Dolny mastrycht jako górna granica wieku pelagicznych margli otwornicowych jednostki czorsztyńskiej, Pieniński Pas Skałkowy

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 É O L O G I Q E D E P O L O G N E

Vol. X L VI — 3: 297—307 ' Kraków 1976

K r z y s z t o f Bi r k e n m a j e r, / i n t c n i n a Je d n o r o w s k a

DOLNY MASTRYCHT JAKO GÓRNA GRANICA WIEKU PELAGICZNYCH MARGLI OTWORNICOWYCH JEDNOSTKI

CZORSZTYŃSKIEJ, PIENIŃSKI PAS SKAŁKOWY

(2 fig., 2 tab.)

L ow er Maastrichtian as upper age limit of pelagic foraminiferal marls in the Czorsztyn succession, Pieniny Klippen Belt,

Carpathians

(2 Figs, 2 T a b s)

T r e ś ć : N a jm ło d s z y zespół o tw o rn ic o w y z ceglastoczerw on ych m a rg li (o g n iw o m a rgli z P u ste ln i) jed n ostki czorsztyńskiej okolic N o w e g o T a r g u w s k a z u je n a w ie k dolnego m astrychtu. R e w iz ja d aw n ie jszy ch oznaczeń n ie p o tw ie rd ziła obecności G l o - botruncana mayaroensis, w sk a ź n ik a górn ego m astrychtu. O m a w ia n e m a rg ie spotyka się na w tó rn y m złożu w sed ym en tacyjn ych b re k c ja c h fo rm a c ji jarm iuckiej (m a s- trycht) w n ied alek im sąsiedztwie. L u k a stratygraficzn a m iędzy o g n iw em m a rg li z P u ste ln i i fo rm a c ją ja rm u c k ą p rz y p a d a w okolicach N o w e g o T a r g u w obrąbie m astrychtu.

P R O B L E M G Ó R N E J G R A N I C Y W I E K U O S A D Ó W J E D N O S T E K S K A Ł K O W Y C H

Określenie górnej granicy wieku osadów wchodzących w skład jedno­

stek („serii” ) skałkowych umożliwia sprecyzowanie wieku luki stratygra­

ficznej spowodowanej fałdo waniami i denudacją pienińskiego pasa skał­

kowego w górnej kredzie. Luka ta ma różny zasięg w poszczególnych re­

jonach i jednostkach tektonicznych pasa skałkowego dorzecza Dunajca,, a od góry zamyka ją albo transgresywna mastrychcka formacja jarmucka,

albo też transgresywny paleogen typu magurskiego (eocen dolny) lub' podhalańskiego (eocen środkowy) (por. B i r k e n m a j e r , 1970, 1974).

Górna granica wieku sukcesji osadowej w poszczególnych górnokre- dowych jednostkach tektonicznych skałkowych doliny Dunajca przedsta­

wia się następująco (tab. 1).

1. W jednostce haligowieckiej najmłodszym rozpoznanym ogniwem stratygraficznym jest flisz formacji sromowieckiej, którego wiek prawdo­

podobnie nie przekracza granicy santonu i kampanu (por. B i r k e n m a - j e r, 1976, tab. 14).

ca-3 3 bjj'ö

5 ti 5 At ca (1,

-2

<y

Ctf '

Prł ’

p S sâ*

. f i t ? " !

p o fi fe

^ “ RSy s

&

£ s ^. M ft « £ -g ü o '2 °

aj o - g ci ï

^ c J3 .£

rrt •

'3£§>e ri £ Æoj

S.W y c_{ca o}

<h c/ï £> N3

CO

Ul(/)

W)

z 5ÜCL

_ l X

LUI

o£

&

8

aUi

JC a

3

« a

E

w c i> .o

3 5»Ul Ot V

o Ü

2^{: w}

c S >t

l/l N V) O o N

u

» O (/)

5 1

« a JC *N C

.2V) w

o k_JC

c

■a «

N o

N o

—> U N (J (/) JC -SC a o

O N

-S 13

^ «

O § u ■—

•— V) N tfl

Ï §

Z

JC a

<0

o c 3 1

a JC o. o c JC u> V) VI VI c c

o »

a a u

i. Ł.

-O œ

JC a >s

+*

o t/i c m c

-o 3

.* c

CL

0

» CL

(A (A

01U

u

D cn o o

JC 01

«n >

o o o

C OIJC

* o —

0

) o

aI o

c r

8 . 1 > u>

o W

f 8

-2 3 X (/i

i UJ CD ( j

Wł<

cn

O Ui z

cc o 1— h-<

K- XX

< o ^y

U3- t— >trtr t -

— * - tn

a ^{ol V) <}

< <

I I z <

< z

Si

iCO Z Z<

op

<<

ww

<

s<

gi

ooera:

Z>=3

z z

<

z

< <

z r

o oz z

UJ UJ

o ^<J

CD <

_i ffi

_ i

< <

Pomiedz nik Fm

— 299 —

2. W jednostce pienińskiej wiek utworów fliszowych formacji sromo­

wieckiej prawdopodobnie nie przekracza granicy santon/kampan ( B i r ­ k e n m a j e r , 1976, tab. 14) albo też sięga w obręb kampanu (por.

A l e x a n d r o w i c z , 1966, fig. 37). Według B i r k e n m a j e r a (1976) prawdopodobnie do jednostki pienińskiej należą czerwone i pstre margle piaszczyste (ponad 100 m miąższości) z wkładkami tufitów, których mi­

krofauna wskazuje na kampan, odkryte ostatnio przez W. S i k o r ę (1972;

por. także G u c w a , W i e s e r, 1972; M o r g i e l , S i k o r a , 1974) w okolicach Sromowiec Niżnych. Stosunek tych margli do formacji sro­

mowieckiej nie został wyjaśniony. Według B i r k e n m a j e r a (1976) mogą one reprezentować jednostkę litostratygraficzną wyższą od formacji sromowieckiej, odpowiadającą pstrym marglom kampanu-mastrychtu (marglom gbelańskim) Zachodniej Słowacji w ujęciu D. A n d r u s o v a i O. S a m u e l a (1973). S i k o r a (op. cit.) zalicza te margle do w y­

różnianej przez siebie „sukcesji złatniańskiej” negowanej przez K. B i r ­ k e n m a j e r a (1976).

3. W jednostkach braniskiej, niedzickiej i czertezickiej najmłodszym osadem są utwory fliszowe formacji sromowieckiej, których górna gra­

nica prawdopodobnie mieści się w obrębie kampanu. W jednostce bra­

niskiej najmłodszy zespół mikrofauny wskazuje na santon ( A l e x a n ­ d r o w i c z , 1966; A l e x a n d r o w i c z et al., 1968 a; B i r k e n m a ­ j e r , 1976). Z tej jednostki pochodzi Inoceramus balticus B ö h m ozna­

czony z formacji sromowieckiej okolic Sromowiec Wyżnich przez M K s i ą ż k i e w i c z a i F. M i t u r ę (1964). Zasięg wiekowy tego ino- cerama: górny santon—dolny mastrycht może sugerować, że flisz forma­

cji sromowieckiej przekracza granicę santon/kampan.

4. W jednostce czorsztyńskiej utwory fliszowe formacji sromowieckiej występują przede wszystkim w południowej części jednostki. Przyjmuje się, że ich górna granica mieści się w obrębie kampanu (B i r k e n m a - j er, 1963, 1976; A l e x a n d r o w i c z , 1966), ale brak na to przekony­

wających danych mikropaleontologicznyęh. Natomiast santoński wiek fli­

szu zdaje się nie budzić wątpliwości (op. cit.).

5. Do jednostki czorsztyńskiej zostały zaliczone także łupki pstre ( B i r k e n m a j e r , 1963, s. 97) odpowiadające formacji łupków z Mali­

nowej ( sensu B i r k e n m a j e r , 1976) z mikrofauną o charakterze kam- pańskim ( B i r k e n m a j e r , G e r o c h , 1961, próbka 196). Słabe odsło­

nięcia nie pozwalają na wyjaśnienie stosunku tych łupków do formacji sromowieckiej. Ich wysoka pozycja stratygraficzna mogłaby wskazywać, że nadścielają one formację sromowiecką w strefie przejściowej między facją potoku Niedziczanki i facją potoku Krętego ( sensu B i r k e n m a ­ j e r , 1963).

6. W północnej części jednostki czorsztyńskiej flisz formacji sromo­

wieckiej nie występuje w ogóle albo jest zredukowany do cienkich wkła­

dek (soczewek) w obrębie czerwonych pelagicznych margli otwornico-

wych — ogniwa margli z Pustelni (formacja margli z Jaworek) w ujęciu B i r k e n m a j e r a (1976). W pierwszych opracowaniach biostratygra- ficznych (A 1 e x a n d r o w i c z et. al., 1962, 1963; B i r k e n m a j e r , 1963) stwierdzono, że w marglach tych określanych jako „margle puchowskie” ,

„ceglastoczerwone margle globotrunkanowe” lub „margle globotrunkano- we czerwone w facji potoku Krętego” , występują zespoły mikrofauny wskazujące na piętra od turonu do kampanu górnego włącznie. W ozna­

czeniach mikropaleontologicznych ograniczano się jednak do podawania nielicznych gatunków otwornic, a w zespole określonym jako górnokam- pański (op. cit.) lub z pogranicza kampanu i mastrychtu ( A l e x a n d r o ­ w i c z , 1966) wymieniano gatunek Globotruncana mayaroensis B o 11 i, według obecnych poglądów przewodni dla najwyższego mastrychtu.

Oznaczenie tego gatunku zostało zakwestionowane ( A l e x a n d r o w i c z

et al., 1968 b, s. 90; B i r k e n m a j e r , 1970, s. 65) i zwrócono uwagę na konieczność zrewidowania wieku najmłodszego zespołu otwornicowego omawianych margli.

W I E K G Ó R N E J G R A N I C Y O G N I W A M A iR G L I Z P U S T E L N I W O K O L I C Y N O W E G O T A R G U N A P O D S T A W I E M I K R O F A U N Y

Powyższy przegląd zagadnień dotyczących górnej granicy wieku osa­

dów jednostek skałkowych wskazuje, że luka stratygraficzna jest naj­

krótsza między transgresywną molasą formacji jarmuckiej (mastrycht) a ceglastoczerwonymi marglami otwornicowymi (ogniwo margli z Pustel­

ni) północnej części jednostki czorsztyńskiej w okolicach Nowego Targu.

Z dwóch próbek margli z potoku Mały Rogoźnik (potok Skrzypny) w Za- skalu koło Szaflar (nr 301, 302 — A l e x a n d r o w i c z et al., 1962) już uprzednio podawano formy sugerujące obecność górnego kampanu i mastrychtu, w jednej z nich (nr 302), jak też z okolic Krempach ( A l e x a n d r o w i c z , 1966, fig. 27) — nawet kwestionowaną później formę górnego mastrychtu Globotruncana mayaroensis Bolli.

Dla wyjaśnienia wieku zespołów otwornicowych omawianych próbek (nr 301 i 302 — fig. 1, 2) zrewidowano poprzednie oznaczenia, ustalając pełną listę mikrofauny. Ponieważ obydwie próbki nie różniły się od siebie w sposób istotny zespołami mikrofauny, zostały one omówione łącznie.

Z e s p ó ł m i k r o f a u n y

Badane próbki (nr 301, 302) zawierają liczne zespoły małych otwornic.

W skład ich wchodzą stosunkowo najmniej liczne gatunki otwornic aglu- tynujących, jak: Gaudryina rugosa (d’Orbigny), Dorothia trochoides (Mar- sson), Tritaxia subparisiensis (Grzybowski), T. capitosa (Cushman), S p i- roplectammina baudouniana (d’Orbigny), Spiroplectammivr' jarvisi Cush­

man i Goesella rugosa (Hanzlikovä).

Fig. 1. Położenie o b sza ru p rzed staw ion ego n a fig . 2 w K a rp a ta c h (prostokąt) Fig. 1. Position of the a re a shown, in Fig. 2 in the Carpaithians (rectangle)

Fig. 2. L o k a liz a c ja b a d a n y c h p ró b e k o g n iw a m a rg li z P u ste ln i w p ien iń sk im pasie sk a łk o w y m P o ls k i (por. fig. 1). 1 — p ale o g en p łaszczow in y m a g u rsk ie j; 2 — p a le o - gen p od h alań sk i; 3 — fo rm a c ja ja rm u c k a (masitrycht); 4 — u tw o ry ju ra js k ie i k r e ­ d o w e jedn ostki m a g u rsk ie j; 5 — u tw o ry ju ra js k ie i k re d o w e serii sk ałk o w ych ; 6 — w ażn iejsze uskoki; 7 — p ółn ocn a i p o łu d n io w a g ran ic a pieniń sk iego p asa s k a ł­

k o w e g o ; 8 — lo k a liza c ja p r ó b e k 301 i 302 z n ajw y ż sze j części o g n iw a m a rg li z P u ste ln i

F ig. 2. L ocation o f in vestigated sam ples of the P u ste ln ia M a r l M e m b e r in the P ie ­ n in y K lip p e n B e it o f P o la n d (cf. F ig. 1). 1 — P a la e o g e n e of the M a g u r a N a p p e ; 2 — P o d h a le (In n er C a rp a th ia n ) P a la e o g e n e ; 3 — J arm u ta F o rm a tio n (M a a s tric h - tian ); 4 — Jurassic a n d C retaceous of the M a g u r a Succession; 5 — J urassic a n d C retaceous o f the K lip p e n Successions; 6 — m ore im p ortan t fau lts; 7 — n orth ern and southern lim its o f the P ie n in y K lip p e n B e lt; 8 — location o f sam ples fro m the

u p p erm o st p a rt o f the P u ste ln ia M a r l M e m b e r (N o s 301, 302)

Nieco liczniejsze są okazy otwornic wapiennoskorupowych bentonicz- nych z gatunkami: Lagena vulgaris Williamson, L. apiculata Reuss, D en ta - lina oligostegia Reuss, Nodosaria limbata (d’Orbigny), Fissurina orbignya- na Sequenza, Aragonia trinitatensis (Cushman et Jarvis), A. velascoensis

(Cushman), Eponides praemegastomus Mjatliuk, E. subcandidulus (Grzy­

bowski), E. lotus (Schwager), Bolivinoides draco miliaris Hiltermann et Koch, Gyroidinoides globosus (Hagenow), Globorotalites micheliniana

(d’Orbigny), Quadrimorphina allomorphinoides (Reuss), Heterolepa spar- ksi (White i Stensioeina pommerana Brotzen.

Nieliczne są formy wapieninoskorupowe planktoniczne z gatunkami:

Heterohelix globulosa (Ehrenberg), H. striata (Ehrenberg), P ra eglobotru n - cana citae Bolii, P. havanensis (Voorvijk), Globigerinelloides aspera

(Ehrenberg) i G. biforaminata (Hofker).

Bardzo licznie występują gatunki wapiennoskorupowe planktoniczne z rodzaju Globotruncana, które dla celów stratygraficznych stanowią ma­

teriał najcenniejszy. Wiele spośród znajdujących się w zespole okazów wykazuje silne zniszczenie, co utrudnia oznaczenie gatunku. Wśród oka­

zów dobrze zachowanych wyróżniono następujące gatunki: G lo b o tr u n ­ cana stuarti (Lapparent), G. stuartiformis Dalbiez, G. caliciformis (Lappa­

rent), G. contusa scutilla Gandolfi, G. rosetta Carsey, G. fornicata Plum­

mer, G. linneiana linneiana (d’Orbigny), G. linneiana tricarinata (Que- reau), G. linneiana bulloides Vogler, G. area. Cushman i G. conica White.

W i e k m i k r o f a u n y

V

Wymienione wyżej gatunki, dzięki znanym zasięgom występowania pozwalają okreśrlić wiek badanych warstw. Ilustruje to tabela 2, w której zastosowano podział stratygraficzny kampanu i mastrychtu przyjęty przez P o s t u m ę (1971), a zasięgi poszczególnych gatunków odnotowano z prac B a n d y ’ e g o (1967), B o l l i ’ e g o (1957), H e r m a (1962) i P o s t r u m y (1971).

Według danych zamieszczonych w pracach wyżej wymienionych au­

torów, gatunki Globotruncana contusa scutilla Gandolfi, G. fornicata Plu­

mmer, G. linneiana linneiana (d’Orbigny), G. linneiana tricarinata (Que- reau) i G. linneiana bulloides Vogler nie są znane z warstw młodszych niż dolny mastrycht. Gatunek Globotruncana stuarti (Lapparent), J. A. Po- stuma — podobnie jak wielu innych autorów — uważa za formę prze­

wodnią wyłącznie dla warstw mastrychtu.

Zatem wiek badanych margli wyznacza górna granica występowania pięciu poprzednio wymienionych gatunków i dolna granica występowania gatunku wymienionego ostatnio — jest nion dolny mastrycht.

Gatunki ważne stratygraficznie występują również wśród okazów otwornic wapiennoskorupowych .bentonicznych. Są to gatunki B o livin o ï- des draco miliaris Hilterrńann et Koch oraz Heterolepa sparksi (White).

— 303 —

Z asię g, stratygraficzn y igloibotmunikan oznaczonych z n ajw y ż sze j części o g n iw a m a rg li z Pustelni. Podiział straty g rafic zn y w e d łu g P o s t u m y (1971). Z a s ię g i poszczególnych g a tu n k ó w w e d łu g B a n d y ’ego (1967), B o l l i ’ego (1957), H e r m a (1962) i P o s t u m y (1971)

S tra tig ra p h ic a l ra n g e s o f G lo b o tru n c a nas determ ined fro m the up p erm ost p a rt o f the P u steln ia M a r l M em b e r. S tra tig ra p h ic a l subdivision a fte r P o s t u m a (1971).

S tra tig ra p h ic a l ran ges o f p a rtic u la r species after B a n d y (1967). B o l l ’i (1957), H e r m (1962) an d P o s t u m a (1971)

Tabela (Table) 2

*

k a m f a n

CAMPAN IAN o

(D c ro

röä

° D

s i

O o a oO -i

D C D o

a

MASTRVCHT MAASTRICHT-

IAN o

in c ro

CÄ

~ oZJ

3 ° in

O û cr

O o

=3u i c

w rj

<x> o

=3 0 13 D

o o

3 ? " 0

D 2 -

< N o

O c

-1 Z) O N

2 o 2 --

<0 o

=> 3 m O

ę n . p Ul

P IÇ T R 0 - S T A G E

G. s tu a r ti (Lapparent) G. s tu a rtifo rm is Dalbiez G. contusa scutilla Gandolfi G. fornicata Plummer

G. linneiana linneiana (d’ Orbigny) G. linneiana tric a rin a ta (Giuereau) G. linneiana bulloides Vogler G. ro s e tta C arsey

G.arca C ushm an

G. ca lic ifo rm is (Lapparent) G. conica White

Gatunek Heterolepa sparksi (White) zmany jest z warsttw mastrychtu i paleocenu, między innymi z mastrychtu Karpat czechosłowackich (H a n z 1 i k o v â 1972). Bolivinoides draco miliaris Hiltermann et Koch jest formą przewodnią dla warstw górnego kampanu i dolnego mastrych­

tu (H i 11 e r m a n n 1963).

Powyższe dane dają podstawę do stwierdzenia, że górną granicą ogni­

wa margli z Pustelni w okolicy Nowego Targu jest dolny mastrycht.

U W A G I K O Ń C O W E

Rewizja zespołów otwornicowyeh z tych samych próbek, z których uprzednio podawano najmłodszy zespół mikrofauny ceglastoczerwonych margli globotrunkanowych (ogniwa margli z Pustelni) jednostki czorsztyń­

skiej, nie potwierdziła Obecności Globotruncana mayaroensis Bolli, wskaźnika górnego mastrychtu. Nie stwierdzono również obecności zespołu środkowego poziomu mastrychtu, tj. zony Globotruncana gansse- ri. Natomiast zbadany zespół dobrze charakteryzuje dolny mastrycht, tj.

zonę Globotruncana stuartiformis. Na tej podstawie przyjmujemy wiek dolnego mastrychtu jako górną granicę zasięgu stratygraficznego oma­

wianych margli, a zarazem górną granicę wieku osadów jednostki czorsz­

tyńskiej w jej północnej partii.

Omawiane margle globotrunkanowe (ogniwo margli z Pustelni) spo­

tyka się na wtórnym złożu w sedymentacyjnych brekcjach formacji jar- muckiej odsłoniętych zarówno w łożysku Białego Dunajca w Szaflarach, jak też w łożysku potoku Mały Rogoźnik blisko miejsc, z których po­

brano próbki margli (301, 302). Jeżeli tym brekcjom przypiszemy wiek mastrychcki, podobnie jak we wschodniej części pienińskiego pasa skał­

kowego Polski, gdzie formacja jarmucka dostarczyła mikrofauny wska­

zującej na mastrycht lub kampan górny — mastrycht (por. B i r k e n ­ m a j e r , 1965, 1976), wówczas luka stratygraficzna między ogniwem margli z Pustelni a brekcjami formacji jarmuckiej w okolicach Nowego Targu przypadnie w obrębie mastrychtu (por. tab. 1).

<K ra k ó w , sierpień 1975 r.)

P racow nia G eo lo gii M ło d y c h Struktur Z N G P A N , 31-102 K ra k ó w , Senacka 3

W Y K A Z L IT E R A T U R Y REFERENCES

A l e x a n d r o w i c z S. W. (1966), Stratygrafia środkowej i górnej kredy w polskiej części pienińskiego pasa skałkowego (Stratigraphy of the Middle and Upper Cretaceous in the Polish part of the Pieniny Klippen Belt). Zesz. Nauk. Akad.

G ó r n .-H u tn ., 157 {Rozpr., 78): 1— 142, Kraków.

A l e x a n d r o w i c z S. W., B i r k e n m a j e r K., G e r o c h S. (1962), Microfauna and age of brick-red Globotruncana marls (Püchov Marls) of the Pieniny K lip ­ pen Belt of Poland. Bull. Acad. Pol. Sei., Sér. sei. géol., géogr., 10 (2): 91— 98, Varsovie.

A l e x a n d r o w i c z S. W., B i r k e n m a j e r K., G e r o c h S. (1963), L a position stratigraphique et tectonique des marnes de Puehov dans la zone des Klippes Piénines en Pologne. Ass. Géol. K a rp a to -Balkan., V I Congr., Res. des C om m ., pp. 15— 17, Varsovie—Cracovie.

. A l e x a n d r o w i c z S. W., B ii r k e n m a j e r K., S c h e i b n e r E., S c h e i b - n e r o v â V. (1968 a), Comparison of Cretaceous stratigraphy in the Pieniny

— 305 —

K lip p e n B e lt (C arp ath ian s). I. G éo sy n c lin a l fu r r o w . Bull. Acad. Pol. Sei., Sér.

sei. géol., géogr., 16 (2): 77— 64, V a rso v ie .

A l e x a n d r o w i c z S. W. , B i r k e n m a j e r K. , S c h e i i b n e r E., S c h e i b ­ n e r o v a V . (1968 b ), C om p a riso n o f C retaceous stratigrap h y in the P ie n in y K lip p e n B e lt (C arp ath ian s). II. N o rth e rn rid ge. Bull. Acad. Pol. Sei., Sér. sei.

gétol., géogr., 16 (2): 85— 90, V a rso v ie .

A n d r u s o v D., S a m u e l O. (1973). C retaceous — P a la e o g e n e o f the W e s t C a r - patthians M ts. G u id e to E x c. E, X Congr. C a rp.-B alk a n. G eol. Ass., pip. 1— 78, B ratislav a .

B a n d y O. L . (1967), C retaceous p lan ktonie fo ra m in ife ra ! zonation. M ic ro p a l., 13 (1):

1— 27.

B i r k e n m a j e r K . (1963), S tr a ty g r a fia i p a ie o g e o g ra fia serii czorsztyńskiej p ie ­ n ińskiego p asa sk ałk o w eg o P o ls k i (S tra tig ra p h y an d p a la e o g e o g ra p h y of the Czorsztyn Series, P ie n in y K lip p e n Belt, C arpath ian s, in P o la n d ). Stud. geol. pol., 9: 1— 380, W a r s z a w a .

B i r k e n m a j e r K . (1965), Z a r y s b u d o w y geologicznej p ieniń skiego p asa s k a łk o ­ w e g o P o lsk i (O utlines of the g eo lo gy o f the P ie n in y K lip p e n B e lt o f P o la n d ).

Rocz. Pol. T ow . Geol. (A n n . Soc. Géol. P o lo g n e ), 35 (3): 327— 356, 401— 407, K r a ­ 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 pien iń sk im pasie sk a łk o w y m P o ls k i (P r e -.Eocene fo ld structures in the P ie n in y K lip p e n Belt, C arpath ian s, 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 . (1974), C a rp a th ia n M oun tain s. In : M e s o z o ic -C e n o z o ic orogenic belts — Data for orogenic studies (A . M . S pencer edit.). G eol. Soc. Spec. Publ., 4: 127— 157, E d in b u rg h — Lon d on .

B i r k e n m a j e r K . (1976), Jurassic and C retaceous lithostratiigraphic units of the P ie n in y K lip p e n Belt, C arpath ian s, P o la n d . Stud. geol. pol., 45 ( w d ru k u — in press).

B i r k e n m a j e r K. , G e r o c h S. (1961), O n the a g e o f V a rie g a te d Beds (S h a les) in the P ie n in y K lip p e n Belt, C arpath ians. Bull. Acad. Pol. Sei., Sér. sei. géol.

géogr., 9 (4): 231— 238, V a rso v ie .

B o 11 i H. M . (1957), T h e g en era Praeglobotruncana, Rotalipora, G lobotruncana, and A ba th om pha lus in the U p p e r C retaceous of T rin id a d , B. W . I. In : Studies in Foram inifera, U . S. N at. M u s. Bull., 215: 51— 59, W ash in gton .

G u c w a I., W i e s e r T. (1972), O u tw o ra ch w u lk a n o k lasty c zn y c h w okolicy S r o ­ m o w c ó w N iżn ych (pieniński pas sk ałk o w y ). K w a rt, geol., 16 (2): 490— 491, W a r ­

szawa.

H a n z l i k o v â E. (1972), C a rp a th ia n U p p e r C retaceous F oram in ifen id a o f M o ra v ia (T u ro n ia n -M a a stric h tia n ). Rozpr. Û stf. Ûst. Geol., 39: 5— 160, P ra h a .

H e r m D . (1962), Stratigrap h isch e und m ik rop aläon tologisch e U n te rsu c h u n g e n der O b e rk re id e im Lattenigebirge u n d N ie ren ta l. A b h . Bayer. Akad. Wiss., N . F., 104: 5— 119, M ünchen.

H i l t e r m a n n H . (1963), Z u r E n tw ic k lu n g d er B e n th o s-F o ra m in ife re B olivm oid es.

In : E volu tion a ry T rends in Foram inifera, pp. 198— 233. Elseviier P u b l. Co., A m ­ sterdam .

K s i ą ż k i e w i c z M. , M i t u r a F. (1964), S u r q u elq u es In oceram es de la zone de P ien in y , Bull. Acad. Pol. Sei., Sér. sei. géol., géogr., 12 (4): 267— 272, V arsovie.

M o r g i e l J., S i k o r a W . (1974), F a c je cenom anu w okolicy S ro m o w ie c N iżn y c h (pieniński p as sk ałk o w y ). K w a rt, geol., 18 (2): 439— 440, W a r s z a w a .

P o s t u m a J. A . (1971), M a n u a l of planktonie Foram inifera. E ls e v ie r P u b l. Co., A m sterd am . 420 pp.

S i k o r a W . (1972), F lisz w a p ie n n y k re d y z w k ła d k a m i sk ał w u lk a n o k lasty c zn y c h w S ro m o w c ac h N iżn ych (p ien iński pas sk a łk o w y ). K w a rt, geol., 16 (2): 493— 494, W a r s z a w a .

2 — Rocznik P o l. T o w . G eolog, z. 3

SUMM ARY

Determination of the upper age limit of marine sediments o f : the Klippen Successions allows to calculate the duration of stratigraphical hiatus at the base of transgressive Maastrichtian or Palaeogene, caused by Upper Cretaceous folding and denudation of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. This hiatus has a vertical range variable within parti­

cular stratigraphic-facial units (successions) and also varies regionally in the Pieniny Klippen Belt (see B i r k e n m a j e r , 1970, 1974, 1976).

It is shortest in the Czorsztyn Succession in the vicinity of Nowy .Targ (Figs 1, 2), between transgressive Maastrichtian molasse (Jarmuta For­

mation) and brick-red foraminiferal marls of the Pustelnia Marl Member (Jaworki Marl Formation — see B i r k e n m a j e r , 1976). Two samples from these foraminiferal marls taken at Mały Rogoźnik stream near Zaskale (Szaflary: Nos 301, 302 — see A l e x a n d r o w i c z et al., 1962) yielded microfaunas suggesting an Upper Campanian and Maastrichtian âgé. One of the samples (No 302), as well as another sample from the vicinity of Krempachy, east of Nowy Targ ( A l e x a n d r o w i c z , 1966, Fig. 27) yielded, moreover, Globotruncana mayaroensis Bolli which, by modern standards, is indicative of Upper Maastrichtian. The correct de­

termination of this species has been questioned ( A l e x a n d r o w i c z et el., 1968 b; B i r k e n m a j e r , 1970), likewise the presence of Maas­

trichtian in pelagic foraminiferal marls of the Czorsztyn Succession'was open to doubt.

The revision of microfauna from the above samples did not confirm the presence of Globotruncana mayaroensis, neither were the Upper, nor the Middle Maastrichtian indices found. The microfaunal assemblage studied is rich and consists of boith benthonic and planik tonic foraimini- fers. Arenaceous benthos is least abundant: Gaudryina rugosa (d’Orbig- ny), Dorothia trochoides (Marsson), Tritaxia subparisiensis (Grzybowski),

T. capitosa (Cushman), Spiroplectammina baudouniana (d’Orbigny), S p i- roplectammina jarvisi Cushman and Goesella rugosa (Hanzlikovà).

Calcareous benthos is more frequent; Lagena vulgaris Williamson

L. apiculata Reuss, Dentalina oligostegia Reuss, Nodosaria limbata (d’Or­

bigny), Fissurina orbignyana Sequenza, Aragonia trinitatensis (Cushman et Jarvis), A. velascoensis (Cushman), Eponides praemegastomus Mjatliuk,

E. subcandidulus (Grzybowski), E. lotus (Schwager), Bolivinoides draco miliaris Hiltermann et Koch, Gyroidinoides globosus (Hagenow), G l o b o - rotalites micheliniana (d’Orbigny), Quadrimorphina allomorphinoides

Reuss), H e t e r olepa sparksi (White) and Stensioeina pommerana Brotzen.

Uncommon are the following planktonie forms: H eteroh elix globulosa

(Ehrenberg), H. striata (Ehrenberg), P r aeglobotruncana citae BOlli, P. ha- vanensis (Voorvijk), Globigerinelloides aspera (Ehrenberg) and G. b ifo - raminata (Hofker).

— 307 —

Very common are calcareous planktonie forms of the genus G l o b o ­ truncana: Globotruncana stuarti (Lapparent), G. stuartijormis Dalbiez,

G. caliciformis (Lapparent), G. contusa scutilla Gandolfi, G. rosetta Car­

scy, G. fornicata Plummer, G. linneiana linneiana '(d’Orbigny), G. lin- neiana tricarinata (Quereau), G. linneiana bulloid.es Vogler, G. area Cush­

man and G. conica White.

The above Globotruncanas allow to determine the age of the young­

est pelagic foraminiferal marls of the Czorsztyn Succession (Pustelnia Marl Member, uppermost part) as Lower Maastrichtian, Globotruncana stuartiformis Zone (Tab. 2). The Maastrichtian age is also confirmed by the occurrence of Heterolepa sparksi (White) which is known from the Maastrichtian and Paleocene, e.g. from the Maastrichtian of Czechoslo­

vak Carpathians (H a n z 1 i k o v â, 1972).

The marls of the Pustelnia Marl Member are known as secondary deposit in sedimentary breccias of the Jarmuta Formation (Maastrichtian) exposed in the close vicinity of our foraminiferal sample sites at Szafla­

ry and Zaskale. Thus the sedimentary hiatus between the Pustelnia Marl Member and the Jarmuta Formation in the vicinity of Nowy Targ is very short, and should correspond to a middle part of the Maastricht­

ian (Tab. 1).

Institute of G eo lo gy , Polish A ca d em y of Sciences, G eological La bora tory 31-002 K ra k ó w , Senacka 3 (A u g u st, 1975)