W ydma w Kopałówce

Dolne partie zboczy Garbu Pińczowskiego okryte są utworami morenowymi zlodo­

wacenia Sanu i pokrywami fluwioglacjalnymi zlodowacenia Odry (Radłowska 1966).

W rejonie Buska, na podłożu tych utworów rozwinęły się miejscami małe wydmy (ryc.

67). Jedną z nich, usypaną na szerokim spłaszczeniu w obrębie zachodniego zbocza

Fot. 39. Przekątne warstwowanie piasku w przekroju poprzecznym pół­

nocno-zachodniego stoku czołowej części wydmy w Kopałówce. Widoczne przekątne warstwowanie o dużych upadach prostolinijnych lamin, związa­

ne z grawitacyjnym osuwaniem piasku w strukturach zaprądowych. Występu­

jące lokalnie (w dolnej części odsłonię­

cia) powierzchnie ścięć rejestrują powstanie płaszczyzn poślizgu, nachy­

lonych pod różnymi kątami. Odsłonię­

cie widziane w przekroju równoległym do kierunku przemieszczania materiału

ostańcowego garbu Wełecza (Flis 1956), poddano szczegółowym badaniom. Znajduje się ona powyżej domów w Kopałówce, nieopodal drogi prowadzącej do linii kolejowej Bu- sko-Kielce. Powierzchnia zbocza jest na tym odcinku zasłana kilkumetrowej miąższości warstwą utworów fluwioglacjalnych zalegających na wapieniach mioceńskich. Bezpo­

średnio w spągu wydmy stwierdzono występowanie głazów morenowych.

Wydma ma w planie kształt półksiężyca o łukowo przebiegającej osi morfologicz­

nej, z rogami zwróconymi ku południowemu wschodowi i południowo-południowemu wschodowi (ryc. 68A). Ich długość wynosi odpowiednio 35 i 30 m, a rozwartość 105 m. Środkowa część wydmy o szerokości 60 m wznosi się na wysokość 5 m. Stok do­

wietrzny jest długi i nachylony pod kątem 10°. Grzbiet tworzy wąskie spłaszczenie z krawędzią obniżoną ku stokowi zawietrznemu, nachylonemu pod kątem 25°.

W obrębie ramion jak i środkowej części wydmy zlokalizowana została piaskownia.

Odsłonięty w niej piasek, wykazujący w całym profilu poprzecznym wydmy typ war­

stwowania przekątnego, zapada na SE z odchyleniami ku SSE i ESE (ryc. 68B). Tylko w 0,5-1,5-metrowej, przypowierzchniowej części stoku dowietrznego zaznaczają się cienkie, 5-10 cm miąższości zestawy lamin zapadających pod kątami 2-6° w przeciw­

nym kierunku. Strefa ich występowania rozszerza się w dolnej części stoku. Kierunki i kąty zapadania, nieciągłość lamin oraz ich gęste upakowanie wskazują na ich powsta­

nie w warunkach doprądowych (Bagnold 1941, Land 1964, Mc Kee, Tibbits 1964, Yallon 1967, Holm 1968, Muller 1972, Goldsmith 1973, Hunter 1977).

Opisane wyżej osady leżą niezgodnie na serii piasku budującego zasadniczą część wydmy (fot. 39). W przekroju poprzecznym formy niżej leżący piasek tworzy szereg miąższych do 50 cm zestawów lamin. Laminy o kształtach prostych i tangencjalnych mają miejscami zaburzony przebieg i ciągłość przerwaną występowaniem drobnych

nasunięć i uskoków. Nachylone są pod kątami 25-29° w kierunkach zgodnych z na­

chyleniami stoku zawietrznego. Kierunki te są stale w całym profilu pionowym, za­

równo w części czołowej jak i ramion wydmowych (ryc. 68C). Zespoły lamin ograni­

czają płaskie powierzchnie graniczne o mniejszych 18-25° nachyleniach. W przekro­

jach podłużnych laminy leżą poziomo i mają kształty proste, podobnie jak w płasz­

czyźnie horyzontalnej (por. fot. 12). Opisana seria piasku reprezentuje warstwowanie związane z redepozycją grawitacyjną i strukturami zaburzeniowymi (Land 1964, Mc Kee, Douglass i Rittenhouse 1971, Mc Kee, Bigarella 1972, Borówka 1979, Doe, Dott 1980, Horowitz 1982), tworzącymi się na stoku zawietrznym podczas osuwania piasku (Mc Kee 1966, Sharp 1966, Hunter 1977, Borówka 1979). Opisane warstwowanie powstaje podczas depozycji piasku odbywającej się pod wpływem wiatru o małych prędkościach (Gradziński i in. 1986). Płaszczyzna strukturalnej osi wydmy, pochylona w stronę zawietrzną, wskazuje na znaczną mobilność formy (Urbaniak 1967).

Podczas poboru prób piasku do analiz granulometrycznych z zaplecza wydmy stwierdzono, że u jej zachodniego podnóża, do głębokości około 1 m występuje mate­

riał wyłącznie piaszczysty o regularnym warstwowaniu, zapadający w kierunku wy­

dmy pod kątami 30-32°. Stanowi on więc zapewne spągową nieprzewianą część przemieszczanej dalej ku wschodowi wydmy. Wartości biegów warstw, pomierzonych w 25 wkopach wykonanych w 5-metrowej strefie przyległej do wydmy, pozwalają zrekonstruować przebieg linii grzbietowej formy w jej wcześniejszym położeniu (Glennie 1970, Rotnicki 1970, Borówka 1975, 1980). Powtarza ona prawie dokładnie kształt osi morfologicznej obecnej formy (ryc. 68C).

Piasek wydmowy różni się od utworów wyjściowych zarówno frakcją jak i stop­

niem obtoczenia (ryc. 69). Piasek fluwioglacjalny (8 prób) jest gruboziarnisty. Domi­

nuje w nim frakcja 0,75-0,5 mm (40,2%), a Mz = 0,30 mm (0,28-0,37 mm). W piasku eolicznym następowało zmniejszanie jego średnicy wraz z długością transportu. Na zapleczu wydmy piasek eoliczny (25 prób) ma Mz = 0,30 mm (0,28-0,31 mm) i frakcję podstawową 0,2-0,12 mm (21,6%) przy równorzędnym udziale ziarn 0,5-0,353 mm (20,6%). W obrębie wydmy dominuje materiał drobnoziarnisty o frakcji 0,2-0,12 mm (30,6%). W związku z tym w obrębie stoku dowietrznego (20 prób) średnia średnica ziam spada do 0,29 mm (0,27-0,30 mm), a na zawietrznym (30 prób) do 0,24 mm (0,20-0,26 mm). Różnice w uziamieniu piasku obu środowisk sedymentacyjnych można wyjaśnić ograniczoną możliwością transportową wiatru, który przy prędkości inicjującej deflację (Nowaczyk 1986), wynoszącej 7 m/s, pozostawiał na miejscu grub­

szy materiał.

Drobnieniu osadów nie towarzyszy jednak wzrost ich wysortowania. We wszyst­

kich badanych próbach piasku jest ono umiarkowane, o podobnych wartościach 8.

Wynoszą one dla piasku fluwioglacjalnego 0,70 (0,66-0,74), a w serii eolicznej różni­

cują się od 0,71 (0,63-0,80) na zapleczu wydmy, przez 0,72 (0,66-0,82) na stoku do­

wietrznym do 0,64 (0,48-0,77) na stoku zawietrznym. Brak wyraźnej różnicy wysor­

towania utworów wyjściowych i eolicznych, przy selektywnej deflacji, a następnie jego niewielki wzrost w profilu poprzecznym przemieszczającej się, ale nieprzesypy- wanej do podstawy wydmy, może świadczyć o szybko zachodzącej sedymentacji lub zmiennej dynamice transportu (Rotnicki 1970). Na tę drugą możliwość wskazuje rów­

nież zaznaczający się, szczególnie dla piasku stoku zawietrznego, typ zależności mię­

dzy średnią średnicą ziam Mz a odchyleniem standardowym 3 (Mycielska-Dowgiałło 1980), w której wraz ze wzrostem Mz zmniejsza się stopień wysortowania materiału.

Słaby proces sortowania utworów wydmowych nie jest natomiast wynikiem krót­

kiego czasu trwania transportu eolicznego. Przeczy takiej możliwości wyraźny wzrost stopnia obtoczenia piasku wydmowego w stosunku do materiału źródłowego (Myciel- ska-Dowgiałło 1992, 1993). Ten ostatni cechuje Wo = 1308 (1272-1343) oraz domina­

cja ziam półgraniastych, przy przewadze ziarn obtoczonych y = 28,0% (21,0-35,0%) nad ziarnami graniastymi. W serii wydmowej wzrostowi Wo towarzyszy zwiększenie udziału procentowego ziarn typu y, które stanowią najliczniejszą klasę obtoczenia.

Spada natomiast liczebność pozostałych typów obróbki ziam. Odpowiednie wartości liczbowe wynoszą dla piasku eolicznego z zaplecza wydmy Wo = 1530 (1481-1583) i y = 52,2% (46,5-56,0%). Na stoku dowietrznym wydmy Wo = 1535 (1498-1570), y = 49,8% (44,0-57,0%), a na zawietrznym - Wo = 1522 (1439-1593), y = 50,8%

(48,5-60,0%),

Zarówno kształt, jak i budowa wydmy pozwalają zaliczyć j ą do form barchanopo- dobnych. Rozwijała się ona w ciągu jednej fazy wydmotwórczej, pod wpływem wiatru północno-zachodniego. Ponieważ nieznana jest odległość, na jaką została przemiesz­

czona wydma, nie wiadomo, czy pozostawiona przez nią spągowa część piasku odpo­

wiada pozycji wyjściowej formy. Nie można więc stwierdzić, czy zarejestrowany w nich przebieg linii grzbietowej odpowiada kształtowi formy pierwotnej. Idealna zgodność osi morfologicznych wydmy w jej obecnym, jak i wcześniejszym położeniu świadczy, że wykształcona już forma barchanopodobna przemieszczała się z zachowa­

niem swojego kształtu. Zmniejszała się natomiast wysokość wydmy pozostawiającej za sobą podczas wędrówki część piasku. Mogło to być spowodowane nasunięciem się wydmy na zwięzłe, gruboziarniste utwory morenowe, warunkujące przyspieszenie ruchu formy (Petrov 1976). Obniżaniu wydmy towarzyszył wzrost obtoczenia i drob­

nienie budującego j ą materiału, co wskazuje na zmniejszającą się prędkość wiatru.

Taki wniosek zdaje się potwierdzać również profil wydmy z obniżoną ku stokowi za­

wietrznemu krawędzią grzbietową, świadczącą o jego spłaszczaniu (Petrov 1976).

Zmniejszająca się prędkość wiatru również mogła być przyczyną redukcji rozmiarów wydmy, nieprzesypywanej do podstawy. Nie wydaje się, aby spadek możliwości trans­

portowych wiatru miał związek z położoną w odległości około 1 km na wschód od wydmy przeszkodą morfologiczną w postaci stromych stoków Wełecza. Wydma nie wykazuje bowiem żadnych cech formy wymuszonej rzeźbą terenu. Świadczy o tym zachowanie przez nią do momentu utrwalenia cech formy ruchomej niezmienność kształtu mimo zbliżania się do przeszkody oraz jego niezgodność z prostolinijnym przebiegiem stoku wzniesienia.