Эоловые формы рельефа

Эоловая транспортировка

Пылеватые и мелкие песчаные частицы подхватываются с поверхностей ветрами и переносятся на различные расстояния. Состав переносимых частиц разнообразен. Воздушными потоками разносятся зерна кварца, полевого шпата, гипса, галита, глинистые и известковистые частицы, комочки почвы. Перенос зерен зависит от их размера и скорости ветра (табл. 14). Перенос осуществляется скачкообразно или перекатыванием обломков по поверхности, или во взвешенном состоянии.

Таблица 14

Критические скорости ветра для частиц песчаной размерности

Скорость ветра, м/с	Максимальные размеры движущихся песчинок, мм
4,5–6,7	0,25
6,7–8,4	0,5
9,8–11,4	1,0
11,4–3,0	1,5

При скорости ветра до 7 м/с около 90 % песчаных частиц переносится в слое 5–10 см от поверхности Земли. При скорости 20 м/с песок поднимается на несколько метров. Сильные ветры и ураганы поднимают песок на десятки метров и перекатывают гальки и плоский щебень диаметром более 5 см.

Процесс перемещения крупных песчаных зерен и щебня осуществляется в виде последовательных прыжков или скачков под крутым углом на расстояния до нескольких метров (в зависимости от силы ветра). В пустынях пески переносятся на расстояния в десятки, а иногда и в сотни километров.

В процессе переноса песчаный материал не только сортируется, но и истирается и шлифуется. Это происходит вследствие взаимного соударения частиц в процессе транспортировки.

Пылеватый материал способен подниматься на высоту от 3 до 5 км, а иногда насыщать всю тропосферу и даже выходить за ее пределы и переноситься во взвешенном состоянии на тысячи километров. Пыль в тропосфере может находиться годами и медленно оседать. Пыль из пустынь Африки сильными ветрами переносится на запад на расстояние 2000–2500 км и участвует в строении осадков Атлантического океана. Известны случаи, когда эоловая пыль из пустыни Сахары переносилась через Средиземное море и была обнаружена в некоторых странах Западной Европы.

Рис. 28. Дефляционные формы эолового рельефа: решетчатые или сотовые скалы

Наиболее распространены аккумулятивные и аккумулятивно-дефляционные формы рельефа, образующиеся в результате перемещения и отложения ветром песчаных частиц, а также дефляционные (выработанные) эоловые формы рельефа, возникающие за счет выдувания (дефляции) рыхлых продуктов выветривания, разрушения горных пород под воздействием динамических ударов самого ветра и особенно под действием ударов мелких частиц, переносимых ветром в ветропесчаном потоке.

Среди дефляционных ми­к­ро­форм (до нескольких десятков сантиметров в поперечнике) на­иболее распространены решетчатые или сотовые скалы, сложенные в основном терригенными породами (рис. 28); к формам средней величины (метры и десятки метров) относятся борозды (ярданги), ложбины, котлы и ниши выдувания, скалы причудливой формы (грибообразные, кольцевые и др.); к крупным выработанным формам (несколькокилометров в поперечнике) – котловины выдувания и солончаково-дефляционные впадины, образующиеся при совместном воздействии интенсивно протекающих процессов физико-химического (солевого) выветривания и дефляции, в том числе огромные площади до сотен километров, например впадина Карагие в Западном Казахстане.

Наиболее распространенными аккумулятивными формами эолового рельефа являются барханы, песчаные гряды и эоловая рябь.

Барханами называют асимметричные серповидные в плане песчаные формы, расположенные перпендикулярно господствующему направлению ветра. Наветренный склон их длинный и пологий. Он покрыт множеством

Рис. 29. Аккумулятивные формы эолового рельефа: бархан

поперечных к направлению вет­ра знаков, напоминающих мелкую рябь на поверхности воды. Подветренный склон у барханов короткий и крутой. Вершинная часть бархана характеризуется развитием острого гребня, имеющего форму дуги. Высота барханов раз­лична и колеблется от 2 до 30 м, иногда 40 м и более, ширина 200–300 м, (рис. 29).

Продольные песчаные гряды распространены во всех пустынях мира, где господствующими являются ветры одного направления, не встречающие на пути никаких препятствий. Горизонтальное перемещение сочетается с действиями восходящих и нисходящих потоков воздуха, которые приподнимают и переносят песчаные частицы. Их возникновение вызвано неравномерным нагреванием поверхности песков. В результате совместного действия ветров, длительное время дующих в одном направлении, и их сочетания с воздушными потоками образуются симметричные гряды, разделенные межгрядовыми понижениями.

Направление ветра

Рис. 30. Схема возникновения эоловой ряби

Эоловая рябь – наиболее распространенная форма в эоловом рельефе. Она представляет собой низкие ассиметричные валики из песка (высотой 2–5 см), образующие серповидно изогнутые цепочки, протягивающиеся на десятки метров, чаще параллельно друг другу и перпендикулярно к направлению ветра. Эоловая рябь покрывает наветренные стороны барханов и выровненные участки песчаных отложений (рис. 30).

Рис. 31. Аккумулятивные формы эолового рельефа: дюна

На выровненных побе­режьях океанов, морей и крупных озер, где происходит принос песка на пляжи волнами, а также на пойменных и древних террасах рек возникают своеобразные фор­мы песчаного рельефа, которые называются дюнами. Дующие в сторону берега ветры подхватывают сухой песок и переносят его в глубь побережья. Отдельные неровности рельефа или кустарниковая растительность задерживают песок и вокруг них образуются отдельные холмики. Постепенно разрастаясь, они объединяются, образуя дюны – холмовидные накопления песка высотой до 20–40 м и более (рис. 31).

Характерной особенностью дюн является движение за счет перекатывания песчинок ветром с одной стороны холма на другую. Возникшие в результате дующего ветра дюны постепенно перемещаются в глубь материка, а на их месте появляются новые. В результате этих процессов возникают цепи параллельных дюн. Скорость движения дюн в глубь материка определяется силой господствующих в данной местности ветров и колеблется от 0,5–1 до 20–22 м/год.

Дюны широко развиты на плоских побережьях Балтийского моря (Финский залив) и на атлантическом побережье Франции, а также встречаются в Мещере и на плоских участках Западно-Сибирской низменности.

Пылеватые накопления встречаются за пределами пустынь. Современные пыльные бури образуют рыхлые наносы, которые через некоторое время размываются атмосферными водами. Пылеватые накопления более древнего возраста приняли участие в формировании лёссовых образований. Мощность лёссовых отложений колеблется от 1–2 до 100 м и более.

2.5.2.3. Геологическая деятельность ледников

Ледники – это естественные массы кристаллического льда (вверху – фирн[6]), находящиеся на поверхности Земли в результате накопления и последующего преобразования твердых атмосферных осадков (снега).

Необходимым условием образования ледников явля­ется сочетание низких температур воздуха с большим количеством твер­дых атмосферных осадков. С течением времени фирн постепенно превращается в глетчерный лед.

Зарождаются ледники вы­ше снеговой границы, где рас­полагаются их области питания (аккумуляции). Но при движении ледники выходят ниже снеговой границы в область абляции (лат. ablatio – отнятие, снос), где происходит постепенное уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механического разрушения. Современные ледники покрывают площадь свы­ше
16 млн. км², или около 11 % суши. В них сосредоточено более 25 млн. км³ льда – почти ²/₃ объема пресных вод на планете.

Рис. 32. Горный Алтай. Ледник, на поверхности – боковая и срединная морены

Выделяются три основных типа ледников:

1) покровные, или ледники растекания, – лед растекается от центра к периферии. Покровные ледники образуются на равнинах, но и низкогорный рельеф может быть погребен под мощной ледяной толщей;

2) горные, или ледники стока, – лед движется из областей питания под действием силы тяжести вниз по горным долинам (рис. 32);

3) промежуточные, или смешанные. К промежуточному типу относятся так называемые предгорные и плоскогорные ледники. Предгорные ледники получили название по расположению у подножия гор. Они образуются в результате слияния многочисленных горных ледников, выходящих на предгорную равнину, растекающихся в стороны и вперед и образующих крупный ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства.

Классическим примером существующих в настоящее время покровных ледников служит ледяной покров Антарктиды, он образует огромное плато высотой до 4000 м, площадью 13,2 млн. км².

Дата добавления: 2014-11-18