Tektonika Kotliny Orawsko-Nowotarskiej — wyniki kompleksowej analizy
danych grawimetrycznych i geoelektrycznych
Pawe³ Pomianowski*
Tectonics of the Orava–Nowy Targ Basin — results of the combined analysis of the gravity and geoelectrical data. Prz. Geol., 51:
498–506.
S u m m a r y. The analysis of geological data, together with the results of resistivity surveys and gravity modelling within Orava–Nowy Targ Basin region, enabled identification of a number of faults forming structural framework of two depressions filled with Neogene and Quaternary sediments. Two system of faults were distinguished in the basement and at the edges of Orava–Nowy Targ Basin. The first system consists of longitudinal faults which are parallel to the regional structural directions. Direction of these faults is W–E in the eastern part of the basin, whereas in the western part it gradually changes to NE–SW, in concordance with the bending of the Pieniny Klippen Belt. The second system consists of faults of the NNW–SSE direction that are dominant along the northern edge of the basin and faults of the NE–SW striking, which are rarely found in the surveyed area. These faults are oblique to the regional structural direc-tions and often continue into the Magura unit.
The analysis of the faults pattern in the basement of the basin shows that its present extent, derived from morphological criteria is larger than the extent of the Neogene tectonic depressions, as defined by geophysical surveys. At present two tectonic depressions in the basement can be distinctly defined. The Orava depression, where the basement is located at the depth of 500–300 m b.s.l., is separated from the Nowy Targ depression by an elevation of the older flysch basement, which reaches the height of 570 m a.s.l. along the RogoŸnik–LudŸmierz line. A structural plan of the basement suggests that both depressions had to form under the conditions of the regional compression. Sinistral movement along releasing double bend has caused a local change in the transpression regime and ori-gin of the initial sedimentary basins. The paper presents the oriori-gin and successive development stages of the initial basin, which was formed in the Miocene and developed, at varying speed, at least till the Quaternary.
Key words: Orava–Nowy Targ Basin, tectonics, geophysical surveys
W koñcowych etapach formowania p³aszczowin w Karpatach Zewnêtrznych powsta³o wiele œródgórskich basenów sedymentacyjnych, w których rozwinê³a siê sedy-mentacja osadów pochodz¹cych z niszczenia tworz¹cego siê ³añcucha górskiego Karpat (Buday, 1963; Mahel, Buday i in., 1968; Ksi¹¿kiewicz, 1972). G³ównym czynni-kiem kontroluj¹cym ich powstanie i rozwój by³y blokowe ruchy pod³o¿a, porozdzielanego systemem uskoków (Buday, 1963; Vass i in., 1988). Jednym z takich basenów sedymentacyjnych by³ basen orawsko-nowotarski, stano-wi¹cy obecnie rozleg³e obni¿enie œródgórskie, roz-ci¹gaj¹ce siê od Námestova do Frydmana (ryc. 1).
W pracy przedstawiono wyniki badañ geofizycznych,
których celem by³o rozpoznanie budowy geologicznej Kotliny Orawsko-Nowotarskiej (KON), w tym g³ównie okreœlenie mi¹¿szoœci oraz rozk³adu przestrzennego osa-dów neogeñsko-czwartorzêdowych, stanowi¹cych wype³nienie basenu sedymentacyjnego jaki powsta³ tu w miocenie (Watycha,1976a) i rozwija³ siê z ró¿nym
tem-pem, przynajmniej do interglacja³u wielkiego (Niedzielski, 1971, Birkenmajer, 1976). Wykorzystanie metod geofi-zycznych umo¿liwi³o rozpoznanie stref krawêdziowych dawnego basenu, które ze wzglêdu na przykrycie czwarto-rzêdowymi osadami sto¿ków aluwialnych, nie s¹ obecnie dostêpne do bezpoœrednich obserwacji terenowych.
Wykorzystane materia³y
Na obszarze KON wykonano w przesz³oœci pomiary geoelektryczne w zachodniej czêœci (Trojan,1965), w miê-dzyrzeczu Leœnicy i Bia³ki (Sojski, 1990) oraz w czêœci centralnej obszaru miêdzy Czarnym Dunajcem i Leœnic¹
*GEOFIZYKA TORUÑ Sp. z o.o., ul. Chrobrego 50, 87-100 Toruñ; pawel.pomianowski@GTservices.pl F L I S Z P O D H A L A Ñ S K I DOMAÑ SKI WIER CH LudŸmierz Nowy Targ Frydman Szaflary Chy¿ne Chocho³ów Jab³onka Piekielnik usko kB ia³e go Dun ajca PI E N I Ñ S K I PA S S K A £ K O W Y KO T LI N A O R A WSK A Czarny Dunajec usko k Bi a³ki K CD DW OW 11 W NT F-2 G1 G2 E1 G3 E2 E3 E4 G4 G5 G6 E5 E6 E7 G7 E8 E9 G8 KMG Dêbno K O T L I N A N O W O T A R S K A G2 przekrój grawimetryczny
gravity cross-section E1 przekrój geoelektrycznygeoelectrical cross-section uskokifauls
Kotwory wiertnicze boreholes granica pañstwa state boundary miejscowoœæ place Chy¿ne Namestovo P £ A S Z C Z O W I N A M A G U R S K A 0 1 2 3 4 5km
Ryc. 1. Lokalizacja Kotliny Orawsko-Nowotarskiej na tle
g³ównych jednostek strukturalnych: KMG — Karpackie Mini-mum Grawimetryczne; otwory wiertnicze: K — Koniówka IG 1, CD — Czarny Dunajec IG 1, W — Wróblówka IG1, DW — Domañski Wierch IG 1, NT — Nowy Targ PIG1, F — Frydman F2
Fig. 1. Location of the Orava–Nowy Targ Valley against the
ske-tch of main structural units background; KMG — Carpathian Gravity Low; boreholes: K — Koniówka IG1, CD — Czarny Dunajec IG1, W — Wróblówka IG1, DW — Domañski Wierch IG1, NT — Nowy Targ PIG1, F — Frydman F2
(Pomianowski, 1996). Wszystkie badania by³y prowadzo-ne przy wykorzystaniu jednolitej metodyki pionowych sondowañ elektrooporowych (PSE) w symetrycznym uk³adzie Schlumbergera (Bhattacharya & Patra, 1968), umo¿liwiaj¹cej œledzenie horyzontów na g³êbokoœciach od 100 do 500 m. Na potrzeby zadania, reinterpretacji podda-ne zosta³y nie przetworzopodda-ne materia³y polowe, co umo¿li-wi³o wykonanie jednolitej pod wzglêdem stylu interpretacji jakoœciowej i iloœciowej.
Do analizy grawimetrycznej wykorzystano dane, które stanowi¹ fragment ujednoliconego, pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego Karpat (Duda & £yszkowska, 1972; Reczek, 1974, 1983; Bednaà i in.,1980).
Interpretacja danych geofizycznych
Podstawowym Ÿród³em informacji o opornoœci w³aœci-wej ró¿nych kompleksów litologicznych by³y wyniki uzy-skane z sondowañ parametrycznych. Sondowania takie, wykonano w s¹siedztwie otworów wiertniczych posia-daj¹cych udokumentowany profil geologiczny w ró¿nych czêœciach badanego terenu (Pomianowski, 1996), co doprowadzi³o do identyfikacji w obrêbie KON kilku kom-pleksów skalnych ró¿ni¹cych siê opornoœciami (ryc. 2).
Nastêpnie, na dziewiêciu profilach o kierunkach zbli¿-onych do N–S (ryc.1), przeprowadzono interpretacjê ilo-œciow¹ sondowañ elektrooporowych, która umo¿liwi³a identyfikacjê granic rozdzielaj¹cych wspomniane kom-pleksy i ich korelacjê na ca³ym obszarze. Interpretacjê son-dowañ elektrooporowych, przeprowadzono przy wykorzystaniu pakietu programów komputerowych INCEL (Szymanko i in., 1988).
Na mapie anomalii si³y ciê¿koœci w redukcji Bouguera obejmuj¹cej Karpaty Zachodnie (Bednaø i in., 1980;
WoŸnicki i in.,1988) dominuj¹cym elementem jest silny, regionalny gradient pola, który wygasa wzd³u¿ linii Kar-packiego Minimum Grawimetrycznego — KMG (ryc.1). Oœ KMG przebiega w przybli¿eniu zgodnie z przebiegiem osi KON, wykazuj¹c jedynie niewielkie odchylenie na po³udnie w rejonie LudŸmierza. Rozleg³a, ujemna makro-anomalia grawimetryczna, której powstanie nale¿y wi¹zaæ z ukszta³towaniem g³êbszych powierzchni rozdzia³u gêstoœci (Tomek i in., 1979; Bojdys & Lemberger, 1986), maskuje lokalne strefy gradientowe zwi¹zane z krawêdziami zapa-dliska.
W celu wydzielenia sk³adowej lokalnej pola si³y ciê¿-koœci zastosowano transformacjê zaproponowan¹ przez D¹browskiego (1978, 1982), której skutecznoœæ potwier-dzi³y póŸniejsze prace (Pomianowski, 1995, 1996, 1997). Zgodnie z t¹ metodyk¹, dla ka¿dego punktu pomiarowego obliczono lokaln¹, bezwzglêdn¹ wartoœæ zmian poziomych anomalii Bouguera, która mimo zasadniczych uproszczeñ w sposobie obliczania wartoœci tego parametru, stanowi dobre przybli¿enie gradientu poziomego (Grant & West, 1965; D¹browski, 1982). W wyniku interpolacji obliczo-nych wartoœci, ustalono przebieg stref o maksymalobliczo-nych war-toœciach tego parametru, nazywanych dalej grawilineamentami (D¹browski & Karaczun, 1984).
W dalszej kolejnoœci wykonano modelowanie grawi-metryczne 2–D na oœmiu przekrojach przecinaj¹cych KON z po³udnia na pó³noc. Linie przekrojów wybrano tak, aby przynajmniej w czêœci pokrywa³y siê z przekrojami geo-elektrycznymi (ryc. 1), co umo¿liwi³o kompleksow¹ inter-pretacjê wyników uzyskanych z tych dwóch metod.
Obliczenie gêstoœci efektywnej, rozumianej jako ró¿ni-ca pomiêdzy gêstoœci¹ ska³ otoczenia i osadów wype³niaj¹cych depresjê, dokonano na podstawie modelo-wania na dwóch przekrojach reperowych G–3 i G–4, które pod wzglêdem geologicznym zosta³y rozpoznane wierce-niami (ryc. 8, 9). Otrzymano œredni¹ gêstoœæ efektywn¹ dla pakietu osadów neogeñskich równ¹ )F = 0,23 · 103kg/m3,
natomiast dla osadów czwartorzêdowych wartoœæ ta wynios³a )F = 0,45 · 103kg/m3. Wartoœci te zosta³y
przyjê-te dla pozosta³ych przekrojów. Do badañ modelowych wykorzystano algorytm pozwalaj¹cy obliczaæ efekt pochodz¹cy od dowolnego cia³a dwuwymiarowego (pry-zmy) o przekroju wielok¹ta (Robert & Gex, 1985). Obli-czenia by³y przeprowadzane przy wykorzystaniu programu komputerowego EFEKT (Machowski, 1992).
Wyniki interpretacji
W wyniku interpretacji parametrycznych sondowañ elektrooporowych stwierdzono, ¿e w pod³o¿u KON wystê-puj¹ trzy ró¿nowiekowe kompleksy ró¿ni¹ce siê oporno-œciami (ryc. 2–6).
Najp³ytszy, przypowierzchniowy kompleks stanowi¹ pokrywy aluwialne lub fluwioglacjalne wieku czwartorzê-dowego, reprezentuj¹ce szeroki przedzia³ zmiennoœci opor-noœci elektrycznej: od kilkudziesiêciu do prawie 2000 Sm.
G³êbiej wystêpuj¹ osady neogeñskie, reprezentowane w przewa¿aj¹cym stopniu przez utwory ilaste i mu³kowe. Osady te charakteryzuj¹ siê niskimi wartoœciami oporów rzeczywistych, które mieszcz¹ siê w przedziale od kilkuna-stu do 70 em.
Trzeci, najstarszy kompleks, tworzy pod³o¿e depresji zbudowane g³ównie z utworów trzeciorzêdowych p³asz-czowiny magurskiej. Miejscami, w po³udniowej czêœci, w pod³o¿u wystêpuj¹ mezozoiczne jednostki pieniñskiego pasa ska³kowego a w czêœci po³udniowo-zachodniej utwo-ry fliszu podhalañskiego. Ska³y buduj¹ce pod³o¿e depresji
N ow y Ta rg P IG 1 cz w ar to rz êd Q ua te rn ar y cz w ar to rz êd Q ua te rn ar y opornoœæ ska³ [ m]Ω resistivity of rocks [ m]Ù OW 11 O W 1 1 N ow y T ar g P IG 1 10 100 1000 500 520 540 560 580 600 620 [m n.p.m.] [m a.s.l.] piaski zaglinione sility sands ¿wiry, piaski gravels, sands i³owce i mu³ki clays and silts wêgiel brunatny brown coal
piaskowce i ³upki sandstones and shales ? ne og en N eo ge ne ne og en N eo ge ne pa le og en Pa le og en e
Ryc. 2. Sondowania parametryczne wykonanych przy otworach
Nowy Targ PIG–1 oraz OW–11; lokalizacja wierceñ na ryc.1
Fig. 2. Geoelectrical soundings carried out close to Nowy Targ
PIG–1 and OW–11 boreholes. For location of boreholes — see fig.1
posiadaj¹ bardzo zró¿nicowan¹ opornoœæ, jed-nak dominuj¹ opornoœci przekraczaj¹ce 100 em.
W wielu miejscach, w skrzyd³ach zapadliska stwierdzono gwa³towne zmiany oboczne opor-noœci, które zaznaczy³y siê w postaci stromo nachylonych i/lub pionowych stref o du¿ym zagêszczeniu izoomów (Pomianowski,1996). Takie strefy gradientowe odzwierciedlaj¹ grani-ce rozdzielaj¹grani-ce oœrodki skalne o ró¿nej oporno-œci elektrycznej. Interpretacja iloœciowa sondowañ elektrooporowych wskazuje, ¿e stwierdzone strefy gradientowe odpowiadaj¹ nachylonym powierzchniom, które oddzielaj¹ osady wype³niaj¹ce zapadlisko od ska³ pod³o¿a (fliszowego lub ska³kowego). Obliczone nachylenie tych powierzchni w wielu miejscach przekracza 65° (Pomianowski, 1996) a przemiesz-czenie stropu pod³o¿a wzd³u¿ tych powierzchni osi¹ga wartoœæ od kilkudziesiêciu do kilkuset metrów (ryc. 3a, b; 5a). Zdaniem autora, pozwa-la to za³o¿yæ, ¿e zidentyfikowane powierzchnie s¹ oparte na za³o¿eniach uskokowych.
W Kotlinie Orawskiej i Nowotarskiej strefy maksymalnych gradientów anomalii Bouguera (grawilineamenty), które otaczaj¹ wyraŸnie zarysowane minimum grawimetryczne (ryc. 7), zwi¹zane s¹ z wype³nieniem depresji przez lekkie (F = 2,2 – 2,4 · 103kg/m3) osady
neogeñsko-czwar-torzêdowe, które kontrastuj¹ z ciê¿szymi utwora-mi p³aszczowiny magurskiej na pó³nocy i zachodzie oraz ska³ami Pieniñskiego Pasa Ska³kowego i fliszu podhalañskiego na po³udniu i po³udniowym wschodzie o gêsto-œciach z przedzia³u F = 2,55 – 2,7 · 103kg/m3
(Pomianowski, 1995, 1996). Rozmieszczenie grawilineamentów odzwierciedla po³o¿enie wg³êbnych powierzchni rozdzia³u gêstoœci, wzd³u¿ których kontaktuj¹ ska³y jednostki magurskiej i pasa ska³kowego stanowi¹ce otoczenie zapadliska z l¿ejszymi utworami neo-geñskimi i czwartorzêdowymi stanowi¹cymi jego wype³nienie. Ich po³o¿enie bardzo dobrze
Q Q Ng Ng Ng osady neogeñskie
Neogene sediments opornoœæ osadówresistivity of sediments 12-25 50-76 16-27 54-76 120-290 57-73 Jab³onka Chy¿ne N S 12-25 uskoki
faults punkty sondowañgeoelectrical soundings osady czwartorzêdowe Quaternary sediments 0 0 1 1 2 2 3 4 5km 3km 700 600 500 400 300
E1
a
100-150 Q [m n.p.m] [m a.s.l.] [m n.p.m] [m a.s.l.] 800 700 600 500 400 300 200 100 -100 0 BADEN BADENIAN 10-35 10-35 40-100 60-1000 100-150 100-180 60-100 Q SARMAT SARMATIAN SARMAT SARMATIAN PONT PANON/ PONTIAN PANNONIAN/ PONT PONTIAN PANON PANNONIAN Wróblówka IG-1 Czarny Dunajec IG-1Koniówka IG-1 NE/S
SW N
Ng
pieniñski pas ska³kowy Pieniny Clippen Belt
jednostka magurska Magura unit jednostka magurska Magura unit ?
E2
b
NgRyc. 3. Przekroje geoelektryczne przez Kotlinê Orawsk¹; lokalizacja na ryc.1 Fig. 3. Geoelectrical cross-sections across the Orava Valley. For location — see
fig.1 17-28 Ng Q 121 164 90-130 230-500 70-110 76 76 71 50 55 60 Ng Q 110 -180 64 60 145 110 86 69 78 27-36 83-90 300-500 jednostka magurska Magura unit jednostka magurska Magura unit 0 200 400 600 0 200 400 600 800m 800m
rzeka Czarny Dunajec Czarny Dunajec River
SE NW S N
E3
E4
660 640 620 600 580 560 540 520 500 480 640 620 600 580 560 540 520 500 480a
b
[m n.p.m] [m a.s.l.] [m n.p.m] [m a.s.l.]Ryc. 4. Przekroje geoelektryczne w rejonie
pomiê-dzy RogoŸnikiem i LudŸmierzem (objaœnienia jak na ryc. 3)
Fig. 4. Geoelectrical cross-sections between
RogoŸnik and LudŸmierz. For location — see fig.1; explanation — fig. 3
koreluje siê z nieci¹g³oœciami stwierdzonymi na przekro-jach elektrooporowych. Ponadto, jak wynika z badañ mode-lowych, nachylenie powierzchni rozdzia³u gêstoœci, podobnie jak na przekrojach elektrooporowych lokalnie przekracza 70° (ryc. 8, 9).
Taki charakter strefy krawêdziowej zapadliska, du¿e nachylenie zidentyfikowanych powierzchni nieci¹g³oœci, kore-lacja po³o¿enia stref gradientowych uzyskanych z ró¿nych metod oraz wyniki badañ modelowych pozwalaj¹ przyj¹æ, ¿e grawilineamenty odzwierciedlaj¹ po³o¿enie uskoków w pod³o¿u kotliny. Stwierdzono, ¿e uskoki te s¹ porozcinane na niewielkie, wyraŸnie wyodrêbnione odcinki, które posiadaj¹ ró¿ne azymuty a w planie poprzesuwane s¹ wzglêdem siebie na znaczne odleg³oœci (ryc. 7).
Prze-mieszczenia te wystêpuj¹ na przed³u¿eniu uskoków stwier-dzonych w wielu miejscach w obrêbie p³aszczowiny magurskiej (Ma³ecka, 1982; Roth, 1963; Watycha, 1975, 1976b, 1977).
Kompleksowa analiza danych geologicznych oraz wyników badañ geofizycznych (Pomianowski, 1996), umo¿liwi³a ostatecznie zidentyfikowanie w pod³o¿u KON uskoków nale¿¹cych do dwóch ró¿nych systemów.
Jednym z nich jest system uskoków pod³u¿nych, towa-rzysz¹cych g³ównym dyslokacjom ograniczaj¹cym pas ska³kowy. W czêœci wschodniej i centralnej badanego tere-nu uskoki nale¿¹ce do tego systemu posiadaj¹ kierunki zbli¿one do W–E, w czêœci zachodniej natomiast kierunki zmieniaj¹ siê zgodnie z wygiêciem ca³ego ³uku karpackie-go, w przedziale od WSW–ENE do SW–NE (ryc.10). W sk³ad tego systemu wchodzi wiele uskoków, które pierwotnie powsta³y w oparciu o jeden lub kilka uskoków pod³u¿nych, obrze¿aj¹cych KON od pó³nocy i po³udnia (ryc. 10).
Drugi system reprezentuj¹ dwa zespo³y uskoków skoœnych do g³ównego kierunku strukturalnego, który na badanym terenie odpo-wiada przebiegowi kontaktu pasa ska³kowego z fliszem magurskim. Zosta³y one zidentyfikowa-na zidentyfikowa-na podstawie zmian azymutów i skokowych przesuniêæ linii biegu s¹siaduj¹cych uskoków pod³u¿nych. Uskoki nale¿¹ce do tego systemu posiadaj¹ kierunki zbli¿one do NNW–SSE rza-dziej NE–SW i przecinaj¹ siê pod k¹tem wynosz¹cym ok. 75o. Przemieszczenia
zacho-wuj¹ sta³y zwrot w obrêbie ka¿dego zespo³u, co mo¿e œwiadczyæ, ¿e tworz¹ one sprzê¿ony i komplementarny system uskokowy. Uskoki komplementarne o kierunkach NNW–SSE oraz NE–SW w wielu miejscach przecinaj¹ i prze-mieszczaj¹ powierzchnie uskoków pod³u¿nych, co œwiadczy, ¿e s¹ od nich m³odsze. Oœ najwiêk-szego naprê¿enia F1, wyznaczona jako
dwu-sieczna k¹ta ostrego miêdzy kierunkami obu zespo³ów komplementarnych, posiada³a orien-tacjê NNE.
W obrazie intersekcyjnym przewa¿a pra-woskrêtny zwrot ruchu skrzyde³ uskoków skoœnych o kierunkach NW–SE i NNW–SSE. Wzd³u¿ pó³nocnego obrze¿enia Kotliny Oraw-skiej i NowotarOraw-skiej (ryc.10) uskoki skoœne o kierunku NNW–SSE tworz¹ charakterystyczny uk³ad kulisowy, który sugeruje, ¿e powsta³y one w nadk³adzie regionalnej, lewoskrêtnej strefy przesuwczej, w pod³o¿u p³aszczowiny magurskiej (por. Birkenmajer, 1981). Dominacjajedne-go zespo³u uskoków wysokok¹towych (R’) wzd³u¿ pó³nocno-zachodniego obrze¿enia Kotliny Orawskiej i Nowotarskiej mo¿e œwiadczyæ o rozproszeniu ruchu przesuwczego w szerszym paœmie obszaru (Dadlez & Jaroszewski,1994). Obserwowana rotacja uskoków wysokok¹towych (R’) do pozycji obsekwentnej mog³aby ponadto wska-zywaæ na istnienie regionalnej kompresji w trakcie powstawania tych uskoków (Arthaud & Matte, 1975).
Wyniki grawimetrycznych badañ modelo-wych wskazuj¹, ¿e pod³o¿e KON posiada cha-rakter blokowy, oparty na sieci opisanych wczeœniej uskoków, miejscami tworz¹cych zespo³y uskoków schodowych. Na wiêkszoœci przekrojów zaznacza siê wyraŸna asymetria
Q Ng 65 38 47 97 29 33 186-370 130-180 317-537 ? Ostrowsko D u n a je c Gronków Kobylarzówka
E7
S N ? pieniñski pas ska³kowyPieniny Clippen Belt
jednostka magurska Magura unit 0 0,5 1km 660 640 620 600 580 560 540 520 500 480 680 700
c
[m n.p.m] [m a.s.l.] Q Ng 90-192 33-39 170-490 71 155 57 103 30-60 33-39 89 83 85 155 Waksmund BórE6
S N ? pieniñski pas ska³kowyPieniny Clippen Belt
jednostka magurska Magura unit 0 0,5 1km 660 640 620 600 580 560 540 520 500 480
b
[m n.p.m] [m a.s.l.] Ng Q 128 71 110 76 94 69 124 88 155 18-35 110-180 76-104 291-504 Nowy Targ IG 1 Nowy Targ SzaflaryE5
S N ? pieniñski pas ska³kowyPieniny Clippen Belt
jednostka magurska Magura unit 0 0,5 1km 660 640 620 600 580 560 540 520 500 480
a
[m n.p.m] [m a.s.l.]Ryc. 5. Przekroje geoelektryczne w zachodniej czêœci Kotliny Nowotarskiej
(objaœnienia jak na ryc. 3)
Fig. 5. Geoelectrical cross-sections in the western part of the Nowy Targ
pó³nocnego i po³udniowego skrzyd³a zapadliska (ryc. 8 i 9). Wzd³u¿ pó³nocnego i pó³nocno-zachodniego brzegu KON uskoki s¹ bardziej strome, a liczba stopni uskokowych mniejsza. Mo¿e to wskazywaæ, ¿e uskok, który przebiega³ wzd³u¿ pó³nocnej granicy kotliny odegra³ g³ówn¹ rolê w powstaniu basenu sedymentacyjnego.
Obecnie w granicach Kotliny Orawsko-Nowotarskiej wyodrêbniaj¹ siê dwa zapadliska tektoniczne. Zapadlisko orawskie, w którym pod³o¿e wystêpuje na g³êbokoœci od –500 do –300 m n.p.m. jest oddzielone od zapadliska nowotarskiego stref¹ po³o¿on¹ miêdzy RogoŸnikiem i
LudŸ-mierzem, w której trac¹ swoj¹ ostroœæ wszyst-kie strefy gradientowe (ryc. 7), a starsze pod³o¿e fliszowe jest podniesione na wyso-koœæ 540 m n.p.m. (ryc. 4). W zapadlisku nowotarskim pod³o¿e fliszowe stopniowo obni¿a siê od 460 m n.p.m. w rejonie Nowego Targu (ryc. 5a) do oko³o 420 m n.p.m. na krañcach wschodnich, w rejonie Frydmana (ryc. 6).
Przynajmniej czêœæ uskoków w pod³o¿u KON mia³a charakter synsedymentacyjny, co wynika z porównania mi¹¿szoœci i g³êbokoœci wystêpowania osadów nale¿¹cych do ró¿nych piêter neogenu w otworach Koniówka i Czar-ny Dunajec (Oszast & Stuchlik, 1977). Dowo-dzi tego równie¿ zaobserwowane na przekroju geoelektrycznym E2 (ryc. 3b) sko-kowe przemieszczenie pakietu osadów wieku pontyjskiego na pó³noc od Koniówki, o ampli-tudzie 100 m oraz wyraŸny wzrost mi¹¿szoœci tego pakietu po stronie skrzyd³a zrzuconego.
Na jeszcze m³odsz¹, czwartorzêdow¹, aktywnoœæ tektoniczn¹ uskoków wskazuj¹: obecnoœæ „zapadliska Wróblówki” bezpo-œrednio nad widocznym du¿ym uskokiem w pod³o¿u (ryc. 3b), wzrost mi¹¿szoœci osadów czwartorzêdowych miêdzy dwoma uskokami w czêœci osiowej kotliny, miêdzy Szaflarami a Nowym Targiem (ryc. 5a) oraz „zapadlisko Frydmana”, widoczne na przekrojach elektro-oporowych i grawimetrycznych na wschodzie Kotliny Nowotarskiej (ryc. 6, 9e), udokumen-towane wczeœniej wierceniami w rejonie Dêb-na i FrydmaDêb-na przez Niedzielskiego (1971).
Wspó³czesny zasiêg Kotliny Orawskiej i Nowotarskiej okreœlony na podstawie kryteriów morfologicznych jest wiêkszy ni¿ zasiêg neogeñskich zapadlisk tektonicznych (ryc.10). Na wspomnianej elewacji pod³o¿a fliszowego miêdzy RogoŸnikiem i LudŸmierzem oraz w pó³nocno-za-chodnim fragmencie Kotliny Nowotarskiej (rejon ujœcia Lepietnicy), a wiêc poza zasiêgiem w³aœciwych zapadlisk neogeñskich, obecnie odbywa siê sedymentacja osadów rzecznych i stokowych (Baumgart-Kotarba, 1991–1992)
41-44 Q Ng 190-380 88-150 500-1600 100 88 88 49 110 110 110 85 99 280-330 Q Ng 110-180 110-180 280-500 110 161 91 104 100 46-47 £opuszna S N Nowa Bia³a Bia³ka NE/S SW NE Nowa Bia³a Dêbno D3
E8
E9
0 0 0,5 0,5 1 1 1,5 1,5 2 mk 2 mk jednostka magurska Magura unit ?pieniñski pas ska³kowy Pieniny Clippen Belt
jednostka magurska Magura unit
a
660 640 620 600 580 560 540 520 500 480 460 440 600 580 560 540 520 500 480 460 440 420b
[m n.p.m] [m a.s.l.] [m n.p.m] [m a.s.l.]Ryc. 6. Przekroje geoelektryczne we wschodniej czêœci Kotliny Nowotarskiej
(objaœnienia jak na ryc. 3)
Fig. 6. Geoelectrical cross-sections in the eastern part of the Nowy Targ Valley:
explanation — fig.3 K 20 30 20 20 10 10 10 20 20 20 20 20 10 10 10 10 40 30 30 20 20 20 10 15 15 15 15 15 10 15 12 12 12 12 6 6 6 6 6 6 12 12 12 12 12 12 18 18 18 Chy¿ne zmiany poziome anomalii Bouguera
horizontal changes of Bouguer anomalies granica pañstwastate boundary miejscowoœci places grawilineamenty gravilineaments otwory wiertnicze boreholes 0 1 2 3 4 5km KOTLINA NOWOTARSKA K O T L I NA O R AW S K A W F-2 OW 11 NT PIG-1 K CD DW Chy¿ne Lipnica Wielka Frydman Nowa Bia³a Szaflary RogoŸnik LudŸmierz Czarny Dunajec Nowy Targ Trstena Namestovo
Ryc. 7. Rozmieszczenie grawilineamentów na obszarze Kotliny Orawsko-Nowotarskiej; miejscowoœci: CD — Czarny Dunajec, Ld —
LudŸmierz, NT — Nowy Targ, NB — Nowa Bia³a; otwory wiertnicze — objaœnienia jak na ryc.1
Fig.7. Gravilineaments pattern within the Orava — Nowy Targ Valley; places: CD — Czarny Dunajec, Ld — LudŸmierz, NT — Nowy
co mo¿e potwierdzaæ hipotezê Watychy (1976a) o przesu-waniu siê osi subsydensji w kotlinie z po³udnia na pó³noc. Na odcinku pomiêdzy Szaflarami i rzek¹ Bia³k¹ po³udniowa granica zapadliska nowotarskiego jest s³abiej zaznaczona. S³abiej zaznaczone grawilineamenty (ryc.7) oraz wyniki badañ elektrooporowych (ryc. 5b,c i 6a) wska-zuj¹, ¿e w tym miejscu pod³o¿e stanowi monoklinalny blok nachylony na pó³noc obejmuj¹cy flisz magurski, pas ska³kowy i flisz podhalañski. W odró¿nieniu od najbar-dziej wschodniego fragmentu zapadliska nowotarskiego
[m n .p .m .] [m a .s .l. ] Ng 43° osady neogeñskie Neogene sediments uskoki faults osady czwartorzêdowe
Quaternary sediments anomalia regionalna si³y ciê¿koœciregional gravity anomaly anomalia Bouguera Bouguer anomaly
anomalia obliczona (od modelu 2D) calculated 2D model anomaly 43°
Czarny Dunajec IG1 Q -400 -400 -200 -200 0 0 200 200 400 400 600 600 Wróblówka IG1 Koniówka IG1 NNE SSW
G3
-60 -56 -52 -48 -44 -40 -60 -56 -52 -48 -44 -40 -36 ∆ g [ m ga l] 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000m 46° [m n .p .m .] [m a .s .l. ] Piekielnik NNE SSW -400 -400 -200 -200 0 0 200 200 400 400 600 600 -600 -600 NgG2
-60 -56 -52 -48 -44 -40 -60 -56 -52 -48 -44 -40 -36 ∆ g [ m ga l] 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000m 76° -60 -56 -52 -48 -44 -40 -60 -56 -52 -48 -44 -40 Trstena ∆ g [ m ga l] 0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000m -400 -400 -200 -200 0 0 200 200 400 400 600 600 Jab³onka [m n .p .m .] [m a .s .l. ] NNE NgG1
NE / SSW SSW 48° 48° 45°Ryc. 8. Grawimetryczne przekroje modelowe z Kotliny
Oraw-skiej. Lokalizacja na ryc. 1
Fig. 8. 2–D gravity models across the Orava Valley. For location
— see fig. 1 Q
G8
Dêbno -50 -50 -46 -46 -48 -48 ∆ g [ m ga l] 400 400 450 450 500 500 550 550 600 600 [m n .p .m .] [m a .s .l. ] 43° 43° 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000m S N Ng QG7
£opuszna Nowa Bia³a -50 -50 -46 -46 -48 -48 -44 -44 ∆ g [ m ga l] 400 400 450 450 500 500 550 550 600 600 [m n .p .m .] [m a .s .l. ] 43° 46° 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000m S N Ng QG6
Ostrowsko Gronków -50 -50 -46 -46 -42 -42 -48 -48 -44 -44 -40 -40 ∆ g [ m ga l] 400 400 450 450 500 500 550 550 600 600 [m n .p .m .] [m a .s .l. ] 45° 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000m S N Ng Ng QG5
Waksmund Bór -50 -50 -46 -46 -42 -42 -48 -48 -44 -44 -40 -40 ∆ g [ m ga l] 450 450 500 500 550 550 600 600 [m n .p .m .] [m a .s .l. ] 49° 47° 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000m S N Ng Q Nowy Targ PIG - 1G4
Nowy Targ Szaflary S N -50 -50 -46 -46 -42 -42 -48 -48 -44 -44 -40 -40 ∆ g [ m ga l] 450 450 500 500 550 550 600 600 650 650 [m n .p .m .] [m a .s .l. ] 41° 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000mRyc. 9. Grawimetryczne przekroje modelowe z Kotliny
Nowo-tarskiej; objaœnienia na ryc. 8
Fig. 9. 2–D gravity models across the Nowy Targ Valley;
miêdzy Now¹ Bia³¹ i Frydmanem posia-daj¹cego charakter w¹skiego rowu tektoniczne-go (Niedzielski, 1971; ryc. 6b) oraz zachodniego odcinka, w rejonie Nowego Targu (ryc. 5a), omawiany fragment posiada obecnie charakter pó³rowu tektonicznego. Potwierdza to koncepcje o stopniowym obni¿aniu siê star-szego pod³o¿a wzd³u¿ stref uskokowych Bia³ego Dunajca i Bia³ki (Mastella, 1975) oraz o du¿ej roli poprzecznych podzia³ów struktural-nych w tworzeniu obecnej rzeŸby tego terenu (Makowska & Jaroszewski, 1987).
Rozwój tektoniczny Kotliny Orawsko-Nowotarskiej
Przedstawione wyniki interpretacji danych grawimetrycznych i geoelektrycznych wska-zuj¹, ¿e powstanie i rozwój basenu sedymenta-cyjnego mo¿na powi¹zaæ z obecnoœci¹ regionalnej, lewoskrêtnej strefy przesuwczej,
K CD W OW 11 NT DW Nowy Targ usko k Bia ³ego Dun ajca us kok B ia³k i Jezi oro Ora wsk ie Ora va Lake Namestovo Trstena Chy¿ne Jab³onka Lipnica Wlk. Czarny Dunajec Chocho³ów Szaflary Frydman Dêbno Nowa Bia³a LudŸmierz 0 1 2 3 4 5km flisz podhalañski
Podhale flysh jednostka magurskaMagura unit pas ska³kowyklippen belt osady neogeñskie i czwartorzêdoweNeogene and Quaternary sediments uskoki zrzutowenormal faults uskoki przesuwczestrike-slip faults
Ryc. 10. Rozmieszczenie uskoków w pod³o¿u Kotliny Orawsko–Nowotarskiej. Otwory wiertnicze — objaœnienia jak na ryc.1 Fig. 10. Faults pattern within the Orava-Nowy Targ Valley. Boreholes — see fig.1
BASEN NOWOTARSKI NOWY TARG BASIN
BASEN NOWOTARSKI NOWY TARG BASIN
BASEN NOWOTARSKI NOWY TARG BASIN ELEWACJA LUDMIERZA LUDMIERZ ELEVATION ELEWACJA LUDMIERZA LUDMIERZ ELEVATION ELEWACJA LUDMIERZA LUDMIERZ ELEVATION osady sarmackie Sarmatian sediments
osady póŸnomioceñskie i plioceñskie
Late Miocene and Pliocene sediments
uskoki normalne normal faults uskoki przesuwcze strike-slip faults kompresja regionalna regional compression osady badeñskie Badenian sediments BASEN ORAWSKI ORAVA BASIN BASEN ORAWSKI ORAVA BASIN BASEN ORAWSKI ORAVA BASIN
regionalna strefa przesuwcza
regional strike-slip zone transtensja transtension transtensja transtension transpresja transpression σ1 σ1 σ1 a a b b
C
A
B
D
E
Ryc. 11. Powstanie i rozwój basenu
sedymentacyjne-go w Kotlinie Orawsko-Nowotarskiej. A — model powstawania s¹siaduj¹cych stref transpresji i tran-stensji wzd³u¿ uskoku przesuwczego o nieregularnej powierzchni uskoku (wg Kingma,1958; Harland, 1971; Crowell, 1974), B — schemat powstania ini-cjalnego basenu sedymentacyjnego w badenie, C — przekrój przez basen inicjalny — przyk³ad negative flower structure (Harding, 1985), D–E rozwój depre-sji po badenie
Fig. 11. Sedimentary basin formation and
develope-ment within the Orava-Nowy Targ Valley. A — a model of the origin of adjoining transpression and transtenssion zones along bending strike-slip fault (after Kingma,1958; Harland, 1971; Crowell, 1974), B — a scheme of the Badenian initial sedimentary basin formation, C — schematic cross-section through the initial basin — example of the negative flower structure (Harding, 1985), D–E — post-Bade-nian basin developement
której aktywnoœæ w tej czêœci Karpat rozpoczê³a siê w wyniku stopniowej reorganizacji krawêdzi kolizyjnej pomiêdzy p³yt¹ euroazjatyck¹ i mikrop³yt¹ panoñsk¹. W wyniku skoœnej kolizji, zgodnie z modelem zaproponowa-nym przez Dewey’a (1980), z zachodu na wschód nastêpo-wa³a zmiana aktywnej strefy subdukcji na kolizjê typu kontynent–kontynent (Balla, 1985, 1987; Vass i in.,1988). Konfiguracja krawêdzi koliduj¹cych ze sob¹ p³yt w warun-kach na³o¿onej kompresji regionalnej wytworzy³a wzd³u¿ szwu ³¹cz¹cego p³yty powstanie naprê¿eñ œcinaj¹cych i powstanie du¿ych pod³u¿nych uskoków i/lub stref prze-suwczych o kierunkach zgodnych z wygiêciem ³uku kar-packiego.
W Karpatach Zachodnich ruch przesuwczy najwczeœniej rozpocz¹³ siê w po³udniowo-zachodniej czêœci w rejonie Basenu Wiedeñskiego (eggenburg) i stopniowo obejmowa³ swym zasiêgiem coraz wiêksz¹ strefê w kierunku pó³noc-no-wschodnim (Vass & Èech, 1983; Vass i in., 1988; Kovac i in., 1989). Na badanym obszarze ruch ten prawdo-podobnie rozpocz¹³ siê dopiero w badenie, na co mo¿e wskazywaæ wiek najstarszych osadów stanowi¹cych wype³nienie zapadliska orawskiego (Oszast & Stuchlik, 1977).
Bior¹c pod uwagê uzyskane wyniki oraz uwzglêd-niaj¹c ogólne koncepcje rozwoju ³uku karpackiego mo¿li-we jest przyjêcie przynajmniej dwóch modeli rozwoju depresji orawsko-nowotarskiej:
1. Powstanie basenu typu pull–apart, na co móg³by wskazywaæ wspó³czesny kontur Kotliny Orawskiej (Pospi-sil, 1990; Bac-Moszaszwili, 1993). Niestety oprócz kszta³tu brak jest innych przes³anek, które mog³yby potwierdzaæ tê hipotezê. Ponadto model ten nie wyjaœnia powstania czêœci nowotarskiej basenu oraz stwarza powa¿ne problemy interpretacyjne ze wzglêdu na koniecznoœæ uwzglêdnienia kompensacji przestrzennej. Uwa¿a siê (Vass i in., 1988), ¿e w zachodniej ga³êzi ³uku karpackiego, amplituda ruchów przesuwczych mala³a w kierunku osio-wych czêœci tego ³uku, gdzie by³a kompensowana na roz-proszonych, mniejszych powierzchniach poœlizgu, b¹dŸ czêœciowo poprzez nasuniêcia pozasekwencyjne (Decker i in., 1999). Niewielka amplituda ruchów przesuwczych w czêœci osiowej ³uku oraz ostateczne uformowanie siê p³asz-czowin na pó³noc od badanego obszaru, zdaniem autora, uniemo¿liwi³y powstanie typowego basenu z rozci¹gania (pull–apart).
2. Powstanie basenu w formie dwóch stref transtensji przedzielonych stref¹ transpresji, które rozwinê³y siê wzd³u¿ unduluj¹cego uskoku przesuwczego w warunkach na³o¿onej kompresji regionalnej oraz dalszego rozwoju depresji w warunkach ogólnego odprê¿enia postorogenicz-nego (ryc. 11A). Ten model du¿o lepiej koreluje siê z uzy-skanymi wynikami, a w szczególnoœci wyjaœnia obecnoœæ dwóch zapadlisk: orawskiego i nowotarskiego oraz rozdzie-laj¹cej je elewacji pod³o¿a w rejonie RogoŸnik–LudŸmierz.
Zmiana re¿imu tektonicznego w skali lokalnej, nast¹pi³a w wyniku nieregularnego wygiêcia w p³asz-czyŸnie poziomej powierzchni uskoków pod³u¿nych i powstanie struktury typu releasing bend (Crowell, 1974; Blick & Biddle, 1985; ryc. 11B). Za tak¹ interpretacj¹ prze-mawiaj¹ wyniki sejsmicznych profili refleksyjnych, wyko-nanych w s¹siedztwie badanego terenu (Kadlecik i in.,1979). Interpretacja geologiczna profilu sejsmicznego, przecinaj¹cego pas ska³kowy na po³udnie od Kotliny
Orawskiej (Gross i in., 1993) ujawnia obecnoœæ struktur typu negative flower structure (Harding,1985; nazwa pol-ska: „struktura tulipanowa” — Dadlez & Jaroszewski, 1994), wykszta³conych w nadk³adzie g³êbokiego roz³amu w pod³o¿u, biegn¹cego wzd³u¿ pó³nocnej granicy pasa ska³kowego. Ku górze powierzchnia tego roz³amu rozwidla siê na wiele uskoków, nachylonych pod ró¿nymi k¹tami z wyraŸnie zaznaczon¹ sk³adow¹ zrzutow¹. Tego typu struktu-ry tworz¹ siê w nadk³adzie uskoków przesuwczych, cha-rakteryzuj¹cych siê du¿¹ nieregularnoœci¹ przebiegu, o powierzchni uskoku powyginanej w p³aszczyŸnie pozio-mej i pionowej (Harding, 1985; Harding & Lowell, 1979). Jak wczeœniej zauwa¿y³ Harland (1971) obecnoœæ takich nieregularnoœci stanowi wystarczaj¹cy czynnik do powsta-nia wzd³u¿ jednego uskoku przesuwczego naprzemien-nych stref transpresyjnaprzemien-nych i transtensyjnaprzemien-nych.
W rejonie KON lokalne zmiany re¿imu tektonicznego spowodowa³y powstanie na powierzchni struktur typu
releasing bend, w których uaktywni³y siê uskoki normalne
oraz struktur typu restraining bend (ryc. 11B), gdzie poja-wi³a siê tendencja do dŸwigania obszaru (por. np.: Harding, 1985; Crowell, 1974). Rozmieszczenie uskoków zidentyfi-kowanych w pod³o¿u i otoczeniu KON oraz obecnoœæ dwóch zapadlisk tektonicznych rozdzielonych elewacj¹ RogoŸnik–LudŸmierz, po³o¿onych wzd³u¿ pó³nocnej gra-nicy pasa ska³kowego, mo¿e wskazywaæ, ¿e powstanie basenu inicjalnego na obszarze Kotliny Orawsko-Nowotarskiej oraz jego dalszy rozwój, zosta³ zainicjowany w wyniku opisanego mechanizmu.
W dalszym etapie rozwoju zapadliska, przy stale dzia³aj¹cej kompresji regionalnej, dosz³o do powstania sprzê¿onego i komplementarnego systemu dwóch zespo³ów uskoków o kierunkach NNW–SSE i NE–SW. Kierunek dwusiecznej k¹ta ostrego pomiêdzy tymi dwoma zespo³ami uskoków wskazuje, ¿e w tym czasie oœ naprê¿e-nia g³ównego F1zajmowa³a pozycjê NNE–SSW. Kierunek
ten jest zgodny z stwierdzonym w tej czêœci Karpat Wew-nêtrznych (Marko i in.,1995; Balla, 1985, 1987; Csontos i in.,1991) kierunkiem naprê¿enia g³ównego w sarmacie. Wzd³u¿ uskoków komplementarnych nast¹pi³o rozciêcie i poprzesuwanie fragmentów starszych uskoków pod³u¿nych. Obserwowana rotacja zespo³u uskoków wysokok¹towych (R’) do pozycji obsekwentnej oraz kuli-sowe u³o¿enie o kierunkach NNW–SSE (szczególnie dobrze widoczne wzd³u¿ pó³nocnego obrze¿enia Kotliny Nowotarskiej) mog³aby sugerowaæ ich powstanie w wyni-ku dzia³ania lewoskrêtnej strefy przesuwczej w pod³o¿u w warunkach na³o¿onej kompresji regionalnej (Arthaud & Matte, 1975; ryc. 11D).
Kolejny etap rozwoju wi¹¿e siê z ustaniem regionalnej kompresji w sarmacie (Tokarski, 1978) i reorganizacj¹ pola naprê¿eñ. Oœ naprê¿enia g³ównego s1przyjê³a pozycjê
pio-now¹ a uskoki obrze¿aj¹ce zapadlisko orawsko-nowotar-skie zmieni³y charakter na zrzutowy (ryc. 11E). Na badanym terenie w warunkach nasilaj¹cych siê ruchów pionowych nast¹pi³o zwiêkszenie tempa sedymentacji, które w Kotlinie Orawskiej swoje maksimum osi¹gnê³o w poncie. W tym czasie, w pod³o¿u zapadliska powsta³y zespo³y uskoków schodowych, które nada³y mu blokowy charakter, podobnie jak ma to miejsce w innych basenach neogeñskich w Karpatach Zachodnich (Buday, 1963; Mahel & Buday, 1968; Vass i in.,1988).
Literatura
ARTHAUD F. & MATTE PH. 1975 — Les décrochements tardihercy-niens du sud-ouest de l’Europe Géométrie et essai reconstitution des conditions de la déformation. Tectonophysics, 47: 139–171.
BAC-MOSZASZWILI M. 1993 — Struktura zachodniego zakoñczenia masywu tatrzañskiego. Ann. Soc. Geol. Pol., 63: 167–193.
BADAK J. 1966 — O morfologii pod³o¿a Kotliny Orawskiej. Kwart.Geol., 10: 576–577.
BALLA Z. 1985 — The Carpathian loop and the Pannonian basin: a kinematic analysis. Geophys. Trans., 30: 313–353.
BALLA Z. 1987 — Tretiary paleomagnetic data for the Carpatho-Pan-nonian region in the light of Miocene rotation kinematics. Tectonophy-sics, 139: 67–98.
BAUMGART-KOTARBA M. 1991–1992 — Rozwój geomorfologicz-ny Kotligeomorfologicz-ny Orawskiej w warunkach ruchów neotektoniczgeomorfologicz-nych. Stud.Geomorph. Carpatho-Balcanica, 25–26: 3–26.
BEDNAÀ J. BORCZUCH M., JAMROZIK J. & ŠPAÈEK B. 1980 — Mapa anomalii si³y ciê¿koœci w redukcji Bouguer’a w skali 1:200 000. Cieszyn–Nowy S¹cz–Ostrawa–Poprad., Arch. PBG, Warszawa. BHATTACHARYA P. K & PATRA H. 1968 — Direct current geoelec-tric sounding. Elsevier, Amsterdam.
BIRKENMAJER K. 1976 — Plejstoceñskie deformacje tektoniczne w Szaflarach na Podhalu. Ann. Soc. Geol. Pol., 46: 309–323.
BIRKENMAJER K. 1981 — Strike-slip faulting in the Pieniny Klippen Belt of Poland. [In:] Carpatho-Balcan. Geol. Ass., 12th Con-gr.: 114–115, Bucharest.
BLICK N. & BIDDLE K.T. 1985 — Deformation and basin formation along strike-slip faults. Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Publ., 37: 1–34. BOJDYS G. & LEMBERGER M. 1986 — Modelowanie grawime-tryczne jako metoda badania litosfery na przyk³adzie Karpat. Z. Nauk. AGH, Geologia, 33.
BUDAY T. 1963 — Some problems of the origin and developement of the fault-structures in the neogene carpathian basins. Geologicke Prace. Zpravy, 28: 113–119.
CROWELL J.C. 1974 — Origin of late Cenozoic basins in southern California. [In:] Dickin-son,W.R. (ed.), Tectonics and Sedymentation: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists Spec. Publ., 22: 190–204.
CSONTOS L., TARI G., BERGERAT F. & FODOR L. 1991 — Evolu-tion of the stress fields in the Carpatho-Pannonian area during the neo-gene, Tectonophysics, 199: 73–91.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. PWN, War-szaw.
D¥BROWSKI A. 1978 — Strefy uskokowe w pó³nocno-zachodniej Polsce w œwietle poziomych gradientów si³y ciê¿koœci. Kwart. Geol., 22: 913–915.
D¥BROWSKI A.1982 — Strefa Koszalin–Chojnice w obrazie grawi-metrycznym. Prz. Geol., 30: 25–31.
D¥BROWSKI A. & KARACZUN K. 1984 — Faults of the zone com-prising the Teisseire–Tornquist line determined on the basis of magne-tic and gravimetric data. Publ. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sci., 175: 57–68.
DECKER K. 1996 — Miocene tectonics at the Alpine–Carpathian junction and the evolution of the Vienna basin. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Osterr., 41: 33–44.
DECKER K., TOKARSKI A. K., JANKOWSKI L., KOPCIOWSKI R., NESCIERUK P., RAUCH M., REITER F. & ŒWIERCZEWSKA A. 1999 — Structural developement of Polish segment of the Outer
Car-pathians (eastern part). [W:] K. Decker I in. (Eds.), 5th
Carpathian
Tectonic Workshop–Poprad–Szymbark, 5–9th
June, 1999, Kraków: 26–29.
DEWEY J.F. 1980 — Episodicity, sequence and style at convergent plate boundaries. Geol. Assoc. Can. Spec. Paper, 26: 553–573. DUDA W. & £YSZKOWSKA J. 1972 — Dokumentacja tymczasowa pó³szczegó³owych badañ grawimetrycznych; temat: Karpaty Zachod-nie. Arch PBG, Warszawa.
FAJKLEWICZ Z. 1973 — Grawimetria poszukiwawcza. Wyd. Geol., Warszawa.
GRANT F. S. & WEST G.F. 1965 — Interpretation theory in applied geophysics. McGraw–Hill, New York.
GROSS P., KÖHLER E., HAŠKO J., HALOUZKA R., MELLO J. & NAGY A. 1993 — Geológia Junej a vychodnej Oravy. Geol. Ústav. D. Štúra. Bratislava.
HARDING T.P. 1985 — Seismic characteristics and identification of negative flower structures, positive structures, and positive structural inversion. AAPG Bull., 69: 582–600.
HARDING T. P. & LOWELL J. D. 1979 — Structural styles, their pla-te-tectonic habitats and hydro-carbon traps in petroleum provinces. Bull. Amer. Ass. Petrol. Geol., 63: 1016–1058.
HARLAND W.B. 1971. Tectonic transpression in the Caledonian Spits-bergen, Geol. Mag., 108: 27–42.
JIRICEK K. R. 1979 — Tectogenetic developement of the Carpathian arc in the Oligocene and Neogene. [In:] Tectonics Profiles through the West Carpathians: 205–214.
KADLEÈIK J., ROTH Z. & STRÁNIK Z. 1979 — Deep structure of the Outer Carpathians in Moravia and Western Slovakia. [In:] Mahel M. (ed.), Proceedings of the conference: The main problems of the geo-logical evolution end building of CSSR.
KINGMA J.T. 1958 — Possible origin of piercement structures, local unconformities, and secondary basins in the eastern geosyncline, New Zealand. N. Z. Jour. Geol. Geophys., 1: 269–274.
KOVAÈ M., BARÁTH I., HOLICKY I., MARKO F. & TUNYI I. 1989 — Basin opening in the lower miocene strike-slip zone in the SW part of the Western carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 40: 37–62. KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski. Karpaty. t. IV, Tektonika cz. 3, Wyd. Geol. Warszawa.
MACHOWSKI J. 1992 — Program komputerowy do grawimetryczne-go modelowania na przekrojach. Arch. IHiGI WG UW, Warszawa. MAHEL M. & BUDAY T. (ed.) 1968 — Regional geology of Cze-choslovakia. The West Carpathians. Academia, Praha.
MAKOWSKA A. & JAROSZEWSKI W. 1987 — O wspó³czesnych ruchach pionowych w Tatrach i na Podhalu. Prz. Geol., 35: 506–512. MA£ECKA D. 1982 — Mapa g³ównych jednostek geologicznych Pod-hala i obszarów przyleg³ych. Wyd. Geol., Warszawa.
MARKO F., PLASIENKA D. & FODOR L. 1995 — Meso–Cenosoic tectonic stress fields within the alpine-carpathian transition zone: a review. Geol. Carpath., 46: 19–27.
MASTELLA L. 1975 — Tektonika fliszu we wschodniej czêœci Podha-la. Rocz. Pol. Tow. Geol., 45: 361–401.
NIEDZIELSKI H. 1971 — Tektoniczne pochodzenie wschodniej czê-œci Kotliny Nowotarskiej. Rocz. Pol. Tow. Geol., 41: 397–408. OSZAST J. & STUCHLIK L. 1977 — Roœlinnoœæ Podhala w neogenie. Acta Paleobotanica. 18: 1–42, Kraków.
POMIANOWSKI P. 1995 — Budowa depresji orawskiej w œwietle analizy wybranych materia³ów geofizycznych. Ann. Soc. Geol. Pol., 64: 67–80.
POMIANOWSKI P. 1996 — Tektonika Kotliny Orawsko-Nowotarskiej na podstawie analizy danych geofizycznych, Arch. Wydz. Geol. UW. POMIANOWSKI P. 1997 — Tectonics of the Orava–Nowy Targ Basin. Prz. Geol., 45: 1097–1098.
POSPIŠIL L. 1990. Tihove modely oravske neogenni panie. Zemny Plyn a Nafta, 35: 301–310.
RECZEK J. 1974 — Dokumentacja tymczasowa pó³szczegó³owych badañ grawimetrycznych; temat Karpaty Zachodnie. Arch. PBG, War-szawa.
RECZEK J. 1983 — Dokumentacja badañ grawimetrycznych; temat: Œrodkowa czêœæ Karpat 1979–1982. Arch. PBG, Warszawa.
ROBERT A. & GEX P. 1985 — Interprétation géophysique rapide logi-ciel basic pour micro-ordinateur. IGL Bull., 6, Lausanne.
ROTH Z. 1963 — Geologická Mapa ÈSSR 1 : 200 000, M–34–XX, Trstená. Ústredný Ústav Geologický. Praha.
SOJSKI G. 1990 — Próba identyfikacji uk³adu hydrostrukturalnego systemu wodonoœnego miêdzyrzecza Leœnicy i Bia³ki na podstawie badañ geofizycznych. Prz. Geol., 38: 79–86.
SZYMANKO J., POLISZOT W. & NOWICKI K. 1988 — Pakiet pro-gramów do kompleksowej interpretacji sondowañ elektrooporowych INCEL. Arch. ZGG IHiGI WG UW.
TOKARSKI A. K. 1978 — Orogenezis and morphogenezis of Outer Carpathians and plate tectonics. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcanica, 12: 29–43.
TOMEK È., ŠVANCARA J. & BUDIK L. 1979 — The depth and ori-gin of the West Carpathian gravity low. Earth planet. Sci. Lett., 44: 39–42.
TROJAN J. 1965 — Dokumentacja zwiadowczych badañ elektroopo-rowych. Temat: Kotlina orawsko-nowotarska. Arch PBG. Warszawa. VASS D., ÈECH F. 1983 — Sedymentation rates in molasse basins of the Western Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpathica, 34: 411–422. VASS D., KOVÁÈ M., KONEÈNY V. & LEXA J. 1988 — Molasse basins and volcanic activity in West Carpathian Neogene — its evolution and geodynamic character. Geol. Zbor. Geol. Carpathica, 39: 539–562. WATYCHA L. 1975 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski. Arkusz Nowy Targ. 1:50 000, Inst. Geol., Warszawa.
WATYCHA L. 1976a — Neogen niecki orawsko-nowotarskiej. Kwart.Geol., 20: 575–585.
WATYCHA L. 1976b — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski. Arkusz Czarny Dunajec. 1:50 000, Inst.Geol., Warszawa.
WATYCHA L. 1977 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski. Arkusz Jab³onka 1: 50 000., Inst. Geol., Warszawa.
WONICKI J., ŠUCHA P., POSPIŠIL L. & KURKIN M. 1988 — Geo-physical map of the Western Outer Carpathians and their foreland with part of the Inner Carpathians. [In:] Geological Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
