R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C I É T É G E O iL O G I Q E D E P O L O G N E
Vol. X L V I — 3 : 309—323 K rak ów 1976
Krzysztof Bi r k e n m a j e r
p l e j s t o c e
N
s k i eDEFORMACJE TEKTONICZNE W SZAFLARACH NA PODHALU
(8 fig., 1 tab.)
Pleistocene tectonic deformations at Szaflary, West Carpathians, Poland
(8 Figs, 1 T a b .)
T r e ś ć : U t w o r y p o k ry w y plejstoceńiskiej re p rez en tu ją ce k ilk a fa z k lim atycz
nych aż po zlod o w acen ie k ra k o w sk ie (Minidel) w łączn ie, w y stę p u ją c e w S z a fla ra c h na P o d h a lu , zostały tektonicznie w y c h y lo n e ze sw e g o p ie rw o tn e go położenia p r a w d o p o dobn ie w czasie in te rg la c ja łu w ie lk ie g o (M indel-R iiss). R u ch y tektoniczne ś ro d k o w o - plejstoceńskae zachodziły w strefie g łó w n e j d y slo k a cji o gran iczającej pieniń sk i pas sk a łk o w y od północy.
W S T Ę P
Kamieniołom w Szaflarach na Podhalu (fig. 1, 2) budzi od dawna zainteresowanie geologów i geomorfologów, nie tylko z uwagi na w y
stępujące tutaj dobrze odsłonięte utwory jurajskie i kredowe pienińskie
go pasa skałkowego (por. B i r k e n m a j e r , 1952, 1958, 1963), z których część w swoim czasie uważano błędnie za morski miocen, lecz przede wszystkim ze względu na nadzwyczaj interesującą pokrywę plejstoceń- ską skałki jurajsko-kredowej. Pokrywa ta w postaci gliny z głazami kwarcytowymi i granitowymi wypełniającej kotły krasowe, po raz pierw
szy została opisana przez S. M a ł k o w s k i e g o (1924, 1928) jako mo
rena najstarszego zlodowacenia tatrzańskiego. Pogląd ten podzielali także E. R o m e r (1929) i J. G o ł ą b (f i d e W ó j c i k , 1960), natomiast B. H a- l i c k i (1930), a za nim M. K l i m a s z e w s k i (1948, 1951, 1961 a, b) i K. B i r k e n m a j e r (1958, 1968) przyjęli fluwioglacjalne pochodzenie
„moreny szaflarskiej” , zgadzając się jednak z poprzednikami, że pokrywa ta odpowiada maksymalnemu zlodowaceniu tatrzańskiemu (zlodowacenie krakowskie = Mindel).
Bliższy opis zjawisk krasowych w podłożu gliniastej pokrywy żwiro
wej zlodowacenia krakowskiego, uznanych za preglacjalny lapiez? podał
310
Z. W ó j c i k (1960), wyróżniając także czerwone gliny rezydualne w y
pełniające kieszenie krasowe w wapieniu.
W latach 1959 i 1968 autor odkrył nowe, nie znane dotychczas utwo
ry w bezpośrednim podłożu pokrywy fluwioglacjalnej zlodowacenia kra
kowskiego ( B i r k e n m a j e r , 1968), których wiek na podstawie danych geologicznych i palinologicznych został określony jako staroplejstoceński ( B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975). Badania geologiczne pozwo
liły na stwierdzenie, że cała pokrywa plejstoceńska w kamieniołomie szaflarskim, wraz ze swym mezozoicznym podłożem, uległa w plejstoce
nie odkształceniom spowodowanym czynnikami tektonicznymi.
N A S T Ę P S T W O O S A D Ó W P L E J S T O C E Ń S K I G H W S Z A F L A R A C H , I C H G E N E Z A I W I E K
P o k r y w a p l e j s t o c e ń s k a
W obrębie pokrywy plejstoceńskiej skałki szaflarskiej wyróżniono cztery poziomy stratygraficzne ( B i r k e n m a j er, 1968; B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975): (4) żwiry górne; (3) ił wstęgowy; (2) żwiry dolne i przerobiony regolit; (1) regolit (fig. 3— 5, tab. 1).
4. Ż w i r y g ó r n e . Są to najmłodsze osady omawianego profilu plejstoceńskiego, spoczywające niezgodnie na wszystkich starszych osa
dach z podłożem skałkowym włącznie. Miąższość ich waha się w odsło
nięciach od 1— 8 m w zależności od rzeźby podłoża, jednak na jego gar
bach pokrywa żwirowo-gliniasta ulega często rozerwaniu.
Przeważającym materiałem osadu są otoczaki tatrzańskich kwarcy- tów i granitów o średnicy 2— 60 cm (niekiedy do 1 m), o wysokim sto
pniu obtoczenia. Domieszka płaskich otoczaków piaskowców z fliszu pod
halańskiego (2— 5 cm średnicy) i ostrokrawędzistych okruchów radiola
rytów i innych skał lokalnych, nie przekracza zwykle 1%, jednak nie
kiedy, zwłaszcza w dolnej części pokrywy żwirowej, udział tego mate
riału może wzrastać do 25% i więcej. Spoiwem żwirów jest piaszczysta glina o barwie żółtordzawej lub brunatnej. Otoczaki granitowe są zwykle bardzo silnie zwietrzałe, kruche, rozsypując się łatwo na granitowy pia
sek. Wskutek tego w partii przypowierzchniowej przeważają otoczaki kwarcytowe. Przeprowadzone przez autora (in B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975) badania dostarczyły dowodów na fluwioglacjalne pochodze
nie osadu, wiązanego wiekowo ze zlodowaceniem krakowskim (Mindel).
3. I ł w s t ę g o w y . Kolejnym, niższym utworem jest ił wstęgowy o miąższości 0,3— 1 m, który charakteryzuje rytmiczne następstwa cien
kich lamin iłu lub ilastego mułku o barwie od szarej, niebieskawej i zie
lonej do brązowej i czarnej, w zależności od domieszki substancji węglistej pochodzenia organicznego. Miąższość poszczególnych lamin wynosi zw y
kle poniżej 1 cm, laminy jasne są zwykle grubsze niż laminy ciemne.
,'vV^-^rK^
Fig. 1. Położenie stanowiska Szaflary w mapie polskich Kanpaft {A ) i Polsfei (-R). Główne stanowiska meogenu i .plejstocenu zaznaczone pełniymi kółkami.
Fig. 1. Key maps to show the location of the Szaflary site in the Polish Carpathians {A) and Poland (B). Main Neogene and Pleistocene sites m arked by fu ll circles
Fig. 2. Szkic geologiczny Szaflar. 1 — sta
nowisko Szaflary; 2 — skarpy erozyjne;
3 — jaisMniia; 4 — luźne głazy granitowe i kwarcytowe w glinie soJiflukcyjJiej; 5 — hałdy; 6 — osuwisko; 7 — stożki naI>ływo- we; 8 — usypisko, stożek usypiskowy; 9 — gLimy zwietrzelinowe, częściowo solM ukcy- jne (5— 9 — holocen); 10 — żwiry tarasowe i aluwda (jholocen) ; 11 — gliny d elu wialń e i sdliflukcyjne (późny W ürm ); 12—14 — pokrywy żwirowo-gldniasite tairosów plej- sitoceńskiich .(12 — W ürm ; 13 — Riss; 14 — Mdndel); 15 — utwory jurajskie i kredowe
pienińskiego pasa skałkowego Fig. 2. Geological sketch-map of the vici
nity od Szaflary. 1 — Szaflary site; 2 — erosional escarpments; 3 — cave; 4 — loose granite and guartzite boulders in soliflu- ction cover; 5 — dump heaps; 6 — landsli
de; 7 — alluvial oone; 8 — talus, talus co
ne; 9 — weathering, partly soliflu-ation clay (5— 9 — Holocene); 10 — terrace gravel and alluvia (Holocetne); 11 — deluvial and soli- fluctiion clay (late W ürm ); 12— 14 — P lei
stocene fluvioiglacial terrace g r a v e lly-cla
yey covers (12 — Würm ; 13 — Riss; 14 — Mindel); 15 — JiuraSEic and Cretaceous
rooks of the Pieniny Klippen Belt
— 311 —
W obrębie poszczególnych lamin zaznacza się ponadto mikrolaminacja do 0,1— 1 mm. W osadzie występują czasem pojedyncze, drobne okruchy wapieni skałkowych i piaskowców fliszowych.
Bardzo drobna frakcja rytmicznie warstwowanego osadu, który swo
im charakterem przypomina iły warwowe, świadczy, że tworzył się on w bardzo spokojnym zbiorniku wodnym o typie zastoiska jeziornego, za
pewne odciętego od głównego nurtu Białego Dunajca odsypem żwiro
wym. Rytmiczność warstwowania (naprzemianległe warstewki jasn j i ciemne) może sugerować sezonowe zmiany w dopływie zawiesiny. Ił odcina się ostrą granicą od niżej leżącego regolitu i dolnych żwirów7.
Fig. 3. P r o fil geologiczn y p o łu d n io w e j ściany kam ien io łom u w S za fla ra c h z za zn a czoną lo k a liza cją p r o filó w I— II. 1 — b ia ły w a p ie ń k ry n o id o w y (b a jo s ); 2 — w a pien n e b re k c je sedym en tacyjn e (tytoni); 3 — czerw on y m uazlow iec (tytom) ; 4 — r e g o lit i p rze ro bio n y re go lit; 5 — ż w ir y dolne; 6 — ił w stę g o w y ; 7 — ż w ir y górn e;
8 — usypisko
Fig. 3. South ern fa c e o f the S z a fla ry q u a rr y w ith position o f p ro file s I — II. 1 — w h ite crin oid lim estone (B a jo c ia n ); 2 — lim estone se d im e n ta ry breccias (T ith o n ian ); 3 — red c oqu in a lim estone (T ith o n ian ); 4 — rego lith an d r e w o rk e d regolith ; 5 — lo w e r g ra v e l;
6 — b a n d e d olay; 7 — u p p er © ra v e l (M in d el); 8 — scree
Wiek osadu został określony na podstawie badań palinologicznych przez L. S t u c h l i k a (in B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975) jako staroplejstoceński, młodszy od plioceńsko-staroplejstoceńskich (tegeleń- skich) osadów Mizernej. Reprezentuje on stadium klimatu cieplejszego od glacjału Mindel i może być paralelizowany z interglacjałem Günz- -Mindel (óp. cit.).
2. P r z e r o b i o n y r e g o l i t i ż w i r y d o l n e . Zgodnie na regolicie (patrz niżej — warstwa 1) spoczywa cienka warstwa gliny (0,05—-0,5 m) o typie przerobionego regolitu. Z reguły składa się ona z tego samego materiału co niżej leżący regolit, lecz często ma domiesz
kę materiału rzecznego w postaci okruchów i niewielkich otoczaków gra
nitu tatrzańskiego i piaskowca pochodzącego z fliszu podhalańskiego.
Warstwa ta przechodzi obocznie w dolny poziom żwirowy, którego miąższość dochodzi do 1,4 m. Żwiry te składają się z na ogół dobrze obtoczonych granitów i kwarcytów tatrzańskich o średnicy 5— 50 cm, z domieszką (do 25%) płaskich otoczaków piaskowca z fliszu podhalań
skiego. Otoczaki granitu są zwykle silnie zwietrzałe.
Żw iry dolne są osadem koryta rzeki, która płynęła z Tatr przez
— 312 —
N
Fig. 4. K a m ien io ło m w S za fla ra ch , p ro file I A ( A ) i I (B ), stan z 1968 r. 1 — b ia ły w a p ie ń k ry n o id o w y (foajos); 2 — rego lit; 3 — p rze ro bio n y re g o lit; 4 — ił w stę g o w y ;
5 — ż w ir y g ó rn e (M in d e l)
Fig. 4. S z a fla ry q u a rry , p ro file s I A ( A ) an d I (B ), exposu res in 1968. 1 — white- crinoid lim estone (B a jo c ia n ); 2 — re go lith ; 3 — r e w o rk e d re g o lith ; 4 — b a n d « ! clay;,
i5 — u p p e r g r a v e l <M indel)
synklinę fliszu podhalańskiego. Prawdopodobnie była to boczna odnoga Białego Dunajca.
Żwiry dolne i przerobiony regolit osadzone były prawdopodobnie w klimacie chłodniejszym i bogatszym w opady niż w czasie tworzenia się iłu wstęgowego, co może sugerować ich powiązanie z glacjałem Günz.
Należy zaznaczyć, że chodzi tutaj o fluwioglacjalny lub fluwialny odpo
wiednik zlodowacenia plejstoceńskiego, a nie o ,,Günz” wydzielony przez
W. S z a f e r a (1954; S z a f e r & O s z a s t , 1964) w profilu plioceń-
Tablica (Table) 1 Próba paraldizacji osadów oeagenu i plejstocenu w rejonie między Szaflarami a Krościenkiem (por. Birkenmaj er & Stuichlilk, 1975; italb. 3). Œ— IV — poziomy fkurystycane w Mizernej według Szafera (1954); pl, a, b — poziomy stratygraficzne w zapadlisku Frydman—Dębno w edług Niedzielskiego i(i1971). W iek utworów neogeńskich Krościenka i Hulby według Oszast (11973) Tentative correlation of Neogene and Pleistocene sediments between Szaflary and Krościenko (see Birkenmajer & Stuchldk, 1975, Talb. 3). I—IIV — floristic horizons at Mizerna according to Szafer (1954); pl, a, b — stratigraphi-c horizons in the Fryd
man— Dębno depression according to Niedzielski (.1971). A ge of Neogene deposits at Krościenko and Huiba according to Osœast (1973)
M LN. LAT M IL L IO N S
W Ü R M GL. V IS T U LIA N
R -W INTERGL. E E M IA N
E N N E
"O <
0____i R IS S GL. S A A L I A N M - R INTERGL. H O LS T E IN IA N O UJ M IN D E L GL. E L S T E R IA N o U
K- ° G -M IN T E R G L. C R O M E R IA N co h-
to
— > _
G U N Z GL. M E N A P IA N
D - G INTERGL W A A L I A N UJ LU
D O N A U GL. EBURO N IAN
CL CL B - D IN TE R G L. T IG L IA N Z >
CO — 1 B IB E R GL.
P R E T IG L IA N
uj a
N . u <
$ UJ
V ILLA FRA N C H IA N
2 UJ R O M A N IA N
A S T IA N
LEVANTINIAN
- s
° O D A C IA N
D A C IA N P LA IS A N C IA N (=P IA C E N ZIA N )
° O
— 11 —i P O N T IA N DAMMntllAM
CL CL .2 ÿ UJ UJ 8 8
—i _i
M A L V E N S IA N M EO TIAN s.l.
(=P A N N O N IA N
s.s.) CH ER S O N IA N UJ c l a.
B E S S A R A B IA N
o o S A R M A T IA N
~z. z: 2 £
LU UJ
B A D E N IA N TO RTO N IA N
O o
° o
K A R P A T IA N
H E L V E T IA N O T T N A N G IA N
'S. -
EGGENBURGIAN B U R D IG A L IA N
E G E R IA N C H ATTIAN — A Q U IT A N IA N
/żw ir tatrzański (granity
• i kw arcyty)
• 1 Tatra Mts. gravel (granite &
• Iq u artzite)
0 (żwir lokalny (fliszowy 0 I i skałkowy)
0 i L o ca l gravel (flysch sandstone, I rocks from the Klippen Belt) A [m a te riał nieobtoczony lokalny
I(flis zo w y i sk a łk o w y ) ( L o c a l unworked m aterial A (flysch sandstone, rocks from
Vthe K lip p e n B e lt) o sa d y ila s te i p ia s z c z y s te
^ I C l a y and sand '/ / s re g o lit - re g o lith 26-
HUBA
— 313 —
skim osadów Mizernej koło Czorsztyna, reprezentujący tam zimniejsze wahnienie klimatyczne w obrębie pliocenu.
1. R e g o l i t . Bezpośrednio na podłożu jurajskim w południowo-za
chodniej części kamieniołomu występuje nieciągła warstwa opisana przez Z. W ó j c i k a (I960) jako glina rezydualna, przez K. B i r k e n m a j e r a zaś (in B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975) jako rego
lit. Składa się ona z gliny pochodzącej ze zwietrzenia skał kredowych
SSE NNW
SW NE
Fig. 5. K a m ien io ło m w S za fla ra ch , p ro file I I A (A ) i I I (B ), stan z 1968 r. 1 — b ia ły w a p ie ń k ry n o id o w y (ibajos); 2 — re go lit; 3a — p rze ro b io n y re go lit; 3fo — ż w ir y d o l
ne; 4 — ił w stę g o w y ; 5 — ż w ir y g ó rn e (M dndel) z w a r s t w ą piaszczystej g lin y w sp ągu Fig. 5. S z a fla ry q u a rry , p ro file s I I A (A ) and I I (B ), exposu res in 1968. 1 — w h it e crin oid lim estone (B a jo c ia n ); 2 — rego lith ; 3a — rew oriked re go lith ; 3b — lo w e r g ra v e l; 4 — b a n d e d c la y ; 5 — u p p er g ra v e l (M in d e l) w ith san d y d a y a t the bottom
i jurajskich bezpośredniego podłoża, na co wskazuje obecność okruchów tych skał. Charakter materiału zwietrzelinowego i infiltracje limonitowo- -manganowe powodują dużą zmienność barwy regolitu od czerwonej i brunatnej przez żółtą do szarożółtej.
Regolit wypełnia kieszenie i zagłębienia krasowe w podłożu wapien
nym, zanikając na rozdzielających je grzbietach. Miąższość regolitu w y
nosi zwykle 0,1— 0,3 m, ale może niekiedy wzrastać do 2— 3 m.
— 314
Tworzenie się regolitu i współczesnych mu zjawisk krasowych autor
{in B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975) odniósł do okresu typu interglacjalnego poprzedzającego zlodowacenie Günz, czyli do intergla- cjału Dunaj-Günz.
P o d ł o ż e
Podłożem utworów plejstoceńskich są skały jurajskie i kredowe re
prezentowane głównie przez jednostkę czorsztyńską, częściowo zaś przez kontaktującą z nią od północy jednostkę magurską pienińskiego pasa
Fig. 6. Schem atyczny p rze k ró j geologiczny w p o łu d n io w o -za ch o d n ie j części k a m ie n io łom u w Szaflarach . 1 — u tw o ry ju r a js k ie i k re d o w e jed n ostki czorsztyńskiej; 2 — u tw o ry ju ra js k ie i k re d o w e jed n ostki m a g u rsk ie j; 3 — b re k c ja tektoniczna w strefie uskoku; 4 — u tw o ry plejstoceń skie starsze od p o k r y w y flu w io g la c ja łu M in d e l; 5 r - p o k ry w a ż w iro w o -g iin ia s ta flu w io g la c ja łu M in d e l; 6 — h ałd y; 7 — k ie ru n k i p rz e
m ieszczeń tektonicznych w plejstocenie
Fig. 6. Schem atic g eo lo gical cross-section in the S W p a r t of the S z a fla ry q u arry . 1 — Jurassic an d C retaceous deposits of the Czorsztyn unit; 2 — . J urassic an d C re ta ceous deposits o f the M a g u r a unit; 3 — tectonic b reccia a lo n g the fa u lt zone; 4 — Pleistocene deposits old er than the M in d e l flu v io g la c ia l cover; 5 — M in d e l f lu v io - g la c ia l cover; 6 — d um p heaps; 7 — directions o f tectonic displacem en t d u rin g the
Pleistocen e
skałkowego. W południowej, południowo-wschodniej i południowo-za
chodniej części kamieniołomu występuje kilka skałek jednostki czorsztyń
skiej, których główną masę stanowi biały wapień krynoidowy (bajos), natomiast utwory młodsze: wapień krynoidowy czerwony (baton), brekcje sedymentacyjne wapienne i wapień bulasty (kelowej-kimeryd), brekcje sedymentacyjne wapienne i muszlowiec wapienny (tyton-dolny neokom), margle globotrunkanowe i iłołupki radiolariowe (cenoman-senon), wystę
pują w niewielkich kieszeniach i klinach tektonicznych wśród wapienia krynoidowego białego (por. B i r k e n m a j e r , 1952, fig. 2, 5; 1958, fig.
38— 42; 1963, tabl. VI, fig. 1— 3). W północnej części kamieniołomu, z bia
łym wapieniem krynoidowym i ciemnymi, zbrekcjowanymi łupkami sfe-
— 315 —
rosyderytowymi (aalen-bajos środkowy) jednostki czorsztyńskiej kontak
tuje skałka jednostki magurskiej reprezentowana przez radiolaryty (ok- siord) i wapień rogowcowy (tyton-barrem).
Powierzchnia wapienia krynoidowego pod utworami plejstoceńskimi jest bardzo nierówna, zwietrzała, często pokryta polewą limomtowo- -manganową, z żyłkami i dendrytami manganowymi wnikającymi w wa
pień wzdłuż szczelin. Charakter tej powierzchni, noszącej niewątpliwie znamiona wietrzenia krasowego ze śladami równoczesnego systemu jaski
niowego, odpowiada kopalnemu lapiezowi (por. M a ł k o w s k i , 1924, 1928; R o m e r , 1929; W ó j c i k , 1960).
D E F O R M A C J E T E K T O N I C Z N E P O K R Y W Y P L E J S T O C E Ń S K I E J W S Z A F L A R A C H
Osady staroplejstoceńskie w kamieniołomie szaflarskim i ich iluwlc- glacjalna pokrywa (Mindel) wykazują zaburzenia spowodowane kom- pakcją, spełzywaniem i tektoniką. Zjawiska kompakcyjne widoczne są zwłaszcza na kontakcie górnych żwirów z niżej leżącymi osadami pla
stycznymi (fig. 4A); natomiast ił wstęgowy, przerobiony regolit, żwiry dolne i częściowo regolit, oprócz deformacji typu kompakcyjnego, w y
kazują także obecność struktur spełzywania oraz wyraźne nachylenie rzę
du 10° ku południowi (fig. 4B, 5A, B). Nachylenie to, zwłaszcza w przy
padku rytmicznie warstwowanych jeziornych utworów iłu wstęgowego, nie może być pierwotne i należy je tłumaczyć tektonicznym wychyleniem osadów plejstoceńskich wraz z ich skałkowym podłożem, po osadzeniu się górnej pokrywy żwirowej (Mindel).
Wydaje się, że płaszczyzną przemieszczenia, wzdłuż której nastąpił ruch tektoniczny, była stroma (prawie pionowa) dyslokacja na granicy skałki jurajskiej jednostki czorsztyńskiej i utworów jurajsko-kredowych jednostki magurskiej, dobrze odsłonięta w północnej części kamieniołomu (fig. 6). Występują tutaj silnie zlustrowane plastyczne brekcje osadów V/ przewadze ilastych (zbrekcjowane łupki środkowojurajskie i dolnokre- dowe), o miąższości do kilku metrów. Pionowe przemieszczenie wzdłuż tej dyslokacji spowodowało wychylenie bloku skałkowego jednostki czor
sztyńskiej i jej plejstoceńskiej pokrywy pod kątem 10° ku południowi, co wywołało pełznięcie w plastycznym osadzie (fig. 7).
Należy nadmienić, że omawiana dyslokacja między jednostką czor
sztyńską i jednostką magurską w Szaflarach jest fragmentem wielkiej strefy dysloklacyjnej ograniczającej strukturę skałkową od północy, któ
rą można śledzić na całej długości pienińskiego pasa skałkowego w Pol
sce. Strefa ta powstała w czasie dolnomioceńskich (sawskich) fałdowań pasa skałkowego, a jak wykazały badania w rejonie bloku Homoli w Ma
łych Pieninach ( B i r k e n m a j e r , 1970, 1971), była ona aktywna tekto
nicznie zarówno w ciągu neogenu, jak też plejstocenu i holocenu.
Fig. 7. Schem at p o w sta n ia d efo rm ac ji w osadach plejstoceńskich w S zaflarach . A — stadium przed d e fo rm a c ją (M in d e l); B — stadium tw o rzen ia się d e fo rm a c ji (M in d e l- R iss) w sk u te k tektonicznego w y c h y le n ia sk ałk i; 1 — b ia ły w a p ie ń k ry n o id o w y (b a - jos); 2 — re g o lit; 3 — p rz e ro b io n y re g o lit i ż w ir y dolne; 4 — ił w s tę g o w y ; 5 — ż w ir y górn e; 6 — ■ k ie ru n k i przem ieszczeń tektonicznych sk ałk i; 7 — k ie ru n k i sp e łzy w a n ia
osad u w s k u te k tektonicznego w y c h y le n ia sk a łk i
Fig. 7. Schem e to illu strate the origin o f tectonic d eform ation s in the Pleistocen e deposits at S z a fla ry : A — p re -d e fo rm a tio n stage (M in d e l); B — d eform ation of sedim ents due to tiltin g o f the k lip p e; :1 — w h ite 'critiodd lim estone (Ba'jociem); 2 — re go lith ; 3 — re w o rk e d re go lith and lo w e r g ra v e l; 4 — b a n d e d c la y ; 5 — up p er g ra v e l; 6 — directions o f tectonic displacem en t o f the k lip p e; 7 — directions o f
sedim ent c re e p d u e to tectonic tiltin g o f the k lip p e
— 317 —
W I E K D E F O R M A C J I T E K T O N I C Z N Y C H P O K R Y W Y P L E J S T O C E N S K IE J W S Z A F L A R A C H
Ruchy tektoniczne na granicy bloku skałkowego i magurskiego zabu
rzyły cały profil osadów plejstoceńskich w kamieniołomie szaflarskim, z fluwioglacjalną pokrywą określoną wiekowo jako zlodowacenie kra
kowskie (Mindel) włącznie. Są one zatem młodsze od tego zlodowacenia.
Zaburzenia te nie objęły natomiast pokryw fluwioglacjalnych zlodowace
nia bałtyckiego (Würm) i środkowopolskiego (Riss) w dolinie Białego Du
najca w okolicy Szaflar (fig. 8), a zatem można je odnieść do intergla- cjału wielkiego (Mindel-Riss).
Na prawdopodobieństwo takiej interpretacji wiekowej deformacji tektonicznych plejstocenu szaflarskiego wskazuje analiza rozmieszczenia fluwioglacjalnych pokryw plejstoceńskich wzdłuż doliny Białego Dunajca na odcinku obejmującym około 5,5 km między Bańską Niżną a torfowi
skiem Bór na Czerwonym (cfiig. 8). Na tym odcinku, cokoły pokryw żwi- rowo-gliniastych korelowanych ze zlodowaceniem krakowskim (Mindel), środkowopolskim (Riss) i bałtyckim (Würm) widoczne są dobrze od Bań
skiej Niżnej aż po okolice kamieniołomu w Szaflarach. Cokół tarasu bał
tyckiego obniża się równomiernie, równolegle do profilu współczesnego łożyska Białego Dunajca, a pokrywa fluwioglacjalna tego zlodowacenia ma w przybliżeniu stałą miąższość, nie przekraczającą tutaj kilku me
trów. W podobny sposób obniża się również cokół tarasu fluwioglacjału środkowopolskiego, którego pokrywa osiąga maksymalne miąższości rzędu 20 m w okolicy wsi Szaflary, dalej zaś ku północy cienieje do połowy tej wartości.
Cokół skalny tarasu zlodowacenia krakowskiego obniża się od po
łudnia na północ początkowo równomiernie aż po okolice wsi Szaflary, natomiast w sąsiedztwie południowego kontaktu tektonicznego pieniń
skiego pasa skałkowego z fliszem podhalańskim jego gradient znacznie maleje, a następnie ponownie wzrasta w obrębie pasa skałkowego aż po okolice kamieniołomu szaflarskiego. Na tym odcinku największa miąż
szość stożka fluwioglacjalnego tego zlodowacenia przypada w okolicy po
toku Lubelskiego na wschód od Bańskiej Niżnej. Dalej ku północy, w obrębie skałki szaflarskiej (kamieniołom), obserwujemy przeciwne, po
łudniowe nachylenie cokołu pokrywy fluwioglacjału krakowskiego i niż
szych ogniw plejstocenu, które — jak już wyjaśniono — jest efektem zaburzeń tektonicznych na granicy strefy skałkowej i strefy magurskiej.
Na północ od równoleżnika kamieniołomu szaflarskiego, na prawym zbo
czu doliny Białego Dunajca, obserwujemy nie zaburzoną pokrywę osa
dową fluwioglacjału krakowskiego z jej cokołem skałkowym, jednak już wkrótce następuje gwałtowny wzrost gradientu pochylenia się powierzch
ni tej pokrywy i jej znaczne obniżenie, a cokół skalny przestaje być wi
doczny.
— 318 —
r ’ i ■.— i— i— t O o CD o o
tO (N O 0O
C*“- C^- t>~ (O
— 319 —
Na północ od ostatnich odsłonięć-.-skałek w okolicy kamieniołomu sza- f Jarskiego., zarówno na lewym, jak i na prawym ab oczu doliny Białego Dunajca, nie możemy już rozpoznać cokołów skalnych pokryw żwirowo- -gliniastych plejstoceńskich, a nawet pokryw żwirowych holoceńskich (fig. 8). W tej strefie tarasy te są włożone jeden w drugi (por. fig. 8:
część prawa), a miąższość pokrywy osadowej tarasu bałtyckiego znacznie wzrasta. Jest prawdopodobne, że znajdujemy się tutaj w strefie zapadliska wypełnionego nie skonsolidowanymi osadami neogenu i starszego plejstoce
nu, na które dopiero nałożone są pokrywy fluwioglacjalne (plejstoceńskie) i holoceńskie. Południowe obrzeżenie tego zapadliska może stanowić uskok, który byłby przyczyną zaburzenia powierzchni tarasu fluwiogla- cjału krakowskiego na prawym zboczu doliny Białego Dunajca i silnego obniżenia się tego tarasu w kierunku torfowiska Bór na Czerwonem.
Ponieważ takich zaburzeń nie obserwujemy w pokrywach fluwioglacjal- nych bałtyckiej i środkowopolskiej, wiek tego hipotetycznego uskoku można określić jako interglacjał wielki (Mindel-Riss).
Przyjmowany uskok obrzeżający od południa suponowane zapadlisko wypełnione prawdopodobnie utworami neogenu i starszego plejstocenu, przebiegający w strefie północnego obrzeżenia pasa skałkowego, powinien mieć założenia starsze od wypełniających go osadów, a więc prawdopo
dobnie mioceńskie lub plioceńskie. Ruchy tektoniczne zachodzące na gra
nicy pienińskiego pasa skałkowego i jednostki magurskiej mogły zatem spowodować odmłodzenie się już wcześniej istniejącego uskoku w. czasie interglacjału wielkiego. Wyraźny załom morfologiczny, poprzeczny do biegu doliny Białego Dunajca, jaki powinien był wówczas powstać, wpły
wać by mógł na wzrost miąższości pokrywy stożków fluw,ioglacjalnych młodszych zlodowaceń w strefie zapadliska aż po okolice Nowego Targu.
W zapadlisku tym, w plejstocenie, a nawet w holocenie, mogły się po
nadto zaznaczyć ruchy obniżające wywołane kompakcją i wyciskaniem
F ig. 8. P rz e k ró j w zd łu ż d olin y B ia łe g o D u n a jc a w okolicy S z a fla r ilu s tru ją c y stosu
n ek p o k r y w czw arto rzęd o w y ch fluiw ialnych i flu w io g la c ja ln y c h do podłoża. 1 — flisz p od h ala ń sk i (eocen); 2 — pieniń sk i pas sk a łk o w y (ju r a i k re d a); 3 — jed n ostk a m a g u rsk a północnej części pieniń sk iego pasa sk a łk o w e g o (ju r a i k re d a ); 4 — p r a w d o p od ob n e o sad y staroplejistoceńskie i neogeńskie za p ad lisk a n ow otarsk iego ; 5 — osady plejstoceń skie starsze od flu w io g la c ja łu M in d e l na skałce szaflarsk iej ; 6 — p o k r y w a flu w io g la c j a łu M in d e l; 7 — p o k r y w a flu w io g la c ja łu R iss; 8 — p o k r y w a flu w iiogla- c ja łu W ü rm ; 9 — p o k r y w y holoceńskie; 10 — g łó w n e strefy d yslo k acy jn e p o p a le o -
g eń skie z zaznaczonym kierun kiem przem ieszczeń tektonicznych
F ig. 8. C ross-section alo n g the B ia ły D u n a je c R iv e r v a lle y to illu strate the relation of Q u a te rn a ry flu v ia l and flu v io g la c ia l covers to the substratum . 1 — P o d h a le fly sch (E eocen e); 2 — P ie n in y K lip p e n B e lt (Jurassic an d C retaceous); 3 — M a g u r a unit o f the n orth ern b o rd e r of the P ie n in y K lip p e n B e lt (Jurassic and C retaceous); 4 — Sup p osed E a r ly Pleistocene a n d Neoigene deposits o f the N o w y T a r g basin ; 5 — Pleistocene deposits older than the M in d e l flu v io g la c ia l cover at S z a fla ry k lip p e;
6 — M in d e l flu v io g la c ia l cover; 7 — R iss flu v io g la c ia l cover; 8 — ■ W ü r m flu v io g la c ia l cover; 9 — H dlocene flu v ia l covers; 10 — m ain dislocation zones yo u n ger than
P a lae og en e , w ith indicated direction of tectonic discplacem ent
— 320 —
wody z nie skonsolidowanego osadu starszego (starszy plejstocen i neogen) pod wzrastającym obciążeniem kolejno na nim odkładanych pokryw flu- wioglacjainych i fluwialnych.
U W A G I K O Ń C O W E
Poglądy o tektonicznych zaburzeniach poziomów zrównań i pokryw osadowych neogeńskich i plejstoceńskich w Kotlinie Orawsko-Nowotar
skiej, spowodowanych ruchami wypiętrzającymi w otaczających ją pa
smach górskich, które doprowadziły do wgięcia się Kotliny, istnieją w li
teraturze od dawna. Najpełniej zostały one podsumowane przez M. K l i m a s z e w s k i e g o (1951), który przyjmuje, że w ciągu plejstocenu ru
chy te spowodowały pogłębienie kontrastu między Kotliną a przyległymi od północy i południa wzniesieniami. Podobne wnioski wypływają też z ostatnich badań H. N i e d z i e l s k i e g o (1971), który genezę zapadli
ska między Frydmanem a Dębnem wypełnionego utworami prawdopo
dobnie plioceńskimi i staroplejstoceńskimi (patrz także S r o d o ń , 1973, tab. 2) wiąże z ruchami tektonicznymi w tym rejonie, starszymi od zlo
dowacenia krakowskiego (Mindel). Wyświetlenie genezy i wieku tego za
padliska, które znajduje się w obrębie najbardziej południowej części jednostki fliszowej magurskiej, na północ od głównej strefy dyslokacyj
nej pienińskiego pasa skałkowego, wymaga jeszcze dalszych badań. Wiek plejstoceńskich utworów w przewadze rzecznych (kompleksy a i b N i e d z i e l s k i e g o , 1971), paralelizowanych przez H. N i e d z i e l s k i e g o ze zlodowaceniem krakowskim, które mają miąższość dochodzącą do oko
ło 85 m i przykryte są przez żwiry tarasu bałtyckiego (Würm) i tara
sów holoceńskich, jest dyskusyjny. Zdaniem autora niniejszego artykułu nie można wykluczyć, że w większości lub w całości są to osady starsze od zlodowacenia krakowskiego, młodsze natomiast od staroplejstoceńskiej części profilu osadów z Mizernej, które mogą odpowiadać kilku fazom klimatycznym typu glacjalnego i interglacjalnego w obrębie wczesnego plejstocenu {tab. 1), podobnie jak w kamieniołomie szaflarskim. Charak
ter osadów zapadliska Frydman-Dębno, znanych autorowi z autopsji, jest odmienny od charakteru osadów tworzących pokrywę fluwioglacjalną zlodowacenia krakowskiego występującą w wielu miejscach między Fryd
manem a Czorsztynem na znacznej wysokości ponad poziomem Dunajca i Białki.
P racow nia G eologii M ło d y c h Struktur Z N G P A N 31-002 K ra k ó w , Senacka 3
— 321 —
W Y K A Z L I T E R A T U R Y R E F E R E N C E S
B i r k e n m a j e r K . (1952), W s p ra w ie m orskiego m iocenu n a P o d h a lu (L a question d u M iocèn e m a tin de P o d h a le , K a rp a te s C en trales). Rocz. Pol. T ow . Geol. (A n n . Soc. Géol. P o l.), 21 (2): 235— 278, K ra k ó w .
B i r k e n m a j e r K. (1958), P rzew o d n ik geologiczny po pienińskim pasie skałkow ym , cz. I— IV . W y d . G eol., W a r s z a w a .
B i r k e n m a j e r K. (1963), S tra ty g ra fia i p a le o g e o g ra fia serii czorsztyńskiej p ie n iń skiego p asa sk ałk o w eg o P o ls k i (S tra tig ra p h y and p a la e o g e o g ra p h y o f the C z o r
sztyn Series (P ien in y K lip p e n Belt, C arpath ian s in P o lan d ). Stud. geol. p o l, 9: 1— 380, W a rs z a w a .
B i r k e n m a j e r K. (1968), N o w a jas'kinia na P odh alu . W szechświat, I l (2003): 274—
277) K ra k ó w .
B i r k e n m a j e r K . (1970), Przedeoceń sk ie stru k tu ry fa łd o w e w p ieniń skim pasie sk ałk o w y m P o lsk i (P re-E e o c en e fo ld structures in the Pieniiiny K lip p e n B elt (Garrpath'i'ans o f P o la n d ). Stud. geol. pol., 31: 1— 77, W a r s z a w a .
B i r k e n m a j e r K (1971), G en eza W ą w o z u H o m ole w M a ły c h P ie n in a c h (O rigin o f the H o m ole G o rg e, P ie n in y K lip p e n Belt, C arpath ians). Rocz. Ochr. Przyr., 36:
309— 359, K ra k ó w .
B i r k e n m a j e r K , S t u c h l i k L . (1975), E a rly Pleistocen e p o lle n -b e a r in g se d i
m ents at S za fla ry , W e st C arpath ians, P o lan d . A c ta palaeobot. (w d ru k u — in press).
H a l i c k i B. (1930), D y lu w ia ln e zlodow acen ie północnych stoków T a tr (L a g la c ia tion qu ate rn a ire du v e rsa n t N o r d de la T atra). Państw . Inst. Geol., Spraw., 5 (3— 4); W a rs z a w a .
K l i m a s z e w s k i M . (1948), P o lsk ie K a rp a ty Z ach odn ie w okresie d y lu w ia ln y m . A c ta geogr. U n iv. Wratisl., B, 7: 1— 233, W a r s z a w a .
K l i m a s z e w s k i M . (1951), R zeźba P odh ala. Czas. geogr., 21/22: 237— 250, W a r s z a w a — W ro c ła w .
K l i m a s z e w s k i M . (1961 a), T h e C arpath ians. I N Q U A V l t h Congr., G u id e -B o o k of Exc. fro m the Baltic to the Tatras, Pt. I l l : South P o la n d : 83— 98, Łódź.
K l i m a s z e w s k i M . (1901b), T h ro u g h the D u n a je c V a lle y in to the T atras. I N Q U A V l t h Congr., G u id e -B o o k o f Exc. fr o m the Baltic to the Tatras, Pt. I l l : South P o la n d : 107— 168, Łódź.
M a ł k o w s k i S. (1924), O m oren ie lo d o w c a tatrzańskiego w ok olicy N o w e g o T a r g u (S u r une m orain e de l ’ancien g lacier d u H a u t T a tra découverte a u x environ s d e N o w y T a rg ). K osm os, 49 (1), L w ó w .
M a ł k o w s k i S. (1928), O dsłonięcie u tw o ró w d y iu w ia ln y c h w kam ieniołom ie sza- fla r^ k im pod N o w y m T a rgiem . Zab. P rzy r. nieoż., 1, W a r s z a w a .
N i e d z i e l s k i H . (1971), Tektoniczne pochodzenie w sch od n iej części K o tlin y N o w o ta rsk iej (Tectonic origin o f the eastern p a rt of the v a lle y o f N o w y T a rg ). Rocz.
Po l. Tow . G eol. (A n n . Soc. G éol. P o lo g n e ), 41 (2): 397— 408, K ra k ó w .
O s z a s t J. (1973), T h e P lio ce n e p ro file of D om ań ski W ie rc h n e a r C z a rn y D u n a je c : in the lig h t of p aly n o lo gica l investigations. W e s te rn C arpath ians, P o la n d (P r o fil plioceń sk i D om a ń sk ie go W ie rc h u koło C zarn ego D u n a jc a w św ietle b a d a ń p a li- nologicznych). A cta p a l a e o b o t 14 (1): 1— 42, W a r s z a w a — K ra k ó w .
R o m e r E. (1929), T atrzań sk a epoka lo d o w a (T h e Ice A g e in the T a tra Mts.). Pr.
geogr. w y d <■ przez E. R om era , 11 (19:29), L w ó w .
S z a f e r W . (1954), Plio ceń sk a flo ra okolic C zorsztyna i je j stosunek d o plejstocen u (P liocen e flo ra fro m the v icin ity of Czorsztyn, W e s t C arpath ians, and i t s . r e lation sh ip to the Pleistocene). P r. Inst. Geol., 11: 1— 238, W a r s z a w a .
3 — R ocznik P ol. T o w . G eolog. z. 3
— 322 —
S z a f e r W ., O s z a s t J. (1964), T h e decline of T e rtia ry plan ts b e fo re the m a x im a l glaciation of the W e s t C arpath ians. Repts. V lt h I N Q U A Congr., 7: 479— 482, W a r szaw a.
S r o d o ń A . (1973), O u tw o rach z flo rą plioceń ską w K o tlin ie N o w o ta rsk ie j i w K r o ścienku nad D u n a jc e m (R e m ark s on the deposits w ith P lio ce n e flo r a in the east p a rt of the N o w y T a r g B asin an d at K ro śc ien k o on the D u n a je c riv e r, W e ste rn C arpath ians). Rocz. Pol. T ow . Geol. (A n n . Soc. Géol. P o lo g n e ), 43 (3): 301— 313, K ra k ó w .
W ó j c i k Z. (.1960), P re g la c ja ln y lap iez w S z a fla ra c h na P o d h a lu (P re g la c ia l lapiez at S z a fla ry in P o d h a le ). K w a rt, geol., 4 (4): 1039— 1053, W a r s z a w a .
SUMM ARY
Unconsolidated Pleistocene sediments at Szaflary, West Carpathians, Poland (Figs. 1— 3), show tectonic tilt to the south of the order of 10 degrees. The Pleistocene succession at Szaflary includes four stratigraphie units (Figs. 3— 5, Tab. 1): 1) regolith (0.1— 3 m), correlated with the Donau-Günz Interglacjal, filling karst holes and depressions in the under
lying Jurassic limestone; 2) reworked regolith (0.05— 0.5 m) and lower gravel (up to 1.4 m), correlated with the Günz Glaciation (fluvial or fluvioglacial material); 3) banded clay (lacustrine, finely laminated se
diment with pollen spectrum indicating a warm climatic phase of in
terglacial character), correlated with the Günz-Miindel Interglacial; 4) upper gravel (1— 8), representing fluvioglacial cover correlated with the
Mindel Glaciation (see B i r k e n m a j e r & S t u c h l i k , 1975).
The whole profile of Pleistocene sediments (layers 1— 4) shows de
formations due to loading and compaction, and due to sediment creep related to tectonic tilting. Deformations due to loading are visible best at the contact of the upper gravel with the underlying plastic sediments (Fig. 4A). Deformations caused by sediment creep related to tectonic tilting, are pronounced best in plastic layers underlying the Mindel flu
vioglacial cover (Figs. 4B, 5A, B). The tectonic tilt of the whole Pleisto
cene profile was caused by differential movements of the Jurassic-Gre- taceous klippe and its Pleistocene cover along a steep breccia-filled fault separating the Czorsztyn unit and the Magura unit of the Pieniny Klip
pen Belt at Szaflary (Figs. 6, 7). This fault represents part of a major dislocation zone along the northern border of the Klippen Belt, formed already during the Lower Miocene (Savian) orogenic movements. Eviden
ces of vertical displacements along this dislocation zone during the Mio
cene, Pliocene and Pleistocene to Holocene times are known from the eastern part of the Klippen Belt of Poland (see B i r k e n m a j er, 1970, 1971).
— 323 —
The tectonic deformations of Pleistocene cover at Szaflary, involving also' the Mindel fluvioglacial deposits, are thus younger than the Mindel Glaciation. They took place, most probably, during the Mindel-Riss In
terglacial, as neither the Riss nor Würm fluvioglacial covers of the nea
rest vicinity show any trace of comparable deformations (Fig. 8).
P olish A c a d em y of Sciences, Institu te of G eological Sciences, Geological L a b o ra to ry in C ra cow
3*
