Wykorzystanie tomografii elektrooporowej do badania osuwisk –
osuwisko „Dzianisz” (po³udniowo-zachodnie Podhale)
Miros³aw Kamiñski
1, Piotr Zientara
1, Miros³aw Krawczyk
1Application of resistivity tomography to study landslides – the "Dzianisz" landslide (south-western Podhale). Prz. Geol., 62: 198–203.
A b s t r a c t. Resistivity tomography is a modern geophysical method is widely used in geological research. It is especially useful in the study of landslides and their bedrock. Such tests were performed on landslide Dzianisz located in the Podhale region. It was established on the right side of the stream Dzianisz. The surviving morphological forms indicate that this is the old landslide. In the field, made one of the geophysical cross-section length of 750 meters. The measurement was made by Wenner. With the known zone of geophysical research slide coluvial material compo-sition and geological structure of the bedrock. The data obtained were com-pared with earlier results of research, done by Bober (1971). The research results new light on the construction of landslide colluwium. Keywords: landslides, resistivity tomography, geophysics, geology, Podhalen
Osuwiska, które powszechnie wystêpuj¹ w Karpatach fliszowych (oko³o 90% wszystkich osuwisk zarejestrowa-nych w Polsce), stanowi¹ powa¿ny problem dla lokalzarejestrowa-nych spo³ecznoœci. Ich wystêpowanie jest istotne dla planowa-nia przestrzennego w gminach i powiatach. Zagra¿aj¹ one budynkom mieszkalnym, drogom, liniom kolejowym, energetycznym, telekomunikacyjnym oraz wodoci¹gowym. W celu dok³adnego rozpoznania struktury koluwiów osuwiskowych i ich pod³o¿a geologicznego stosuje siê obecnie badania geofizyczne (Parasnis, 1986; McCann & Forster, 1990; Shrama, 1997). S¹ to g³ównie metody elek-trooporowe, sejsmiczne i georadarowe. Jedn¹ z najczêœciej stosowanych metod elektrooporowych w badaniu osuwisk jest tomografia elektrooporowa ERT (Electrical Resistivity
Tomography) (Dahlin, 2001; Jongmans i in., 2000;
Kamiñ-ski, 2005). Tomografia elektrooporowa lub inaczej obrazo-wanie elektrooporowe jest metod¹ praktycznie bez-inwazyjn¹, znacznie szybsz¹, bior¹c pod uwagê liczbê wykonywanych pomiarów, i dok³adniejsz¹ ni¿ metody sto-sowane wczeœniej do pomiarów opornoœci w³aœciwej ska³ (poœrednio rozpoznania litologii). £¹czy ona w sobie stoso-wane od pocz¹tku XX wieku metody sondowañ i profilo-wañ elektrooporowych. Dziêki zastosowaniu tej metody mo¿na budowaæ wg³êbne przestrzenne modele opornoœci ska³, które mog¹ staæ siê podstaw¹ do budowy wysokoroz-dzielczych modeli geologicznych 3D.
PO£O¯ENIE I RZEBA TERENU
Badane osuwisko jest po³o¿one na prawym zboczu doliny Potoku Dzianiskiego w miejscowoœci Dzianisz na Pogórzu Guba³owskim (po³udniowo-zachodnie Podhale) (ryc. 1). Rozci¹ga siê od wierzchowiny Tominowego Wier-chu (1019 m n.p.m.) prawie do dna doliny. Stanowi ono zagro¿enie dla lokalnej drogi oraz budynku stra¿y po¿ar-nej.
Tominowy Wierch jest czêœci¹ pó³nocnej odnogi grzbietu Butorowy Wierch–Guba³ówka. Nad Dzianiszem
ma on przebieg SEE-NNW i 100–110 m wysokoœci wzglê-dnej. Jego wierzchowina obni¿a siê ku NW i stopniowo przechodzi w prze³êcz, a kontynuacj¹ grzbietu staje siê wzniesienie Ostrosza (1025 m n.p.m.). Rozdziela on doliny Potoku Dzianiskiego i Potoku Cichego. Jego zachodnie stoki (z badanym osuwiskiem) s¹ jednostajnie nachylone (13–16°), jedynie w czêœci dolnej s¹ bardziej strome (15–20°), po³udniowo-zachodni fragment tego stoku jest wypuk³y. Sp³ywaj¹ce z tego grzbietu potoki s¹ nieckami o zakumulowanych dnach lub p³ytkimi wciosami, które dopiero w odcinkach dolnych zyskuj¹ na g³êbokoœci i miej-scami docinaj¹ siê do litego pod³o¿a.
FLISZ PODHALAÑSKI
I JEGO PREDYSPOZYCJA DO ROZWOJU OSUWISK
Spoœród wielu czynników decyduj¹cych o rozwoju osuwisk na Podhalu szczególny udzia³ ma tektonika (Bober, 1971; Baumgmart-Kotarba, 1974; Kukulak, 1988).
Badany obszar jest zlokalizowany w obrêbie wo-zachodniej czêœci niecki podhalañskiej. Jej po³udnio-we skrzyd³o ma nachylenie ok 45° i jest pociête uskokami o kierunku SW-NE, obni¿aj¹cymi poszczególne fragmenty tego skrzyd³a. Centralna czêœæ niecki jest rozleg³a i pofa³dowana w p³askie formy synklinalne i antyklinalne o ma³ym (2–20°) nachyleniu skrzyde³ (Watycha, 1977). Taki kszta³t ma synklina Ostrysza. Badane osuwisko w Dziani-szu jest zlokalizowane w jej po³udniowo-zachodnim skrzydle.
Pod wzglêdem litologicznym analizowane osuwisko jest zbudowane z warstw chocho³owskich dolnych i gór-nych fliszu podhalañskiego (Go³¹b, 1959, 1962; Watycha, 1959, 1976, 1977; Zimnal i in., 2007; Ludwiniak i in., 2009; GaŸdzicka, 2011) (ryc.2). Litologia tych komplek-sów litostratygraficznych, a zw³aszcza u³o¿enie na prze-mian piaskowców i ³upków sprzyja tworzeniu siê osuwisk. Tak¿e w warstwach chocho³owskich dolnych i górnych Przegl¹d Geologiczny, vol. 62, nr 4, 2014
1
Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; miros³aw.kaminski@ pgi.gov.pl, miroslaw.krawczyk@pgi.gov.pl, piotr.zientara@pgi.gov.pl.
Ryc. 1. Po³o¿enie osuwiska „Dzianisz” na tle modelu cyfrowego terenu
Fig. 1. Location of the "Dzianisz" landslide on the bachground digital elevation model
Ryc. 2. Mapa geologiczna okolic Dzianisza; wed³ug SMGT w skali 1 : 10 000, arkusz Guba³ówka (GaŸdzicka, 2011) i SMGT w skali 1 : 10 000, arkusz Witów (Zimnal i in., 2007)
Fig. 2. Geological map of the neighborhood Dzianisz; according SMGT a scale of 1 : 10 000, Guba³ówka sheet (GaŸdzicka, 2011) and SMGT a scale of 1 : 10 000, Witów sheet (Zimnal i in., 2007)
wystêpuj¹ niewielkiej mi¹¿szoœci warstewki bentonitu i zbentonityzowanych tufów (Go³¹b, 1959; Michalik & Wie-ser, 1959; Michalik, 1962; Watycha, 1977; Westfalewicz-Mogilska, 1986; Kukulak, 1988). Pe³ni¹ one bardzo wa¿n¹ rolê w tworzeniu osuwisk, dziêki swoim w³aœciwoœciom fizykochemicznym oraz znacznej higroskopijnoœci i pla-stycznoœci. Uwzglêdniaj¹c fakt, ¿e najczêœciej wystêpuj¹ one wraz z ³upkami, mo¿na je uznaæ za idealny „smar” do aktywowania siê procesów osuwiskowych (Michalik & Wieser, 1959).
WYSOKOŒCIOWY MODEL CYFROWY TERENU
W celu precyzyjnego okreœlenia zasiêgu osuwiska, jak i przedstawienia jego powierzchniowej rzeŸby, zastosowano dok³adny wysokoœciowy fotogrametryczny model cyfro-wy terenu. Zosta³ on zakupiony w Centralnym Oœrodku Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej. Do opraco-wania modelu wykorzystano cyfrowe stereopary czarno--bia³ych zdjêæ lotniczych w skali 1 : 10 000, wykonanych w 2009 r. w ramach projektu LPIS (Land Parcel
Identifica-tion System).
Pomiar modelu cyfrowego terenu wykonano na stacji fotogrametrycznej, wykorzystuj¹c automatycznie wygene-rowan¹ siatkê punktów wysokoœciowych o oczku 10 m. Siatka ta zosta³a poddana stereoskopowej edycji pole-gaj¹cej na okreœleniu wartoœci punktów siatki (tzw. pikiet). Wysokoœæ punktów siatki okreœla³a wysokoœæ terenu. War-toœci pomiaru wysokoœci pikiet siatki wzbogacone zosta³y o linie strukturalne rzeŸby terenu, jak krawêdzie skarp, linie grzbietów, cieków oraz obszary wy³¹czeñ w miej-scach zwartego drzewostanu. Ostatecznie otrzymano wyso-koœciowy model cyfrowy terenu zapisany w formacie wek-torowym TIN.
Œredni b³¹d wpasowania modelu fotogrametrycznego w osnowê wyniós³:
RMS x – 0,44 m, RMS y – 0,36 m, RMS z – 0,32 m.
TOMOGRAFIA ELEKTROOPOROWA
Tomografia elektrooporowa (ERT) jest nazywana tak¿e obrazowaniem elektrooporowym (RI – Resistivity
Ima-ging) lub ci¹g³ym pionowym sondowaniem elektrycznym
(CVES – Continuous Vertical Electrical Sounding) (Abdul Nassir, 1997). Do rozpoznania budowy geologicznej bada-nego obszaru wykorzystuje siê pomiary opornoœci pozor-nej poszczególnych kompleksów litologicznych fliszu. Metoda obrazowania elektrooporowego polega na uzyski-waniu ci¹g³ych pomiarów opornoœci wzd³u¿ linii profilu pomiarowego dziêki rozmieszczeniu na nim odpowiedniej iloœci elektrod pomiarowych (Loke, 2012). Elektrody s¹ oddalone od siebie w równych odleg³oœciach i pod³¹czone ze sob¹ kablem wielo¿y³owym z komputerowym selekto-rem elektrod oraz miernikiem geoelektrycznym. Selektor elektrod umo¿liwia pod³¹czenie do miernika dowolnej kombinacji elektrod i dokonania na nich pomiaru oporno-œci pozornej (Barker, 1996). Nastêpnie zgodnie z zaprogra-mowan¹ procedur¹ wykonywane s¹ kolejne pomiary. Mo¿liwy jest przy tym wybór dowolnego uk³adu pomiaro-wego (np. Wennera, Dipol-Dipol, Schlumbergera). Efek-tem koñcowym ca³ej serii pomiarów s¹ wartoœci opornoœci
pozornej. Mog¹ one byæ nastêpnie wizualizowane, a tak¿e poddane interpretacji jakoœciowej i iloœciowej.
PRACE TERENOWE
W czasie prac polowych wykonano jeden przekrój geo-fizyczny o d³ugoœci 750 metrów z rozstawem elektrod co 10 metrów. Pomiar by³ wykonany metod¹ Wennera. G³êbo-koœæ penetracji w g³¹b powierzchni terenu wynosi³a oko³o 60 metrów. Do pomiaru u¿yto zestawu badawczego LUND produkcji szwedzkiej, firmy ABEM. W sk³ad zestawu wchodz¹ miernik elektrooporowy Terrameter SAS1000, selektor ES 10-64eC, zestaw 4 kabli wielo¿y³owych z 21 wyprowadzeniami, co 10 metrów na szpulach i komplet stalowych elektrod. Do opracowania danych i przeprowa-dzenia inwersji wykorzystano oprogramowanie Res2D-INV firmy Geotomo Software.
OSUWISKO
Jest to osuwisko konsekwentno-strukturalne, powsta³e w wyniku przemieszczenia siê mas skalnych po powierzchni u³awicenia warstw fliszowych. Przyczyn¹ jego powstania by³a sprzyjaj¹ca budowa geologiczna, czyli uk³ad konsekwentny warstw oraz liczne uskoki. Czynnika-mi inicjuj¹cyCzynnika-mi ruch mog³y byæ trzêsienia zieCzynnika-mi oraz nawalne opady deszczu. Podhale jest rejonem Polski, gdzie wstrz¹sy sejsmiczne s¹ czêsto rejestrowane (Mazur, 1968; Mastella, 1976; Zuchiewicz, 1998, 2002; Baumgart-Kotar-ba, 1983; Baumgart-Kotarba & Hojny-Ko³oœ, 1998). Osta-tnie najbardziej odczuwalne trzêsienia ziemi wyst¹pi³y w 1993, 1995 i 2004 r. Si³a tych wstrz¹sów wynosi³a od 4 do 5 stopni.
W celu ujednolicenia terminologii osuwiskowej do opisu poszczególnych parametrów morfometrycznych osuwiska zastosowano wytyczne zawarte w instrukcji Gra-bowskiego i in. (2008). Powierzchnia osuwiska wynosi oko³o 0,374 km2, d³ugoœæ 720 metrów, a œrednia mi¹¿szoœæ koluwiów 9 metrów. Skarpa g³ówna przebiega równolegle do grzbietu Tominowego Wierchu, a jej wysokoœæ wynosi 10–15 metrów. Kszta³t osuwiska jest nieregularny, co w szczególnoœci odzwierciedla siê w przebiegu czo³a osuwi-ska. W rzeŸbie powierzchni osuwiska mo¿na wyró¿niæ piêæ kier, które po odk³uciu siê od œciany skarpy g³ównej zsunê³y siê w dó³ zbocza stoku na ró¿ne odleg³oœci (ryc. 3). Rozmieszczenie kier w osuwisku nawi¹zuje do przebiegu zespo³u uskoków o kierunku NE-SW (Bober, 1971) (ryc. 4). Na powierzchni osuwiska wystêpuj¹ liczne obni¿enia bez-odp³ywowe. W jego obrêbie s¹ czynne dwa ma³o wydajne Ÿród³a. Po jego obrze¿ach p³yn¹ trzy potoki, a jeden przez koluwium osuwiska.
W przesz³oœci osuwisko by³o badane przez Go³¹ba (1962) i Bobera (1971).
WYNIKI
Przeprowadzone badania metod¹ tomografii elektro-oporowej osuwiska Dzianisz potwierdzi³y wyniki wczeœ-niejszych badañ wykonanych przez Bobera (1971).
Liniê profilu geofizycznego poprowadzono wzd³u¿ odcinka A–B (ryc. 5A). Skarpa g³ówna w obrazie elektro-oporowym charakteryzuje siê wystêpowaniem licznych szczelin z wartoœciami oporu (powy¿ej 1000Wm). Górna czêœæ koluwiów (A na ryc. 5A) poni¿ej skarpy g³ównej jest zbudowana z glin ilastych wraz z rumoszem skalnym i cha-Przegl¹d Geologiczny, vol. 62, nr 4, 2014
Ryc. 3. Widok przestrzenny 2.5D rzeŸby powierzchni osuwiska na tle modelu cyfrowego terenu i mapy topograficznej w skali 1 : 10 000 Fig. 3. Spatial 2.5D view of the landslide surface sculpture on the background digital elevation model and topografic map in 1 : 10 000 scale
Ryc. 4. Szkic geomorfologiczny osuwiska z interpretacj¹ tektoniczn¹
rakteryzuje siê opornoœciami w przedziale od 10Wm do 80 Wm. Mi¹¿szoœæ koluwiów jest zawarta w przedziale od 2 do 5 m. Pod stref¹ poœlizgu w tej czêœci koluwium wystêpuje flisz ³upkowo-piaskowcowy o opornoœciach od 80Wm do 170 Wm. S¹ to ³upki ilaste oliwkowo-zielone z cienkimi wk³adkami twardych mu³owców i ³awicami piaskowców drobnoziar-nistych. Utwory te zaliczane s¹ do warstw chocho³owskich górnych (Watycha, 1976).
W œrodkowej czêœci koluwium (B na ryc. 5A) wystêpu-je bry³owy pakiet koluwiów, który charakteryzuwystêpu-je siê z³o¿on¹ budow¹ geologiczn¹. Jest on ograniczony wyso-kooporowymi szczelinami (powy¿ej 1000Wm). W czêœci stropowej jest on zbudowany z niskooporowych glin wraz rumoszem skalnym. Kompleks ten charakteryzuje siê opornoœciami od 10Wm do 80 Wm. Pod nim wystêpuj¹ blo-ki piaskowcowe o opornoœciach od 150Wm do 180 Wm. Maj¹ one maksymaln¹ mi¹¿szoœæ do oko³o 18 m. Le¿¹ one na strefie silnie zawodnionej otoczonej ska³ami o oporno-œciach charakterystycznych dla fliszu ³upkowego, czyli od 45Wm do 80 Wm. Strefa zawodniona charakteryzuje siê opornoœciami w przedziale od 9Wm do 20 Wm.
Maksymalna mi¹¿szoœæ koluwiów w tej strefie osuwi-ska i g³êbokoœæ strefy poœlizgu wynosi oko³o 20 m. Pod t¹
stref¹ wystêpuje flisz piaskowcowo-³upkowy warstw chocho³owskich górnych o opornoœciach od 180Wm do 400Wm.
Inn¹ budowê maj¹ koluwia w czo³owej czêœci osuwi-ska (C na ryc. 5A). Mi¹¿szoœæ koluwiów wynosi tam 9–13 m. Zbudowana s¹ one g³ównie z glin z rumoszem ³upkowo -piaskowcowym. Wartoœci oporów dla tego kompleksu litologicznego wynosz¹ od 80Wm do 150 Wm. Ta czêœæ koluwium charakteryzuje siê wiêksz¹ zawartoœci¹ okru-chów ilastych. Pod koluwium wystêpuje drobnorytmiczny flisz ³upkowo piaskowcowy warstw chocho³owskich dol-nych o opornoœciach od 60Wm do 180 Wm.
DYSKUSJA I PODSUMOWANIE
Uzyskane wyniki s¹ zgodne z wynikami, jakie otrzyma³ Bober w 1971 r.
Metoda tomografii elektrooporowej okaza³a siê u¿y-teczna do szybkiego i wstêpnego rozpoznaniu struktury osuwiska, jak i jego pod³o¿a fliszowego. Otrzymane dane zosta³y porównane i skalibrowane z wynikami otrzymany-mi wczeœniej i prezentowanyotrzymany-mi w pracach Bobera (1971, 1985).
Przegl¹d Geologiczny, vol. 62, nr 4, 2014
Ryc. 5. A – przekrój geofizyczny wraz z interpretacj¹ geologiczn¹. B – przekrój geologiczny przez osuwisko i jego szkic geo-morfologiczny wg Bobera, 1971
Fig. 5. A – geophysical cross section with geological interpretation. B – geological cross section by a landslide and its geomorphological sketch after Bober, 1971
W rzeŸbie osuwiska wyró¿niono bloki koluwialne. Blok, przez który wykonano przekrój geofizyczny, uleg³ przesuniêciu na odleg³oœæ 320 m. Ma on wysokoœci 5 m i wymiary 160´ 120 m.
Obraz elektrooporowy pod³o¿a osuwiska potwierdzi³ zró¿nicowanie litologiczne fliszu. Wyró¿niono strefê fli-szu piaskowcowo-³upkowego w górnej i œrodkowej czêœci osuwiska oraz strefê ³upkowo-piaskowcow¹ w jego czêœci czo³owej. Z badañ terenowych wynika, ¿e jest to stok o konsekwentnym zaleganiu warstw fliszu i zmiennych upa-dach (10° i 17°) w kierunku po³udniowo-zachodnim.
W obrazie elektrooporowym pod³o¿a fliszowego nie zapisa³ siê charakterystyczny dla u³awicenia konsekwent-nego przebieg ³awic fliszu podhalañskiego. Miêdzy wyró¿-nionymi strefami fliszu zarysowa³y siê pionowo biegn¹ce strefy opornoœciowe. Wyniki te mo¿na interpretowaæ jako efekt zró¿nicowania litologicznego fliszu (warstw cho-cho³owskich górnych i dolnych) oraz istnieniem lokalnych przefa³dowañ po³udniowego skrzyd³a synkliny Ostrysza, a tak¿e wystêpowaniem stref nieci¹g³oœci.
Obraz elektrooporowy górnej czeœci koluwium (A na ryc. 5A) uwidoczni³ istnienie wyraŸnej strefy poœlizgu po-³o¿onej w przedziale 2–5 m p.p. terenu. Jest ona zbudowa-na z gliny z domieszk¹ rumoszu piaskowcowego. Wed³ug danych z pracy Bobera (1971) poziom wód gruntowych w tej czêœci osuwiska wystêpuje na g³êbokoœci 3 m p.p. terenu. W czêœci œrodkowej osuwiska (B na ryc. 5A) wystêpuje potê¿ny blok (pakiet) koluwiów. Obraz elektrooporowy sugeruje obecnoœæ gliny z rumoszem w górnej czêœci tego pakietu, a w dolnej czêœci du¿ych bloków piaskowcowych, które bezpoœred-nio le¿¹ na strefie silnie zawodbezpoœred-nionej. Istnienie tej strefy zosta³o potwierdzone we wkopie 11, wykonanym przez Bobera (ryc. 5B). Inn¹ budowê maj¹ koluwia na pograniczu bloku (pakietu) osuwiska (C na ryc. 5A). Pod warstw¹ gliny i bloków piaskow-cowych wystêpuje warstwa i³u z tkwi¹cymi w nim mniejszymi okruchami piaskowca. Ni¿ej zalega pakiet ³upków ilastych. W obrazie elektrooporowym istnienie strefy ³upkowej i ilastej uwidoczni³o siê nag³ym obni¿eniem opornoœci do 10Wm.
Podsumowuj¹c nale¿y stwierdziæ, ¿e przeprowadzone badania geofizyczne wraz z analiz¹ geomorfologiczn¹ modelu cyfrowego terenu uszczegó³owi³y dotychczasowe dane o osuwisku. Otrzymane wyniki ukaza³y skompliko-wany obraz budowy koluwiów osuwiskowych. Wymagaj¹ one zweryfikowania inn¹ metod¹ geofizyczn¹, np. p³ytk¹ sejsmik¹ refrakcyjn¹. Metoda ta pozwoli³aby doprecyzo-waæ przebieg stref nieci¹g³oœci oraz p³aszczyzny poœlizgu. W przysz³oœci autorzy planuj¹ równie¿ wykonaæ przekrój elektrooporowy poprzeczny do kierunku zsuwu osuwiska, aby potwierdziæ istnienie trzech stref uskokowych. Ponad-to wskazane jest wykonanie kilkunastu równoleg³ych prze-krojów elektrooporowych w celu dok³adnego rozpoznania struktury koluwiów w przestrzeni 3D. Jednoczeœnie, do-k³adne rozpoznanie litologii koluwiów i pod³o¿a fliszowe-go pozwoli³oby lepiej okreœliæ g³êbokoœæ wystêpowania stref zawodnionych. Jest to istotne pod k¹tem prognozowa-nia uaktywnieprognozowa-nia siê osuwiska.
Serdecznie dziêkujemy Recenzentom za cenne uwagi oraz pomoc w przygotowaniu ostatecznej wersji pracy.
LITERATURA
ABDUL NASSIR S.S. 1997 – A study of the use of different electrode array for electrical surveyes. Msc thesis, Universiti Sains Malaysia: 4–97.
BARKER R.D. 1996 – The application of electrical tomography in gro-undwater contamination studies. 58th
EAGE conference, Amsterdam, The Netherlands, Extended Abstracts, P082: 56–67.
BAUMGMART-KOTARBA M. 1974 – Rozwój grzbietów górskich w Karpatach fliszowych. Pr. Geogr., 106: 7–130.
BAUMGMART-KOTARBA M. 1983 – Zró¿nicowanie koryt i teras rzecznych w warunkach zró¿nicowanych ruchów tektonicznych (na przyk³adzie wschodniego Podhala). Pr. Geogr., 145: 1–133. BAUMGART-KOTARBA M. & HOJNY-KO£OŒ M. 1998 – Relacje czwartorzêdowego zapadliska Wróblówki do neogeñskiego zapadliska orawskiego w œwietle badañ geomorfologicznych i trzêsienia ziemi z 11 wrzeœnia 1995 r. Kraków, Sprawozdania z czynnoœci i posiedzeñ Polskiej Akademii Umiejêtnoœci, 61: 102–106.
BOBER L. 1971 – Structural landslides of the Podhale Region (Polish Inner Carpathians). Acta Geol. Acad. Sc. Hung., T. 15, Budapest: 389–403.
BOBER L. 1985 – "Dzianisz" and "Kotelnica" Landslides – Western Podhale. Carpatho-Balkan Geological Association XIII Congres. Guide to Excursion 5, Geolog. Inst. Poland: 34–39.
DAHLIN T. 2001 – The development of DC resistivity imaging techniques. Computers & Geosciences, 27: 1019–1029.
GADZICKA E. 2011a – Objaœnienia do szczegó³owej mapy Geolo-gicznej Tatr w skali 1 : 10 000, ark. Guba³ówka. Arch. PIG: 1–42. GADZICKA E. 2011b – Szczegó³owa mapa geologiczna Tatr w skali 1 : 10 000, ark. Guba³ówka. Arch. PIG.
GO£¥B J. 1959 – Zarys stosunków geologicznych fliszu zachodniego Podhala. Biul. Inst. Geol., 149: 225–239.
GO£¥B J. 1962 – Mapy geologiczne: odkryta i zakryta zachodniego Podhala. Rêkopis. Arch. PIG.
GRABOWSKI D., MARCINIEC P., MROZEK T., NESCIERUK P., R¥CZKOWSKI W. & WÓJCIK A. 2008 – Instrukcja opracowania mapy osuwisk i terenów zagro¿onych ruchami masowymi w skali 1 : 10 000. Pañstw. Inst. Geol.: 7–36.
HOJNY-KO£OŒ M. 2002 – Historyczne i wspó³czesne trzêsienia ziemi w Karpatach polskich. [W:] Geograficzne uwarunkowania rozwoju Ma³opolski. Kraków: 171–178.
JONGMANS D., HEMROULLE P., RENARDY F. & VANBRAND Y. 2000 – Application of 2D electrical and seismic tomography techniques for investigating landslides. Eur. J. Environ. Eng. Geophys., 8: 75–89. KAMIÑSKI M. 2005 – Analiza numeryczno-geologiczna osuwisk na Pogórzu Dynowskim. Praca doktorska. Arch. PIG: 4–102.
KUKULAK J. 1988 – Powi¹zania morfostrukturalne w rozwoju osu-wisk zachodniego Podhala. Folia Geogr., 20: 33–49.
LUDWINIAK M., KLIMKIEWICZ D. & MASTELLA L. 2009 – Tek-tonika Podhala. [W:] A. Uchman, J. Chowaniec (red.), Budowa geolo-giczna Tatr i Podhala ze szczególnym uwzglêdnieniem zjawisk geotermalnych na Podhalu. LXXIX Zjazd Naukowy PTG, Bukowina Tatrzañska, 27–30.09.2009. Pañstw. Inst. Geol.: 41–51
MASTELLA L. 1976 – Wspó³czesne ruchy pionowe stref uskokowych na Podhalu. Wspó³czesne i neotek ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, t.2, Warszawa: 179–187.
MAZUR M. 1968 – Wstêpne informacje o serii wstrz¹sów tektonicz-nych w rejonie Zakopanego w marcu 1966 roku. Acta Geoph. Pol., 2: 201–204.
McCANN D.M. & FORSTER A. 1990 – Reconnaissance geophysical methods in landslide investigations. Eng. Geolog., 29 (10): 59–78. MICHALIK A. & WIESER T. 1959 – Tufity we fliszu podhalañskim. Kwart. Geol., 3 (2): 378–390.
MICHALIK A. 1962 – Osuwisko w Cichem na Podhalu. Rocz.Nauk.-Dydakt. WSP w Krakowie, Pr. Geogr., 10: 49–56. PARASNIS D.S. 1986 – Principles of applied geophysics. Chapman and hall, London: 4–402.
SHRAMA P.V. 1997 – Environmental and engineering geophysics. Cambridge University Press, Cambridge: 1–468.
WATYCHA L. 1959 – Uwagi o geologii fliszu podhalañskiego we wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 7 (8): 350–356.
WATYCHA L. 1976 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, ark. Czarny Dunajec (1048) 1 : 50 000. Arch. PIG.
WATYCHA L. 1977 – Objaœnienia do szczegó³owej mapy Geologicz-nej Polski, ark. Czarny Dunajec (1048) 1 : 50 000. Arch. PIG: 5–92. Westfalewicz-Mogilska E. 1986 – Nowe spojrzenie na genezê osadów fliszu podhalañskiego. Prz. Geol., 12: 690–698.
ZIMNAL Z., MARCINIEC P. & PIOTROWSKA K. 2007 – Objaœnie-nia do Szczegó³owej mapy geologicznej Tatr, ark. Witów 1 : 10 000. Arch. PIG: 3–36.
ZIMNAL Z., MARCINIEC P. & PIOTROWSKA K. 2007 – Szcze-gó³owa mapa geologiczna Tatr, ark. Witów 1 : 10 000. Arch. PIG. Praca wp³ynê³a do redakcji 2.07.2012 r.
