WARUNKI AERODYNAMICZNE AKUMULACJI OSADÓW EOLICZNYCH NA PRZYKŁADZIE WYDMY W OKOLICY MANIEWICZ (POLESIE WOŁYŃSKIE)

Transkrypt

1 WARUNKI AERODYNAMICZNE AKUMULACJI OSADÓW EOLICZNYCH NA PRZYKŁADZIE WYDMY W OKOLICY MANIEWICZ (POLESIE WOŁYŃSKIE) Iwan Zaleski 1, Paweł Zieliński 2 1 Równieńska Espedycja Geologiczna, ul. Kurchatovа, 11, m. Rivne, 33023,Ukraina 2 Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS, al. Kraśnicka 2c,d; Lublin Wstęp Wydmy są jednym z bardziej powszechnych elementów rzeźby Polesia Wołyńskiego. Dotychczasowe opracowania miały głównie charakter przeglądowy. Podejmowały charakterystykę rozmieszczenia wydm i ich morfologii, wybranych cech teksturalnych budulca oraz określenie wieku i warunków aerodynamicznych, a w szczególności kierunku wiatrów wydmotwórczych (Tutkowskij 1909; Lencewicz 1922; Krygowski 1947). Dokonano również próby charakterystyki warunków geologicznych wpływających na akumulację eoliczną (Zaleski 2004). W ramach grantu KBN nr 2PO4E pt. Czwartorzędowa ewolucja rzeźby Polesia Lubelskiego (Polska E) i Wołyńskiego (Ukraina NW) jednym z podejmowanych zagadnień jest charakterystyka rozwoju rzeźby w warunkach peryglacjalnych. Liczne występowanie wydm na tym terenie daje możliwość szczegółowego opracowania cyklu późnovistuliańskiego, a w szczególności charakterystyki warunków klimatycznych. Wydma wałowa, położona w centralnej części Polesia Wołyńskiego (około 5 km na południe od Maniewicz, ryc.1a), dała podstawę do podjęcia próby opisu późnovistuliańskich warunków aerodynamicznych, na podstawie analizy litofacjalnej. Badania obejmowały charakterystykę litologiczną osadów budujących formę (ocenę tekstury, rejestrację struktur sedymentacyjnych, pomiary strukturalnych elementów kierunkowych) i pomiarów jej cech morfometrycznych. Dla określonych w terenie cech litofacjalnych, zapisanych zgodnie z propozycją Miall a w modyfikacji Zielińskiego (1995), zidentyfikowane zostały pierwotne środowiska sedymentacji osadów według wydzieleń Huntera (1977) i Borówki (2001). Analiza litofacjalna osadów Sytuacja morfologiczna. Badana forma, o długości około 1 km, ma generalnią orientację NE- SW. W przekroju poprzecznym zaznacza się w niewielkim stopniu asymetria stoków. Stok o orientacji NW ma nachylenie około 10-12, zaś SE W profilu podłużnym charakteryzuje się występowaniem kulminacji (do około 10 m) i przegłębień (do około 5 m), a w planie falistym przebiegiem (ryc. 1B). Cechy litologiczne. W środkowej części formy w obrębie najwyższej kulminacji znajduje się wyrobisko eksploatacyjne (ryc. 1B), w którym udokumentowano trzy serie eoliczne o odmiennych cechach litologicznych, bądź oddzielonych powierzchnią deflacyjną (fot. 1A). Dolną budują naprzemianległe warstwy piasków średnio i gruboziarnistych o poziomym warstwowaniu lub o przekątnej laminacji riplemarków wstępujących oraz pyłów i pyłów piaszczystych o laminacji

2 poziomej, smużystej lub strukturze masywnej (fot. 1C). W kierunku stropu frekwencja litofacji pylastych wyraźnie maleje. Wyjątek stanowi strop serii, zwieńczony miąższym (do 20 cm) poziomem pyłów masywnych. W tej serii udokumentowano również przewarstwienia drobnych żwirków i żwirków piaszczystych w formie soczewek lub warstw o przekątnej laminacji, rzadziej o strukturze masywnej. Orientacja strukturalnych elementów kierunkowych w piaskach wykazuje zróżnicowany kierunek (ryc. 1A). W spągu laminy przekątne zapadają się głównie w kierunku SW przy dużej zbieżności orientacji (r=0,877), zaś w stropie rozrzut kierunków jest zdecydowanie większy (r=0,449) i zaznaczają się głównie dwa ENE i SE. Drugą serię (fot. 1D) budują: w spągu piaski średnioziarniste o przekątnej laminacji riplemarków wstępujących, akcesorycznie o warstwowaniu horyzontalnym, zaś w stropie dominują piaski o przekątnym warstwowaniu rynnowym. Na serii tej w dolnej części stoku wydmy znajduje się powierzchnia topograficzna. Strukturalne elementy kierunkowe w tej serii (ryc. 1A) wykazują preferencje SE i ENE, zaś osie rynien w stropie serii mają orientacje NW-SE, przy bardzo dużej zbieżności (r=0,92). Najwyższa seria (fot. 1B) ograniczona jest do strefy grzbietowej i bezpośredniego sąsiedztwa (do około 10 m po powierzchni topograficznej). Zbudowana jest z piasków średnio i drobnoziarnistych o przekątnej laminacji riplemarków wstepujących i o przekątnym warstwowaniu tabularnym małej i średniej skali. Strukturalne elementy kierunkowe (fot. 1A) wykazują dwa wyraźnie odseparowane kierunki NNE i sektor ENE-ESE. Interpretacja. Występowanie w dolnej serii naprzemianległych litofacji piaszczystych i piaszczysto-pylastych wskazuje na zmienne warunki depozycji osadów. Litofacje pylaste (Fm, SFm, SFh, SFf) akumulowane były w rezultacie sedymentacji z zawiesiny lub/i dodatkowo z niewielkim przypowierzchniowym rytmicznym transportem (Schwan 1986). Stanowią zapis cisz lub wiatrów niewielkich prędkości do 4 m/s (Borówka 2001). Litofacje piaszczyste deponowane były w wyniku akumulacji piasku transportowanego w saltacji i trakcji, lub tzw. zawiesiny przygruntowej (Bagnold 1954, Hunter 1977, Borówka 1980, 2001). Piaski o przekątnej Ryc. 1. Szkic sytuacyjny stanowiska Maniewicze: A położenie stanowiska na tle występowania wydm na Polesiu Wołyńskim; B położenie punktów dokumentacyjnych w obrębie wydmy.

3 laminacji riplemarków wstępujących (Src) wskazują na depozycje w wyniku ruchu riplemarków (Bagnold 1954, Hunter 1977, Borówka 1980) przy prędkości wiatru 4-8 m/s (Borówka 2001). Piaski o poziomym warstwowaniu (Sh) są zapisem rozwiewania form depozycyjnych w wyniku wzrostu prędkości do m/s (Hunter 1977, Borówka 2001), zaś soczewki żwirków piaszczystych, charakterystyczne dla funkcjonowania riplemarków żwirkowych, wskazują na wzrost prędkości do 18 m/s (Fryberger i in. 1992). Strukturalne elementy kierunkowe wskazują na zmienny kierunek depozycji osadów. Dokumentowana w spągu serii południo-zachodnia orientacja strukturalnych elementów kierunkowych wskazuje na wiatry NE. Duża zbieżność orientacji może przemawiać za ich stałym kierunkiem. Stwierdzony w stropowej części duży rozrzut sugeruje zmienność przeważających kierunków wiatrów wydmotwórczych, a zwiększona frekwencja kierunku ENE i SE może wskazywać na przewagę wiatrów z NW i WSW. Efektem geomorfologicznym depozycji dolnej serii była pokrywa eoliczna. Litologia środkowej serii jest zapisem cyklów związanych ze wzrostem prędkości wiatru od depozycji przy średniej prędkości wiatru po silny (Src Sh) lub zakończony powstaniem form deflacyjnych przy prędkości wiatru przekraczającym 15 m/s (Src Sh Se). Najwyższe ogniwo drugiej serii wielozestaw rynnowy(se) wskazuje na powtarzające się regularnie silne wiatry, prowadzące do powstania rynien deflacyjnych (Borówka 2001), zaś przy spadku prędkości zapełniania ich. Orientacja strukturalnych elementów kierunkowych wskazuje, iż przy depozycji tej serii dominowały wiatry zachodnie i północo-zachodnie, przy czym, w początkowym etapie kierunek był bardziej zmienny.

4 Fot. 1. Budowa geologiczna badanej formy: A wyniki pomiarów strukturalnych elementów kierunkowych i lokalizacja fotografii na tle ogólnego widoku odsłonięcia: n liczba pomiarów, v wektor wypadkowy, r współczynnik zbieżności; B Szczegóły budowy serii górnej; C szczegóły budowy serii dolnej; D szczegóły budowy serii środkowej Depozycja drugiej serii doprowadziła do powstania formy wydmowej. Udokumentowane cechy litologiczne wskazują na depozycję w środowisku prądowym, a zatem na stoku proksymalnym. Można więc wnioskować, iż była to forma stacjonarna (Rotnicki 1970, Nowaczyk 1976). Trudnym do stwierdzenia natomiast jest typ powstałej formy. Uniemożliwia to brak dokumentacji stoku zawietrznego, w tym w szczególności pomiarów orientacji upadów lamin. Wzrost dokumentowanej prędkości wiatru ku stropowi serii, a zarazem wyraźne skupienie kierunku wiatru sugeruje powstanie form terenu, które koncentrują strumień wiatru. W przypadku powstania wydmy na względnie płaskiej powierzchni jedyną przyczyną tego faktu może być powstanie formy parabolicznej, której ramiona koncentrują strumienie powietrza powodując względny wzrost prędkości w strefie czołowej (Kádár 1966, Mc Kee 1966). Na tej podstawie można domniemywać, iż wyrobisko dokumentuje budowę strefy czołowej wydmy. Wyraźna powierzchnia deflacyjna w stropie drugiej serii, ograniczenie trzeciej serii wyłącznie do strefy grzbietowej i istnienie powierzchni reaktywacji wskazują na wyraźną zmianę warunków aerodynamicznych podczas jej akumulacji. Osady deponowane były generalnie przy średnich prędkościach wiatrów (4-8 m/s Src i 8-12 m/s Sp), z wyraźnie zaznaczających się dwóch kierunków. Średniej prędkości wiatry południowe udokumentowane głównie przez litofacje Src oraz zdecydowanie silniejszych W i WSW reprezentowane przez litofacje Sp oraz liczne powierzchnie reaktywacji są charakterystyczne dla stosunków aerodynamicznych powstania wydm podłużnych (Bagnold 1954, Tsoar 1983, 1984, Bristow i in. 2001). Można więc uznać, iż forma ta jest wydmą podłużną powstałą z przekształcenia formy parabolicznej, w rezultacie zniszczenia jej ramion i reorientacji czoła stąd zaznaczająca się w morfologii asymetria stoków.

5 Wnioski Zebrany materiał upoważnia do stwierdzenia, iż charakteryzowana wydma powstała w trzech fazach, zróżnicowanych pod względem aerodynamicznym: 1. W fazie pierwszej akumulowana była pokrywa eoliczna w wyniku średnich i słabych wiatrów, z częstymi ciszami. Początkowo dominowały stosunkowo stałe pod względem kierunku wiatry NE, później bardziej zmienne, z przeważającymi kierunkami NW i WSW. 2. W fazie drugiej, przy dominacji wiatru NW i wyraźnego wzrostu jego siły pod koniec depozycji serii powstała wydma paraboliczna. Zapis wzrostu siły oraz koncentracji kierunku wiatru może być spowodowany czynnikami lokalnymi, tj. powstania dyszy między ramionami wydmy parabolicznej. 3. W trzeciej fazie, w wyniku dwukierunkowych wiatrów: a) silnych z W i WSW prowadzących generalnie do rozwiewania lub powstania dużych form depozycyjnych (megariplemarków) oraz b) o średniej prędkości z sektora S-SSW, istniejące czoło wydmy parabolicznej zostało przekształcone w wydmę podłużną, zaś ramiona rozwiane. Literatura 1. Bagnold R. A., 1954: The physics of blown sand and desert dunes. Methuen, London; Borówka K. R., 1980: Współczesne procesy transportu i sedymentacji piasków eolicznych oraz ich uwarunkowania i skutki na obszarze wydm nadmorskich. Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej, 20; Borówka R. K., 2001: Struktura wewnętrzna wydm Łebskich jako efekt zmienności warunków meteorologicznych. (w:) Rotnicki K. (red.) Przemiany środowiska geograficznegonizin nadmorskich południowego Bałtyku w vistulianie i holocenie. Bogucki Wyd. Nauk., Poznań; Bristow C. S., Balley S. D., Lancaster N., 2000: The sedimentary structure of linear sand dunes. Nature, 406, 6791; Fryberger S. G., Hesp P., Hatings K., 1992: Aeolian graule ripple deposits, Namibia. Sedimentology, 39, 2; Hunter R. E., 1977: Basic types of stratification in small eolian dunes. Sedimentology, 24, 3; Kádár L., 1966: Az eolikus felszini formák természetes rendszere. Földrajzi Értedítő, 69; Krygowski B., 1947: Zarys geologiczno-morfologiczny południowego Polesia. Prace Komisji Matematyczno- Przyrodniczej, A, V, 1: Landsberg S. Y., 1956: The orientation of dunes in Britan and Denmark in relation to wind. Geographical Journal, 122; Lancaster N., 1980: The formation of seif dunes from barchans supporting evidence for Bagnold s model from the Namib Desert. Zeitschrift für Geomorphologie N. F., 24, 2; Lea P. D., 1990: Pleistocene periglacial aeolian deposits in southwestern Alaska: sedimentary facies and depositional processes. J. Sedim. Petrol, 60, 4; Lencewicz S., 1922: Wydmy śródlądowe Polski. Przegląd Geograficzny, 2;

6 12. Maarleveld G. C., 1964: Periglacial Pheonomena in the Netherlands during Different Parts of the Würm Time. Biuletyn Peryglacjalny, 14; McKee E. D. & Tibbits G.C., 1964: Primary structures of a seif dune and associated deposits in Libya. J. Sedim. Pertol., 34; McKee E. D., 1966: Structures of dunes at White Sands National Monument, New Mexico (and a comparison with structures of dunes from other selected areas). Sedimentology, 7, 1; Nowaczyk B., 1976: Geneza i rozwój wydm śródlądowych w zachodniej części pradoliny wrszawskoberlińskiej w świetle badań struktury, uziarnienia i stratygrafii budujących je osadów. Prace Komisji Geograficzno-Geolgicznej, PTPN, 16; Pye K., Tsoar H., 1990: Aeolian sands and dunes. The Academic division of Unwin Hyman Ltd., London. 17. Rotnicki K., 1970: Główne problemy wydm śródlądowych w Polsce w świetle badań wydmy w Węglewicach. Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej, PTPN, 11, 2; Rubin D. M., Hunter R. E., 1987: Bedform alignment in directionally varying flows. Science, 237; Schwan J., 1986: The origin of horizontal alternating bedding in Weichselian aeolian sands in Northwestern Europe. Sedimentary Geology, 49; Simpson E. L., Eriksson K. A., 1993: Thin aeolianites interbedded within a fluwial and marine succesion:early Proterozoic Whitworth Formation, Mount Isa Inlier, Australia. Sediment. Geol, 87; Tsoar H., 1983: Dynamic processes acting on longitudinal (seif) sand dune. Sedimentology, 30, 4; Tutkowskij P. A., 1909: Iskopajemyja pustyni siewiernago połuszarja. Dodatek do Ziemljewjedjenja. 23. Tsoar H., 1984: The formation of seif dunes from barchans a discussion. Zeitschrift für Geomorphologie, N.F., 28, 1; Zaleski I., 2004: Mjechanizm eoloboj akumuljacji. Wisnik Lwiwkowo Uniwjersitjetu, Sjerija gjeografićna, 30; , 25. Zieliński T., 1995: Kod litofacjalny i litogenetyczny konstrukcja i zastosowanie. (w:) Mycielska-Dowgiałło E., Rutkowski J. (red.) Badania osadów czwartorzędowych, Wybrane metody i interpretacja wyników;