Geologisk Tidsskrift 1997, hæfte 1, side 1-30 · tunger (lyst sand) og vindribber. Denne del af læsiden er ca. 2 m høj. rede studier af petrografi og tekstur, men førte altså

Klitaflejringer

LARS B. CLEMMENSEN

DGF Lars B. Clemmensen: Klitaflejringer. Geologisk Tidsskrift, hæfte 1, pp. 1-30,København, 1997-03-21.

Klitter danner spektakulære sedimentære bundformer og opbygger udbredteæoliske sandhave (erg-systemer) i tropiske til subtropiske ørkenbælter og kyst-parallelle klitsystemer langs vindeksponerede kyster. Klitaflejringer er kendt frahovedparten af de geologiske perioder begyndende med Mellem Proterozoikum,og klitaflejringer er især almindelige i sedimentære bassiner på den nordligehalvkugle fra Perm, Trias og Jura.

Studiet af klitter og deres aflejringer omfatter analyser af æoliske processer,klitformer, sedimentære karakteristika (kornstørrelse, stratifikationstyper, sedi-mentære strukturer og sedimentær arkitektur), stratigrafi og bassinudvikling. Fag-området har udviklet sig hastigt de seneste årtier. Traditionelle feltbeskrivelseraf klitformer, klitsedimenter og sedimentære lagserier er blevet suppleret medeksperimentelle analyser (f.eks. analyser af klitformens orientering), og indfø-relse af ny teknik (f.eks. computeranalyse af sedimentære strukturer og georadar-kortlægning af holocæne aflejringssystemer) har bidraget væsentligt til en øgetforståelse af klitaflejringers karakteristiska og genese. Artiklen gennemgår ud-viklingen indenfor studiet af klitaflejringer siden Bagnolds banebrydende ar-bejde om Ægyptens ørkensedimenter i 1941 og illustrerer udviklingen med enrække eksempler (Vejers klitfeltet, Danmark; Råbjerg Mile, Danmark; NavajoSandstone, USA; Corrie Sandstone, Skotland; Yellow Sands, England; WingateSandstone og Moenave Formation, USA).

LarsB. Clemmensen, Geologisk Institut, Øster Voldgade 10,1350 København K

IndledningStudiet af klitter og deres aflejringer (Fig. 1,2) udgøret veldefineret fagområde indenfor geovidenskaben.Fagområdet omfatter bl.a. studier af æoliske proces-ser, klitformer, sedimentære karakteristika (kornstør-relse, stratifikationstyper, sedimentære strukturer ogsedimentær arkitektur), stratigrafi og bassinudvikling.Traditionelt set har fagområdet været opdelt i æoliskgeomorfologi, der hovedsageligt beskæftigede sig mednutidige klitsedimenter og klitformer, og æolisksedimentologi, der beskrev de fossile klitaflejringerskarakteristika. I de senere år er disse to delområderdog i stor udstrækning blevet integreret, og flere for-skere arbejder i dag både med nutidige og fossile klit-sedimenter. Dette afspejler bl.a., at fagområdet harbevæget sig bort fra en deskriptiv videnskab med ho-vedvægt på en beskrivelse af sedimenter, bundformerog miljøer til en videnskab, der fokuserer på klitsyste-mernes dynamik og deres respons på variationer i tek-tonik, havniveau og klima (jvf. Pye & Lancaster 1993).Studiet af nutidige og fossile klitaflejringer er en delaf den klastiske sedimentologi. Fagområdet har sinegen udviklingshistorie, men denne udvikling har na-turligvis til en vis grad været styret af udviklingenindenfor den øvrige del af sedimentologien.

Bagnolds banebrydende arbejde om fysiske proces-ser og klitdannelse i 1941 danner, efter min mening,indledningen til den moderne forskning om nutidigeklitter. Senere fulgte bl.a. Wilsons arbejder i 1971,1972 og 1973 om de udstrakte klitsystemer i Saharassandhave. I de seneste år har studiet af nutidige klitterudviklet sig næsten eksplosivt. Vigtige arbejder erf.eks. Rubin & Hunters teoretiske artikel fra 1987 omæoliske bundformers orientering i forhold til vind-retninger, og en række artikler om recente klitformersmorfologi og dynamik (sammenfattende diskussioneri bl.a. Pye & Tsoar 1990; Lancaster 1995 og Living-stone & Warren 1996).

Den procesorienterede forskning om nutidige klit-ter var længe meget foran den sedimentologiske ana-lyse af fortidige klitaflejringer. Sedimentologer havde,indtil det klassiske arbejde af Hunter i 1977 om æoli-ske stratifikationstyper, store problemer med blot aterkende fossile æoliske aflejringer i felten. Aflejrin-ger, som alle nu betragter som fornemme eksemplerpå fossile klitaflejringer bl.a. Yellow Sands og NavajoSandstone, blev i begyndelsen af 70erne tolket sommarine aflejringer (jvf. Pryor 1971 og Freeman &Visher 1975). Disse arbejder var baseret på detalje-

Clemmensen: Klitaflejringer

Fig. 1. Klitform i kystklitbæltet nordøst for Sandmilen, Skagen Odde. Bemærk veludviklet klitlæside med sandskreds-tunger (lyst sand) og vindribber. Denne del af læsiden er ca. 2 m høj.

rede studier af petrografi og tekstur, men førte altsåtil helt forkerte slutninger om palæomiljø. Efter Hun-ters (1977) arbejde udviklede studiet af fortidige klit-aflejringer sig imidlertid med stor hast. Klitaflejringerkunne nu med rimelig stor sikkerhed erkendes i denstratigrafiske lagsøjle. Hurtigt så man derfor en ud-vikling mod mere detaljerede tolkninger af de fossileklitters karakteristika og dannelsesforhold. Stratifika-tionstyperne i en række fossile klitaflejringer blevkortlagt, og de fossile klitters morfologi og aflejrings-dynamik blev tolket (f.eks. Hunter 1981 ; Clemmensen& Abrahamsen 1983). I andre arbejder blev de sedi-mentære strukturer i de fossile klitsedimenter beskre-vet. De æoliske strukturer blev i begyndelsen tolketvia kendskabet til strukturer i nutidige klitter (isærWhite Sands, New Mexico, McKee 1966), men sene-re blev grafisk computerteknologi aktivt inddraget idette forskningsfelt med Rubins detaljerede arbejde i1987 om bundformer og sedimentære strukturer.Chrintz & Clemmensens artikel fra 1993 om YellowSands og Crabaugh & Kocureks artikel fra 1993 omEntrada Sandstone er eksempler på arbejder, der an-vender Rubins computerprogrammer til detaljeredetolkninger af fossile klitters morfologi og dynamik.

Sideløbende med disse studier blev grænseflader ogtredimensional aflejringsarkitektur i de fossile aflej-ringer analyseret (f.eks. Brookfield 1977; Kocurek1988; Clemmensen & Blakey 1989; Clemmensen &Tirsgaard 1990; Clemmensen & Dam 1993; Fryberger1993). Denne forskning førte til definitionen af et for-melt klassifikationssystem for æolisk arkitektur(Clemmensen 1991; Chrintz & Clemmensen 1993).

Inspireret af udviklingen indenfor andre områder afden klastiske sedimentologi blev der også skrevet ar-tikler om den cyklo- og sekvensstratigrafiske opbyg-

ning af æoliske formationer (f.eks. Loope 1985; Hav-holm & Kocurek 1994; Clemmensen, Øxnevad & deBoer 1994). Disse arbejder klargjorde, at klitsyste-mernes dannelse var episodisk (eller periodisk), og atklitsystemernes dynamik ofte var styret af klimavaria-tioner, eller i kystnære systemer af variationer i hav-niveau.

De fossile klitaflejringer danner ofte betagendebjergartsformationer. En af de mest imponerende for-mationer er Navajo Sandstenen (N. Jura) på ColoradoPlateauet i USA. Aflejringsmiljøet for denne op til700 m tykke æoliske enhed har længe været sammen-lignet med de nuværende udstrakte klitområder i Saha-ra (erg-systemer), og i et helt nyt arbejde af Allen,Verlander & Audet (1997) sandsynliggøres det, atbevarelsen af denne mægtige formation skyldes heltspecielle tektoniske forhold i området.

I dette arbejde vil jeg belyse udviklingen indenforstudiet af klitaflejringer siden Bagnolds pionerarbejdei 1941. Indledningsvis vil jeg omtale vigtige arbejderom sandtransport og klitformer. Dernæst vil jeg illu-strere udviklingen indenfor den sedimentologiske ana-lyse af fortidige klitsedimenter og omtale arbejder, derdiskuterer kornstørrelse, stratifikationstyper, sedimen-tære strukturer, sedimentær arkitektur, cyklo- og se-kvensstratigrafi og bassinforhold. Hvert emne behand-les først generelt og illustreres derefter med et eksem-pel.

2. SandtransportSandkorn sættes i bevægelse af vinden, når en vistærskelværdi for den såkaldte friktionshastighed (u,t)overskrides (se sammenfattende diskussioner i Lan-

Geologisk Tidsskrift 1997/1

Fig. 2. Fossile kystklitaflejringer, Pleistocæn, sydkysten af Mallorca. De æoliske aflejringer består af skalsand og dannerudbredte bænke adskilt af tynde rødfarvede siltrige jordbundshorisonter. De æoliske sedimenter er gennemsat af rod-strukturer (pile); veludviklet skrålejring ses i den næstnederste æoliske bænk.

caster 1995 og Livingstone & Warren 1996). For se-dimenter med en middelkornstørrelse omkring 0,20-0,25 mm ligger denne værdi på ca. 0,2 m/sek. Flerefaktorer styrer naturligvis denne tærskelværdi, f.eks.vindens turbulens, sedimentets sortering, lokal topo-grafi, sedimentfugtighed og vegetation. Den indle-dende sandtransport er primært et resultat af vindenstræk i sandkornene. Når først sandtransporten er satigang ændres forholdene meget, idet de hoppendesandkorn ved deres nedfald sætter nye sandkorn i be-vægelse. Under disse forhold iagttages en friktions-hastighed for fortsat transport, den dynamiske tærskel-værdi, som er lidt lavere end den initiale tærskelværdi(f.eks. Anderson & Haff 1988). En direkte oversæt-telse af K,t-værdier til vindhastighed er vanskelig, mentypisk dansk klitsand sættes i bevægelse ved vind-hastigheder (målt i 10 meters højde) på 5-6 m/s.

Sandkorn i bevægelse transporteres via rulning,saltation eller suspension. Disse transportmåder blevogså beskrevet af Bagnold (1941), og senere studierhar yderligere bidraget til forståelsen af de forskel-lige transportmåder i æolisk regi. Pye (1987) skelnersåledes mellem krybning (hovedsageligt korn størreend 500 um), normal saltation (60-1000 um), modi-ficeret saltation (70-100 |um), korttidssuspension (20-70 um) og langtidssuspension (mindre end 20 um).

Disse kornstørrelsesgrænser afhænger naturligvis afvindenergien. Saltation er den dominerende transport-form og i de senere år er der forsket meget i saltations-processen og den relaterede dannelse af vindribber(Sharp 1963; Anderson 1987; Werner 1988). Tilsyne-ladende er det en form for saltation, der kun involve-rer korte hop (kaldet reptation), der styrer dannelsenaf både vindribber (sand) og de såkaldte granuleribber(se sammenfattende diskussion i Lancaster 1995).

Bagnolds arbejde fra 1941 giver en kvantitativ be-skrivelse af æolisk sandtransport og klitdannelse, ogBagnolds formel for æolisk sandtransport danner sta-dig udgangspunkt for de fleste analyser af dette fæno-men. Ifølge Bagnold (1941) kan den totale sandtrans-port bestemmes efter følgende formel, Q = C (d/D)'/2

(p/g) M,3, hvor D er en standardkornstørrelse på 0,25mm, d er middelkornstørrelsen for det undersøgte se-diment, og C er en konstant, der varierer mellem 1,5og 3,5 og er afhængig af underlagets natur; p er luf-tens densitet og g er tyngdeaccelerationen. Andretransportformler er opstillet af f.eks. Lettau & Lettau(1978), Fryberger (1979) og Sørensen (1988). Som eteksempel på en eksperimentel bestemmelse af trans-portrate kan nævnes Rasmussen & Mikkelsen (1991).

Ifølge Fryberger (1979) kan den årlige (potentielle)sandtransport (Q) tilnærmelsesvis beregnes efter føl-


Fig. 3. Klitformer pä bagstranden ved Vejers Strand, Vestjylland (juli 1990). Klitterne er dannet ved erosion af strand-sand under stærk vestlig vind. Nærmeste klit er ca. 1 m høj og kan karakteriseres som en transvers klitryg.

gende formel, Q « V2 (V-V ) t, hvor V = den gen-nemsnitlige vindhastighed malt i 10 meters højde, V= tærskelværdien for igangsættelse af sandtransport(ca. 6 m/s, 10 meters højde) og t = tiden vinden blæ-ser fra en bestemt retning (udtrykt som procent i envindtabel fra en given vejrstation). Da formlen er for-holdsmæssig måles den årlige potentielle sandtran-sport, også benævnt driftpotentiale (DP), i vektoren-heder (VU). Det skal bemærkes, at Fryberger (1979)anvendte knob som måleenhed for vindhastighed,mens de fleste senere undersøgelser anvender m/s sommåleenhed (f.eks. Anthonsen, Clemmensen & Jensen1996). DP i vektorenheder er med en faktor på ca.0.07 relateret til transporten målt i m3 pr. m.

Ved hjælp af denne formel kan det beregnes, at defleste ørkenområder har relativt lave årlige DP-vær-dier på 80-490 VU eller 6-35 m3 pr. m målt på tværsaf den sandtransporterende vind, jvf. Fryberger 1979;Fryberger, Al-Sari, Clisham, Rizvi & Al-Hinai 1984.Mange kystområder derimod er karakteriseret ved højeDP-værdier, og værdier mellem 1500-4000 VU eller105 og 280 m3 pr. m er almindelige langs Jyllandsvestkyst (jvf. Anthonsen & Clemmensen, upublicerededata; Clemmensen, Andreasen, Nielsen & Sten 1996).

Den årlige (potentielle) sandtransport i den resulte-rende vindretning benævnes resulterende driftpoten-tiale (RDP) af Fryberger (1979). Forholdet mellemRDP og DP er udtryk for den årlige variation i vind-

retning. Dette forhold synes, sammen med omfangetaf tilgængeligt sediment, at styre, hvilken klittype, derudvikles i et bestemt område (se sammenfattende dis-kussion i Lancaster 1995).

På baggrund af meteorologiske data fra klimasta-tioner langs den jyske vestkyst, er det muligt at bereg-ne værdier for sandtransportrater i dette stærkt vind-påvirkede område startende fra omkring 1870. Det erogså muligt, ved hj ælp af georadaranaly se af de holo-cæne kystklitsystemer, at beregne mængden af æolisksand i de vestjyske kystklitområder og dermed (hvisalderen af sedimenterne kendes) få data til beregningaf den gennemsnitlige sandtransportrate over et læn-gere tidsrum. Til illustration af denne sidstnævnte ana-lysemetode omtales en undersøgelse af det holocæneklitfelt ved Vejers.

2.1. Klitfeltet ved VejersKlitfeltet ved Vejers dækker et areal på ca. 120 km2

og befinder sig mellem Blåvands Huk og Henne Strandpå den jyske vestkyst (Clemmensen et al. 1996). Klit-feltet dækker en mellem-sen Holocæn barriereoddeog begrænses mod øst af glacialt bakkeland eller afsøområder (Langsø og Filsø). Klitterne er flere stedervandret ind over det glaciale bakkeland, men disseklitområder indgår ikke i denne analyse.

Sedimentologiske analyser og georadarkortlægning

Geologisk Tidsskrift 1997/1

Fig. 4. Store klittunger på bagsiden af de yderste vegetationsdækkede kystklitter ved Henne Mølleå, Vestjylland (april1990). Set mod vest. Klittungerne dannes under gentagne storme fra vest. Hvis klittungerne ikke tilplantes med hjælme,kan de udvikle sig til større mobile klitformer.

af Vejers klitfeltet har vist, at de æoliske aflejringer iområdet består af flere genetiske enheder (Clemmen-sen et al. 1996). Den yngste enhed omfatter de nuvæ-rende havklitter, hvor der sker en stadig pålejring afsediment (Fig. 3,4). De indre kystklitter samt den bag-ved liggende sandslette, Kallesmærsk Hede, er dæk-ket af tæt vegetation og er inaktive. Den meget storeparabelklit, Bordrup Sand, i den sydøstlige del af klit-feltet, er også helt stabiliseret og dækket af tæt skov.Tidligere var disse områder imidlertid præget af sand-flugt, klitdannelse og klitmigration. Hovedparten afklitdannelsen i området synes at være sket efter 300e. Kr.. I flere perioder blev store mængder sand trans-porteret ind over den flade kystslette og de bagvedliggende søområder. Georadarkortlægning gør detmuligt at studere de æoliske aflejringers opbygningsamt at beregne deres volumen. Disse undersøgelserviser, at Vejers klitfeltet består af ca. 800x 106 m3 sand.Hvis dette sand er blevet aflejret med jævn rate siden300 e. Kr. betyder det, at den årlige sandtransportrateind i klitfeltet har været ca. 21 m3 (pr. m bredde). Dettetal kan sammenlignes med den værdi for årlig resul-terende driftpotentiale (RDP), der kan beregnes udfravinddata. Anvendes data fra vejrstationen ved Blå-vands Huk (måleperiode 1931-1960) fås en RDP-vær-di på 55 m3 (pr. m bredde) i østlig retning. Den virke-lige sandtransportrate er således noget mindre end denpotentielle sandtransportrate. Dette afspejler sikkert,at en væsentlig del af stormaktiviteten i området erassocieret med nedbør, som gør strandsandet vådt Ogdermed begrænser den æoliske erosion. En tidlig un-

dersøgelse af fugtige vejrforholds indflydelse på sand-flugten er foretaget af Kuhlman (1957). Senere arbej-der omfatter bl.a. Hunter, Richmond & Alpha (1983)og Arens (1994). Stratigrafiske analyser af sedimen-terne i Vejers klitfeltet har vist, at æoliske enhederveksler med udbredte tørvelag eller jordbundshorison-ter. Dannelsen af Vejers klitfeltet skete altså episo-disk, og man må forestille sig, at perioder med sand-flugt og klitdannelse vekslede med perioder med sta-bilisering af klitfeltet og jordbundsdannelse. Det ermuligt, at disse variationer i klitfeltets dynamik kanrelateres til klimaændringer (jvf. Clemmensen et al.1996). I nogle perioder var vindenergien (og dermedden årlige sandtransport) i området sandsynligvisendnu højere end idag, f.eks. under den lille istid mel-lem ca. 1550 og 1850 e. Kr., mens vindenergien i an-dre perioder var lavere end idag.

3. KlitformerBagnolds arbejde fra 1941 indeholder også en beskri-velse af de vigtigste morfologiske klittyper i Ægyp-tens ørkener: barkanen og seifen. I senere arbejder(bl.a. McKee 1979) er andre morfologiske klittyperdefineret, og de fleste sedimentologer skelner nu mel-lem: barkaner, klitrygge med halvmåneformede ele-menter (eng.: crescentic ridges), reverserende klitter,lineære klitter, stjerneklitter og parabelklitter (Fig. 5),Parabelklitten dannes kun i områder med en vis vege-


Morfologiske klittyper

Morfodynamiske klittyper

Almindeligvindretning

1, 2, 3Tidsmæssigændring ivindretning

Fig. 5. Klassifikation afsimple ørkenklitter. Devigtigste morfologiske ogmorfodynamiske klittyperer vist. Sammensatteklitter eller draaformerkan ligeledes klassificeresbåde efter morfologi ogmorfodynamik. Klassifi-kation baseret på McKee1979, Hunter et al. 1983,Kocurek 1991.

Resulterendevindretning

tation og denne klittype blev faktisk beskrevet for før-ste gang, af en dansk geolog K. J. V. Steenstrup, i1894 fra klitområderne langs Jyllands vestkyst. Derskelnes også mellem simple og sammensatte klittyper(McKee 1979), hvor de sammensatte klitter udgøresaf mindre klitter overlejrende en større klit enten afsamme eller forskellig type. Disse sammensatte bund-former kaldes også draaformer (Wilson 1972; Kocurek1981). Draa er en nordafrikansk term for en størreæolisk sandryg (Wilson, 1972, 1973). Sideløbendemed denne beskrivelse af morfologiske klittyper erder blevet indført en klassifikation af klitter baseretpå deres morfodynamik (Hunter et al. 1983). Der skel-nes således mellem tværklitter eller transverse klitter(klitryg vinkelret på resulterende sandtransportret-ning), længdeklitter eller longitudinale klitter (klitrygparallel med resulterende sandtransportretning) ogskråklitter (klitryg orienteret skævt på den resulterendesandtransportretning), Fig. 5. Endelig indførte Rubin(1987) et klassifikationssystem, hvor der skelnes mel-lem todimensionale og tredimensionale bundformerog mellem invariable og variable bundformer.

Set i tværsnit udviser de forskellige klittyper stor

morfologisk variation. De transverse klitter har typisken moderat hældende stødside, en næsten horisontalflade mellem klittens toplinje og brinklinje og en mo-derat til stejlt (nedvinds) hældende læside. De stejlelæsider udviser ofte skredflader, og disse flader udvik-les typisk i hele klittens højde med mindre klitten erreverserende. Longitudinale klitter derimod har ofteen tilnærmet symmetrisk form. De laveste dele af deto klitsider har kun moderate hældninger og velud-viklede læsider med skredflader ses kun i den øverstedel af klitformen (Fig. 5). En lignende morfologi ka-rakteriserer mange stjerneklitters arme (Fig. 5). Skrå-klitter har i mange tilfælde et udseende, der minderom de transverse klitter, men i modsætning til disseklitformer udvikler de ofte svagt hældende sandaflej-ringer på overgangen mellem klitlæside og foranlig-gende interklit, således at skredflader kun udviklesøverst på klitten.

I klitområder med tæt vegetation, som f.eks. hoved-parten af de danske kystklitområder, optræder andreklitformer. Der findes mange forslag til navngivningaf disse kystklitformer, men almindeligvis skelner manmellem incipiente (eller embryonale) forklitter nær-

Geologisk Tidsskrift 1997 / 1

Parabelklitter

Transgressiv klitrækkeSandslette

VindrendeVindkule

Stabiliseredeklitrækker

Forklitter

Fig. 6. Almindeligt forekommende klitter langs en prograderende kyststrækning. Parallelle klitrækker dannes hvor suc-cessive forklitrækker stabiliseres ved vegetation under kystens udbygning. Under storme eller ved reduktion i plante-dækket skabes vindkuler og vindrender. Disse kan udvikle sig til mobile parabelklitter. Ved yderligere reduktion i plante-dækket dannes en transgressiv klitrække (efter Bird 1990).

mest stranden og etablerede (eller stabiliserede) klit-ter længere inde i land (Fig. 6). Disse klitformer kal-des primære klitter og danner ofte kystparallelle klit-rækker. De primære kystklitter kan være associeredemed forskellige sekundære former som vindkuler,barkaner og parabelklitter (jvf. Bird 1990; Carter,Nordstrom & Psuty 1990).

Kystklitterne i Danmark kan også i store træk inde-les efter ovennævnte skema. Et studium af kyst-klitterne ved Vejers har f.eks. vist, at den yderste klit-række (forklitten) består af talrige nyskabte sandryggeog sandtunger samt stedfaste hjælmeklitter (Fig. 4;Clemmensen 1986). Hjælmeklitterne udgøres af me-get uregelmæssige klitformer med moderat til stejlthældende klitsider i flere retninger. Længere inde iland følger som hovedregel endnu en klitrække, tætdækket af vegetation og med flere nu inaktive vind-kuler. Flere steder er denne klitrække brudt op i min-dre (nu stabiliserede) parabelklitformer. Endnu læn-gere inde i land følger en eller flere generationer afveludviklede parabelklitter, nu alle inaktive og dæk-ket af tæt vegetation (Clemmensen et al. 1996). De

største parabelklitter er associeret med udstrakte fladesandsletter, hvor den største, KallesmærskHede, dæk-ker et areal på ca. 50 km2.

De forskellige klittyper opbygger ofte udstraktesandhave eller erg-systemer, som beskrevet af Wilsoni 1971 og 1973. Disse sandhave er især karakteristi-ske for de tropiske og subtropiske ørkenbælter, hvorde største af de udstrakte sandhave i Sahara, SaudiArabien og Australien har arealer mellem 100.000 og600.000 km2 (Livingstone & Warren 1996). I tempe-rerede egne, som f.eks. Danmark, dækker klitterne ikkehelt så store områder. De største klitområder langsJyllands vestkyst er områderne ved Vejers (min. 120km2), i Thy (næsten 400 km2) og på Skagen Odde (ca.140 km2).

I de seneste år har mange geomorfologer og sedi-mentologer forsket i de faktorer, der styrer klitternesform, orientering og størrelse. Vigtige faktorer er sedi-menttype, sedimenttilgængelighed, vindklima, vegeta-tionsdække og tid (se sammenfattende diskussion iLancaster 1995). Kystklitternes natur påvirkes endvi-dere af kystprocesser, og i Holocæn ligeledes af men-


Fig. 7. Råbjerg Miles top i marts 1993 set mod nord. Klitmorfologien påvirkes stærkt af de hurtige skift i vejrforhold iområdet. I dette eksempel forårsagede kraftig nedbør efterfulgt af stærk vind fra vest erosion på klittens stødside og top.Klitten blev udglattet og interne strukturer blev synlige. Fodspor i forgrunden som skala.

nesket. Klittens orientering styres i mange tilfælde afdet såkaldte "gross bedform-normal transport" prin-cip, der siger, at klitryggen (i unimodale til bimodalevindsystemer) vil indstille sig således, at der er mestmulig sandtransport på tværs af klitryggen (Rubin &Hunter 1987).

I Danmark er næsten alle klitfelter idag dækket afvegetation og besidder derfor ikke mobile klitformer.Denne tilstand er dog sikkert forårsaget af stadig til-plantning af de yderste havklitter. Et enkelt sted harén af vandreklitterne (Råbjerg Mile, Skagen Odde)fået lov at udvikle sig naturligt, og studier af RåbjergMile kan derfor belyse nogle af de faktorer, der styrerklitmorfologi og klitorientering i et stormdominerettempereret kystklima.

3.1. Råbjerg MileRåbjerg Mile (Fig. 7, 8) nær Kandestederne på Ska-gen Odde, er Danmarks eneste aktive vandreklit. Klit-ten må i dag klassificeres som en asymmetrisk, sam-mensat parabelklit, men i slutningen af sidste århund-rede havde klitten en helt anden morfologi og var nær-mest at betegne som en barkan (Anthonsen et al. 1996).

Den nuværende klit når en højde på ca. 20 m overden omgivende sandslette. Klitten har en central delog to arme; klittens akse er orienteret ØNØ-VSV. Densydlige arm er smal og ret lang (50-100 m bred, 900m lang), mens den nordlige arm er ret bred, men gan-ske kort (150-200 m bred, 400 m lang). Den sydligearm er næsten stabiliseret af vegetation, mens dennordlige arm er aktiv og har store partier med løst sand.Den centrale del af klitten (milen) består af en svagt

hældende stødside (vestlig hældning ca. 7°), en næ-sten horisontal klittop og en læside med varierendemorfologi. Læsiden når en højde på 6-8 m og harhældninger på godt 30°. Hvor klitten vandrer ind overet ældre klitlandskab udviser læsiden stor morfolo-gisk variation og udvikler ofte store klittunger. Mil-ens stødside og top er ofte overpræget af transversesmåklitter (0,5-2 m høje). Denne del af milen er dogkarakteriseret af hurtige ændringer i morfologi styretaf områdets skiftende vejrforhold (Fig. 7, 8). Også denmassive turisme i området præger i betydelig gradklittens morfologi, især i perioder med lave vind-hastigheder.

Råbjerg Mile har gennemløbet en bemærkelsesvær-dig ændring i morfologi de sidste 100 år. Anthonsenet al. ( 1996) har analyseret denne udvikling v.h.a. geo-grafiske kort, luftfotos og brug af GIS (Arc/Info). Ana-lyserne viser, at Råbjerg Mile er migreret ca. 1 kmsiden 1887, og at klitten i samme periode har ændretvandringsretning fra at være 0 (100°) til ØNØ (68°).Klitten varen stor barkan mellem 1887 og 1909, meni perioden mellem 1924 og 1945 ændrede Råbjerg Milesig til en parabelklit. Studier af vinddata (Skagen fyrog Højen fyr) viser, at vindklimaet i området har æn-dret sig markant i samme periode. Analysen af vind-klimaet omfatter en beregning af vindens arbejdsevneudtrykt som driftpotentiale og resulterende drift-potentiale. Udviklingen i vindklimaet omfatter enændring fra et unimodalt til et næsten polymodalt vind-mønster, et midlertidigt fald i vindenergi mellem 1925og 1940 og en gradvis øgning af sydlige og østligevinde efter 1909 på bekostning af de nordvestligevinde. Den resulterende transportretning ændrede sig

Geologisk Tidsskrift 1997 /

Fig. 8. Råbjerg Miles top i marts 1993. Flere steder på klitten skabte den stærke vind fra vest et markant erosionsrelief ogførte til dannelsen af intraformationelle sandklaster af fugtigt sand. Interne strata hældende mod NØ (klitforsæt) kanogså iagttages.

fra værende ØSØ i 1887 og 1909 til NØ i 1924, 1966og 1977 og endelig til NNØ i 1986. Råbjerg Mile varen tværklit mellem 1887 og 1924, og en skråklit i pe-rioden efter 1924. Klittens orientering kan i hele pe-rioden forklares v.h.a. "gross bedform-normal trans-port" princippet (Rubin & Hunter 1987).

Anthonsen et al. (1996) konkluderer, at ændringeni Råbjerg Miles morfologi efter 1887 er styret af vind-klima og den samtidige ændring af vegetationsdækkeomkring klitten. Den initiale barkanform blev udvik-let i et unimodalt højenergi vindklima domineret afvestlige og nordvestlige vinde, mens parabelklittenopstod i en periode (1924-1945) med relativ lav vind-energi, stigende vindvariabilitet og stigende vegeta-tionsdække.

Studierne af Råbjerg Mile er interessante, idet deviser, at selv ganske store klitter kan ændre morfologiog migrationsretning på få år, hvis vindklimaet æn-drer sig. Et andet perspektiv ved analyserne af Rå-bjerg Mile er, at ikke meget af den imponerende klit-form bliver bevaret på længere sigt som sedimentærakkumulation. Sandsletten vest for Råbjerg Mile ud-gør faktisk det sediment, som parabelklitten efterla-der, og her skal man ikke forvente at finde mange sporaf parabelklittens læsideaflejringer.

4. KornstørrelseDe fleste klitter består af velsorteret sand med enmiddelkornstørrelse mellem 0,330 mm og 0,160 mmeller 1,60 og 2,65 phi (<|>), hvor <)> = -log2d, d = korn-størrelse i mm (((»-skalaen defineret af Krumbein 1938).Klitsandet består typisk af velafrundede kvartskorn,men i mange tropiske og subtropiske kystområderbestår klitsandet af marine skaller eller skaldele.

Det er relativt let at samle sandprøver i felten og atanalysere prøvernes kornstørrelsessammensætning.Både løse og cementerede sandprøver kan analyseres(seMcManus 1988 for en gennemgang af analyseme-toder). Den geologiske litteratur indeholder derfor enmeget stor datamængde om klitsedimenters kornstør-relse og sortering (f.eks. Ahlbrandt 1979; Goudie,Warren, Jones & Cooke 1987; Lancaster 1987). Folk& Ward (1957) indførte en række kornstørrelsespara-metre til beskrivelse af sedimentets middelkornstør-relse, standardafvigelse (sortering), skævhed og kurto-sis. Den nemme adgang til computere i dag gør detmuligt at beregne tilsvarende momentparametre ud-fra hele kornstørrelsesfordelingen og ikke kun base-ret på bestemte percentiler. Kornstørrelsesdata bliverofte afbildet som kumulative fordelingskurver. Dissedata kan også afbildes i diagrammer, og ofte var detpå denne måde muligt at afgrænse recente æoliske se-


Fig. 9. Tekstur og stratifikationstyper, Navajo Sandstone (Jura), Utah. Skævt snit af storskala æolisk skrâlejring visendelysegule vindribbe-laminæ overlejret af grå sandskreds-laminæ.

dimenter fra f.eks. fluviale sedimenter (Friedman1979).

En anden metodik til analyse af kornstørrelsesdatablev udviklet af Visher ( 1969). Kornstørrelsesdata blevafbildet på såkaldt sandsynlighedspapir og ideen var,at hver kornstørrelsespopulation (krybning, saltationog suspension) på dette kurvepapir ville fremtrædesom et ret liniestykke. Sedimenter, aflejret i forskel-lige miljøer præget af forskellige processer, skullesåledes afbildes forskelligt på sandsynlighedspapiret.Klitsand er ifølge Visher (1969) og Freeman & Vis-her (1975) karakteriseret af en dominerende og megetvelsorteret saltationspopulation; kornstørrelsespopu-lationer dannet med krybning og suspension er un-derordnede og mindre velsorterede. Kornstørrelses-analyser af klitsedimenter fra Jyllands vestkyst synesdog at vise, at det sjældent er muligt at definere dissekornstørrelsespopulationer entydigt ved denne metode.

Æolisk sand fra nutidige miljøer er ofte bedre sor-teret end både fluvialt og marint sand. Disse forholdhar gjort, at mange geologer har forsøgt at erkendefossile æoliske aflejringer primært udfra data omsedimenternes kornstørrelse og sortering. Mange se-dimentologer har dog gennem årene manet til forsig-tighed med hensyn til at anvende kornstørrelsesdatatil tolkning af fossile sedimenters aflejringsmiljø. Kri-tikerne har bl.a. fremført, at kornstørrelsespopu-lationer ikke er log-normalt fordelte som hævdet af

Folk & Ward (1957) og Visher (1969). En gruppe afsedimentologer har derfor udviklet en ny statistiskanalysemetode og afbilder kornstørrelsesdata i log-hyperbolske diagrammer (Bagnold & Barnsdorff-Niel-sen 1980; Hartmann & Christiansen 1988). Andre kri-tikere (bl.a. McLaren 1981) har fremført, at et sedi-ments kornstørrelsessammensætning primært styres afkildematerialets natur og i mindre grad af de proces-ser, der virker i aflejringsområdet. Kornstørrelses-analyser kan derfor, ifølge McLaren (1981), ikke medsikkerhed anvendes til tolkning af fossile sedimentersaflejringsmiljø.

Et andet nok så stort problem er, at det er vanskeligtat indsamle en repræsentativ prøve fra en æolisk af-lejring. En række undersøgelser har vist, at sedimen-ter fra klittens toppunkt ofte er mere finkornede endsedimenter fra klittens nederste dele (se sammenfat-tende diskussion i Lancaster 1995). Ydermere er derofte særdeles store teksturelle variationer indenfor detsamme område af klitten. Betragter vi klittens læsideses her genetisk forskellige aflejringer, vindribbe-la-minæ, kornfalds-laminæ og sandskreds-laminæ (se se-nere). Disse sedimenttyper besidder næsten altid ty-delige forskelligheder i middelkornstørrelse og andrestatistiske parametre. Et sidste problem ved anven-delsen af kornstørrelsesdata til tolkning af fossileaflejringsmiljøer er, at kornstørrelsessammensætningkan ændres under diagenesen (kvartscement, feldspat-

10 Geologisk Tidsskrift 1997/1

Fig. 10. Tekstur og stratifikationstyper, Navajo Sandstone (Jura), Utah. Tværsnit af storskala æolisk skrålejring. Tykkegrå sandskreds-laminæ af velsorteret, mellemkornet sand veksler med lysegule vindribbe-laminæ af mindre velsorteret,finkornet sand.

forvitring m.m.). Til illustration af hvor vanskeligt deter at basere en tolkning af miljø primært på data omkornstørrelsessammensætning omtales her en under-søgelse af Navajo Sandstone (Jura), USA.

4.1. Navajo SandstoneNavajo Sandstone (N. Jura, Coloradoplateauet, USA)er nok verdens mest kendte æoliske formation. Detteskyldes ikke mindst de særdeles spektakulære profil-vægge i Zion Nationalpark i Utah. Her ses flere ste-der 600-700 m høje sandstensvægge opbygget af 5—30 m tykke bænke med skrålejrede klitaflejringer.

Det var dog ikke disse imponerende strukturer, dervar hovedemnet for Freeman & Visher ( 1975), da detolkede Navajo Sandstone som en marin shelfaflejring.Forfatterne nåede frem til denne overraskende kon-klusion efter at have analyseret kornstørrelses-sammensætningen i 88 sedimentprøver og afbildetdisse prøvers kornstørrelsessammensætning på sand-synlighedspapir. Kurverne fra Navajo Sandstone varsammensatte og viste ifølge forfatterne ringe lighedmed kornstørrelseskurver af recente klitsedimenter.Derimod viste kurverne stor lighed med kornstør-relseskurver af sedimenter fra tidalt prægede marine

miljøer. I sikker tro på, at de teksturelle karakteristikavar langt væsentligere end andre sedimentære egen-skaber, f.eks. de førnævnte storskala skrålejringer,hyppige overflader med vindribber, deflationsfladerm.m., blev Navajo Sandstone derfor tolket som enmarin aflejring. Denne tolkning var måske også lidtpåvirket af et arbejde om aflejringsmiljøet for YellowSands (Perm) i England (Pryor 1971). Påbaggrund afstudier af især sedimentets petrografi konkluderedePryor, at denne klassiske ørkenaflejring var dannet iet tidalt præget marint miljø. Altså præcis samme af-lejringsmiljø som Freeman & Visher (1975) foreslogfor Navajo Sandstone. Tolkningen af Navajo Sand-stone som tidal aflejring fik dog aldrig mange tilhæn-gere, og efter Hunters arbejde i 1977 om æoliskestratifikationstyper kunne den tidale tolkning af for-mationen endeligt afvises (Fig. 9, 10; Hunter 1981).

5. StratifikationstyperDannelsen af forskellige stratifikationstyper sker viafire forskellige processer: 1. sandfygning på planeoverflader, 2. vindribbemigration, 3. kornfald på hæl-dende, plane læsider, og 4. sandskred på læsider, der

Clemmensen: Klitaflejringer 11

Primær vindSTØDSIDE

BrinkLÆSIDE

Skredflade

Sokkel

B

\\

— • » .

• — - *

Primær vind

£ 3 — ^ T ^

\ \ \ \

Ut1i i

— — — ___• - ^ ~ ~ - » .

. Sandskred\

K

i

o\

N\

r n f a

\\

,<?c

\1

i .M

5=

d

Jnd- —

\\

T

Fig. 11. A) Skematisktværsnit af relativ lilleklit (transvers til skråbundform) med vigtigemorfologisk elementerog interne strukturer; t =topsæt, f = forsæt, b =bundsæt. B) Skematisktværsnit af relativ lilleskråklit (primær vindikke vinkelret påklitryg), hvor sekundærevinde hyppigt påvirkerden nederste del aflæsiden. Topsæt (t)består af vindribbe-laminæ, forsæt (f) beståraf vekslende sandskreds-og kornfalds-laminæ ogbundsæt (b) består afvindribbe-laminæ.Baseret på Hunter 1981.

overskrider den kritiske stablingsvinkel (28-34°) (Fig.1, 11). Disse forskellige processer og sedimenttyperblev allerede i hovedtrækkene beskrevet af Bagnold(1941), men først med Hunters arbejde i 1977 om deinterne strukturer i recente kystklitter på Padre Island(barrieø i Texas), blev de enkelte stratifikationstyperskarakteristika beskrevet i detaljer. Hunter erkendte føl-gende hovedtyper: 1. planbunds-stratifikation, 2. vind-ribbe-stratifikation, 3. kornfalds-stratifikation og 4.sandskreds-stratifikation. Planbunds-stratifikationoptræder sjældent, men de tre andre typer er alminde-lige, og disse stratifikationstyper opbygger de æoli-ske skrålejringer. Alle stratifikationstyperne besidderkarakteristiske sedimentære og teksturelle egenska-ber, og de forskellige æoliske stratifikationstyper erblevet kortlagt i en række fossile klitsystemer (jvf.Hunter 1981; Clemmensen & Abrahamsen 1983).

Klitterne på Padre Island er kun i ringe grad prægetaf vegetation. Mange steder sker klitdannelse imid-lertid i områder med en del vegetation. Sandet aflejrespå disse klitter via kornfaldsprocesser, eller sjældnereribbemigration, og der dannes en række stratifikations-typer af diskontinuert eller uregelmæssig natur (jvf.Byrne & McCann 1990). Planterødder gennembryderofte laminationen og det resulterende sediment virkeri mange tilfælde strukturløst (Fig. 2).

Under fugtige overfladeforhold kan der dannes for-skellige typer af adhæsionsstrukturer, men disse struk-turer er mere almindelige i interklit- og sandslette-områder eller på tørlagte flodbarrer (f .eks. Olsen, Due

& Clemmensen 1989). I visse klitaflejringer ses ogsåsporfossiler. Sporfossiler i fossile ørkenklitaflejringerer f.eks. beskrevet af Clemmensen & Abrahamsen(1983), Ekdale & Picard (1985), Clemmensen &Blakey (1989) og Gradzinski & Uchman (1994). Ofteer det vanskeligt (eller umuligt) at identificere spor-danneren, men i pleistocæne kystklitaflejringer påMallorca ses talrige og meget velbevarede klovsporfra geder (Fornos, Pomar & Rodriguez-Perea (1986).

Klitsedimenter er nært associeret med andre æoli-ske sedimenttyper. Disse aflejringer omfatter interklit-(eller interdraa-) sandslette- og sabkhasedimenter ogindeholder ofte vindribbe-laminæ (hvilket letter entolkning af fossile sedimenter som æoliske), men der-udover ses andre karakteristiske æoliske strata bl.a.granuleribbestrukturer, som ikke kendes fra klit-aflejringerne (se bl.a. Clemmensen & Abrahamsen1983; Clemmensen, Olsen & Blakey 1989; Olsen etal. 1989; Clemmensen & Dam 1993).

Fordelingen af de forskellige stratifikationstyper ifossile klitaflejringer giver oplysning om klittype ogklitprocesser (jvf. Hunter 1981; Kocurek 1991), ogdet er ofte muligt at skelne mellem tværklitter (f.eks.barkaner), skråklitter og længdeklitter. Tværklitter er,ideelt set, karakteriseret af stejle, angulære skrå-lejringer med vekslende sandskreds- og kornfalds-laminæ. Mængden af kornfalds-laminæ afhænger afklithøjde og vindstyrke samt af hyppigheden afvinde,der ikke er vinkelret på klitryggen (sidevinde). Skrå-klitter er typisk repræsenteret ved stejle, tangentielle

12 Geologisk Tidsskrift 19971 1

Fig. 12. Æoliske stratifikationstyper, Corrie Sandstone (Perm), Skotland. To sæt med æolisk skrålejring. Begge sætindeholder lyse sandskreds-laminæ af mellem-grovkornet sand og røde laminæ (hovedsageligt dannet ved kornfalds-processer) af finkornet sand.

skrålejringer, hvor øverste del af det skrålejrede sæt(forsæt) opbygges af vekslende sandskreds- og korn-falds-laminæ og nederste del (bundsæt + tåsæt) afvindribbe-laminæ (Fig. 11). Længdeklitter og stjerne-klitter er i mange tilfælde repræsenteret af skrålejringerudelukkende opbygget af vindribbe-laminæ. Detteskyldes, at stejle læsider med skredflader kun optræ-der i de øverste topografiske niveauer på disse klitterog derfor sjældent bevares (jvf. Kocurek 1991). Mangeæoliske skrålejringer er rytmisk opbygget og f.eks.karakteriseret af vekslende sandskreds-laminæ ogvindribbe-laminæ. Disse sedimentationsmønstre af-spejler kortvarige (daglige til årlige) variationer i vind-hastighed eller vindretning (jvf. Hunter & Rubin 1983 ;Hunter & Richmond 1988).

De forskellige æoliske stratifikationstyper er somhovedregel nemme at identificere i fossile æoliskeaflejringer. Dette gælder specielt i æoliske formatio-ner, der er i besiddelse af et bredt kornstørrelses-spektrum. Til illustration af disse forhold omtales herCorrie Sandstone, Skotland.

5.1. Corrie SandstoneCorrie Sandstone (Perm), Arran, Skotland, repræsen-terer et indlandssandhav med relativt grovkornedetværklitter og draaformer. Sandhavet var nært associe-ret med grovklastiske alluviale vifteaflejringer (Clem-mensen & Abrahamsen 1983; Clemmensen & Hegner1991). Klitaflejringerne er opbygget af sandskreds-,vindribbe- og kornfalds-laminæ (Fig. 12, 13). Analy-ser af udvalgte stratifikationstyper har vist, at de mestgrovkornede sandskreds-laminæ har en gennemsnit-lig kornstørrelse på 0,69(|> (0,62 mm!), vindribbe-laminæ på l,81(j) (0,29 mm) og kornfalds-laminæ på2,360 (0,19 mm). Analyserne viser endvidere, at sand-skreds-laminæ er bedre sorterede end vindribbe- ogkornfalds-laminæ (Clemmensen 1991). Den store for-skel i kornstørrelse m.m. mellem de undersøgte stratifi-kationstyper er resultat af forskellige sedimentations-processer på klittens læside. Sandskreds-laminæ ernæsten udelukkende opbygget af korn transporterettil klittens toppunkt via bundtransport (krybning +reptation). Disse korn skrider periodevis ned ad klit-tens læside, når den kritiske stablingsvinkel (28-34°)overskrides, og danner veldefinerede sandskredstun-ger. Kornfalds-laminæ er i modsætning hertil næstenudelukkende opbygget af korn aflejret fra "suspen-sion" på klittens læside under høje vindstyrker. Vind-ribbe-laminæ indtager en særstilling ved ofte at be-


Fig. 13. Æoliske stratifikationstyper, Corrie Sandstone (Perm), Skotland. Vindribbe-laminæ set i skråsnit, hvorved dentilsyneladende tykkelse af de enkelte laminæ bliver forøget. Bemærk den inverse gradering (mørk rød til lys rød), densvage udvikling af interne ribbeforsæt og den lokale tilstedeværelse af asymmetriske ribbeformer (pile).

sidde en bimodal kornstørrelsesfordeling. Den mestgrovkornede population tilskrives en kombination afkrybning og reptation, mens den mest finkornede po-pulation omfatter suspensionsfragten.

De æoliske stratifikationstyper fremhæves i feltenaf diagenetisk styrede farveforskelle. Sandskreds-laminæ er således lyse, yderst velsorterede og karak-teriseres af mellem til grovkornet sand (Fig. 12). Korn-falds-sedimenterne er røde, ret ensfarvede laminæ ogvindribbe-laminæ ses som røde, tofarvede laminæ(Fig. 13). I vindribbe-laminæ er farveforskellen tyde-ligt relateret til kornstørrelse, således at den øverstedel af det enkelte lamina består af lys rød fin-mellem-kornet sand, mens den basale del udgøres af mørk rød,meget finkornet sand eller silt. Det giver ophav til enkarakteristisk nålestribet lamination (eng.: pin-stripelamination). Tykkelsen af de forskellige stratifikations-typer varierer meget. Sandskreds-laminæ har typisken tykkelse mellem 10 mm og 50 mm, kornfalds-laminæ mellem 1 mm og 20 mm (tykkeste laminædog sammensatte) og vindribbe-laminæ mellem 0,5mm og 4 mm.

Clemmensen & Abrahamsen (1983) tolkede på ba-sis af indledende studier af stratifikationstyperne i Cor-rie Sandstone, at der hovedsageligt var tale om trans-verse bundformer (mange sandskreds-laminæ). Høj-

den af de fossile klitter varierede sandsynligvis me-get som antydet ved variationen i bevaret sættykkelse(mindre end 1 m til ca. 15 m) og den store spredning isandskreds-laminæs tykkelse (10-70 mm). Tilstede-værelsen af veludviklede bundsæt med vindribbe-laminæ i mange sæt tyder på, at klitterne i det mindstelejlighedsvis var påvirket af sæsonbestemte skrå vindeeller sidevinde, mens tilstedeværelsen af kornfalds-laminæ mellem sandskreds-laminæ i mange sæt sy-nes at vise, at disse klitter blev dannet under relativtstærke storme. Også de store kornstørrelser i sands-kreds-laminæ peger mod aflejring under høj-energiforhold.

6. Sedimentære strukturerEt af de mest iøjnefaldende karaktertræk ved de flesteæoliske formationer er den hyppige tilstedeværelse afstorskala skrålejring (krydslejring). Ingen andre klasti-ske aflejringssystemer kan fremvise skrålejringer afsamme størrelse og sedimentær kompleksitet somæoliske aflejringer, og med fare for at virke subjektiv,vil jeg hævde, at de æoliske skrålejringer også hørertil blandt de smukkeste sedimentære strukturer i denstratigrafiske lagsøjle.

14 Geologisk Tidsskrift 1997 / 1

Fig. 14. Sedimentære strukturer i Yellow Sands (N. Perm), England. Storskala æolisk skrålejring set i snit parallelt medden resulterende transportretning (mod SV). De skrålejrede sedimentære enheder er i dette snit begrænset af næstenplane grænseflader (pile). Hvert skrålejret sæt udgør et klit-element.

Sandskreds-laminæ består af mellem til grovkornetsand med kornstørrelser op til 1 mm, hvilket tyder påaflejring under høj-energi forhold. Forsættenes rum-lige orientering er bimodal med en gruppe af forsæthældende mod nordvest (313°) og en anden gruppe afforsæt hældende mod syd (171°). Den overordnederesultant for alle målte forsæt er mod sydvest (238°).Sætgrænserne hælder enten mod nordvest eller syd-øst.

Ved hjælp af computersimulering af de interne struk-turer iagttaget i Yellow Sands nåede Chrintz & Clem-mensen (1993) frem til, at disse klitter var reverse-rende sinusformede længdeklitter. Klitryggene krab-bede sideværts, skiftevis mod syd og nordvest, samti-dig med at de sinusformede elementer bevægede sig"nedvinds" (mod sydvest). Længdeklitterne kan klas-sificeres som longitudinale bundformer, da deres ori-entering var parallel med den resulterende transport-retning. De longitudinale klitter blev dannet i et bimo-dalt vindmønster med skiftende (sandsynligvis sæson-bestemte) vinde fra nord og sydøst.

7. Sedimentær arkitektur og grænsefladerDen tredimensionale sedimentære opbygning af æoli-ske formationer er af hierarkisk natur (Chandler,Kocurek, Goggin & Lake 1989; Clemmensen 1991;Chrintz & Clemmensen 1993). Den tredimensionalesedimentære opbygning af fossile æoliske aflejringer(også benævnt æolisk arkitektur) kan analyseres påfire niveauer: mikro-skala (kornstørrelsesvariationerindenfor de enkelte stratifikationstyper), meso-skala(stratifikationstypernes rumlige fordeling), makro-skala (den rumlige fordeling af otte fundamentale ar-kitektur-elementer, se senere), mega-skala (den rum-lige fordeling af æoliske etager eller af erg-elemen-ter).

Studier af en aflejrings æoliske arkitektur dannerbasis for tolkningen af de æoliske sedimenters dannel-sesforhold på forskellige tidsmæssige og fysiske ni-veauer. Undersøgelser af mikro-skala kornstørrelses-variationer inden for de enkelte stratifikationstyper gi-ver oplysninger om de fundamentale æoliske aflej-ringsprocesser (varighed sekunder til minutter). Denkarakteristiske inverse gradering i vindribbe-laminætolkes således som resultat af reptationsprocessen, derbevirker at de største kornstørrelser koncentreres påribberyggene (Bagnold 1941; Hunter 1977; Schenk1983; Fryberger& Schenk 1981, 1988). Studier af de


Det skrålejrede sæt dannes ved klitmigration ogunder nettosedimentation (bundformen migrerer oghar en positiv klatrevinkel). Geometrien af de skrå-lejrede sæt afspejler klittens morfologi og adfærd (dy-namik) gennem tid. Der skelnes således mellem to-eller tredimensionale, invariable eller variable,transverse, skrå eller longitudinale og simple eller sam-mensatte bundformer, og de resulterende interne struk-turer kan ligeledes klassificeres som to- eller tredi-mensionale osv. (jvf. Rubin 1987). Hvis de resulte-rende skrålejrede sæt har en plan nedre sætgrænsebeskrives de som planare sæt, og hvis de har en trug-formet nedre sætgrænse beskrives de som trugformedesæt (jvf. McKee & Weir 1953).

Tolkning af æolisk skrålejring udgør et centraltpunkt i de fleste arbejder om æoliske aflejringssyste-mer. Tolkning kan ske ved direkte sammenligning medinterne strukturer i recente klitter, ved analyser af for-sæt og grænsefladers rumlige fordeling i fossile aflej-ringer eller ved computerbaseret geometrisk analyse(jvf. Kocurek 1991).

Der findes desværre kun få detaljerede beskrivelseraf de interne strukturer i recente klitter. Problemet ersimpelthen, at profilvægge i løst klitsand hurtigt skri-der sammen og umuliggør observationer af de internestrukturer. Kun i sjældne tilfælde er det muligt at ob-servere de interne strukturer i stor skala. Det klassi-ske eksempel er svagt hærdnede gipsklitter i WhiteSands, New Mexico, hvor stabile profilvægge kunneetableres og de sedimentære strukturer beskrives idetaljer i flere forskellige klittyper (McKee 1966).Andre arbejder beskriver de interne strukturer i sand-klitter, der er blevet vædet af regn for senere at få deøverste sandlag borteroderet under det efterfølgendetørvejr. Derved blotlægges de interne strukturer ogdetaljerede studier er mulige (f.eks. Tsoar 1982,1983;Fryberger 1991). Vindkuler langs den jyske vestkystviser også tit fine snit af kystklitternes interne struk-turer.

I få tilfælde er den oprindelige morfologi af fossileklitter bevaret i tilstrækkelig grad til at klitformen kanbestemmes. Det gælder f.eks. kuppelformede klitterfra Prækambrium i Sydgrønland (Clemmensen 1988)og klintkontrollerede kystklitter fra Pleistocæn påMallorca. Disse sidstnævnte klitter består af kalkhol-digt skalmateriale og på grund af tidlig cementeringer den totale klitform (op til 30 m høj) bevaret. Se-nere anlæg af stenbrud i disse klitter har gjort, at bund-formernes interne strukturer kan studeres i tre dimen-sioner.

• Målinger på forsætorientering har været anvendt iflere arbejder til at tolke klittype. Glennie (1970) skel-nede mellem barkaner og seifklitter og illustrerede denforskellige orientering af forsæt i disse to klittyper irelation til resulterende vindretning. Ud fra den ide,at alle fossile klitter var af enten barkantype ellerseiftype, analyserede Glennie (1983) data fra Rotlieg-end-borekerner i Nordsøen og nåede frem til, at dennordlige del af bassinet var præget af NV vinde, mens

den sydlige del af bassinet var præget af NØ vinde.Glennies tolkning af klittyper og palæovindmønster iRotliegendbassinet blev dog få år senere stærkt kriti-seret af Steele (1985).

De fleste tolkninger af fossile klitstrukturer var for-holdsvis generelle og unuancerede indtil Rubins ar-bejde i 1987 om anvendelse af computergrafisk geo-metrisk analyse til beskrivelse af relationerne mellembundforms morfologi, migration og resulterende in-terne strukturer. Rubin beskriver de interne struktureri 79 teoretiske eksempler. Bundformerne varierer frasimple og invariable (ingen ændring i adfærd med tid)til sammensatte og variable. Computerprogrammetudtegner de resulterende strukturer i blokdiagrammer,der kan roteres, og strukturers og grænsefladers rum-lige orientering vises i cirkeldiagrammer. Rubins ar-bejde danner basis for nye, detaljerede tolkninger affossile klitters morfodynamik. Til illustration af dennenye metodik omtales her en analyse af Yellow Sands,England.

6.1. Yellow SandsDe sedimentære strukturer i Yellow Sands (N. Perm)i det nordøstlige England kan studeres i detaljer i enrække store sandgrave nær den gamle universitetsbyDurham. Bortset fra Pryor (1971) har alle opfattet despektakulære strukturer som æoliske, men de æoliskestrukturer er blevet tolket på flere måder (se sammen-fatning i Chrintz & Clemmensen 1993).

Den dominerende struktur i Yellow Sands er stor-skala trugformet skrålejring (Fig. 14,15). Disse struk-turer karakteriserer det sand, som opbygger et klit-element (se senere). De skrålejrede klit-elementer erassocieret med forholdsvis sjældne aflejringsenhedermed horisontal til svagt hældende lamination (inter-klit-elementer, se senere) og opbygger udbredte 10-40 m tykke sammensatte enheder, der danner lang-strakte sandakkumulationer (draa-elementer, se se-nere).

I flere af sandgravene er det muligt at iagttage deæoliske sedimenter i profilvægge af flere hundredemeters længde og i snit, der varierer i forhold til sand-akkumulationers udstrækning. Her skal primært desedimentære karakteristika af klitaflejringerne gen-nemgås. En sammenfattende beskrivelse af formation-ens æoliske arkitektur og sedimentære aflejrings-historie følger senere i afsnit 7.3.1 snit vinkelret påsandakkumulationers længdeakse ses klitstrukturernesom skrålejrede enheder med en asymmetrisk trug-formet nedre grænse (Fig. 15). De asymmetriske sætses både i venstrevendte og højrevendte udgaver ogsættene udviser ofte sammenflettede kontakter. I læng-desnit ses klitaflejringerne som tabulære sæt med enhorisontal eller svagt bølgende nedre grænseflade (Fig.14). Sætgrænserne klatrer svagt opad i transportret-ningen. Sættene opbygges afret stejle forsæt af sands-kreds- (dominerede) og kornfalds-laminæ; disse gårgradvist over i tåsæt og bundsæt af vindribbe-laminæ.


Fig. 15. Sedimentære strukturer i Yellow Sands (N. Perm), England. Storskala æolisk skrålejring set i to snit begge nærvinkelret på den resulterende transportretning (mod SV). De skrålejrede sedimentære enheder i dette snit er begrænset aftrugformede grænseflader (pil). De overlejrende klit-elementer danner et draa-element.

forskellige æoliske stratifikationstypers fordeling i deenkelte skrålejrede sæt (meso-skala arkitektur) fortæl-ler om aflejringsprocesserne på klittens læside (va-righed timer til år). Analyser af makro-skala æoliskearkitektur-elementer giver oplysning om bundform-dynamik eller ergdynamik i en moderat lang tids-periode (typisk ÎO'-IO3 år), mens sedimentologiskkortlægning af den æoliske mega-skala arkitektur gi-ver basis for en tolkning af sandhavets (eller ørken-systemets) udvikling over en meget lang tidsperiode(typisk 104-106 år). Analyser af den tredimensionalesedimentære arkitektur af æoliske formationer sup-plerer den klassiske en- eller todimensionale facièsanalyse og giver en mere fuldstændig beskrivelse afen æolisk aflejring.

7.1. Æoliske grænsefladerI forbindelse med analyser af den sedimentære arki-tektur af æoliske formationer er det vigtigt at beskriveog tolke grænsefladerne mellem de arkitektoniske ele-menter korrekt. Æoliske grænseflader kan defineressom erosionsflader, der adskiller æoliske sedimenteraf samme eller væsensforskellig karakter og genese.Disse grænsefladers natur har været genstand for storsedimentologisk interesse siden Stokes klassiske ar-

bejde fra 1968 om de udbredte plane grænseflader ide æoliske formationer på Coloradoplateauet. Forskel-lige klassifikationssystemer er blevet foreslået. Etmeget anvendt system baserer sig på Brookfields arti-kel fra 1977, hvor tre typer af grænseflader i æoliskeaflejringer blev erkendt: første-ordens flader mellemdraasedimenter, anden ordens-flader mellem klit-aflejringer og tredie-ordens flader (eller reaktiverings-flader) inden for de enkelte klitsæt. Talbot (1985) ogsenere Koeurek (1988) udbyggede dette system ogindførte en såkaldt superflade ("super surface") somadskillelse mellem forskellige ergaflejringer. Disseklassifikationssystemer er nummeriske; uheldigvisanvender sedimentologer også en nummerisk indde-ling af grænseflader i fluviale aflejringer (jvf. Miall1985,1988), men her er første-ordens fladen den mestunderordnede grænseflade. Dette kan naturligvis giveanledning til forvirring specielt i forbindelse med ana-lyser af blandede æoliske og fluviale aflejrings-systemer.

Clemmensen ( 1991 ) og Clemmensen & Dam ( 1993)gjorde opmærksom på, at grænseflader kan klassifi-ceres både i ler strukturelle forhold og efter dannelses-forhold. Det synes derfor mest logisk at klassificerede æoliske grænseflader i flere faser. Først foretages(fase I) en generel hierarkisk inddeling af grænse-


Fig. 16. Sedimentær arkitektur og æolisk stratigrafi, Wingate Sandstone (Jura), nordlige Arizona. Den æoliske aflejringdanner 3 erg-elementer adskilt af udbredte erg-ordens grænseflader (pile). Hvert erg-element består af en eller flereæoliske skrålejringer hver opbygget af forsæt, tåsæt og bundsæt. Bundsæt og tåsæt er typisk af meget kompleks natur.Aflejringerne repræsenterer den centrale del af et erg-system. Forsæt hælder mod ØSØ. Geolog som skala (i cirkel).

fladerne efter en strukturel analyse af den undersøgteaflejring. For at undgå en nummerisk klassifikationkan grænsefladerne navngives efter den overliggendeæoliske aflejring. På denne måde defineres: erg-or-dens flader, draa-ordens flader, interdraa-ordens fla-der, klit-ordens flader, interklit-ordens flader og stra-tifikation-ordens flader. Erg-ordens fladen svarer tilsuperfladen, draa- og interdraa-ordens fladerne sva-rer til første-ordens fladerne, klit- og interklit-ordensfladerne svarer typisk til anden-ordens fladen og stra-tifikation-ordens fladen svarer til tredie-ordens fladeneller reaktiveringsfladen. Sandslette- og sabkha-ordensfladen er ikke benævnt i de tidligere klassifikations-systemer, men hvis sabkha- eller sandsletteaflejringerdanner den initiale sedimentære enhed i en ny erg-aflejring, benævnes den nedre begrænsende flade na-turligvis en erg-ordens flade eller en superflade.

Mange af grænsefladerne kan yderligere klassifice-res på basis af dannelsesproces (fase II), proces-kon-tinuitet (fase III), eller sedimentbudget (fase IV). I faseII kan der f.eks. erkendes migrationsflader (erosions-flader dannet ved klitmigration), sandflugtsflader (ero-sionsflader på grænsen mellem akvatiske (nederst) ogæoliske aflejringer; dannet ved æolisk erosion undersandflugtsperioder) og Stokesflader (erosionsflader

dannet ved æolisk erosion til et niveau, der styres afgrundvandsstanden). I fase III kan fladerne yderligereklassificeres efter proces-kontinuitet, og der skelnesmellem kontinuitetsflader (flader dannet under rela-tiv kontinuert sedimentation), pauseflader (flader dan-net under et relativt kortvarigt sedimentationsstop),og hiatusflader (flader dannet under et langvarigtsedimentationsstop). Endelig kan fladerne (fase IV)inddeles i forskellige typer efter sedimentbudget. Derkan skelnes mellem tilvækstflader (flader dannet un-der en periode med et overvejende positivt sediment-budget), deflationsflader (flader dannet i forbindel-sen med et negativt sedimentbudget), ligevægtsflader(flader dannet i forbindelse med et neutralt sediment-budget) og stabiliseringsflader (flader dannet ved ce-mentering eller tilgroning og ligeledes repræsentativefor et system med et neutralt sedimentbudget).

I de senere år er det især erg-ordens fladerne ellersuperfladerne (Fig. 16), der har været genstand forinteresse, og specielt analyser af de vidtstrakte erg-aflejringer fra Jura på Coloradoplateauet har bidragettil viden om disse fladers natur og genese (jvf. Lang-ford & Chan 1988; Clemmensen & Blakey 1989;Clemmensen et al. 1989; Havholm & Kocurek 1994).

De omtalte klassifikationssystemer er genetiske.


Fig. 17. Æolisk stratigrafi og bassinanalyse, Navajo Sandstone (Jura), Utah. Profilvæg i Zion Nationalpark visende flerehundrede meter tykke æoliske aflejringer (æoliske sæt er ca. 10 m tykke). Disse aflejringer repræsenterer den centrale delaf et erg-system, der blev dannet (og bevaret) i et forlandsbassin i en periode med maksimal tektonisk indsynkning (Allenet al. 1997). Æolisk sandtransport var mod syd.

Navngivning af en grænseflade kræver derfor, atsedimentologen har opfattet den sedimentære opbyg-ning af den æoliske formation korrekt. Erg-ordens fla-der kan f.eks. let forveksles med draa-ordens flader.Det er derfor vigtigt at have en række kriterier til atadskille de to typer af grænseflader. Erg-ordens fla-derne bør være af regional udbredelse (skal kunnekarteres fra et profil til det næste) og repræsentererpr. definition en afbrydelse i erg-akkumulationen. Fla-derne og associerede sedimenter besidder tit følgendekaraktertræk: 1) cementering, 2) jordbundsdannelse,3) evaporitmineraler, 4) polygonale frakturer, 5) bio-turbation eller rodstrukturer, 6) grovkornet sediment(eng.: lag deposit) eller granuleribber (jvf. Kocurek1988).

7.2. Makro-skala æolisk arkitekturTil beskrivelse af makro-skala arkitekturen i fossileæoliske aflejringer definerede Clemmensen ( 1991 ) ogChrintz & Clemmensen (1993) otte fundamentaleæoliske arkitekturelementer. Elementerne er tredimen-sionale aflejringsenheder; elementerne danner et hie-rarkisk system og benævnes: erg-elementer, draa-ele-menter, interdraa-elementer, klit-elementer, interklit-

elementer, sandslette-elementer, sabkha-elementer ogstratifikations-elementer. Stratifikations-elementerdanner subelementer i de andre mere overordnede arki-tekturelementer (f.eks. subelementer i klitaflejringer)og beskrives ikke yderligere her. Elementerne navn-gives efter detaljerede feltstudier af de begrænsendefladers udbredelse og karakteristika, og sandlegem-ernes eksterne geometri og interne opbygning (stratifi-kationstyper og sedimentære strukturer). Terminolo-gien er genetisk, hvilket inderbærer at feltarbejdet skalføre frem til en tolkning af aflejringsenhedens genese.

7.2.1. Erg-elementetDette element er det mest overordnede arkitektur-element og elementet repræsenterer sediment akku-muleret i et æolisk sandhav, også benævnt erg (erg eret arabisk ord for et ørkenområde dækket af klitter,Wilson 1971, 1973). Geomorfologer sætter normalten nedre grænse for ergmiljøers areal ved 125 km2

(Fryberger & Ahlbrandt, 1979); æoliske miljøer meden mindre udbredelse benævnes klitfelter. Elementetkan svare til en hel æolisk formation, eller mere al-mindeligt til veldefinerede enheder (æoliske etager) ien æolisk formation (Fig. 16). Elementets tykkelse


varierer meget og typiske tykkelser ligger mellem 10og 50 m (jvf. Clemmensen et al. 1994). Porter (1987)tolkede hele Navajo Sandstone og associerede enhe-der som et erg-element med en maksimal tykkelse på600-700 m. Senere feltanalyser af formationen hardog vist, at den er opbygget af tre genetisk forskelligesedimentære enheder, med en maksimal tykkelse på300 m (Verlander, 1994). Hver af disse enheder re-præsenterer sandsynligvis en selvstændig ergaflejring.De største erg-elementer dækker arealer på mere end100.000 km2, f.eks. Wingate Sandstone og NavajoSandstone på Coloradoplateauet. Andre erg-elemen-ter, som f.eks. dem der opbygger Hopeman Sands-tone i Skotland, er af mere begrænset arealmæssigudbredelse (jvf. Clemmensen 1987).

Erg-elementet er typisk opbygget af flere overlejr-ende skrålejrede sæt repræsenterende længerevarendeaflejring i klit- eller draasystemer (Fig. 17,18). Inter-klit- eller interdraa-elementer kan være tilstede isærhvis den æoliske akkumulation skete under relativtfugtige overfladeforhold. En del erg-elementer inde-holder sandslette-elementer i de basale eller øverstedele, ligesom sandslette-elementer er hyppige i derandnære dele af et erg-element. De forskellige erg-elementer i Wingate Sandstone i Arizona er såledesopbygget næsten udelukkende af skrålejrede klit- ogdraasedimenter i den centrale del af aflejringssystemet,mens sandslettesedimenter er meget almindelige i demarginale dele af ørkensystemet (Fig. 16; Clemmensen& Blakey 1989; Clemmensen et al. 1989).

Erg-elementerne begrænses af erg-ordens grænse-flader (superflader), eller hvis de æoliske enhederoverlejres af akvatisk sedimenter, af transgressions-flader eller oversvømmelsesflader. Detaljerede ana-lyser af disse grænseflader er vigtige og kan give op-lysning om de forhold, der førte til afbrydelser i erg-systemets vækst.

7.2.2. Draa-elementetDraa-elementet og det genetisk associerede interdraa-element danner de næste aflejringesenheder i det hie-rarkiske system. Draa-elementet repræsenterer sedi-menter fra sammensatte klitformer, også benævntdraaformer. Draa-elementet overlejrer ideelt set un-derliggende interdraasedimenter med en gradvis kon-takt, men hvis interdraasedimenterne ikke er bevaretses en erosiv kontakt til det underliggende draa-ele-ment. Elementet har typisk tykkelser mellem 5 og 30m; elementets tykkelse og geometri reflekterer pri-mært de tilhørende bundformers morfologi og dyna-mik. Hvis f.eks. todimensionale transverse draafor-mer migrerer nedvinds i forbindelse med et positivtsedimentbudget dannes en udstrakt tæppeformet sand-bænk. Tykkelsen af bænken afspejler klatre vinklen så-vel som bundformernes højde og bølgelængde (jvf.Rubin & Hunter 1982; Kocurek & Havholm 1993).

Draa-elementerne er typisk opbygget af klitelemen-ter dvs. karakteriseret af sammensat skrålejring (Fig.

15) og kun sjældent af et enkelt skrålejret sæt. Lateralvariation i sedimentær opbygning af elementet er oftestor. Den interne arkitektur af draa-elementet afspej-ler den sammensatte bundforms morfodynamik. Vedsedimentære analyser af de interne strukturer og til-hørende grænse-fladers rumlige orientering er det ide-elt set muligt at rekonstruere bundformernes morfo-logi samt bundformernes bevægelsesretning(er).Denne rekonstruktion er dog som regel kun mulig iforbindelse med computergrafiske eksperimenter afsætgeometri (f.eks. Rubin 1987).

7.2.3. Interdraa-elementetDette element er tæt associeret med draa-elementetog interdraa-elementet repræsenterer sediment akku-muleret på interdraafladen. Interdraa-elementet harenaflejringskontakt til det overliggende draa-element,men en erosiv grænseflade til det underliggende draa-element. Baseret på publicerede eksempler har disseinterdraasedimenter typiske tykkelser på 0,1-5 m(Kocurek 1981; Middleton & Blakey 1983; Clemmen-sen 1989; Crabaugh & Kocurek 1993). I flere tilfældehar det dog vist sig, at formodede simple interdraa-sedimenter i realiteten repræsenterede sammensatteinterdraa-sedimenter eller måske mere korrekt sand-slettesedimenter (f.eks. Clemmensen & Hegner 1991).

Elementet er typisk opbygget af horisontale til svagthældende æoliske strata, men akvatiske strata er rap-porteret fra enkelte af disse elementer. Baseret på til-stedeværende stratifikationstyper kan der skelnes mel-lem tørre og fugtige interdraasedimenter. Der har i deseneste år været en del debat om interdraa- og interklit-aflejringers bevaringspotentiale. På basis af studier afrecente relativt små draa- og klitformer og associe-rede interdraa- og interklitflader på Padre Island, Texaskonkluderer Kocurek, Townsley, Yeh, Havholm &Sweet (1992), at tørre interdraa- og interklitsedimenterhar et meget ringe bevaringspotentiale. Sedimenternepå disse flader anvendes simpelthen til opbygning afde æoliske bundformer i de tørre sommermåneder.Lancaster & Teller (1988) derimod har observeret re-lativt mægtige nutidige interdraasedimenter i Nami-bia. Disse tørre interdraasedimenter findes i udstraktekorridorer mellem de op til 170 m høje lineære draafor-mer. Det er muligt derfor, at interdraasedimenternesbevaringspotentiale til en vis grad er afhængig af deassocierede æoliske bundformers morfodynamik ogikke kun af substratets natur (fugtigt eller tørt sedi-ment). Mere forskning er nødvendig for endeligt atafklare disse forhold.

7.2.4. Klit-elementetKlit-elementet udgør ofte det dominerende element ifossile æoliske aflejringer. Klit-elementet har typisktykkelser mellem 0,1 og 5 m, men sæt op til 30 moptræder i flere formationer bl.a. Navajo Sandstoneog Hopeman Sandstone. Elementet repræsenterer se-


Fig. 18. Æolisk stratigrafi og bassinanalyse, Navajo Sandstone (Jura), Utah. Nærbillede af profilvæggen vist i Fig. 17.Bemærk de veludviklede klit-elementer bestående af skrålejrede sæt (ca. 10 m tykke) og de associerede tynde interklit-elementer (lidt mørkere farve). De plane grænseflader er alle tolket som klit eller interklit-ordens flader, hvilket indikererat de æoliske sedimenter kun omfatter et erg-element (jvf. Rubin & Hunter 1982; Kocurek 1991).

diment aflejret på en simpel klitform og elementet erderfor repræsenteret ved et enkelt skrålejret sæt. Klit-elementet har en gradvis aflejringskontakt til under-liggende interklitsedimenter, eller en erosiv grænse-flade til det underliggende klit-element. Klit-elemen-tets geometri afhænger af morfologien og dynamik-ken af den bundform, der aflejrede elementet (jvf.Rubin 1987). En meget almindelig geometri er tabu-lære sæt med en lateral udstrækning på flere hundredemeter (Fig. 17, 18). Disse sæt dannes f.eks. ved ned-vinds migration af todimensionale transverse klitter.Trugformede sæt (set i tværsnit) er også almindeligeog dannes f.eks. ved nedvinds migration af tredimen-sionale klitter hvor de enkelte klitters halvmånefor-mede segmenter er ude af fase (jvf. Rubin 1987). Mentrugformede sæt kan også dannes ved et mere kom-plekst bevægelsesmønster. Et eksempel er de før om-talte sinusformede longitudinale klitter i Yellow Sands,hvor det er den periodevise reversering af klittensasymmetri i forbindelse med en samtidig "nedvinds"migration af klitslyngningerne, der giver ophav til detrugformede sæt (Fig. 15; Chrintz & Clemmensen1993). Flere klit-elementer opbygger ofte et draa-ele-ment.

Da klit-elementet udgør det dominerende element i

mange æoliske formationer har disse aflejringer væ-ret genstand for en meget stor forskningsinteresse.Tidlige analyser af fossile klit-elementer findes i ar-bejder af Thompson 1969, Walker & Harms 1972,Gradzinski & Jerzykiewics 1974 og Clemmensen1978. Stratifikationstyperne i fossile klit-elementer erbeskrevet af f.eks. Hunter 1981, Kocurek & Dott 1981,Fryberger & Schenk 1988, Clemmensen & Abraham-sen 1983 og Kerr & Dott 1988. Systematiske analyseraf sedimentære strukturer i fossile klitaflejringer ba-seret på computermetodik er udført af Kocurek, Knight& Havholm 1991, Chrintz & Clemmensen 1993 ogCrabaugh & Kocurek 1993.

7.2.5. Interklit-elementetDette element er genetisk associeret med klit-elemen-tet og elementet repræsenterer sediment akkumuleretpå interklitfladen. Interklitsedimenterne har typisk engradvis aflejringskontakt til overliggende klitaflejrin-ger og i mange tilfælde kan det være vanskeligt at dif-ferentiere mellem klittens bundsæt og interklit-sedi-menterne. Interklit-elementets nedre grænse er en vel-udviklet erosionsflade. Elementet har typiske tykkel-


ser mellem 0,1 og 2,0 m (jvf. Ahlbrandt & Fryberger1981), men mange af de tykkeste elementer er sand-synligvis af sammensat natur.

Interklit-elementet består af horisontale til svagthældende strata hovedsagelig af æolisk natur (jvf.Ahlbrandt & Fryberger 1981; Kocurek 1981; 1986).Tørre interklitaflej ringer har dog et ringe bevarings-potentiale og er sjældne i den stratigrafiske lagsøjle.Våde interklitaflejringer derimod har et relativt højtbevaringspotentiale og er almindelige i æoliske for-mationer (Kocurek & Havholm 1993; Crabaugh &Kocurek 1993).

7.2.6. Sandslette-elementetetDette element repræsenterer sediment aflejret på enæolisk sandflade (eng.: sand sheet), som er et æoliskmiljø uden veludviklede klitter (Fryberger, Ahlbrandt& Andrews 1979; Kocurek & Nielson 1986). Elemen-tet har typiske tykkelser mellem 0,2 og 5 m, men detykkeste elementer er nok af sammensat natur. Ele-mentet har en tæppeformet geometri. Elementets nedregrænse er typisk en erosiv grænseflade, der kan væreaf lokal, intermediær eller regional udbredelse. I sidst-nævnte tilfælde kan det overlejrende sediment oftekarakteriseres som en ergaflejring og den underlig-gende grænseflade benævnes derfor en erg-ordensflade eller en superflade.

Sandslette-elementet består af horisontale til svagthældende æoliske strata. Akvatiske aflejringer kan op-træde. Sandslettesedimenter er ofte relativt grovkor-nede og mange sandslettesedimenter er akkumuleret iområder med en vis bevoksning. Fossile sandslette-sedimenter kan være vanskelige at erkende i den strati-grafiske lagsøjle og mange af disse aflejringer er i fleretilfælde blevet fejltolket som akvatiske. Et eksempeler Neksø Sandstenen (N. Kambrium) på Bornholm,der indtil for nylig blev anset for udelukkende at væredannet i et fluvialt miljø. Analyser af sandstenensstratifikationstyper har imidlertid vist, at dele af sand-stenen repræsenterer et æolisk sandslettemiljø (Clem-mensen & Dam 1993). Andre beskrivelser af fossilesandslettesedimenter ses hos Clemmensen (1985),Kocurek & Nielson (1986), Clemmensen et al. (1989),Chan (1989).

Sandslettesedimenter kan være vanskelige at diffe-rentiere fra interklit- eller interdraasedimenter. Inter-klitaflejringer udviser dog som regel en gradvis aflej-ringskontakt til overliggende klitsedimenter, mensdette sjældent er tilfældet for sandslettesedimenter.Sandslette-elementet optræder ofte som den basaleeller øverste aflejringsenhed i et erg-element. I YellowSands ses op til 1 m tykke sandslettesedimenter at dra-pere de underliggende delvist eroderede æoliske bund-former (Chrintz & Clemmensen 1993). Sandslette-ele-mentet blev dannet ved omlejring af de underliggendeæoliske bundformer og repræsenterer en markant æn-dring i det æoliske sandbudget, som muligvis kan rela-

teres til en begyndende marin transgression af aflej-ringsbassinet (Zechsteinhavet).

7.2.7. Sabkha-elementetDette element indeholder sediment akkumuleret på ensabkhaflade (jvf. Fryberger, Al-Sari & Clisham 1983).Dette aflejringsmiljø er karakteriseret af et højtlig-gende salint grundvandsniveau, og miljøet optræderalmindeligt i de subtropiske ørkenbælter. Både kyst-sabkhaer og indlandssabkhaer er erkendt. Sabkha-ele-mentet har typiske tykkelser mellem 0,1 og 2,0 m oghar som regel en linseformet eller tæppeformet geo-metri. Elementets nedre grænse er typisk en plan ogerosiv grænseflade. Hvis storskala kortlægning viser,at sabkha-elementet udgør den initiale del af et nyterg-element, er denne flade samtidig en erg-ordensflade.

Sabkha-elementet består af horisontale til svagt hæl-dende strata af æolisk eller blandet æolisk og akvatiskoprindelse. Evaporitmineraler er almindelige og små-skala saltrygstrukturer (eng.: saltridge structures) sesi mange aflejringer (Fryberger et al. 1983; Frybergeret al. 1984; Clemmensen & Dam 1993). Sabkha-ele-menter og våde interklit (eller interdraa)-elementer de-ler mange sedimentære karaktertræk. Interklit-elemen-tet besidder imidlertid ofte en øvre aflejringskontakttil det associerede klit-element, mens sabkha-elementetideelt set er begrænset af en erosiv grænseflade til klit-elementet. Korrekt tolkning af et givent element somenten sabkhasediment eller interklitsediment er essen-tiel for forståelsen af ørkensystemets udvikling.

7.3. Yellow SandsYellow Sands omfatter et erg-element. Dette elementudgør hele formationen og danner otte 1,5-3,5 kmbrede og op til 25 km lange sandrygge adskilt af 0,8-2 km brede korridorer med ringe sanddække. Sand-ryggene er orienteret NØ-SV. Sandryggene har tyk-kelser på 20-57 m og overlejres af marine sedimenterfra Zechstein. Sandryggene kan opfattes som delvistbevarede, meget store lineære draaformer. Den indreopbygning af sandryggene viser imidlertid, at draa-dannelsen skete i to hovedfaser. I hver sandryg kanerkendes to interdraa-draa successioner adskilt af enmarkant erosionsflade (Chrintz & Clemmensen 1993).Den øverste interdraa-draa succession overlejreserosivt af et relativt tyndt sandslette-element og denøverste del af dette sandslette-element viser tegn påmarin omlejring.

Draa-elementerne i sandryggene opbygges af trug-formede klit-elementer og mindre hyppige interklit-elementer. Draa-elementet i den nederste enhed haren tæppeformet geometri og en lagtykkelse på ca. 3m, og elementet menes dannet under en periode medlangsom sideværts migration af draaformerne (Clem-mensen 1989). Draa-elementet i den øverste enhed


danner konvekse sandakkumulationer med maksimaletykkelser på 10—40 m. Dette element menes dannetunder en periode med vertikal draa-akkumulation.

Interdraa-elementet er bedst udviklet i den øversteenhed og omfatter her 5-9 m tykke sedimenter, derbestår af horisontalt lamineret æolisk sand gradvistoverlejret af svagt hældende æolisk sand. De øvresvagt hældende æoliske strata repræsenterer sedimentaflejret i overgangszonen mellem inter-draa og draa,her benævnt draasokkel (eng.: draa plinth). Kontak-ten til det overlejrende egentlige draa-element er ogsågradvis, men lokalt ses store erosionstrug i dette ni-veau.

Klit-elementet er det mest iøjnefaldende aflejrings-element i Yellow Sands og meget sedimentologiskforskning har været rettet mod at beskrive og tolkedisse sedimenter. De trugformede klit-elementer ogassocierede (sjældne) interklit-elementer opbyggersom allerede nævnt draa-elementer eller måske merekorrekt "draatop"-elementer. Draa-elementet i denøverste enhed er bedst undersøgt og består af et stortantal klit-elementer. I tværsnit ses disse elementerskontaktzoner at danne komplekse sammenflettedestrukturer. På de fleste lokaliteter kan 5-10 overlej-rende klit-elementer erkendes (Fig. 14, 15). Forsæthælder skiftevis mod nordvest og syd. Internt ses ofteyderligere kompleksitet og mange klit-elementer be-står af kileformede subelementer. Som tidligere nævnttolkede Chrintz & Clemmensen (1993) disse aflejrin-ger som de bevarede dele af sinusformede reverse-rende længdeklitter.

Arkitektur-element-analysen af Yellow Sands gørdet muligt at rekonstruere aflejringsforholdene i ørken-bassinet på forskellige fysiske og tidsmæssige ska-laer (Chrintz & Clemmensen 1993). Yellow Sands re-præsenterer afslutningen på ørkenforholdene i Rotlieg-end i det sydlige Nordsøbassin (George & Berry 1993).Under en tør klimatisk periode med kraftige vinde ogrigelig sandtilførsel blev der i den nordøstlige del afdette bassin opbygget et system af store lineære draa-former. Draaformerne var overlejret af sinusformedelængdeklitter. De store draaformer migrerede langsomtsideværts i en tidlig fase af akkumulation (skrå bund-former), men var karakteriseret af vertikal opbygningi en senere akkumulationsfase (longitudinale bund-former). Opbygningen af draaformerne var en relativlangsom proces og disse bundformer repræsenterersandsynligvis æolisk akkumulation over 103-105 år.Draaformernes NØ-S V udstrækning kan bedst forkla-res ved, at disse bundformer blev dannet i et bidirek-tionalt vindregime med skiftende nordlige og sydøst-lige vinde. Udviklingen i draa-morfodynamik viserdog, at der skete en langtidsændring i dette vind-mønster sandsynligvis fra et bidirektionelt vindregimemed dominans af nordlige vinde til et bidirektioneltvindregime med ligevægt mellem nordlige og sydøst-lige vinde. De overlejrende sinusformede klitter varogså longitudinale bundformer og på basis af struktu-relle analyser af de skrålejrede klit-elementer kan vind-

regimet associeret med disse bundformer ligeledestolkes som bidirektionalt med sæsonvis skift i vind-retning fra nord til sydøst. I slutfasen af den æoliskeakkumulation var den resulterende transportretningmod sydvest og parallel med draaformernes længde-akse.

De store sammensatte æoliske bundformer i YellowSands minder geomorfologisk set meget om de storesammensatte lineære klitter i Nambia (Lancaster1983). Disse bundformer blev tidligere tolket til atvære i ligevægt med det nuværende vindregime, mende seneste analyser når frem til en anden tolkning. Destore lineære sandrygge anses nu som relikte bund-former dannet under tidligere mere kraftige vinde, ogkun de overlejrende bundformer synes at være i lige-vægt med det nutidige vindregime (Lancaster 1995).Uheldigvis har det endnu ikke været muligt at obser-vere de interne strukturer i disse store bundformer iNamibia. En direkte sammenligning med strukturerog arkitektur i Yellow Sands er derfor ikke mulig.

8. Stratigrafi og overordnetaflejringskontrolÆoliske aflejringer danner tit relativt tykke sandstens-legemer af stor regional udbredelse. Mange af disseaflejringer har status som formelle litostratigrafiskeformationer. Velkendte eksempler er de jurassiskeWingate Sandstone (Fig. 16), Navajo Sandstone (Fig.17, 18), Page Sandstone og Entrada Sandstone påColoradoplateauet (Blakey, Peterson & Kocurek1988). Tidligere mente man, at hver af disse forma-tioner repræsenterede relativt ubrudt æolisk akkumu-lation i et enkelt stort sandhav. De senere års sedimen-tologiske forskning har imidlertid vist, at dette sjæl-dent er tilfældet. De fleste æoliske formationer beståraf flere veldefinerede sedimentære enheder (erg-ele-menter) afskilt af gennemgående erosionsflader elleraf akvatiske aflejringer. Den æoliske akkumulation varsåledes episodisk (eller periodisk), og meget forsk-ning de seneste år har været rettet mod at beskrive deæoliske formationers stratigrafiske (mega-skala) ar-kitektur, cyklostratigrafi eller sekvensstratigrafi Qvf.Clemmensen 1991; Clemmensen et al. 1994;Kocurek& Havholm 1993). Disse feltanalyser af de æoliskeformationer omfatter primært kortlægning af erg-elementernes og de associerede superfladers udbre-delse. Præcis opmåling af den stratigrafiske arkitek-tur er yderst tidskrævende og kan kun gøres i områ-der med gode tredimensionale profiler. Langt de fle-ste af disse analyser er derfor foretaget på Colorado-plateauet, hvor en lang række æoliske formationer kanstuderes i enestående velblottede områder. I flere til-fælde er avanceret laserteknik anvendt til præcis op-måling af de æoliske grænsefladers rumlige udbre-delse (f.eks. Crabaugh & Kocurek 1993).

Resultaterne af disse analyser har vist, at de æoli-


ske formationer typisk er opbygget af 5-30 m tykkeerg-elementer adskilt af udbredte erg-ordens fladereller superflader. Erkendelsen af, at de fleste æoliskeformationer består af flere genetiske enheder førtenaturligvis til fornyet interesse i at klarlægge de fak-torer, der styrer aflejringsforholdene i æoliske sand-have. De klassiske arbejder af Wilson (1971, 1972,1973) om nutidige ergmiljøer gav inspiration til flerenye tolkninger af fossile sandhaves dannelsesforhold,og især Wilsons ide om, at sandhavenes dynamik kun-ne relateres til klimatisk styrede variationer i sandtil-gængelighed, blev inddraget i disse tolkninger (f.eks.Clemmensen et al. 1989; Clemmensen & Hegner 1991 ;Loope & Simpson 1992). I andre arbejder blev de fos-sile sandhaves dynamik relateret til grundvandsbe-stemte variationer i sandtilgængelighed og i kystnæreaflejringssystemer førte dette til tolkninger af hav-niveau (Crabaugh & Kocurek 1993; Havholm & Ko-curek 1994).

Perlmutter & Matthews (1989) var også af den over-bevisning, at den stratigrafiske arkitektur i kontinen-tale aflejringssystemer primært var styret af klima. 'Klimaet styrede ikke alene aflejringsforholdene i bas-sinet (f.eks. lakustrint eller æolisk miljø), men ogsåforvitringsforholdene i kildeområdet og karakteren(sand eller 1er) af det sediment, der blev transporteretind i bassinet. Perlmutter & Matthews (1989) mente,at klimaforholdene og især nedbørsmængden i et be-stemt klimabælte ændrede sig systematisk med tid irelation til orbitalt styrede variationer i solindstråling.De opstillede ti moderne cyklostratigrafiske bælter ogmente, at hvert bælte var karakteriseret af veldefine-rede klimatiske (og dermed miljømæssige) variatio-ner indenfor en Milankovitch-svingning på f.eks.20.000 år. Variationer i solindstråling styrede i ækva-tornære egne monsuncirkulationen og dermed omfan-get af nedbør i store regioner. Perlmutter & Matthewsopstillede på basis af disse ideer en stratigrafisk aflej-ringsmodel for et cyklostratigrafisk bælte 3 (15-25°N)karakteriseret af skiftende fugtigt og tørt klima.

Clemmensen et al. (1994) arbejdede videre med dis-se ideer og foreslog, at stratigrafiske lagserier i ørken-regioner fra dette cyklostratigrafiske bælte bestod afmellemlejrede æoliske og akvatiske sedimenter, elleraf stakkede æoliske enheder adskilt af markante ero-sionsflader. Clemmensen et al. (1994) analyserede enrække fossile lagserier fra ørkensystemer i Perm, Triasog Jura på den nordlige halvkugle og fandt, at dencykliske opbygning af disse sedimenter var i god over-ensstemmelse med ideen om klimatisk styring af aflej-ringsforholdene. Senere teoretiske arbejder om klima-forholdene på Pangaea (f.eks. Kutzbach 1994) haryderligere underbygget disse ideer om, at de æoliskeeller blandede æoliske og akvatiske lagseriers strati-grafi i mange tilfælde muligvis kunne være styret afMilankovitch-svingninger i klima og især nedbørs-mængde.

En lidt anden metode til analyse af den stratigrafi-ske arkitektur i æoliske formationer er foreslået af

Kocurek & Havholm (1993). De anskuer et æolisk af-lejringssystem som et sedimentvolumen, hvis sedi-mentbudget er styret af sedimentfluxen. Den indgå-ende flux er en funktion af den eksterne sedimenttil-gængelighed og af vindens transportkapacitet, mensden udgående flux er en funktion af rumlige og tids-mæssige ændringer inden for sedimentvolumenet.Klitsystemets aflejringsflade (flade der stort set lig-ger i samme niveau som interklitfladerne) adskillersediment i transport (klitterne) fra sediment der erakkumuleret dvs. sediment bevaret på stedet. Aflej-ringsoverfladens udvikling er en funktion af ændrin-ger i transportraten (med afstanden) og sediment-koncentrationen (med tiden). Aflejringsoverfladenbevæger sig opad med tiden hvis sedimentbudgetteter positivt (indgående sedimentflux > udgående sedi-mentflux), overfladen er stabil hvis sedimentbudgetteter neutralt (indgående sedimentflux = udgående sedi-mentflux), og overfladen eroderes hvis sedimentbud-gettet er negativt (indgående sedimentflux < udgåendesedimentflux). Æoliske akkumulationer eller erg-en-heder dannes således når der er positivt sediment-budget, mens superflader opstår når sedimentbudgetteter neutralt ("bypass super surface") eller negativt("erosional super surface"). Ikke alle æoliske akku-mulationer bevares imidlertid som en stratigrafiskenhed, og flere faktorer styrer bevaringspotentialet afdisse akkumulationer (se senere).

Velbevarede klastiske kystklitsystemer er sjældne iden stratigrafiske lagsøjle, hvilket måske afspejler, atkystklitaflejringer (i det mindste den del af systemet,hvor storskala skrålejring typisk dannes) nemt omlej-res under marine transgressioner. Hvis kystklitsedi-menterne imidlertid består af små karbonatkorn (skal-fragmenter m.m.) sker der ofte en meget tidlig cemen-tering af sedimentet, hvilket muliggør at hele kyst-klitsystemet kan bevares. I disse tilfælde er det derformuligt at beskrive kystklitsedimenterne sekvensstrati-grafisk og tolke klitdannelsen i relation til havniveau.En klassisk analyse af disse forhold er foretaget afButzer (1975) på pleistocæne kystklitsystemer på detsydlige Mallorca (Fig. 2). Butzer (1975) nåede fremtil, at disse kystklitter blev dannet i glaciale periodermed lavt havniveau og kraftige vinde.

Analyser af de holocæne kystklitsystemer langs denjyske vestkyst, bl.a. v.h.a. georadarkortlægning (Fig.19), har også givet oplysninger om kystklitsystemernesse-kvensstratigrafiske betydning. Dannelsen af kyst-klitter skete i de sidste faser af den holocæne havstig-ning, og hovedparten af klitdannelsen fandt sted i kort-varige kuldeperioder, hvor der var større vindenergiog p.g.a. det lidt lavere havniveau også en størremængde strandsand tilgængelig for æolisk transport(Christiansen, Dalsgaard, Møller & Bowman 1990;Clemmensen et al. 1996).

De fleste kendte æoliske formationer f.eks. WingateSandstone repræsenterer æolisk aflejring i et indlands-bassin. Klima og ikke havniveau var her den overord-nede aflejringskontrol.


8.1. Wingate Sandstone og Moenave FormationWingate Sandstone (erg-aflejringer) og den samtidigeMoenave Formation (erg-margenaflejringer) fra N.Jura (Sinemurien-Pliensbachien) danner et udbredtørkensystem på Coloradoplateauet (Blakey et al. 1988;Clemmensen & Blakey 1989; Clemmensen et al.1989). Wingate Sandstone, som mange steder er mereend 100 m tyk, danner lodrette klippevægge og spek-takulære klippeformationer i store områder (bl.a. i Mo-nument Valley), hvilket umuliggør detaljerede sedi-mentologiske studier. Enkelte steder, f.eks. omkringMany Farms i det nordøstlige Arizona, danner sand-stenen heldigvis mere afrundede erosionsformer, ogher har det været muligt at studere formationensstratigrafiske (mega skala) arkitektur i detaljer (Fig.16; Clemmensen & Blakey 1989).

Wingate Sandstone består af 5 erg-elementer (æoli-ske etager) adskilt af veldefinerede erg-ordens ero-sionsflader. De æoliske etager har en gennemsnitligtykkelse på 23 m med et minimum på 15 m og et mak-simum på 35 m. De æoliske etager består af et tyndtsandslette-element eller sammensat interklit- ellerinterdraa-element overlejret af et eller flere skrålejredeklit- eller draa-elementer. Disse klit- eller draa-ele-menter er typisk af meget kompleks opbygning og be-står af stejle skrålejrede forsæt (op til 25 m tykke),der gradvis går over i svagt hældende tåsæt og bund-sæt (Fig. 16). Både forsæt, bundsæt og tåsæt er af sam-mensat opbygning og analyser af disse strukturer hargjort det muligt at rekonstruere klit/draa-formernesmorfodynamik i en del detaljer (Clemmensen & Bla-key 1989). Den sedimentære opbygning af hvert erg-element afspejler sandsynligvis et systematisk klima-skift fra humidt til aridt.

I erg-margenen er de æoliske aflejringer associeretmed lakustrine og fluviale aflejringer (Clemmensenet al. 1989). De æoliske aflejringer er her af megetvarieret natur og omfatter både klit- eller draa-elemen-ter, sandslette-elementer og sabkha-elementer. Deæoliske og associerede akvatiske aflejringer danner2-30 m tykke sedimentære enheder. Den interne or-ganisation af disse enheder synes at afspejle akkumu-lation under systematiske klimaændringer fra humidttil tørt. Flere af disse sedimentære enheder i erg-mar-genen kan korreleres med sedimentære enheder i dencentrale del af ergsystemet.

På basis af storskala kortlægning af Wingate-Moena-ve systemets mega-skala arkitektur er det derfor mu-ligt at rekonstruere systemets palæogeografi og at tolkeaflejringsdynamikken. Wingate Sandstone udgjordeet stort æolisk sandhav og var mod syd og sydvestflankeret af en bred ergmargen-slette. Sandhavet varopbygget af store skråklitter eller skrådraaer, og deæoliske bundformer blev udformet af dominerendevinde fra nordvest, men blev også påvirket af sæson-vis stærke vinde fra nordøst og sydvest. I erg-marge-nen var der en løs zonering med små klit- eller draa-

former nærmest sandhavet, dernæst sandslettesedi-menter og yderst sabkhasedimenter.

Periodevis blev sandhavet eroderet og samtidig el-ler lidt senere blev de æoliske aflejringer i erg-marge-nen afløst af lakustrine eller fluviale aflejringer. Dissemarkante miljøskift var muligvis klimatisk styrede. Iaride klimaperioder transporterede efemeriske flodersandet materiale ud i ergens randområder. Ringe plan-tedække og en lav grundvandsstand fremmede heræolisk omlejring af det fluviale materiale og vindefra vestnordvest førte dette sand ind i sandhavet, hvorstore bundformer blev opbygget samtidig med at sand-havet bredte sig mod sydvest (positivt sandbudget). Islutfasen af den aride klimaperiode eller ved overgan-gen til et mere humidt klima er det sandsynligt somførst fremført af Wilson (1971,1973), at den fluvialesandkilde svandt ind og at sandhavets sandbudgetderfor blev negativt. Resultatet af dette var en stabili-seringen af sandhavet eller dannelsen af udbredtedeflationsflader (superflader). I den efterfølgendehumide klimaperiode transporterede meandrerendefloder en mere lerrig sedimentfragt ud til ergens rand-områder. Da graden af plantedække samtidig tiltog varkun lidt sand tilgængelig for vinderosion. Sandbud-gettet i sandhavet var derfor neutralt til svagt positivt;det planerede sandhav blev kun dækket af tynde sand-slettesedimenter og først ved overgangen til den næ-ste aride klimaperiode skete der en hurtig vækst i sand-havets volumen og areal. Sandhavets areal voksedeog mindskedes altså i takt med klimaændringerne(eng.: "erg ballooning").

Da dateringen af Wingate-Moenave systemet ermeget mangelfuld, er det vanskeligt at få sikre bud påvarigheden af de klimasvingninger, der tilsyneladendestyrede ørkensystemets dynamik. Wingate Sandstoneog Moenave Formation blev aflejret i kontinentaltaflejringsbassin på ca. 17° nordlig palæobreddegrad.Dette placerer sandsynligvis bassinet i et cyklostrati-grafisk bælte 3 karakteriseret af astronomisk styredeklimasvingninger mellem tørt og fugtigt (jvf. Perlmut-ter & Matthews 1989; Clemmensen et al. 1994). Til-syneladende var det primært disse variationer i ned-bør både i oplandet, i erg-margenen og i den centraleerg, der styrede ørkensystemets udvikling.

9. Bassinanalyse

Dannelsen af erg-aflejringer sker som nævnt i områ-der med et positivt sandbudget. Sådanne områder fin-des f.eks. i topografiske depressioner, hvor vindener-gien aftager og det medtransporterede sand derforhobes op (jvf. Wilson, 1971). Langt fra alle erg-aflej-ringer bevares imidlertid i den stratigrafiske lagsøjle.

I marine systemer styrer havniveau størrelsen afbåde akkomoderingsrum (eng: accomodation space)og bevaringsrum (eng; preservation space). I æoliske


Syd

0

100

200

300 -

20

* • " « , „ • »» :M • -»

t <** "* !•'*•*< ' t.

. • , * • v •»•».

" - , »» .

;*>j!W i i • •

1 i ^e* I •'

> \ \ • ' '

40

\ •

6 0 8 0

,.. ' *"• „.i, . ... ' •

' . • •^ • - • ' y»V

100 120

1*"^*%,*« It***".-**»'

Horisontal afstand140 160 180

• ih,i,„Mt| , . i ; ">* " \ % H '.tr-ti.!"1 s t-

meter200

MW""»

220

" " • • *

* i i **

\ ''

\ \ " •

240

.

>

26C

• 1 " ' '":"

HU

280

'tøf'

300

I " ' • • ^ ' 1

' ' ' ' » - H : •

, i , \ tmi,

Nord320 34

. , ' " ' ' * i * ' '' ,

''''i • '

- 3

' ir 6

:•- ' a

- 10

Fig. 19. Georadarprofil af den holocæne lagserie ved Lodbjerg i Thy (georadaranalyse udført af Frank Andreasen). Denæoliske lagserie med tydelige reflektorer overlejrer et glacialt landskab og indeholder flere udbredte tørvelag ellerjordbundshorisonter (meget kraftige reflektorer). Datering af det basale tørvelag fortæller, at sandflugten i området be-gyndte for godt 4000 år siden. De udbredte tørvehorisonter viser, at sandflugten var episodisk og at det æoliske landskabi flere perioder var stabiliseret af plantevækst.

systemer defineres akkomoderingsrum (eller akku-muleringsrum) af aerodynamiske forhold (æoliskeaflejringer kan danne 200-300 m høje klitformer),mens bevaringsrum styres af grundvandsniveau (jvf.Kocurek & Havholm 1993). Æoliske aflejringers "baselevel" bestemmes af grundvandsniveauet, idet vådtsand er vanskeligt at erodere ved æoliske processer.Tektonisk indsynkning er derfor en vigtig faktor idetdet forårsager en relativ stigning i grundvandsniveauetog dermed gør det muligt at bevare en del af det æoli-ske aflejringssystem. Værdier for tektonisk indsynk-ning ligger på 0,04-10 mm/år, med værdier omkring1 mm/år som de mest typiske. Grundvandsniveauetkan imidlertid også ændres mere direkte via klima-fluktuationer eller i kystnære systemer via havniveau-ændringer. Da den tektoniske indsynkningsrate ofteer konstant over ganske lange tidsrum er det derformuligt i ideelle tilfælde at tolke den stratigrafiske ar-kitektur af æoliske aflejringer i relation til variationeri grundvandsniveau. Eksempler på sådanne tolknin-ger er givet af Crabaugh & Kocurek (1993) og Hav-holm & Kocurek (1994).

I forbindelse med tolkninger af de æoliske forma-tioner er det derfor vigtigt at erindre, at sandhavenesdynamik (akkumulation vs. erosion) er en funktion afsedimentbudgettet, som igen er en funktion af sedi-menttilgængelighed, vindklima m.m., mens de æoli-ske sedimenters bevaringspotentiale reflekterer ind-

synkning og/eller absolutte variationer i grundvands-niveau. Stor forsigtighed bør derfor udvises, når f .eks.af en erg-enheds tykkelse sættes i relation til aflejrings-tid og danner basis for beregning af æoliske akkumu-lationsrate. Analyser af en række æoliske formatio-ner har imidlertid givet gennemsnitlige akkumula-tionsrater (0,1-2 mm/år; Clemmensen et al. 1994), dersvarer godt til de værdier, der kendes fra holocæneæoliske aflejringssystemer.

Til illustration af de tektoniske forhold, der styrerbevarelsen af tykke erg-aflejringer, omtales her resul-tatet af en bassinanalyse af Allen et al. (1997) fraColorado Plateauet.

9.1. Navajo SandstoneJurasedimenterne på Coloradoplateauet er karakteri-seret af en usædvanlig høj andel af erg-aflejringer.Mest kendte er Wingate Sandstone, Navajo Sandstone,Page Sandstone og Entrada Sandstone (Blakey et al.1988; Bjerrum & Dorsey 1995). Flere af disse æoli-ske formationer udviser markante variationer i tyk-kelse på tværs af bassinet. Dette gælder især NavajoSandstone (Fig. 17, 18), der på tværs af det sydligeUtah (ca. 400 km) mindskes i tykkelse fra over 600 mtil ganske få m.

På basis af stratigrafiske data fra alle de jurassiskeformationer i området gennemførte Bjerrum & Dorsey


(1995) og Allen et al. (1997) en analyse af bassinetsindsynkningshistorie. Indsynkningskurverne viste fle-re interssante forhold og en langsom men vedvarendebaggrundsindsynkning kan erkendes på alle kurverne(Allen et al. 1997). Denne såkaldte dynamiske ind-synkning tolkes som resultat af subduktion af en ocea-nisk skorpe under den nordamerikanske plade. Over-lejrende denne langsomme, men vedvarende, bag-grundsindsynkning ses segmenter på indsynknings-kurverne, der tolkes som resultat af accelereret ind-synkning. Disse faser sættes i relation til en flexuralindsynkning i forlandsbassinet og tænkes opstået iperioder med hurtig dannelse af overskydningsflageri en vestfor liggende bjergkæde. To sådanne indsynk-ningsbegivenheder erkendes af forfatterne. Den før-ste episode strækker sig fra 205-185 mill, år og om-fatter dannelsen og bevarelsen af Wingate Sandstoneog Navajo Sandstone. Den anden episode, først iden-tificeret af Bjerrum & Dorsey (1995), løber fra 180-160 mill, år og omfatter dannelsen og bevarelsen afPage Sandstone og Entrada Sandstone. Den foreslå-ede tektoniske model for bassinet underbygges afavancerede tredimensionale modelleringsforsøg.

Allen et al. (1997) konkluderer, at de tektoniske for-hold i området var ideelle for både dannelsen og be-varelsen af æoliske aflejringer. Eksistensen af et asym-metrisk forlandsbassin beskyttet af en vestfor liggendebjergkæde skabte et aridt bassin (regnlæ), hvor æolisksediment kunne opbygge udstrakte sandhave. Perio-der med accelereret indsynkning skabte optimale be-tingelser for bevarelsen af disse erg-aflejringer. Denmest imponerende af disse formationer er NavajoSandstone og sedimentære analyser af denne enhedpå tværs af forlandsbassinet synes at vise, at også erg-palæogeografien blev styret primært af de tektoniskeforhold (Verlander, pers. comm. 1996). Flere studieraf Navajo Formationens storskala arkitektur er imid-lertid nødvendige før det med sikkerhed kan afgøres,hvorvidt det er den underliggende tektonik, der styrererg-palæogeografi eller om erg-palæogeografien meredirekte er styret af vindforhold og sandbudgetvaria-tioner.

10. SlutningDen sedimentologiske udforskning af klitter og klit-aflejringer er kommet langt de sidste 30 år. Fagområdethar udviklet sig til et bredt forskningsområde. Studietaf moderne klitter omfatter sædvanligvis analyser afvindklima, aerodynamik, sandtransport, klitprocesserog morfologi, mens studiet af fossile klitaflejringeromfatter analyser af kornstørrelse, strukturer, arkitek-tur, stratigrafi og bassinudvikling. I de seneste år eren stigende andel af den sedimentologiske forskningblevet rettet mod kvartære aflejringssystemer. Disseaflejringer kan ofte dateres præcist, hvilket gør detmuligt at forklare systemernes udvikling i relation til

havniveau, tektonik og klima. Holocæne kystklit-aflejringer er udbredte langs Jyllands vestkyst. Ana-lyser af disse sedimenter (Fig. 19) vil kunne belyseforholdet mellem klima, kulturpåvirkning, havniveauog klitdannelse.

11. TakJeg takker Christian Bjerrum, Christian Christiansenog Gunver K. Pedersen for kritisk gennemlæsning afmanuskriptet og Merete Vesterager, René Madsen ogOle B. Berthelsen for teknisk assistance. Feltarbej-det, der ligger til grund for denne oversigtsartikel, erudført med økonomisk støtte fra Statens Naturviden-skabelige Forskningsråd, Energiministeriet, Carlsberg-fondet og Geologisk Institut. Publikationen er udgi-vet med støtte fra Carlsbergfondet.

12. LitteraturhenvisningerAhlbrandt, T. S. 1979: Textural parameters of eolian

deposits. In McKee, E.D. (ed.) A Study of Global SandSeas. Geological Survey Professional Paper 1052, 2 1 -51.

Ahlbrandt, T. S. & Fryberger, S. G. 1981: Sedimentary fea-tures and significance of interdune deposits. In Ethridge,F. G. & Flores, R. M. (eds) Recent and ancient nonmarinedepositional environments: models for exploration. So-ciety of Economic Paleontologists and Mineralogists,Special Publication 31, 293-314.

Allen, P. A., Verlander, J. E. & Audet, M. E. 1997: Forma-tion and preservation of giant erg deposits by flexuralloading of continental interiors. Geology.

Anderson, R. S. 1987: A theoretical model for aeolianimpact ripples. Sedimentology 34, 175-188.

Anderson, R. S. & Haff, P. K. 1988: Simulation of eoliansaltation. Science 241, 820-823.

Anthonsen, K., Clemmensen, L. B. & Jensen, H. J. 1996:Evolution of a dune from crescentic to parabolic form inresponse to short-term climatic changes. In Lancaster,N. (ed.) Response of Aeolian Processes to Global Chan-ge. Geomorphology 17, 63-77.

Arens, S. M. 1994: Aeolian Processes in the Dutch Fore-dunes. Ph.D. Thesis. University of Amsterdam, The Net-herlands, 150 pp.

Bagnold, R. A. 1941: The Physics of Blown Sand andDesert Dunes. 265 pp. London: Methuen.

Bagnold, R. A. & Barndorf-Nielsen, 0.1980: The patternof natural size distributions. Sedimentology 27,198-207.

Bird, E. C. F. 1990: Classification of European dune coasts.In Bakker, Th. W. M., Jungerius, P. D. & Klijn, J. A.(eds) Dunes of the European coasts. Catena Supplement18, 15-24.

Bjerrum, C. J. & Dorsey, R. J. 1995: Tectonic controls ondeposition of Middle Jurassic strata in a retroarc forlandbasin, Utah-Idaho trough, western interior, United States.Tectonics 14, 962-978.

Blakey, R. C , Peterson, F. & Kocurek, G. 1988; Synthesisof late Paleozoic and Mesozoic eolian deposits of the


Western Interior of the United States. Sedimentary Geo-logy 56, 3-125.

Brookfield, M. E. 1977: The origin of bounding surfacesin aeolian sandstones. Sedimentology 24, 303-332.

Butzer, K. W. 1975: Pleistocene littoral-sedimentary cyclesof the Mediterranean Basin: A Mallorquin view. InButzer, K. W. & Isaac, G. (eds) After the Australopi-thecines. Mouton Press, 25-71.

Byrne, M.-L. & McCann, S. B. 1990: Stratification andsedimentation in complex vegetated coastal dunes, SableIsland, Nova Scotia. Sedimentary Geology 66,165-179.

Carter, R. W. G., Nordstrom, K. F. & Psuty, N. P. 1990:Chapter One: The study of coastal dunes. In Nordstrom,K. R, Psuty, N. & Carter, B. (eds) Coastal Dunes: formand process, 1-14.

Chan, M. A. 1989: Erg margin of the Permian White RimSandstone, SE Utah. Sedimentology 36, 235-251.

Chandler, M. A., Kocurek, G., Goggin, D. J., Lake, L. W,1989: Effects of stratigraphie heterogeneity on permeabi-lity in eolian sandstone sequence, Page Sandstone,Northern Arizona. AAPG Bulletin 73, 658-668.

Chrintz, T. & Clemmensen, L. B. 1993: Draa reconstruction,the Permian Yellow Sands, NE England. In Lancaster,N. & Pye, K. (eds) Aeolian Sediments: ancient andmodern. International Association of Sedimentologists,Special Publication Number 16, 151-161.

Christiansen, C , Dalsgaard, K., Møller, J. T. & Bowman,D. 1990: Coastal dunes in Denmark. Chronology in re-lation to sea level. Catena Supplement 18, 61-70.

Clemmensen, L. B. 1978: Alternating aeolian, sabkha andshallow-lake deposits from the Middle Triassic GipsdalenFormation, East Greenland. Paleogeography, Palaeo-climatology, Palaeoecology 24, 111-135.

Clemmensen, L. B. 1985: Desert sand plain and sabkhadeposits from the Bunter Sandstone Formation (L.Triassic) at the northern margin of the German Basin.Geologische Rundschau 74, 519-536.

Clemmensen, L. B. 1986: Storm-generated eolian sandshadows and their sedimentary structures, Vejers Strand,Denmark. Journal of Sedimentary Petrology 56, 520-527.

Clemmensen, L. B. 1987: Complex star dunes and associa-ted aeolian bedforms, Hopeman Sandstone (Permo-Triassic), Moray Firth Basin, Scotland. In Frostick, R &Reid, I (ed.) desert Sediments: Ancient & Modern.Geological Society Special Publication 35, 213-231.

Clemmensen, L. B. 1988: Aeolian morphology preservedby lava cover, the Precambrian Mussartût Member, Eriks-fjord Formation, South Greenland. Bulletin of the Geolo-gical Society of Denmark 37, 105-116.

Clemmensen, L. B. 1989: Preservation of interdraa andplinth deposits by the lateral migration of large lineardraas (Lower Permian Yellow Sands, northeast England).Sedimentary Geology 64, 139-151.

Clemmensen, L. B. 1991: Æolisk arkitektur og aflejrings-dynamik. En undersøgelse af ni æoliske aflejrings-systemer (Prækambrium-Recent) fra den nordatlantiskeregion. Geologisk Centralinstitut, Københavns Univer-sitet, 39 pp.

Clemmensen, L. B. & Abrahamsen, K. 1983: Aeolian strati-fication and faciès association in desert sediments, ArranBasin (Permian), Scotland. Sedimentology 30, 311-339.

Clemmensen, L. B., Andreasen, F., Nielsen, S. T. & Sten,E. 1996: The Late Holocene Coastal dunefield at Vejers,

Denmark: characteristics, sand budget and depositionaldynamics. Geomorphology 17, 79-98.

Clemmensen, L. B. & Blakey, R. C. 1989: Erg deposits inthe Lower Jurassic Wingate Sandstone, northeasternArizona: oblique dune sedimentation. Sedimentology 36,449^70.

Clemmensen, L. B. & Dam, G. 1993: Aeolian sand-sheetdeposits in the Lower Cambrium Neksø Sandstone For-mation, Bornholm, Denmark: sedimentary architectureand genesis. Sedimentary Geology 83, 71-85.

Clemmensen, L. B. & Hegner, J., 1991: Eolian sequenceand erg dynamics, the Permian Come Sandstone, Scot-land. Journal of Sedimentary Petrology 61, 768-774.

Clemmensen, L. B. Olsen, H. & Blakey, R. C. 1989: Erg-margin deposits in the Lower Jurassic Moenave forma-tion and Wingate Sandstone, southern Utah. Bulletin ofthe Geological Society of America 101, 759-773.

Clemmensen, L. B. & Tirsgaard, H. 1990: Sand-driftsurfaces: A neglected bounding surface. Geology 18,1142-1145.

Clemmensen, L. B., Øxnevad, I. E. I. & de Boer, P. L. 1994:Climatic controls on ancient desert sedimentation: Somelate Paleozoic and Mesozoic examples from NW Europeand the western interior of U.S.A. In de Boer, P. L. &Smith, D. (eds) Orbital forcing and cyclic sequences.International Association of Sedimentologists, SpecialPublication Number 19, 439-457.

Crabaugh, M. & Kocurek, G. 1993: Entrada Sandstone: anexample of a wet eolian system. In Pye, K. (ed.) TheDynamics and Environmental Context of Aeolian Sedi-mentary Systems. Geological Society Special Publication72, 103-126.

Ekdale, A. A. & Picard, M. D. 1985: Trace fossils in aJurassic eolianite, Entrada Sandstone, Utah, USA. InCurran, H.A. (ed.) Biogenic Structures: Their Use inInterpreting Depositional Environments. Society of Eco-nomic Paleontologists and Mineralogists, Special Publi-cation 35, 3-12.

Folk, R. L. & Ward, C. 1957: A study in the significanceof grain size parameters. Journal of Sedimentary Petro-logy 27, 3-26.

Fornos, J. J., Pomar, L. & Rodriguez-Perea, R. 1986: De-formation structures on eolian calcarenites recognizedas mammal footprints. International Association ofSedimentologists, 7th Regional Meeting on Sedimen-tology, Krakow (Abstract), 63.

Freeman, W. E. & Visher, G. S. 1975: Stratigraphie analysisof the Navajo Sandstone. Journal of Sedimentary Petro-logy 45, 651-668.

Friedman, G. M. 1979: Differences in size distributions ofpopulations of particles among sands of various origins.Sedimentology 26, 3-22.

Fryberger, S. G. 1979: Dune forms and wind regime. InMcKee, E. D. (ed.) A Study of Global Sand Seas.Geological Survey Professional Paper 1052, 137-169.

Fryberger, S. G. 1991: Unusual sedimentary structures inthe Oregon coastal dunes. Journal of Arid Environments,21, 131-150.

Fryberger, S. G. 1993: A review of aeolian boundingsurfaces, with examples from the Permian Minelusa For-mation, USA. In North, C. P. & Prosser, D. J. (eds)Characterization of Fluvial and Aeolian Reservoirs.Geological Society Special Publication 73, 167-197.

Fryberger, S. G. & Ahlbrandt, T. S. 1979: Mechanisms for


the fonnation of eolian sand seas. Z. Geomorph, 23,440-460.

Fryberger, S. G., Ahlbrandt, T. S. & Andrews, S. 1979:Origin, sedimentary features, and significance of low-angle eolian "sand sheet" deposits, Great Sand DunesNational Monument and vicinity, Colorado. Journal ofSedimentary Petrology 49, 733-746.

Fryberger, S. G., Al-Sari, A. M. & Clisham, T. J. 1983:Eolian dune, interdune, sand sheet, and siliciclasticsabkha sediments of an offshore prograding sand sea,Dhahran area, Saudi Arabia. AAPG Bulletin 67, 280-312.

Fryberger, S. G., Al-Sari, A. M. & Clisham, T. J., Rizvi, S.A. R. & Al-Hinai, K. G. 1984: Wind sedimentation inthe Jafurah sand sea, Saudi Arabia. Sedimentology 31,413^131.

Fryberger, S. G. & Schenk, C. J. 1981: Wind sedimenta-tion tunnel experiments on the origins of aeolian strata.Sedimentology 28, 805-821.

Fryberger, S. G. & Schenk, C. J. 1988: Pin stripe laminat-ion: a distinctive feature of modern and ancient eoliansediments. Sedimentary Geology 55, 1-15.

George, G. T. & Berry, J. K. 1993: A new lithostratigraphyand depositional model for the Upper Rotliegend of UKSector of the Southern North Sea. In North, C. P. & Pros-ser, D. J. (eds) Characterization of Fluvial and AeolianReservoirs. Geological Society Special Publication 73,291-319.

Glennie, K. W. 1970: Desert Sedimentary Environments.Developments in Sedimentology 14,222 pp. Amsterdam:Elsevier.

Glennie, K. W. 1983: Early Permian (Rotliegend) palaeo-winds of the North Sea. Sedimentary Geology 34, 245-265.

Goudie, A. S., Warren, A., Jones, D. K. C & Cooke, R. U.1987: The character and possible origins of aeoliansediments of the Wahiba Sand Sea, Oman. GeographicalJournal 153, 231-256.

Gradzinski, R. & Jerzykiewics, T. 1974: Dinosaur- andmammal-bearing aeolian and associated deposits of theupper Cretaceous in the Gobi Desert (Mongolia).Sedimentary Geology 12, 249-278.

Gradzinski, R. & Uchman, A. 1994: Trace fossils frominterdune deposits - an example from the Lower Triassicaeolian Tumlin Sandstone, Central Poland. Palaeogeo-graphy, Palaeoclimatology, Palaeoecology 108,121-138.

Hartmann, D. & Christiansen, C. 1988: Settling-velocitydistributions and sorting processes on a longitudinaldune: a case study. Earth Surface Processes and Land-forms 13, 649-656.

Havholm, K. & Kocurek, G. 1994: Factors controllingaeolian sequence stratigraphy: clues from super boundingsurface features in the Middle Jurassic Page Sandstone.Sedimentology 41, 913-934.

Hunter, R. E. 1977: Basic types of stratification in smallaeolian dunes. Sedimentology 24, 361-387.

Hunter, R. E. 1981: Stratification styles in eolian sand-stones: some Pennsylvanian to Jurassic examples fromthe Western Interior, U.S.A. In Ethridge, F. G. & Flores,R. M. (eds) Recent and Ancient Nonmarine DepositionalEnvironments. Society of Economic Paleontologists andMineralogists, Special Publication 31, 315-329.

Hunter, R. E. & Richmond, B. M. 1988: Daily cycles incoastal dunes. Sedimentary Geology, 55, 43-67.

Hunter, R. E., Richmond, B. M. & Alpha, T. R. 1983: Storm-

controlled oblique dunes of the Oregon coast. Bulletinof the Geological Society of America 94, 1450-1465.

Hunter, R. E. & Rubin, D. M. 1983: Interpreting cycliccross-bedding, with an example from the Navajo Sands-tone. In Brookfield, M.E. & Ahlbrandt, T.S. (eds) EolianSediments and Processes. Developments in Sedimen-tology 38, 429-454.

Kerr, D. R. & Dott, R. H. Jr. 1988: Eolian dune typespreserved in the Tensleep Sandstone (Pennsylvanian-Permian), north-central Wyoming. Sedimentary Geology56, 383^02.

Kocurek, G. 1981: Significance of interdune deposits andbounding surfaces in aeolian dune sand. Sedimentology28, 753-780.

Kocurek, G. 1986: Origins of low-angle stratification inaeolian deposits. In Nickling, W. G. (ed.) Aeolian Geo-morphology, Proceedings of the 17th Annual Bingham-ton Geomorphology Symposium. Allen & Unwin, Bo-ston, Massachusetts, 177-193.

Kocurek, G. 1988: First-order and super bounding surfacesin eolian sequences - Bounding surfaces revisited. Sedi-mentary Geology 55, 193-206.

Kocurek, G. 1991: Interpretation of ancient eolian sanddunes. Annual Review of Earth and Planetary Sciences19, 43-75.

Kocurek, G. & Dott, R. H. Jr. 1981: Distinction and usesof stratification types in the interpretation of eolian sand-stones. Journal of Sedimentary Petrology 51, 579-595.

Kocurek, G. & Havholm, K. G. 1993: Eolian event stratigra-phy: A conceptual framework. In Weimer, P. & Posamen-tier, H. W. (eds) Siliciclastic sequence stratigraphy.AAPG Memoir 58, 393-409.

Kocurek, G., Knight, J. & Havholm, K. 1991: Outcrop andsemi-regional three-dimensional architecture and recon-struction of a portion of the eolian Page Sandstone(Jurassic). In Miall. A. & Tyler, N. (eds) Three-dimen-sional Faciès Architecture. Society of Economic Paleon-tologists and Mineralogists Atlas, 25—43.

Kocurek, G. & Nielson, J. 1986: Conditions favourable forthe formation of warm-climate aeolian sand sheets.Sedimentology 33, 795-816.

Kocurek, G., Townsley, M. Yeh, E., Havholm, K. G. &Sweet, M. L. 1992: Dune and dune-field developmenton Padre Island, Texas, with implications for interdunedeposition and water-table controlled accumulation.Journal of Sedimentary Petrology 62, 622-635.

Krumbein, W. C. 1938: Size frequency distributions andthe normal phi curve. Journal of Sedimentary Petrology8, 84-90.

Kuhlman, H. 1957: Sandflugt og klitdannelse. GeografiskTidsskrift 56, 1-19.

Kutzbach, J. E. 1994: Idealized Pangean Climates: Sensiti-vity to orbital change. Geological Society of AmericaSpecial Paper 288, 41-55.

Lancaster, N. 1983: Linear dunes of the Namib sand sea.Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementsband 45,27-49.

Lancaster, N. 1987: Dunes of the Gran Desierto sand sea,Sonora, Mexico. Earth Surface Processes and Landforms12, 277-288.

Lancaster, N. 1995: Geomorphology of Desert Dunes. 290pp. London and New York: Routledge.

Lancaster, N. & Teller, J. T. 1988: Interdune deposits ofthe Namib Sand Sea. Sedimentary Geology 55,91-107.

Langford, R. & Chan, M. A. 1988: Flood surfaces and de-


flation surfaces within the Cutler Formation and CedarMesa Sandstone (Permian), southeastern Utah. Bulletinof the Geological Society of America 100, 1541-1549.

Lettau, K. & Lettau, H. H. 1978: Experimental andmicrometeorological field studies of dune migration. InH. H. Lettau & K. Lettau (eds) Exploring the World'sDriest Climates. Institute of Environmental ScienceReport 101. Center for Climatis Research, Univ. Wiscon-sin, Madison, 110-147.

Livingstone, I. & Warren, A. 1996: Aeolian Geomorpho-logy: An Introduction. 211 pp. Essex, England: Longman.

Loope, D. B. 1985: Episodic deposition and preservationof eolian sands: a late Paleozoic example from south-eastern Utah. Geology 13, 73-76.

Loope, D. B. & Simpson, E. L. 1992: Significance of thinsets of eolian cross-strata. Journal of Sedimentary Petro-logy 62, 849-859.

McKee, E. D. 1966: Structures of dunes at White SandsNational Monument, New Mexico (and a comparisonwith structures of dunes from other selected areas).Sedimentology 7, 3-69.

McKee, E. D. 1979: Introduction to a study of global sandseas. In McKee, E. D. (éd.) A study of global sand seas.Geological Survey Professional Paper, 1052, 1-19.

McKee, E. D. & Weir, G. W. 1953: Terminology forstratification and cross stratification in sedimentary rocks.Bulletin of the Geological Society of America, 64, 381-390.

McLaren, P. 1981: An interpretation of trends in grain sizemeasures. Journal of Sedimentary Petrology 51, 611-624.

McManus, J. 1988: Grain size determination and interpre-tation. In Tucker, M. E. (ed.) Techniques in Sedimen-tology. Blackwell, 63-85.

Miall, A. D. 1985: Architectural-element analysis: a newmethod of faciès analysis applied to fluvial deposits.Earth-Science Reviews 22, 261-308.

Miall, A. D. 1988: Architectural elements and boundingsurfaces in fluvial deposits: anatomy of the KayentaFormation (Lower Jurassic), southwest Colorado. Sedi-mentary Geology 55, 233-262.

Middleton, L. & Blakey, R. 1983: Processes and controlson the intertonguing of the Kayenta and Navajo Format-ions, northern Arizona: Eolian-fluvial interactions. InBrookfield, M. E. & Ahlbrandt, T. S. (eds) Eolian Sedi-ments and Processes. Developments in Sedimentology38, 613-634.

Olsen, H., Due, P. H. & Clemmensen, L. B. 1989:Morphology and genesis of asymmetric adhesion ripples- a new adhesion surface structure. Sedimentary Geology61, 277-285.

Perlmutter, M. A. & Matthews, M. D. 1989: Globalcyclostratigraphy - A model. In Cross, T. A. (ed.) Quanta-tive Dynamic Stratigraphy. Prentice Hall, 233-260.

Porter, M. L. 1987: Sedimentology of an ancient erg mar-gin: the Lower Jurassic Aztec Sandstone, southern Nev-ada and southern California. Sedimentology 34, 661-680.

Pryor, W. A. 1971: Petrology of the Permian Yellow Sandsof northeastern England and their North Sea equivalents.Sedimentary Geology 6, 221-254.

Pye, K. 1987: Aeolian dust and dust deposits. 334 pp. Lon-don: Academic Press

Pye, K. & Lancaster, N. 1993: Preface. In Pye, K. & Lan-caster, N. (eds) Aeolian Sediments, Ancient and Modern.

Special Publication of the International Association ofSedimentologists 16, vii-viii.

Pye, K. & Tsoar, H. 1990: Aeolian sand and sand dunes.396 pp. London: Unwin Hyman.

Rasmussen, K. R & Mikkelsen, H. E. 1991: Wind tunnelobservations of aeolian transport rates. Acta Mechanica,Suppl. 1, 135-144.

Rubin, D. M. 1987: Cross-bedding, bedforms, and paleocur-rents. 187 pp. Tulsa, Oklahoma: Society of EconomiePaleontologists and Mineralogists Concepts in Sedimen-tology and Paleontology, Vol. 1.

Rubin, D. M. & Hunter, R. E. 1982: Bedform climbing intheory and nature. Sedimentology 29, 121-138.

Rubin, D. M. & Hunter, R. E. 1987: Bedform alignment indirectionally varying flows. Science 237, 276-278.

Schenk, C. J. 1983: Textural and structural characteristicsof some experimentally formed eolian strata. In Brook-field, M. E. & Ahlbrandt, T. S. (eds) Eolian Sedimentsand Processes. Developments in Sedimentology 38,41-49.

Sharp, R. P. 1963: Wind wipples. Journal of Geology 71,617-636.

Steele, R. R. 1985: Early Permian (Rotliegendes) palaeo-winds of the North Sea - Comment. Sedimentary Geo-logy 45, 293-297.

Steenstrup, K. J. V. 1894: Om klitternes vandring. Medde-lelser fra Dansk Geologisk Forening, 14 pp.

Stokes, W. L. 1968: Multiple parallel-truncation beddingplanes - a feature of wind-deposited sandstone format-ions. Journal of Sedimentary Petrology 38, 510-515.

Sørensen, M. 1988: An analytical model of wind-blownsand transport. Acta Mechanica 1, 67-81.

Talbot, M. R. 1985: Major bounding surfaces in aeoliansandstones - a climatic model. Sedimentology 32, 257-265.

Thompson, D. B. 1969: Dome-shaped aeolian dunes in theFrodsham Member of the so-called "Keuper SandstoneFormation" (Scythian-Anisian: Triassic) at Frodsham,Cheshire Basin (England). Sedimentary Geology 3,263-289.

Tsoar, H. 1982: Internal structure and surface geometry oflongitudinal (seif) sunes. Journal of Sedimentary Petro-logy 52, 823-831.

Tsoar, H. 1983: Dynamic processes acting on a longitudi-nal (seif) sand dune. Sedimentology, 30, 567-578.

Verlander, J. E. 1994: The relationship between tectonicsubsidence and the architecture and stratigraphy ofaeolian systems: The Navajo Sandstone of southern Utah,USA. Abstract. 14th International SedimentologicalCongress, Recife, Brazil, F-28.

Visher, G. S. 1969: Grain size distributions and depositionalprocesses. Journal of Sedimentary Petrology 39, 1074-1106.

Walker, T. R. & Harms, J. C. 1972: Eolian origin of flags-tone beds, Lyons Sandstone (Permian), type area, Boul-der County, Colorado. Mountain Geology 9, 279-288.

Werner, B. T. 1988: A steady-state model of wind-blownsand transport. Journal of Geology 98, 1-17.

Wilson, I. G. 1971: Desert sandflow basin and a model forthe development of ergs. Geographical Journal 137,180-197.

Wilson, I. G. 1972: Aeolian bedforms - their developmentand origins. Sedimentology 19, 173-210.

Wilson, I. G. 1973: Ergs. Sedimentary Geology 10, 77-106.


Documents

Geologisk Tidsskrift 1997, hæfte 1, side 1-30 · tunger (lyst sand) og vindribber. Denne del af læsiden er ca. 2 m høj. rede studier af petrografi og tekstur, men førte altså