CAPITOLUL 14

S I S T E M U L M O R F O G E N E T I C E O L I A N (SME)

Noţiuni generale. Caracteristicile vântului. Relieful de eroziune

eroliană. Procesele (deflaţia şi coraziunea). Forme de eroziune eoliană. Microforme, mezoforme şi macroforme de eroziune eoliană. Relieful de acumulare eoliană. Ridurile. Dunele. Dune libere. Dune constrânse. Tipuri morfologice de regiuni aride şi semiaride.

« Pe Marte se găsesc piramide care măsoară 3 kilometri la bază şi 1

kilometru la înălţime. Nu par să fi fost construite de faraoni marţieni. Eroziunea provocată de particulele de nisip purtate de vânturi este de cel puţin 10 000 de ori mai intensă decât pe Pământ, din cauza vitezelor mai mari necesare pentru antrenarea nisipului în atmosfera rarefiată de pe Marte ».

Carl Sagan (1989)

14.1. Noţiuni generale Totalitatea proceselor şi formelor de relief determinate de agentul geomorfologic care este

vântul constituie sistemul morfogenetic eolian. Deşi acţiunea vântului este mai puţin importantă decât apa pentru modelarea reliefului, iar în unele regiuni ale globului vântul este un agent geomorfologic abia perceptibil, în zonele lipsite de vegetaţie el are efecte semnificative. Regiunile aride şi semiaride cu întinse mări de nisip şi suprafeţe de rocă dură adânc scobite de vânt sunt o dovadă a puterii de acţiune a acestui agent geomorfologic. Deşerturile sunt unele din cele mai puţin cunoscute zone de pe glob şi până nu de mult cunoaşterea noastră s-a bazat aproape exclusiv pe observaţiile exploratorilor în aceste medii inospitaliere la sfârşitul secolului al XIX-lea şi începutul secolului al XX-lea. Accesibilitatea în creştere odată cu dezvoltarea economică, împreună cu

391

cartografierea detaliată a deşerturilor prin imagini satelitare au dus la o rapidă evoluţie a cunoaşterii ştiinţifice a reliefului, proces concentrat spaţial şi temporar. Chiar în regiunile aride el este restrâns la zone de favorabilitate. O mare parte din materialul deflat în fiecare an este transportat în timpul marilor furtuni de praf care de obicei ţin câteva zile.

Contribuţii importante la cunoaşterea proceselor şi formelor eoliene le-a adus Bagnold la mijlocul anilor 1930. Lucrarea lui The Physics of Blown Sand and Desert Dunes, deşi publicată în 1941, rămâne încă cea mai clară evaluare a mediului geomorfologic în aceste regiuni.

Efectivitatea acţiunii vântului este limitată de un număr de factori şi la nivel global este un agent cu un potenţial eroziv mult mai redus decât activitatea fluvială. În comparaţie cu apa, aerul are o densitate şi viscozitate coborâte, astfel că numai particulele foarte fine pot fi transportate în suspensie, exceptând vitezele foarte mari ale vântului. Mai mult, vegetaţia reduce viteza vântului la suprafaţa pământului şi împreună cu umezeala previne antrenarea particulelor de sol de către vânt. În consecinţă, activitatea eoliană este efectivă numai în arealele lipsite complet de covor vegetativ şi materialul de suprafaţă este numai ocazional umed.

Cele mai importante asemenea zone sunt regiunile aride ale lumii, dar şi zonele de ţărmuri, terenurile nude (în special unde măsurile de protecţie a solului sunt slabe) şi în câmpiile fluviale cu albii în migrare, în special în jurul marginilor gheţarilor şi calotelor glaciare. În asemenea medii procesele eoliane pot juca un rol important în evoluţia reliefului, iar în marile deşerturi ale lumii vântul este cel mai important agent geomorfologic.

Fig. 14.1. Răspândirea ergurilor active şi relicte (cit. din Summerfield, 1992)

Cea mai importantă parte a reliefului creat de vânt se află în deşerturile fierbinţi ale lumii, motiv pentru care ne vom ocupa în mod special de acestea. Formele eoliene care se formează în mediile costale sau periglaciare sunt abordate la capitolele respective.

Dunele sunt formele de relief dominante în deşerturi. Ele sunt mari acumulări de nisip într-o varietate de forme concentrate în mări de nisip cunoscute sub numele de erguri. S-a estimat că 85%

392

din nisipul mobil se află în aceste erguri care deţin o suprafaţă de cca 32 000 km2. Marile erguri active sunt limitate în general de izohieta de 150 mm, dar ergurile relicte sau fixate (care au devenit inactive datorită efectului stabilizator al vegetaţiei) se găsesc la marginea subumedă a regiunilor aride ale lumii (fig. 14.1). Unele erguri active au o extindere foarte mare; cel mai mare este Rub'al Khali care acoperă 560 000 km2 în Arabia Saudită.

Cuarţul reprezintă componenta dominantă a nisipurilor deşertice, atât din cauza abundenţei lui ca mineral de formare a rocilor, cât şi din cauza rezistenţei la eroziunea chimică şi mecanică. Granulele de cuarţ eolian au originea fie prin meteorizarea rocilor vulcanice, metamorfice sau sedimentare, fie sunt derivate din aluviunile vechilor râuri ce drenau actualele erguri. De exemplu, ergurile Africii de Nord sunt localizate în centrul unor asemenea bazine de drenaj.

Foto 14.1. Marele Erg Occidental,

Sahara (Van Acker, 2001).

14.2. Caracteristicile vântului O cunoaştere a caracteristicilor vântului este vitală pentru înţelegerea evoluţiei formelor de

relief eolian şi există încă o redusă cantitate de informaţie privind variaţia temporală şi spaţială a vitezei şi direcţiei vânturilor în zona deşertică. Cu toate acestea unele generalizări sunt posibile. Proprietăţile la scară mare ale vânturilor deşertice sunt determinate de circulaţia generală care, la latitudinea deşerturilor fierbinţi ale lumii, este dominată de sistemele subtropicale de mare presiune. Regiuni întinse sunt supuse acţiunii unor vânturi cu direcţii constante, dar factorii regionali şi locali, cum ar fi aceia determinaţi de contrastele termice ale suprafeţelor deşertice, pot adăuga efecte globale. Încălzirea diferenţială a suprafeţei, asociată cu variaţia în albedou, conduce la formarea de gradienţi de presiune, care la rândul lor generează vânturi locale. De exemplu, încălzirea puternică în timpul zilei a suprafeţei nude a terenurilor în deşert incită vânturile să se deplaseze dinspre zonele învecinate care au covor de vegetaţie spre ele. Noaptea, suprafaţa deşerturilor se răceşte mult mai repede decât alte regiuni şi vânturile îşi inversează direcţia. Un fenomen asemănător are loc în zona ţărmurilor sau în arealele cu un contact altitudinal pronunţat.

Un aspect deosebit al mişcării particulelor de către vânt este variaţia verticală a vitezei vântului deasupra pământului. În apropierea suprafeţei pământului vitezele sunt mici datorită frecării şi mărimea acestui efect este în funcţie de rugozitatea terenurilor. Pe măsură ce viteza vîntului şi rugozitatea de suprafaţă cresc, curgerea aerului devine turbulentă şi creşte astfel potenţialul pentru eroziune.

Atât apa, cât şi aerul sunt fluide care se comportă similar în ce priveşte antrenarea în mişcare a particulelor de nisip. Odată ce vântul bate de-a lungul unei suprafeţe de teren acoperit cu material necoeziv, există o viteză critică de dragare la care particulele încep să se pună în mişcare. Forţele de dragare pot iniţia mişcarea particulelor prin rostogolire sau alunecare, proces numit creep de suprafaţă. Viteza vântului necesară pentru ridicarea şi transportul particulelor este cunoscută sub numele de viteza prag a fluidului.

Acest tablou simplu este foarte mult complicat de turbulenţă. Curgerile de aer sunt rareori uniforme şi ele sunt mai degrabă caracterizate prin variaţii bruşte de viteză care crează un potenţial

393

mărit de dragare şi ridicare în aer (lifting) a particulelor. Uşurinţa antrenării depinde în principal de dimensiunea particulelor, dar şi de alţi factori cum ar fi umezeala solului, compactarea etc. Expresia grafică a acestor relaţii este dată în fig. 14.2.

Fig. 14.2. Mişcarea particulelor sub

acţiunea vântului (Nelson, 2001).

Pentru particulele uscate de formă şi densitate similare există o relaţie directă între

dimensiune şi viteza prag a fluidului şi, mai departe, există şi o relaţie între viteza de dragare şi viteza medie a vântului. Granulele mai mari de 1 mm rareori se mişcă singure datorită vitezei de dragare, întrucât necesită viteze ale vântului care nu se ating în condiţii naturale. Pentru particulele mai mici de 0,6 mm viteza prag necesară creşte cu descreşterea dimensiunilor diametrelor dacă şi rugozitatea suprafeţei este redusă. Particulele mai mici de 0,1 mm sunt transportate mai mult în suspensie odată ce sunt puse în mişcare de vânt. Particulele cu diametre în jur de 0,4 mm pot fi temporar înălţate în aerul în mişcare, după care revin pe suprafaţa terenului. Este un proces de saltaţie. Odată ce saltarea şi dragarea s-au produs, particulele încep să fie bombardate de alte particule aflate în mişcare. Acest mecanism de impact balistic imprimă o mişcare suplimentară granulelor, ceea ce face ca acestea să se afle în mişcare la viteze ale vântului chiar mai mici decât viteza iniţială. Diferenţa între această viteză prag de impact şi viteza prag a fluidului este mică pentru particulele fine, dar este semnificativă pentru cele mari.

Procesul de saltaţie este mecanismul major de mişcare a nisipului şi având în vedere importanţa lui este necesară o examinare mai atentă a acestui proces. Înălţându-se în aerul care curge, granulele în saltaţie întâlnesc o viteză mai mare a vântului şi execută o deplasare lungă în direcţia vîntului. Revenirea la suprafaţa are loc de-a lungul unei traiectorii determinate de raportul între gravitaţie şi viteza de dragare. De obicei se face într-un unghi cuprins între 6 şi 12o. După impact granulele pot sări şi reveni în aer, cauzând impacte şi cu alte granule. Acest proces duce la formarea unui nor de granule în saltare ce se desfăşoară pe câţiva centimetri deasupra terenului. Cele mai multe granule călătoresc prin saltare la înălţimi de 10 mm de la suprafaţă cu paşi individuali de cca 0,5 - 1,5 m. Înălţimea la care granulele se află în saltare depinde de viteza vîntului, diametrul granulelor şi caracteristicile suprafeţei terenului. În general înălţimea creşte cu creşterea vitezei vîntului şi reducerea dimensiunii particulelor, dar particulele mai mari pot rămâne în aer odată ce s-a format un nor de saltaţie.

14.3. Relieful de eroziune eoliană 14.3.1. Eroziunea eoliană (deflaţia şi coraziunea) Eroziunea eoliană se caracterizează prin două principale procese: deflaţia şi coraziunea (sau

abraziunea).

394

Deflaţia este acţiunea de spulberare şi sortare a particulelor de la suprafaţa terenurilor cauzată de vânt. Deşerturile fierbinţi ale lumii sunt o sursă majoră de praf atmosferic. Se estimează că între 130 şi 800 megatone de material este spulberat annual de pe continente prin deflaţie, iar Sahara contribuie singură cu 60 - 200 megatone de praf. Deflaţia este un proces concentrat spaţial şi temporar. Chiar în regiunile aride el este restrâns la zone de favorabilitate. O mare parte din materialul deflat în fiecare an este transportat în timpul marilor furtuni de praf care de obicei ţin câteva zile. Imaginile satelitare înregistrează aceste fenomene cu mare acurateţe. O parte din acest material este redepozitat în arealele deşertice sau în regiunile de loess, ori în marile bazine oceanice.

Coraziunea sau abraziunea eoliană este acţiunea de lovire a rocilor sau ale altor suprafeţe de particulele transportate de vânt. Ea se resimte mai ales în vecinătatea solului, deoarece încărcătura de nisip este aici maximă. La peste 2 m de suprafaţă coraziunea devenind aproape nulă.

14.3.2. Forme de eroziune eoliană Deşi eroziunea eoliană poate fi activă pe câmpiile aluviale şi pe plaje, formele de eroziune

sunt rareori păstrate în asemenea medii din cauza distrugerii lor de către acţiunea fluvială sau a valurilor. Numai în regiunile aride unde alţi agenţi erozionali sunt mai puţin importanţi, formele de eroziune eoliană sunt abundente.

O mare parte a deşerturilor este acoperită de aşa-numitul pavaj de deflaţie, format din elemente de rocă mai grosiere care depăşesc competenţa vântului şi rămân astfel pe loc (fig. 14.3).

Fig. 14.3. Formarea pavajului de deflaţie.

Foto 14.2. Reg in Tunisia (D.

Heron).

Asemenea întinderi spulberate de vânt pe care automobilele pot circula în condiţii bune,

deoarece sunt bine bătătorite, poartă în Sahara numele de reg iar în Australia numele de giber

395

plains. Cele mai tipice ocupă vechi câmpii fluviale acoperite cu o pătură subţire de nisipuri grosiere sau pietrişuri, care cu timpul sunt lustruite şi acoperite de o pojghiţă superficială de oxizi de fier sau magneziu (patină deşertică).

Din categoria pavajelor de deflaţie fac parte şi sai-urile din deşertul Tarin, care corspund unor câmpii piemontane formate din pietrişuri grosiere, lustruite de vânt şi din care materialul fin a fost spulberat; hamadele din Sahara, vechi suprafeţe de eroziune sau platorui structurale de pe care deflaţia spulberă cuvertura de sfărâmături fine, rămănând doar un pavaj de pietriş grosier; serir din platourile calcaroare ale deşertului Libiei.

14.3.2.1. Microforme de eroziune eoliană O trăsătură caracteristică suprafeţei deşerturilor de piatră este prezenţa unor pietre numite

ventifacte, care variază în dimensiune de la pietriş la blocuri. Ventifactele au două caracteristici comune: prima, suprafaţa lor este faţetată şi, a doua, acestea sunt şlefuite. Bucăţile de rocă, prea grele pentru a fi mişcate de vânt, sunt polizate pe direcţia vântului în unghiuri de 30 - 60o.

Ventifactele pot avea o faţetă, două sau mai multe. O categorie obişnuită în Sahara are trei faţete şi se numeşte dreikanter (din cuvîntul german: trei feţe). Coraziunea a mai multor faţete ar indica faptul că au existat mai multe direcţii ale vântului. Or, studiile experimentale au arătat că ventifactele pot fi formate în principal de vânturile unidirecţionale. În acest caz coraziunea are loc simultan pe toate feţele, pe măsură ce particulele de praf sunt transportate în vârtejuri în direcţia curgerii. Ventifactele sunt apoi rostogolite într-o nouă poziţie şi procesul de şlefuire are loc pe altă faţetă.

Foto 14.3. Ventifacte (D. Heron)

Eroziunea eoliană selectivă produce şi o altă gamă de microforme. Pe suprafeţele de rocă expusă se pot forma mici scobituri, caneluri, unele în formă de fagure etc; asemenea microforme se produc printr-un fel de sfredelire, executată de vârtejurile de aer încărcat cu material abraziv dur. Pe de altă parte este dificil de a fi puse numai pe seama eroziunii eoliene, deoarece şi apa curgătoare sau meteorizarea chimică pot produce asemenea forme.

14.3.2.2. Mezoforme de eroziune eoliană În această categorie sunt o varietate de forme canelurate şi microdepresiuni cu dimensiuni de

zeci până la sute de metri. Cele mai caracteristice sunt yardangurile, nişte şănţuleţe alungite în direcţia vântului, cu curbe aerodinamice, despărţite de creste instabile. Adâncimea acestora este sub 10 m, de regulă, 2 - 3 m, iar lungimea lor de 100 m şi chiar peste. Păstrarea în relief a crestelor se datoreşte mai ales fixării argilei de către smocurile de iarbă şi tufele rare. Yardangurile sunt frecvente în argilele uscate, deoarece rezistenţa lor la acţiunea abrazivă a grăunţelor de nisip este mică. Sunt tipice în pustiurile din Asia Centrală. Asemenea şănţuleţe se întâlnesc şi pe crestele din gips din deşertul Libiei (unde se numesc djef-djef) sau în vestul Egiptului în granite şi cuarţite

396

extrem de rezistente. Similare yardangurilor ca scară de mărime sunt o serie de microdepresiuni, formate în regiuni deşertice cu relief de mică altitudine. Acestea au o varietate de nume locale dar toate s-au format ca microdepresiuni de deflaţie. Ele variază de la mai puţin de 1 m adîncime şi câţiva metri lăţime, până la forme mari care gradat trec spre macroforme de eroziune eoliană. Evoluţia microdepresiunilor de deflaţie este influenţată de acei factori care controlează procesul de deflaţie, în special condiţiile locale date de conţinutul de umezeală a stratului erodat sau prezenţa vegetaţie.

Foto 14.4. Yardanguri (J. Stimac, Univ. Illinois).

Coraziunea şi deflaţia în asociaţie cu dezagregarea atacă cu precădere straturile de roci friabile, formaţiunile mai dure rămânând tot mai proeminente. Apar astfel creste, ciuperci eoliene, stâlpi. Când baza ciupercilor este subţiată şi apoi ruptă, partea superioară rămâne câtva timp sub forma unor pietre oscilante.

14.3.2.3. Macroforme de eroziune eoliană Existenţa unor mari bazine în cadrul deşerturilor au fost făcute cunoscute de primii

exploratori ai acestor regiuni, dar extinderea şi regularitatea desfăşurării lor au fost apreciate odată cu tehnicile satelitare. Bazinele sunt forme de relief de la câţiva metri adâncime şi peste 100 m lăţime. Exemple sunt pans-urile din Africa de Sud, forme depresionare mari, cu adâncimi de peste 100 m şi lăţimi de peste 100 km. Depresiunile mai mici sunt formate datorită deflaţiei locale, orientată în lungul liniilor de drenaj, în timp ce altele sunt localizate între dune. Cele mai cunoscute forme de acest tip sunt fuldji, vadi şi depresiunile de coraziune şi deflaţie.

Fuldji sunt adâncituri de formă ovală ce seamănă cu urma uriaşă a unei copite de cal. În pustiul Arabiei aceste excavaţii sunt mai adâncite în partea frontală (concavă), situată în direcţia vântului.

Vadi sunt culoare alungite care se întind pe o lungime de câţiva kilometri, amintind albiile unor râuri. Prin acţiunea de coraziune şi deflaţie, versantul care stă în calea vînturilor dominante este mai abrupt, în timp ce în partea opusă are o pantă domoală, permiţând chiar unele acumulări incipiente de nisip. Utilizând informaţiile satelitare au fost cartografiate o serie de adâncituri în roca expusă la zi, cărora li s-a atribuit origine eoliană. Asemenea excavaţii acoperă o zonă de 90000 km2 la marginea de sud-est al Podişului Tibesti în Africa de Nord. Originea eoliană este sugerată de faptul că orientarea lor NE - SW este conformă cu circulaţia atmosferică regională. Excavaţiile au lăţime între 0,5 - 1 km, mai multe zeci de kilometri lungime şi sunt spaţiate la 0,5 - 2 km una de alta. Ele sunt adâncite în gresii şi mecanismul de formare este asemănător cu cel al yardandurilor, adică o combinaţie între deflaţie şi coraziune.

Depresiunile de coraziune şi deflaţie sunt bazine depresionare foarte mari mult mai complexe ca origine. Unele par să fie de origine tectonică, dar deflaţia este cea care le menţine ca

397

formă depresionară. Cea mai remarcabilă concentrare de mari bazine depresionare se află în Egipt unde acoperă mai mult de 70 000 km2 şi au o adâncime medie de 250 m. Aici se află depresiunea Qattara, cel mai adânc bazin, care atinge o adâncime de 134 m sub nivelul mării şi un volum de 3200 km3.

14.4. Relieful de acumulare eoliană Cele mai importante forme de relief asociate cu procesele eoliene sunt cele de acumulare,

mari aglomerări de nisip şi praf pe care vântul le-a smuls sau le-a spulberat. Majoritatea acumulărilor eoliene se suprapun pe amplasamentul unor pânze aluviale depuse în perioadele pluviale ale Cuaternarului. Ele ocupă mari zone numite mări de nisip (sau erg-uri în Sahara), caracterizate prin asamblaje de forme care dau suprafeţei terenului aspectul asemănător undelor. Cercetările au arătat că există o ierarhie a formelor de acumulare eoliană pe clase de dimeniuni ce constă din riduri, dune şi megadune sau draa. Ierarhizarea este în relaţie strânsă cu granulometria nisipului care intră în componenţa formelor de acumulare eoliană, nisipurile grosiere dau cele mai mari forme de acumulare din fiecare categorie. Nu există limite clare de separare dimensională a tipurilor geometrice, în special pentru cele de dimensiuni mici (tabel 14.1).

Tabel 14.1. Clasificarea formelor de acumulare eoliană (Wilson, 1972)

Lungimea de undă Înălţimea Orientarea Originea posibilă Denumirea

300 - 5500 cm 20 - 450 m Longitudinal sau transversal

Instabilitate aerodinamică primară

Draa sau megadune

3 - 600 m 0,1 - 100 m Longitudinal sau transversal

Instabilitate aerodinamică primară

Dune

15 - 250 cm 0,2 - 5 cm Longitudinal sau transversal

Instabilitate aerodinamică primară

Riduri aerodinamice

0,5 -2000 cm 0,05 - 100 cm

Transversal Mecanism de impact Riduri de impact

1 - 3000 cm 0,05 - 100 cm

Longitudinal Vârtejuri secundare Sinuoziatate de riduri secundare

14.4.1. Ridurile Ridurile variază în amplitudine de la 0,1 cm la 100 cm şi sunt spaţiate de regulă la 20 m. Ele

sunt asimetrice în secţiune transversală, cu pante în jur de 10o pe faţa expusă vântului şi de 30 - 35o pe faţa de sub vânt. După modelul lui Bagnold (1941), ele se dezvoltă pornind de la neregularităţi foarte mici pe suprafaţa nisipului printr-o combinaţie de creep de suprafaţă (târâre) şi saltaţie.

Foto 14.5. Riduri de vânt (D.

Heron).

398

Odată ce granulele în saltaţie izbesc suprafaţa, ele dislocă mai multe granule pe care vîntul le duce pe panta protejată. Impacturile balistice pun în mişcare granulele fie prin creep sau saltaţie. Distanţa de saltaţie depinde de dimensiunea particulelor şi viteza vîntului şi va influenţa spaţierea ridurilor. Întrucât nisipul este constant erodat de pe panta expusă vîntului şi acumulat pe panta din dosul vîntului, ridurile migrează, menţinându-şi caracteristicile de spaţiere. Acest model simplu este valabil pentru nisipurile cu granule uniforme, în realitate nisipurile nu sunt atât de bine sortate. În asemenea cazuri granulele mari tind să se deplaseze prin creep pe partea din dosul vântului unde sunt protejate de granulele mai mici în saltaţie. În acest mod înălţimea ridurilor creşte substanţial, dar şi spaţierea lor se măreşte. Nisipurile foarte grosiere au nevoie de viteze ale vântului puternice, rezultatul fiind formarea de megaripluri cu lungimi de undă de 5 m şi înălţimi de 0,5 m.

14.4.2. Dunele Dintre toate formele de relief caracteristice deşerturilor, dunele au primit cea mai importantă

atenţie din partea oamenilor de ştiinţă. Pentru ca o dună să se formeze trebuie mai întâi să se acumuleze o cantitate de nisip.

Aceasta se adună acolo unde viteza vântului se reduce, fie datorită neregularităţii terenului, fie instabilităţii primare a dinamicii aerului. Dunele ating un profil caracteristic de echilibru care poate fi împărţit în trei componente: panta de eroziune sau panta dinspre vânt, creasta şi panta de acumulare sau panta de sub vânt. Măsurătorile au arătat că panta de eroziune variază între 10 şi 15o şi este în contrast cu panta de acumulare unde nisipul se află în apropierea unghiului de repaus, între 30 - 35o. Creasta, zona de separare între eroziune şi depunere pe o dună, este de obicei convexă, dar pe dunele foarte mari convexitatea poate dispare. Nisipul erodat de pe panta dinspre vânt se acumulează pe panta de sub vânt, astfel că dunele se mişcă în direcţia vînturilor dominante. Ratele de deplasare a dunelor depind de tipul şi dimensiunea dunelor şi de frecvenţa şi forţa vînturilor. Tipice sunt rate de 10 - 20 m/an.

Foto 14.6. Dune longitudinale (D.

Heron).

Fig. 14.4. Formarea dunelor longitudinale (Nelson, 2001)

399

Înălţimea dunelor creşte până ce se stabilizează de-a lungul unei forme de echilibru. Cele mai multe dune variază în înălţime de la sub 3 m la peste 100 m, în rare cazuri au fost observate dune şi peste 500 m. Megadunele sunt similare în secţiune transversală dunelor, dar ele sunt complicate datorită prezenţei dunelor supraimpuse.

Fig. 14.5. Formarea dunelor

transversale (Nelson, 2001).

Există în prezent o clasificare consistentă a morfologiei dunelor pe baza formei de ansamblu a dunei, poziţiei şi numărului de pante de acumulare sau pante sub vânt. Configuraţia în plan este un criteriu evident de clasificare, dar caracteristicile pantei de acumulare sunt decisive pentru obţinerea informaţiei asupra naturii vânturilor formative. Direcţia şi viteza vânturilor, cantitatea de nisip şi prezenţa vegetaţiei sau obstacolelor topografice sunt cei mai importanţi factori care influenţează morfologia dunelor.

Mai întâi, dunele se împart în două mari categorii: dunele libere, care sunt în funcţie directă de viteza vânturilor şi dunele constrânse, care sunt împiedicate de diferite obstacole să se dezvolte (vegetaţie, bariere topografice etc).

14.4.2.1. Dunele libere Principalele tipuri de dune libere sunt prezentate în tabelul 14.2. Regimul vântului este cauza

primordială pentru formarea fiecărui tip de dună. Dunele cu o singură orientare a pantei de acumulare (panta de sub vânt) sunt asociate cu vânturile unidirecţionale. Axele lor sunt orientate normal faţă de vântul dominant, de aceea mai sunt grupate în categoria formelor transversale. Dunele simple, drepte, paralele sunt numite dune trasversale, apoi dune cu creste barcanoide, alcătuite din dune asemănătoare barcanelor, unite de-a lungul unor aliniamente şi barcane simple.

Foto. 14.7. Barcană (Stimac, 2001).

400

Formele extrem de alungite cu două, mai multe sau mai puţine pante de acumulare aflate în sensuri opuse sunt numite dune liniare (sau longitudinale). În contrast cu dunele transversale, transportul de nisip este paralel la linia de creastă. Nu există o unitate de opinii privind originea dunelor liniare, dar cei mai mulţi cercetători consideră că ele se dezvoltă acolo unde există două vânturi dominante convergente oblic. Dunele liniare pot atinge lungimi de zeci de kilometri şi ele se pot uni formând joncţiuni în formă de Y.

Dunele răsturnate sunt similare dunelor liniare prin aceea că ele au două orientări ale pantei de acumulare (sau pantei de sub vânt), dar ele sunt mult mai apropiat privite ca un tip de dune transversale. Ele se formează acolo unde două vânturi dominante de intensitate şi durată similare bat normal la axa dunei din direcţii opuse. Pantele de sub vînt aflate în opoziţie alternează cu schimbarea periodică a direcţiei vântului.

Fig. 14.6. Formarea dunelor stea (Nelson, 2001).

Foto 14.8. Dune sub formă de stea (D. Heron)

Dunele cu mai multe pante de acumulare orientate în direcţii diferite au o formă aproximativ

piramidală, dar cu braţe alungite adesea neregulate. Aceste forme care sunt atribuite vânturilor puternice ce bat din mai multe direcţii diferite în timpul unui ciclu anual au o varietate de nume, dar de obicei ele sunt numite dune sub formă de stea. Alte acumulări de nisip în care se includ pânzele de nisip, şiruri de nisip, dunele dom nu prezintă pante abrupte de sub vânt şi pot atinge dimensiuni impresionante.

În plus la aceste tipuri de bază sunt dunele compuse ce cuprind două sau mai multe tipuri de bază care se unesc şi se supraimpun. Ulterior, un tip de dună devine dominant şi se poate forma, de exemplu, o megabarcană. Dunele complexe reprezintă mai multe dune asociate din diferite tipuri de dune de bază. De exemplu, dunele stelare se pot asocia frecvent cu dunele liniare, iar barcanele ocupă depresiunile dintre ele.

401

Tabel 14.2. Clasificarea tipurilor de dune libere (Summerfield, 1997)

Numărul şi geometria orientării pantei de acumulare

Direcţia vântului Tipul de dună Morfologia

Una; unidirecţionale Două; opuse

Unidirecţional Bidirecţionale; opuse la ~180o

Fo

rme

tran

sver

sale Creastă

transversală Creastă barcanoidă Barcane Răsturnate

Creastă asimetrică Şiruri de forme crescentice continui Forma crescentică Creastă asimetrică

Două; opuse Bidirecţionale; oblic convergente

Liniare Creastă simetrică; dreaptă până la sinuoasă în plan

Trei sau mai multe; multidirecţionale

Multidirecţionale Stea Vârf central cu trei sau mai multe braţe

Nici una - Dom Movilă circulară sau eliptică

Pentru formarea dunelor libere sunt importanţi doi factori: regimul vântului şi cantitatea de

nisip. Importanţa cantităţii de nisip este ilustrată de existenţa barcanelor care se dezvoltă pe suprafeţe stâncoase cu sărăcăcioase cantităţi de nisip. La un regim de vînt unidirecţional dar cu abundente cantităţi de nisip se formează dune barcanoide şi diferite tipuri de dune transversale. Disponibilitatea nisipului este crucială pentru determinarea locului unde se pot forma megadunele. Deşerturile australiene sunt recunoscute prin lipsa lor de megadune şi aceasta din cauza cantităţilor mici de nisip disponibil. Deşertul Simpson, de exemplu, se caracterizează prin dune liniare separate de troguri interdune. S-a estimat că dacă tot nisipul din Deşertul Simpson ar fi împrăştiat peste tot la fel, ar fi numai de 1 m grosime. Calcule similare au fost făcute pentru Marele Erg Oriental al Algeriei, unde megadunele sunt abundente, grosimea medie a nisipului fiind de 26 m.

Fig. 14.7. O creastă

transversală distorsionată de vârtejuri longitudinale. Acestea cauzează variaţii în viteza vântului de-a lungul dunei care la rândul lor duc la variaţii în înălţimea crestei (Summerfield, 1991)

O posibilă explicaţie pentru formarea dunelor transversale constă în mişcările vântului asemănătoare valurilor. Acestea sunt iniţiate de neregularităţi minore ale suprafeţei terenului sau de gradienţii de temperatură în atmosferă. Nisipul se mişcă mult mai rapid unde asemenea valuri coboară terenul şi în consecinţă va tinde să se acumuleze în zonele de mişcare mai înceată unde aerul trebuie să urce. Va începe să se formeze o suprafaţă ondulatorie transversală la direcţia vântului care, odată formată, va mări comportarea oscilatorie a aerului. Mişcarea nisipului spre partea superioară a pantei dinspre vânt va produce mai departe o pantă de acumulare, mai înclinată, şi se va forma astfel o morfologie de creastă transversală bine delimitată. Modul cum vârtejurile

402

determină conturul sinuos al crestelor este prezentată plastic în figura 14. 7. Astfel se formează o creastă barcanoidă. Odată conturată ea va influenţa curgerea aerului, astfel că următoarele vârtejuri vor forma o nouă creastă barcanoidă (fig. 14.8). Acolo unde cantitatea de nisip este mică se formează barcane singulare. Tranziţia de la duna barcanoidă la barcana propriu-zisă are loc datorită reducerii cantităţii de nisip. Curgerea secundară a aerului acţionează pentru a-i menţine forma de echilibru şi pentru a-i alungi braţele.

Fig. 14.8. O dună barcanoidă (A) ce propagă vârtejuri care formează a doua creastă (Summerfield, 1991)

Fig. 14.9. Modele pentru

evoluţia dunelor liniare din barcane (Summerfield, 1991)

Dunele liniare mai sunt denumite şi dune longitudinale. O varietate a dunelor liniare sunt

dunele seif, sinuoase, relativ scurte, cu o creastă ascuţită, adesea constând dintr-o succesiune ondulată de pante de acumulare (pante de sub vânt). Ele pot evolua din dunele de tip barcane, aşa cum se exemplifică în fig. 14.9.

Alt subtip de dune liniare sunt dunele lungi şi drepte ce constau dintr-o creastă îngustă, despărţite de un trog larg. Formarea lor se datoreşte vînturilor unidirecţionale dominante, din care se dezvoltă vârtejuri.

403

Odată cu recunoaşterea satelitară a câmpurilor de dune a fost posibilă o evaluare globală a răspândirii lor. Relativa abundenţă a principalelor tipuri de dune în cele mai importante deşerturi ale lumii, inclusiv unele erguri fixate, este redată în tabelul 14.3 care se bazează pe o cercetare condusă extensiv de Serviciul Geologic al SUA. Se poate constata că tipruile de dune prezentate sunt limitate la acelea care au putut fi citite cu ajutorul imaginilor Landsat şi au fost omise marile câmpuri de dune din Asia şi Australia. Cu toate acestea datele arată că pânzele şi şiruirile de nisip, dunele transversale şi liniare ocupă suprafeţe mai importante decât dunele stelare sau dom. Contrastele regionale între deşerturi sunt interesante; de exemplu, dunele liniare sunt dominante în Kalahari, în timp ce dunele stelare sunt numeroase în Sahara de NE.

Tabel 14.3. Răspândirea dunelor libere în marile deşerturi ale lumii (Summerfield, 1991)

Thar Takla Makan

Namib Kalahari Arabia Saudită

Ala Shan

Sahara de Sud

Sahara de Nord

Sahara de NE

Sahara de V

Media

Dune liniare

13,96 22,12 32,55 85,55 49,81 1,44 24,08 22,84 17,01 35,49 30,54

Dune transver

sale 25,61 36,91 11,80 - 14,91 27,01 28,37 33,34 14,53 19,17 24,09

Dune stea

- - 9,92 - 5,34 2,87 - 7,91 23,92 - 5,00

Dune dom

- 7,40 - - - 0,86 - - 0,80 - 0,90

Pânze şi şiruri

31,75 33,56 45,44 13,56 23,24 67,82 47,54 35,92 39,25 45,34 38,34

Nedife-renţiate

- - - - 6,71 - - - 4,50 - 1,12

14.4.2.2. Dune constrânse O altă varietate de dune sunt în relaţie cu vegetaţia, barierele topografice sau localizarea

surselor de nisip. Varietăţi de asemenea dune sunt prezentate în fig. 14.10. În acumulările de nisip care au fost stabilizate de vegetaţie, o serie de perturbări care îndepărtează vegetaţia duc la formarea unor microdepresiuni de tip cratere (blowout). Acestea au formă circulară sau eliptică, de obicei de numai câţiva metri şi s-au format prin deflaţia nisipului (fig. 14.10 A).

Fig. 14.10. Tipuri de dune

constranse (Summerfield, 1991)

404

Dacă deflaţia este intensă, depresiunile devin mai mari, asemănătoare dunelor parabolice, dar cu orientare inversă faţă de vântul dominant (fig. 14.10B). Lunetele se formează pe suprafaţa pans-urilor, depresiunilor lacustre sărăturate şi de-a lungul lagunelor mareice (fig. 14.10 C) şi sunt alcătuite din particule de argilă şi sare. Periodic sărurile şi argilele uscate sunt transportate până întâlnesc vegetaţie. Tufişurile izolate şi pâlcuri de vegetaţie în deşert generează acumulări de nisip care sunt cunoscute sub numele de dune - crâng sau nebka (fig. 14.10 D). Aceste situaţii se întâlnesc nu numai în deşerturi, ci şi în ţinuturile temeperate, de-a lungul ţărmurilor unde mişcarea nisipurilor întâlneşte vegetaţie.

Topografia poate afecta curgerea aerului prin reducerea vitezei vântului şi crearea de vârtejuri. Situaţii de acest tip sunt ilustrate în fig. 14.10 E şi F, formându-se dune în faţa obstacolului sau dune sub vânt. Când vântul întâlneşte o pantă abruptă, înaltă se poate forma un mare şi puternic vârtej, care generează aşa-numitele dune ecou, adiacente abruptului. Ele se extind uneori pe mai mulţi kilometri. Forme uriaşe de peste 400 m înălţime au fost întâlnite în Algeria.

14.5. Tipuri morfologice de regiuni aride şi semiaride Pe lângă activitatea factorului climatic, modelarea acestor regiuni este influenţată de

caracteristicile substratului geologic, de prezenţa sau lipsa vegetaţiei, de stadiul de evoluţie a reliefului ş.a. Băcăuanu (1989) a prezentat una dintre cele mai sugestive abordări a tipurilor morfologice de regiuni aride, drept care am considerat să reluăm analiza făcută în cursul său. Astfel, deosebit de pregnantă pentru peisajul geomorfologic al ţinuturilor aride este natura lor petrografică. De aceea, una dintre cele mai utilizate clasificări se utilizează pe acest criteriu, deosebindu-se pustiuri pietroase, nisipoase şi argiloase.

Pustiurile pietroase corespund regiunilor aride înalte, constituite din roci tari, dar puternic atacate de procesele de dezagregare şi alterare. Trăsăturile morfologice de bază permit subdivizarea lor în pustiuri muntoase şi pustiuri pietroase (de podiş).

Masivele muntoase reziduale (inselbergurile) au un relief ruiniform impresionant, reprezentat prin turnuri, coloane şi piramide cu dimensiuni foarte variate, prin stânci izolate cu contururi bizare şi versanţi abrupţi la baza cărora se formează grohotişuri şi pedimente întinse. Aşa sunt munţii din sudul Arabiei, Ahaggar, Tibesti din Sahara, deşerturile montane din jurul Golfului Californiei şi din Podişul Mexican.

Pustiurile pietroase propriu-zise se suprapun unor platouri cu fragmentare mai redusă, de pe care vântul a spulberat fracţiunile nisipoase lăsând pe loc doar colţurile de roci dure, blocurile de dezagregare şi grohotişurile din cuprinsul hamadelor sahariene, ori fragmentele mai mici, de dimensiunea prundişului, proprii suprafeţelor numite reg, serir, giber. Multe dintre acestea acoperă pedimentele şi pediplenele străbătute de ueduri din Africa de Nord, Arabia, Asia Mijlocie, Australia.

Pustiurile nisipoase ocupă cele mai întinse suprafeţe din zonele aride ale Globului şi sunt prezente în majoritatea continentelor. Ele poartă diferite numiri locale, cel mai cunoscut fiind termenul de erg.

Pustiurile argiloase se găsesc la periferia celor nisipoase sau în centrul ariilor depresionare endoreice de tipul takârelor. Când stratul acvifer subteran este mai aproape de suprafaţă, solurile sunt puternic salinizate ori acoperite chiar de cruste sau de pături groase de eflorescenţe saline. În zonele premontane constituite din argile şi marne salifere din Asia Centrală, America de Nord, Sahara şi Australia se dezvoltă procesele şi formele de eroziune torenţială care ajung adesea până la stadiul de badlands. Specifice pentru regiunile aride şi semiaride ale Asiei sunt pustiurile de lut (argile, loess) legate de întinsele unităţi premontane ale munţilor Turkmeno-Khorasan, Hinducuşi, Pamir-Altai, Tianşan ş.a. Acestea se extind însă şi dincolo de limitele propriu-zise ale zonelor aride.

405

Rezumat Totalitatea proceselor şi formelor de relief determinate de agentul geomorfologic care este

vântul constituie sistemul morfogenetic eolian. Cele mai importante zone unde acţionează acest sistem sunt regiunile aride ale lumii, dar şi zonele de ţărmuri, terenurile nude (în special unde măsurile de protecţie a solului sunt slabe) şi în câmpiile fluviale cu albii în migrare, în special în jurul marginilor gheţarilor şi calotelor glaciare. În asemenea medii procesele eoliane pot juca un rol important în evoluţia reliefului, iar în marile deşerturi ale lumii vântul este cel mai important agent geomorfologic.Proprietăţile la scară mare ale vânturilor deşertice sunt determinate de circulaţia generală care, la latitudinea deşerturilor fierbinţi ale lumii, este dominată de sistemele subtropicale de mare presiune.

Procesul de saltaţie este mecanismul major de mişcare a nisipului şi având în vedere importanţa lui este necesară o examinare mai atentă a acestui proces. Eroziunea eoliană se caracterizează prin două principale procese: deflaţia şi coraziunea (sau abraziunea). Deflaţia este acţiunea de spulberare şi sortare a particulelor de la suprafaţa terenurilor cauzată de vânt. Deşerturile fierbinţi ale lumii sunt o sursă majoră de praf atmosferic. Se estimează că între 130 şi 800 megatone de material este spulberat annual de pe continente prin deflaţie, iar Sahara contribuie singură cu 60 - 200 megatone de praf. Coraziunea sau abraziunea eoliană este acţiunea de lovire a rocilor sau ale altor suprafeţe de particulele transportate de vânt. Ea se resimte mai ales în vecinătatea solului, deoarece încărcătura de nisip este aici maximă. La peste 2 m de suprafaţă coraziunea devenind aproape nulă.

Formele de eroziune eoliană sunt exprimate de pavajul de deflaţie, care sunt numite reg-uri în Sahara sau giber plains în Australia. Alte categorii sunt clasificate în microforme (dreikanter, scobituri, caneluri), mezoforme (yardang-uri, creste, ciuperci eoliene, stâlpi, babe, pietre oscilante), macroforme (fuldji, vadi, depresiunile de coraziune şi deflaţie).

Formele de acumulare eoliană se concentrează în mari zone numire mări de nisip (sau erg-uri). În relaţie cu granulometria nisipului, viteza şi direcţia vântului există o ierarhie a formelor de acumulare eoliană, astfel: riduri, dune, megadune şi draa. Dintre toate formele de relief caracteristice deşerturilor, dunele au primit cea mai importantă atenţie din partea oamenilor de ştiinţă. Dunele se împart în două mari categorii: dunele libere, care sunt în funcţie directă de viteza vânturilor şi dunele constrânse, care sunt împiedicate de diferite obstacole să se dezvolte (vegetaţie, bariere topografice etc). Din categoria dunelor libere fac parte dunele transversale, barcanele, dunele liniare, dunele răsturnate, dunele sub formă de stea şi dunele complexe. Din categoria dunelor constrânse sunt dunele parabolice, dunele crâng sau nebka, dune sub vânt, dune ecou.

Bibliografie selectivă

BAGNOLD, R.A. (1941), The physics of blown sand and desert dunes, Chapman and Hall, London.

BĂCĂUANU, V. (1989), Geomorfologie, Editura Universităţii “Al. I. Cuza” Iaşi. GREELEY, R., J.D. IVERSEN (1987), Wind as a geological process, CambridgeUniv. Press. RITTER, D. (1986), Process Geomorphology, WCB, Dubuque, Iowa. SELBY, M.J. (1985), Earth’s Changing Surface. A introduction to Geomorphology, Clarendon

Press, Oxford. SUMMERFIELD, M. (1992), Global Geomorphology, Longman. TUFESCU, V., (1966), Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea accelerată, Editura

Academiei, Bucureşti.