Profile wiertnicze osadów czwartorzędowych na Ornaku oraz ich znaczenie w badaniach nad ostatnim zlodowaceniem w Tatrach Zachodnich

Literatura

BILONIZHKA P.M. & KOSTIN V.A. 1977 — O proiskhozhdenii gidroslyud iz solenosnykh otlozheniy Predkarpatskogo Progiba (po dannym opredeleniya ikh absolyutnogo vozrasta). [W:] Geologiya i geokhimiya solenosnykh formatsiy Ukrainy, Naukova Dumka, Kiev: 53-65.

DZHINORIDZE N.M., GEMP S.D., GORBOV A.F. & RAYEVSKIY V.I. 1980 — Zakonomernosti razmeshcheniya i kriterii poiskov kaliy-nykh soley SSSR. Izd. Mesnereba, Tbilisi.

GRYNIW S.P. 1994 — Sk³ad i korelacja litostratygraficzna soli z³o¿a ka³u¿sko-ho³yñskiego (ukraiñskie Przedkarpacie). Prz. Geol., 42: 748–750.

HA£AS S. 1995 — Geochronologia izotopowa oparta na rozpadzie promieniotwórczym potasu-40. Prz. Geol., 43: 993–998.

HA£AS S., WÓJTOWICZ A. & PERYT T.M. 1996 — K/Ar dates of some Miocene potash salts from Carpathian Foredeep. Acta Geol. Hun-garica, 39, Supplementum (Isotope Workshop III): 64–67.

HRYNIV S.P. 1990 — Usloviya obrazovaniya angidrit-poligalitovykh sloyev kalienosnykh otlozheniy Predkarpatya. [W:] Usloviya obrazova-niya mestorozhdeniy kaliynykh soley. Nauka, Novosibirsk: 181–189. HRYNIV S.P., KUSHNIR S.V. & GAYEVSKIY V.G. 1990 — Raspre-deleniye strontsiya v poligalite i angidrite iz otlozheniy kaliynykh soley Predkarpatya. [W:] Geologiya i geokhimiya solenosnykh otlozhe-niy neftegazonosnykh provintsiy. Naukova Dumka, Kiev: 126–132.

KHODKOVA S.V. 1988 — Geneticheskaya priroda raznykh form poli-galita. Problemy morskogo i kontinentalnogo galogeneza. [W:] Tezy IV Vsesoyuznogo solevogo soveshchaniya. Novosibirsk,

30.08–01.09.1988: 78.

KHRUSHCHOV D.P. & ZAYDIS P.P. 1978 — Opredelenie absolyut-nogo vozrasta porod i mineralov solenosnykh formatsiy. [W:] Osadoch-nye porody i rudy. Naukova Dumka, Kiev: 221–227.

KORENEVSKIY S.M., ZAKHAROVA V.M. & SHAMAKHOV V.A. 1977 — Miotsenovyje galogennye formatsii predgorii Karpat. Niedra, Leningrad.

PERYT T.M., HA£AS S. & KORYÑ S.S. 1996 — Przynale¿noœæ stra-tygraficzna mioceñskich soli potasowych zapadliska przedkarpackiego. [W:] III Ogólnopolska Sesja Nauk. „Datowanie minera³ów i ska³”. UMCS Lublin, 24–25 paŸdziernika 1996: 55–56.

PETRYCZENKO O.I., PANOW G.M., PERYT T.M.,

SREBRODOLSKI B.I., POBERE¯SKI A.W. & KOWALEWICZ W.M. 1994 — Zarys geologii mioceñskich formacji ewaporatowych ukraiñ-skiej czêœci zapadliska przedkarpackiego. Prz. Geol., 42: 734–737. RÖGL F. 1998 — Paleogeographic Considerations for Mediterranean and Paratethys Seaways (Oligocene to Miocene). Annalen des Naturhi-storischen Museum in Wien (1997), 99A: 279–310.

VALYASHKO M.G., BOGASHOVA L.G., BORISENKOV V.I., SADYKOV L.Z. & VOLKOVA N.N. 1974 — Formirovanie khimiche-skogo sostava porovych rastvorov solenosnykh glin Stebnikkhimiche-skogo mestorozhdeniya kaliynykh soley. [W:] Geologiya i poleznye iskopa-emye solenosnykh tolshch. Naukova Dumka, Kiev: 183–190.

Profile wiertnicze osadów czwartorzêdowych na Ornaku oraz ich znaczenie

w badaniach nad ostatnim zlodowaceniem w Tatrach Zachodnich

Krystyna Kenig*, Leszek Lindner**

Borehole Quaternary sections at the Ornak and their significance to studies of the last glaciation in the Western Tatra Moun-tains. Prz. Geol., 49: 1180–1185.

S u m m a r y. T h e this paper presents the results of lithogenetic investigations of Quaternary deposits discovered for the first time by three boreholes located at the Polana Ornak in the upper part of the Koœcieliska Valley. Three till horizons separated by non-glacial deposits of different origin were recognized in the material obtained. Granulometric and mineralogical-petrographic analysis sug-gests that these till horizons may be ascribed to three phases of glacier advance, whereas the interbeds to two interphases within the Bia³ka stadial of the last (Würm, Vistulian) glaciation in the Tatra region.

Key words: Western Tatra Mountains, Polana Ornak, boreholes, lithogenetic studies, Bia³ka stadial, last glaciation

Dotychczasowe prace nad wiekiem i zasiêgiem lodow-ców ostatniego (würm, vistulian) zlodowacenia tatrza-ñskiego obejmowa³y w pierwszej kolejnoœci g³ównie charakterystykê geomorfologiczn¹ ówczesnych form rze-Ÿby akumulacyjnej i egzaracyjnej (m.in: Romer, 1929; Halicki, 1930; Klimaszewski, 1967, 1988; Dzier¿ek i in., 1986; Kotarba, 1992; Baumgart-Kotarba & Kotarba, 1997). W dalszej kolejnoœci podjêto próby okreœlenia ich wieku metod¹ TL (Butrym i in., 1980; Lindner i in., 1990, 1993) oraz metod¹36_{Cl (Dzier¿ek i in., 1999). Uzyskane t¹} drog¹ wyniki, a tak¿e datowania nacieków jaskiniowych, dokumentuj¹cych momenty ociepleñ klimatycznych (G³azek, 1984; Hercman i in., 1987; Bluszcz i in., 1988), sta³y siê podstaw¹ podzia³u ostatniego zlodowacenia tatrzañskiego na 3 stadia³y (suchej wody, bystrej i bia³ki) oddzielone 2 interstadia³ami (I i II jaskini miêtusiej) oraz da³y mo¿liwoœæ ich korelacji z równowiekowymi jednost-kami na Ni¿u Polskim (Lindner, 1994). Ponadto

przedsta-wiono propozycjê podzia³u najm³odszego stadia³u (bia³ki) tego zlodowacenia na 4 fazy: hurkotnego, ³ysej polany, w³osienicy i piêciu stawów polskich, oddzielone 3 interfa-zami: waksmundzk¹, polany pod wo³oszynem i roztoki (Lindner, 1994; Lindner & Marks, 1995). W celu odtwo-rzenia przebiegu rozwoju i zaniku lodowców ostatniego zlodowacenia tatrzañskiego istotnymi okaza³y siê tak¿e prace nad modelowaniem dynamiki i struktury termicznej würmskich lodowców tatrzañskich (G¹dek, 1998).

Celem niniejszej pracy jest nowe spojrzenie na osady ostatniego zlodowacenia tatrzañskiego poprzez prezenta-cjê wyników praktycznie pierwszych w historii tego obsza-ru prac wiertniczych i badañ laboratoryjnych osadów lodowcowych, odwierconych w górnej czêœci Doliny Koœcieliskiej (ryc. 1). Wymienione prace wiertnicze zosta³y wykonane we wrzeœniu 1996 r. na Polanie Ornak (na po³udnie od schroniska) i wraz z póŸniejszymi badania-mi litologiczno-petrograficznybadania-mi (Kenig, 1999a) stanowi¹ samodzieln¹ czêœæ arkusza Tatry Zachodnie Szczegó³owej

mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, opracowanej

przez Piotrowsk¹ i R¹czkowskiego (2000). Wspomniane prace wiertnicze obejmowa³y wykonanie 3 otworów zapro-jektowanych przez K. Piotrowsk¹ w miejscu rokuj¹cym

*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa

**Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa

stosunkowo du¿¹ mi¹¿szoœæ osadów lodowcowych i dotar-cie do pod³o¿a skalnego. Profil Ornak–K osi¹gn¹³ g³êb. 7,8 m, profil Ornak–C I g³êb. 2,0 m, a profil Ornak–C II g³êb. 3,6 m (ryc. 2).

Metodyka i zakres prac

Wymienione profile uzyskano w wyniku wiercenia przeprowadzonego specjalistycznym sprzêtem „Geopro-be” — sond¹ geologiczn¹ o ma³ej œrednicy rdzenia (4,4 cm) i d³ugoœci uzyskanego rdzenia 1,2 m, pobieranego do plastikowych, przezroczystych pojemników rurowych, hermetycznie zamykanych. Uzyskany w trakcie wierceñ urobek skalny, tworz¹cy ci¹g³y profil osadów w poszcze-gólnych profilach, stanowi unikalny materia³ badawczy w skali regionu Tatr. Dlatego sposób opróbowania, metodyka i zakres badañ litologicznych i petrograficznych musia³ byæ dostosowany do materia³u badawczego. Nie mo¿na by³o stosowaæ w tym przypadku metod standardowych opracowania, lecz trzeba by³o zastosowaæ odpowiadaj¹ce celowi modyfikacje. Celem opracowania by³o uzyskanie:

— charakterystyki litologiczno-petrograficznej osa-dów w profilach Ornaku w ujêciu iloœciowym oraz w aspekcie procesu sedymentogenezy,

— próby korelacji osadów w tych profilach.

Opróbowanie osadów z rdzenia by³o uwarunkowane ich wykszta³ceniem i zmiennoœci¹ litologiczn¹, stopniem zachowania rdzenia oraz rodzajem przewidywanych do wykonania analiz. I tak, próbki do badañ mineralogicznych i petrograficznych by³y pobierane w zasadzie z przelotów 20–50 cm, w celu uzyskania odpowiedniej iloœci materia³u skalnego. Natomiast próbki do analizy uziarnienia pobiera-ne by³y z odpowiadaj¹cych im interwa³ów wy¿ej omówio-nych, lecz w mniejszym przelocie, najczêœciej 10–20 cm. Z uwagi na stopieñ zachowania rdzenia (zawodnienie czêœci rdzenia) wiêksza dok³adnoœæ nie by³a konieczna. Z tak pobranego materia³u pochodz¹cego z wierceñ Ornak–K, C I i C II uzyskano ogó³em 58 próbek, w tym 29 próbek punk-towych i 29 rdzeniowych. Z tego materia³u badawczego wykonano ³¹cznie 116 analiz (Kenig, 1999a). By³y to nastêpuj¹ce analizy:

— analiza uziarnienia zosta³a wykonana metod¹ kom-binowan¹: laserow¹ w zakresie frakcji poni¿ej 1,0 mm, oraz metod¹ sitow¹ dla frakcji powy¿ej 1,0 mm. Uzyskane dane s¹ sum¹ wyników zawartoœci tych frakcji. Z ka¿dej próbki obliczono nastêpnie za pomoc¹ programu BDK Petrolit wartoœæ centylów i parametrów uziarnienia wed³ug

wzorów Folka i Warda (1957), w skali phi, gdzie MZ —

œredni rozmiar ziarna, FI — graficzny wspó³czynnik

wysortowania (odchylenie standardowe), SKI— graficzny

wspó³czynnik skoœnoœci (asymetria), KGI — graficzny

wspó³czynnik sp³aszczenia (kurtoza), KG’ — graficzny wspó³czynnik sp³aszczenia, znormalizowany, wyra¿ony

wzorem KG’/KGI+1

— analiza sk³adu petrograficznego frakcji ¿wirowej 5,0–10,0 mm i porównawczo powy¿ej 10 mm zosta³a wykonana dla wszystkich osadów zawartych w profilu. Wydzielenia poszczególnych rodzajów ska³, innych oczy-wiœcie ni¿ na obszarze Ni¿u Polskiego, wynikaj¹ z budowy geologicznej ska³ stanowi¹cych materia³ Ÿród³owy w tym rejonie. Dlatego te¿ dla osadu diamiktonowego uznanego za glinê morenow¹ nie zosta³y obliczone wspó³czynniki petrograficzne. Analiza sk³adu petrograficznego frakcji 5,0–10,0 mm wykonywana pod lup¹ binokularn¹ pozwo-li³a wydzieliæ dwie g³ówne grupy ska³: ska³y krystaliczne (trzonu krystalicznego) i ska³y osadowe (g³ównie triaso-we). Wœród ska³ krystalicznych s¹ to: okruchy granitoidów, kwarc oraz kwarcyty. Wœród ska³ osadowych s¹ to: mu³owce wiœniowe, mu³owce szare lub ¿ó³te, oraz pia-skowce

— analiza sk³adu mineralno-petrograficznego frakcji 1,0–0,5 mm wykonana pod lup¹ binokularn¹ pozwoli³a wydzieliæ nastêpuj¹ce ska³y lub minera³y: ska³y krystalicz-ne, kwarc, muskowit, biotyt, minera³y ciemkrystalicz-ne, mu³owce wiœniowe, mu³owce ¿ó³te, konkrecje limonitowe, konkre-cje ciemne (¿elazisto-manganowe) oraz konkrekonkre-cje orga-niczne

— analizê sk³adu minera³ów ciê¿kich wykonano we frakcji 0,25–0,1 mm. Ze wzglêdu na minimalny udzia³ minera³ów przezroczystych, przyjêto w interpretacji obli-czenia traktuj¹ce za 100% sumê wszystkich minera³ów, przezroczystych i nieprzezroczystych. Tak wyliczona zawartoœæ procentowa lepiej charakteryzuje osad i procesy hipergeniczne w nim zachodz¹ce. Wœród minera³ów prze-zroczystych wydzielono: amfibol, amfibol zwietrza³y, piroksen, chloryt, biotyt, muskowit, granat, sylimanit, cyr-2096 Ma³o³¹czniak Ciemniak 2096 1 km Kamienista 2126 2158 B³yszcz ORNAK DK SS WK DM DM£ D k o l K ina o œc i e li s a K e o a œ i cie ls k V a ll y KIRY

S£

O

W

AC

JA

SL

O

V

AKI

A

main elevations and their slopes lodowce i ich fazy postojowe glacier and their stopping phases po³o¿enie otworów wiertniczych (ORNAK – K, – C I, – C II) location of boreholes (Ornak – K, – C I, – C II) g³ówne strumienie main streams stawy lakes

Ryc. 1. Po³o¿enie otworów wiertniczych na Ornaku na tle zasiê-gu lodowców zlodowacenia wis³y (würm) na po³udnie od Kir (Tatry Zachodnie); DK — lodowiec Doliny Koœcieliskiej; DM£ — lodowiec Doliny Ma³ej £¹ki; SS — Smreczyñski Staw; WK — W¹wóz Kraków, DM — lodowiec Doliny Miêtusiej

Fig. 1. Location of boreholes in the Ornak area in relation to the extent of the glaciers during the Vistulian (Würm) glaciation south from Kiry (Western Tatra Mountains); DK — Koœcieliska Valley glacier; DM£ — Ma³a £¹ka Valley glacier; SS — Smre-czyñski Lake; WK— Cracow Canyon; DM — Miêtusia Valley glacier

kon, apatyt. Natomiast minera³y nieprzezroczyste reprezen-towane s¹ jedynie przez limonit

— zawartoœæ wêglanu wapnia okreœlano metod¹ objê-toœciow¹ na aparacie Scheiblera, we frakcji poni¿ej 0,1 mm wyp³ukanej w wodzie destylowanej.

Zakres dotychczasowych badañ litologicznych

Na obszarze arkusza Tatry Zachodnie, a w³aœciwie te¿ w ca³ych Tatrach, dotychczas nie by³y wykonywane szcze-gó³owe badania litologiczne osadów czwartorzêdowych. Najczêœciej badane by³y osady i formy lodowcowe pod k¹tem ich datowania TL w dolinach na obszarze Tatr Zachodnich (Dzier¿ek i in., 1986; Butrym i in., 1990; Lind-ner i in., 1990; LindLind-ner & Marks, 1990). W aspekcie petro-graficznym Kukulak (1996) bada³ zawartoœæ ska³ krystalicznych w osadach aluwialnych na przedpolu Tatr Zachodnich. Natomiast praca dotycz¹ca wystêpowania du¿ych g³azików w Tatrach i wyliczonego wskaŸnika morenowego, wykonana przez Tokarskiego (1948), ma ju¿ znaczenie historyczne. Litologiczne cechy osadów zbo-czowych w Dolinie za Bramk¹ bada³a Jakubska (1996). Dlatego te¿, praktycznie nie istnieje materia³ do porównañ.

W³aœciwoœci litologiczne osadów Profil Ornak–K (ryc. 2A) jest po³o¿ony na

wysokoœci 1098,0 m npm, powy¿ej schroniska na polanie Ornak, na tarasie w odleg³oœci ok. 15,0 m na N od ma³ego potoczku (dop³yw Pysz-nañskiego Potoku) p³yn¹cego niemal prostopa-dle do drogi prowadz¹cej w kierunku S. Na g³êb. 6,60–7,80 m (warstwa 1 na ryc. 2A) wystêpuje osad ró¿nofrakcyjny, nieco zailony, typu zwietrzeliny. W opracowaniu jest u¿ywa-ny termin zwietrzelina lub osad typu zwietrzeli-ny, jako produktu wietrzenia ska³, dopuszczaj¹c jednak mo¿liwoœæ krótkiego transportu. Nie mo¿na bowiem wykluczyæ niewielkiego sto-sunkowo przemieszczenia tego osadu wskutek np. procesów stokowych. Krótki transport nie mia³ jednak wp³ywu na z³agodzenie bardzo ostrych, œwie¿ych krawêdzi ska³ zawartych w osadzie. Fragmenty ska³ frakcji ¿wirowych i piaszczystych s¹ ostrokrawêdziste, bez œladów obróbki w trakcie transportu.

W próbce z g³êbokoœci 7,30–7,80 m we frakcji powy¿ej 10 mm s¹ obecne same okru-chy ska³ krystalicznych (granitoidy, gnejsy); nie stwierdzono ska³ osadowych. Natomiast we frakcji 5,0–10,0 mm, przy dominacji ska³ krysta-licznych stwierdza siê niewielk¹ zawartoœæ mu³owców wiœniowych w iloœci do 10%. Znajdu-je to potwierdzenie w zawartoœci 8,8% tych¿e mu³owców we frakcji piaszczystej 1,0–0,5 mm. Natomiast we frakcji ciê¿kiej przewa¿aj¹ amfi-bole przy wyj¹tkowo ma³ej iloœci limonitu. Sk³ad granulometryczny tego osadu wskazuje na podobny udzia³ procentowy frakcji ¿wiro-wej i piaszczystej (11–17%) przy 9% zawarto-œci frakcji ilastej. Wartoœæ MZwynosi 0,61 phi. Wysortowanie tego osadu jest bardzo s³abe.

ZawartoϾ CaCO3wynosi 2%. Jest to

stosunko-wo œwie¿e œrodowisko depozycji z niewielkim tylko udzia³em procesów wtórnych.

Podobna charakterystyka granulometryczna dotyczy osadu z próbki powy¿ej tj. 6,60–7,30 m, przy nieco tylko

grubszym œrednim ziarnie (MZwynosi 0,27 phi) i

minimal-nie mminimal-niejszej zawartoœci czêœci ilastych. We frakcji

powy-¿ej 10,0 mm stwierdzono, oprócz licznych

ostrokrawêdzistych okruchów ska³ krystalicznych, jeden fragment wiœniowego piaskowca oraz jeden mu³owiec (³upek mu³kowy?) ¿ó³ty. Ta ostatnia ska³a, oprócz innych ska³ osadowych, obecna jest w wiêkszej iloœci te¿ we frak-cji ¿wirowej oraz piaszczystej. Natomiast we frakfrak-cji mine-ra³ów ciê¿kich zmienia siê relacja na korzyœæ limonitu i biotytu kosztem amfibolu. Wêglanowoœæ tego osadu jest znikoma i wynosi 1,63%. Œrodowisko depozycji tego osadu ulega wiêkszym ni¿ poprzednio wp³ywom procesów wie-trzeniowych.

Osad z g³êbokoœci 5,40–6,60 m (warstwa 2 na ryc. 2A) œwiadczy o zasadniczej zmianie warunków akumulacji. Jest to diamikton, który na podstawie cech makroskopo-wych i wyników analiz mo¿na okreœliæ jako glinê more-now¹. Obecnoœæ jej œwiadczy o warunkach klimatycznych, pozwalaj¹cych na rozwój i zanik lodowca. Ogólny sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowych zawartych w tej glinie nie ró¿ni siê wyraŸnie od analogicznego sk³adu osadów zalegaj¹cych powy¿ej i poni¿ej. Jednak ¿wiry zawarte w

1 2 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 3 8 7 6 5 4 3 2 1 1 1 2 2 4 4 5 5 6 6 3 3 4 3 3 2 2 1 1 7 0,00 0,25 0,50 0,90 1,20 1,50 1,80 0,00 0,25 0,50 2,00 1,20 1,50 1,30 2,40 3,00 3,50 4,20 4,40 4,90 5,40 6,60 7,30 7,80 0,00 2,00 3,00 3,30 3,60 2,50 1,20 1,40 ? ? g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) nrp ró be k sa m pl esn o. nrw ar st w la ye rsn o. ORNAK – K 1098 m n.p.m. 1098 m a.s.l. _g³êbok oœ æ( m ) de pt h( m ) g³ êb ok oœ æ( m ) de pt h( m ) nrp ró be k sa m pl esn o. nrp ró be k sa m pl esn o. nrw ar st w la ye rsn o. nrw ar st w la ye rsn o. ORNAK – CI 1099 m n.p.m. 1099 m a.s.l. ORNAK – CI 1099 m n.p.m. I 1099 m a.s.l.

A

B

C

osady ró¿nofrakcyjne ró¿nej genezy vari-fractional deposits of different origin

Ryc. 2. Zestawienie profilów 3 otworów wiertniczych wykonanych na Ornaku (Tatry Zachodnie)

Fig. 2. Comparison of three boreholes from the Ornak region (Western Tatra Mountains)

tej glinie wykazuj¹ wiêkszy, ni¿ w innych osadach tego profilu stopieñ obróbki. Trzeba te¿ odnotowaæ, ¿e ska³y krystaliczne zawarte w glinie to g³ównie granity drobno- i œredniokrystaliczne, a wiêc inne ska³y ni¿ w osadzie powy-¿ej zalegaj¹cym. Wœród ska³ osadowych znaleziono tylko pojedyncze ziarna wiœniowych mu³owców oraz piaskow-ców szaro¿ó³tych (we frakcji powy¿ej 10 mm). Podobny obraz mineralno-petrograficzny jest widoczny we frakcjach drobnoziarnistych. Znaczna iloœæ limonitu œwiadczy o wtórnych procesach wietrzeniowych, którym podlega³y g³ównie ska³y granitowe. W sk³adzie granulometrycznym gliny zaznaczaj¹ siê du¿e udzia³y frakcji ¿wirowych, piasz-czystych i zwiêksza siê udzia³ frakcji ilastej (MZ wynosi 0,07 phi). Wêglanowoœæ tej gliny jest niska, jak w ca³ym osadzie i wynosi 2%.

Na g³êb. 4,90–5,40 m (warstwa 3 na ryc. 2A) zalega osad ró¿nofrakcyjny, g³ównie grubofrakcyjny, z ma³ym udzia³em frakcji mu³kowej i ilastej. Œrednia œrednica ziarna ma wartoœæ 0,06 phi, a wiêc osad jest znacznie grubszy ni¿ w przypadku gliny ni¿ej le¿¹cej. Wêglanowoœæ, podobnie jak w ca³ym osadzie, wynosi 2%. W sk³adzie petrograficz-nym frakcji powy¿ej 10,0 mm obecne s¹ tylko ska³y krysta-liczne (granity, gnejsy serycytowe) oraz kwarcyty silnie przekrystalizowane. Oprócz tych ska³ w drobniejszych frakcjach wystêpuj¹ te¿ niezbyt liczne ska³y osadowe (mu³owce wiœniowe i ¿ó³te oraz piaskowce). Frakcja ciê-¿ka jest wzbogacona w biotyt kosztem limonitu i amfibolu, co œwiadczy o spokojnych warunkach sedymentacji w zbiorniku wodnym, zwi¹zanym zapewnie z zatamowa-niem odp³ywu od czo³a lodowca. W pewnym sensie mog³o to byæ zastoisko proglacjalne, do którego sp³ywa³ materia³ nie segregowany gruboziarnisty, g³ównie granitoidowy, oraz sedymentowa³ biotyt pochodz¹cy z rozpadu tych ska³.

Na osadach tych zalega na g³êb. 4,20–4,90 m diamik-ton (warstwa 4 na ryc. 2A) o cechach gliny morenowej w stropie (4,20–4,40 m) przechodz¹cej w silnie zwietrza³¹ glinê morenow¹. Glina morenowa pod wzglêdem granulo-metrycznym jest silnie ¿wirowo-g³azowa, ze stosunkowo mniejsz¹ zawartoœci¹ frakcji piaszczystych oraz zawarto-œci¹ frakcji ilastej. Œrednia œrednica ziarna MZwynosi 1,14 phi, a wysortowanie jest wyj¹tkowo s³abe (F 4,44) najgor-sze w ca³ym profilu. Proporcjonalnie do innych osadów zalegaj¹cych powy¿ej, w glinie tej jest mniej okruchów skalnych (oprócz klastów ostrokrawêdzistych s¹ te¿ ¿wiry ze œladami obróbki, niemal otoczaki). We frakcji powy¿ej 10 mm wystêpuj¹ g³ównie gnejsy serycytowe i granitoidy-ty, natomiast we frakcji ¿wirowej oprócz tych ska³ s¹ rów-nie¿ obecne ska³y osadowe, reprezentowane g³ównie przez wiœniowe mu³owce i piaskowce. Nie ma tu natomiast mu³owców ¿ó³tych, nawet w drobnej frakcji. Prawdopo-dobnie mo¿e to byæ argumentem do wykazania odmienne-go Ÿród³a zasilania — tj. obszaru Ÿród³oweodmienne-go dla lodowca, który z³o¿y³ glinê warstwy 4, w odró¿nieniu od obszaru Ÿród³owego (lodowca) gliny poni¿ej le¿¹cej (warstwa 2). W analizowanej glinie (warstwa 4) zachodzi³y silne proce-sy wietrzeniowe, o czym œwiadczy wysoki udzia³ limonitu 74,3%.

Na g³êb. 0,90–4,20 m (warstwa 5 na ryc. 2A) zalega doœæ mi¹¿sza warstwa zwietrzeliny, z ró¿nofrakcyjnymi fragmentami okruchów skalnych oraz z niewielkim udzia³em frakcji ilastej. Œrednia œrednica ziarna tego osadu wykazuje niewielkie wahania, ogólnie jednak nastêpuje pogrubienie osadu ku stropowi warstwy, na co wskazuj¹

minusowe wartoœci MZ, osi¹gaj¹ce wartoœæ –1,43 phi w

stropowej czêœci. Pozosta³e parametry uziarnienia nie

wykazuj¹ znacznych ró¿nic. Jedynie tylko w próbce 4 i 7 zmienia siê typ krzywej uziarnienia na sp³aszczony, co ³¹czy siê z brakiem najdrobniejszej frakcji (ilastej). Byæ mo¿e jest to osad na pograniczu rumoszu. Na podstawie zbadanego sk³adu petrograficznego materia³u okruchowe-go w ró¿nych frakcjach mo¿na zauwa¿yæ, ¿e w osadzie tym nastêpuje minimalna selekcja materia³u skalnego pod wzglêdem odpornoœciowym. Œwiadczy to o braku (?) lub ewentualnie bardzo krótkim transporcie tego materia³u. Œrodowisko depozycji nie podlega³o silnym procesom wie-trzenia, o czym mo¿e œwiadczyæ zmniejszenie udzia³u limonitu i zwiêkszona zawartoœæ biotytu w stosunku do osadu wy¿ej le¿¹cego. We frakcji powy¿ej 10,0 mm wystê-puj¹ g³ównie ska³y granitoidowe oraz pojedyncze okruchy kwarcytów oraz mu³owców wiœniowych. W mniejszych frakcjach pojawiaj¹ siê sporadycznie wystêpuj¹ce pia-skowce oraz mu³owce szare lub ¿ó³te oraz kwarc. Pewne zmiany w sk³adzie petrograficznym zawartoœci okruchów skalnych, rozpatrywane w profilu pionowym, mog¹ potwierdzaæ drobne zmiany kierunków dostawy (sp³ywów stokowych) materia³u skalnego, np. w dolnej czêœci war-stwy 5 s¹ obecne mu³owce ¿ó³te, natomiast wy¿ej tylko mu³owce wiœniowe.

Na zwietrzelinie tej, na g³êbokoœci 0,50–0,90 m zalega cienka warstwa diamiktonu uznanego za glinê morenow¹ (warstwa 6 na ryc. 2A). W sk³adzie granulometrycznym osad ten wykazuje zawartoœci g³ównych frakcji: drobno-ziarnistej (23,4%), œredniodrobno-ziarnistej (16,0%) oraz ilastej (18,6%). Œrednia œrednica ziarna MZ wynosi 2,97 phi, a wiêc jest to osad znacznie „drobniejszy” ni¿ zwietrzelina le¿¹ca poni¿ej. Równie¿ znacznie mniej jest w tym osadzie okruchów skalnych, w stosunku do osadów zwietrzelino-wych, le¿¹cych poni¿ej. W glinie tej ca³y materia³

okrucho-wy jest silnie ostrokrawêdzisty. W sk³adzie

petrograficznym frakcji ¿wirowej 5–10 mm wystêpuj¹ g³ównie ska³y krystaliczne (granity), a nieliczne ska³y osa-dowe s¹ reprezentowane przez mu³owce wiœniowe, nato-miast we frakcji piaszczystej 1,0–0,5 mm dochodzi do tego zespo³u tylko kwarc.

Na glinie tej, na g³êbokoœci 0,25–0,50 m le¿y oddzielo-ny doœæ wyraŸn¹ granic¹ mu³ek ilasty, silnie piaszczysty ze

¿wirkiem (warstwa 7 na ryc. 2A). MZtego osadu wynosi

3,16 phi, wysortowanie jest bardzo s³abe. Osad ten zawiera ma³y udzia³ grubych frakcji, wœród których przewa¿aj¹ granity o silnie zwietrza³ych powierzchniach (zw³aszcza skaleni) oraz s¹ obecne pojedyncze wiœniowe mu³owce, wystêpuj¹ce we wszystkich frakcjach (¿wirowych i piasz-czystych). We frakcji 1,0–0,5 mm stosunkowo liczne s¹ konkrecje limonitowe oraz pseudomorfozy ilasto-¿elazi-ste, których udzia³ wzrasta w próbce z gleby wy¿ej zale-gaj¹cej. Ze wzglêdu na wykszta³cenie litologiczne oraz na wystêpowanie w tej warstwie licznych korzeni roœlin s³abo roz³o¿onych, mo¿na s¹dziæ, ¿e jest to ni¿sza czêœæ profilu glebowego rozwiniêtego na glinie morenowej ni¿ej zale-gaj¹cej lub\i ³¹cznie z osadami sedymentacji zboczowo-alu-wialnej tworz¹cej osady tarasu Potoku Pysznañskiego.

W stropie profilu, na g³êb. 0,0–0,25 m (warstwa 8 na ryc. 2A) wystêpuj¹ osady wykszta³cone jako diamikton glebowy, ilasto-mu³kowy, z udzia³em frakcji piaszczystych

i ¿wirowych. Œrednia œrednica ziarn tego osadu wynosi MZ

2,05 phi, a osad jest wyj¹tkowo s³abo wysortowany. Pomi-mo, ¿e analiza granulometryczna wykazuje udzia³ frakcji g³azikowej (jest to prawdopodobnie 1 klast), to w wyp³uka-nych frakcjach nieobecne s¹ klasty grubszych frakcji. Poja-wiaj¹ siê one dopiero we frakcji 1–2 mm i to w ma³ej iloœci.

We frakcjach piaszczystych s¹ liczne fragmenty korzeni roœlin, limonitowe pseudomorfozy po korzeniach oraz nasiona roœlin. W sk³adzie petrograficznym wystêpuj¹ tyl-ko granity i kwarc, nie ma ska³ osadowych.

Profil Ornak–CI (ryc. 2B) jest po³o¿ony na

wysoko-œci 1048 m n.p.m. w odleg³owysoko-œci ok. 80 m na S od profilu Ornak–K. W uzyskanym profilu (rdzeniu) geologicznym do g³êb. 2,00 m stwierdzono ró¿nofrakcyjne osady ze zmienn¹ zawartoœci¹ frakcji mu³kowo-ilastych. Udzia³ tych frakcji daj¹cych efekt zaglinienia osadu wynosi ok. 20 %. Najwy¿szy jest w warstwie 1, gdzie osi¹ga ponad 50% i mo¿e byæ wynikiem epizodycznej dostawy materia³u drob-nego ze sp³ywu zboczowego lub/i zalewu powodziowego. Doœæ zaawansowane procesy postsedymentacyjne prawie w ca³ym profilu potwierdzone s¹ przez obecnoœæ limonitu i to zarówno w postaci konkrecyjnej, jak i mineralnej. Rów-nie¿ klasty ska³ granitowych wykazuj¹ zwietrza³¹ powierzchniê. Osady warstwy 2 na ryc. 2B na podstawie makroskopowych cech s¹ zbli¿one do osadu typu rumoszu skalnego. Osad ten wykazuje mniejsze scementowanie czêœciami ilastymi, chocia¿ w sk³adzie granulometrycz-nym frakcja najdrobniejsza jest obecna. W stropie profilu, na g³êbokoœci 0,0–0,25 m wystêpuje poziom gleby (war-stwa 4 na ryc. 2B) le¿¹cej na osadzie wykszta³conym jako mu³ek ilasty, silnie zapiaszczony, z pojedynczymi klastami ostrokrawêdzistych granitów (warstwa 3 na ryc. 2B). Sta-nowi to stopniowe przejœcie do osadów typu rumoszu skal-nego, zalegaj¹cych poni¿ej jako warstwa 2 na ryc. 2B.

Profil Ornak–CII (ryc. 2C). W profilu tym od

0,0–1,20 m nie uzyskano rdzenia osadów, z powodu du¿e-go zawodnienia. Pozosta³¹ czêœæ rdzenia stanowi diamik-ton zailony (warstwy 1–3 na ryc. 2C) o ró¿nej zawartoœci poszczególnych frakcji. Œwiadcz¹ te¿ o tym zmienne war-toœci MZ od 2,78 phi w sp¹gu do –0,85 phi w górnej czêœci profilu. W sk³adzie petrograficznym frakcji ¿wirowej prze-wa¿aj¹ ska³y krystaliczne (ogólnie bior¹c granitoidy). Liczny stosunkowo udzia³ ma grubokrystaliczny kwarc ¿y³owy. Ska³y osadowe wystêpuj¹ w pojedynczych œciach i g³ównie s¹ to wiœniowe mu³owce. Taki sk³ad ilo-œciowy potwierdza siê te¿ w jakoilo-œciowym udziale tych sk³adników we frakcji 1,0–0,5 mm. A wiêc dominacja ska³ krystalicznych przy znacznym udziale kwarcu i niewielkiej zawartoœci mu³owców wiœniowych. Mu³owce ¿ó³te obecne s¹ w³aœciwie tylko w sp¹gowej próbce. Sk³ad minera³ów ciê¿kich osadów wskazuj¹cych na udzia³ procesów wie-trzeniowych w tym profilu wykazuje, oprócz prze-wa¿¹j¹cej zawartoœci limonitu, zwiêkszon¹ iloœæ biotytu i apatytu. Ten ostatni pochodzi z rozpadu pegmatytów Tatr Zachodnich. Osady w tym profilu s¹ bezwapniste. Mo¿na s¹dziæ, ¿e osady stwierdzone w profilu geologicznym wier-cenia Ornak–CII reprezentuj¹ odmienne, starsze œrodowi-sko sedymentacji stokowo-zwietrzelinowej ni¿ w profilu Ornak–CI (ryc. 2B, C).

Podsumowanie

Z przedstawionych wy¿ej danych wynika, ¿e w górnej czêœci Doliny Koœcieliskiej, w strefie wystê-powania form rzeŸby i osadów glacigenicz-nych zwi¹zaglacigenicz-nych z ostatnim (würm, vistulian) zlodowaceniem tatrzañskim, zachowane s¹ trzy oddzielne warstwy (poziomy) gliny morenowej, przedzielone ró¿nofrakcyjnymi osadami o ró¿nym wykszta³ceniu genetycz-no-facjalnym. Na podstawie charakterystyki litologicznej i petrograficznej warstw gliny, jak te¿ i cech genetyczno-facjalnych osadów dziel¹cych uznano, ¿e warstwy gliny more-nowej mog¹ reprezentowaæ trzy fazowe nasu-niêcia lodowców m³odowistuliañskich w czasie stadia³u Bia³ki (por. Lindner i in., 1990). Dla faz tych, licz¹c od najstarszej, zaproponowano nazwy: ornak I, ornak II i ornak III, dla oddzielaj¹cych zaœ je okresów zaniku lodowców i tym samym rozwoju pokryw stokowo-zwietrzelinowych nazwy interfaz: koœcieliskiej 1 i koœcieliskiej 2 (Kenig, 1999a, b). Osady lodowcowe tych faz nie siêgaj¹ W¹wozu Kraków (ryc. 1) z liczny-mi, piêtrowo w nim zachowanymi jaskinialiczny-mi, zwi¹zanymi z przep³ywami krasowymi g³ównie w okresach interglacjalnych œrodko-wego i m³odszego plejstocenu (Lindner, 1985). Z analizy rzeŸby i osadów lodowco-wych zachowanych w górnej czêœci Doliny Koœcieliskiej oraz w Dolinie Miêtusiej i Doli-nie Ma³ej £¹ki (Michalik & Guzik, 1959; Bac-Moszaszwili i in., 1979) wynika, ¿e mak-symalne zasiêgi i fazy zaniku lodowców ostatniego zlodowacenia mog¹ byæ w tych dolinach równowiekowe (Lindner i in., 1990). Jeœli z kolei zwa¿yæ, ¿e maksymalny zasiêg ówczesnego lodowca w Dolinie Ma³ej £¹ki próbki datowane metod¹ TL (tys. lat)

TL-dated samples (ka)

próbki datowane metod¹ radiowêglow¹ (tys. lat) radiocarbon-dated samples (ka)

0.36±0.5 3.09±0.6 3.59±0.8 9.9±0.12 10.1±0.14 14±2 18±3 19±3 21±3 23±3 25±4 26±4 28±4 29±4 31±5 32±5 16±2 J3 J2 J1 JK2 JK1 10 20 30 0 TAT RY W Y S O K I E H I G H TAT R A M T S . TAT RY Z A C H O D N I E W E S T E R N TAT R A M T S .

(Lindner i in., 1990) (Kenig, 1999a, b)

ka TL 18_O st ad ia ³b ia ³k i B ia ³k as ta d ia l 1 2 FPSP FW F£P FH FO III FO II FO I ? osady lodowcowe glacial deposits osady jeziorne lake deposits (lacustrine)

Ryc. 3. Schemat chronostratygraficzny stadia³u bia³ki ostatniego zlodowacenia (würm, vistulian) w Tatrach. Fazy: FH — hurkotnego, F£P — ³ysej polany, FW — w³osienicy, FPSP — piêciu stawów polskich, FO I — ornaku I, FO II — orna-ku II, FO III — ornaorna-ku III; interfazy: J 1 — waksmundzka, J 2 — polany pod wo³oszynem, J 3 — roztoki, JK 1 — koœcieliska 1, JK 2 — koœcieliska 2 Fig. 3. Chronostratigraphic scheme of the Bia³ka stadial of the last glaciation (Würm, Vistulian) in the Tatra Mountains. Phases: FH — Hurkotne, F£ — £ysa Polana, FW — W³osienica, FPSP — Piêæ Stawów Polskich, FO I — Ornak I, FO II — Ornak II, FO III — Ornak III; interphases: J 1 — Waksmundzka, J 2 — Polana pod Wo³oszynem, J 3 — Roztoka, JK 1 — Koœcieliska 1, JK 2 — Koœcie-liska 2

wydatowano metod¹ TL na oko³o 31–25 ka (Butrym i in., 1990) i odniesiono do fazy hurkotnego (Lindner i in., 1990; Lindner, 1994; Lindner & Marks, 1995), to i w Dolinie Koœcieliskiej najwiêksze (?) rozprzestrzenienie ówczesne-go lodowca — faza ornak I — mog³o przypaœæ na wy¿ej wymieniony okres czasowy (ryc. 3). W nomenklaturze sto-sowanej przez Baumgart-Kotarbê i Kotarbê (1997) by³by to postój czo³a lodowców ostatniego zlodowacenia w Doli-nie Bia³ej Wody (Tatry Wysokie) na linii WA. Nale¿y te¿ przypuszczaæ, ¿e m³odsza faza rozwoju ówczesnych lodowców w Tatrach Wysokich, datowana na ok. 23–21 ka i okreœlona jako faza ³ysej polany (Lindner i in., 1990), mo¿e byæ uto¿samiana z faz¹ ornak II w Dolinie Koœcieli-skiej (ryc. 3). W Dolinie Bia³ej Wody jej odpowiednikiem

mog¹ byæ postoje czó³ lodowych na liniach

WB–BW1–BW2 (Baumgart-Kotarba & Kotarba, 1997). Maj¹c to na uwadze, nale¿y te¿ liczyæ siê z mo¿liwoœci¹ uznania fazy ornak III za odpowiednik fazy w³osienicy (ryc. 3), datowanej w Tatrach Wysokich na oko³o 17–16 ka (Lindner, 1994: Lindner & Marks, 1995), co zdaj¹ siê potwierdzaæ tak¿e wyniki datowañ kosmogenicznym

izo-topem36_{Cl (por. Dzier¿ek i in., 1999). W Dolinie Bia³ej}

Wody za odpowiednik tej fazy nale¿y zapewne uznaæ postój lodowców na linii moren czo³owych BW3–BW5 (Baumgart-Kotarba & Kotarba, 1997).

Dalszy zanik lodowców ostatniego zlodowacenia w górnej czêœci Doliny Koœcieliskiej doprowadzi³ do utwo-rzenia jeszcze wy¿ej zachowanej strefy czo³owomoreno-wej oraz do powstania na jej przedpolu jeziora polodowcowego — Smreczyñskiego Stawu (ryc. 1), które-go osady o mi¹¿szoœci do 230 cm by³y przedmiotem badañ palinologicznych (Skierski, 1984), podobnie jak ota-czaj¹cego ten staw torfowiska (Dyakowska, 1932). Z badañ tych wynika, ¿e ostateczny zanik lodowców nast¹pi³ tu zapewne dopiero we wczesnym holocenie, proces aku-mulacji jeziornej i torfowiskowej rozpocz¹³ siê zaœ oko³o 8 tysiêcy lat BP, to jest u schy³ku fazy borealnej i na pocz¹tku fazy atlantyckiej. W Tarach Wysokich etapy zaniku lodow-ców na prze³omie póŸnego plejstocenu i holocenu mieszcz¹ siê w obrêbie fazy piêciu stawów polskich (ryc. 3). W ujêciu Baumgart-Kotarby i Kotarby (1997), obej-muj¹ one zapewne momenty formowania czó³ lodowych okreœlonych jako BW6 do BW10.

Literatura

BAC-MOSZSZWILI M., BURCHARD J., G£AZEK J., IWANOW A., JAROSZEWSKI W., KOTAÑSKI Z., LEFELD J., MASTELLA L., OZIMKOWSKI W., RONIEWICZ P., SKUPIÑSKI A. &

WESTWALEWICZ-MOGILSKA E. 1979 — Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 30 000. Wyd. Geol.

BAUMGART-KOTARBA M. & KOTARBA A. 1997 — Würm glacia-tion in the Bia³a Woda valley, High Tatra Mountains. Stud. Geomorph. Carpatho-Baltica, 31: 57–81.

BLUSZCZ A., GOSLAR T., HERCMAN H., PAZDUR M.F. & WALANUS A. 1988 — Comparison of TL, ESR and 14C dates of spe-leothems. Quatern. Sc. Rev., 7: 417–421.

BUTRYM J., LINDNER L. & OKSZOS D. 1990 — Formy rzeŸby, wiek TL osadów i rozwój lodowców ostatniego zlodowacenia w Doli-nie Ma³ej £¹ki (Tatry ZachodDoli-nie). Prz. Geol., 38: 20–26.

DYAKOWSKA J. 1932 — Analiza py³kowa kilku torfowisk tatrza-ñskich. Acta Soc. Bot. Pol., 9: 475–530.

DZIER¯EK J., LINDNER L. & NITYCHORUK J. 1986 — Late Ouaternary deglaciation of the Eastern Polish Tatra Mts. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc., 34: 395–407.

DZIER¯EK J., NITYCHORUK J., ZREDA-GOSTYÑSKA G. & ZREDA M. 1999 — Metoda datowania kosmogenicznym izotopem 36Cl — nowe dane do chronologii glacjalnej Tatr Wysokich. Prz. Geol., 47: 987–992.

FOLK L.R. & WARD W.C. 1957 — Brazos River bar, a study in the significance of grain-size parameters. Jour. Sedim. Petrol., 27: 3–27. G¥DEK B. 1998 — Würmskie zlodowacenieTatr w œwietle rekon-strukcji lodowców wybranych dolin na podstawie prawid³owoœci gla-cjologicznych. Pr. Nauk. Uniw. Œl¹skiego, 1741: 1–150.

G£AZEK J. 1984 — Pierwsze datowania izotopowe nacieków z jaskiñ tatrzañskich i ich konsekwencje dla stratygrafii plejstocenu. Prz. Geol., 32: 39–43.

HALICKI B. 1930 — Dyluwialne zlodowacenie pó³nocnych stoków Tatr. Spraw. Pol. Inst. Geol., 5: 377–534.

HERCMAN H., PAZDUR M.F. & WYSOCZAÑSKI-MINKOWICZ T. 1987 — Reconstruction of climatic changes in the Tatra Mts. Based on datings of deposits from selected caves. Stud. Geomorph. Carpatho-Balc., 21: 59–75.

JAKUBSKA O. 1996 — Lithological features of slope deposition of the carbonate series of the Western Tatra Mountains (forest zone). Pol. Tow. Miner., Pr. Spec., 7: 79–81.

KENIG K. 1999a — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych, Szczegó³owa mapa geologiczna polski w skali 1 : 50 000, ark.Tatry Zachodnie. Arch. Pañstw. Inst. Geol.

KENIG K. 1999b — Nowy profil m³odszego plejstocenu w wierceniu badawczym na Ornaku —Tatry Zachodnie (wyniki badañ litologicz-nych — komunikat). VI Konf. Stratygrafii plejstocenu Polski nt. Czwartorzêd wschodniej czêœci Kotliny Sandomierskiej, Czudec, 31.08–4.09.1999, Poster: 1–3.

KLIMASZEWSKI M. 1967 — Polskie Tatry Zachodnie w okresie czwartorzêdowym. [W:] Czwartorzêd Polski, (red.) R. Galon, J. Dylik. PWN: 431–497.

KLIMASZEWSKI M. 1988 — RzeŸba Tatr Polskich. PWN.

KOTARBA A. 1992 — Natural environment and landform dynamics of the Tatra Mountains. Mount. Res. and Development, 12: 105–129, Univ. California Press.

KUKULAK J. 1996 — Proportion of crystalline rocks in Quaternary alluvial (and outwash) forms in the foreland of the Western Tatra Mts. Pol. Tow. Miner., Pr. Spec., 7: 82–83.

LINDNER L. 1985 — Origin and age of the Cracow Canyon, Western Tatra Mts. Acta Geol. Pol., 35: 189–198.

LINDNER L. 1994 — Jednostki stadialne i interstadialne ostatniego zlodowacenia (würm, vistulian) w Tatrach Polskich i na Podhalu. Acta Univ. N. Copernici, Geografia 27: 59–73.

LINDNER L., DZIER¯EK J. & NITYCHORUK J. 1990 — Problem wieku i zasiêgu lodowców ostatniego zlodowacenia (vistulian) w Tatrach Polskich. Geol. Quart., 34: 339–354.

LINDNER L. & MARKS L. 1995 — Correlation of Glacial Episodes of the Wis³a (Vistulian) Glaciation in the Polish Lowland and Mountain Regions, and in Scandinavia. Bull. Pol. Acad., Sc. Earth Sc., 43: 5–15. LINDNER L. & MARKS L. 1996 — Stadia³y i interstadia³y zlodowa-cenia Wis³y na Ni¿u Polskim i w Tatrach. [W:] Geneza, litologia i stra-tygrafia utworów czwartorzêdowych, A. Kostrzewski (red.), Geografia UAM 57: 177–188.

LINDNER L., NITYCHORUK J. & BUTRYM J. 1993 — Liczba i wiek zlodowaceñ tatrzañskich w œwietle datowañ termoluminescencyj-nych osadów wodnolodowcowych w dorzeczu Bia³ego Dunajca. Prz. Geol., 41: 10–21.

MICHALIK A. & GUZIK K. 1959 — Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 10 000, ark. Kamienista. Wyd. Geol.

PIOTROWSKA K. & R¥CZKOWSKI W. 2000 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. Tatry Zachodnie. Pañstw. Inst. Geol.

PIOTROWSKA K. & R¥CZKOWSKI W. 2002 (w druku) — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000, ark. Tatry Zachodnie. Pañstw. Inst. Geol.

ROMER E. 1929 — The Ice Age in the Tatra Mts. Mem. Acad. Pol., A1: 253.

SKIERSKI Z. 1984 — Wiek i geneza Smreczyñskiego Stawu. Uniw. Warsz., Pr. Stud. Geogr., 5: 82–91.

TOKARSKI J. 1948 — Wyniki poszukiwañ wskaŸnika morenowego dyluwium Tatrzañskiego. Pol. Akad. Umiej., Starunia 24: 1–16.