Piotr Angiel Nr albumu ZNACZENIE WSKAŹNIKÓW MINERALOGICZNYCH W REKONSTRUKCJI KIERUNKU WIATRU W WYBRANYCH PROFILACH WYDM OKOLIC OSTROŁĘKI

Transkrypt

1 Uniwersytet Warszawski Wydział Geologii Piotr Angiel Nr albumu ZNACZENIE WSKAŹNIKÓW MINERALOGICZNYCH W REKONSTRUKCJI KIERUNKU WIATRU W WYBRANYCH PROFILACH WYDM OKOLIC OSTROŁĘKI Praca magisterska na kierunku: Geologia w zakresie: Geochemii, mineralogii i petrologii UNIWERSYTET WARSZAWSKI W YDZIAŁ GEOLOGII Praca wykonana pod kierunkiem prof. UW dr hab. Andrzeja Barczuka Instytut Geochemii, Mineralogii i Petrologii Warszawa, czerwiec 2008

2 Oświadczenie kierującego pracą Oświadczam, że niniejsza praca została przygotowana pod moim kierunkiem i stwierdzam, że spełnia warunki do przedstawienia jej w postępowaniu o nadanie tytułu zawodowego Data Podpis kierującego pracą Oświadczenie autora pracy Świadom odpowiedzialności prawnej oświadczam, że niniejsza praca dyplomowa została napisana przeze mnie samodzielnie i nie zawiera treści uzyskanych w sposób niezgodny z obowiązującymi przepisami. Oświadczam również, że przedstawiona praca nie była wcześniej przedmiotem procedur związanych z uzyskaniem tytułu zawodowego w wyższej uczelni. Oświadczam ponadto, że niniejsza wersja pracy jest identyczna z załączona wersja elektroniczną Data Podpis autora 2

3 Streszczenie Praca magisterska dotyczy rekonstrukcji środowiska sedymentacji wydm obszaru północnej części Równiny Kurpiowskiej (NE Polska). W pracy posłużono się wskaźnikami mineralogicznymi dającymi szersze możliwości interpretacyjne niż wskaźniki sedymentologiczne (Folka i Warda oraz Calieux). Wyniki analiz minerałów ciężkich pozwoliły w sposób bezpośredni i szczegółowy wnioskować na temat stopnia przekształcenia osadów. Badania objęły zmiany składu mineralnego osadów związanych ze zmianą kierunku wiania wiatru wydmotwórczego. Określono średni stopień przekształcenia piasków eolicznych podczas transportu oraz lokalne pochodzenie przewiewanego materiału. Wykazano, że zmienność wskaźników mineralogicznych nie może być łączona jedynie ze zmianami kierunku wiania wiatru. Słowa kluczowe wskaźniki mineralogiczne, minerały ciężkie, wydmy, transport eoliczny, wiatr wydmotwórczy Dziedzina pracy (kody według programu Socrates-Erasmus) Geologia Tytuł pracy w języku angielskim: Significance of mineralogical indicators of wind direction reconstruction in dunes of the Ostrołęka Region (NE Poland) 3

4 WSTĘP Badania mineralogiczne piasków eolicznych pozwalają z dużą precyzją wnioskować na temat pochodzenia i stopnia przekształcenia osadów źródłowych. Są one jedną z cenniejszych analiz wykonywanych w badaniach geologicznych skał okruchowych. Jednakże pracochłonność separacji i oznaczeń minerałów ciężkich powoduje, że obecnie metoda ta nie jest szeroko stosowana. Do osiągnięcia podobnego celu wybierane są inne, często bardzo skomplikowane i drogie metody badawcze. Tymczasem zakres informacji możliwy do uzyskania przy pomocy oznaczeń minerałów ciężkich jest bardzo szeroki. Praca stanowi autorskie podejście do tematu zmiany wskaźników mineralogicznych w profilach dwóch wydm parabolicznych z Równiny Kurpiowskiej. Ma ona odpowiedzieć na pytanie w jakim stopniu zmiana kierunku wiania wiatru powodowała przemodelowanie cech osadów eolicznych, a zatem czy na podstawie zmiany wskaźników mineralogicznych można wnioskować na temat zmiany kierunku wiania wiatru. W tym miejscu autor pracy pragnie podziękować następującym osobom: Panu profesorowi Andrzejowi Barczukowi, za podjęcie opieki nad pracą, cierpliwość w czasie nauki rozpoznawania minerałów ciężkich jak również za uwagi i konsultacje podczas opracowywania wyników badań. Pani doktor Barbarze Woronko za przejrzenie i recenzję pracy magisterskiej, liczne cenne uwagi dotyczące poszczególnych aspektów pracy. Panom magistrom Wojciechowi Mańkowskiemu oraz Grzegorzowi Markiewiczowi za pomoc w pracach terenowych. Szczególnie zaś Wojciechowi Mańskowskiemu za udostępnienie własnego samochodu do transportu próbek oraz domku letniego w Kadzidle jako bazy do prowadzenia badań. Bez tego nie byłoby możliwe przeprowadzenie badań terenowych w niezwykle urokliwym zakątku Polski jakim niewątpliwie jest Równina Kurpiowska. 4

5 1. CEL PRACY Celem niniejszej pracy jest określenie wpływu zmiany kierunku wiania wiatru na cechy mineralogiczne osadów eolicznych na przykładzie wydm Kadzidło i Długi Kąt na Równinie Kurpiowskiej. Profile wymienionych wydm poddane były wcześniej szczegółowym analizom sedymentologicznym (Mańkowski 2003). Autor pracy wybrał osady eoliczne charakteryzujące się zmiennym stopniem przekształcenia osadów przez wiatr. Wydmę w Kadzidle charakteryzuje akumulacja z jednego kierunku, natomiast w osadach wydmy w Długim Kącie zapisała się większa zmienność wiania wiatru. Wyniki badań porównano z badaniami wykonanymi wcześniej przez W. Mańkowskiego (2002): wskaźnikami sedymentologicznymi wg Folka i Warda (1957), stopniem przekształcenia ziaren frakcji kwarcowej przez procesy eoliczne według zmodyfikowanej metody Calieux (1942) oraz analizą zawartości kwarcu wykonaną pod lupą binokularową. Niniejsza praca stanowić ma uzupełnienie wcześniejszych badań sedymentologicznych o analizę minerałów ciężkich celem określenia ich przydatności (a zarazem czułości metody) do wnioskowania na temat zapisu w osadzie zmiany kierunku wiania wiatru wydmotwórczego. W przypadku stwierdzenia zmienności wskaźników mineralogicznych zależnej od kierunków wiania wiatru możliwe by było zastosowanie jej do rekonstrukcji kierunków wiania wiatru w czasie formowania się wydm. 5

6 2. METODY BADAWCZE I ICH ZASTOSOWANIE W PRACY 2.1. Badania terenowe Analizy odsłonięć, wiercenia oraz pobór próbek do analiz W trakcie badań terenowych pobrano próbki osadów eolicznych z wydm. W tym celu wybrano formy o odsłoniętych profilach, które oczyszczono, opisano, wykonano pomiary biegu i upadu lamin warstwowanych osadów. Pobrano próbki osadów ( g) reprezentujące serie o wyraźnie odmiennych kierunkach wiania wiatru. Dodatkowo przy pomocy sondy ręcznej wykonano wiercenia w osadach podłoża wydm i pobrano z nich dodatkowe próbki osadów. Pobrano 21 próbek osadów: 11 z wydmy w Kadzidle oraz 10 z wydmy w Długim Kącie Badania laboratoryjne Separacja frakcji ciężkich i lekkich Analiza minerałów ciężkich wykonywana jest przy wykorzystaniu wszechstronnych metod i w różnych przedziałach frakcji. Rozdzielenia frakcji ciężkiej i lekkiej dokonano przy użyciu bromoformu. Gęstość bromoformu, wynosząca 2.88 g/cm³, definiuje zatem granicę pomiędzy minerałami ciężkimi i lekkimi przyjętą w niniejszej pracy (Tab.1). Analizy składu mineralnego przeprowadzono w przedziale frakcji mm (2.32 Φ 3.32 Φ) ze względu na najszersze zastosowanie analizy minerałów ciężkich w tym przedziale frakcji (Mycielska-Dowgiałło 2007), istnieje zatem możliwość porównania niniejszych badań z wynikami innych badań. Minerał Gęstość Minerał Gęstość Minerał Gęstość Opal bytownit augit montmorillonit kalcyt 2,72 oliwin Zeolity anortyt diopsyd Halit muskowit ortyt phillipsyt 2,2 dolomit 2,86 tytanit Grafit 2,25 anhydryt topaz trydymit 2,27 wiwianit hipersten Gips ankeryt dysten glaukonit aragonit granaty

7 chalcedon boehmit 3 staurolit Kwarc tremolit anataz Ortoklaz aktynolit syderyt 3,96 mikroklin turmalin rutyl Illit hornblenda baryt 4,5 Chloryty andaluzyt pirotyn Albit szamozyt cyrkon Kaolinit 2,63 apatyt ilmenit oligoklaz zoizyt piryt Pyrofillit sillimanit magnetyt andezyn enstatyt monacyt labrador diaspor hematyt 5,2 Biotyt epidot kasyteryt Tab. 1. Wykaz pospolitych minerałów według wzrastającej gęstości (g/cm 3 ) (Łydka, 1985), na żółto zaznaczono minerały o gęstości większej niż bromoform (2.88 g/cm 3 ). Próbki osadów przesiano na sitach w celu wydzielenia frakcji mm, następnie osady zostały przemyte wodą destylowaną i rozdzielone pod wyciągiem, w bromoformie, cieczy o gęstości 2.88 g/cm 3. Próbki umieszczone w lejkach rozdzielczych zalano cieczą ciężką. Wykorzystując działanie siły ciężkości dokonano rozdzielenia minerałów. W efekcie minerały o większej gęstości, niż gęstość bromoformu, opadły na dno, natomiast minerały o mniejszej gęstości unosiły się na powierzchni cieczy w rozdzielaczu. Po zakończeniu rozdzielania próbki przemyto w alkoholu metylowym, aby usunąć z ziaren resztki bromoformu. Separacje przeprowadzono na 21 próbkach (Zał.1, Zał.2) Przygotowanie preparatów do analiz Piaski eoliczne reprezentujące poszczególne serie, rozdzielone na frakcję lekką i frakcję ciężką, posłużyły do wykonano preparatów. Niewielką ilość uzyskanej frakcji ziarnowej nasypano na szkiełko podstawowe i zatopiono w balsamie kanadyjskim. Preparat przykryto szkiełkiem nakrywkowym, a następnie poddano szczegółowym badaniom mikroskopowym w świetle przechodzącym. 7

8 3. PROBLEMATYKA OSADÓW EOLICZNYCH W LITERATURZE 3.1. Transport eoliczny osadu Transport eoliczny osadów przez wiatr następuje w środowiskach pustynnych, na przedpolach lodowców, plażach o dużych dostawach materiału piaszczystego przez pływy i falowanie. Mechanizm transportu osadu przez wiatr jest zagadnieniem uniwersalnym podejmowanym przez wielu badaczy zarówno w warunkach laboratoryjnych, jak i w terenie. Podrozdział stanowi przegląd zagadnień dotyczących przemieszczania osadów przez wiatr. Proces ten prowadzi bowiem do zmian uziarnienia osadu, jego wysortowania, a także przemodelowania składu mineralnego względem osadu źródłowego Warunki przemieszczania osadu Wielkość transportu eolicznego zależy od średnich prędkości wiania wiatru, rodzaju materiału źródłowego, pokrycia terenu roślinnością, oraz od wilgotności podłoża. Frakcja piaszczysta zależnie od prędkości wiania wiatru może być przemieszczana w różny sposób. Wiatr należy do najważniejszych czynników przenoszących osad. Przemieszczanie osadu i jego intensywność będzie największa gdy sprzyjać jej będą (Ritter 1996): Warunki klimatyczne: o pustynne, o małych opadach (mała wilgotność osadów); o duże prędkości wiania wiatru. Charakter materiału podłoża: o luźny osad (spoisty materiał nie będzie podlegał transportowi); o frakcji z jakiej zbudowane jest podłoże (przez wiatr transportowane są w zasadzie ziarna o średnicy do 2mm). Charakter powierzchni terenu: o braku pokrycia roślinnością (ograniczającą i stabilizującą materiał przenoszony przez wiatr); 8

9 o brak miejsc osłoniętych od wiatru (ograniczających deflację, a sprzyjających akumulacji). Charakterystyczne jest iż, przy prędkościach wiatru powyżej m/s dochodzi do nasycenia się strumienia powietrza osadem. Osad nie jest już włączany do transportu, następuje wypadanie ziaren i ich akumulacja (Mycielska-Dowgiałło i in. 2001) Pionowy profil wiatru, graniczna warstwa atmosfery Prędkość wiania wiatru nad powierzchnią terenu zmienia się wraz z wysokością. Przy powierzchni, ze względu na tarcie powierzchniowe, przeszkody terenu (charakter podłoża, pokrycie roślinnością) prędkości wiania wiatru są mniejsze, następnie gwałtownie wzrastają by powyżej osiągnąć mniej więcej stałą wartość. Strefa, w której dochodzi do spadku prędkości wiatru przy powierzchni terenu nazywana jest warstwą graniczną atmosfery. Ryc. 1. W rozwiniętej warstwie turbulenej przy powierzchni terenu profil prędkości wiatru u (z) jest logarytmiczny (Andreotti et al. 2002). Przepływ powietrza nad powierzchnią terenu ma rozkład logarytmiczny (Ryc.1). Charakter przepływu powietrza nad powierzchnią terenu warunkuje włączenie osadu do transportu. Do uruchomienia osadu dochodzi na skutek ruchu turbulentnego ruchu powietrza w najniższej części warstwy granicznej. Turbulencje wywołane są chropowatością powierzchni terenu. 9

10 Przebieg warstwy granicznej nad przeszkodami (wydmami) ma zmodyfikowany przebieg. Na warstwę graniczną składają się wówczas dwie warstwy: zewnętrzna (outer region) i wewnętrzna (inner region) (Ryc.2). Zewnętrzną charakteryzuje mały pęd turbulentny. Warstwę wewnętrzną charakteryzuje występowanie ścinania przypowierzchniowego i silnych turbulencji. Warstwa ta składa się z dwóch części: cienkiej warstwy przy powierzchni (ISL inner surface layer), w której występuje ścinanie powierzchniowe oraz wyższej warstwy naprężenia ścinającego (SSL shear stress layer), w której naprężenie ścinające zanika do granicy z warstwą zewnętrzną (outer region) (Jackson, Hunt 1975 za: Walker, Nickling 2002). Ryc. 2. Model przebiegu warstwy granicznej nad niewielkimi wydmami według teorii Jacksona i Hunta (Walker, Nickling 2002) Progowa prędkość rozpoczęcia ruchu osadów Uruchomienie ziarna wymaga większej siły wiatru, niż włączenie go do transportu, związane jest to z działaniem siły bezwładności, powodującej podtrzymanie zapoczątkowanej już saltacji (Allen, 2000). Ziarno piaszczyste leżące na płaskiej powierzchni zbudowanej z podobnej średnicy ziaren może być włączone do transportu przez wiatr dwoma drogami (Ryc.3). Pierwsza z nich to oderwanie jej na skutek działania odpowiednio dużej siły, druga na skutek uderzenia przez unoszące się już ziarno (Allen 1977). W przypadku poderwania ziarna znajdującego się w spoczynku graniczna prędkości ścinania potrzebna do włączenia do transportu opisana została przez Bagnolda w 1941, który określił, że graniczna prędkość ścinania, która uruchamia transport ziarna zmienia się wraz z pierwiastkiem kwadratowym średnicy ziarna. Jest to hydrauliczna prędkość progowa ruchu osadu (Allen 2000). 10

11 Ryc. 3. Eksperymentalnie ustalone wielkości wzbudzenia ruchu piasku kwarcowego na skutek działania wiatru; U * - prędkość ścinania, σ gęstość ziarna, D - średnica ziarna (mm); na podstawie danych K. Horikowej i W. H. Shena, uproszczone (Allen 1977). Hydrauliczna prędkość progowa (Ryc.4) charakteryzuje włączanie osadu do transportu. Zestawienie wykonane dla ziaren kwarcowych pokazuje, że minimalna wartość prędkości progowej charakteryzuje ziarna o średnicy około 0,1 mm. Materiał ten najłatwiej włączany jest do transportu. Ziarna frakcji ilastej będą równie trudno unoszone, jak materiał bardzo gruboziarnisty (Allen 1977). Ryc. 4. Hydrauliczna prędkość progowa ruchu osadu w strumieniu powietrza, wyrażona jako zależność pomiędzy progową prędkością ścinania i średnią średnicą ziaren kwarcu, wg różnych autorów (Allen 2000). 11

12 Zestawiając średnicę ziaren z prędkością wiania wiatru można określić podatność osadu na wywiewanie i określić krytyczną prędkość wiatru przy jakiej ona następuje (Tab.2). Podatność gleby Przeważające średnica ziaren (mm) Krytyczna prędkość wiatru (ms -1 ) bardzo silna 0,1-0, silna 0,05-0,1 i 0,15-0,5 4-5,5 średnia 0,01-0,05 i 0,5-1,0 5,5-7 słaba 0,005-0,01 i 1,0-2, bardzo słaba < 0,005 i > 2,0 > 10 Tab. 2. Podatność gleb na deflację, z uwzględnieniem średnicy cząstek glebowych (Zachar,1982; za Chepilem, 1945). Ziarna przenoszone przez wiatr poddawane są silnym prądom wznoszonym, a następnie opadając posiadają dużą energię kinetyczną. Włączanie ziaren do ruchu następuje w dwóch etapach (Ryc.5). W pierwszym z nich dochodzi do poderwania ziarna pod znacznym kątem, następnie ziano opada po płaskiej trajektorii. Bombardowanie podłoża wprawionymi już w ruch cząstkami osadu powoduje wybijanie innych ziaren oraz rozpraszanie energii nagromadzonej w przypowierzchniowej warstwie osadu (Allen, 2000). Ryc. 5. Ziarna w saltacji odrywają się od podłoża po stromej trajektorii i opadają asymetrycznie płaskim łukiem. Skoki saltacji l sal są około 12 do 15 razy dłuższe niż wysokość saltacji Z sal (Andreotti et al. 2002). 12

13 Rodzaje eolicznego transportu osadów Wielkość ziaren oraz ich ciężar warunkują możliwość oraz podatność na poderwanie ziaren osadu przez wiatr, wpływając tym samym na rodzaj transportu jakiemu podlegają. W sporym uproszczeniu można stwierdzić, iż ziarna większe, frakcji żwirowej, będą trudniej włączane do transportu, przemieszczanie następować będzie głównie w trakcji, ziarna frakcji piaszczystej będą włączane w transport drogą saltacji, bądź saltacji zmodyfikowanej, frakcje pylaste i ilaste ulegać będą suspensji (Tab.3). Pokrój ziaren warunkować będzie tor lotu cząstek i ich podatność na wywiewanie. Ziarna o pokroju blaszkowym ze względu na większą powierzchnię nośną łatwiej będą ulegały wynoszeniu na większe odległości niż ziarna kuliste. Dominująca frakcja Rodzaj transportu [mm] [φ] Wleczenie i toczenie powyżej 0.25 poniżej 2 Saltacja 0,125 0, Saltacja zmodyfikowana 0,074 0,125 3,75 3 Suspensja poniżej 0,074 powyżej 3,75 Tab. 3. Wielkości frakcji ulegające różnym rodzajom transportu (White, Tsoar, 1998). W przypadku minerałów ciężkich można dokonać ich podziału według ekwiwalentów hydrologicznych i aerodynamicznych (Racinowski 1995). W podziale tym minerały dzielą się na 3 grupy: minerały o ekwiwalentach wysokich (granaty, staurolity, dysteny i rutyle) trudne do wprowadzenia w ruch i łatwo deponowane, o średnich ekwiwalentach (epidoty, turmaliny, syllimanity i apatyty) oraz o niskich ekwiwalentach (amfibole, pirokseny, muskowity, chloryty, biotyty, glaukonity i andaluzyty) łatwe do wprowadzenia w ruch lecz trudno deponowane. 13

14 Saltacja Wiele modeli transportu drogą saltacji pochodzi z eksperymentów przeprowadzonych w tunelach powietrznych. Eksperymenty te pozwalają kontrolować przepływ powietrza i wielkość warstwy granicznej. Tunele nie potrafią zawrzeć całego spektrum możliwości warunków jakie mogą zaistnieć w terenie. Z najnowszych bardzo starannie opracowanych modeli, symulowanych w laboratoriach, wynika dość jasno, że turbulencje kontrolują w znaczącym, o ile nie kluczowym stopniu transport piasku w atmosferze. Eksperymenty terenowe pokazują, że inicjacja transportu eolicznego występuje w postaci wstęg, które przemieszczane są przez teren w postaci wirów przecinających warstwę graniczną i skierowanych w kierunku powierzchni terenu. Wiry te docierając do podłoża pobudzają saltację (Baas, 2007). Transport eoliczny piasku może być modelowany jako bezpośrednio odpowiedzialny za samo organizację, fraktalne opadanie wirów do podłoża w warstwie granicznej, wspólnie z gwałtownym rozpadem lub zanikiem energii saltacji na skutek działania wstęgi przemieszczającego się osadu. Jest to odmienne od tradycyjnych modeli saltacji, które zakładają, nierozłącznie jednolite i pół stabilne napięcie ścinające. Wskazuje to, iż turbulentna warstwa graniczna jest niemal w całości kontroluje transport osadów i sugeruje, że lokalne różnice jak zmienność progu przemieszczania powoduje, że efekt Owena odgrywa podrzędną rolę (Baas, 2007). Zgodnie z wyliczeniami maksymalna miąższość warstwy, w której dochodzi do saltacji jest około 10 razy większa od średniej wysokości saltacji. Związane jest to między innymi z dłuższym unoszeniem ziaren przez tzw. efekt Magnusa, podczas którego transportowane ziarno obraca się z prędkością równą nawet 1000 obrotów na sekundę (Allen, 2000). Saltacja zmodyfikowana Proces saltacji odbywa się w sposób złożony, dlatego część badaczy wyróżnia w jego obrębie saltację zmodyfikowaną. Jest to połączenie saltacji z unoszeniem w zawiesinie. Cząstki unoszone pozostają w ruchu dłużej niż w przypadku saltacji, ten rodzaj saltacji dotyczy drobniejszych frakcji niż saltacja właściwa: mm (Tab. 3). 14

15 Toczenie i pełznięcie powierzchniowe Transportowi temu podlega mała część transportowanego osadu. W momencie gdy saltacja jest dobrze rozwinięta dzięki uderzeniom przemieszczających się ziaren przemieszczaniu podlegają również ziarna, których wiatr nie jest w stanie poderwać. Dotyczy to głównie przedziału frakcji 0,5-2mm. Podkreślić należy, iż nie istnieją wyraźne granice pomiędzy wleczeniem, a saltacją oraz wleczeniem i unoszeniem (Allen 2000). Unoszenie w zawiesinie Przemieszczanie osadu w zawiesinie charakteryzuje duży zasięg przestrzenny transportu. Najdrobniejsze ziarna mogą być przemieszczane na wiele kilometrów podczas burz pyłowych na Saharze (Goudie, Middleton 2001). Na Florydzie, szczególnie w trakcie sezonu letniego notuje się spory udział pustynnego pyłu z Sahary. Ich szczegółowe badania: składu mineralnego, pierwiastkowego i cech morfologicznych ziaren, które przeprowadzono w Miami pozwoliły na bezsprzeczne ustalenie tego źródła osadów (Prospero 1999). Osady eoliczne z zawiesiny w klimacie umiarkowanym i chłodnym akumulowany były w znacznej odległości od obszarów źródłowych w postaci lessów Akumulacja piasków pokrywowych i wydm parabolicznych Zagadnienie akumulacji osadu w środowisku eolicznym ograniczone zostało do form, które stanowią przedmiot badań niniejszej pracy, a zatem wydm parabolicznych oraz piasków pokrywowych, na których rozwijały się lub na które wkraczały wydmy. W Europie Środkowej piaski pokrywowe (sand sheets) występują często na znacznych powierzchniach terenu. Charakterystyczną cechą pokryw jest brak grawitacyjnych stoków zawietrznych w osadach piasków eolicznych. Piaski pokrywowe charakteryzują się dużą zmiennością frakcji, w zakresie od bardzo drobnych piasków po piaski gruboziarniste. Osady są warstwowane horyzontalnie lub prawie horyzontalnie, ze struktur sedymentacyjnych zawierają głównie laminy riplemarkowe (Goździk 1998). 15

16 Ewolucja form wydmowych, według Izmaiłow (2001) zakłada, że początkową, inicjalną formą, były formy o kształtach prostych, przekształcane w wały podłużne lub poprzeczne. W kolejnym etapie stawały się one formami parabolicznymi lub łukowymi by w finalnym etapie ich rozwoju, na skutek rozerwania paraboli, powstała forma podłużna. Wydmy paraboliczne, powstają w warunkach klimatu półsuchego, zimnego, w miejscach gdzie stabilizuje je roślinność. Kasse (2002) podkreśla, że istnienie faz rozwoju procesów eolicznych często warunkuje w większym stopniu suchość klimatu, niż ujemne temperatury. Z kolei Tsoar i Blumberg (2002) podkreślają ważną rolę siły wiatru w formowaniu wydm. Od intensywności wiatru zależeć będzie erozja stoku dowietrznego i akumulacja na stoku dowietrznym, która warunkuje kolonizację form przez roślinność. W utrwalonych przez roślinność wydmach parabolicznych wśród struktur sedymentacyjnych znaczącą przewagę mają te, które związane są z zawietrznymi stokami wydm. Strona dowietrzna wydmy ma charakter erozyjny - akumulacja osadów następuje na niej jedynie w przypadku zastopowania transportu i ma na ogół postać cienkiej warstwy szybko niszczonej w przypadku wkroczenia na wydmę roślinności. Na stoku dowietrznym, piasek podlegający transportowi jest drobniejszy i lepiej wysortowany niż piasek zdeponowany już w tej samej pozycji na stoku. Piasek w trakcie transportu staje się grubszy i gorzej wysortowany gdy wiatr i masa przemieszczanego piasku wzrasta w kierunku wierzchołka wydmy. Pokazuje to dużą zależność wielkości ziaren i wysortowania osadu w zależności od charakterystyki wiatru i wskazuje na zmienność cech osadu w obrębie wydmy (Lancaster et al. 2002). Piaski wydmowe są warstwowane, jak większość osadów tworzących się w środowisku prądowym. Struktury riplemarków wstępujących zapisują się najczęściej w postaci przekątnej prostej laminacji riplemarkowej oraz przekątnej sinusoidalnej laminacji riplemarkowej (Izmaiłow 1998). Na stokach zawietrznych, przy częstych zmianach kierunku i prędkości wiatru powstaje przekątne klinowe, którego upad ma wartość do Na stokach zawietrznych często obserwuje się warstwowanie przekątne rynnowe powstające na skutek zsuwania się i ześlizgiwania większych lawin piasku po stokach wydmy. Lawiny inicjują się około cm poniżej krawędzi wydmy, gdy przekroczone zostanie graniczne nachylenie stoku zawietrznego. Miejsce opadu ziaren saltujących na wierzchołku wydmy powoduje na wyższych partiach stoku zawietrznego 16

17 ruch piasku w dół. Wsteczna komórka powrotna w niższej partii stoku zawietrznego powoduje ruch piasku do góry. W efekcie powstaje interakcji pomiędzy tymi dwoma strefami transportu powodując inicjację lawin piaszczystych (Berton et al. 2007). Rozpoczęcie ruchu zaczyna się gdy współczynnik tarcia jest równy tangensowi kąta tarcia wewnętrznego (Allen 2000). Osad przemieszcza się w dół w sposób lawinowy, w efekcie czego ziarna najgrubsze staczają się najdalej. Wynika to z ich większej siły bezwładności. Analiza wskaźników sedymentologicznych, takich jak wartości odchylenia standardowego, na stoku zawietrznym wskazuje na malejące w dół stoku wysortowanie osadu. Spowodowane jest to dostawą materiału poruszającego się lawinowo po stoku, opadaniem ziaren z zawiesiny, powstającej w wyniku oderwania się na grzebiecie wydmy strumienia w czasie silnego wiatru powietrza przenoszącego osad (Ryc.6). Związane jest to także z podwiewaniem piasku ku górze u podstawy stoku, poprzez działanie wstecznej komórki cyrkulacyjnej powstającej na stronie zawietrznej wydm (Walker, Nickling, 2002). Zasięg tej komórki zaznacza się w odległości 4-10x wysokości wydmy licząc od jej wierzchołka (Ryc.6). Ryc. 6. Schemat działania wstecznej komórki cyrkulacyjnej na zawietrznej stronie wydmy. Gdzie: h wysokość wydmy, separation obszar oderwania strumienia powietrza od grzbietu wydmy, wake - obszar wzbudzenia, IBL (inner boudary layer) wewnętrzna warstwa graniczna, re-arachmend flow ponowne dobicie strumienia powietrza do powierzchni terenu, reversed flow powrotny strumień powietrza (Walker, Nickling, 2002). 17

18 3.3. Analiza minerałów ciężkich osadów eolicznych Minerały ciężkie: definicja, ogólny podział minerałów ciężkich W przypadku niniejszej pracy za wartość graniczną gęstości dla minerałów ciężkich przyjęto 2.88 g/cm³ (Kopczenowa 1955). Minerały frakcji ciężkiej dzieli się na dwie podstawowe grupy: minerały nieprzezroczyste głównie tzw. minerały rudne np. tlenki i siarczki Fe, Mn, Ti etc. minerały przezroczyste. W tej pracy oznaczano jedynie minerały przeźroczyste, grupę, której minerały można identyfikować w świetle przechodzącym w mikroskopie polaryzacyjnym. Zawartości poszczególnych grup mineralnych podawane w pracy dotyczą zatem jedynie minerałów przeźroczystych Możliwości wykorzystania minerałów ciężkich do badań osadów eolicznych Różnice cech fizycznych pomiędzy poszczególnymi minerałami są bardzo duże dlatego R. Chlebowski i L. Lindner (2004) proponują podział przeźroczystych minerałów ciężkich na sześć grup, ze względu na odporność i podatność na czynniki wietrzeniowe, pokrój oraz podatność na czynniki eoliczne (wywiewanie i transport eoliczny): Grupę pierwszą stanowią minerały najbardziej odporne na czynniki wietrzeniowe: anataz, andaluzyt, cyrkon, dysten, korund, monacyt, rutyl, staurolit, turmaliny, topaz, tytanit. W grupie drugiej znajdują się minerały mniej odporne na czynniki wietrzeniowe, niż minerały z pierwszej grupy: apatyt, epidoty, granaty, sillimanit. Do trzeciej grupy zaliczono minerały łatwo podlegające wietrzeniu (zwłaszcza fizycznemu) ze względu na predyspozycje krystalograficzne do rozkruszania 18

19 ziaren mineralnych ze względu na doskonałą łupliwość w dwu kierunkach, są to: amfibole i pirokseny. W czwartej grupie znajdują się minerały ciężkie mało odporne zarówno na wietrzenie fizyczne, jak i chemiczne: glaukonit W piątej grupie znajdują się różne minerały o pokroju blaszkowym tabliczkowym, ponieważ cecha ta powoduje bardzo łatwe wywiewanie i transport eoliczny tych osadów, do grupy tej zaliczono łyszczyki (muskowit i biotyt) oraz chloryt. W grupie szóstej znajdują się specyficzne minerały mało odporne na wietrzenie fizyczne i chemiczne: fosforany i węglany. Do minerałów ciężkich najbardziej odpornych na wietrzenie chemiczne należy cyrkon, rutyl, turmalin, staurolit, dysten. Równocześnie cyrkon i rutyl uważane są powszechnie za minerały najbardziej odporne na wietrzenie fizyczne (Barczuk, Mycielska-Dowgiałło 2001). W osadach podlegającym długotrwałym procesom eolicznym następuje wzbogacenie w minerały najbardziej odporne na wietrzenie, a zubożenie w minerały mało odporne oraz minerały z grupy mik. Ważnym składnikiem mineralnym dla rozpoznania obecności procesów eolicznych są minerały z grupy mik (biotyt, muskowit) i chloryt, ze względu na blaszkowy pokrój są one wyjątkowo łatwo wywiewane z osadów i ich udział maleje wraz z długością trwania procesów eolicznych (Barczuk, Mycielska-Dowgiałło 2001). W profilach najwyższej z badanych wydm regionu Coude du Dra (Maroko), o wysokości 111 m, obserwowano spadek zawartości udziału procentowego minerałów z grupy mik w profilach podłużnych wydm, ku wierzchołkom form (Barczuk, Dłużewski 2003). Do minerałów bardzo odpornych na abrazję mechaniczną należy też granat, natomiast jest on średnio odporny na wietrzenie chemiczne (Morawski 1968). Jest to ważna cecha wskaźnikowa tego minerału pozwala na określenie długości transportu (wzrost zawartości granatu w przypadku wielokrotnie przewiewanego materiału eolicznego), a zarazem pozwala na wyznaczenie poziomów glebowych (spadek zawartości granatu). Minerałami nietrwałymi w procesie wietrzenia chemicznego są amfibole i pirokseny, w związku z tym udział tych minerałów jest mniejszy w poziomach glebowych (Kamińska i in 1986). Skład minerałów ciężkich daje możliwość wyciągania wniosków na temat czasu trwania procesów eolicznych oraz materiału źródłowego 19

20 piasku wydmowego. Udział minerałów odpornych na abrazję, wietrzenie chemiczne, pokrój samych ziaren i ich zróżnicowanie pod względem gęstości pozawalają wnioskować na temat przekształcenia osadów eolicznych podczas ich akumulacji (Barczuk, Dłużewski 2003). Ważnym wskaźnikiem, opierającym się na składzie minerałów ciężkich, jest wskaźnik wietrzeniowy wprowadzony przez R. Racinowskiego i J. Rzechowskiego (1969), jest to iloczyn udziału minerałów nietrwałych (amfibol, piroksen, biotyt, chlotyt) do udziału minerałów trwałych (cyrkon, rutyl, turmalin, staurolit, dysten) i średnio trwałych (apatyt, epidot, granat, sylimanit). Wskaźnik wietrzeniowy jest miarą zwietrzenia, a pośrednio może być miarą czasu trwania wietrzenia chemicznego: W = N * (St / T) gdzie: T udział minerałów trwałych, odpornych na niszczenie, St udział minerałów średnio trwałych, N udział minerałów nietrwałych. Wskaźnik wietrzeniowy jest bardzo przydatny w interpretacji osadów wydmowych. Dzięki jego zastosowaniu możliwe było wyznaczenie poziomów glebowych w profilu wydmy w Cięciwie, nie posiadającej dobrze zachowanych warstw gleb kopalnych (Dzierwa, Mycielska-Dowgiałło 2003). Przyszłością dla analizy minerałów ciężkich jest metoda zaproponowana przez A. Barczuka i K., Nejberta (2007). Specjalne przygotowanie preparatów do analiz: zeszlifowanie powierzchni ziaren (do uzyskania powierzchni lustrzanej) w preparacie proszkowym utwardzonym klejem, pozwala na szersze podejście do tematu opracowania minerałów ciężkich. Dzięki jednolitej powierzchni i grubości ziaren możliwa jest łatwiejsza identyfikacja ziaren (są one jednorodne), preparat jest odkryty, można go zatem analizować metodą mikroanalizy rentgenowskiej (EMPA) i co najważniejsze możliwa jest prosta (w świetle odbitym) identyfikacja ziaren nieprzeźroczystych, stanowiących zazwyczaj większą część frakcji ciężkiej. 20

21 4. POŁOŻENIE OBSZARU BADAŃ Teren objęty badaniami znajduje się w Polsce północno wschodniej, w północnej części sandru kurpiowskiego (Ryc.7). Teren Równiny Kurpiowskiej obejmuje południową część sandru kurpiowskiego i wchodzi w skład Niziny Północnomazowieckiej (Konracki 2000). Sandr był sypany przez rzeki fluwioglacjalne podczas fazy leszczyńskiej zlodowacenia wisły. Nachylenie terenu, z północnego zachodu na południowy wschód odpowiada kierunkowi przebiegu odpływu wód fluwioglacjalnych, do którego nawiązuje współczesną sieć rzeczna. Tereny wyżej położone, na działach wodnych między poszczególnymi rzekami, z racji na szybsze osuszenie terenu po ustąpieniu lądolodu, stały się miejscami predysponowanymi do rozwoju procesów eolicznych. Są to szerokie zwykle na kilka kilometrów pasy ciągnące się z NW na SE przez kilkadziesiąt kilometrów. Wśród wydm występujących w poszczególnych pasach dominują wydmy paraboliczne, często są one połączone ze sobą ramionami tworząc bardziej złożone formy, pojawiają się również wydmy o cząstkowo rozwiniętym jednym ramieniu (Nowaczyk, 1986). Formy wydmowe, w rejonie badań, cechuje szczególnie ich rozbudowanie, największe dla całej Równiny Kurpiowskiej. Teren objęty badaniami ogranicza się do okolic wsi Kadzidło na Równinie Kurpiowskiej. Punkty badawcze to wydma w Długim Kącie oraz we wsi Kadzidło (Ryc 8). Wydmy objęte badaniami wykształciły na szerokim na około 2 km pasie piasków przewianych z wydmami parabolicznymi osiągającymi wysokość metrów wysokości względnej. Pas ma przebieg z północnego zachodu ku południowemu wschodowi i zlokalizowany jest na dziale wodnym pomiędzy dolinami rzek Piasecznicy i Rozogi. Wydma w Długim Kącie jest formą, która wkroczyła na terasę zalewową rzeki Rozogi, odsłonięcie zlokalizowane jest w środkowej części wydmy, w miejscu profilu, z którego W. Mańkowski pobierał próbki do swojej pracy magisterskiej (Mańkowski 2003). Wydma we wsi Kadzidło zlokalizowana jest przy szosie prowadzącej do Piaseczni. Wydma ma charakter falistego wału, porośnięta jest lasem sosnowym i rozkopana w najwyższym punkcie. Miejsce położone jest o kilkaset metrów na zachód od punku badawczego W. Mańkowskiego we wsi Kadzidło. 21

22 Ryc. 7. Położenie punktów badawczych w terenie badań na tle punktów badawczych z pracy W. Mańkowskiego (2003). 22

23 5. ROZWÓJ PROCESÓW EOLICZNYCH W POLSCE I NA RÓWNINIE KURPIOWSKIEJ 5.1. Rozwój procesów eolicznych w Polsce Piaski eoliczne pojawiają się w Europie w formie pasa (European aeolian sand belt - Europejskiego eolicznego pasa piaszczystego) kontynuującego się przez obszar północno-zachodniej, centralnej i wschodniej części kontynentu (Ryc.8). Polska znajduje się w jego centralnej części. Pas stanowi zapis późno plejstoceńskich i holoceńskich procesów eolicznych przekształcających tą część Europy. Tworzenie się pasa osadów eolicznych składało się z kilku etapów, podczas których warunki klimatyczne sprzyjały rozwojowi procesów eolicznych. Ryc. 8. Europejski eoliczny pas wydmowy (Zeenerg 1998) Klimat późnego glacjału Przypuszcza się, że kluczowym dla rozpoczęcia deglacjacji lądolodu skandynawskiego było uwolnienie z lodu Morza Północnego około ka BP (Jardine 1979, za Mojski 1993). Ocieplenie klimatu po okresie ostatniego zlodowacenia następowało na przemian z okresami chłodniejszymi. Od czasu zlodowacenia Wisły do początku holocenu notuje się kilka następujących po sobie cieplejszych i chłodniejszych epizodów klimatycznych. Okres bezpośrednio po ustąpieniu lądolodu 23

24 ze Środkowej Europy zwany jest późnym glacjałem. Schyłek późnego glacjału wyznaczają moreny Salpaussalka w południowej Szwecji, datowane na BP. Z tą datą korelowane jest koniec panowania zespołów tundrowych w Europie środkowej (jej ostatnie pojawienie to młodszy dryas) i początek panowania zbiorowisk leśnych. Różni autorzy, na podstawie diagramów palinologicznych wyróżniają do 8 faz ciepłych i 8 faz zimnych do początku holocenu (Mojski 1993) Zmiany klimatu i zbiorowisk roślinnych w późnym glacjale Najstarszy dryas, w tym okresie w północnej Polsce występowała płatami tundra, która w kierunku południowym przechodziła w ciągłą pokrywę roślinną. Niepełne pokrycie terenu przez roślinność powodowało rozwój procesów eolicznych na terenach pozbawionych szaty roślinnej, a posiadających dużo materiału luźnego (np. obszary równi sandrowych, wyższe powierzchnie w pradolinach). Bølling był okresem o cieplejszym klimacie, w którym nastąpiła sukcesja roślin drzewiastych na teren Polski. Brzozy drzewiaste można było spotkać na obszarze całej Polski. W starszym dryasie doszło do ponownego ochłodzenia klimatu, który wyraził się spadkiem udziału drzew, jak również rozwoju procesów eolicznych. W Polsce północnej powróciła flora dryasowa. Na północnym zachodzie odnowiła się również wieloletnia zmarzlina (Kozarski 1995, za Madeyska 1998). Allerød był kolejnym cieplejszym epizodem klimatycznym w późnym glacjale jest to optimum klimatyczne tego okresu. Towarzyszyła mu ekspansja środowisk leśnych na teren Polski. Młodszy dryas, jest ostatnim okresem późnego glacjału, w którym miało miejsce kolejne ochłodzenie klimatu, raz jeszcze intensywnie rozwijały się procesy eoliczne. Przypuszcza się, że rozluźnienie lasów w tym okresie nie było jedynie efektem ochłodzenia, ale również efektem wzrostu kontynentalizmu klimatu (Madeyska 1998) Cyrkulacja atmosferyczna w Europą w późnym glacjale W okresie schyłku zlodowacenia ( BP) kiedy klimat był zimny i suchy brak wyraźnych form eolicznych. Spowodowane to być może brakiem dostatecznie silnych jednokierunkowych wiatrów bądź też erozją powstałych w tym okresie form. Od BP klimat Europy był zdominowany przez dwa ogromne ośrodki ciśnienia wielki glacjalny wyż nad północnym Atlantykiem oraz potężny 24

25 ośrodek wyżowy nad Eurazją. Nasilenie niżowej cyrkulacji zmniejszyło kontynentalizm klimatu, w rezultacie lądolód zaczął zanikać i stał się mniej produktywny we wschodnich kierunkach (Faustoya 1984 za Zeenerg 1998). Szybszy zanik wschodniej części lądolodu tłumaczy dobrze zwiększanie gęstości formacji eolicznych w kierunku północno wschodnim. Wraz z zanikiem lądolodu powróciła niżowa cyrkulacja wraz ze stopniowym wzrostem opadów (Zeeberg 1998). Z nadejściem najstarszego dryasu (~14000 BP) nastały najlepsze warunki do rozwoju transportu eolicznego. Ośrodki ciśnienia powodowały silny jednokierunkowy wiatr z sektora zachodniego wiejący nad rejonami peryglacjalnymi podczas zimowych sezonów (Kutzbach et al za Zeeberg 1998). Orientacja wydm oparta na formach wydmowych z Holandii i Polski rekonstruująca kierunki wiatru, pokazuje iż późno glacjalne wydmy były inicjowane i rozbudowywane przez wiatr z sektora zachodniego. Podczas młodszego dryasu wiatr osiągał największe prędkości od września do maja. Rozwój wydm polegał na przebudowie wydm z poprzednich faz wydmotwórczych. Zmienność roczna w modelu dla młodszego dryasu wskazuje na zmianę wiatr wydmotwórczy (>5 m/s) z sektora zachodniego: W do SW w czasie zimy oraz W do NW w trakcie wiosny i jesieni, w symulacji nie znaleziono dowodów na zmianę cyrkulacji atmosferycznej na kierunek wschodni. Podobny model cyrkulacji obserwowany jest we współczesnej północnej strefie peryglacjalnej w której do akumulacji osadów eolicznych dochodzi głównie w zimnej porze roku (Isarin et al. 1997) Rozwój procesów eolicznych w późnym glacjale na terenie Polski Długość procesów eolicznych była różna w Polsce, na północy gdzie najdłużej panowały warunki glacjalne procesy eoliczne trwały krócej i zapisały się słabiej w formach eolicznych i przekształceniu osadów źródłowych. Badania ziaren kwarcu według metody A. Cailleux (1942), wskazują, że udział ziaren o cechach noszących ślady obróbki eolicznej rośnie w profilu południkowym przez Polskę w kierunku południowym (Goździk 2007a). Vistuliańska aktywność eoliczna składa się z dwóch zasadniczych etapów: tworzenia form i ich stabilizacji. W trakcje fazy tworzenia miały miejsce dwa etapy. 25

26 Pierwszy zaczynał się wraz z wysoka aktywnością eoliczną i intensywną deflacją. Formowanie wydm następowało w środowiskach marginalnych lodowców lub dolin rzecznych o dużej ilości materiału podatnego na wywiewanie. Źródłem materiału piaszczystego dla systemu eolicznego były osady glacjofluwialne (sandry, kemy, osady pradolinne) oraz w mniejszym stopniu Warciańskie piaski pokrywowe i wydmy. Wywiewany materiał był transportowany na duże odległości. W drugiej fazie transport osadu był kontynuowany natomiast dostawa świeżego materiału z podłoża ustało na skutek jego ochrony przez bruk deflacyjny. Transport materiału na duże odległości zaznacza się stopniowym wzrostem zawartości ziaren kwarcu o obróbce eolicznej (RM) oraz wzrostem udziału minerałów odpornych na niszczenie mechaniczne. Podczas drugiego etapu (stabilizacji) poprawa warunków klimatycznych pozwoliła na powrót roślinności i unieruchomienie wydm (Goździk 2007b). B. Nowaczyk (1986) wydzielił dwa okresy wydmotwórcze w Polsce. Pierwszy z nich składa się z 3 faz. Wstępna faza wydmowa miała miejsce w najstarszym dryasie ( BP), właściwa faza wydmowa w starszym dryasie ( BP) oraz faza stabilizacji i modelowania wydm w młodszym dryasie i preboreale ( BP oraz BP). Drugi okres wydmotwórczy miał miejsce w Holocenie i zapoczątkowany był działalnością człowieka na terenach wydmowych. Szczególne nasilenie miał on miejsce w okresie subatlantyckim ( BP) (Nowaczyk 1986). C. Kasse (2002) wyróżnia trzy fazy akumulacji osadów eolicznych w Polsce. Podczas pierwszej fazy w pełnia zlodowacenia wisły (25 15 BP: daty radiowęglowe) tworzą się piaski pokrywowe, klimat jest bardzo surowy (średnie temperatury roczne <-8 C) akumulacja zachodzi w obecności wieloletniej zmarzliny. W drugiej fazie (u schyłku zlodowacenia wisły 15 12,5 BP) tworzą się piaski pokrywowe oraz wydmy o największych wysokościach. Wiatr wydmotwórczy ma w tej fazie kierunek wiania z NW i W. W trzeciej fazie mającej miejsce w młodszym dryasie i wczesnym Holocenie (11 9 BP) dochodzi do transformacji wydm przy kierunkach wiania wiatru z W i SW. 26

27 5.2. Rozwój procesów eolicznych na Równinie Kurpiowskiej Formowanie wydm na obszarze Równiny Kurpiowskiej zaczęło się w starszym dryasie i trwało przez kilka faz wydmotwórczych (Bałuk 1993, Listkowska 1999). Miąższość piasków eolicznych na Równinie Kurpiowskiej wynosi do metrów. Szczególnie wysokie formy wydmowe rozwinęły się na wyższych poziomach akumulacji wodnolodowcowej, w krawędziowych strefach dolin oraz na piaszczystych powierzchniach wieku zlodowaceń środkowopolskich (Listkowska 1999). Podłoże wydm, które stanowi głównie glina zwałowa, było denudowane do czasu gdy na ich powierzchni utworzyła się warstwa bruku deflacyjnego uniemożliwiającego dalsze rozwiewanie osadu. Warstwa bruku deflacyjnego z graniakami i eologliptolitami jest powszechna na obszarze badań, często obserwowano ją w miejscach gdzie wydmy wkraczały na gliny morenowe (Kenig 2004). E. Mycielska Dowgiałło (1995) zwraca uwagę na istotne znaczenie zawartości kwarcu i minerałów ciężkich w osadzie, jak również na obtoczenie ziaren kwarcu frakcji piaszczystej. Oznaczenia zawartości kwarcu i obtoczenia ziaren frakcji piaszczystej, pozwoliło na wyciągnięcie wielu cennych wniosków w trzech pracach magisterskich, jakie napisano w ciągu ostatnich lat na temat rozwoju procesów eolicznych Równiny Kurpiowskiej (Mańkowski 2003, Kowalewska 2004, Kowalska 2004). Między innymi z tego powodu autor niniejszej pracy zrezygnował z analizy zawartości kwarcu w osadach badanych wydm. Dominującym składnikiem osadów wydmowych na Równinie Kurpiowskiej jest kwarc stanowiący w wydmach na północnym wschodzie obszaru około % (Mańkowski 2003), 78% na południu (Kowalewska 2003) oraz % w obszarze południowo zachodnim (Kowalska 2003). Piaski wydmowe są drobno i średnioziarniste, umiarkowanie i dobrze wysortowane (Mańkowski 2003) na północnym wschodzie oraz są drobnoziarniste i dobrze wysortowane na południe i południowym zachodzie (Kowalewska 2004, Kowalska 2004). W południowej część Równiny Kurpiowskiej, charakterystyczne jest, że procesy eoliczne nie zapisały się w znaczący sposób w cechach teksturalnych osadów wydm. Związane jest to z krótkim czasem, w którym osad był transportowany przez wiatr. Zmiany kierunku wiatru powodowały zmiany cech teksturalnych osadów, który 27

28 nie przekształcany, zachowywał cechy osadu źródłowego, pochodzącego w tym przypadku prawdopodobnie ze środowiska fluwioglacjalnego (Kowalewska 2004). Również południowo - zachodnia część Równiny Kurpiowskiej charakteryzuje się podobnym przebiegiem procesów eolicznych. Trwały one krótko (kilkaset lat), a przekształcenie osadów (prawdopodobnie również o genezie fluwioglacjalnej) w trakcie transportu i akumulacji, było niewielkie i spowodowane prawdopodobnie bardzo dużą dostępnością osadów nie pozwalającą na sortowanie i redepozycję osadów (Kowalska 2004). Skrajnym przypadkiem powyższej sytuacji może być przykład podany przez Mycielską - Dowgiałło (1993), dla wydm w południowej Szwecji, których osady, pod względem cech teksturalnych, nie różnią się w zasadzie od osadów podłoża. Badanie prowadzone przez W. Mańkowskiego (Mańkowski 2003) w okolicach Kadzidła, w północno wschodnim obszarze Równiny Kurpiowskiej wskazują, że proces formowania wydm przebiegał w trzech etapach: Pierwszym etapem była akumulacja dobrze wysortowanych, zasobnych w ziarna kwarcowe piasków drobnoziarnistych. Kierunki wiatru odczytane z warstwowania osadu wskazują na sektor W i SW. Druga seria, akumulowana z sektora NW odznacza się gorszym wysortowaniem, mniejszym udziałem ziaren kwarcu oraz grubszym osadem (piaski średnioziarniste). Trzecia seria, stropowa, ma podobny charakter do serii spągowej: jest dobrze wysortowana, z dużą zawartością kwarcu i drobnoziarnistym osadem, jej depozycja nastąpiła przy udziale wiatru z sektora W i SW (Mańkowski 2003). Osady źródłowe w przypadku wydm okolic Kadzidła zdają się mieć duże znaczenie. Teren położony jest w proksymalnej części sandru (grubsze osady, niż w wydmach na południu sandru) na końcu pasa wydmowego. W efekcie blisko 100% ziaren nosi zapis procesów eolicznych na swojej powierzchni, osad ulegał bowiem redepozycji w przeciwieństwie do osadów południowej części sandru. Zestawienie cech teksturalnych osadów eolicznych z południowej, południowo zachodniej oraz północno wschodniej części Równiny Kurpiowskiej (Mańkowski, 2003, Kowalewska, 2004, Kowalska 2004) pokazuje, że procesy eoliczne rozwijały się niezależnie w poszczególnych pasach wydmowych. Pamiętać należy, że ważną rolę w kształtowaniu wydm i rozwoju procesów eolicznych, a tym samym cech teksturalnych osadów, miały warunki lokalne. Wśród nich wymienić należy: wielkość i wysokość wydm, położenie w obrębie pasa wydmowego (wewnątrz, na zewnątrz), zagęszczenie wydm, charakter osadu źródłowego, prędkość wiatru wydmotwórczego. Cechy 28

29 te wpływają na przepływ powietrza, stosunki wodne, rozwój szaty roślinnej, warunkujących rozwój procesów eolicznych. Wydmy badane w niniejszej pracy są wydmami krótkiego transportu, wyraźnie nawiązująca morfologicznie i litologicznie do dolin rzecznych i równin sandrowych. Wydmy w okolicach Kadzidła posiadają kontakt deflacyjny z podłożem (Mańkowski 2003) lub akumulacyjny Długi Kąt, gdzie wydma wkraczająca na torf doliny rzecznej. 29

30 6. CHARAKTERYSTYKA MINERALOGICZNA OSADÓW EOLICZNYCH NA OBSZARZE BADAŃ W rozdziale przedstawiono zmienność kierunku wiatru wydmotwórczego (na podstawie zapadania lamin osadów wydmowych), w kontekście ich zmienności omówiono wskaźniki mineralogiczne. Zaproponowano zmodyfikowanie wskaźnika wietrzeniowego (Racinkowski 1969) dla osadów wydmowych obszaru badań ze względu na specyficzny skład mineralny ich osadów. Wyniki porównano z wynikami badań sedymentologicznych dla tego samego obszaru (Mańkowski 2003) Charakterystyka mineralogiczna osadów eolicznych wydmy w Kadzidle Kierunek wiatru wydmotwórczego Na podstawie pomierzonych w terenie upadów pozornych poszczególnych lamin w profilach wydm na siatce Schmidta przeprowadzono obliczenia rzeczywistego biegu i upadu lamin. Na tej podstawie określono kierunek wiatru wydmotwórczego. Wydma w Kadzidle sypana była przez wiatr wiejący z sektora zachodniego (kierunki od 236 do 302 stopni). Seria charakteryzuje się stosunkowo jednorodnym kierunkiem wiatru wydmotwórczego, który doprowadził do wykształcenia stoków zawietrznych o kątach nachylenia do 30 stopni. W wydmie wyróżniono 5 serii osadów wydmowych, które szczegółowo przedstawiono przy omawianiu charakterystyki minerałów ciężkich Charakterystyka mineralogiczna poszczególnych serii osadów wydmy w Kadzidle W wydzielonych, na podstawie rekonstrukcji kierunku wiatru, charakteru zapadania warstw, seriach osadów eolicznych dokonano charakterystyki minerałów ciężkich (Tab.4). Wyróżniono pięć serii osadów w wydmie Kadzidło: 30

31 1. Osady wierceń (bez informacji o kierunku wiatru): próbki 11, 10 i 9: z głębokości m. Serii osadów eolicznych z wierceń traktowana jest w niniejszej pracy marginalnie, w celu ukazania czy osad w podłożu wydmy różni się w sposób znaczący od osadów wydmowych. Seria wykazuje podobieństwo do osadów wydmowych i była akumulowana przez procesy eoliczne. W górę profilu dochodzi do znacznego spadku zawartości procentowej grupy III przy wzroście minerałów ciężkich grup IV i VI oraz niewielkim wzroście grupy I. 2. Osady sypane przez wiatr z kierunku zachodniego (261º-269º), próbka 8, osady stoku zawietrznego, z głębokości m. Jest to pierwsza seria o czytelnej laminacji. Osady serii 2 posiadają mają laminy o nachyleniu 18-30, były one sypane przez wiatr zachodni. W porównaniu z osadami eolicznymi wierceń w warstwie tej notuje się szczególnie wyraźny spadek udziału grupy V (minerałów o pokroju blaszkowym) do minimalnej wartości dla całej wydmy wynoszącej 0.5%, co w połączeniu ze spadkiem udziału grupy VI i wzrostem zawartości grup I, II, III czytelnie wskazuje na długotrwałe przekształcanie osadu przez procesy eoliczne. 3. Próbka 7, osad sypany z kierunku północno-zachodniego (297º), o małym kącie zapadania (3º) z głębokości 4.5 m. Osady stanowią niemal horyzontalne przewarstwienie w obrębie warstwowań klinowych stoku zawietrznego wydmy. Warstwowanie może wskazywać na przerwę w akumulacji osadów eolicznych i na erozyjny charakter granicy między serią 2 i 4. Szczególnie warstwa zwiera szczególnie dużą zawartość minerałów odpornych z grupy I (20.5%) i posiada najniższy wskaźnik wietrzeniowy liczony według wzoru Racinkowskiego (1969) W=74.1 (W=205.2 według wzoru zmodyfikowanego). Tak niska wartość wskaźnika wskazywać może na źródło osadów tej serii w osadach rozwiewanego poziomu glebowego. 31

32 4. Próbki 6, 5, 4, 3, 2: sypane przez wiatr z kierunku zmieniającego od północno-zachodniego do zachodniego (od 290º do 276º), osady stoku zawietrznego, głębokość m. W czasie zmiany kierunku wiatru i rozwoju procesów eolicznych w obrębie serii 4, dochodziło do eliminacji minerałów mało odpornych z osadów. Wraz z rozwojem procesu eolicznego w obrębie niniejszej warstwy dochodzi do postępującej eliminacji ziaren glaukonitu oraz węglanów i fosforanów. Wraz z czasem trwania procesu zawartość minerałów mało odpornych zdecydowanie maleje udział grupy IV %, grupy V z 6.5% do 2% oraz grupy VI z 13.2 do 7.8%. Wyraźny wzrost odnotowuje się w grupie II i III, w których odnotowano wyraźny wzrost, odpowiednio z 19.7 do 35.5% i z %. W profilu tym widać, że minerały mało odporne z grupy III, amfibole i pirokseny są wyraźnie odporniejsze od traktowanych również jako mało odporne minerałów grupy IV, V i VI. Amfibole i pirokseny w przypadku wydmy Kadzidło nie zachowują się jak minerały średnio odporne na wietrzenie. Wraz z rozwojem procesów eolicznych dochodzi do wzrostu ich udziału procentowego. W próbce 4 dochodzi do wzrostu minerałów grupy I oraz zdecydowanego spadku wskaźnika wietrzeniowego, nieregularność ta może być tłumaczona kolejną dostawą materiału mineralnego, z serii 3, stanowiącej rozwianą glebę kopalną. 5. Próbka 1, charakteryzująca osady warstwowane, o niewielkim nachyleniu (6º-8º), w porównaniu z serią 4 wiatr zmienił kierunek na południowo-zachodni (236º), próbkę pobrano z głębokości 2.4 m, ze względu na nieczytelność warstwowania powyżej niniejszej serii dalsze próbki w kierunku spągu nie były pobierane. Zmiana kierunku wiatru spowodowała zmianę cech zespołu minerałów ciężkich w próbce. Osady posiadają duże podobieństwo do osadów serii 2 akumulowanej z tego samego kierunku wiatru (wiatr południowo-zachodni, próbka 8). W porównaniu z osadami stropu serii 4 zawierają zdecydowanie więcej minerałów ciężkich grupy IV i VI oraz wyraźnie mniej minerałów z grupy II i III. 32

33 Tab. 4. Próbki (1-11) z wydmy w Kadzidle analizowane w pracy. Kąt zapadania warstw i kierunek z którego wiał wiatr podano w stopniach, głębokości w metrach. 33

34 Generalna charakterystyka poszczególnych serii osadów wydmowych w wydmie Kadzidło Ryc. 9. Udział poszczególnych grup minerałów ciężkich w wydmie w Kadzidle, podział na poszczególne grupy wg Chlebowskiego i Lindnera (2004), w tabeli podano wartości wskaźnika wietrzeniowego (W) według Racinkowskiego (1969) oraz po jego modyfikacji. W niniejszej pracy minerały ciężkie podzielono na grupy według podziału Chlebowskiego i Lindnera (2004). W wydmie w Kadzidle (Ryc.9) dominują minerały łatwo podlegające wietrzeniu z grupy III ( %) oraz minerały średnio odporne na wietrzenie z grupy II ( %). Udział minerałów najodporniejszych, z grupy I, zawiera się pomiędzy %. Ważną grupą jest grupa IV, charakteryzująca się dużą zmiennością (glaukonit %). Stosunkowo duży udział ma również grupa VI: fosforany (dominujące) i węglany stanowią % ziaren mineralnych. Na uwagę zasługuje fakt, iż linie grupy IV i VI są współ kształtne do siebie. Obserwacja 34

35 pod mikroskopem wskazuje, iż wiele ziaren grupy VI uznać można za produkty przemian fazowych po ziarnach glaukonitu. W przypadku osadów niniejszej wydmy można traktować osady obydwu tych grup jako jedną. Najniższe zawartości charakteryzuje grupa V: minerały o pokroju blaszkowym stanowią %. Osady wydmowe wydmy w Kadzidle charakteryzuje średnie przekształcenie osadów przez procesy eoliczne. Szczególnie czytelnie ukazuje to duża zawartość minerałów nietrwałych (pirokseny, amfibole biotyt, chloryty, węglany, fosforany, glaukonit) stanowiących %. Wskazuje ona na lokalne źródło osadów eolicznych i ich transport na niewielkie odległości. Rozwój procesów eolicznych w wydmie Kadzidło, zaznacza się we wzroście zawartości minerałów grupy II i III przy spadku udziału grup IV, V i VI, udział minerałów najbardziej odpornych (grupa I) podlega wahaniom: wzrasta w dolnej części wydmy do głębokości 2.9 m (próbka 7), a następnie maleje. Ważnym odnotowania jest fakt, iż amfibole i pirokseny w przypadku wydmy Kadzidło nie zachowują się jak minerały mało odporne i dochodzi do wzrostu ich zawartości w miarę rozwoju procesów eolicznych. Wykresy procentowej zawartości minerałów grupy II i III są do siebie współ kształtne (szczególnie dobrze jest to widoczne w 4 serii osadów). Można zatem wnioskować, że w warunki akumulacji osadu (zimny klimat) powodowały podobną odporność amfiboli i piroksenów do odporności minerałów grupy II (minerały średnio odporne: granat, epidot, sylimanit, apatyt). W takim przypadku minerały grupy III zachowują się jak, w myśl podziału Chlebowskiego i Lindnera (2004), minerały średnio odporne (grupa II). Wydma w Kadzidle ukazuje, że rozwój procesów eolicznych w obrębie wydmy nie może być charakteryzowany w profilu jako proces ciągły powodujący wzrastające w górę profilu przekształcenie osadów. Wydmę trzeba podzielić na poszczególne serie w zależności od kierunku wiatru i charakteru warstwowania osadu. Dopiero takie wydzielenie daje poprawną interpretację serii eolicznej, gdyż nawet niewielka zmiana kierunku wiatru powoduje znaczną zmianę składu minerałów ciężkich. 35

36 6.2. Charakterystyka mineralogiczna osadów eolicznych wydmy w Długim Kącie Kierunek wiatru wydmotwórczego Wydma w Długim Kącie sypana była przez wiatr ze zmiennych kierunków od południowo-zachodniego po wschodni (kierunki od 237 do 75 stopni)(tab.5). Seria charakteryzuje się, brakiem osadów stoków zawietrznych. W serii osadów wydmowych dominują osadu o niewielkich kątach nachylenia lamin, do 10 stopni. Małe kąty nachylenia stwarzają problemy wiarygodności wyników i ich przydatności do rekonstrukcji kierunku wiatru wydmotwórczego. Wątpliwości powoduje fakt, że osad mógł być akumulowany na powierzchni, która była nachylona, należy mieć również na uwadze niedokładność pomiarów przy tak małych kątach. Z tego względu osady o kątach nachylenia lamin do 5 stopni potraktowano jako serie o warstwowaniu horyzontalnym. W efekcie tylko 4 z 10 analizowanych w profilu próbek pochodzi z serii w których możliwe jest stwierdzenie kierunku wiatru wydmotwórczego. W wydmie wyróżniono 5 serii osadów wydmowych, które szczegółowo przedstawiono przy omawianiu charakterystyki minerałów ciężkich. Duży rozrzut kierunków zapadania warstw w wydmie Długi Kąt można próbować tłumaczyć szczególnym położeniem profilu w obrębie wydmy: miejscem przełamania się stoku dowietrznego w zawietrzny. Duże zmiany kierunku warstwowania związane są w takim przypadku z przemieszczającą się wierzchowiną (krawędzią) wydmy w efekcie w warstwowaniu raz obecne są serie stoku dowietrznego, innym razem zawietrznego. W przypadku takiej interpretacji należałoby traktować warstwowanie związane z kierunkiem wiania wiatru ze wschodu i północny jako odwrócone o 180 stopni, natomiast jako właściwy kierunek wiatru podać kierunek zachodni i południowy Charakterystyka mineralogiczna poszczególnych serii osadów wydmy w Długim Kącie 1. Osady o niskim kącie warstwowania (bez informacji o kierunku wiatru): próbki 10, 9, 8, 7 z głębokości m. 36

37 Serię pierwszą: 1.3 m profilu, charakteryzuje wzbogacanie w minerały ciężkie z grupy III, I, IV oraz spadek udziału grup II, VI. Wskazuje to na ciągłe włączanie świeżego osadu do transportu, który nie był w większym stopniu przekształcany. Osady o laminach niemal horyzontalnych można interpretować jako osady piasków pokrywowych: seria 1 ma miąższość1,5 metra i podściela ją dodatkowe 2.2 m osadów piaszczystych (na głębokości 7.5 metra stwierdzono warstwę torfu podścielającą osady wydmowe). W takim ujęciu seria ta stanowi zapis pierwszego etapu rozwoju procesów eolicznych, w którym nie dochodziło do wykształcenia stoków dowietrznych i zawietrznych wydm. 2. Osady sypane przez wiatr z kierunku północno-zachodniego (329º), próbka 5 i 6 (bez informacji o kierunku wiania wiatru), z głębokości m. Największy udział wśród minerałów ciężkich mają minerały z grupy II i II, udział grup I kształtuje się na poziomie kilkunastu procent, zawartość grup IV V i VI jest kilkuprocentowa. W skali profilu wydmy wyróżnia się próbka 6, ma ona najwyższą wartością wskaźnika wietrzeniowego (W=668 wg wzoru Racinkowskiego, oraz W=1144,6 według wzoru zmodyfikowanego). 3. Osady o niskim kącie warstwowania (bez informacji o kierunku wiatru): próbka 4, z głębokości 3.4 m. Zespół minerałów ciężkich obecny w próbce 4 wyróżniają ją w sposób wyraźny na tle osadów serii 2 i 4 profilu. Wyraża się on wyraźnym wzrostem zawartości minerałów grupy VI przy jednoczesnym spadku zawartości grupy II. Cechy zespołu mineralnego zawartego w próbce 4 są podobne cech z próbki 7, co może świadczyć o dostawie materiału z podobnego źródła lub rozwiewaniu osadów serii Osady sypane przez wiatr z kierunku zachodniego i północnego (277º i 2º), próbka 3 i 2, z głębokości m Pod względem cech mineralogicznych nawiązują do składu serii 2. Zbliżone wartości zawartości poszczególnych grup minerałów ciężkich wskazują na podobne 37

38 źródło osadów dla obydwu warstw. Na podkreślenie zasługuje fakt, że osady serii 4 sypane były z kierunku zachodniego i północnego, a serii 2 z północno zachodniego stąd wynika podobieństwo składu mineralnego badanych osadów. 5. Osady sypane przez wiatr z kierunku północno-wschodniego (22º), próbka 1, z głębokości 1.1 m W warstwie dochodzi do wyraźnego wzrostu zawartości minerałów z grupy III (z 33.3% do 51.6%), dochodzi do spadku zawartości wszystkich pozostałych grup minerałów, zwłaszcza II i I. Osady sypane były z podobnego (północnego) sektora w porównaniu z osadami leżącymi poniżej. Duża zmiana składu minerałów ciężkich w opisywanej serii świadczyć może kolejnej dostawie świeżego materiału, bogatego w minerały grupy II. Tab. 5. Próbki (1-10) z wydmy w Długim Kącie analizowane w pracy. Kąt zapadania warstw i kierunek przeciwny do kierunku zapadania lamin (- kierunek, z którego wiał wiatr lub kierunek do niego przeciwny), kąty podano w stopniach, głębokości w metrach. 38

39 Generalna charakterystyka poszczególnych serii osadów wydmowych w wydmie Długi Kąt Ryc. 10. Udział poszczególnych grup minerałów ciężkich w wydmie w Kadzidle, podział na poszczególne grupy wg Chlebowskiego i Lindnera (2004), w tabeli podano wartości wskaźnika wietrzeniowego (W) według Racinkowskiego (1969) oraz po jego modyfikacji. W wydmie w Długim Kącie (Ryc.10) dominują minerały łatwo podlegające wietrzeniu z grupy III ( %) oraz minerały średnio odporne na wietrzenie z grupy II ( %). Udział minerałów najodporniejszych, z grupy I, zawiera się pomiędzy %. Ważną grupą jest grupa VI, charakteryzująca się dużą zmiennością, zawartość węglanów i fosforanów waha się pomiędzy %. Stosunkowo duży udział ma również grupa IV, glaukonit stanowi % ziaren mineralnych. Podobnie jak w przypadku wydmy w Kadzidle linie grupy IV i VI są współ kształtne do siebie. Wskazywać by to mogło, że ziarna grupy VI są produktami przemian fazowych po ziarnach glaukonitu. Najniższe zawartości procentowe charakteryzuje grupa V: minerały o pokroju blaszkowym stanowią %. 39