ czêsto przez potoki, na co wskazywaæ mo¿e ich uk³ad przestrzenny, kierunek i niemal prostolinijny przebieg. Na terenie arkusza wyró¿niono m.in. uskok Cichego (Watycha, 1977a), który stanowi za³o¿enia doliny potoku o tej samej nazwie. Podobn¹ genezê mo¿e mieæ równoleg³a do niej, oddzielona niewielkim dzia³em wód, dolina Potoku Bystrego. W obu przypadkach zrzucone zosta³y zachodnie skrzyd³a uskoków. Charakterystyczne s¹ te¿ uskoki zrzutowe o kierunku równole¿nikowym. W warstwach fliszowych wystêpuj¹ tak¿e liczne spêkania ciosowe. Szczególnie dobrze wykszta³cone s¹ w cienko³awicowym kompleksie warstw zakopiañ- skich górnych, odznaczaj¹cym siê wiêksz¹ twardoœci¹, a tak¿e w piaskowcach warstw chocho³owskich dolnych. Spêkania te maj¹ postaæ rys lub szczelin, które z kolei s¹ otwarte lub zmineralizowane kalcytem. Powierzchnie spêkañ s¹ zwykle p³askie i g³adkie. Czêstotliwoœæ wystêpowania i gêstoœæ ciosu wzrasta w pobli¿u stref uskokowych. Sieæ spêkañ reprezentowana jest przez dwa g³ówne zespo³y o kierunkach NNW–SSE i NE–SW. Towarzysz¹ im mniej liczne spêkania o kierunku zbli¿onym do równole¿nikowego. Dwa g³ówne zespo³y tworz¹ system sprzê¿onych spêkañ komplementarnych, który powsta³ w kompresyjnym polu naprê¿eñ o po³udnikowym przebiegu osi najwiêkszego nacisku (Ludwiniak, 2008).

47 Zarówno strefê o wiêkszych upadach, jak i osiow¹ charakteryzuj¹ tak¿e liczne drobne deformacje tektoniczne o charakterze ci¹g³ym – g³ównie mezofa³dy. Wœród nich przewa¿¹j¹ formy antyklinal- ne, czêsto asymetryczne, o kierunkach osi 70° i 150–170°. Niekiedy ich przeguby przeciête s¹ uskokami odwróconymi. Strefê kontaktu pieniñskiego pasa ska³kowego z nieck¹ podhalañsk¹ obserwowaæ mo¿na na odcinku od wschodniej granicy terenu arkusza, w rejonie Maruszyny do doliny Potoku Czerwonego, w okolicy Starego Bystrego. Dalej ku zachodowi strefa kontaktu jest przykryta mi¹¿szymi seriami osa- dowymi neogenu i czwartorzêdu. Kontakt ma charakter tektoniczny – jest uskokiem zrzutowym, który powsta³ w re¿imie kompresyjnym, w fazie sawskiej (Ksi¹¿kiewicz, 1972). Powierzchnia uskoku stromo zapada ku pó³nocy. Po stronie po³udniowej, serie fliszu podhalañskiego buduj¹ skrzyd³o zrzucone, natomiast po stronie pó³nocnej sekwencje pieniñskie tworz¹ skrzyd³o wisz¹ce. Strefie uskokowej towarzyszy du¿a iloœci deformacji ci¹g³ych i nieci¹g³ych. S¹ to m.in. drobne uskoki przesuwcze, zorien- towane skoœnie do powierzchni g³ównej dyslokacji, wzd³u¿ których poszczególne bloki kompleksu fliszowego przesuniête s¹ ku pó³nocy. Wystêpuj¹ tu te¿ niewielkie fa³dy, wœród których na szczególn¹ uwagê zas³uguje fa³d obalony znajduj¹cy siê na po³udnie od Domañskiego Wierchu (przekrój geologiczny A–B), zwany fa³dem Pasieki (Go³¹b, 1959). Przyczyn¹ deformacji serii fliszowych w strefie przyuskokowej mog³y byæ lokalne ruchy wsteczne mas skalnych skrzyd³a wisz¹cego. Serie pieniñ- skie, pozbawione podpory, mog³y nasun¹æ siê ku po³udniowi, zaburzaj¹c i deformuj¹c plan strukturalny pó³nocnego skrzyd³a niecki podhalañskiej (Ksi¹¿kiewicz, 1972). Podobn¹ interpretacjê kontaktu pasma ska³kowego z fliszem Karpat wewnêtrznych na Orawie przedstawi³ Andrusov (1938). Na obszarze arkusza, w przyska³kowej czêœci niecki podhalañskiej brak jest strefy fleksur charakterystycznej dla Wschodniego Podhala. Zapadlisko orawsko-nowotarskie. Najm³odsz¹ jednostk¹ strukturaln¹ na terenie arkusza jest zapadlisko orawsko-nowotarskie utworzone w miocenie œrodkowym, w strefie kontaktu Karpat wew- nêtrznych z zewnêtrznymi. Powstanie tej struktury Baumgart-Kotarba (2001) wi¹¿e z etapem wypiê- trzania masywu tatrzañskiego oko³o 14 mln lat BP. Zapadlisko wype³niaj¹ neogeñskie serie osadowe o charakterze molasy, nadbudowane przez czwartorzêdowe osady rzeczne, wodnolodowcowe i zastoiskowe. Ich maksymalna mi¹¿szoœæ, stwierdzona w otworze 2 wynosi oko³o 950 m. Od po³udnia i pó³nocy zapadlisko ograniczone jest systemem pod³u¿nych uskoków normalnych o zrzutach siêgaj¹cych kilkuset metrów, na co wskazuj¹ wyniki badañ grawimetrycznych (Pomianowski, 1995). S¹ one prze- ciête licznymi uskokami przesuwczymi o kierunku NW–SE, tworz¹cymi uk³ad kulisowy wzd³u¿ pó³nocnej i po³udniowo-wschodniej granicy kotliny. Uskoki te kontynuuj¹ siê w obrêbie jednostek otaczaj¹cych zapadlisko, zarówno w brze¿nej czêœci jednostki magurskiej, jak i synklinorium podha- lañskiego, na po³udnie od Domañskiego Wierchu. Towarzysz¹ im mniej liczne uskoki przesuwcze

48 o kierunku NE–SW. Uskoki te wp³ywaj¹ na przebieg pó³nocnej granicy zapadliska, zaburzonej wystê- powaniem systemu zatok wype³nionych osadami neogenu i czwartorzêdu, wcinaj¹cych siê ku pó³nocy w serie jednostki magurskiej. Zatoki oddzielone s¹ od siebie ostrogami zbudowanymi z serii fliszowych. Na obszarze arkusza wyraŸnie zaznaczaj¹ siê zatoki Za³ucznego i Pieni¹¿kowic, mniejsze rozmiary ma zatoka Dzia³u. Podobny plan strukturalny wystêpuje za zachodni¹ granic¹ terenu arkusza, gdzie najwiêksze przesuniêcia pó³nocnej granicy zapadliska znajduj¹ siê w rejonach Jab³onki i Lipnicy. Rozmieszczenie tych struktur wykazuje zwi¹zek przestrzenny z przebiegiem nasuniêæ o kierunku NE–SW w obrêbie jednostki magurskiej (np. ³uski Lipnicy, ³uski Piekielnika) i uskoków do nich poprzecznych. Natomiast uskoki przecinaj¹ce i przesuwaj¹ce po³udniowo-wschodni¹ granicê zapadliska kontynuuj¹ siê w niecce podhalañskiej jako uskoki Potoku Cichego i Potoku Bystrego, o przebiegu NW–SE. Taka zgodnoœæ rozmieszczenia przestrzennego i przebiegu dyslokacji w obrêbie zapadliska i struktur otaczaj¹cych œwiadczy o tym, ¿e za³o¿enia tektoniczne basenu orawskiego zosta³y oparte na planie strukturalnym jego bezpoœredniego pod³o¿a (Pomianowski, 1995). Zdaniem Pomianowskiego (1995, 2003), powstanie zapadliska towarzyszy³o wygiêciu otwieraj¹cemu uskoku perypieniñskiego (releasing bend) i zwi¹zane by³o z lewoskrêtnym przemieszcza- niem siê Karpat wewnêtrznych wzglêdem zewnêtrznych wzd³u¿ pieniñskiego pasa ska³kowego. Prze- suniêcie mia³o nast¹piæ w re¿imie transpresyjnym. Struska (2008, 2009) interpretuje zapadlisko orawsko-nowotarskie jako z³o¿ony basen miêdzyprzesuwczy (pull-apart basin), utworzony z po³¹czenia szeregu drobnych basenów rozwiniêtych pomiêdzy kulisowo usytuowanymi uskokami przesuwczymi o kierunku NW–SE. Uwa¿a, ¿e struktura ta powsta³a dziêki ekstensji zorientowanej NNW–SSE. Znaj- duj¹ca siê w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza elewacja LudŸmierza, dziel¹ca zapadlisko na dwa baseny (orawski i nowotarski), mog³a powstaæ w efekcie dzia³ania w¹skiej strefy transpresji, rozdzielaj¹cej obszary podlegaj¹ce dzia³aniu transtensji, a bêd¹cej efektem dzia³ania regionalnej kompresji (Pomianowski, 1995, 2003). Zdaniem tego autora w koñcowym etapie, wp³yw na kszta³towanie elewacji LudŸmierza mog³o mieæ te¿ odprê¿enie postorogeniczne. W plejstocenie, po³udniowa i zachodnia czêœæ zapadliska podlega³a powolnemu podnoszeniu, a subsydencja objê³a czêœæ pó³nocno-wschodni¹, powoduj¹c powiêkszenie jego powierzchni. Neoge- ñskie serie osadowe Kotliny Orawsko-Nowotarskiej, a tak¿e pod³o¿e, które w tej czêœci zapadliska stanowi flisz magurski, zosta³y pociête uskokami zrzutowymi i przesuwczymi. O ich zrzutowym charakterze œwiadcz¹ du¿e ró¿nice g³êbokoœci, na jakiej znajduje siê sp¹g osadów czwartorzêdu i ró¿nica mi¹¿szoœci osadów plejstoceñskich w poszczególnych strefach zapadliska. Najwiêksz¹, ponad stume- trow¹ mi¹¿szoœæ serii plejstoceñskich stwierdzono w otworze 1 (111,8 m). Wyniki badañ geofizycznych uzyskane w tym rejonie potwierdzi³y obecnoœæ uskoków ograniczaj¹cych rów tektoniczny o przebiegu subrównole¿nikowym, nazwany rowem Wróblówki (Baumgart-Kotarba i in., 2001;

49 Pomianowski, 2003). Uskok o kierunku W–E znajduj¹cy siê na po³udnie od Wróblówki i oddzielaj¹cy podniesion¹, plioceñsk¹ seriê Domañskiego Wierchu od m³odszych osadów plejstoceñskich jest uskokiem inwersyjnym, œwiadcz¹cym o m³odej kompresji z kierunku po³udniowego. Na pó³noc od rowu Wróblówki pod³o¿e fliszowe jest podniesione i tworzy strukturê zrêbow¹ ograniczaj¹c¹ od po³udnia kolejny plejstoceñski rów tektoniczny, zwany rowem Pieni¹¿kowic (Baumgart-Kotarba i in., 2001). Na aktywnoœæ neotektoniczn¹ zapadliska wskazuj¹ m.in. spêkania klastów w ¿wirach plio- ceñskich z rejonu Miêtustwa i Starego Bystrego. Zjawisko to by³o przedmiotem analiz Zuchiewicza (1994), Tokarskiego i Zuchiewicza (1998) oraz Kukulaka (1999), którzy interpretuj¹ je jako wskaŸnik dawnych wstrz¹sów sejsmicznych. Pionowo ustawione powierzchnie spêkañ o rozci¹g³oœci NE–SW, tworz¹ dwa sprzê¿one zespo³y przecinaj¹ce siê pod niewielkim k¹tem. Dwusieczna k¹ta wyznacza oœ najwiêkszego naprê¿enia g³ównego, która w przypadku ods³oniêcia w Starem Bystrem wynosi 35–45°. Rejon zapadliska orawsko-nowotarskiego jest aktywny sejsmicznie do dziœ. Ze wzglêdu na niewielk¹ liczbê otworów odwierconych na terenie zapadliska orawsko-nowotarskiego na obszarze arkusza Czarny Dunajec SMGP, na szkicu geologicznym odkrytym przyjêto za- siêg warstw z Mizernej zgodny z poprzedni¹ wersj¹ SMGP arkusz Czarny Dunajec wykonan¹ przez Watychê (1976). Ró¿ni siê on od zasiêgu tych warstw na arkuszu Jab³onka SMGP (Wasiluk, 2013).

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Obszar arkusza Czarny Dunajec, po³o¿ony w strefie kontaktu Karpat wewnêtrznych z zewnêtrz- nymi, obejmuje jednostki strukturalne ró¿nego wieku, o ró¿nej genezie i przebiegu procesów geologicznych. Nale¿¹ do nich: mezozoiczne serie osadowe p³aszczowiny reglowej dolnej (?), wystê- puj¹ce w pod³o¿u synklinorium podhalañskiego na g³êbokoœci ponad 2000 m (otw. 5); mezozoiczne i paleogeñskie serie osadowe pieniñskiego pasa ska³kowego; posttektogeniczny kompleks osadowy pó³nocnej strefy masywu tatrzañskiego, obejmuj¹cy utwory klastyczne i wêglanowe wieku eoceñ- skiego (otw. 5); paleogeñskie serie fliszowe œródgórskiego basenu Karpat Centralnych; paleogeñskie i neogeñskie serie fliszowe basenu magurskiego oraz neogeñski kompleks osadowy o charakterze molasy, wype³niaj¹cy œródgórskie, tektoniczne zapadlisko orawsko-nowotarskie. Mezozoiczne i paleo- geñskie serie osadowe Tatr, Pienin i Karpat zewnêtrznych powsta³y w basenach prowincji Tetydy (tab. 2), w okresie od triasu œrodkowego do póŸnego oligocenu, a nawet wczesnego miocenu. Wy- kszta³cenie facjalne serii skalnych w poszczególnych jednostkach strukturalnych jest zró¿nicowane ze wzglêdu na pochodzenie z ró¿nych basenów sedymentacyjnych. Wynika³o to zarówno z ich po³o¿enia, warunków klimatycznych, batymetrycznych, jak i zró¿nicowanej aktywnoœci tektonicznej obszaru Te- tydy. Basen sedymentacyjny, w którym powsta³y serie tatrzañskie, po³o¿ony by³ najdalej na po³udnie ze wszystkich reprezentowanych na omawianym obszarze. Na pó³noc od niego znajdowa³ siê basen

50 Tabela 2 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³ Podpiêtro

Torfy niskie i namu³y torfiaste — Q tn h Akumulacja bagienna Torfy wysokie (m³odsze) — Q tw h ¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne den dolinnych, miejscami f kamieñców i sto¿ków nap³ywowych — Q ¿p h Akumulacja rzeczna ¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne tarasów zalewowych f t 1,0–4,0 m n.p. rzeki — Q

Holocen ¿p h Martwica wapienna — Q mt h Akumulacja chemiczna Torfy wysokie i niskie (starsze) — Q tw Akumulacja bagienna Gliny, piaski i rumosze skalne, koluwialne (soliflukcyjne) kd Akumulacja osadów stokowych i deluwialne — Q gp k Gliny, mu³ki i rumosze skalne, koluwialne — Q gm Akumulacja osuwiskowa ¯wiry, piaski, mu³ki i i³y rzeczne oraz wodnolodowcowe tarasów 4,0–10,0 m n.p. rzeki (Czarnego Dunajca) — Akumulacja rzeczna i wodnolodowcowa

górny ffg B3 tIII Stadia³ Q ¿p p4

¯wiry, piaski i mu³ki rzeczne oraz wodnolodowcowe tarasów 10,0–25,0 m n.p. rzeki (Czarnego Dunajca) — ffg B1+2 tII Akumulacja rzeczna i wodnolodowcowa Q 4 œrodkowy ¿p p Stadia³ dolny+

jfg B1 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q Akumulacja wodnolodowcowa p¿ p4 Zlodowacenie Wis³y

jb B1 I³y i piaski zastoiskowe — Q 4 Akumulacja zastoiskowa Stadia³ dolny ip p Zlodowacenia pó³nocnopolskie

G³azy, ¿wiry, piaski i gliny piaszczyste rzeczno-lodowcowe Akumulacja rzeczno-lodowcowa w dnach dolin, jf–g (wodnolodowcowe) (pokrywy) — Q w warunkach wzmo¿onej dostawy materia³u skalne- g³ p4 go w wyniku topnienia lodowca fg Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) — Q Akumulacja wodnolodowcowa p¿2 p3 b I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe (górne) — Q i2 p3 Akumulacja zastoiskowa

fg Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — Q Akumulacja wodnolodowcowa p¿1 p3 Zlodowacenia œrodkowopolskie b I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe (dolne) — Q 3 Akumulacja zastoiskowa

Plejstocen i1 p Gliny, piaski i ¿wiry rzeczne oraz wodnolodowcowe ffg tI Akumulacja rzeczna i wodnolodowcowa tarasów 25,0–35,0 m n.p. rzeki — Q 2+3 Czwartorzêd gp p

G³azy, rumosze skalne, piaski i gliny rzeczno-lodowco- f–g Akumulacja rzeczno-lodowcowa (wodnolodowco-

Zlodowacenia we (wodnolodowcowe) (pokrywy) — Q 2+3 wa) w dnach dolin

œrodkowopolskie g³ p po³udniowopolskie +

f Piaski i ¿wiry rzeczne — Q p¿ p2– 3 Akumulacja rzeczna wielki Interglacja³

fg Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q Akumulacja wodnolodowcowa p¿ p2

b I³y i mu³ki zastoiskowe — Q Akumulacja zastoiskowa im p2 Zlodowacenia po³udniowopolskie

51 cd. tabeli 2 Interglacja³ f ¯wiry, piaski i i³y rzeczne — Q 1- 2 Akumulacja rzeczna augustowski ¿ p

¯wiry i namu³y z detrytusem roœlinnym, sto¿ków s nap³ywowych — Q Akumulacja rzeczna Plejstocen ¿n p1 najstarsze Czwartorzêd Zlodowacenia

Zlepieñce, ¿wiry, piaski i mu³ki, z detrytusem roœlinnym – Pliocen * górny warstwy z Mizernej —pzcPl3 [ zo-n] Piaskowce, mu³owce piaszczyste lub ilaste, z konkrecjami Pliocen wapiennymi i wk³adkami ¿wirów oraz wk³adkami wêgla dolny– brunatnego – warstwy z Podczerwonego — œrodkowy ppcPl1-2 [ zo-n] Pliocen Zlepieñce, piaskowce i mu³owce, ze zwêglonym detrytu- Pliocen sem roœlinnym – warstwy z Koniówki — dolny pzcPl1 [ zo-n] Neogen Akumulacja rzeczna, jeziorna i bagienna Mu³ki i i³y, z detrytusem roœlinnym, wk³adkami lignitu oraz prze³awiceniami piasków i ¿wirów – warstwy orawskie — Mzo-n][ Miocen pmi 3 górny Zlepieñce, ¿wiry, piaski i namu³y ilasto-py³owate z wk³ad- Miocen kami lignitu – warstwy z Czarnego Dunajca —

pzcMzo-n]3 [

I³y — pi MPl Neogen pliocen Miocen +

Oligocen Piaskowce z prze³awiceniami zlepieñców i ³upków górny– Akumulacja morska miocen ilastych – warstwy ostryskie — Ol– M[ fp] miocen neogen ppc 3 1 Oligocen– Paleogen– dolny Piaskowce grubo³awicowe, zlepieñce, mu³owce i ³upki ilaste (warstwy chocho³owskie górne) —

ppczcOl3 [ fp] Oligocen Piaskowce drobnoziarniste, œrednioziarniste i gruboziarni- górny ste z prze³awiceniami ³upków ilastych (warstwy chocho³owskie dolne) —ppcd Ol3 [ fp] Piaskowce cienko³awicowe, mu³owce i ³upki (warstwy za-

kopiañskie górne) —ppcOl3 [ fp] Oligocen £upki ilaste i mu³owcowe, z pojedynczymi ³awicami pia- skowców, dolomitów ¿elazistych, lokalnie zlepieñców

(warstwy zakopiañskie dolne) —p³³imcOl1 [ fp] Paleogen Oligocen dolny Piaskowce œrednio³awicowe i grubo³awicowe oraz zle- pieñce z pakietami ³upków – warstwy szaflarskie —

ppczcOl1 [ fp]

Zlepieñce, z wk³adkami piaskowców, mu³owce i wapienie Eocen (eocen numulitowy) — Et][ Eocen œrodkowy pzc 2

Piaskowce margliste szare z prze³awiceniami ³upków ilastych i margli oraz piaskowce grubo³awicowe – warstwy

Miocen ze Starego Bystrego — Mm][ Neogen ppcme

Piaskowce cienko³awicowe z prze³awiceniami ³upków ilastych i margli – warstwy malcowskie — Ol[ m] Oligocen ppc Eocen

Paleogen œrodkowy + Piaskowce grubo³awicowe – warstwy magurskie — górny– EOlm]2+3– [

Eocen– ppc oligocen oligocen

£upki margliste, z wk³adkami margli i prze³awiceniami Mastrycht + piaskowców, mu³owców oraz zlepieñców (sukcesja Ma-

eocen eocen Kreda + ruszyny) — paleogen p³ me Crm E[ pps] Kreda górna +

52 cd. tabeli 2

Brekcje, zlepieñce, piaskowce, mu³owce i ³upki margliste (formacja jarmucka – serie braniska i czorsztyñska) — Cr[ pps] Kampan– mastrycht pbc cp3– m mastrycht Kampan górny–

Piaskowce, mu³owce, ³upki margliste i margle piaszczyste (formacja sromowiecka – serie braniska i pieniñska) — Koniak– kampan Koniak– ppcCrcn–cpl [ pps] kampan dolny

Margle ceglastoczerwone (ogniwo margli z Pustelni –

seria pieniñska) —pme Crc– ml [ pps] Cenoman– mastrycht dolny Kreda górna

Margle, wapienie margliste, zielone, czerwone, pstre, piaskowce i ³upki radiolariowe (formacja margli z Jaworek – Cenoman–mastrycht seria pieniñska) — Crc1– m [ pps] mastrycht pme Kreda Cenoman dolny–

Cenoman– £upki ilaste, czerwone, zielone i pstre (formacja ³upków kampan z Malinowej – seria grajcarka) —p³ i Crc– cp [ pps]

Wapienie margliste i wapienie bulaste, czerwone (formacja z Chmielowej) oraz wapienie i ³upki margliste z czertami, zielone i czarne (formacja z Pomiedznika – seria czorsztyñ- Alb– Alb–

cenoman ska) — Cr[ pps] kreda górna pwme al–cl Kreda dolna– cenoman dolny

£upki, wapienie rogowcowe i mu³owce, czarne oraz zielone (formacja z Kapuœnicy – serie braniska i pieniñska) dolna Kreda

Apt–alb —p³ Crap–al [ pps] Akumulacja morska

Wapienie mikrytowe, u³awicone, bia³e, jasnoszare, z rogowcami i wk³adkami ³upków (formacja wapienia pieniñ- skiego – serie braniska i pieniñska) — Jura– Jura– barrem J– Cr[ pps] kreda dolna pw ba

Wapienie bulaste, czerwone, margle hematytowe, wapienie krynoidowe i rogowce radiolariowe (formacja wapienia czorsztyñskiego) oraz wapienie organogeniczne, czerwone, Jura–kreda wapienie mikrytowe, bia³e, wapienie krynoidowe, muszlowce i brekcje synsedymentacyjne (formacja wapieni dursztyñskich, ogniwo muszlowców z Rogo¿y,

Jura górna– kreda dolna ogniwo muszlowców z RogoŸnika – seria czorsztyñska) Kelowej–berias —pw Jcl – Crr [ pps]

Radiolaryty czerwone, zielone, wapienie krzemionkowe, wapienie radiolariowe, ³upki ilaste i ³upki margliste (formacja radiolarytów z Czajakowej – seria czorsztyñska) — kimeryd Oksford– Oksford– Jura górna pra Jo– km1 [ pps] kimeryd dolny

Radiolaryty cienko³awicowe, szarozielone, czarne, manganowe i ³upki krzemionkowe (formacja radiolarytów z Soko- Baton– kelowej licy – serie braniska i pieniñska) —pra³ kJbt–cl [ pps]

Margle (zwiêz³e), wapienie grubo³awicowe, plamiste i ³upki

Jura margliste, szaroniebieskie (formacja wapieni z Podzamcza) oraz wapienie krynoidowe z rogowcami (formacja wapieni górny z Flaków – serie braniska i pieniñska) — Jbjl–3 [ pps] Bajos dolny– pme Jura œodkowa Bajos Wapienie detrytyczne, krynoidowe, z konkrecjami pirytowymi i fosforytowymi (formacja wapienia ze Smolegowej

– seria czorsztyñska) —pwdt Jbjl [ pps] Bajos dolny

53 cd. tabeli 2

£upki ilaste i margliste, mu³owce i wapienie margliste, Aalen– czarne, ciemnoszare ze sferosyderytami (formacja ³upków Akumulacja morska bajos ze Skrzypnego – serie braniska i czorsztyñska) — J[ pps] bajos dolny p³i a3– bj1 Aalen górny– Jura œrodkowa

Margle, wapienie margliste, œrednio³awicowe, szare, plamiste, z prze³awiceniami ³upków marglistych (formacja Jura margli z Krempachów – serie braniska i czorsztyñska)

Pliensbach– —pmewme Jpl3–a1 [ pps] aalen

aalen dolny Wapienie (formacja wapieni z Szopki – serie braniska

Pliensbach górny– i pieniñska) — J[ pps]

Jura dolna–œrodkowa pw pl3–al1

Wapienie i wapienie margliste, z prze³awiceniami i³owców Akumulacja morska i mu³owców —pw JCrt]2+3 1 [ kreda dolna Jura+kreda Jura œrodkowa + górna (?) +

£upki ilaste i piaskowce —p³pci Tt]3 [ Akumulacja morska Trias górny Trias Dolomity i wapienie —pdow Tt]2 [ Trias œrodkowy

* [zo-n] – zapadlisko orawsko-nowotarskie, [fp] – flisz podhalañski, [m] – serie magurskie, [pps] – pieniñski pas ska³kowy, [t] – serie tatrzañskie

pieniñski, w którym z po³udnia ku pó³nocy wyró¿niæ mo¿na strefê g³êbsz¹ (osiow¹) – pieniñsk¹ i branisk¹, oraz po³o¿on¹ na pó³noc od nich p³ytsz¹ strefê basenu, zwan¹ czorsztyñsk¹. Na pó³noc od basenu pieniñskiego znajdowa³ siê g³ówny basen sedymentacyjny Karpat zewnêtrznych, a jego skrajnie pó³nocn¹ strefê stanowi³ basen magurski, który powsta³ w wyniku rozpadu platformy wschodnioeuropejskiej pod wp³ywem zjawisk ryftingu. Basen fliszowy Karpat wewnêtrznych utworzy³ siê wokó³ masywu tatrzañskiego w eocenie œrodkowym i trwa³ do wczesnego miocenu. Natomiast najm³odszy, œródgórski basen sedymentacyjny powsta³ w miocenie œrodkowym, na kontakcie sfa³dowanych i wypiêtrzonych ³añcuchów Karpat zewnêtrznych i wewnêtrznych. Na obszarze arkusza Czarny Dunajec najstarszymi osadami s¹ dolomity i wapienie dolomitycz- ne triasu œrodkowego, stwierdzone w profilu otworu 5. Prawdopodobnie osady te nale¿¹ do jednej z serii reglowych Tatr (Chowaniec i in., 1992). Wiek le¿¹cej wy¿ej sukcesji osadów klastycznych okreœlono jako trias górny (kajper karpacki), natomiast najwy¿szych, wêglanowo-klastycznych – jako jurajsko-kredowy. Podobnie jak w Tatrach, serie te le¿¹ pod osadami eocenu numulitowego. Jednak przynale¿noœæ tych osadów do serii reglowej nie jest potwierdzona. Osady mezozoiczne z otworu 5 mog¹ nale¿eæ do zupe³nie innej serii, podobnie jak zosta³o to stwierdzone w profilach otworów na wschodnim Podhalu (Soko³owski, 1973; Wieczorek, Barbacki, 1997). W triasie œrodkowym (anizyk,

54 ladyn) sedymentacja sukcesji reglowej odbywa³a siê w p³ytkim morzu, na rozleg³ej platformie wêgla- nowej. W póŸnym triasie (karnik, noryk) nast¹pi³a zmiana warunków sedymentacji. Zwiêkszony dop³yw materia³u detrytycznego zahamowa³ rozwój facji wêglanowych. Powsta³y ³upki pstre, piaskowce, dolomity z pakietami ciemnych ³upków i zlepieñce. Sedymentacja sekwencji kajpru karpackiego przebiega³a w warunkach zmian poziomu morza, spowodowanych wahaniami eustatyczny- mi, a tak¿e aktywnoœci¹ tektoniczn¹ niektórych stref Tetydy. W najwy¿szym triasie powróci³a sedymentacja wêglanowa. We wczesnej jurze sedymentacja mia³a charakter wêglanowo-klastyczny i odbywa³a siê w p³ytkim œrodowisku szelfowym. W póŸnym synemurze pojawia siê facja margli i wapieni plamistych, œwiadcz¹ca o powolnej sedymentacji, okresowym dop³ywie materia³u detrytycznego i o znacznym oddaleniu basenu sedymentacyjnego od obszarów alimentacyjnych. W kolejnych piê- trach jury rozwija³a siê g³ównie sedymentacja wêglanowa, przerwana okresem depozycji radiolary- tów (baton–oksford) w warunkach g³êbokomorskich. We wczesnej kredzie pocz¹tkowo dominowa³a facja pelagicznych wapieni mikrytowych z kalpionellami, która w walan¿ynie ust¹pi³a miejsca osa- dom marglistym. W strefie Fatricum (odpowiadaj¹cej p³aszczowinie reglowej dolnej) sedymentacja zakoñczy³a siê we wczesnym albie, przerwana ruchami tektonicznymi fazy subhercyñskiej (œródziem- nomorskiej). Nasuniêcie p³aszczowin nast¹pi³o po turonie dolnym a przed koniakiem. Pod wp³ywem nacisku z po³udnia, wywo³anego ruchem tarczy afrykañskiej, mikrop³yty Apulii, Moesii i Pannonii, przesuwaj¹c siê ku pó³nocy, spowodowa³y zamkniêcie niektórych basenów sedymentacyjnych Tety- dy i sfa³dowanie utworzonych tam serii osadowych. W morzach Tetydy, które znajdowa³y siê na pó³noc od basenów tatrzañskich, utworzy³y siê mezozoiczne serie osadowe Pienin. Sedymentacja rozpoczê³a siê we wczesnej jurze klastycznymi utworami facji gresteñskiej, znanymi w paœmie ska³kowym doliny Wagu. Pocz¹tkowo powstawa³y osady charakterystyczne dla p³ytkiego morza, które z czasem zaczê³o siê pog³êbiaæ. Od póŸnego pliensbachu w osiowej i pó³nocnej strefie basenu rozwinê³a siê sedymentacja wêglanowa. Warunki w basenie pie- niñskim sprzyja³y rozwojowi ¿ycia organicznego. Zarówno wody, jak i dno morza zamieszkiwa³y liczne grupy bezkrêgowców, takie jak amonity, ramienionogi i wieloszczety. Silna bioturbacja osa- dów œwiadczy o powolnej sedymentacji, du¿ej iloœci drobnych cz¹stek organicznych i dobrym natle- nieniu g³êbszych stref basenu. Od aalenu do wczesnego bajosu trwa³a, ujednolicona we wszystkich basenach pieniñskich, sedymentacja ciemnych margli, wapieni i ³upków, w tym ³upków czarnych ze sferosyderytami, wskazuj¹cych na niedotlenienie g³êbszych stref basenu (alpejska facja Fleckenmergel). W bajosie nast¹pi³a przebudowa pó³nocnej czêœci basenu pieniñskiego zwi¹zana z wypiêtrzeniem grzbietu czorsztyñskiego, który zmieni³ warunki sedymentacji, umo¿liwiaj¹c masowy rozwój takich grup organicznych, jak liliowce. Rozlegle siedliska tych organizmów na tzw. grzbiecie czorsztyñskim przyczyni³y siê do powstania du¿ej mi¹¿szoœci serii wapieni krynoidowych na ogromnym obszarze

55 kilkuset kilometrów (Krobicki, 2009). W najwy¿szym bajosie baseny pieniñskie ponownie uleg³y pog³êbieniu. W batonie, w strefach braniskiej i pieniñskiej tworzy³y siê radiolaryty, w tym ciemne radiolaryty manganowe. W basenie czorsztyñskim deponowane by³y czerwone wapienie bulaste (facja Ammonitico Rosso), z licznymi lukami stratygraficznymi i poziomami kondensacji, które œwiadcz¹ o sedymentacji g³êbokomorskiej. W póŸnej jurze baseny pieniñskie osi¹gnê³y najwiêksz¹ g³êbokoœæ. Niektórzy autorzy sugeruj¹ nawet istnienie skorupy oceanicznej w tym okresie (m.in. Golonka i in., 2000). Autorzy reambulacji, w trakcie prac terenowych, znaleŸli w potoku Molczym jeden dobrze obtoczony fragment bazaltu oliwinowego o œrednicy oko³o 20 cm, który mo¿e potwierdzaæ tê hipotezê. ród³owych ska³ tego otoczaka nie mo¿na stwierdziæ na obecnym etapie badañ. Prawdopodobnie pochodzi ze zlepieñca formacji jarmuckiej. Na prze³omie jury i kredy nast¹pi³o stopniowe sp³ycenie zbiornika, które trwa³o a¿ do koñca kredy. Wtedy nast¹pi³y te¿ pierwsze ruchy tektoniczne w ca³ym basenie Tetydy, a w basenie pieniñskim za- czê³y powstawaæ p³aszczowiny (Birkenmajer, 1979). W pierwszej kolejnoœci sfa³dowaniu uleg³y serie braniska i pieniñska, tworz¹c dwie odrêbne p³aszczowiny o tej samej nazwie. Zosta³y one nasuniête na autochtoniczne serie czorsztyñskie. W efekcie tych zmian, w basenie pieniñskim rozpoczê³a siê sedymentacja fliszowa formacji jarmuckiej. ród³em materia³u detrytycznego by³y m.in. p³aszczowiny pieniñskie. Dalsze dzia³anie kompresji z po³udnia doprowadzi³o do sfa³dowania serii czorsztyñskiej (Birkenmajer, 1979). W najwy¿szej kredzie i w paleogenie na sfa³dowanych p³aszczowinach braniskiej, pieniñskiej i czorsztyñskiej utworzy³a siê marglisto-piaszczysta sukcesja Maruszyny (Birkenma- jer, 1979). Dalsza, paleogeñska kompresja spowodowa³a sfa³dowanie osadów sukcesji Maruszyny, a tak¿e utworzenie jednostki tektonicznej Grajcarka. Systematyczne zamykanie oceanu Tetydy doprowadzi³o do przemieszczenia p³aszczowin reglowych i pieniñskich w kierunku pó³nocnym i obecnie jednostki te s¹siaduj¹ ze sob¹ (Soko³owski, 1993). W okresie od póŸnej jury do wczesnej kredy na pó³noc od basenu pieniñskiego rozwin¹³ siê ryft Karpat Zewnêtrznych. W basenie magurskim, podobnie jak w basenach pieniñskich, dominowa³a w tym czasie sedymentacja pelagiczna (Oszczypko, 1992). Serie fliszowe tworzy³y siê od póŸnej kredy do wczesnego oligocenu. W eocenie œrodkowym, gdy w basenie magurskim powsta³y osady fliszowe, na po³udnie od tej strefy, w basenie Karpat Centralnych (podhalañskim) nast¹pi³a transgresja morska. Pocz¹tkowo, w p³ytkim zbiorniku morskim deponowane by³y zlepieñce i piaskowce dolomitycz- ne, utworzone z materia³u detrytycznego pochodz¹cego z niszczenia tatrzañskich serii reglowych. Kolejnym ogniwem by³y wapienie numulitowe, zawieraj¹ce bogate zespo³y p³ytkowodnych organiz- mów bentonicznych, takich jak: koralowce, ramienionogi, miêczaki i szkar³upnie, a tak¿e du¿e otwornice – nummulity, od których pochodzi nazwa formacji. Sk³ad zespo³ów faunistycznych, a szczegól- nie florystycznych wskazuje na klimat ciep³y (Szafer, 1958; B¹kowski, 1967). W póŸnym eocenie ba-

56 sen uleg³ stopniowemu pog³êbieniu, co spowodowa³o zmianê charakteru sedymentacji. Pocz¹tkowo, w najwy¿szym eocenie i we wczesnym oligocenie, powsta³y margle i mu³owce margliste, znane z profilu otworu Bañska IG 1, w pó³nocnej czêœci niecki podhalañskiej (Cieszkowski i in., 2009). W s³owackiej czêœci basenu sekwencje te okreœlane s¹ mianem margli globigerinowych ze wzglêdu na du¿¹ iloœæ skorupek otwornic planktonicznych (Andrusov i in., 1962; Gross i in., 1984, 1993; Sotak i in., 2007). Nastêpnie, w warunkach hemipelagicznych deponowane by³y sekwencje silikoklastyczne o charakterze fliszowym, g³ównie piaskowce, mu³owce i ³upki. Basen sedymentacyjny rozci¹ga³ siê równo- le¿nikowo, a materia³ terygeniczny dostarczany by³ z ró¿nych Ÿróde³, na co wskazuj¹ zarówno wyniki analizy sk³adu zlepieñców, jak i struktury pr¹dowe (Radomski, 1959; Watycha, 1959; Marschalko, Radomski, 1960; Westwalewicz-Mogilska, 1986). Sedymentacja sekwencji fliszowych odby³a siê w znacznym stopniu przy udziale pr¹dów zawiesinowych, którym towarzyszy³y sp³ywy piaszczyste (fluxoturbidity) i zsuwanie siê s³abo zdiagenezowanego materia³u terygenicznego po sk³onie basenu, czego odzwierciedleniem s¹ liczne zaburzenia ³awic piaskowców, okreœlane mianem osuwisk podmorskich (Grzybek, Halicki, 1958; Radomski, 1959; Mastella, 1975). Serie fliszowe tworzy³y siê do póŸnego oligocenu, natomiast najm³odsze osady basenu wewn¹trzkarpackiego, które powsta³y we wczesnym miocenie (warstwy bia³opotockie we wschodniej S³owacji, odpowiadaj¹ce warstwom ostryskim), maj¹ ju¿ charakter molasy (Sotak, 1998). W okresie od eocenu do wczesnego miocenu terany Adrii-Alcapy i Karpat Wewnêtrznych kontynuowa³y ruch w kierunku pó³nocnym, a ich kolizja z p³yt¹ eurazjatyck¹ doprowadzi³a do powstania pryzmy akrecyjnej Karpat Zewnêtrznych i utworzenia basenu przedgórskiego. U schy³ku miocenu œrod- kowego uformowa³y siê ostatecznie nasuniêcia Karpat Zachodnich, podczas gdy Karpaty Wschodnie ruch ten kontynuowa³y do koñca pliocenu (Golonka i in., 2000). Po wczesnym miocenie, w wyniku kompresji dzia³aj¹cej z po³udnia, utworzy³y siê strefy równole¿nikowe w niecce podhalañskiej. Nastêp- nie w miocenie œrodkowym dosz³o do wypiêtrzenia niecki podhalañskiej (Ludwiniak i in., 2009). W neogenie nast¹pi³o lewoskrêtne wygiêcie ³uku Karpat Zewnêtrznych wzd³u¿ uskoków prze- suwczych (Pomianowski, 2003; Struska, 2009). Taki uk³ad si³ spowodowa³ powstanie zapadliska œródgórskiego, którego dno ulega³o stopniowemu obni¿aniu siê (subsydencji). W póŸnym miocenie w zapadlisku rozpoczê³a siê sedymentacja klastycznych serii osadowych z materia³u przynoszonego przez potoki sp³ywaj¹ce z okolicznych l¹dów (Chowaniec, Cieszkowski, 2009). W przewa¿aj¹cej czêœci materia³ detrytyczny dostarczany by³ z po³udnia, z obszaru fliszu podhalañskiego, czêœciowo z pieniñskiego pasa ska³kowego. Tylko w pó³nocnej czêœci kotliny Ÿrod³em materia³u klastycznego by³ obszar p³aszczowiny magurskiej. Sedymentacja w zapadlisku charakteryzowa³a siê cyklicznoœci¹ spowodowan¹ zarówno zjawiskami tektonicznymi, jak i zmianami klimatu. W okresach zwiêkszonej

57 subsydencji dna deponowane by³y osady gruboklastyczne – ¿wiry z warstwami otoczaków lub piaski gruboziarniste z wk³adkami ¿wirów, które nastêpnie przechodzi³y w serie mu³owcowe i ilaste. W neogenie na obszarze zapadliska rozwinê³a siê, niekiedy bogata, szata roœlinna. Rejony podmok³e, o nieprzepuszczalnym pod³o¿u porasta³a roœlinnoœæ bagienna. Rozwinê³y siê rozleg³e torfowiska i lasy bagienne, w których dominowa³y cypryœniki reprezentowane przez rodzaje Taxodium i Glypto- strobus (m.in. £añcucka-Œrodoniowa, 1965; Oszast, Stuchlik, 1977). Z nagromadzenia du¿ej iloœci pni tych drzew powsta³y pok³ady lignitu i wêgla brunatnego. Obszary wy¿ej po³o¿one porasta³y lasy liœciaste i mieszane z³o¿one z buków, klonów, wi¹zów, a tak¿e sosen, œwierków, jode³, sekwoi i tuj (Szafer, 1946–1947, 1954; Zastawniak, 1972; Oszast, 1973; Tran Dinh Nghia, 1974; Lesiak, 1994; Worobiec, 1994). By³a to zatem flora klimatu umiarkowanego, a w pewnych okresach subtropikalne- go z roœlinami wiecznie zielonymi. W plejstocenie w okresach ch³odnych oprócz sedymentacji rzecznej i jeziornej odbywa³a siê tak¿e sedymentacja wodnolodowcowa. Uwa¿a siê, ¿e subsydencja w zapadlisku trwa³a co najmniej do interglacja³u wielkiego (Pomianowski, 2003), z czym zwi¹zana by³a tak¿e aktywnoœæ sejsmiczna (Struska, 2009). Ca³kowit¹ mi¹¿szoœæ osadów zgromadzonych w zapadlisku orawsko-nowotarskim szacuje siê na oko³o 1300 m (Watycha, 1977a). W plejstocenie obszar Podhala nie by³ zajêty przez lodowce. W zimnych piêtrach plejstocenu ods³oniête serie skalne Tatr i Podhala uleg³y intensywnemu wietrzeniu mrozowemu, a w strefach rozwoju lodowców – egzaracji lodowcowej. W dolinie Czarnego Dunajca, a tak¿e na zachód od obszaru arkusza i na po³udnie, w dolinie Cichej Wody, gromadzi³ siê materia³ wodnolodowcowy, wynoszony na przedpole Tatr Zachodnich z topniej¹cych lodowców górskich. W okresach cieplejszych zachodzi³y te¿ erozja i akumulacja rzeczna (Watycha, 1977a). W plejstocenie mia³y miejsce silne ruchy tektoniczne, w których wyniku powsta³y g³êbokie rowy tektoniczne, m.in. rów Wróblówki i rów Pieni¹¿kowic. Mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdowych w tych rowach przekracza 100 m. Z plejstocenu pochodz¹ te¿ za- pewne pokrywy soliflukcyjne i deluwialne, rozwiniête na zboczach towarzysz¹cych starszym poziomom zrównania. W czasie zlodowaceñ najstarszych (Narwi, Günz) na obszarze Tatr rozwinê³y siê lodowce górskie, które w czasie recesji odprowadza³y wody na pó³noc. W tym czasie wody potoków Ci- chego, Bystrego i Wielkiego RogoŸnika nios³y znaczn¹ iloœæ py³ów, piasków i ¿wirów, buduj¹c sto¿ki nap³ywowe, które rozpoznane zosta³y m.in. w rejonie Domañskiego Wierchu. Rzeki sp³ywaj¹ce z pó³nocy, z p³aszczowiny magurskiej, do Kotliny Orawsko-Nowotarskiej równie¿ tworzy³y sto¿ki nap³ywowe u podnó¿a wzniesieñ. Po ociepleniu klimatu, w czasie interglacja³u augustowskiego nast¹pi³y procesy erozji i akumulacji rzecznej. Rzeki p³yn¹ce zarówno z Tatr, jak i z pó³nocy w dalszym ci¹gu dostarcza³y znaczne iloœci materia³u klastycznego, tworz¹c sto¿ki nap³ywowe na obszarze Kotli- ny. Kolejne och³odzenie klimatu w czasie zlodowaceñ po³udniowopolskich spowodowa³o kilkakrotny

58 rozwój lodowców górskich. Na obszarze arkusza w okresach rozwoju lodowców rozwinê³y siê jeziorzy- ska, w których akumulowane by³y mu³ki i i³y zastoiskowe. Na obszarze Podhala zachodzi³y intensywne procesy soliflukcyjne. Materia³ ten dostarczany by³ tak¿e do zbiorników jeziornych. W okresach recesji lodowców powsta³y pokrywy osadów rzecznych i wodnolodowcowych. Kolejne ocieplenie klimatu w interglacjale wielkim spowodowa³o stopienie lodowców górskich, a tak¿e kontynentalnych, które siê- ga³y pó³nocnych sk³onów Karpat. Spowodowa³o to obni¿enie bazy erozyjnej Dunajca oraz silne i szyb- kie rozcinanie usypanych sto¿ków wodnolodowcowych (najwy¿sze zasypanie), tworzenie dolin i for- mowanie progów tarasowych, nastêpnie pog³êbienie dolin, poszerzenie ich i przemywanie osadów. Na tarasach prawdopodobnie utworzy³y siê torfowiska. Jednolita pokrywa roœlinna w tym d³ugim i ciep³ym interglacjale ogranicza³a procesy erozyjno-denudacyjne. Kolejne och³odzenie klimatu w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich spowodowa³o rozwój lodowców górskich w Tatrach. Na obszarze arkusza powsta³y w tym czasie pokrywy ¿wirowe sto¿ków rzek sp³ywaj¹cych z Tatr, a tak¿e z po³udniowego sk³onu Karpat. Zachodzi³y procesy akumulacji i erozji. W zwi¹zku z zatamowaniem przep³ywu wód materia³ zwietrzelinowy deponowany by³ w zbiornikach, które utworzy³y siê w zag³êbieniach terenu. Powsta³y gliny ¿ó³te i br¹zowe oraz mu³ki. Lodowce stopi³y siê ponownie w czasie postêpuj¹cego ocieplenia klimatu, w interglacjale eemskim. W tym okresie w dolinach rzek wyciête zosta³y najwy¿sze tarasy akumulacyjno-erozyjne o wysokoœci 30–40 m. W dnie Kotliny Orawsko-Nowotarskiej s¹ tarasami kopalnymi, które zosta³y zasypane osadami wodnolodowcowymi i zastoiskowymi zlodowaceñ pó³nocnopolskich (Wis³y, Würmu). W czasie zlodowacenia Wis³y w Tatrach nast¹pi³ co najmniej trzykrotny rozwój lodowców górskich zwi¹zany ze stadia³ami Suchej Wody, Bystrej i Bia³ki (Lindner i in., 1993, 2003; Lindner, 1994). Przez wody wyp³ywaj¹ce z lo- dowców na przedpolu Tatr usypany zosta³ rozleg³y sto¿ek Czarnego Dunajca. W okresach cieplejszych (interstadialnych) z³o¿one wczeœniej pokrywy ¿wirowe by³y rozcinanie. W efekcie powsta³ system tara- sów i oddzielaj¹cych je krawêdzi. Po okresach akumulacji ¿wirów nast¹pi³o zahamowanie odp³ywu wód i akumulacja glin w powsta³ych zbiornikach wodnych, które przykrywaj¹ osady ¿wirowe. W czasie zlodowacenia Wis³y intensywnie rozwija³y siê procesy osuwiskowe, a tak¿e z³aziskowe. Pod koniec ostatniego zlodowacenia zaczê³y tworzyæ siê torfowiska wysokie. Pod koniec zlodowacenia Wis³y i na pocz¹tku holocenu, w zwi¹zku z ociepleniem klimatu, stopi³y siê lodowce górskie. Zaczê³a rozwijaæ siê szata roœlinna od tundry krzewinkowej w pierwszym etapie, przez lasy sosnowe (okres preborealny), po lasy œwierkowe (okres borealny i atlantycki). W okresie atlantyckim pojawi³y siê tak¿e drzewa liœciaste, takie jak lipy i leszczyny. W holocenie na obszarze Kotliny Orawsko-Nowotarskiej powsta³y równie¿ torfowiska wysokie i niskie. Akumulacja torfów w tych torfowiskach trwa do dziœ. W dolinach poto- ków nastêpowa³y i nastêpuj¹ procesy erozyjne i akumulacyjne. U podnó¿a stoków powstaj¹ pokrywy deluwialne. Niektóre stare osuwiska plejstoceñskie uleg³y uruchomieniu, g³ównie na skutek dzia³alnoœci

59 cz³owieka przejawiaj¹cej siê wycink¹ lasów. Pojawienie siê cz³owieka na omawianym obszarze nast¹pi³o prawdopodobnie w okresie subborealnym, oko³o 5 tysiêcy lat temu, o czym œwiadczy obec- noœæ py³ku roœlinnoœci synantropijnej, udokumentowanego wynikami badañ palinologicznych.

IV. PODSUMOWANIE

Zreambulowany arkusz Czarny Dunajec SMGP wykonano na podstawie wyników terenowych prac kartograficznych, badañ i analiz laboratoryjnych próbek zebranych w ods³oniêciach, a tak¿e uzyskanych z sond rêcznych i mechanicznych oraz prac ziemnych. Wykorzystano równie¿ wyniki badañ geofizycznych przeprowadzonych na obszarze zapadliska orawsko-nowotarskiego i niecki podhalañ- skie oraz informacje zawarte w publikacjach i materia³ach archiwalnych powsta³ych od czasu edycji poprzedniej wersji mapy do chwili obecnej. Dwa g³êbokie otwory wiertnicze – Chocho³ów PIG 1 (otw. 5) i Maruszyna IG 1 (zlokalizowany poza badanym terenem, blisko jego wschodniej granicy) dostarczy³y nowych informacji o budowie pod³o¿a serii osadowych wystêpuj¹cych na obszarze arkusza, co zosta³o uwzglêdnione na przekroju geologicznym A–B. Podczas prac reambulacyjnych zweryfikowano wyró¿nione wczeœniej jednostki litostratygra- ficzne, dostosowuj¹c je do obowi¹zuj¹cych podzia³ów i aktualnego stanu wiedzy. Dotyczy to pieniñ- skiego pasa ska³kowego i jednostki magurskiej. W pieniñskim pasie ska³kowym wyró¿niono serie: czorsztyñsk¹, branisk¹ i pieniñsk¹ oraz odpowiadaj¹ce ka¿dej z nich formacje i ogniwa litostratygra- ficzne, obejmuj¹ce sekwencje osadowe jury i kredy. Ponadto, w po³udniowo-wschodniej czêœci tej jednostki strukturalnej wyró¿niono ³uskê Maruszyny, zbudowan¹ z utworów kredy górnej i paleogenu. W jednostce magurskiej, wyró¿niane dawniej warstwy inoceramowe wieku kredowego oraz warstwy z Turbacza i z Kowañca, zaliczane do paleocenu i eocenu, zast¹piono jednym wydzieleniem odpowiadaj¹cym warstwom malcowskim wieku oligoceñskiego. Zmiana ta, w tym rewizja wieku wspomnianych serii osadowych, pozwoli³a na now¹ interpretacjê tektoniczn¹ po³udniowo-wschodniego fragmentu jednostki magurskiej. Na obszarze niecki podhalañskiej zaproponowano ró¿ny od dotychczasowego zasiêg przestrzenny najm³odszych ogniw serii fliszowych – warstw ostryskich i chocho³owskich górnych, wyró¿- niaj¹c warstwy ostryskie tak¿e na zachód od doliny Czarnego Dunajca. Taka interpretacja pozwoli³a na wyeliminowanie istniej¹cych wczeœniej rozbie¿noœci na granicy polsko-s³owackiej i lepsz¹ korela- cjê kompleksów litostratygraficznych paleogenu Karpat wewnêtrznych. Na obszarze zapadliska orawsko-nowotarskiego zweryfikowano przebieg granic wydzieleñ litologiczno-stratygraficznych, w tym plejstoceñskich osadów rzecznych i wodnolodowcowych.

60 Na podstawie wyników datowania piaszczystych osadów czwartorzêdowych metod¹ OSL okre- œlono wiek tarasów po³o¿onych na wysokoœci 10,0–25,0 m n.p. rzeki. Odpowiada on stadia³om Suchej Wody i Bystrej, czyli dolnemu i œrodkowemu vistulianowi (Lindner i in., 1992, 2003; Lindner, 1994). Okreœlono te¿ pozycjê stratygraficzn¹ wybranych poziomów torfów, badaj¹c ich wiek bezwzglêdny metod¹ 14C. Powstanie torfowisk wystêpuj¹cych na powierzchni ¿wirów sto¿ka Czarnego Dunajca (tarasy po³o¿one na wysokoœci 4,0–10,0 m n.p. rzeki) okreœlono na prze³om plejstocenu i holocenu, a wiek mu³ków przykrywaj¹cych torfy i ¿wiry tarasów po³o¿onych na wysokoœci 4,0–10,0 m n.p. rzeki na holocen, jednak nie starszy ni¿ okres atlantycki. Na podstawie wyników badañ paleobotanicznych próbek torfów odtworzono warunki paleoœrodowiskowe od schy³ku zlodowacenia Wis³y do okresu atlantyckiego. Dziêki uzyskanym informacjom obecna edycja arkusza Czarny Dunajec SMGP zosta³a wzbogacona o nowe informacje geologiczne.

Warszawa, 2013

LITERATURA

Adamiec G.,2013 — Wyniki badañ OSL próbek z obszaru SMGP 1:50 000, ark. Czarny Dunajec. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Alexandrowicz S.,1966 — Stratygrafia œrodkowej i górnej kredy w polskiej czêœci Pieniñskiego Pasa Ska³kowego. Zesz. Nauk. AGH, 157. Rozprawy, 78. Alexandrowicz S.,1979 — Otwornice albu serii czorsztyñskiej (formacja z Chmielowej) Pieniñskiego Pasa Ska³kowego. Rocz. Pol. Tow. Geol., 49, 1–2: 165–183. Andrusov D.,1938 — Geologický výzkum vnitøního bradlového pásma v západnich Karpatoch. È. 3 – Tektonika. Rozpr. Stát. Geol. Úst. CSR,9. Andrusov D.,1945 — Geologický výzkum vnutoøneho bradlového pásma v západnich Karpatoch. È. 4–5 – Stratigra- fia doggeru, malmu a kriedy. Pr. Št. Geol. Úst. ÈSR, 13: 1–176. Andrusov D.,1953 — Étude géologique de la zone des Klippes internes des Carpathes Occidentales. Geol. Pr. Sl. Akad. Vied. Úm., 34: 1–149. Andrusov D.,1959 — Geológia èeskoslovenských Karpát. Slov. Akad. Vied., Bratislava. Andrusov D.,1965 — Geologia èeskoslovenskych Karpat. 3, Bratislava. Andrusov D.,Bystrická H.,Köhler E., 1962 — Globigerínový horizont v centrálnokarpatskom paleogéne. Geol. Sbor., 13, 2: 179–182. Bac-Moszaszwili M.,1995 — Diversity of Neogene and Quaternary tectonic movements in the Tatra Mountains. Fol. Quatern., 66: 131–144. Baumgart-Kotarba M.,1978 — Zró¿nicowanie ruchów tektonicznych w œwietle analizy czwartorzêdowych teras doliny Bia³ki Tatrzañskiej. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 12: 95–112. Baumgart-Kotarba M., 1980 — Braided channel changes at chosen reaches of the Bia³ka river, the Podhale, Western Carpathians. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 14: 113–134.

61 Baumgart-Kotarba M.,1982 — Ruchy tektoniczne na wschodnim Podhalu w œwietle analizy czwartorzêdowych teras doliny Bia³ki Tatrzañskiej i lineamentów uzyskanych z obrazu satelitarnego. Prz. Geogr., 53, 4: 725–736. Baumgart-Kotarba M.,1983 — Kszta³towanie koryt i teras rzecznych w warunkach zró¿nicowanych ruchów tektonicznych (na przyk³adzie wschodniego Podhala). Pr. Geogr., 145: 1–133. Baumgart-Kotarba M., 1989 — Próba rekonstrukcji rozwoju sto¿ka aluwialnego Czarnego Dunajca w okresie póŸnego glacja³u i holocenu. Spraw. z Pos. Komis. Nauk. PAN, 31, 2: 115–116. Baumgart-Kotarba M.,1991 — Rozwój sto¿ka aluwialnego Czarnego Dunajca w warunkach zró¿nicowanych ru- chów tektonicznych. Spraw. z Pos. Komis. Nauk. PAN, 33, 1: 183–185. Baumgart-Kotarba M.,1996 — On origine and age of the Orava Basin, West Carpathians. Stud. Geomorph. Car- patho-Balcan., 30: 101–116. Baumgart-Kotarba M.,2001 — Continuous tectonic evolution of the Orava Basin (Northern Carpathians) from the Late Badenian to the present-day? Geol. Carpath., 52, 2: 103–110. Baumgart-Kotarba M.,Dec J.,Œlusarczyk R.,2001 — Quaternary tectonic grabens of Wróblówka and Pie- ni¹¿kowice and their relation to Neogene strata of the Orava basin and Pliocene sediments of the Domañski Wierch series in Podhale, Polish West Carpathians. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 35: 101–119. B ¹ k K., 1995 — Trace fossils and ichnofabrics in the Upper Cretaceous red deep-water marly deposits of the Pieniny Klippen Belt, Polish Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol., 64: 81–97. B ¹ k K., 1998 — Planktonic foraminiferal biostratigraphy, Upper Cretaceous red pelagic depisits, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 111: 7–92. B ¹ k K., 2000 — Biostratigraphy of deep-water agglutinated Foraminifera in Scalia Rossa-type deposits of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. W: Proceedings of the Fifth International Workshop on Agglutinated Foraminifera (Hart M. B. i in., red.). Grzybowski Found. Spec. Publ., 7: 15–41. B¹k K.,Uchman A.,B¹k M.,2000 — Agglutinated foraminifera, radiolaria and trace fossils from the Upper Cretace- ous deep-water variegated shales at Trawne Stream, Grajcarek Unit, Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 48, 1: 1–32. B¹kowski Z.,1967 — Roœliny eoceñskie z Tatr i Podhala. 1. Pr. Muzeum Ziemi, 10: 167–213. Bieda F.,1929 — Numulity trzeciorzêdu pieniñskiego pasa ska³kowego (notatka tymczasowa). Rocz. Pol. Tow. Geol., 6. Bieda F.,1935 — Sprawozdanie z badañ nad otwornicami fliszu pieniñskiego. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 42. Bieda F.,1946 — Stratygrafia fliszu Karpat polskich na podstawie du¿ych otwornic. Rocz. Pol. Tow. Geol., 16: 1–52. Bieda F.,1959 — Paleontologiczna stratygrafia eocenu tatrzañskiego i fliszu podhalañskiego. Z badañ geologicznych w Tatrach i na Podhalu. 5. Biul. Inst. Geol., 149: 215–224. Bieda F.,1963 — Du¿e otwornice eocenu tatrzañskiego. Pr. Inst. Geol., 37. Bieda F.,Horwitz L.,1931 — Próba stratygrafii trzeciorzêdu Podhala. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 6,4. Birkenmajer K.,1952 — W sprawie morskiego miocenu na Podhalu. Rocz. Pol. Tow. Geol., 21,2. Birkenmajer K.,1954 — Sprawozdanie z badañ geologicznych wykonanych w pieniñskim pasie ska³kowym w latach 1950–1951. Z badañ geologicznych wykonanych w Tatrach, w Pieninach i na Podhalu. Biul. Inst. Geol., 86. Birkenmajer K., 1958a — Przewodnik geologiczny po pieniñskim pasie ska³kowym. 1. Szkic Geologiczny Pasa Ska³kowego. Birkenmajer K.,1958b — Przewodnik geologiczny po pieniñskim pasie ska³kowym. 2. Wycieczki w rejonie Czarny Dunajec–Nowy Targ–Frydman.

62 Birkenmajer K.,1963 — Stratygrafia i paleogeografia serii czorsztyñskiej pieniñskiego pasa ska³kowego Polski. Stud. Geol. Pol., 9: 1–380. Birkenmajer K.,1965 — Zarys budowy geologicznej pieniñskiego pasa ska³kowego Polski. Rocz. Pol. Tow. Geol., 35,3. Birkenmajer K.,1973 — Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 2. Mezozoik: 669–690. Birkenmajer K.,1979 — Przewodnik geologiczny po pieniñskim pasie ska³kowym. Wyd. Geol., Warszawa. Birkenmajer K.,1986 — Stages of structural evolution of the Pieniny Klippen belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 88: 7–32. Birkenmajer K.,2008 — The Szopka Limestone Formation – a new lithostratigraphic name for Upper Liassic beds of the Pieniny and Branisko successsions, Klippen Belt (West Carpathians). Stud. Geol. Pol., 131: 229–235. Birkenmajer K.,Geroch S.,1963 — Du rapport des Couches de Jarmuta avec les couches bigarées dans la zone des Klippes Piénines en Pologne. Ass. Géol. Karp.-Balcan., 6 Congr., Res. Des Comm., Varsovie-Cracovie: 28–29. Birkenmajer K.,Jednorowska A., 1983a — Górna kreda i starszy paleogen w Maruszynie (p³aszczowina pieniñska; ³uska maruszyñska), pieniñski pas ska³kowy. Stud. Geol. Pol., 77: 27–52. Birkenmajer K.,Jednorowska A., 1983b — Wg³êbna budowa geologiczna pó³nocnej strefy dyslokacyjnej pieniñskiego pasa ska³kowego w Szczawnicy. Stud. Geol. Pol., 61, 1: 1–37. Birkenmajer K.,Myczyñski R.,1984 — Fauna and age of the nodular limestones near Niedzica and Jaworki, Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Stud. Geol. Pol., 83: 7–24. Birkenmajer K.,Myczyñski R.,1994 — Pliensbachian (Early Jurassic) fauna from the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland: its stratographic and palaeogeographic position. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 42: 223–245. Birkenmajer K.,Myczyñski R.,2000 — Bajocian age of the Podzamcze Limestone Formation at Stare Bystre, Pieniny Klippen Belt (Carpathians, Poland) besed on its macrofauna. Stud. Geol. Pol., 117: 49–68. Birkenmajer K.,Oszczypko N., 1989 — Cretaceous and Palaeogene lithostratigarphic units of the Magura Nappe, Krynica Subunit, Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol., 59, 1–2: 145–181. Birkenmajer K.,Stuchlik L.,1975 — Eearly Pleistocene pollen-bearing sediments at Szaflary, West Carpathians, Poland. Acta Palaebot., 16,2. Birkenmajer K.,Œrodoñ A.,1960 — Interglacja³ oryniacki w Karpatach. Z badañ czwartorzêdu w Polsce. 9. Biul. Inst. Geol., 150. Birkenmajer K.,Wieser T., 1956 — Tufity w warstwach pstrych os³ony pieniñskiego pasa ska³kowego. Acta Geol. Pol., 6,1. Birkenmajer K.,Borys³awski A.,Cieszkowski M.,Chowaniec J.,Soko³owski J.,WoŸnicki J., 1985 — Main Geotraverse of the Polish Carpathians (Cracow–Zakopane). W: Guide to excursion 2. Carpatho- -Balkan. Geological Association 13th Congres. Cracow, Poland 1985. B1aicher J.,1959 — Wyniki badañ mikrofaunistycznych serii magurskiej. Sprawozdanie naukowe za r. 1959. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. B1aicher J.,1973 — Mikrofauna fliszu podhalañskiego w otworze Zakopane IG-1. Biul. Inst. Geol., 265: 106–133. B1aicher J.,Sikora W.,1972 — O nowej fliszowej facji albu w pieniñskim pasie ska³kowym Polski. Kwart. Geol., 16, 4: 1067–1068. Blaicher S.,Morgiel J.,Sikora W.,1973 — Zlepieñce cenomanu w pieniñskim pasie ska³kowym w Polsce. Kwart. Geol., 17, 3: 642–643.

63 Bober L., 1967 — Charakterystyka geologiczno-in¿ynierska osuwisk Zachodniego Podhala. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Bober L., 1971 — Structural landslides of the Podhale Region (Polish Inner Carpathians). Acta Geol. Acad. Sc. Hung., 15: 389–403. Bober L.,1985 — “Dzianisz” and “Kotelnica” Landslides – Western Podhale. W: Guide to Excursion 5, Geolog. Carpa- tho-Balkan. Geological Association 13th Congres. Inst. Poland. Bober L.,1986 — Osuwisko „Dzianisz” na Podhalu zachodnim. W: Przew. 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol. (Birkenmajer K., Poprawa D., red.). Pieniny, 18–20 wrzeœnia: 260–264. Boretti-Onyszkiewicz W.,1968 — Cios we fliszu zachodniego Podhala. Acta Geol. Pol., 18, 1: 101–152. Bobrowski W.,Kociszewska-Musia³ G.,1953 — ¯wiry Dunajca miêdzy Tatrami a Pieninami. Kwart. Geol., 9,4. Borza K.,1969 — Die Mikrofazies und Mikrofossilien des Oberjuras und der Unterkreide der Klippenzone der West- karpaten. Verl. Slov. Akad. Wiss. Bratislava. Bromowicz J.,Rowiñski Z.,1965 — Kilka uwag o piaskowcach fliszu podhalañskiego. Kwart. Geol., 9,4. Calikowski J.,Gondek B.,Szpanier K.,1968 — Geochemiczna charakterystyka bituminów fliszu podhalañ- skiego. Kwart. Geol., 12,4. Chowaniec J.,1989 — Hydrogeologiczne warunki zasilania i przep³ywu wód podziemnych w utworach trzeciorzêdo- wych Podhala miêdzy Zakopanem a Bia³ym Dunajcem. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa: 1–144. Chowaniec J., 1995 — Studium hydrogeologii zachodniej czêœci Karpat polskich. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 434: 1–98. Chowaniec J., 2002 — Strefowoœæ zawodnienia w profilu pionowym fliszu podhalañskiego w œwietle badañ wo- doch³onnoœci. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 404: 19–28. Chowaniec J.,2009 — Hydrogeologia Tatr i Podhala oraz zagadnienia geotermii. W: Mat. 79. Zjazdu Nauk. Pol. Tow. Geol. Budowa geologiczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnieniem zjawisk termalnych na Podhalu (Uchman A., Chowaniec J., red.). Bukowina Tatrzañska, 27–30 wrzeœnia: 67–75. Chowaniec J.,Cieszkowski M.,2009 — Neogen i czwartorzêd Kotliny Orawsko–Nowotarskiej. W: Mat. 79. Zjazdu Nauk. Pol. Tow. Geol. Budowa geologiczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnieniem zjawisk termalnych na Podhalu (Uchman A., Chowaniec J., red.). Bukowina Tatrzañska, 27–30 wrzeœnia: 67–75. Chowaniec J.,Poprawa D.,1995 — Wyniki poszukiwañ wód geotermalnych we wschodniej i zachodniej czêœci Podhala. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 51, 3: 87–89. Chowaniec J.,Poprawa D.,Witek K.,1996 — Kotlina Orawsko-Nowotarska jako perspektywiczny zbiornik wód zwyk³ych w deficytowym regionie Karpat. Prz. Geol., 44, 1: 61–64. Chowaniec J.,Olszewska B.,Poprawa D.,Skulich J.,Smagowicz M.,1992 — Chocho³ów PIG 1. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Cieszkowski M.,1979 — Stratygrafia i tektonika p³aszczowiny magurskiej na SW od Obidowej (po³udniowo-zachodnia czêœæ Gorców i Pogórze Sieniawskie) (praca doktorska). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Cieszkowski M., 1992 — Marine miocene deposits near Nowy Targ, Magura Nappe, Flysh Carpathians (South Poland). Geol. Carpath., 43: 339–346. Cieszkowski M.,1995 — Utwory morskiego miocenu w rejonie Nowego Targu i ich znaczenie dla okreœlenia czasu powstania œródgórskiego zapadliska Kotliny Orawsko-Nowotarskiej (English summ.). Zesz. Nauk. AGH, Geologia 21, 2: 153–168.

64 Cieszkowski M.,Olszewska B.,1986 — Malcov beds in Magura nappe, near Nowy Targ, outer Carpathians, Po- land. Ann. Soc. Geol. Pol., 56: 53–71. Cieszkowski M.,Olszewska B.,Smagowicz M.,1993 — Utwory morskiego miocenu w okolicy Nowego Targu. Spraw. Pos. Komis. Nauk. PAN, Oddzia³ w Krakowie, 35, 1–2: 245–249. Cieszkowski M.,Uchman A.,Chowaniec J.,2009 — Litostratygrafia sukcesji osadowej niecki podhalañ- skiej. W: Mat. 79. Zjazdu Nauk. Pol. Tow. Geol. Budowa geologiczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnie- niem zjawisk termalnych na Podhalu (Uchman A., Chowaniec J., red.). Bukowina Tatrzañska, 27–30 wrzeœnia: 29–40. Czarnecka K.,1986 — Uwarunkowania strukturalne wspó³czesnych ruchów tektonicznych pieniñskiego pasa ska³kowego w rejonie Czorsztyna. Prz. Geol., 34, 10: 556–560. Dudziak J.,1983 — Stratygrafia fliszu podhalañskiego na podstawie nannoplanktonu wapiennego. 1: Formacja zako- piañska dolin Bia³ego Dunajca i Bia³ki. Stud. Geol. Pol., 77: 56–81. Dudziak J.,1984 — Stratygrafia fliszu podhalañskiego na podstawie nannoplanktonu wapiennego. 2: Formacja zako- piañska dolin Ma³ej £¹ki, Potoku Bia³ego i Suchej Wody. Stud. Geol. Pol., 83: 67–83. Dudziak J., 1986 — Stratygrafia fliszu podhalañskiego na podstawie nannoplanktonu wapiennego. 3: Formacje chocho³owska i ostryska. Stud. Geol. Pol., 88: 157–174. Friedberg W.,1906 — Das Miozän der Niederung von Nowy Targ (Neumark) in Galizien. S. B. Akad. Wiss., 115. Friedberg W.,1912 — Kilka spostrze¿eñ w zakresie formacji mioceñskiej Galicji. Kosmos, 37. Garecka M., 2005 — Calcareous nannoplankton from the Podhale Flysch (Oligocene-Miocene, Inner Carpathians, Poland). Stud. Geol. Pol., 124: 353–369. GaŸdzicka E.,1999 — Wyniki analizy nannoplanktonu wapiennego. Sprawozdanie. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. G¹siorowski S.,1962 — Aptychi from the Dogger, Malm and Neocomian in the Western Carpathians, and their stratigraphical value. Stud. Geol. Pol., 10: 1–151. Gedl P.,1998 — Wiek fliszu podhalañskiego na podstawie dinocyst. Prz. Geol., 46, 1: 45–46. Gedl P.,1999 — The age of base of the Podhale Palaeogene flysch (Inner Carpathians, Poland) based on dinocysts. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 47, 2–3: 77–102. Gedl P.,2000a — Biostratygrafia i paleoœrodowisko paleogenu Podhala wœwietle badañ palinologicznych. 1. Stud. Geol. Pol., 117: 69–154. Gedl P.,2000b — Biostratigraphy and paleoenvironment of the Podhale Paleogene (Inner Carpathians, Poland) in the light of the palinological studies. 2. Summary and systematic. Stud. Geol. Pol., 117: 155–309. Golonka J.,Oszczypko N.,Œl¹czka A.,2000 — Late Carboniferous – Neogene geodynamic evolution and paleogeography of the circum-Carpathian region and adjacent areas. Ann. Soc. Geol. Pol., 70, 2: 102–136. Go³¹b J.,1947 — Hydrogeologia zach. pasma Guba³owskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 32. Go³¹b J.,1952 — Tektonika Podhala (streszczenie referatu). Geol. Biul. Inf., 1. Go³¹b J.,1956 — Rockslides and flows and their meaning for the tectonics of the Flysch of Podhala. Bull. Soc. Sc. Lettres £ódŸ, Cl. 3. 5. 1. Go³¹b J.,1959 — Zarys stosunków geologicznych fliszu zachodniego Podhala. Z badañ geologicznych wykonanych w Tatrach i na Podhalu. 5. Biul. Inst. Geol., 149: 223–239.

65 Gondek B.,1972 — Charakterystyka geochemiczna wêglowodorów wystêpuj¹cych w odkrywkach jury, kredy pieniñ- skiego pasa ska³kowego oraz kredy i paleogenu fliszu magurskiego i paleogenu fliszu podhalañskiego. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Gross P.,Köhler E.,Borza K.,1984 — Nove litostratigrafické èlenenie vnútrokarpatského paléogenu. Geol. Pr., Spravy, 81: 113–117. Gross P.,Köhler E.,Samuel O.,Snopková P.,Bystrická H.,1993 — Podtaranská skupina (vnútrokarpatský paleogén). W: Geológia juznej a východnej Oravy (Gross P. i in., red.). Geologický Ústav D. Štúra. Bratislava. Grzybek K.,1959 — Próba nowego ujêcia stratygrafii fliszu Podhala. Biul. Muzeum Ziemi,1. Grzybek K.,Halicki B.,1958 — Osuwiska podmorskie we fliszu podhalañskim. Acta Geol. Pol., 8, 3: 411–450. Guterch B.,2006 — Seismic events in the Orava – Nowy Targ basin, Western Carpathians, November, 2004 – December 2005. Acta Geodyn. Geomater., 3, 143: 85–95. Halicki B.,1930 — Dyluwialne zlodowacenie pó³nocnych stoków Tatr. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 5, 3/4. Halicki B.,1959 — Nowe opracowanie geologiczne Podhala. Z badañ geologicznych wykonanych w Tatrach i na Pod- halu. 5. Biul. Inst. Geol., 149: 241–249. Halicki B.,1961 — Z badañ nad fliszem podhalañskim i magurskim na Podhalu. Acta Geol. Pol., 11,4. Halicki B.,1963 — Tektonika Podhala. Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 349–362. Halicki B.,Lillpop J.,1932 — Czwartorzêdowe trawertyny w Gliczarowie na Podhalu. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 27: 6–7. Harmata K., 1969 — Materia³y do postglacjalnej historii roœlinnoœci Karpat Zachodnich. Torfowisko na Palenicy (Pogórze Guba³owskie). Fol. Quatern., 33: 1–14. Horwitz L.,1932 — Sprawozdanie z badañ geologicznych wykonanych w r. 1931 przy okazji rewizji ark. Nowy Targ i Szczawnica. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 35: 22–26. Horwitz L.,1935 — Nowy przekrój schematyczny przez Pieniñski Pas Ska³kowy. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 8,3: 79–133. Horwitz L.,1937a — Fauna i wiek warstw posidoniowych w Pieniñskim Pasie Ska³kowym. A. Czêœæ ogólna. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 8,4. Horwitz L.,1937b — Fauna i wiek warstw posidoniowych w Pieniñskim Pasie Ska³kowym. B. Czêœæ szczegó³owa. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 9,1. Horwitz L.,1937c — Sprawozdanie z badañ geologicznych wykonanych w 1936 r., a zwi¹zanych z rewizj¹ arkuszy Nowy Targ i Szczawnica Atlasu Geologicznego Galicji. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 48. Horwitz L.,1938 — Studia nad stratygrafi¹ os³ony Ska³ek Pieniñskich. 1. Podzia³ os³ony ska³kowej i rozmieszczenie jej ogniw. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 9.,2 Horwitz L.,Rabowski F.,1929 — Przewodnik do wycieczki Polskiego Towarzystwa Geologicznego w Pieniny (18–21 V 1929). Rocz. Pol. Tow. Geol., 6: 1–49. Horwitz L.,Sujkowski Zb., 1936 — Cenoman w Pieniñskim Pasie Ska³kowym. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 45. Hrynowiecka A.,2013 — Wynki badañ palinologicznych ze stanowiska D³ugopole, SMGP 1:50 000, ark. Czarny Dunajec. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Hrynowiecka-Czmielewska A.,2009 — Zarys badañ paleobotanicznych czwartorzêdu na terenie Tatr, Pienin i Podhala. Prz. Geol., 57, 8: 714–718.

66 Jednorowska A.,1968 — Zespo³y otwornicowe w zewnêtrznych strefach jednostki magurskiej Karpat i ich znaczenie stratygraficzne. Pr. PAN, 50: 7–89. Jednorowska A.,1979 — Microfauna and age of Upper Cretaceous Pustelnia Marl Member Pieniny Klippen Belt of Poland, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 61: 37–76 Jednorowska A.,1980 — Microfauna and age of the Malinowa Shale Formation (Upper Cretaceous) in the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 67: 7–23. Klimaszewski M.,1935 — Z morfogenezy Polskich Karpat Zachodnich. Wiad. Geogr., 12. Klimaszewski M.,1948 — Polskie Karpaty Zachodnie w okresie dyluwialnym. Pr. Wroc³. Tow. Nauk., Ser. B,7: ss. 233. Klimaszewski M.,1950–1951 — RzeŸba Podhala. Czasop. Geogr., 21 i 22. Klimaszewski M., 1958 — Rozwój geomorfologiczny terytorium Polski w okresie przedczwartorzêdowym. Prz. Geogr., 30,1. Klimaszewski M.,1972 — Podzia³ geomorfologiczny Polski Po³udniowej. Geomorfologia Polski. 1. PWN, Warszawa. Kokoszyñska B.,Birkenmajer K.,1956 — Fauna albu serii niedzickiej pasa ska³kowego Pienin. Acta Geol. Pol., 6: 371–380. Kondracki J.,2002 — Geografia fizyczna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Koperowa W., 1958 — PóŸny glacja³ z pó³nocnego podnó¿a Tatr w œwietle analizy py³kowej. Monogr. Bot., 7: 107–133. Koperowa W.,1962 — PóŸnoglacjalna i holoceñska historia roœlinnoœci Kotliny Nowotarskiej. Acta Paleobot., 2,3: 1–57. Krobicki M., 1994 — Stratigraphis significance and palaeoecology of the Tithonian – Berriasian brachiopods in the Pieniny Klippen Belt, Carpathians, Poland. Stud. Geol. Pol., 106: 89–156. Krobicki M.,1996 — Neo-Cimmerian uplift of intraoceanic Czorsztyn pelagic swell (Pieniny Klippen Belt, Polish Carpathians) indicated by change of brachiopod assemblages. W: Advances of Jurassic Research (Riccardi A.C., red.). GeoResearch Forum, 1/2: 255–264. Krobicki M.,2009 — Bajoska tektonika synsedymentacyjna i jej znaczenie w jurajskiej ewolucji pieniñskiego basenu ska³kowego. Geologia, 35, 1–3: 65–78. Krobicki M.,Wierzbowski A., 2004 — Stratigraphic position of the Bajocian crinoidal limestone and their palaeogeographic significance in the evolution of the Pieniny Klippen Basin. Tomy Jurajskie, 2: 69–82. Ksi¹¿kiewicz M.,1972 — Budowa Geologiczna Polski. 3. Tektonika Karpat. Inst. Geol., Warszawa. Kukulak J., 1988 — Powi¹zania morfostrukturalne w rozwoju osuwisk zachodniego Podhala. Fol. Geogr., Ser. Geogr.-Phys., 20: 33– 49. Kukulak J.,1993 — Przejawy aktywnoœci ruchów pionowych w rzeŸbie zachodniego Podhala. Fol. Quatern., 64: 151–164. Kukulak J., 1998 — Charakterystyka sedymentacyjna stropowych osadów sto¿ka Domañskiego Wierchu (neogen/plejstocen) w Kotlinie Orawskiej. Stud. Geol. Pol., 111: 93–111. Kukulak J.,1999 — Orientacja spêkañ i uskoków w po³udniowo-wschodniej czêœci zapadliska orawskiego. Prz. Geol., 47, 11: 1021–1026. Kutek J.,Wierzbowski A.,1979 — Lower to Middle Tithonian ammonite succession at RogoŸnik in the Pieniny Klippen Belt. Acta Geol. Pol., 29, 2: 195–205.

67 Kutek J.,Wierzbowski A., 1986 — A new account on the Upper Jurassic stratigraphy and ammonites of the Czorsztyn succession, Pieniny Klippen Belt. Acta Geol. Pol., 36, 4: 289–316. KuŸniar W.,1909 — Eocen Tatr i Podhala. Spraw. Kom. Fizjogr. PAU, 44: 25–57. KuŸniar W.,1911 — W sprawie transgresji eocenu w Tatrach. Kosmos, 36: 783–798. Lefeld J.,Jankowski J.,1985 — Model of deep structure of the Polish Inner Carpathians. Publ. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sci., 175: 71–100. Lenczewska E.,1961 — Zdjêcie geologiczne fliszu podhalañskiego i osadów pokrywaj¹cych w dorzeczu Potoku Bystrego (praca magisterska). Arch. Inst. Geol. Podst. UW, Warszawa. Lesiak M.,1994 — Plant macrofossils from the middle Miocene of Lipnica Ma³a (Orawa – Nowy Targ Basin, Poland). Acta Palaeobot., 34, 1: 27–81. Limanowski M., 1905 — Rzut oka na architekturê Karpat. Kosmos, 30. Limanowski M.,1910 — Czy eocen w Tatrach transgreduje na miejscu, czy zosta³ przywleczony z dala? Kosmos, 35: 719–731. Lindner L.,1994 — Jednostki stadialne i interstadialne ostatniego zlodowacenia (Würm, Vistulian) w Tatrach Polskich i na Podhalu. Acta Univ. Nicol. Copern., Geogr., 92. Lindner L., 2008 — Czwartorzêdowe zlodowacenia górskie w Polsce. W: Mat. 15. Konf. Stratygrafia Plejstocenu Polski. Zakopane, 1–5 wrzeœnia. Lindner L.,Nitychoruk J.,Butrym J., 1993 — Liczba i wiek zlodowaceñ tatrzañskich w œwietle datowañ termoluminescencyjnych osadów wodnolodowcowych w dorzeczu Bia³ego Dunajca. Prz. Geol., 61, 1: 10–21. Lindner L.,Dzier¿ek J.,Marciniak B.,Nitychoruk J.,2003 — Outline of Quaternary glaciations in the Tatra Mts: their development, age and limits. Geol. Quart., 47, 3: 269–280. Ludwiniak M., 2006 — Geometria i geneza sieci spêkañ ciosowych we fliszu zachodniego Podhala. Rozprawa doktorska. Arch. Wydz. Geol. UW, Warszawa. Ludwiniak M., 2008 — Ewolucja sieci spekañ ciosowych we fliszu zachodniego Podhala (Karpaty wewnêtrzne, Polska). Prz. Geol., 56, 12: 1092–1099. Ludwiniak M.,Klimkiewicz D.,Mastella L.,2009 — Tektonika Podhala. W: Mat. 79. Zjazdu Nauk. Pol. Tow. Geol. Budowa geologiczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnieniem zjawisk termalnych na Podhalu (Uchman A., Chowaniec J., red.). Bukowina Tatrzañska, 27–30 wrzeœnia: 29–40. Lugeon M.,1903 — Les nappes de recouvrement de la Tatra et l’origine des Klippes des Carpathes. Bull. Soc. vaud. Sc. nat., 39,4. £ajczak A.,2006 — Torfowiska Kotliny Orawsko-Nowotarskiej. Rozwój, antropogeniczna degradacja, renaturyzacja i wybrane problemy ochrony. Wyd. Inst. Botan., PAN, Kraków. £ajczak A.,2009 — Warunki rozwoju i rozmieszczenia torfowisk w Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej. Prz. Geol., 57,8: 694–702. £añcucka-Œrodoniowa M., 1963 — Stan badañ paleobotanicznych nad miocenem Polski po³udniowej. Rocz. Pol. Tow. Geol., 33. ,2 £añcucka-Œrodoniowa M., 1965 — Wstêpne wyniki badañ paleobotanicznych nad neogenem Domañskiego Wierchu i Orawy. Rocz. Pol. Tow. Geol., 35, 3: 362–365, 409–410.

68 £ój M.,Madej J.,Porzucek S.,Zuchiewicz W.,2007 — Young tectonics of the Orava basin and southern portion of the Magura Nappe, Polish Western Carpathians, in the light of gravity studies: a new research proposal. Stud. Quatern., 24: 53–60. Makowska A., Jaroszewski W., 1987 — O wspó³czesnych ruchach pionowych w Tatrach i na Podhalu. Prz. Geol., 35, 10: 503–506. Ma³ecka D.,1981 — Hydrogeologia Podhala. Pr. Hydrogeol. Inst. Geol., Ser. Spec., 14. Ma³ecka D.,2003 — The termal waters of Podhale, southern Poland: history of research, genesis and utility. Geol. Quart., 47, 2: 195–209. Ma³kowski S.,1922 — Sprawozdanie z badañ geologicznych wykonanych w r. 1921 w okolicach Kroœcienka nad Dunajcem. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol.,2. Ma³kowski S.,1928a — O stosunku ¿y³ andezytowych do budowy geologicznej okolic Pienin. II. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 21. Ma³kowski S.,1928b — Ods³oniêcie utworów dyluwialnych w kamienio³omie szaflarskim pod Nowym Targiem. Zabyt. Przyr. Nieo¿yw., 1. Marschalko R., 1968 — Facies distribution, paleocurrents and paleotectonics of the Paleogene Flysch of Central West-Carpathians. Geol. Carpath., 19: 69–94. Marschalko R.,Radomski A.,1960 — Wstêpne wyniki badañ nad kierunkami transportu materia³u w basenie fliszowym Centralnych Karpat. Rocz. Pol. Tow. Geol., 30, 3: 259–272. Mastella L.,1975 — Tektonika fliszu we wschodniej czêœci Podhala. Rocz. Pol. Tow. Geol., 45, 3–4: 361–401. Mastella L.,2008 — Tektoniczne uwarunkowania wystêpowania martwic wapiennych we fliszu podhalañskim. W: Mat. Konf. Tatrzañskie Mapy Geologiczne. Zakopane, 27–29 maja: 31–35. Mastella L.,Mizerski W., 1977 — Uwagi o budowie geologicznej SW czêœci Podhala. Prz. Geol., 25, 10: 494–499. Mastella L.,Ozimkowski W.,1979 — Budowa tektoniczna po³udniowo-wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 27, 7: 387–393. Mastella L.,Ozimkowski W.,Szczêsny R.,1988 — Tektonika pó³nocno-zachodniej czêœci fliszu podhalañ- skiego. Prz. Geol., 36, 10: 566–572. Matyjasik J.,Szajkowska M., 1951 — ¯wiry doliny Dunajca na odcinku Podczerwone–Nowy Targ–Dêbno. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Michalik A.,1958 — Materia³y dokumentacyjne z badañ nad budow¹ geologiczn¹ zachodniego Podhala. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Oddzia³ Karpacki, Kraków. Michalik A.,Wieser T.,1959 — Tufity we fliszu podhalañskim. Kwart. Geol., 3, 2: 378–389. Mojski J.E., Watycha L., 1984 — Tatry i Kotlina Nowotarska. Budowa geologiczna Polski. 1. Stratygrafia. 3b. Kenozoik. Czwartorzêd (Soko³owski S., Mojski J.E., red.). Wyd. Geol., Warszawa: 49–51, 81–82, 152–153. Morawski W.,1972 — Tektonika pó³nocnego skrzyd³a synklinorium podhalañskiego w rejonie Niedzicy. Acta Geol. Pol., 22: 573–592. Morgiel J.,Sikora W., 1972 — O utworach paleogeñskich w jednostce z³atniañskiej (pieniñski pas ska³kowy na zachód od Bia³ego Dunajca). Kwart. Geol., 16, 4: 1053–1055. Morgiel J.,Sikora W.,1973 — Odkrycie utworów eocenu i oligocenu w pieniñskim pasie ska³kowym w Polsce. Kwart. Geol., 17, 3: 640–642.

69 Murchison R.I., 1849 — On geological structure of the Alps, Apennins and Carpathians. 2. On the Cretaceous and Nummulitic rocks of the Carpathian Mountains. Quartern. Journ. of the Geol. Soc. of London, 5: 258–263. Myczyñski R.,1973 — Middle Jurrassic stratigraphy of the Branisko Succession in the vicinity of Czorsztyn (Pieniny Klippen Belt, Carpathians). Stud. Geol. Pol., 42: 1–122. Myczyñski R.,Wierzbowski A.,1994 — The ammonite succession in the Callovian, Oxfordian and Kimmerid- gian of the Czorsztyn Limestone Formation at Halka Klippe, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci., 42, 3: 155–164. Nagy A.,Vass D.,Petrik F.,Pereszlényi M.,1996 — Tectogenesis of the Orava Depression in the light of latest biostratigraphic investigations and organic matter alteration study. Slovak Geological Magazine, 1: 49–58. Nemèok J.,1993 — Proseèansky poruchovy system. Geol. Pr., Spravy, 98: 79–83. Nemèok J.,Lexa J.,1990 — Evolution of the basin and range structure around iar Mountain range. Geol. Carpath., 41, 3: 229–258. Neumayr M.,1871 — Jurastudien, 5. Der penninische Klippenzug. Jahrb. k. k. geol. Reichsanst., 21: 450–536. Nowak J.,1927 — Zarys tektoniki Polski. 2. Zjazd Geogr. i Etnogr. S³ow. Nowak W.,1978 — Semichitinoidella n. gen. (Tintinina) of the Upper Jurassic of the Czorsztyn Succession, Pieniny Klippen Belt (Carpathians, Poland). Rocz. Pol. Tow. Geol., 48, 1: 3–25. Niezabitowski-Lubicz E., 1922 — Wysokie torfowiska Podhala i koniecznoœæ ich ochrony. Ochr. Przyr., 3: 26–34. Obidowicz A., 1990 — Eine Pollenanalytische und Moorkundliche Studie zur Vegetationsgeschichte des Podha- le-Gebietes (West-Karpaten). Acta Palaeobot., 30, 1: 147–219. Obidowicz A.,1996 — A late glacial – holocene history of the formation of vegatations belts in the Tatra Mts. Acta Palaeobot., 36, 2: 159–206. Obidowicz A.,2005 — PóŸnoglacjalna historia torfowiska „Puœcizna Rêkowiañska” w Kotlinie Orawsko-Nowotar- skiej. W: Mat. 2. Miêdz. Konf. Nauk. Gleby górskie, geneza, w³aœciwoœci, zagro¿enia (Miechówka M., G¹siorek M., Ciarkowska K., red.). Kraków–Niedzica–Zawoja, 14–16 wrzeœnia: 81. Olszewska B.,Wieczorek J.,1998 — The Paleogene of the Podhale Basin Polish (Inner Carpathians). Carpa- tho-Balcan. Geol. Assoc., 16th Congress Abstracts, Vienna: 437. Oszast J.,1970a — Badania palinologiczne w otw. wiertniczym Czarny Dunajec IG 1 (maszynopis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Oszast J.,1970b — O wieku sto¿ka Domañskiego Wierchu na podstawie badañ palinologicznych. Kwart. Geol., 14,4: 843–846. Oszast J.,1973 — The Pliocene profile of Domañski Wierch near Czarny Dunajec in the light of palynological investigations (Western Carpathians, Poland). Acta Palaeobot., 14, 1: 1–42. Oszast J.,Stuchlik L.,1977 — Roœlinnoœæ Podhala w neogenie. Acta Palaeobot., 18, 1: 46–84. Oszczypko N.,1992 — Rozwój basenu magurskiego w górnej kredzie i paleogenie. Prz. Geol., 40, 7: 397–404. Ozimkowski W., 1978 — Budowa geologiczna wschodniego obrze¿enia Kotliny Zakopiañskiej. Prz. Geol., 26, 6: 350–354. Ozimkowski W.,1991 — Geologia fliszu podhalañskiego w ujêciu fotointerpretacyjnym. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 32: 93–119.

70 Pazdur A.,2013 — Wyniki badañ 14C próbek z obszaru SMGP 1:50 000, ark. Czarny Dunajec. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Pepol J.,1972 — Tektonika strefy osiowej synklinorium podhalañskiego w rejonie Bukowiny Tatrzañskiej. Acta Geol. Pol., 22, 3: 593–600. Perski Z.,2008 — Wspó³czesna aktywnoœæ tektoniczna Tatr i Podhala w œwietle wyników badañ satelitarnej interfero- metrii radarowej InSAR i PSInSAR. Prz. Geol., 56, 12: 1082–1086. Pieñkowski G.,Westwalewicz-Mogilska E.,1986 — Trace fossils from the Podhale Flysch Basin, Poland – an example of ecologically based lithocorrelation. Lethaia, 19, 1: 53–65. Piotrowska K.,Kotañski Z.,Gawêda A.,Piotrowski J.,R¹czkowski W.,2014 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Tatry Zachodnie (1060). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Piotrowska K.,Kotañski Z.,Gawêda A.,Piotrowski J.,R¹czkowski W., 2017 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Tatry Zachodnie (1060). Pañstw. Inst. Geol.-PIB, Warszawa. [dokument elektroniczny] Pokorski J.,1965 — Wystêpowanie ³upliwoœci we fliszu wschodniego Podhala. Kwart. Geol., 9, 3: 616–623. Pomianowski P.,1995 — Budowa depresji orawskiej w œwietle analizy wybranych materia³ów geofizycznych. Ann. Soc. Geol. Pol., 64, 1–4: 67–80. Pomianowski P.,2003 — Tektonika Kotliny Orawsko-Nowotarskiej – wyniki kompleksowej analizy danych grawimetrycznych i geoelektrycznych. Prz. Geol., 51, 6: 498–507. Rabowski F., 1925a — Wyniki badañ geologicznych wykonanych w r. 1924 w Tatrach i Pieninach. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 12. Rabowski F.,1925b — Ska³ki i ich rola w ³añcuchu karpackim. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 3, 1/2. Rabowski F.,1930 — Uwagi tycz¹ce siê budowy Ska³ek. Rocz. Pol. Tow. Geol., 6. Raciborski M.,1892 — Zapiski paleobotaniczne. Kosmos, 17. Radomski A.,1958 — Charakterystyka sedymentologiczna fliszu podhalañskiego. Acta Geol. Pol., 8, 3: 335–408. Radomski A.,1959 — Sedymentacja fliszu podhalañskiego. Z badañ geologicznych wykonanych w Tatrach i na Pod- halu. 5. Biul. Inst. Geol., 149: 251–257. Rehakova D.,Wierzbowski A.,2005 — Microfacies and stratigraphic position of the Upper Jurassic Rogo¿a coquinas at RogoŸnik, Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Volumina Jurassica, 3, 1: 15–27. Romer E.,1929 — Tatrzañska epoka lodowa. Pr. Geogr., 11: 1–186. Roniewicz P.,Pieñkowski G.,1977 — Trace fossils of the Podhale Flysch Basin. W: Trace Fossils. 2. (Crimes T.P., Harper J.C., red.). Geol. J. Spec. Issue, 9: 273–288. Roniewicz P.,Westwalewicz-Mogilska E.,1974 — Tufites in the Podhale Flysch (Western Carpathians). Bull. Pol. Acad. Sc. Ser Sc. Terre, 22, 1: 37–43. Sawicki L.,1909 — Die jüngere Krustenbevegung in den Karpathen. Mitt. Geol. Ges. Wien.,2. Sikora W.,Wieser T.,1974 — Utwory piroklastyczne w utworach neogeñskich œródgórskiej niecki Orawy – Nowego Targu. Kwart. Geol., 18, 2: 441–443. Sobieñ K.,2005 — Wyniki badañ warstewek piroklastycznych we fliszu podhalañskim. Prz. Geol., 53, 4: 342. Soko³owski S.,1954 — Kilka nowych spostrze¿eñ z geologii pieniñskiego pasa ska³kowego. Biul. Inst. Geol., 86: 37–57.

71 Soko³owski S.,1973 — Geologia paleogenu i mezozoicznego pod³o¿a po³udniowego skrzyd³a niecki podhalañskiej w profilu g³êbokiego wiercenia w Zakopanem. Biul. Inst. Geol., 265: 5–74. Soko³owski J.,1993 — Zasoby geotermalne Polski i mo¿liwoœci ich wykorzystania w ochronie œrodowiska przyrodniczego. Tech. Poszuk. Geol., 5–6. Sotak J.,1998 — Sequence stratigraphy approach to the Central Carpathian Paleogene (Eastern Slovakia) eustasy and tectonics controls of deep sea fan deposition. Slovak Geological Magazine, 4, 3: 185–190. Sotak J.,Gedl P.,Banská M.,Starek D.,2007 — Nové stratigrafické dáta paleogénnych suvrstvi centrálnych Západných Karpát na Orave – výsledky integrovaného mikropaleontologického štúdia na profile Pucov. Mineralia Slovaca, 39: 89–114. Stampfli G.,Borel G.,2002 — A plate tectonic model for the Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate boundaries and restored synthetic oceanic isochrones. Earth Planet. Sc. Lett., 196: 17–33. Staszic S.,1810 — Rozprawa o górach Beskidach i o Krywanie w Tatrach. Rocz. Warsz. TPN,6. Struska M.,2008 — Neogeñsko-czwartorzêdowy rozwój struktury Kotliny Orawskiej w œwietle badañ geologicznych, geomorfologicznych oraz teledetekcyjnych (rozprawa doktorska). Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowi- ska AGH, Kraków: ss. 150. Struska M.,2009 — Budowa tektoniczna Kotliny Orawskiej. W: Mat. 79. Zjazdu Pol. Tow. Geol. Budowa geologiczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnieniem zjawisk geotermalnych na Podhalu (Uchman A., Chowaniec J., red.). Bukowina Tatrzañska, 26–29 wrzeœnia: 76–80. Stuchlik L.,1970 — Badania palynologicznie w otworze wiertniczym Koniówka IG-1 (maszynopis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Szafer W.,1946–1947 — Flora plioceñska w Kroœcienku n/Dunajcem. Rozpr. PAU,72. Szafer W.,1950 — Przewodnik do wycieczki na Podhale 22. Zjazdu Pol. Tow. Geol. r. 1949. Rocz. Pol. Tow. Geol., 19. Szafer W., 1952 — M³odszy trzeciorzêd Podhala i jego stosunek do plejstocenu (wiadomoœæ tymczasowa). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 66. Szafer W.,1954 — Plioceñska flora okolic Czorsztyna i jej stosunek do plejstocenu. Pr. Inst. Geol., 11: 135–178. Szafer W.,1958 — Nowa flora eoceñska w Tatrach. Kwart. Geol., 2, 1: 173–176. Œliwa P.,Wilk Z., 1954 — Osuwisko w Bañskiej Wy¿nej na Podhalu. W: Z badañ geologicznych wykonanych w Tatrach, w Pieninach i na Podhalu. Biul. Inst. Geol., 86. Štur D.,1860 — Bericht über die geologische übersicht-Aufnahme des Wassergebietes der Waag und Neutra. Jb. Geol. Reichsanst. Jg. (Wien), 11. Tokarski A.,Zuchiewicz W.,1998 — Popêkane klasty w sto¿ku Domañskiego Wierchu: Przyczynek do rekonstrukcji ewolucji pola naprê¿eñ w rejonie Kotliny Orawskiej (Karpaty) podczas neogenu i czwartorzêdu. Prz. Geol., 46, 1: 62–66. Tran Dinh Nghia,1974 — Palynological investigations of Neogene deposits in the Nowy Targ – Orawa Basin (West Carpathians, Poland). Acta Paleobot., 15 , 2: 46–87. Uhlig V.,1891 — Ergebnisse geologischer Aufnahmen in den westgalizischen Karpaten. 2. Der pienninische Klippen- zug. Jb. Geol. Reichsanst. Jg., 40. Uhlig V.,1903 — Bau und Bild der Karpathen. Wien, ss. 261. Uhlig V.,1904 — Uber die Klippen der Karpathen. W: 9. Congr. Géol. Intern., Vienne, 1903. Uhlig V.,1907 — Uber die Tektonik der Karpathen. S. B. Akad. Wiss. Wien, 116, 1.

72 Unrug R.,1957 — Wspó³czesny transport i sedymentacja ¿wirów w dolinie Dunajca. Rocz. Pol. Tow. Geol., 26,2: 179–186. Urbaniak J.,1960 — Wiercenie na Domañskim Wierchu w Kotlinie Nowotarskiej ko³o Czarnego Dunajca. Kwart. Geol., 4, 3: 787–797. Wasiluk R.,2009 — Strefy tektoniczne po³udniowo-zachodniego Podhala. Prz. Geol., 57, 1: 64–67. Wasiluk R.,2013 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Jab³onki (1047) wraz z Objaœnieniami. Na- rod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Watycha L.,1959 — Uwagi o geologii fliszu podhalañskiego we wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 7, 8: 350–356. Watycha L.,1963 — Flisz magurski po³udniowej czêœci Gorców. Prz. Geol., 11, 8: 371–378. Watycha L.,1968 — Wstêpna ocena warunków i mo¿liwoœci powstania ropy naftowej w utworach wschodniej czêœci fliszu podhalañskiego. Kwart. Geol., 12, 4: 898–915. Watycha L.,1971a — Badania czwartorzêdu i neogenu w kotlinie orawsko-nowotarskiej. Neogen w kotlinie orawsko-nowotarskiej. Opracowanie syntetyczne. 3. Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Watycha L.,1971b — Otwór wiertniczy Czarny Dunajec IG1 oraz Koniówka IG1 (maszynopis). Narod. Arch. Geol. PIG-PIB, Warszawa. Watycha L.,1973 — Utwory czwartorzêdowe w otworze wiertniczym Wróblówka na Podhalu. Kwart. Geol., 17,2: 335–345. Watycha L.,1975 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 0000, ark. Nowy Targ (1049). Inst. Geol., Warszawa. Watycha L.,1976 — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Nowy Targ (1049). Inst. Geol., Warszawa. Watycha L., 1976 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 0000, ark. Czarny Dunajec (1048). Inst. Geol., Warszawa. Watycha L.,1977a — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Czarny Dunajec (1048). Inst. Geol., Warszawa. Watycha L.,1977b — Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, ark. Jab³onka (1047). Inst. Geol., Warszawa. Watycha L.,1977c — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, ark. Jab³onka (1047). Inst. Geol., Warszawa. Westwalewicz E.,1972 — Budowa geologiczna okolic Nowego Bystrego na Podhalu (praca magisterska). Arch. Wydz. Geol. UW, Warszawa. Westwalewicz-Mogilska E.,1986 — Nowe spojrzenie na genezê osadów fliszu podhalañskiego. Prz. Geol., 34, 12: 690–698. Wieczorek J.,Barbacki A.,1997 — Przekrój geologiczny przez nieckê podhalañsk¹ i jej pod³o¿e na podstawie danych sejsmicznych i wiertniczych; implikacje dla geotermii. Prz. Geol., 45, 7: 715–720. Wierzbowski A.,1994 — Late Middle Jurassic to earliest Cretaceous stratigraphy and microfacies of the Czorsztyn Succession in the Spisz area, Pieniny Klippen Belt, Poland. Acta Geol. Pol., 44, 3–4: 223–249. Wierzbowski A.,Remane J.,1992 — The ammonite and calpionellid stratigraphy of the Berriasian and lowermost Valanginian in the Pieniny Klippen Belt (Carpathians, Poland). Eclogae Geol. Helv., 85, 3: 871–891. Wierzbowski A.,Jaworska M.,Krobicki,1999 — Jurassic (Upper Bajocian – lowest Oxfordian) ammonitico rosso facies in the Pieniny Klippen Belt, Carpathians Poland: its fauna, age, microfacies and sedimentary environ- ment. Stud. Geol. Pol., 115: 774.

73 Wierzbowski A.,Aubrecht R.,Krobicki M.,Matyja B.,Schlögl J.,2004 — Stratigraphy and palaeogeographic position of the Jurassic Czertezik Succession, Pieniny Klippen Belt (Western Carpathians) of Poland and Eastern Slovakia. Ann. Soc. Geol. Pol., 74: 237–256. Wieser T.,1973 — Charakterystyka petrograficzna fliszu podhalañskiego w otworze Zakopane IG 1. Biul. Inst. Geol., 265: 135–156. Worobiec G.,1994 — Upper miocene fossil plants from the outcrop of Stare Bystre (Western Carpathians, Poland). Acta Palaeobot., 34,1: 83–105. WoŸny E.,1976 — Stratygrafia m³odszego trzeciorzêdu niecki orawsko-nowotarskiej na podstawie makrofauny s³odko- wodnej i l¹dowej. Kwart. Geol., 20, 3: 589–595. Zastawniak E., 1972 — Pliocene leaf flora from Domañski Wierch near Czarny Dunajec (Western Carpathians, Poland). Acta Palaeobot., 13, 1: 3–73. Zejszner L.,1844 — Carte géologique de la chaine du Tatra et des soulevements paralleles. Berlin. Zuchiewicz W.,1994 — Efektywna metoda wykrywania przejawów m³odej tektoniki w profilach pod³u¿nych rzek Karpat polskich. Prz. Geol., 42, 11: 902–909.