Płaszczowina reglowa górna (choczańska)
między Doliną Lejową a Doliną Chochołowską w Tatrach
Elżbieta Gaździcka1, Andrzej Gaździcki2, Karolina Filipczak3, Alfred Uchman3
Upper Sub-Tatric (Choc) Nappe between the Lejowa and Chochołowska valleys in the Tatra Mountains.
Prz. Geol., 57: 56-63.
A b s t r a c t . The studied area contains the Middle to Upper Triassic successions of the Hronicum domain (ChoćNappe), form ing at least three tectonic units. From the bottom to the top, they include: the Furkaska, the Siwa Woda and the Koryciska thrust slices. Sedimentary suc
cessions ofthese units differ in details, but generally they contain: the Ramsau Dolomite (Middle Anisian), Reifling Limestone interfingering with the Partnach Beds (upper
most Anisian-Ladinian), Wetterstein Dolomite (Ladinian-Lower Carnian), Hauptdolomite (Upper Carnian-Norian) and grey fossiliferous limestones o f the Norovica Formation (uppermost Norian-Rhaetian). Between the Furkaska and the Siwa Woda thrust slices, calcareous and siliciclastic deposits o f the Krizna Nappe representing the Fatra and the Kopieniec formations (Rhaetian-Sinemurian) are sandwiched. Thus, within the Triassic successions o f the Choć Nappe on the eastern slope o f Cisowa Turnia (Lejowa Valley), a new tectonic unit "Pod Cisową” was proposed, which originated from Krizna domain.
Keywords: stratigraphy, tectonics, Triassic, Jurassic, Choć Nappe, Tatra Mts.
E. Gaździcka A. Gaździcki K. Filipczak A. Uchman
W polskich Tatrach płaszczow ina reglow a górna (cho- czańska) zajmuje stosunkowo niewielki obszar na zachód od Doliny Lejowej oraz w rejonie D oliny Kościeliskiej, gdzie występuje w kilku izolow anych fragmentach (ryc. 1).
Pomimo ograniczonego zasięgu tej jednostki jej interpreta
cja strukturalna wciąż budzi wiele kontrowersji. Powodem są liczne komplikacje tektoniczne oraz wykształcenie facjal- ne tworzących j ą serii osadowych. Zjednej strony podobień
stwo litologiczne niektórych ogniw (np. dolom itów środ
kowego i górnego triasu), z drugiej zaś zróżnicowanie facjalne równowiekowych sekwencji pow odowały znacz
ne różnice w interpretacji, które są widoczne w opubliko
wanych dotychczas artykułach i m apach (Guzik & Guzik, 1958; G uzik i in., 1958; Kotański, 1973; Bac-M oszaszwili i in., 1979; Gaździcki & M ichalik, 1980). Dodatkowym utrudnieniem sąliczne luki lub całkowity brak dokumentacji bio-, magneto- lub chronostratygraficznej niektórych suk
cesji osadowych. Brak jest także szczegółowych analiz strukturalnych, mimo że historia badań sukcesji choczań- skich w Tatrach m a długą, ponad stuletnią tradycję (m.in.
Śtur, 1868; Uhlig, 1903; Matejka, 1927; Andrusov, 1936a, b;
Guzik, 1959; Zawidzka, 1972; Gaździcki, 1978; M ichalik
Ryc. 1. Lokalizacja terenu badań (na podstawie Bac-Moszaszwili i in., 1979) Fig. 1. Location of the study area (based on Bac-Moszaszwili et al., 1979)
'Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; elzbieta.gazdzicka@pgi.gov.pl 2Instytut Paleobiologii PAN, ul. Twarda 51/53, 00-818 Warszawa; gazdzick@twarda.pan.pl
3Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloński, ul. Oleandry 2A, 30-063 Kraków; alfred.uchman@uj.edu.pl
& Gaździcki, 1983; Kotański, 1985a, b; Iwanow & W ie
czorek, 1987; Uchman, 1988, 1993; M ello & W ieczorek, 1993; Szulc i in., 2004).
N a zachód od Doliny Lejowej płaszczow inę reglow ą górną (choczańską) tw orzą elementy strukturalne o charak
terze łusek, obejm ujące sekw encje osadow e środkow ego i górnego triasu. Guzik (1959) w yróżnił tu jednostkę Fur- kaski, spoczyw ającą na sukcesji kredowej płaszczowiny reglowej dolnej (kriżniańskiej), oraz nadległą jednostkę Korycisk. Kotański (1973) uznał, że kom pleks osadowy w ystępujący n a w schód od D oliny Chochołow skiej re prezentuje odrębny elem ent tektoniczny o charakterze płaszczowiny cząstkowej, który nazwał jednostką Siwej Wody. U w ażał on, że je st to najniższa z jednostek choczań- skich, nasunięta bezpośrednio n a kredow ą sukcesję kriż- niańskiej jednostki Bobrowca. N a niej spoczywa jednostka Furkaski, oddzielona połogim nasunięciem przebiegającym po wschodniej stronie D oliny Chochołowskiej, a najw yż
sze położenie m a jednostka K orycisk (Kotański, 1985a).
A utor ten postulow ał także, aby zbudow aną z dolom itów z W etterstein jednostkę K orycisk wraz fragmentem je d nostki Furkaski, obejm ującym w arstw y z Partnach, pod
nieść do rangi trzeciej, najwyższej płaszczowiny reglowej.
Zdaniem Kotańskiego (1974, 1985a, b) za taką interpreta
cją m iały przem awiać w zględy facjalne, tj. pochodzenie tych sekwencji osadowych z basenu sedymentacyjnego płytszego niż basen choczański oraz skład taksonom iczny zespołów skamieniałości.
Pomysł w yróżnienia trzeciej, najwyższej płaszczowiny reglowej, zwanej strażowską, spotkał się z krytyką innych autorów (M ichalik & Gaździcki, 1980; Gaździcki & M i
chalik, 1985; M ahel, 1986; Mello & W ieczorek, 1993).
Nie w yróżniająjej również na m apach geolodzy słowaccy, przyjmując pochodzenie zarówno dolomitów z Wetterstein, jak i głębszych sekwencji basenowych (wapienie z Reifling, w arstw y z Partnach) z jednej domeny facjalnej, ja k ą był zróżnicow any batym etrycznie basen Hronicum (Nem cok i in., 1994). Pogląd ten został przyjęty także w niniejszej publikacji.
Badania geologiczne prowadzone w ram ach przygoto
w ań do nowej edycji Szczegółowej mapy geologicznej Tatr w skali 1 : 1 0 000 (SMGT) (arkusz Kiry — G aździcka i in., 2007) oraz inne badania geologiczne w omawianym rejo
nie przyniosły nowe rezultaty. Dane te pozw alają na uściś
loną lub now ą interpretację litostratygrafii i tektoniki jednostek choczańskich występujących w polskich Tatrach na zachód od D oliny Lejowej.
L ito- i b io stra ty g ra fia
N a badanym obszarze występow ania płaszczowiny reglowej górnej (choczańskiej) wyróżniono trzy jednostki tektoniczne. Najniższe położenie strukturalne zajmuje łuska Furkaski, na niej spoczywa łuska Siwej Wody, nato
m iast najwyższym elementem jest łuska K orycisk (Gaź- dzicka i in., 2007). Charakteryzują je nieco odmienne sukcesje osadowe (ryc. 2), co je st spowodowane ich pocho
dzeniem z różnych stref batym etrycznych i facjalnych basenu sedymentacyjnego (serie Czarnego Wagu i Białego Wagu — M ahel, 1986; Kovac & Havrila, 1998), a także redukcją tektoniczną niektórych ogniw.
Seria Czarnego Wagu pow stała w płytszej strefie base
nu, na rozległej platform ie węglanowej i obejmuje: dolo
m ity i wapienie z Gutenstein, dolom ity z Ramsau oraz charakterystyczny kompleks utworów rafow ych i laguno
wych, wyróżniany jako wapienie i dolom ity z Wetterstein (L exa i in., 2000). W serii B iałego W agu, ponad form a
cją z Gutenstein występuje niewielkiej miąższości sekwencja uławiconych, szarych dolom itów z Ramsau. Powyżej for
macji z Ramsau występuje seria drobnoławicowych, sza
rych wapieni mikrytowych, o cechach głębokowodnych (wapienie z Reifling), które obocznie m ogą być zastąpione przez pakiet wapieni bulastych, czerwonawych (wapienie ze Schreyeralm). Sekwencje węglanowe przechodzą ku górze w ciemne osady mułowcowo-m argliste z ławicami w apieni o genezie spływ ow ej, w yróżniane jak o w arstw y z Partnach. Najwyższe ogniwo serii Białego W agu stanowią silikoklastyczne w arstwy z Lunz, reprezentujące karnik górny (jul-tuwal). W noryku nastąpiło ujednolicenie facjal
ne osadów na całym obszarze basenu Hronicum. U tw o
rzyły się wówczas dużej m iąższości serie węglanowe, reprezentowane obecnie przez sekwencje szarych, uławi- conych dolom itów z w kładkam i łupków ilastych (dolomit główny). Najwyższe ogniwo triasu choczańskiego stanowi formacja norowicka, obejm ująca wapienie organodetry- tyczne, organogeniczne i oolitowe (noryk górny-retyk).
D olom ity z R am sau . W polskiej części Tatr najstar
szymi utworam i płaszczowiny reglowej górnej (choczań- skiej) są d o lo m ity z R a m sa u s e n s u la to , w y s tę p u ją c e w łuskach Furkaski i Siwej Wody oraz podrzędnie w łusce Korycisk. Sukcesja ta je st stosunkowo słabo poznana i w y
m aga dalszych badań porównawczych z dolomitami z Ram
sau w Północnych A lpach Wapiennych. W Polsce są to sza
re dolomity, głównie średnioławicowe, z nieciągłym i lito- somami brekcji o maksymalnej m iąższości do 10 m.
Brekcje te tw orzą skałki w pobliżu strefy nasunięcia płasz
czowiny choczańskiej, pom iędzy granicąpaństw a a D oliną Lejową. W stropowej części sukcesji dolom ity są wyraźnie uławicone, m ają ciem noszarą lub brunatną barw ę i zaw ie
rają czarne rogowce. Jak wynika z intersekcji, ich m iąż
szość w łusce Furkaski wynosi nie więcej niż 50 m, a w łusce Korycisk kilkanaście metrów. Choć jak dotąd nie stw ier
dzono w nich diagnostycznych skamieniałości, perspekty
wiczne w ydają się dolom ity z górnej strefy Kozinieckiego Żlebu (łuska Siwej Wody), zawierające zespoły sklerytów holoturii podobne do opisanych przez Z aw idzką (1971) z anizyjskich wapieni z Reifling. W profilu tym, podobnie jak w Wielkich Koryciskach, wśród ławic dolomitów wystę
pują warstwy tufitów, co zaprzecza poglądom o występowaniu po wschodniej stronie D oliny Chochołowskiej wyłącznie dolomitów górnego triasu (Kotański, 1973). Badania mikro- paleontologiczne oraz analizy tufitów są obecnie prow a
dzone w Państwowym Instytucie Geologicznym.
Dolomity z Ramsau prawdopodobnie reprezentują środ
kow y anizyk, jak wynika z ich występow ania bezpośrednio pod udokum entowanym i faunistycznie wapieniam i z R eif
ling na południowym zboczu doliny Wielkie Koryciska.
N a w schód od D oliny Chochołowskiej, bezpośrednio nad tym i utw oram i zaleg a do lo m it głów ny. B rak tu w apieni z Reifling i warstw z Partnach, lecz m ała liczba odsłonięć nie pozwala na rozstrzygnięcie, czy je st to efekt redukcji tektonicznych, czy zm ian facjalnych.
W apienie z R eifling. Skały te w ystępują w łusce Fur
kaski na północnym stoku Tyrałowej Czuby, toteż w cze
śniej były nazyw ane w apieniam i z Tyrałówki (Kotański, 1985a). Są to szare, cienko- i średnioławicowe mikrytowe wapienie bulaste o m iąższości 40-55 m. Lokalnie sązsyli- fikowane i zaw ierają czarne rogowce. U tw ory te doczekały się licznych badań ze względu na bogaty zespół składni
ków pochodzenia organicznego. W ystępują w nich m.in.
trochity liliowców, cienkoskorupowe m ałże („filam enty”), radiolarie, otwornice, małżoraczki, skleryty strzykw, a także
palinom orfy (Zawidzka, 1971; Gaździcki & Zawidzka, 1973; Fjałkow ska & Uchman, 1993; Ruckwied i in., 2004;
Szulc i in., 2004). G rupą o znaczeniu stratygraficznym są konodonty, które w skazują na interwał czasowy obej
m ujący górny anizyk i dolny ladyn (Zawidzka, 1972; Mel- lo iin ., 1993; B rühw ileriin., 2007). Sedymentacja wapieni z Reifling była zw iązana ze środow iskiem basenowym , ale palinofacje i redeponowane bioklasty w skazują na pochodzenie m ateriału ze środowiska płytkomorskiego (Ruckwied i in., 2004; Szulc i in., 2004).
W arstw y z P a rtn a c h . W arstwy z Partnach występują jako kilkumetrowej miąższości przeławicenia osadów siliko- klastycznych w obrębie wapieni z Reifling. Ich sum aryczna miąższość nie przekracza 10 m. Sąto oliwkowoszare mułowce m argliste i margle z uw ęglonym detrytusem roślinnym.
Zaw ierają liczne skamieniałości, wśród których opisano:
amonity, łodziki, małże, otwornice, małżoraczki, holoturie,
igły gąbek, krynoidy i fragmenty jeżowców (Gaździcki & Za
widzka, 1973; Kotański, 1973, 1974; A lexandrowicz &
Szewczyk, 1981; Mello i in., 1993). Znaleziono w nich też szczątki płaza tarczogłowego (Kotański, 1996; M aryańska
& Shishkin, 1996). W odsłonięciach w dolinie W ielkich Korycisk widać jedynie skraj litosom u warstw z Partnach, zazębiający się z wapieniami z Reifling. Zasadniczy litosom, prawdopodobnie m łodszy (w A lpach sięga do dolnego kar
niku), je st zredukowany tektonicznie lub znajduje się pod nasunięciem jednostki Korycisk. Nie można też wykluczyć, że nie był on nigdy rozwinięty na obszarze analizowanego ba
senu sedymentacyjnego. Według Szulca i in. (2004) wapienie z Reifling wraz z warstwami z Partnach przechodzą w dolo
m ity z W etterstein, a w obrębie interw ału przejściowego (kilka metrów), występują już ladyńskie sporomorfy i tufity, których wiek radiometryczny określono na 115 mln lat (Wol
ska i in., 2002). W artości te odnoszą się jednak do epizodu hydroterm alnego podgrzania tego kom p lek su skalnego
190
[mln lat]
[ma]
195
200
205
210
215
220
225
230
235
240
245
t/i t/i CZ «O
■— TO
i - oa S° CŁ.
=5
-199,6—
-203Q6-
o o
— 216,5—
w.Sic z co ' Z **
-t—• t o
■o-«
o [==
« i
-1 8 9 ,6 -
-196,5-
- 2 2 8 ,0 -
— 237,0—
-245,0-
łuska Furkaski Furkaska Thrust Slice
łuska Siwej Wody Siwa Woda Thrust Slice
formacja norowicka pNoroyicaFormation" i " Tj
1 ? 1 ? 1 i?2 0 |m 1 ? 1 ?!-
i n n n n n
□ L B J Ö I 'w j C i I □ 1 □
ii",, n~,,Jn ~ ~rr ~T"ir ~ ir: ti~,~ n~
dolomifrgłównyT T
ćHaufJtdolomite 6 ? 1 0 b -2 0 b m ć
j i : jl: u.. u :ji : jl _ jl : n.. o. .u: jl . jl : ji
wapienie z Reifling ? Reifling Limestone ■
40-55 m w-wy z Partnach Partnach Beds
5-10 m
11 11 11 11 11 ii ii ii ii ii ii ii ii ii O u 11 11 [p-sLgo o a g'C) gp ■
dolomity z Ramsau -Ramsau Dolomite ~
?<50 m
łuska Korycisk Koryciska Thrust Slice
- r f I ''» P n i □ j a""j □ \
rsnorm acjaTnorowickatrpn 1 b ■ □ n i n i r i * . n i n i n i1 c * □ 1 □ 1 □ i □ n i n1 □ I □n
NorovicaFormation
■ L9_l ■
1 ° 1 ° 1 ° ?20 m1 ° 1 ° 1 1 I gTgTdTui ü , □ I □ I D I D I
i " i r ,, n~„ n ",~rr 7, ~ir ~ i r 7 i r „ n ~„~lT ~,~ir ", i r
jiiiijul.jlz-c: u. u dolomit gtowmy,J
HauptdolomiteL f r i o o f f i o ^h „ n „ il „ u „ il „ il ,
dolomity z Ramsau Ramsau Dolomite
?<50 m
/
...11 „ 11 „ 11 „ 11 „ 11 11 „ 11 „ 11 „ 11 „ 11 „ 11 „ u „ 11 „ 11
11 11 11 11 11 11 u 11 11 11 11 11 11 11 O 11 11 11
o g n iw o w a p ie n ia m o jtin s k ie g o M ojtin Limestone Member
8 - 1 6 m
o g n iw o w a p ie n ia z S iw e j W ody Siwa Woda Limestone Member
2 - 3 m
\ w a p ie n ie doln e Low er Limestone
<2 m
dolomity z Wettersteiny Wetterstein[DolomiteL J - J ? 1 5 b :2 5 0 Im-
dolomity z Ramsau Ramsau Dolomite
?<10 m
11111111 uławicone dolomity bedded dolomites
masywne dolomity massive dolomites
‘TT -
OO go Oo go a ag
<0o ?Cio5 Poqn P
wapienie gruzłowe nodular limestones
brekcje dolomityczne dolomitic breccias
i ü i u i
I n I n I n I
mułowce margliste i margle marly mudstones and marlstones
wapienie krynoidowe crinoidal limestones
ścięcie tektoniczne tectonic truncation
. ścięcie erozyjne erosional truncation
Ryc. 2. Stratygrafia choczańskich łusek Furkaski, Siwej Wody i Korycisk
Fig. 2. Stratigraphy o f the Furkaska, Siwa Woda and Koryciska thrust slices belonging to the Choc Nappe
Ryc. 3. Odsłonięcie najwyższego triasu formacji norowiskiej w tzw. rowie grzbieto
wym w Małej Suchej Dolinie
Fig. 3. Outcrop of the uppermost Triassic o f the Norovica Formation in the so-called
“ridge trough” in the Mała Sucha Valley w fazie głębokiego pogrążenia. W niniej
szej publikacji przyjmuje się tektoniczny kontakt sukcesji Reifling-Partnach (łuska Furkaski) z dolomitami z W etterstein (łuska Korycisk).
Dolomity z W etterstein. Dolomity z Wet
terstein, zwane tradycyjnie dolom item cho- czańskim, w ystępują jedynie w łusce Kory
cisk. Są to m asywne dolom ity o miąższości rzędu 150-250 m, tworzące charakterysty
czne skałki (np. na północnych zboczach doliny Wielkie Koryciska lub szczyty Si- wiańskich Turni). Ich górna część została ścięta przez erozję paleogeńską lub póź
niejszą, toteż pierwotna m iąższość mogła być znacznie większa. Są to masywne, nie- uławicone dolomity, m iejscam i także w a
pienie, o jasnych barwach, mające cechy utworów rafow ych czy biohermalnych. D o
minującym i odm ianam i są: dolobiosparyty, dolointrasparyty oraz dolobiopelsparyty.
W niektórych partiach m ożna rozpoznać ooidy i struktury glonowo-mikrobialne (ewinosponginowe), stromatolity oraz brek- cje diagenetyczne i osadowe, w tym brekcje
związane z caliche (Iwanow & Wieczorek, 1987). Dolomity zaw ierają zróżnicowane zespoły organiczne. W dolnej czę
ści występują typowe skamieniałości organizmów rafowych
— gąbek i korali — oraz glony wapienne o m asywnych plechach (Solenoporaceae, Corallinaceae). Towarzyszą im pozostałości małży, ślimaków, amonitów, liliowców, otwornic i małżoraczków, a także onkoidy i struktury stro- m a to lito w e (K o ta ń sk i, 1973, 1974; Szulc i in., 2004).
W części stropowej natom iast stwierdzono zespoły glonów z grupy zielenic wskazujące na środowisko lagunowe. N a podstawie składu taksonomicznego, obejmującego takie gatunki jak: D iplopora annulata, Teutloporella herculea, Teutloporella tenuis, M acroporella sp., Acicularia sp., Kotański (1973) określił pozycję stratygraficzną dolom i
tów z W etterstein jako ladyn górny. W Północnych Alpach W apiennych oraz na Słowacji, jak też w nowej edycji SMGT (arkusz Kiry — G aździcka i in., 2007), w iek form a
cji z W etterstein przyjęto w przedziale: ladyn górny-karnik (fasan górny-tuw al dolny).
Sedymentacja sekwencji dolom itów z W etterstein była związana ze środowiskiem platform y węglanowej (Kotań- ski, 1985a). Początkowe stadium to prawdopodobnie skłon platfomy, na którym rozwinęły się rafy i biohermy, nato
m iast wyższe fragmenty tego kompleksu, w których dom i
nują szczątki zielenic, w skazują na środowisko sublito- ralne lub płytkiej laguny (Szulc i in., 2004).
D olom it głów ny (Hauptdolomit) występuje w łuskach F urkaski i Siwej Wody. S ukcesję tw o rz ą szare, średnio- i gruboławicowe dolom ity z przeławiceniam i ciem nosza
rych łupków ilastych. Są to dolom ikryty i dolosparyty, nie zawierające szczątków pochodzenia organicznego. Ich miąż
szość (wynikająca z intersekcji) wynosi 100-200 m. N a stokach Cisowej Turni, na zachodnim zboczu Doliny L ejo
wej wśród dolom itów w ystępują regularne przeław icenia ciem nych łupków ilastych o m iąższości do kilkudziesięciu centymetrów, świadczące o rytm icznie zm ieniających się warunkach sedymentacji. W łupkach, podobnie jak w dolo
mitach, nie znaleziono makro- ani mikroskamieniałości.
D la tych sekwencji charakterystyczna je st jednak zaw ar
tość bituminów. Pozycję stratygraficzną dolom itu głów ne
go określono jako karnik-noryk, poniew aż w ystępuje on bezpośrednio pod dobrze udokum entowanym i faunistycz
nie wapieniam i retyku.
W Północnych A lpach Wapiennych, gdzie miąższość dolom itu głównego przekracza 2000 m, wyróżniono trzy ogniwa. Przeławicenia łupków w ystępują głównie w ogni
wie środkowym, a bitum iczne lam inity algowe na pograni
czu środkowego i górnego (Tollmann, 1976).
F o rm a c ja n o row icka. U tw ory tej formacji odsłaniają się u podnóża Siwiańskich Turni w Dolinie Chocho
łowskiej (Gaździcki, 1978), w Dolinie Lejowej (Gaździcki
& M ichalik, 1980), na zboczach Cisowej Turni, w grzbie
cie oddzielającym Koziniecki Żleb od Wielkiej Suchej Doliny, na w schodnich zboczach Małej Suchej Doliny (m.in. w tzw. rowie grzbietowym) (ryc. 3). W ystępują one zarówno w łusce Furkaski, jak i Siwej Wody. Są to jasn o szare, zwięzłe wapienie mikrytowe i organodetrytyczne.
Ich m iąższość nie przekracza 20 m. W hipostratotypowym profilu pod Siwiańskimi Turniami (łuska Siwej Wody) wyróżniono trzy ogniwa: wapienie dolne (do 2 m), wapienie z Siwej Wody (2-3 m) oraz wapienie mojtińskie (8-15 m) (Gaździcki & M ichalik, 1980). Wapienie dolne to mikryty z nielicznymi, pokruszonym i szczątkami małżów, ślim a
ków i pojedynczym i otw ornicam i Glomospira. W apienie z Siwej Wody to nieco piaszczyste biopelsparyty z detrytusem krynoidow ym oraz otwornicami: Glomospira, Glomospi- rella, Trochammina, Agathammina i Nodosaria. Sporadycz
nie w ystępują tutaj glony Aciculella. Ogniwo to zawiera również najmłodsze, ostatnie w zapisie paleontologicznym konodonty M isikellaposthernsteini (ryc. 4A). Najbardziej miąższą część formacji stanowi ogniwo wapieni mojtińskich.
Są to krynoidow o-ram ienionogow e biosparyty z ooida- mi, intraklastami, otwornicam i (Involutinidae), koralami (Phacelostylophyllum robustum (ryc. 4B), Chondrocoenia schafhaeutli) (por. R oniew icz, 1974), ram ienionogam i (Rhaetina gregaria) i m ałżam i (Rhaetavicula contorta, Placunopsis alpina, Atreta intusstriata). Otwornice z rodziny Involutinidae są reprezentowane przez Triasina hantkeni (ryc. 4C) oraz Aulotortusfriedli, A. tenuis, A. tumidus i Aulo- conus perm odiscoides. Obecność w skaźnikowych kono-
dontów i otw ornic jed n o z n a c zn ie o k reśla w iek w apieni z Siwej W ody i w apieni m ojtińskich jako retyk (Gaździcki 1974, 1978, 1983; Gaździcki i in., 1979). W apienie dolne m ogą obejmować także najwyższy noryk (sewat).
W p ro filu łu sk i Siw ej W ody (M ała S ucha D olina), w w apieniach stwierdzono zespoły dobrze zachowanych korali, zawierające m.in.: Phacelostylophyllum robustum, Chondrocoenia schafhaeutli, Retiophyllia paraclathrata (zidentyfikowane przez E. Roniewicz), którym tow arzyszą liczne trochity liliowców i otwornice. Najciekawsze je d nak wydaje się znalezienie konodontów wskaźnikowych dla późnego triasu (noryku-retyku), niezm iernie rzadko w ystępujących w całej prowincji Tetydy (obecnie w opra
cowaniu przez A. Gaździckiego). Górna granica formacji norowickiej, zarówno w łusce Furkaski, ja k i łusce Siwej
Ryc. 4. Skamieniałości przewodnie formacji norowickiej (retyk)
— jednostka reglowa górna (choczańska): A — konodonty Misi- kella posthernsteini Kozur & Mock, Dolina Chochołowska (Siwiańskie Turnie); B — korale Phacelostylophyllum robustum Roniewicz, Koziniecki Żleb; C — otwornice Triasina hantkeni Majzon, Dolina Lejowa
Fig. 4. Index fossils o f the Norovica Formation — Upper Sub-Ta- tric (Choc) Unit: A — conodonts Misikella posthernsteini Kozur
& Mock; Chochołowska Valley (Siwiańskie Turnie); B — corals Phacelostylophyllum robustum Roniewicz, Koziniecki Gully;
C — foraminifers Triasina hantkeni Majzon; Lejowa Valley
Wody, m a charakter tektoniczny lub erozyjny. W polskich Tatrach, w płaszczowinie choczańskiej brak je st sedymen
tacyjnego kontaktu sukcesji późnego triasu z seriami osa
dowymi ju ry dolnej.
P ro b lem utw orów ju r y dolnej w rejonie Cisowej T u rn i
N a zachodnich zboczach D oliny Lejowej, pod Cisową Turnią (trzeci żleb od w ylotu doliny), na niewielkim obsza
rze w ystępują słabo odsłonięte lub widoczne w zwietrze- linie piaskow ce i m ułow ce zaliczane do ju ry dolnej.
Dotychczas były one traktowane jako element sukcesji osadowej płaszczowiny choczańskiej (Guzik i in., 1958;
Uchman, 2004). Ich m iąższość została oceniona na 12 m.
O dsłonięta środkowa część tych utworów (ryc. 5) ujawnia cienko- i średnioławicowe piaskowce kwarcowe przeławi- cone z szarymi mułowcami. W blokach są widoczne grube ławice piaskowców (do 40 cm m iąższości) z bioklastam i małży. W ich sąsiedztwie występują bloki ciemnych wapieni z ramienionogiem Rhaetina gregaria, reprezentujące retyk.
Now e odsłonięcia utworów dolnej ju ry stwierdzono na zboczu D oliny Lejowej pod Cisow ą Turnią, w pierwszym żlebie od ujścia doliny (ryc. 6). Pom iędzy choczańskimi dolomitami triasowymi a zlepieńcem eoceńskim występuje sukcesja osadowa, na którą składają się ciemnoszare wapienie organodetrytyczne z przeław iceniam i ciem nych łupków ilastych oraz kompleks silikoklastyczny, obejm ujący ciem noszare mułowce i cienkie ławice piaskowców kw arco
w ych o spoiwie ilasto-żelazistym, ze skamieniałością śladową
? Planolites, leżące nad wapieniami. Wapienie zawierają liczne skamieniałości: ram ienionogi (Rhaetina gregaria, R. pyriform is), fragmenty liliowców, korale, małże, ślim a
ki, a także otwornice i glony wapienne. Jedna z ławic zawiera też muszle gruboskorupowych m ałży z rodziny Megalodontidae, charakterystyczne dla formacji fatrzańskiej (Gaździcki, 1974). N a podstawie zespołu otwornic bento- sowych określono pozycję stratygraficzną tych utworów jako retyk. W centralnych Karpatach Zachodnich formacje fatrzańska i k o p ie n ie c k a o b e jm u ją serie tria su górnego i najniższej jury, w których wyróżniono trzy poziomy otwor- nicowe: poziom ścieśniony Triasina oberhauseri (noryk), poziom zespołowy Glomospirella friedli i Triasina hantkeni (retyk) oraz poziom zespołow y Ophthalm idium leischneri i O. w a lfo rd i (h e tta n g -? sy n e m u r) (G aźd zick i, 1983).
W Dolinie Lejowej podobna sukcesja osadow a występuje w jednostce reglowej dolnej (kriżniańskiej), na północno
-wschodnich zboczach Diablińca, Wierchu Kuca i Wierchu Spalenisko, gdzie osiąga miąższość rzędu 70 m.
W ciemnoszarych, bezwapnistych m ułow cach prze- ław iconych z piaskowcam i kwarcowymi, występujących powyżej sukcesji w ieku retyckiego, stwierdzono zróżni
cowane taksonom icznie zespoły palinomorf. Badania pa- linologiczne zostały w ykonane przez M. W aksm undzką z Państw ow ego Instytutu G eologicznego w W arszawie.
W najniższej części profilu, w pobliżu kontaktu z wapieniami retyku, stwierdzono występowanie: Platysaccuspapilionis, D ictyophillites mortoni, Trachysaccus fuscus, Podocarpi- dites nitidus, Ovalipollis ovalis i Chordasporites platysac
cus. W w yższych w arstw ach spektrum je st nieco uboższe, lecz pojaw iają się inne gatunki, w tym: Leptolepidites reis- singeri, Triancoraesporites communis. Skład taksono
m iczny zespołów palinom orf potw ierdził wczesnojurajski wiek osadów. Bogate spektrum palinologiczne — mikro- spory (także w tetradach), ziarna pyłku oraz tkanki roślinne
— wskazuje na płytkom orskie środowisko sedymentacji, które m ożna określić jako przybrzeże. N a tej podstawie
Ryc. 5. Profl formacji kopienieckiej na wschodnim stoku Cisowej Turni Fig. 5. Section o f the Kopieniec For
mation on the eastern slope o f Ciso
wa Turnia Mt.
om aw ianą sukcesję zaliczono do formacji kopienieckiej (dawne w arstw y gresteńskie), w płaszczowinie reglowej dolnej (kriżniańskiej) reprezentującej hetang-synemur dolny (por. Gaździcki i in., 2006). U tw ory takie nie w ystępują nigdzie w płaszczow inach pochodzących z obszaru Hroni- cum (tj. choczańskich), zarówno w Tatrach, jak i w innych m asyw ach centralnych K arpat Zachodnich.
Nowy o b ra z k arto g raficzn y
N a arkuszu Kiry najnowszej edycji SMGT (Gaździcka i in., 2007) przedstawiono interpretację strukturalną obszaru położonego między dolinami Lejow ą a Chochołowską, uw zględniającą zarówno w yniki badań opublikow a
nych od czasu poprzedniego wydania m apy (Guzik &
Guzik, 1958; Guzik i in., 1958),jakiwykonanychwostat- nich latach dla potrzeb kartografii. N a badanym obszarze wyróżniono trzy jednostki tektoniczne: łuskę Furkaski, łuskę Siwej Wody oraz łuskę Korycisk. W now ym uję
ciu łuska Siwej Wody jest częścią dawnej jednostki Siwej Wody o charakterze płaszczow iny cząstkowej.
Pozostała dolna część dawnej jednostki Siwej Wody została zaliczona do łuski Furkaski (ryc. 7).
Najniższe położenie w płaszczowinie reglowej dolnej (choczańskiej) zajmuje łuska Furkaski, która ścina pła- szczowinę cząstkow ą Bobrowca. Tworzy j ą głównie sukcesja triasu środkowego: dolomity z Ramsau, wapienie z Reifling i w arstwy z Partnach, występujące przede w szystkim na zachód od Doliny Chochołowskiej. Na w schód od D oliny Chochołowskiej kontynuuje się ona w stronę Doliny Lejowej, lecz powyżej dolomitów z Ram
sau występuje dolom it główny. Brak wapieni z Reifling i w arstw z Partnach w tym rejonie pozostaje proble
mem nierozwiązanym (por. rozdział: Litostratygrafia).
N a łuskę Furkaski nasunięta je st łuska Siwej Wody, zbudowana głównie z serii triasu górnego — dolomitu głównego i formacji norowickiej. W łączono do niej także pakiet dolom itów z Ramsau, w ystępujących m ię
dzy D oliną Chochołowską a W ielką Suchą Doliną.
Najwyższym elementem strukturalnym jest łuska
Korycisk, utw orzona z potężnego kom pleksu dolom itów z Wetterstein. W ystępuje ona głównie na zachodnim zboczu Doliny Chochołowskiej, lecz zachowała się także w postaci czapek tektonicznych na Cisowej Turni i na wschodnim zboczu D oliny Chochołowskiej — naprzeciwko W ielkich Korycisk i u wylotu Wielkiej Suchej Doliny. Dolomit z Wetter
stein w czasie fałdowań został odkłuty i nasunął się nieza
leżnie od pozostałych sekwencji choczańskich, porywając w części spągowej niewielkie fragmenty dolomitów z Ram
sau, które m ożna obserw ow ać pod Siw iańskim i Turniam i i na zachodnim zboczu Cisowej Turni. Kovac i Havrila (1998) podobnie zinterpretowali budow ę strukturalną płaszczo- w iny choczańskiej w innych masywach centralnych Karpat Zachodnich (w Małej Fatrze, N iskich Tatrach i Choczań- skich W ierchach). Autorzy ci uważają, że podczas trans
portu tektonicznego sukcesje platform ow e i basenowe Hronicum (m.in. Czarnego i Białego W agu) uległy dezin
tegracji i dziś tw orzą płaszczow iny cząstkowe.
Cisow a Turnia to obszar o bardzo skomplikowanej budowie tektonicznej. U jej podnóża w Dolinie Lejowej przebiega nasunięcie płaszczowiny reglowej górnej (cho- czańskiej), spod którego w południowej części ukazuje się kreda dolna — berias w facji biancone, reprezentujący formację z Ośnicy (Pszczółkowski, 1996; Grabowski &
Pszczółkowski, 2006). Południowo-wschodnie zbocze Ciso
wej Turni, zbudowane z dolom itu głównego, Guzik (1959) zaliczył do jednostki Furkaski, natom iast Kotański (1973) do jednostki Siwej Wody. N a dolomitach zalegają wapienie formacji norowickiej. Z ogniwa wapieni m ojtińskich, nale
żących do tej formacji, jest zbudowany rząd skałek w połowie wschodniego zbocza, a szczyt Cisowej Turni — z jasnych, gruboławicow ych dolom itów z Wetterstein, tw orzących czapkę tektoniczną łuski Korycisk. N a wschodnim zboczu Cisowej Turni występuje też sukcesja osadow a reprezen
tująca formacje fatrzańskąi kopieniecką, pochodzące z obsza
ru Fatricum (płaszczowina reglow a dolna). Sekwencje te stanowią niezależny element strukturalny — łuskę kriżniań- ską zaklinowaną pomiędzy choczańskimi łuskami Furkaski
Ryc. 6. Odsłonięcie mułowców formacji kopienieckiej w żlebie pod Cisową Turnią
Fig. 6. Outcrop of the Kopieniec Formation in a gully below Cisowa Turnia Mt.
Ryc. 7. Mapa geologiczna obszaru badań (na podstawie Gaździckiej i in., 2007). Lokalizacja — zob. ryc. 1 Fig. 7. Geological map o f the study area (based on Gaździcka et al., 2007). For location see Fig. 1
i Siwej W ody (porwak tektoniczny z obszaru kriżniańskie- go), dla której zaproponowano nazw ę łuska Pod Cisow ą (ryc. 7). N ie je st to w Tatrach sytuacja odosobniona. N a przykład pochodząca z obszaru wierchowego skałka N ie
dźwiedź je st zaklinowana w utw orach reglow ych m iędzy D oliną M iętusią i D oliną Małej Ł ąki (Zawidzka, 1967).
W grzbiecie Cisowej Turni, na północ od skałki z dolomitów W etterstein, ja k też na zachodnim zboczu ukazują się szare wapienie formacji norowickiej należące do łuski Siwej Wody. Skomplikowana budow a tektoniczna tego obszaru sprawia, że na małej przestrzeni w ystępują obok siebie serie w ieku retyckiego reprezentujące obie płaszczowiny reglowe: kriżniańską i choczańską, pochodzące z dwóch różnych stref facjalnych: Fatricum i Hronicum.
L ite ra tu ra
A L E X A N D R O W IC Z S.W. & SZE W C Z Y K E. 1981 — O tw ornice m ar- gli anizyku jed n o stk i F urkaski w T atrach Z achodnich. Biul. Inst. Geol., 3 3 1 :1 2 3 -1 3 9 .
A N D R U SO V D. 1936a — S ubdivison des nappes subtatriques sur la v ersant n o rd de la H aute Tatra. Bull. A ss. R usse rech. Sci. Prague, 4 (9), 23: 125-134.
A NdRU SO V D. 1936b — Subtatranske prikrovy zapadnich K arpat.
C arpathica, 1: 3 -5 0 .
BAC-M OSZA SZW ILI M ., BURCHAR DT J., G ŁA ZEK J., IW A N O W A ., JA R O S Z E W S K I W ., K O T A Ń S K I Z ., L E F E L D J., M A S T E L L A L., O ZIM K O W SK I W., RO N IEW IC Z P., SK U PIŃ SK I A. & W ESTW ALE- W IC Z -M O G IL S K A E. 1979 — M apa geologiczna Tatr Polskich, 1 : 30 000. W yd. G eol. W arszawa.
B R Ü H W IL E R T., H O C H U LI P. A ., M U N D IL R., SCHATZ W. &
B R A C K P. 2007 — B io- and chronostratigraphy o f th e M iddle Triassic R eifling Form ation o f th e w esternm ost N o rthern C alcareous A lps.
Sw iss J. G eosci., 100: 4 4 3 -4 5 5 .
F IJA Ł K O W S K A A. & U C H M A N A . 1993 — N ow e dane do palino- logii tria su Tatr Polskich. Prz. G eol., 41: 3 7 3 -3 7 5 .
G A Ź D Z IC K A E ., B A C -M O S Z A S Z W IL I M ., Z IM N A L Z ., M A R C I- N IE C P, N E SC IE R U K P., PIO TR O W SK A K. & W A SILU K R. 2007 — Szczegółowa m apa geologiczna Tatr, 1 : 10 000. A rkusz Kiry. Państwowy Instytut G eologiczny, W arszaw a.
G A Ź D ZIC K I A . 1974 — R haetian m icrofacies, stratigraphy and facies developm ent in the Tatra M ts. A cta G eol. Pol., 24: 17-96.
G A Ź D ZIC K I A . 1978 — C onodonts of th e genus M isikella K ozur and M ock, 1974 fro m th e R haetian o f the Tatra M ts (W est C arpathians).
A cta Palaeont. Pol., 23: 3 4 1 -3 5 0 .
G A Ź D ZIC K I A . 1983 — F oram inifers and biostratigraphy of U pper T riassic and L ow er Jurassic of the Slovakian and Polish C arpathians.
Palaeont. P olon., 44: 109-169.
G A Ź D ZIC K I A . & M IC H A L IK J. 1980 — U pperm ost T riassic sequen
ce of th e C hoc nappe (H ronic) in th e W est C arpathians of Slovakia and Poland. A cta G eol. Pol., 30: 6 1 -7 6 .
GAŹDZICKI A. & M ICHALIK J. 1985 — Odpowiedź na artykuł Z. Kotań- skiego Jeszcze raz opłaszczowinie strażowskiej w Tatrach. Prz. Geol., 33: 628.
G A Ź D ZIC K I A ., M IC H A LIK J., P LA N D ER O V A E. & SY K O R A M.
1979 — A n U p p er T riassic-L o w e r Jurassic sequence in the K rizna nappe (W est Tatra M ts, W est C arpathians, C zechoslovakia). Z apadne K arpaty, Ser. G eol., 5: 119-148.
G A Ź D ZIC K I A ., W A K SM U N D ZK A M. & H O Ł D A -M IC H A L SK A A.
2006 — R haetian/H ettangian palynom orphs o f the Tatra M ountains (W est C arpathians). Vol. Jur., 4: 2 8 0 -2 8 1 .
G A ŹD ZICK I A. & ZA W ID ZK A K. 1973 — Triassic foram inifer assem blages in the Choc nappe o f the Tatra Mts. A cta Geol. Pol., 23: 4 8 3 ^ 9 0 . G R A B O W S K I J. & P S Z C Z Ó Ł K O W S K I A . 2 0 0 6 — G ó rn y ty to n i b erias w p łaszczow inie reglow ej dolnej Tatr Z achodnich w św ietle danych lito-, bio- i m agnetostratygraficznych. Prz. G eol., 54: 8 7 0-877.
GUZIK K. 1959 — Przewodnie rysy stratygrafii triasu serii reglowej górnej (choczańskiej) w T atrach Z achodnich. Biul. Inst. Geol. 149:183-186.
G U Z IK K. & G U Z IK S. 1958 — M apa geologiczna Tatr Polskich, 1 : 10 000. A rkusz F urkaska. Instytut G eologiczny, W arszaw a.
G U Z IK K., G U Z IK S. & SO K O ŁO W SK I S. 1958 — M apa geologiczna Tatr P olskich, 1 : 10 000. A rkusz H ruby R egiel. Instytut G eologiczny, W arszaw a.
IW A N O W A. & W IE C Z O R E K J. 1987 — P roblem n ajw yższych je d no stek tektonicznych w Tatrach. Prz. G eol., 35: 5 2 5-528.
K O TA Ń SK I Z. 1973 — U pper and m iddle subtatric nappes in the Tatra M ts. Bull. A cad. Pol. Sci., Ser. Sci. Terre, 21: 7 5 - 8 3 .
K O TA Ń SK I Z. 1974 — A m m onites, nautiloids and daonelles from the upper subtatric Triassic in the Tatra Mts. Rocz. Pol. Tow. Geol., 43: 439^451.
K O T A Ń S K I Z . 1985a — Je szcz e ra z o p ła sz c z o w in ie strażo w sk iej w Tatrach. Cz. I. Prz. G eol., 33: 5 4 7-553.
K O T A Ń S K I Z . 1985b — Je szcz e ra z o p ła s z c z o w in ie strażo w sk iej w Tatrach. Cz. II. Prz. G eol., 33: 6 2 1 - 628.
KO TA Ń SK I Z. 1996 — H istory o f discovery and age o f labyrintodont rem ains in th e Tatra M ts, Poland. Pr. M uz. Z iem i, 43: 47 -5 2 . KOVAC P. & H A V R IL A M . 1998 — Inner structure o f H ronicum . Slovak Geol. M ag., 4: 2 7 5 -2 8 0 .
LEXA J., BEZA K V., ELECKO M ., M ELLO J., PO LA K M., POTFAJ M.
& V O Z A R J. (eds.) 2000 — G eological m ap o f W estern Carpathians and adjacent areas, 1 : 500 000. Geological Survey o f Slovak Republic, Bratislava.
M A H EL’ M. 1986 — Chocske pohorie. [W:] M ahel’ M. (ed.) G eologicka sta v b a c s. K arpat 1. P aleoalpinske jednotky. Veda, Bratislava: 3 9 6 -397.
MARYAŃSKA T. & SHISH KIN M. 1996 — N ew cyclotosaurid (Am phi
bia: T em nospondyli) from th e M iddle Triassic o f P oland an d som e p ro
blem s o f interrelationships o f capitosauroids. Pr. Muz. Ziem i, 43: 53-83.
M A TEJK A A. 1927 — G eologicke studie z okoli R uzom berka na Slovensku. Sbor. St. G eol. Ü st. Cs. R epubl., 7: 5 2 9 -617.
M ELLO J., FILO I., KOVAC P., HAVRILA M ., HÓ K J., SIRANOVA Z., ZEC O V A K., POTFAJ M ., PEV N Y J. & SA M U EL O. 1993 — Chocske Vrchy. [W:] G ross P. i in. (red.) G eológia ju zn ej a vychodnej Oravy.
G eologicky ustav D ionyza Stura, Bratislava.
M ELLO J. & W IE C Z O R E K J. 1993 — C hocsky p rikrov (H ronicum ).
[W:] N em cok J. (red.) V ysvetlivky k u gologickej m ape Tatier, 1 : 50 000. G eologicky Ü stav D ionyza Stura, Bratislava: 50 -5 7 . M IC H A LIK J. & G A Ź D ZIC K I A . 1980 — C zy w T atrach je s t p łasz
czow ina strażow ska? Prz. G eol., 28: 6 1 6-619.
M IC H A LIK J. & G A Ź D ZIC K I A . 1983 — Stratigraphic and environ
m ental correlations in th e F atra an d N o rovica Form ation (U pper T rias
sic, W estern C arpathians). Schrift. Erdw iss. K om m ., 5: 2 6 7-276.
N EM CO K J, BEZA K V., BIELY A., GOREK A , GROSS P., HALOUZKA R., JA N A K M ., K A H A N S., K O TA Ń SK I Z., L EFELD J., M ELLO J., R EICH W A LD ER P., R Ą C ZK O W SK I W., R O N IE W IC Z P., RY K A W., W IE C Z O R E K J. & Z E L M A N J. 1994 — G eologicka m apa Tatier,
1 : 50 000. G eologicky ustav D ionyza Stura, Bratislava.
P SZC ZÓ Ł K O W SK I A . 1996 — C alpionellid stratigraphy o f the Titho- nian-B erriasian pelagic lim estones in the Tatra M ts. (W estern C arpa
thians). Stud. G eol. Pol., 109: 103-130.
R O N IE W IC Z E. 1974 — R haetian corals o f th e Tatra M ts. A cta Geol.
Pol., 24: 9 7 -116.
RU C K W IED K ., G Ö TZ A .E. & SZU LC J. 2004 — P alynofacies p a t
terns o f M iddle Triassic carbonate series o f the H ronicum B asin (Tatra M ts., S Poland): clue to reconstruction o f eustatic history. [In:]
K ędzierski M ., L eszczyński S. & U chm an A. (red.) G eologia Tatr.
P onadregionalny kontekst sedym entologiczny. P olska K onferencja Sedym entologiczna. V III K rajow e Spotkanie Sedym entologów . Z ak o pane, 21-24.06.2004. Polskie Towarzystwo G eologiczne, Kraków: 117.
STU R D. 1868 — B ericht über die geologische A ufnahm e im oberen W aag- u n d G ranthale. Jb. G eol. Reichsanst. (W ien), 18: 3 3 7 -4 2 6 . SZU LC J., G Ö TZ A ., K U R C G. & R U C K V IED K. 2004 — B atym etria i ew olucja basenu H ronicum w triasie środkow ym n a przykładzie p ro filu W ielkich i M ałych K orycisk (Tatry Polskie). [W:] K ędzierski M., L eszczyński S. & U chm an A. (red.) G eologia Tatr. P onadregionalny kontekst sedym enologiczny. P olska K onferencja Sedym entologiczna.
V III K rajow e S potkanie Sedym entologów . Z akopane, 21 -2 4 .0 6 .2 0 0 4 . Polskie Tow arzystw o G eologiczne, Kraków : 55 -6 3 .
TOLLMANN A. 1976 — Analyse des klassischen nordalpinen Mesozoikums.
Stratigraphy, Fauna und Fazies der Nördlichen Kalkalpen. Deuticke, Wien.
U C H M A N A . 1988 — R ed lim estones — the youngest lithological unit o f the C hoc N appe, Tatra M ts. A nn. Soc. G eol. Pol., 58: 2 7 7 -2 8 6 . U C H M A N A . 1993 — L ow er Jurassic carbonate sedim entation contro
lled by tilted blocks in the Choc U nit in the Tatra M ts., Poland. Zen- tralbl. Geol. Paläont., 1, 7-8: 8 7 5 -883.
U C H M A N A . 2004 — Tatry, ich skały osadow e i b ad an ia sedym ento- logiczne. [W:] K ędzierski M ., Leszczyński S. & U chm an A. (red.) G eo
logia Tatr: ponadregionalny kontekst sedymenologiczny, Polska Konferencja Sedym entologiczna, V III K rajow e Spotkanie Sedym entologów . Z ak o pane, 21-24.06.2004. Polskie Towarzystwo G eologiczne, Kraków: 5-21.
U H L IG V. 1903 — B au u n d B ild der K arpathen. [In:] B au u n d Bild Ö sterreich. W ien.
W O LSK A A ., SZULC J. & K O SZO W SK A E. 2002 — K/Ar dating o f the M iddle Triassic tuffas from the Central C arpathians and its paleotectonic context. [In:] P aleogeographical, paleoecological, paleoclim atical developm ent o f C entral E urope, C zech and S lovakian P aleontological Seminary, E SSEW EC A /EED EN W orkshop, International V isegrad Fund
— Paleoclim ate W orkshop, A bstract Book, 5 -7 th June, 2002, Bratislava.
Institute o f Geology, S lovak A cadem y o f Science, Bratislava: 7 3 -7 4 . ZA W ID Z K A K. 1967 — B udow a geologiczna rejo n u Przełęczy Sywa- row ej w Tatrach Z achodnich. A cta G eol. Pol., 17: 6 2 3 -6 5 1 .
ZA W ID Z K A K. 1971 — T riassic h o lo th u rian sclerites from Tatra M ountains. A cta P alaeont. Pol., 16: 4 2 9 -4 5 0 .
ZA W ID Z K A K. 1972 — Stratigraphic po sitio n o f the Furkaska lim e
stones (C hoc nappe), the Tatra M ts. A cta G eol. Pol., 22: 4 5 9 -4 6 6 .
