Propozycja kodu genetycznego osadów środowiska eolicznego

Propozycja kodu genetycznego osadów œrodowiska eolicznego

Pawe³ Zieliñski

, Katarzyna Issmer

The proposal of genetic code of aeolian deposits. Prz. Geol., 56: 67–72.

A b s t r a c t. A permanent trend in the geological studies is coding of lithologic data in order to simplify and shorten its description, and to storage data easily in digital form. The aim of this paper is to propose a lithogenetic code, which as far as it is possible systematizes all found types of aeolian deposits. Therefore, such a code contains not only lithologic data but also explains the deposit origin. Moreover, such a way of description helps out to use it in the POLEOL database. To accept deposition process as a criterion for distinguishing lithologic units in aeolian environ-ment was proposed. Hence, genetic types of deposits can be distinguished, which are related to the following subenvironments: 1) windward subenvironment, in which deposition occurs on the surface exposed to wind action, and depends on wind velocity and ground moisture, and 2) sube-nvironment of dune lee face, in which deposits are accumulated on the distal slope of dune mostly by gravitational redeposition and/or grain fall on the surfaces sheltered from the wind.

Such a systematization of the deposit units gives a possibility of making palaeogeographic reconstructions including determining: a) wind conditions, b) morphometric and dynamic features of forms, c) after further studies and collecting of greater number of data —lithotype features of the genetic types of dunes.

Keywords: code, aeolian environment, sedimentary structures

W literaturze geologicznej i geomorfologicznej sta³¹ tendencj¹ w ostatnich latach jest kodowanie danych litolo-gicznych. To znacznie upraszcza i skraca opis profilów geologicznych. Dziêki temu mo¿na je przechowywaæ i przetwarzaæ w postaci cyfrowej. Tak zapisane dane da siê wykorzystaæ do tworzenia odpowiednich baz, które s³u¿¹ do konstruowania modeli niezmiernie istotnych w bada-niach œrodowiska przyrodniczego.

W polskiej literaturze geologiczno-geomorfologicznej na sta³e przyj¹³ siê kod Mialla (1977), zmodyfikowany przez T. Zieliñskiego (1992, 1995), który okreœla teksturê i strukturê osadów. Tak zakodowanymi informacjami opisu-je siê kolejne opisu-jednostki sedymentacyjne w profilach litolo-gicznych. Jeœli profile s¹ skomplikowane, konieczne jest ³¹czenie pakietów w jednostki wy¿szego rzêdu. ¯eby uzy-skaæ mo¿liwie najwiêksz¹ czytelnoœæ kodu, T. Zieliñski (1992, 1995) wypracowa³ trójstopniowy, gradacyjny podzia³:

1) litofacja jest jednostk¹ litologiczn¹ o zdefiniowa-nych cechach strukturalzdefiniowa-nych i teksturalzdefiniowa-nych, uto¿samia siê j¹ z form¹ depozycyjn¹ b¹dŸ z procesem depozycyjnym;

2) zespó³ litofacji sk³ada siê z kilku litofacji — g³ównych i drugorzêdnych; na jego podstawie mo¿na okre-œliæ warunki akumulacji osadów, a wiêc jest zapisem subœ-rodowiska sedymentacyjnego;

3) kompleks litofacjalny jest z³o¿ony z pionowo lub obocznie s¹siaduj¹cych zespo³ów, powsta³ych we wzglêd-nie sta³ych lub stopniowo zmieniaj¹cych siê warunkach sedymentacji; reprezentuje zatem œrodowisko sedymenta-cyjne.

Dotychczas wed³ug podanej systematyki zosta³y zako-dowane osady fluwialnego i szeroko rozumianego glacjal-nego œrodowiska sedymentacyjglacjal-nego (Zieliñski T., 1992,

1993, 1995, 1997, 1998; Terpi³owski, 2003). Wydaje siê konieczne podobne podejœcie do œrodowiska eolicznego. W literaturze zosta³y opisane próby kodowania informacji litologicznych stosowane doraŸnie, na potrzeby danej publikacji (Clemmensen & Abrahamsen, 1983; Kocurek & Nielson, 1986). Pe³ny podzia³ œrodowiska eolicznego da³ GoŸdzik (1998), a zaproponowany przez niego kod obej-muje jedynie jednostki rangi subœrodowiska i jest oparty na kryterium tekstury oraz formy, jaka powstaje w wyniku sedymentacji. Szczegó³owy opis zaœ obejmuje wy³¹cznie cechy litologiczne jednostek sedymentacyjnych spotyka-nych w pokrywach eoliczspotyka-nych.

Jeœli bierzemy pod uwagê œrodowisko depozycyjne, bardziej uzasadniony wydaje siê podzia³ ze wzglêdu na dominuj¹cy proces, w którego wyniku jest deponowany materia³. Przyjmuj¹c to kryterium, autorzy proponuj¹ podzia³ œrodowiska eolicznego na subœrodowisko dowietrzne, czyli takie, w którym sedymentacja zachodzi³a na powierzchni wystawionej na dzia³anie wiatru (Hunter, 1977; Borówka, 1980), oraz subœrodowisko zawietrzne — tu akumulacja zachodzi³a w wyniku depozycji na stoku dystalnym, g³ównie na skutek oddzia³ywania si³y grawita-cji oraz wstecznych zawirowañ (McKee i in., 1971).

W tej pracy autorzy usystematyzowali kod litogene-tyczny eolicznego œrodowiska sedymentacyjnego w podziale na subœrodowisko dowietrzne (ryc. 1) i zawietrz-ne (ryc. 2) oraz wskazali mo¿liwoœci interpretacyjzawietrz-ne.

Œrodowisko eoliczne

W œrodowisku eolicznym dzia³aj¹ procesy niszczenia (deflacji i korazji), transportu (trakcji, saltacji, suspensji) i akumulacji. Prowadz¹ one do powstania form eolicznych: a) deflacyjnych (korazyjnych) — zag³êbienia deflacyjne (rynny, niecki, wanny), ostañce deflacyjne, graniaki i jar-dangi, b) akumulacyjnych — wydmy, eoliczne pokrywy pylasto-piaszczyste, pokrywy lessowe. Zapis œrodowiska eolicznego mo¿na równie¿ znaleŸæ w osadach. Wiatr — si³a sprawcza transportu eolicznego — jest oœrodkiem, któ-rego cechy zmieniaj¹ siê w krótkim czasie, zatem depozy-cja materia³u z takiego oœrodka ma równie¿ zmienn¹

1

Zak³ad Geografii Fizycznej i Paleogeografii, Uniwersytet Marii Curie-Sk³odowskiej, al. Kraœnicka 2CD, 20-718 Lublin; pziel@biotop.umcs.lublin.pl

2

Instytut Paleogeografii i Geoekologii, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dziêgielowa 27, 61-680 Poznañ; kissmer@ amu.edu.pl

naturê. Istotnym elementem œrodowiska eolicznego jest równie¿ pod³o¿e, na którym zachodzi depozycja. Warunki depozycji wp³ywaj¹ na powstanie cech litologicznych osa-dów — tekstury i struktury. Udokumentowanie w terenie tych cech pozwala na rekonstrukcjê kopalnych subœrodo-wisk eolicznych.

Subœrodowisko dowietrzne

Akumulacja w subœrodowisku dowietrznym uzale¿nio-na jest g³ównie od dwóch czynników: prêdkoœci wiatru i wilgotnoœci pod³o¿a (Borówka, 1990, 2001). W wyniku ich oddzia³ywania powstaj¹ zró¿nicowane pod wzglêdem wielkoœci i kszta³tu formy depozycyjne lub deflacyjne. Przyjmuj¹c jako kryterium powy¿sze czynniki, autorzy podzielili pr¹dowe subœrodowisko eoliczne na nastêpuj¹ce typy genetyczne osadów (ryc. 1).

HL — powierzchnia p³aska (ang. horizontal layer). Materia³ podlegaj¹cy procesom eolicznym zostaje urucho-miony dopiero, gdy prêdkoœæ wiatru wynosi oko³o 4 m/s (Borówka, 1990, 2001). S¹ to warunki, które sprzyjaj¹

opa-daniu materia³u z zawiesiny (Schwan, 1986). Efektem tego rodzaju depozycji jest p³aska powierzchnia. Akumulowa-ny w ten sposób osad pylasty lub bardzo drobnopiasz-czysty tworzy rozleg³e warstwy o strukturze masywnej, laminacji poziomej lub smu¿ystej (ryc. 3A). Laminacja osadów œwiadczy o istnieniu pr¹dów, a zatem oprócz de-pozycji zwi¹zanej z opadaniem z zawiesiny nale¿y rów-nie¿ braæ pod uwagê rytmiczny transport przypowierzch-niowy.

Lea (1990) i GoŸdzik (1998) uznaj¹, i¿ obecnoœæ mate-ria³u bardzo drobnopiaszczystego dowodzi, ¿e transport odbywa³ siê w tzw. saltacji zmodyfikowanej (Tsoar & Pye, 1987). Ten rodzaj transportu eolicznego jest uto¿samiany z unoszeniem przerywanym w œrodowisku aluwialnym. Pro-cesowi temu podlega, jak twierdz¹ Tsoar i Pye (1987), materia³ o œrednicy 0,07–0,1 mm. Saltacja zmodyfikowana polega na tym, i¿ na ziarna w³¹czone do transportu dzia³a turbulencja, w wyniku której tor ruchu cz¹stki jest d³u¿szy ni¿ w „skokach saltacyjnych” i nieregularny. Gdy uwzglêdni siê analogiê do œrodowiska fluwialnego, w któ-rym mu³y piaszczyste o laminacji smu¿ystej uznaje siê za efekt depozycji z zawiesiny oraz rytmicznego transportu

prêdkoœæ wiatru wind velocity pod³o¿e wilgotne wet ground pod³o¿e suche dry ground ukszta³towanie powier zchni relief procesy sedymentacyjne sedimentation processes struktura structure kod œrodowiska depozycyjnego code of depositional environment tekstura texture powierzchnia p³aska flat surface depozycja z zawiesiny deposition from suspension powierzchnia z riplemarkami surface with ripples

powierzchnia z riplemarkami

adhezyjnymi surface with adhesion ripples

powierzchnia z megariplemarkami surface with megaripples powierzchnia z megariplemarkami adhezyjnymi surface with adhesion

megaripples

powierzchnia z riplemarkami

¿wirowymi surface with granule ripples powierzchnia p³aska

plane bed

rynny deflacyjne deflation throughs

py³, py³ piaszczysty silt, silty sand

laminacja pozioma, laminacja falista horizontal lamination, wavy lamination depozycja w wyniku transportu saltacyjnego deposition from saltation

transport

piasek drobnoziarnisty, piasek pylasty fine sand, silty sand

przek¹tna laminacja riplemarków wstêpuj¹-cych, warstwowanie translacyjno-wstêpuj¹ce, laminacja falista climbing ripple cross-lamination, climbing translatent stratification, wavy lamination depozycja w wyniku transportu saltacyjnego na pod³o¿u wilgotnym deposition from saltation

transport on the wet ground

piasek drobnoziarnisty, piasek œrednioziarnisty,

piasek pylasty fine sand, medium sand,

silty sand pseudoprzek¹tna laminacja riplemarkowa z pomarszczon¹ powierzchni¹ lamin ripple pseudo-crosslamination with creased surface of laminae depozycja w wyniku transportu saltacyjnego i saltacji zmodyfikowa-nej w stefach cieni

aerodynamicznych mezoform deposition from

salta-tion and modified saltation transport in aerodynamic shadow zones of mesoforms depozycja w wyniku transportu w saltacji zmodyfikowanej i w przy-gruntowej zawiesinie podczas chwilowego unieruchomienia osadu na wilgotnym pod³o¿u deposition from saltation

transport and from near bed suspension during

temporary stoppage of deposit on the wet

ground depozycja w wyniku transportu w przygruntowej zawiesinie i saltacji zmodyfikowanej deposition from near

bed suspension and from modified

saltation transport

depozycja w wyniku transportu saltacyjnego

oraz transportu bardzo drobnych ¿wirów i piasku gruboziarnistego

w przygruntowej zawiesinie deposition from saltation

transport and from near bed suspension when

very fine gravel and coarse sand occur in transported material rozwiewanie powierzchni ekspo-nowanych na wiatr i wype³nianie zag³êbieñ osadem, gdy spadka prêdkoœæ wiatru deflation of surface exposed to the wind and filling of troughs with deposits when

wind velocity decreases

piasek œrednioziarnisty, piasek drobnoziarnisty medium sand, fine sand

piasek œrednioziarnisty, piasek gruboziarnisty, bardzo drobny ¿wir medium sand, coarse sand, very fine gravel

piasek gruboziarnisty, bardzo drobny ¿wir

coarse sand, very fine gravel

piasek œrednioziarnisty, drobnoziarnisty i gruboziarnisty medium sand, fine sand and coarse sand

du¿ok¹towe, przek¹tne warstwowanie tabularne œredniej i ma³ej skali

high-angle tabular cross-stratification of medium-and small-scale warstwowanie poziome horizontal stratification przek¹tne warstwowanie ma³ok¹towe low-angle cross-stratification warstwowanie przek¹tne, struktura masywna cross-stratification massive structure przek¹tne warstwowanie rynnowe trough cross-stratification RC HL RA MR MA PB RG DT 0 [m/s] 4 8 12 15 18 depozycja z zawiesiny deposition from suspenssion

transport w saltacji saltation transport

transport w saltacji zmodyfikowanej modified saltation transport

transport w zawiesinie przygruntowej transport in near bed suspension transport w trakcji

surface creep transport

Ryc. 1. Geneza litofacji eolicznego subœrodowiska dowietrznego w zale¿noœci od prêdkoœci wiatru i wilgotnoœci pod³o¿a na podstawie Borówki (1990, 2001); uk³ad tabeli zaczerpniêty od T. Zieliñskiego (1997); skróty genetyczne na podstawie Clemmensena i Abrahamsena (1983) — czêœciowo zmienione i uzupe³nione

Fig. 1. Origin of aeolian windward lithofacies in relation to wind velocity and ground moisture after Borówka (1990,2001); table after T. Zieliñski (1997); genetic symbols after Clmemensen & Abrahmansen (1983), partly modified

przydennego (Zieliñski T., 1997, 1998), mo¿na przyj¹æ, i¿ litofacje pylaste i pylasto-piaszczyste o laminacji smu¿y-stej lub poziomej powstaj¹ w warunkach s³abych wiatrów w granicach prêdkoœci 0–4 m/s, o strukturze masywnej zaœ — w bezwietrznych.

RC — riplemarki wstêpuj¹ce (ang. climbing ripples). Jeœli prêdkoœæ wiatru wynosi 4–8 m/s, na powierzchni wystawionej na dzia³anie wiatru w wyniku transportu sal-tacyjnego powstaj¹ ma³e formy depozycyjne — riplemarki (np. Sharp, 1963; Hunter, 1977; Borówka, 1980, 1990, 2001). Ich typowe wymiary to: wysokoœæ 0,5–1 cm (mak-symalnie 10 cm), rozstêp 5–20 cm (mak(mak-symalnie 200 cm) (Bagnold, 1954; Sharp, 1963). Parametry tych form s¹ œciœ-le uzaœciœ-le¿nione od prêdkoœci wiatru; im jest wiêksza tym wysokoœæ i rozstêp riplemarków s¹ wiêksze (Lancaster, 1995). Osady deponowane w wyniku ruchu riplemarków (ryc. 3B, E) to g³ównie piaski drobnoziarniste i piaski pyla-ste (GoŸdzik, 1998), które tworz¹ przek¹tnie laminowane riplemarki wstêpuj¹ce (Sharp, 1963). Dobra segregacja materia³u w œrodowisku eolicznym jest przyczyn¹ jego tek-sturalnej jednorodnoœci. Z tego powodu czêsto siê zdarza, i¿ laminacja riplemarków wstêpuj¹cych jest s³abo czytel-na. Hunter (1977) wprowadzi³ do tej grupy genetycznej osadów eolicznych termin warstwowanie translacyjno--wstêpuj¹ce. S¹ to piaski tworz¹ce rozleg³e, p³askie i rów-noleg³e warstwy. Ich mi¹¿szoœæ wynosi od kilku milime-trów do oko³o 2 cm i jest proporcjonalna do wielkoœci riplemarków. Charakteryzuj¹ siê odwróconym uziarnie-niem frakcjonalnym w obrêbie poszczególnych warstw oraz erozyjnym stropem. Nachylenie warstw jest równe k¹towi wspinania riplemarków. Du¿e tempo agradacji powoduje powstanie przek¹tnej, sinusoidalnej laminacji riplemarkowej (Hunter, 1977). Tego typu laminacja mo¿e równie¿ powstaæ w warunkach zwiêkszonej dostawy mate-ria³u z suspensji.

RA — riplemarki adhezyjne (ang. adhesion ripples). Na wilgotnym pod³o¿u, gdy prêdkoœæ wiatru osi¹ga 5–8 m/s, materia³ jest chwilowo wy³¹czany z transportu salta-cyjnego. Powstaj¹ ma³e riplemarki adhezyjne kilkumili-metrowej wysokoœci i rozstêpie od kilku milimetrów do 1 cm (Reineck, 1955; Kocurek & Nielson, 1986; Schwan, 1986; Borówka, 1990, 2001). Efektem takiej depozycji s¹ najczê-œciej piaski drobno- i œrednioziarniste oraz piaski pylaste o nieregularnej laminacji falistej (ryc. 3C). W literaturze struktury tego typu s¹ okreœlane jako pseudoprzek¹tna laminacja (Hunter, 1973) wstêpuj¹cych riplemarków adhe-zyjnych (Reineck, 1955; Kocurek & Fielder, 1982) lub pseudoprzek¹tne warstwowanie piasków z pomarszczon¹ powierzchni¹ lamin (GoŸdzik, 1998).

MR — megariplemarki (ang. megaripples). Na suchej powierzchni wzrost prêdkoœci wiatru powy¿ej 8 m/s powoduje znaczne zwiêkszenie rozmiarów form depozy-cyjnych. Borówka (1990, 2001) nazywa je mezobarchana-mi. Wysokoœæ megariplemarków wynosi od 10 do 100 cm. Po ich stronie zawietrznej wykszta³ca siê stok depozycyj-ny, na którym zachodzi akumulacja w wyniku osuwania siê materia³u. Tego typu formy (ryc. 3B) zapisuj¹ siê w osa-dach jako zestawy piasków œrednio- i drobnoziarnistych o tabularnym warstwowaniu przek¹tnym ma³ej i œredniej skali (Pye & Tsoar, 1990; GoŸdzik, 1998).

MA — megariplemarki adhezyjne (ang. adhesion

megaripples). W podobnych warunkach

aerodynamicz-nych co megariplemarki, lecz na wilgotnej powierzchni powstaj¹ du¿e riplemarki adhezyjne. Ich wysokoœæ wynosi od 10 do 25 cm, a rozstêp od 20 do 30 m. Charakteryzuj¹ siê krótkim i stromym stokiem dopr¹dowym oraz ³agod-nym i d³u¿szym zapr¹dowym (Borówka, 1990, 2001). Przyjmuje siê, i¿ jest to forma przejœciowa miêdzy du¿ymi formami depozycyjnymi a p³ask¹ powierzchni¹, która powstaje przy silnych wiatrach. Borówka (2001) sugeruje, i¿ w tych warunkach tworz¹ siê zestawy p³asko warstwo-wanych piasków, podobne do wyró¿nionych przez Huntera (1977) — planebed lamination. Opisywane przez Hunte-ra (1977) ma³ok¹towe warstwowanie nachylone w stropie warstwowania horyzontalnego powstaje, gdy prêdkoœæ wiatru spada, a wiêc w warunkach przejœciowych od wia-trów silnych do s³abych. Cechy morfometryczne du¿ych riplemarków adhezyjnych sk³aniaj¹ do stwierdzenia, i¿ efektem depozycji s¹ piaski o ma³ok¹towym warstwowa-niu nachylonym (ryc. 3D).

PB — powierzchnia p³aska powsta³a z rozwiania form depozycyjnych (ang. plane bed). Prêdkoœæ wiatru powy¿ej 12 m/s powoduje rozwiewanie mikro- i mezoform i powstanie p³askiej powierzchni (Borówka, 1990, 2001). Podobn¹ sytuacjê opisa³ Hunter (1977), gdy prêdkoœæ wia-tru wynosi³a 18 m/s. W efekcie gromadzi siê piasek war-stwowany poziomo. Struktura ta jest bardzo podobna do warstwowania translacyjnego wyró¿nianego przez Hunte-ra (1977); odró¿nia je gorsza segregacja ziaren, bHunte-rak gHunte-ranic erozyjnych i normalne uziarnienie frakcjonalne (ryc. 3E).

RG — riplemarki ¿wirowe (ang. granule ripples). Wzrost prêdkoœci wiatru do 18 m/s nad powierzchni¹ piaszczyst¹ ze zwiêkszonym udzia³em frakcji drobno¿wi-rowej powoduje powstanie form 10-centymetdrobno¿wi-rowej wy-sokoœci, zwanych riplemarkami ¿wirowymi. Ich charakte-rystyczn¹ cech¹ jest to, i¿ materia³ grubszy koncentruje siê g³ównie w obrêbie grzbietów form, drobniejszy zaœ w dol-nej czêœci stoków zawietrznych (Sharp, 1963; Fryberger i in., 1992). Efektem jest depozycja utworów drobno¿wiro-wych i grubopiaszczystych w formie soczewek, wyd³u-¿onych warstw o p³askim warstwowaniu przek¹tnym lub o strukturze masywnej o mi¹¿szoœci od kilku do kilkunastu centymetrów (ryc. 3F).

DT — rynny deflacyjne (ang. deflation troughs). Wzrost prêdkoœci wiatru powy¿ej 15 m/s uaktywnia proce-sy deflacyjne. Efektem s¹ zag³êbienia deflacyjne, najczêœ-ciej w kszta³cie w¹skich rynien zorientowanych zgodnie z kierunkiem wiatru (Borówka, 1990, 2001). Gdy prêdkoœæ wiatru spada, rynny s¹ zape³niane (McKee, 1966; McKee i in., 1971). W rezultacie powstaj¹ struktury rynnowe, któ-re najczêœciej s¹ wype³nione piaskami warstwowanymi wspó³kszta³tnie do powierzchni rynny (ryc. 3G). Tak zapi-sane naprzemienne procesy deflacji i akumulacji nale¿y zapewne uto¿samiaæ ze zmiennymi warunkami aerodyna-micznymi, czyli analogicznie do opisywanego przez McKee (1966) warstwowania klinowego. Rytmicznoœæ zmian tekstury osadów wype³niaj¹cych rynny, tj. naprze-mianleg³e laminy grubszego i drobniejszego materia³u, sta-nowi¹ dowód na szybko zmieniaj¹ce siê warunki aerodynamiczne, a w szczególnoœci prêdkoœæ wiatru (Poser, 1950; McKee i in., 1971; Hunter, 1977).

DP — bruk deflacyjny (ang. deflation pavement). Efektem intensywnej deflacji, zachodz¹cej zwykle w d³ugim czasie, jest poziom materia³u gruboklastycznego — bruk deflacyjny. Powstaje on na skutek deflacji, tj. wy-wiewania g³ównie piaszczystego materia³u, a w skrajnych warunkach — drobno¿wirowego. Efektem dzia³ania tego procesu jest residuum z³o¿one ze ¿wirów, a nawet g³azów z licznymi œladami korazji eolicznej. Poziomy te s¹ doku-mentowane najczêœciej w obrêbie eolicznych pokryw piaszczystych, w sp¹gu wydm lub w stropie osadów o innej genezie (np. glin lodowcowych). Bruk deflacyjny stanowi wyraŸne œwiadectwo zmian klimatycznych (Koster, 1988; Seppälä, 2004) i ma du¿e znaczenie diagnostyczne w roz-wa¿aniach stratygraficznych.

Subœrodowisko zawietrzne

Depozycja osadów w subœrodowisku zawietrznym zachodzi na dystalnym stoku wydm. W tej strefie nastêpuje grawitacyjne opadanie ziaren z powietrza oraz osuwanie siê pojedynczych ziaren lub ca³ych pakietów po stoku o nachyleniu bliskim k¹towi naturalnego zsypu. Ponadto zachodzi migracja riplemarków w górê stoku na skutek wirów wstecznych (ryc. 2 i 3H).

SF — lawinowe osypywanie ziaren (ang. sandflow). Piasek przenoszony po dowietrznym stoku wydmy jest naj-czêœciej deponowany po zawietrznej stronie grzbietu. Po przekroczeniu stanu równowagi, czyli k¹ta naturalnego spoczynku, nastêpuje redepozycja grawitacyjna. W efekcie

takiego sp³ywu mas gromadzi siê piasek o du¿ok¹towym warstwowaniu nachylonym. W przekroju poprzecznym górnej czêœci stoku dolna granica osadu jest wklês³a w wyniku erozyjnej dzia³alnoœci osuwaj¹cego siê pakietu; natomiast w œrodkowej i dolnej czêœci stoku granica jest wypuk³a, gdy¿ jest skutkiem akumulacji — unieruchomie-nia osuwaj¹cego siê materia³u (Borówka, 1980, 1990, 2001). Zasiêg poprzeczny pakietów jest niewielki, rzêdu kilkunastu centymetrów, zasiêg pod³u¿ny zaœ jest bliski d³ugoœci stoku zapr¹dowego wydmy (McKee, 1966; Sharp, 1966; Hunter, 1977; Borówka, 1980).

GF — opad ziarnowy (ang. grain fall). Gdy silny stru-mieñ wiatru odrywa siê od krawêdzi wydmy, materia³ piaszczysty zostaje uniesiony. W wyniku spadku noœnoœci strumienia na zawietrznym stoku wydmy nastêpuje opad ziarnowy z zawiesiny (Sharp, 1966; McKee i in., 1971). Zdeponowany w ten sposób materia³ ma warstwy du¿ej rozci¹g³oœci, nachylone zgodnie z powierzchni¹, na której zachodzi depozycja; jednak nie przekraczaj¹ 28°. Osad jest niewysortowany, ma strukturê masywn¹ lub delikatn¹ laminacjê (McKee, 1966; Hunter, 1977; Clemmensen & Abrahamsen, 1983).

RC — riplemarki wstêpuj¹ce (ang. climbing ripples). Proces depozycyjny prowadz¹cy do powstania riplemar-ków zasta³ opisany w czêœci dotycz¹cej subœrodowiska dowietrznego. W tym miejscu nale¿y zaznaczyæ, i¿ tego typu depozycja zachodzi równie¿ w dolnej czêœci dystalne-go stoku wydmy, w skutek dzia³ania wstecznych pr¹dów.

depozycja z zawiesiny

deposition from suspension

pr¹d powietrza

airflow

transport w saltacji

saltation transport

transport w trakcji

surface creep transport

1 2 3 zawietr zny stok wydmy leeward slope of dune procesy sedymentacyjne sedimentation processes struktura structure kod œrodowiska depozycyjnego code of depositio-nal environment tekstura texture 1 – strefa oderwania pr¹du powietrza

zone of flow separation

2 – strefa cienia

aerodynamicznego

zone of aerodynamic shadow

3 – strefa wirów powrotnych

zone of back eddies

depozycja z zawiesiny

deposition from suspension

depozycja z grawitacyjnego, lawinowego osypywania siê ziaren, depozycja z zawiesiny

deposition from sandflow, deposition from suspension

py³ piaszczysty, piasek drobnoziarnisty

sandy silt, fine sand

piasek drobno-, œrednio-, i grubo-ziarnisty, bardzo drobny ¿wir

medium, fine and coarse sand, very fine gravel

struktura masywna lub delikatna laminacja

massive structure or faint lamination

przek¹tne warstwowanie nachylone wielkej skali

large-scale inclined stratification

SF GF

depozycja z transportu saltacyjnego oraz z zawiesiny

deposition from saltation transport and deposition from suspension

piasek pylasty, piasek drobnoziarnisty

silty sand, fine sand

przek¹tna laminacja riplemarków wstêpuj¹cych, laminacja falista, struktura masywna

climbing ripple cross-lamination, wavy lamination, massive structure

RC pod³o¿e wydmy

dune substratum

Ryc. 2. Geneza litofacji eolicznego subœrodowiska zawietrznego; skróty genetyczne na podstawie Clemmen-sena i AbrahamClemmen-sena (1983) — czê-œciowo zmienione

Fig. 2. Origin of aeolian lithofacies of dune lee face; genetic symbols after Clemmensen & Abrahmansen (1983), partly modified

Laminy riplemarkowe wyklinowuj¹ siê w górê stoku i zazêbiaj¹ z warstwami typu SF. Wystêpowanie na stoku zawietrznego opadu ziarnowego (GF) powoduje zatarcie laminacji riplemarków wstêpuj¹cych i powstanie zesta-wów piasków delikatnie laminowanych b¹dŸ o strukturze masywnej (Clemmensen & Abrahamsen, 1983).

Podsumowanie

Ujednolicony sposób kodowania informacji litologicz-nych œrodowiska eolicznego zosta³ przygotowany w zwi¹zku z tworzon¹ baz¹ POLEOL zawieraj¹c¹ dane na temat zjawisk eolicznych w Polsce (Issmer, 2004).

Uwzglêdniaj¹c aktualny stan badañ odnosz¹cych siê do szeroko rozumianego œrodowiska eolicznego, autorzy zaproponowali kod litogenetyczny jako sposób rejestracji nios¹cy interpretacje genetyczn¹. Umo¿liwia on jedno-znaczny i krótki zapis informacji o warunkach procesu depozycyjnego, tj. aerodynamice i wilgotnoœci oraz rodza-ju powierzchni, na której osad by³ akumulowany. Cyfrowy zapis tak zakodowanych danych jest ujednolicony z baz¹ danych DIRTMAP (Kohfeld & Harrison, 2000, 2001).

Podzia³ œrodowiska eolicznego na dwa subœrodowiska, tj. subœrodowisko dowietrzne i zawietrzne, podyktowany by³ zró¿nicowaniem dominuj¹cych procesów depozycji w ró¿nych czêœciach wydmy — na jej przedpolu oraz

zaple-D

B

A

E

F

G

C

H

D

B

A

E

F

G

C

H

RC

HL

MR

MR

HL

HL

HL

HL

PB

RC

RC

RG

DT

DT

RA

SF GF

RC

MA

PB

RC

HL

HL

HL

HL

HL

MR

MR

PB

RC

RC

RG

DT

DT

RA

SF GF

RC

MA

PB

Ryc. 3. Cechy litofacjalne osadów eolicznych; A — akumulowanych w warunkach bezwietrznych; B–G — akumulowanych w subœrodo-wisku dowietrznym (strza³ka wskazuje kierunek wiatru); H — akumulowanych w zawietrznym subœrodosubœrodo-wisku wydm

Fig. 3. Lithofacial features of aeolian sediments; A — accumulated under windless conditions; B–G — accumulated in wind-exposed subenvironment (the arrow shows wind direction); H — accumulated in subenvironment of dune lee face

czu. Taki podzia³ pozwala dokonywaæ rekonstrukcji paleo-geograficznych, w tym g³ównie typów genetycznych form i ich dynamiki, oraz poœrednio warunków œrodowisko-wych. Jest to bardzo istotne w badaniach wydm œródl¹dowych, gdy¿ formy te rozwija³y siê w trzech fazach wydmotwórczych. W wyniku tego formy ze starszych faz s¹ najczêœciej zachowane w stanie kopalnym. Zatem ich rekonstrukcja „typologiczna” jest mo¿liwa jedynie na pod-stawie cech litofacjalnych osadów.

Scharakteryzowane typy genetyczne osadów sub-œrodowiska dowietrznego zale¿nie od wilgotnoœci powierzchni depozycyjnej reprezentuj¹ dwie odmienne sukcesje charakterystyczne dla narastaj¹cej prêdkoœci wia-tru (ryc. 1, por. Borówka, 1990, 2001). Pierwsz¹, na powierzchni suchej, tworz¹ litofacje: HL (powierzchnia p³aska) ® RC (powierzchnia z riplemarkami wstêpuj¹-cymi)® MR (powierzchnia z megariplemarkami) ® PB (powierzchnia p³aska z rozwiania form depozycyjnych® DT (powierzchnia z rynnami deflacyjnymi), na powierzchni wilgotnej zaœ: HL (powierzchnia p³aska)® RA (powierz-chnia z riplemarkami adhezyjnymi)® MA (powierzchnia z megariplemarkami adhezyjnymi)® DT (powierzchnia z rynnami deflacyjnymi).

Dotychczasowe badania cech litofacjalnych wydm œródl¹dowych (Izmai³ow, 2001; Zieliñski P., 2004) wydaj¹ siê wskazywaæ, ¿e w poszczególnych typach genetycznych mo¿na wyró¿niæ tzw. cechy litotypowe, czyli te, które umo¿liwiaj¹ rozpoznanie rodzaju wydmy po cechach lito-logicznych tworz¹cych j¹ osadów (teksturze, strukturze i danych kierunkowych). Jednak¿e jednoznaczne wskazanie tych cech bêdzie mo¿liwe po dodatkowych, szcze-gó³owych badaniach wiêkszej liczby wydm, co w znacz-nym stopniu u³atwi baza POLEOL.

Autorzy pragn¹ serdecznie podziêkowaæ profesorowi Toma-szowi Zieliñskiemu i anonimowemu recenzentowi za cenne i ¿yczliwe uwagi.

Literatura

BAGNOLD R.A. 1954 — The physics of blown sand and desert dunes. Methuen, London.

BORÓWKA R.K. 1980 — Wspó³czesne procesy transportu i sedymen-tacji piasków eolicznych oraz ich uwarunkowania i skutki na obszarze wydm nadmorskich. Pr. Komis. Geogr. Geol. PTPN, 20.

BORÓWKA R.K. 1990 — The Holocene development and present mor-phology of the £eba Dunes, Baltic coast of Poland. [In:] Nordstrom K.F., Psuty N. & Carter B. (ed) Coastal Dunes: form and proceses. Wiley, Chichester-New York: 289–313.

BORÓWKA R.K. 2001 — Struktura wewnêtrzna wydm £ebskich jako efekt zmiennoœci warunków meteorologicznych. [W:] Rotnicki K. (red.) Przemiany œrodowiska geograficznego nizin nadmorskich po³udniowego Ba³tyku w vistulianie i holocenie. Bogucki Wyd. Nauk., Poznañ: 89–93.

CLEMMENSEN L.B. & ABRAHAMSEN K. 1983 — Aeolian stratifi-cation and facies association in desert sediments, Arran basin (Per-mian), Scotland. Sedimentology, 30, 3: 311–339.

FRYBERGER S.G., HESP P. & HATINGS K. 1992 — Aeolian granule ripple deposits, Namibia. Sedimentology, 39, 2: 319–331.

GODZIK J. 1998 — Struktury sedymentacyjne w eolicznych piaskach pokrywowych w Polsce. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (red. nauk.) Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwarto-rzêdowych i ich wartoœæ interpretacyjna. WGiSR UW, Warszawa: 167–191.

HUNTER R.E. 1973 — Pseudo-crosslamination formed by climbing adhesion ripples. J. Sediment. Petrol., 43: 1125–1127.

HUNTER R.E. 1977 — Basic types of stratification in small eolian dunes. Sedimentology, 24, 3: 366–387.

ISSMER K. 2004 — Badania osadów lessowych i ich wykorzystanie w Geograficznych Systemach Informacyjnych (GIS) — problem unifika-cji badañ zagadnieñ eolicznych w Polsce. [W:] Jary Z. (red.) Zmiany klimatu zapisane w sekwencjach lessowych, IV Seminarium Lessowe, 13–16.10.2004, Strzelin. Inst. Geogr. i Rozwoju Regional. UWr: 40–43. IZMAI£OW B. 2001 — Typy wydm œródl¹dowych w œwietle badañ struktury i tekstury ich i osadów (na przyk³adzie dorzecza górnej Wis³y). Rozprawy Habilitacyjne UJ, nr 538. Wyd. UJ, Kraków. KOCUREK G. & FIELDER G. 1982 — Adhesion structures. J. Sediment. Petrol., 52, 4: 1229–1241.

KOCUREK G. & NIELSON J. 1986 — Conditions favorable for the formation of warm-climate aeolian sand sheets. Sedimentology, 33, 6: 795–816.

KOHFELD K.E. & HARRISON S.P. 2000 — How well can we simu-late past climates? Evaluating the models using global palaeoenviron-mental datasets. Quat. Sci. Rev., 19: 321–346.

KOHFELD K.E. & HARRISON S.P. 2001 — DIRTMAP: The geolo-gical record of dust. Earth Sci. Rev., 54, 1-3: 81–114.

KOSTER E. 1988 — Ancient and modern cold-climate aeolian sand deposition: a review. J. Quat. Sci., 3, 1: 69–83.

LANCASTER N. 1995 — Geomorphology of desert dunes. Routledge, London-New York.

LEA P.D. 1990 — Pleistocene periglacial eolian deposits in south--western Alaska; sedimentary facies and depositional processes. J. Sediment. Res., 60, 4: 582–591.

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: 1–69.

McKEE E.D., DOUGLASS J.R. & RITTENHOUSE S. 1971 — Defor-mation of lee-side laminae in eolian dunes. Geol. Soc. Amer. Bull., 82: 359–378.

MIALL A.D. 1977 — A review of the braided river depositional envi-ronment. Earth Sci. Rev., 13: 1–62.

POSER H. 1950 — Zur Rekonstruction der spätglazialen Luftdruckv-erhältnisse in Mittel- und Westeuropa auf Grund der vorzeitlichen Dünen. Erdkunde, 4, 1-2: 63–70.

PYE K. & TSOAR H. 1990 — Aeolian sands and dunes. Unwin Hyman, London.

REINECK H.E. 1955 — Haftrippeln und Haftwarzen Ablagerungsfor-men von Flugsand. Senckenbergiana Lethaea, 36: 347–357.

SCHWAN J. 1986 — The origin of horizontal alternating bedding in Weichselian aeolian sands in Northwestern Europe. Sediment. Geol., 49: 73–108.

SEPPÄLÄ M. 2004 — Wind as a geomorphic agent in cold climates. Cambridge University Press.

SHARP R.P. 1963 — Wind ripples. J. Geol., 71: 617–636.

SHARP R.P. 1966 — Kelso Dunes, Mohave Desert, California. Geol. Soc. Amer. Bull., 77: 1045–1074.

TERPI£OWSKI S. 2003 — Nowa propozycja kodowego zapisu gene-zy osadów glacimarginalnych. [W:] Harasimiuk M. & Terpi³owski S. (red.) Analizy sedymentologiczne osadów glacigenicznych. Wyd. UMCS, Lublin: 81–93.

TSOAR H. & PYE K. 1987 — Dust transport and the question of desert loess formation. Sedimentology, 34: 139–153.

ZIELIÑSKI P. 2004 — Modele rozwoju wydm w zachodniej czêœci Wy¿yny Lubelskiej. [W:] Wojtanowicz J. (red.) Formy i osady eolicz-ne. Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich, Poznañ: 77–84. ZIELIÑSKI T. 1992 — Moreny czo³owe Polski pó³nocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. UŒl, 1325.

ZIELINSKI T. 1993 — Sandry Polski pólnocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. UŒl, 1398.

ZIELIÑSKI T. 1995 — Kod litofacjalny i litogeniczny — konstrukcja i zastosowanie. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. & Rutkowski J. (red.) Badania osadów czwartorzêdowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. WGiSR UW, Warszawa: 220–234.

ZIELIÑSKI T. 1997 — Cyklicznoœæ w osadach rzek roztokowych. Geol. UŒl, 14: 68–119.

ZIELIÑSKI T. 1998 — Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych. [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (red. nauk.) Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych i ich wartoœæ inter-pretacyjna. WGiSR UW, Warszawa: 197–257.

Praca wp³ynê³a do redakcji 8.03.2006 r. Po recenzji akceptowano do druku 24.10.2007 r.