Procesy i formy eoliczne

Wprowadzenie uwarunkowania środowiskowe

procesów

Wiatr jest istotnym, a w pewnych obszarach dominującym czynnikiem

cym powierzchnię ziemi. Podobnie jak w przypadku wody płynącej i przemieszczające­
go się lodu, rola wiatru jest trojaka: niszcząca, transportowa i budująca. Geomorfolo­
giczne aspekty wiatru stanowią przedmiot zainteresowania geomorfologii eolicznej,
a odpowiednie procesy i formy są nazywane eolicznymi.

Wiatr sam w sobie ma ograniczoną zdolność

Znaczące efekty jego

są związane dopiero z przenoszeniem okruchów skalnych, które niszczą

powierzchnię, po której się przesuwają, a następnie zatrzymują się, budując formy

akumulacyjne. Tak więc, formy rzeźby związane z działalnością wiatru, mogą być

związane z obniżaniem i żłobieniem powierzchni (rozdział 14.4) lub związane z depo-
zycją i zbudowane z utworów o genezie eolicznej (rozdziały 14.5 i 14.6).

Jakkolwiek wiatr występuje na Ziemi powszechnie, geomorfologiczne skutki jego

obecności obserwujemy tylko w pewnych obszarach. Aby

działalność

wiatru była skuteczna, muszą być spełnione pewne dodatkowe uwarunkowania.

Funkcję czynnika osłabiającego, czy wręcz nie dopuszczającego do tworzenia się form
rzeźby eolicznej, spełnia pokrywa roślinna, chroniąca podłoże skalne. Im bardziej jest
zwarta i wysoka, tym mniejsze są możliwości bezpośredniego oddziaływania wiatru na
skałę i glebę. Wiatr jest zatem kluczowym czynnikiem kształtowania rzeźby suchych
obszarów pustynnych (fot. 30), w mniejszym stopniu także półpustynnych i stepo­

wych, a odgrywa znikomą rolę w strefie

Jego rola rośnie w strefie subpolar-

nej i polarnej, gdzie o ubóstwie pokrywy roślinnej decyduje obok niskiej sumy opa­
dów także niska temperatura powietrza.

Możliwości działania wiatru są też w znacznym stopniu uzależnione od charakte­

ru podłoża w danym obszarze, jego podatności na wywiewanie i transport. Najbar­
dziej spektakularne efekty procesów eolicznych są widoczne w obszarach występowa­
nia utworów piaszczystych, gdzie tworzą się potężne pola wydmowe. Także pył łatwo
ulega wywiewaniu i może być przenoszony na duże odległości, a jego depozycja pro-

356

wadzi do powstania grubych warstw utworu określanego jako less

14. 6).

Znaczne objętości pyłów są co roku transportowane z lądów do oceanów.

Coraz istotniejsze stają się uwarunkowania antropogeniczne. Usunięcie pokrywy

wegetacyjnej, niewłaściwe zabiegi agrotechniczne i brak odpowiednich zabezpieczeń
powodują, że także w strefie klimatu wilgotnego wiatr może stać się ważnym czynni­

kiem rzeźbotwórczym i powodować różne, niekorzystne z punktu widzenia gospodar­
ki zjawiska.

Transport eoliczny

Transportem eolicznym nazywamy przenoszenie cząstek mineralnych i organicz­

nych przez strumień powietrza. W zależności od siły wiatru, charakteru podłoża, wiel­
kości i ciężaru tych cząstek transport może odbywać się w różny sposób, na różnych

wysokościach i na różne odległości. Najogólniej rzecz ujmując, potencjalna efektyw­

ność transportu rośnie wraz z siłą (prędkością) wiatru, a ziarna mniejsze i lżejsze mo­
gą być przenoszone wyżej i dalej niż ziarna cięższe. Zależność między wielkością ziar­
na a jego podatnością na transport eoliczny nie jest jednak prosta.

Przenoszenie materiału mineralnego przez wiatr musi być poprzedzone

wy­

rwaniem ze stanu spoczynku. Sprowadzając zagadnienie do wzajemnej relacji sił,

wprawienie ziarna w ruch następuje, gdy siły związane z oddziaływaniem strumienia

powietrza na podłoże będą przewyższać siły oporu. Na te ostatnie składają się siła
grawitacji, przytrzymująca okruch skalny przy powierzchni ziemi oraz siły związane
z tarciem międzycząsteczkowym i

materiału mineralnego.

Ruch cząstki mineralnej może być zapoczątkowany na dwa sposoby. Pierw­

szym z nich jest unoszenie (ang. lift), które jest możliwe dzięki różnicom ciśnienia

w strumieniu powietrza. Te z kolei są większe przy turbulentnym ruchu powietrza

oraz nierównym, szorstkim podłożu. Dzieje się tak, ponieważ wystarczająco duże
różnice ciśnienia są generowane w strefach kontaktu partii strumienia powietrza

różnych prędkościach (wzrost prędkości powoduje spadek ciśnienia), a podczas

ruchu turbulentnego takie strumienie występują. Podobnie, lokalne przyspieszenie
przepływu powietrza nad nierównościami podłoża powoduje lokalne gradienty ci­
śnienia i w konsekwencji unoszenie. Należy pamiętać, że te zmiany ciśnienia doty­
czą cienkiej, przypowierzchniowej warstwy powietrza grubości rzędu milimetrów

nie mają one nic wspólnego z wielkoskalowymi gradientami ciśnienia odpowie­

dzialnymi za cyrkulację atmosferyczną. Drugim sposobem jest wleczenie (ang.

drag),

a więc wprawienie w ruch przy zachowaniu kontaktu z podłożem, również

dzięki różnicy ciśnień wynikających z kształtu ziarna i tarcia między strumieniem
powietrza a podłożem. Wprawienie ziarna w ruch przez uniesienie jest z reguły
trudniejsze.

Powyższe rozważania odnoszą się do wyidealizowanej sytuacji, gdy w strumieniu

powietrza nie ma jeszcze żadnych przemieszczanych ziaren. W rzeczywistości, głów­
ną rolę we wprawianiu w ruch cząstek mineralnych odgrywa ich bombardowanie
przez ziarna już znajdujące się w ruchu, co powoduje przenoszenie energii z jednego
ziarna na drugie.

357

14.1. Relacja między wielkością ziarna

wprawianego w ruch i prędkością wiatru

(wg Chepila)

Wprawienie w ruch zaczyna się, gdy prędkość wiatru przy danej wielkości ziarna

będzie równa lub wyższa od granicznej, minimalnej wartości (ryc. 14.1). Jak widać, za­
leżność między wielkością ziarna a prędkością niezbędną do wprawienia w ruch nie

jest liniowa. Najniższa prędkość, rzędu 3 m

jest wymagana do podniesienia gru­

bego pyłu i drobnego piasku. Dla grubego piasku o średnicy ziarna powyżej 1 mm
prędkość ta musi być już 3-4 razy wyższa. Podobnie, wyższa prędkość jest konieczna

do wprawienia w ruch drobnego

co wynika z wzrastających sił międzycząstecz-

kowych. Ziarna we frakcji ilastej oraz gruz praktycznie nie mogą być wprawione

w ruch przez wiatr. Działa tu podobny mechanizm jak przy zapoczątkowaniu trans­

portu fluwialnego (zob. ryc. 8.3). Nie powinno to dziwić, ponieważ w jednym i drugim
przypadku mamy do czynienia z płynem (woda, gaz), tyle że o diametralnie różnych
gęstościach. Ponadto, prędkość wiatru konieczna do wyruszenia ziarna przez uniesie­
nie lub wleczenie jest większa niż w przypadku bombardowania.

Transport ziaren mineralnych odbywa się na kilka sposobów, w których do kon­

taktu z podłożem dochodzi z różną częstotliwością (ryc. 14.2). Pełzanie - to prze­
mieszczanie przy zachowaniu stałego kontaktu z podłożem, głównie wskutek uderza­
nia przez ziarna

z powietrza. Może ono mieć charakter toczenia lub ślizga­

nia. Ruch pełzający, przy danej prędkości wiatru, dotyczy największych, a zatem i naj­
cięższych ziaren. Innym typem ruchu jest saltacja

saltare -

skakać).

podobnie jak pełzanie, odbywa się pod wpływem uderzenia opadającego ziarna, któ­
re przekazuje część (około

swojej energii. Im mniejsze ziarna, tym większe

(wyższe i dalsze) skoki mogą one wykonywać. Trajektorie ziaren mają charakter krzy­

wych balistycznych, a stosunek długości skoku do jego wysokości wynosi najczęściej

pomiędzy

a 15:1. Przy bardzo silnym wietrze wysokość skoku może sięgać kilku

metrów, ale z reguły są to wysokości rzędu kilkudziesięciu centymetrów. Niekiedy ob­
serwuje się także ruch o charakterze pośrednim, określany jako saltacja krótkich od­
ległości. Odbywa się on na bardzo małej wysokości i przy niewielkiej prędkości. Naj-

358

Ryc. 14.2. Sposoby przemieszczania ziaren w transporcie eolicznym (wg K. Hamblina, zmieniona)

mniejsze ziarna są transportowane jako zawiesina, co oznacza, że w przeciwieństwie
do ziaren przemieszczających się ruchem

poruszają się one ruchem

bulentnym, a w

przypadkach - laminarnym. Ten sposób transportu

ślany jest jako suspensja. W zawieszeniu przemieszczane są przede wszystkim ziarna

we frakcji pyłowej

0,1 mm). Ziarna piasku podlegają suspensji bardzo rzadko, przy

silnej turbulencji. Całkowita długość transportu pyłu w zawieszeniu zależy od wielko­
ści pojedynczych ziaren. Pył w tzw. frakcji lessowej (0,02-0,04 mm) może być przeno­
szony nawet na setki kilometrów.

Niszcząca działalność wiatru deflacja i korazja

Niszcząca działalność wiatru ma dwa oblicza. Pierwszym z nich jest deflacja,

czyli wywiewanie materiału mineralnego i następnie przenoszenie go w inne miej­
sce. Deflacji podlegają jedynie luźne okruchy skalne o rozmiarach odpowiednich do
siły wiatru w danym momencie, tak więc proces ten może działać tylko w obrębie
utworów nieskonsolidowanych (np. piasków) lub uprzednio rozdrobnionych przez

wietrzenie. Drugim procesem jest korazja, czyli mechaniczne ścieranie i szlifowanie

powierzchni skalnej przez przenoszone ziarna piasku, w mniejszym stopniu pyłu.
Efektywność tego

na ogół ograniczona do strefy tuż przy powierzchni

gruntu (do 1 m), w której ziarna piasku mogą być przenoszone saltacyjnie w dużych
ilościach.

Efektywność niszczącej działalności wiatru, mierzona objętością lub grubością

warstwy usuniętego materiału, zależy od siły wiatru i czasu jego oddziaływania na po­
wierzchnię terenu w danym miejscu oraz podatności tej powierzchni na wywiewanie

i ścieranie.

Prędkość wiatru rośnie w pewnych szczególnych sytuacjach topograficznych. Jed­

ną z nich jest obecność zwężeń na drodze przepływu mas powietrza (np. przełęcze
górskie, obniżenia między sąsiednimi wzgórzami), powodujących tzw. efekt tunelowy.
Efekty niszczenia podłoża mogą wówczas być szczególnie wyraziste.

Podatność powierzchni jest

kilku zmiennych:

359

•

ziarna.

Najbardziej podatny na wywiewanie jest gruby pył oraz drobny

i średni piasek (ryc. 14.1). W przypadku utworów o drobniejszym ziarnie siły kohe­
zji zapewniają dużą zwięzłość, natomiast grubszy materiał jest zbyt ciężki, by mógł

być wprawiony w ruch, a następnie niesiony przez wiatr;

• wilgotności

Większa wilgotność zwiększa kohezję,

w ten sposób

wywiewanie;

• stopnia porośnięcia przez roślinność.

Pokrywa roślinna chroni podłoże przed wywie­

waniem, dlatego w obszarach o klimacie wilgotnym, umożliwiającym bujny rozwój

roślinności, niszcząca działalność wiatru nie odgrywa praktycznie roli, z wyjątkiem
miejsc, na których pokrywa roślinna została usunięte przez ludzi;

•

powierzchni.

Wpływa ono na kierunki zawirowań strumienia powietrza

i tworzenie się „cienia

w którym deflacja i korazja będą nieznaczne.

Mało efektownym, ale ekonomicznie dotkliwym przejawem niszczącej działalno­

ści wiatru jest eoliczna erozja gleb, czyli jej całościowe lub selektywne wywiewanie.
Dotyczy szczególnie gleb lekkich, rozwiniętych na podłożu piaszczysto-pyłowym i tor­
fowym. Eoliczna erozja gleb obejmuje głównie obszary stepowe o deficycie opadu.
Katastrofalny wymiar miały powtarzające się burze pyłowe na Wielkich Równinach

w Stanach Zjednoczonych w latach 30. XX

które spowodowały wieloletni kryzys

rolnictwa. Podczas pojedynczych burz pyłowych przenoszone przez wiatr były dzie­
siątki milionów ton pyłu. Zjawisko masowego wywiewania gleby występuje także

w Polsce, głównie w Wielkopolsce.

Formy rzeźby związane z niszczącą

działalnością wiatru

Graniaki wiatrowe

Szlifowanie i ścieranie powierzchni pojedynczych fragmentów skalnych przez

ziarna mineralne niesione przez wiatr

tym fragmentom specyficzną formą gra­

niastą. Składają się one wówczas z kilku gładkich ścian o różnej orientacji, oddzielo­
nych od siebie ostrymi graniami, dlatego są nazywane graniakami wiatrowymi albo

Szczególnie powszechne są graniaki o jednej grani rozdzielającej

dwie powierzchnie gładkie oraz o trzech graniach łączących się ze sobą na podobień­
stwo litery

i trzech powierzchniach ogładzonych (ryc. 14.3), ale znane są też du­

że głazy z liczbą grani

dziesięć. Ścianki graniaków nie zawsze są jed­

nak idealnie gładkie. Nierzadko wykazują obecność mikrorzeźby w postaci
rowków i bruzd (zob. rozdział 14.4.5).

Niszczone powierzchnie skalne są zorientowane prostopadle do kierunku wiatru

i w obszarach o wyraźnej przewadze jednego kierunku (np. na przełęczach górskich)
strona dowietrzna jest zwykle ogładzona, natomiast zawietrzna pozostaje bardziej
chropowata. Wyjaśnienie powstania

jest jednak trudniejsze i istnieje na

Można też niekiedy spotkać się określeniami wentyfakt (ang. ventifact) lub eologliptolit.

360

Ryc. 14.3. Graniaki wiatrowe (fot. Migoń)

ten temat kilka hipotez. Jedna z nich zakłada, że są one formami wskaźnikowymi dla
obszarów o zmiennym reżimie wiatrowym, gdzie wiatr

z kilku głównych kierun­

ków. Według

położenie fragmentów skalnych ulega zmianie w czasie, w wyniku

materiału drobniejszego spod nich lub obracania przez wiatr o szczegól­

nie dużej sile. W różnych okresach są eksponowane i sukcesywnie szlifowane różne
strony graniaka. Czynnikiem dodatkowym, potwierdzonym eksperymentalnie, jest
oddziaływanie na stronę zawietrzną drobnych cząsteczek pyłu przenoszonych przez
prądy wtórne. W ten sposób równocześnie mogą być modelowane przeciwne strony
graniaka.

Graniaki są powszechne, zwłaszcza w skałach twardych, w których mikrorelief

eoliczny nie ulega zniszczeniu przez działanie procesów wietrzenia. Występują licznie
na pustyniach skalistych i kamienistych, także na pustyniach polarnych. W Polsce wie­
le wyeksponowanych głazów

nosi ślady przekształcenia eolicznego.

Jardangi i formy pokrewne

Jardangi (termin pochodzi z Azji Środkowej) należą do najbardziej intrygujących

form rzeźby związanych z obszarami suchymi. Określenie to stosuje się do wydłużo­
nych grzbietów, na ogół długości do 100 m, wygładzonych zarysach i aerodynamicz­
nym kształcie (ryc. 14.4), choć w niektórych obszarach stwierdzono znaczną różno­
rodność kształtów. Ich wysokość sięga kilkunastu metrów, powierzchnie szczytowe
mogą być spłaszczone, natomiast ściany boczne są strome, a niekiedy podcięte. Sto­
sunek długości do szerokości waha się od

do

Grzbiety te na ogół występują

gromadnie i równolegle do siebie.

361

Ryc. 14.4. Grupa jardangów, pustynia

(fot. Migoń)

Nie ulega wątpliwości, że jardangi są formami związanymi z niszczeniem i selek­

tywnym obniżaniem powierzchni. Są one zbudowane są utworów

odpornych na

procesy destrukcyjne, najczęściej ze słabo skonsolidowanych piasków, pyłów i iłów
pochodzenia jeziornego, rzecznego lub eolicznego. Tworzą się w obszarach, gdzie
przeważa jeden kierunek wiatru i są wydłużone zgodnie z tym kierunkiem. Dokład­
niej rzecz ujmując, jardangi są jednak formami złożonymi, a w ich rozwoju rolę od­
grywa zarówno korazja powodująca podcinanie grzbietów, jak i deflacja przyczyniają­
ca się do wywiewania ziaren spomiędzy sąsiednich grzbietów, a także usuwania drob­
nych fragmentów skalnych uwolnionych przez wietrzenie.

Niegdyś uważano, że właśnie

odgrywa rolę

w tworzeniu form

przypominających grzyby, a obecność cienkiej

przypisywano wprost ścierają­

cej roli okruchów skalnych niesionych przez wiatr. Obecnie bardziej akcentuje się
działalność wietrzenia i

Podobne do jardangów, ale znacznie większe, są równoległe grzbiety nazywane

megajardangami, występujące w kilku obszarach pustynnych świata

na środko­

wej Saharze wokół gór Tibesti i na pustyni Lut w Iranie). Przekraczają one 10 km dłu­

gości i 1 km szerokości, zajmując setki kilometrów kwadratowych. Ich geneza nie jest

w pełni

ale rola wiatru jest zapewne bardzo istotna.

Niecki z wywiewania

W zwrotnikowej strefie suchej, ale także w pasach wydm nadbrzeżnych, po­

wszechne są zamknięte (bezodpływowe) obniżenia, w których powstaniu ważną -

choć nie zawsze wyłączną - rolę odegrała deflacja. Obniżenia te, w formie płytkich,
szerokich niecek, mają bardzo zróżnicowane rozmiary. W obrębie obszarów

362

wych

niewielkie wydmuszyska

od kilku do kilkudziesięciu metrów,

niekiedy większej. Są one zwykle wydłużone i przypominają misy lub wanny. Ponie­

waż w podłożu znajdują się luźne utwory piaszczyste, ich geneza może być przypisa­

na wyłącznie wywiewaniu.

Obok tych małych form, na półpustynnych równinach występują wielkie niecki,

zwane w języku angielskim

(1.

pan),

przekraczające 10 km długości

i 100

W porównaniu z zajmowaną powierzchnią są one bardzo płytkie (maksy­

malnie kilkanaście metrów), w porze deszczowej mogą wypełniać się wodą, a w suchej
rozwija się w ich obrębie skorupa solna (fot. 31).

ich deflacyjnym pochodzeniu

świadczy przede wszystkim obecność form akumulacyjnych po stronie zawietrznej.
Powszechne są wydmy

brzeg niecki, a także piaszczyste grzbiety wyciągnię­

te zgodnie z przeważającym kierunkiem wiatru. Nie wolno jednak zapominać o in­
nych procesach, zwłaszcza wietrzeniu solnym rozdrabniającym podłoże skalne, oraz
roli falowania modelującego brzegi niecek w okresach wypełnienia przez wodę. Przy­
puszcza się, że miliony lat oddziaływania wietrzenia i deflacji w znacznym stopniu
przyczyniły się do powstania rozległych, ale na ogół płytkich bezodpływowych kotlin

w tym depresji Qattara w północno-zachodnim Egipcie.

Bruki deflacyjne

Powszechnym obrazem w wielu obszarach strefy

zarówno w klimacie cie­

płym, jak i polarnym, są rozległe płaskie powierzchnie pozbawione okrywy roślinnej
i tworzone przez większe fragmenty skalne: grube żwiry, kamienie i głazy. Materiał
drobniejszy - piasek i pył - nie występuje, ale usunięcie leżących na powierzchni du­
żych fragmentów zwykle ujawnia obecność zróżnicowanego pod względem wielkości
ziarna utworu poniżej (ryc. 14.5, 14.6). Selektywne usunięcie materiału drobniejsze­
go z warstwy powierzchniowej powoduje przede wszystkim wiatr. Materiał drobniej­
szy zostaje wywiany i przeniesiony przez wiatr w inne miejsce. Dlatego nagromadze­
nia większych fragmentów skalnych nazywane są brukiem deflacyjnym.

Należy jednak pamiętać, że bruki kamieniste mogą mieć także inną genezę.

Drobny materiał może być wypłukany przez wodę płynącą,

się na pusty­

niach w wyniku rzadkich, ale intensywnych ulew. Do wzbogacenia warstwy powierzch-

Ryc. 14.5. Powstawanie bruku deflacyjnego

363

Ryc. 14.6. Bruk deflacyjny, pustynia

(fot. Migoń)

niowej w fragmenty skalne większej długości przyczynia się także sortowanie związa­
ne z

się cyklami przemarzania i odmarzania gruntu, jego uwodnienia

i odwodnienia, czy też krystalizacją i rozpuszczaniem soli. Na ogół jednak, to głównie
deflacja powoduje rozwój bruków kamienistych.

powierzchni skalnych

Niektóre powierzchnie skalne modelowane przez

cechują się charaktery­

styczną

na którą składają się płytkie

podłużne bruzdy i ostre za­

dziory. Przypisywane są one selektywnej działalności wiatru, wykorzystującej pewne
predyspozycje strukturalne skały (np. próżne pogazowe w skałach wulkanicznych, po­

wierzchnie foliacji w skałach metamorficznych). Dodatkową rolę może odgrywać
wspominane już oddziaływanie zawieszonego pyłu w lokalnych zawirowaniach stru­

mienia powietrza. Procesy eoliczne są wspomagane przez procesy wietrzeniowe. Za­
głębienia w powierzchniach skalnych

wytrącaniu się soli podczas wietrzenia

solnego.

364

Wydmy i środowiska ich występowania

Wprowadzenie

Wydmy są formami rzeźby o jednoznacznie eolicznej genezie, powszechnie wy­

stępującymi w suchych obszarach piaszczystych, gdzie mogą nawet tworzyć rozlegle
„morza

zajmujące tysiące kilometrów kwadratowych. Aktywne wydmy są

także obecne w klimacie wilgotnym, jeśli - z różnych przyczyn - została przetrzebio­
na pokrywa roślinna, a piasek jest wyeksponowany bezpośrednio na powierzchni. Wy­
dmy są w zasadzie formami akumulacyjnymi zbudowanymi z piasku osadzonego
przez wiatr, w rzeczywistości jednak w obrębie pojedynczych aktywnych form można

wydzielić obszary zarówno ubytku, jak i przyrostu materiału. Ciągłe oddziaływanie
wiatru na powierzchnię wydm sprawia, że są one tworami dynamicznymi, podlegają­

cymi zmianom, zarówno kształtu, jak i - w niektórych typach - również położenia

(ryc. 14.7). Wydmy są znacznie zróżnicowane pod względem wielkości. Niewielkie

formy inicjalne mają około 1 m długości i 0,3-0,5 m wysokości, podczas gdy wielkie

wydmy gwiaździste

wysokość 300 m przy długości podstawy ponad 500 m.

Procesy kształtujące wydmy już istniejące są stosunkowo dobrze rozpoznane, na­

tomiast okoliczności powstania form

są wciąż

Istotną rolę odgry­

wają zapewne drobne przeszkody topograficzne, w tym rośliny, modyfikujące stru­

mień powietrza i wymuszające depozycję piasku w jednym miejscu. Nie do końca wia­
domo, dlaczego w większości obszarów występowania wydmy tworzą regularne ukła­
dy przestrzenne, a odległości pomiędzy pojedynczymi, podobnymi do siebie obiekta­
mi są zbliżone.

14.7. Aktywne pole wydmowe (Algodones Dunes, Kalifornia) (fot. Migoń)

365

Klasyfikacja i typologia wydm uwzględnia formę, stosunek do przeważających

wiatrów, mobilność, strukturę wewnętrzną i historię ewolucyjną. Jeden z fundamen­

talnych

uwzględnia wydmy aktywne, stale przekształcane przez procesy

eoliczne, oraz wydmy nieaktywne, zwykle utrwalone przez roślinność. W Polsce środ­
kowej i południowej występują rozległe, nieaktywne pola wydmowe odziedziczone ze
schyłku plejstocenu, obecnie porośnięte lasem. Niektóre pojedyncze wydmy, pozba­

wione okrywy wegetacyjnej, są nadal kształtowane przez wiatr. Drugim obszarem wy­

stępowania wydm w Polsce jest pas wybrzeża. Planowe zalesianie sprawiło, że prze­

w nim wydmy nieaktywne, choć

też obszary czynnych procesów wy-

dmotwórczych.

Inny podział uwzględnia rolę obiektów topograficznych w rozwoju wydm. Ewolu­

cja wydm swobodnych jest uzależniona wyłącznie od parametrów wiatru i charakteru
materiału piaszczystego. Odmiennie przebiega rozwój wydm wymuszonych, których
kształt i kierunek ruchu wykazuje uzależnienie od przeszkód topograficznych, w tym
także kęp roślinności. Ten podział będzie podstawą typologii wydm zaprezentowanej

w dalszej części rozdziału.

Podstawowe elementy wydmy

Rozpatrując wydmy różnych typów w układzie dwuwymiarowym (w przekroju),

widzimy, że większość z nich ma podobne cechy morfologiczne i morfodynamiczne.

W ich obrębie można wyróżnić stok dowietrzny, grzbiet wydmy i stok zawietrzny (ryc.

14.8). Każdy z tych elementów wydmy rozwija się w swoisty sposób. Stok dowietrzny,

nachylony pod kątem 5-10°, jest strefą, w której dominuje wywiewanie piasku i jego
transport w górę wydmy. Typową drobną formą powierzchni są zmarszczki prądowe

(ripplemarki), czyli niskie poprzeczne grzbiety, wysokości najczęściej do 10 cm, wy­
stępujące w odległości kilkunastu do kilkudziesięciu centymetrów od siebie (ryc.

14.9). W przekroju poprzecznym są one asymetryczne, a ich bieg jest prostopadły do

kierunku wiatru. Wielkość zmarszczek zależy od grubości ziaren piasku. Im piasek

jest grubszy, tym większe i bardziej od siebie oddalone są poszczególne formy.

Grzbiet

najwyższą częścią wydmy i wyznacza początek strefy

piasku

przenoszonego po stoku dowietrznym. Może być on szeroki i spłaszczony, może też -

w innych sytuacjach - być wąski i oddzielać łagodniejszy stok dowietrzny od strome­

go stoku zawietrznego. Stok zawietrzny jest stromo nachylony, zwykle pod kątem
30-33°, i jest strefą przeważającej depozycji. Akumulacja piasku jest konsekwencją
rozdzielenia strumienia powietrza na grzbiecie i obecności „strefy ciszy" za grzbie-

Pogrzebane powierzchnie

stoku usypiskowego

Ryc. 14.8. Struktura wewnętrzna prostej wydmy poprzecznej

366

Ryc. 14.9. Zmarszczki na powierzchni aktywnej wydmy (fot. Migoń)

Ziarna piasku przenoszone przez saltację spadają swobodnie, budując po­

wierzchnię stokową, której nachylenie odpowiada kątowi naturalnego zsypu dla su­

chego

piaszczystego. Opadające na powierzchnię ziarna piasku mogą przez

krótki czas budować stok o nachyleniu większym niż 33°, ale wówczas jest ono szybko
redukowane przez suche lawiny i osunięcia, typowe dla aktywnego stoku zawietrzne­
go. Stok zawietrzny ma zatem pewne cechy stoku osypiskowego.

Odmienny charakter procesów na stoku dowietrznym i zawietrznym znajduje

swoje odzwierciedlenie w wewnętrznej strukturze wydmy. Stok dowietrzny ścina stro­
mo nachylone warstwy piasku, niegdyś tworzące powierzchnię stoku zawietrznego,
które są przykryte tylko cienką warstwą piasku o warstwowaniu równoległym lub
przekątnym w małej skali, wskazującą na aktualny transport w górę wydmy. Przyrost

wydmy na stoku zawietrznym uwidacznia się w postaci warstwowania przekątnego
w dużej skali, niekiedy też struktur pozostawionych przez płytkie osuwiska.

Wydmy swobodne

W grupie wydm swobodnych wyróżnia się cztery podstawowe klasy, z których

każda zawiera kilka typów (ryc. 14.10). Istotą podziału jest orientacja wydmy wzglę­
dem

kierunku wiatru, natomiast samo zróżnicowanie wydm odzwier­

ciedla zmienność kierunków wiatru oraz ilość piasku dostępnego do budowy wydm

(ryc. 14.11).

Wydmy

mają grzbiety wydłużone w kierunku prostopadłym do kie­

runku wiatru, a ich strome stoki zawietrzne są zwrócone w jednym kierunku. Główny
kierunek transportu eolicznego jest zatem prostopadły do grzbietów, co odróżnia je
od wydm podłużnych, w których wypadkowy kierunek transportu jest równoległy do

367

Ryc. 14.10. Klasyfikacja wydm (wg I.

i A. Warrena)

grzbietu. Wydmy poprzeczne mogą występować w izolacji, ale najczęściej są to
lekko kręte

Pojedynczo występującymi wydmami poprzecznymi są barchany,

rozwijające się przy niewielkiej dostawie piasku i zwykle na podłożu innym niż piasz­
czyste. Są to formy niewielkie, na ogół nie przekraczają kilku metrów, z cofniętą naj­
wyższą częścią środkową i ramionami wysuniętymi zgodnie z kierunkiem wiatru (ryc.

14.12). Szybsza wędrówka ramion jest związana z większą prędkością wiatru na ze­

wnątrz płata piaszczystego. Barchany są formami mobilnymi, a dodatkowo podatny­

mi na rozwiewanie. Są często przedstawiane jako jeden z głównych typów wydm, jed­
nak w rzeczywistości zajmują zaledwie około

powierzchni piasków eolicznych.

Znacznie

są poprzeczne wydmy wałowe, które tworzą się, gdy podaż

piasku jest stała i znaczna. Składają się one z na przemian występujących odcinków
wysuniętych i cofniętych. Odcinki cofnięte przypominają kształtem barchany, są jed­
nak z reguły dużo wyższe, natomiast niższe odcinki wysunięte przypominają czoła

wydm parabolicznych. Podobnie jak barchany, są one wyraźnie asymetryczne, mają

długi stok dowietrzny i krótki, stromy stok zawietrzny. Do grupy wydm poprzecznych
zalicza się również wydmy kopulaste, pozbawione wyraźnego stoku osypiskowego
oraz wydmy odwracalne, rozwijające się w obszarach o sezonowo zmiennych kierun­
kach wiatru.

Typy wydm w zależności od kie­

runku wiatru i podaży materiału piaszczy­
stego (wg I. Livingstone'a i A. Warrena):
A - wydmy sieciowe, B - wydmy gwiaździ­
ste, C - wydmy podłużne, D - wydmy po-

przeczne, E - barchany

368

Ryc. 14.12. Pojedyncza wydma barchanowa, pustynia

(fot. Migoń)

Wydmy

się innym niż w wydmach poprzecznych wypadkowym

kierunkiem transportu piasku, co odzwierciedla się również w rzeźbie. Są one syme­
tryczne, grzbiet zajmuje pozycję osiową, a stok usypiskowy może występować na prze­
mian po obu stronach linii grzbietowej. Przyjmuje się, że wydmy

powstają,

gdy dwa kierunki wiatru są dominujące, przy czym są zorientowane względem siebie
pod kątem ostrym (przy dużym kącie rozwartym, większym niż 120°, tworzą się po­
przeczne wydmy odwracalne). Wydmy podłużne zwane są także sejfami (lub seifami;
1.

seif), chociaż ten termin jest niekiedy rezerwowany dla form o wyraźnym,

ostrym grzbiecie. Wydmy pozbawione ostrego grzbietu nazywane są wydmami wało­

wymi podłużnymi. Znaczne jest zróżnicowanie morfologiczne i wielkościowe wydm

podłużnych. Na pustyni Namib i na

Wielkim Ergu Wschodnim dochodzą

one do 150-200 m wysokości i dziesiątków kilometrów długości. Poszczególne wały
mogą się łączyć i dzielić, a korytarze pomiędzy nimi są nierzadko całkowicie wolne od
form akumulacji piaszczystej (fot. 32). W przeciwieństwie do większości wydm po­
przecznych, wydmy podłużne są wydmami stacjonarnymi, ponieważ w zależności od
chwilowego kierunku wiatru piasek jest przesypywany raz na jedną, a raz na drugą
stronę grzbietu.

Przy dużej zmienności kierunków wiatru tworzą się wydmy gwiaździste. Są to zło­

żone morfologicznie formy wydmowe, w których trzy do czterech ramion zbiegają się

w najwyższym punkcie centralnym. Każde ramię ma stok dowietrzny i usypiskowy za­
wietrzny, mogą one jednak zamieniać się miejscami. Wydmy gwiaździste są stacjonar­

ne i mogą osiągać imponujące wysokości, powyżej 300 m, aczkolwiek część z nich jest
zapewne nadbudowana na wzniesieniach podłoża. Częsta regularność rozmieszczenia

wydm gwiaździstych nie jest w pełni wyjaśniona. Wydmy te występują między innymi
we wschodniej części pustyni Namib, na wielkich ergach

na pustyniach

369

Sonora w Meksyku i Ałaszan w Chinach. Do tej klasy wydm należą również wydmy
sieciowe, które w przeciwieństwie do wydm gwiaździstych

się ze sobą.

Wydmami swobodnymi są także pokrywy piaszczyste, w obrębie których poszcze­

gólne wzniesienia są bardzo

zarysowane, a wyraźne stoki usypiskowe nie wystę­

pują. Do nich zalicza się wydmy nazywane zibar - niskie

5 m) grzbiety zbudowane

z grubego piasku, zorientowane poprzecznie do kierunku wiatru.

Wszystkie omówione formy wydmowe są określane niekiedy jako mezoformy

akumulacyjne, dla podkreślenia ich odmienności od mikroform - zmarszczek piasz­
czystych, oraz megaform, zwanych także megawydmami lub draa. Megawydmy (dra-
asy) - to wielkie formy akumulacyjne o złożonej budowie, w skład których wchodzi
zwykle wiele mniejszych form różnych typów. Szerokość ich podstawy może sięgać

wielu kilometrów. Do nich należą wielkie grzędy barchanowe, złożone z nałożonych

na siebie ciągów wydm poprzecznych i pojedynczych barchanów.

Wydmy wymuszone

Wydmy wymuszone dzielą się na dwie grupy. W powstaniu pierwszej zasadniczą

rolę odgrywa roślinność. Drugą grupę tworzą wydmy powstające obok form nieeolicz-
nych, które powodują deformację strumienia powietrza i wymuszają

niesio­

nego przez wiatr materiału.

Wśród wydm nierozłącznie związanych z obecnością roślinności największe roz­

miary osiągają wydmy paraboliczne, określane także jako łukowe. Powstają one przy
przewadze wiatru z jednego kierunku, podobnie jak wydmy poprzeczne. W planie są

jakby odwrotnością barchanów, ale osiągają znacznie większe rozmiary. Ich część

centralna, najwyższa, jest wysunięta do przodu, natomiast stopniowo obniżające się
ramiona są wyciągnięte pod wiatr (ryc. 14.13). Wydłużenie wydm parabolicznych mo­
że być różne, a stosunek długości do szerokości wynosi od 0,3-0,4 do ponad 3. Wyso­
kość największych form może wynosić kilkadziesiąt metrów. Aktywne wydmy parabo­
liczne są mobilne i przemieszczają się zgodnie z kierunkiem wiatru. Powstanie tego
typu form jest wiązane ze

rolą roślinności

niżej położone,

wilgotniejsze fragmenty wydmy i utrudniającej przesypywanie piasku. Ważną rolę od­

grywa efekt dodatniego sprzężenia zwrotnego. Mniejsza mobilność tylnych części ra­
mienia, umocnionych przez rośliny pionierskie, oznacza coraz lepsze warunki dla roz­

woju roślinności, co dalej wzmacnia trwałość ramion. Równocześnie część środkowa
wędruje nadal, co może doprowadzić do rozerwania wydmy i oddzielenia ramion

(zob. rozdział 14.7). Wydmom parabolicznym towarzyszą często od strony tylnej mi­
sy i wanny deflacyjne, dostarczające piasek. Nieaktywne pola wydm śródlądowych

w granicach Polski są złożone głównie z wydm parabolicznych.

Znacznie mniejsze rozmiary osiągają pagórki opisywane w literaturze arabskim

wyrazem jako

a w języku polskim niekiedy jako pagórki

Ich wy­

sokość wynosi od 20-30 cm do 3-4 m, a długość podstawy do kilkunastu metrów (ryc.

14.14). Rozwój pagórków nebkha polega w pierwszym etapie na depozycji piasku wo­

kół kępy roślinności, co z kolei stwarza korzystne środowisko do dalszego wzrostu ro­
ślin piaskolubnych

które mogą zatrzymywać coraz większe masy pia­

sku. Do roślin skutecznie

piasek w polskich warunkach należą między

370

Ryc. 14.13. Fragment nieaktywnego pola wydmowego w Puszczy Kampinoskiej, przedstawiony na mapie

Dominują wydmy paraboliczne i poprzeczne, wskazujące na przeważający zachodni kieru­

nek wiatru (na podstawie Atlasu form i typów rzeźby terenu Polski, 1960)

innymi piaskownica zwyczajna

i szczotlicha siwa

a w strefie wybrzeża także honkenia piaskowa

peploides).

Typowymi formami wydm wymuszonymi przez obecność wzniesień skalnego pod­

łoża są wydmy wstępujące, zstępujące oraz

Wydmy wstępujące tworzą

się na stronie dowietrznej, gdy nachylenie stoku przeszkody topograficznej wynosi
30-50°. Nadbudowywana jest piaszczysta rampa, ponieważ stok dowietrzny jest zbyt
stromy, aby piasek mógł być po nim niesiony. Obecność bardzo stromego stoku czy

wręcz pionowej ściany skalnej sprawia, że tworzą się wsteczne prądy powietrza nie po­

zwalające na depozycję piasku tuż przy stoku, a jedynie w pewnej odległości od nie­
go. Tworzy się wał równoległy do podstawy stoku, ale oddzielony od niego korytarzem

wolnym od większych form wydmowych, szerokości mniej więcej równej trzem wyso­

kościom stoku skalnego. Ten typ nosi nazwę wydmy-echa. Z kolei po zawietrznej stro­
nie przeszkód topograficznych tworzą się wydmy

Z

piasku ma­

my też niekiedy do czynienia po bokach przeszkody, czy nawet na jej spłaszczonym

wierzchołku. Powszechne są wreszcie wydmy-cienie (wydmy cienia wiatrowego), roz­
wijające się po zawietrznej stronie przeszkody, gdzie lokalna „strefa

sprzyja de­

pozycji. Mają one charakter wydłużonych wałów, długości nawet kilkuset metrów.

Osobliwym typem wydm są formy półksiężycowe (ang.

towarzyszące

nieckom deflacyjnym typu pan. Są one równoległe do brzegów niecki znajdujących się
po stronie zawietrznej i zbudowane z materiału wywianego z jej środka. W ich budo­

wie piasek kwarcowy odgrywa często podrzędną rolę, natomiast dominują agregaty

pylasto-ilaste o wielkości odpowiadającej ziarnom piasku. Obecność iłu sprawia, że

371

Ryc. 14.14. Pagórki fitogeniczne (nebkha), Namibia (fot.

Migoń)

materiał budujący formy akumulacyjne cechuje się znaczną kohezją, co skutecznie
powstrzymuje dalszą wędrówkę wału.

14.5.4. Wydmy nadmorskie

Specyfika wydmy nadmorskich wynika ze ścisłych powiązań z systemem przy­

brzeżnej akumulacji piaszczystej, czyli z plażą. Z kolei dynamika plaży w znacznym

stopniu zależy od bilansu denudacyjnego wybrzeża, charakteru prądów przybrzeż­
nych i falowania. Pojawiają się zatem uwarunkowania, których brak w przypadku

372

wcześniej omówionych form. Wpływ środowiska litoralnego maleje wraz z przemiesz­

czaniem się w głąb lądu, gdzie mechanizmy rozwoju poszczególnych form wydmo­

wych, a także wywiewania, nie różnią się od tych występujących na obszarach lądo­
wych. Równocześnie

zwłaszcza w obszarach o klimacie wilgotnym, powierzch­

nie piaszczyste oddalone od linii brzegowej są szybko stabilizowane przez roślinność,
a wydmy stają się nieaktywne.

Wydmy nadmorskie są swoistymi rezerwuarami piasku,

równowa­

gę w strefie plaży. W sezonie zimowym, gdy przeważa niszczenie plaży i ubytek pia­
sku, wydmy ulegają erozji w celu wyrównania strat, natomiast w lecie nadmiar piasku
plażowego jest włączany w obręb pasa wydmowego. Specyficznym dla tego środowi­
ska typem morfologicznym wydmy są wydmy przednie

foredune).

Mają one cha­

rakter długich, niskich (do 3-4 m wys.) wałów równoległych do linii brzegowej, usy­
panych z piasku wywianego z plaży po jej lądowej stronie

14.15). Ich powstaniu

sprzyja zatrzymywanie piasku przez rośliny, a

wały są dalej kolonizowane

przez roślinność i stabilizowane. Po ich zewnętrznej stronie może się tworzyć kolejna
wydma przednia i w ten sposób powstają równolegle pasy wydm przednich. Podczas
sztormów wydmy przednie ulegają całkowitej lub częściowej erozji.

Przy szczególnie intensywnej dostawie piasku od strony plaży może dojść do

wkroczenia wydm w głąb lądu i pogrzebania roślinności. Powstaje wówczas szeroki

pas złożony z wydm różnego rodzaju, głównie swobodnych wydm poprzecznych
i wydm parabolicznych. Aktywność nadmorskich pasów wydmowych jest podtrzymy­

wana przez silne wiatry wymuszające szybkie tempo migracji piasku, co nie pozwala

na ponowny rozwój i utrwalenie pokrywy roślinnej. Do ponownego uruchomienia

wydm może prowadzić także zniszczenie pokrywy wegetacyjnej, planowe (wyrąb lasu)

14.15. Wydmy przednie na polskim wybrzeżu

okolice Łeby (fot. Migoń)

373

Ryc. 14.16. Fragment pola wydm ruchomych w

Parku Narodowym (fot. Migoń)

lub nie planowane (niszczenie roślinności wydmowej przez turystów). Ożywia to
z jednej strony deflację, z drugiej zaś prowadzi do nadbudowy istniejących wydm
i tworzenia nowych. Śladem wcześniejszego okresu stabilizacji są pogrzebane hory­
zonty glebowe i zasypywane zbiorowiska leśne.

14.17. Wybrzeże piaszczyste przechodzące w pola wydmowe pustyni Namib (fot. Migoń)

Na Pobrzeżu

w okolicach Łeby, znajduje się unikatowe w tej czę­

ści Europy pole aktywnych wydm (ryc. 14.16). Mobilność piasków eolicznych, która
doprowadziła do zasypania kilku osad rybackich, w tym Starej Łeby i powoduje sta­
łe zasypywanie lasu, jest tu pośrednim skutkiem ingerencji ludzkiej i wycięcia lasu

w

w. Antropogeniczną genezę

też pola aktywnych wydm na Mierzei

Kurońskiej. Z kolei w strefie klimatu suchego, gdzie pokrywa roślinna jest bardzo
uboga, wydmy nadmorskie przechodzą stopniowo w typowe wydmy śródlądowe
(ryc. 14.17).

Pustynie piaszczyste

Wydmy rzadko występują pojedynczo. Najczęściej tworzą skupiska, które przy

odpowiednio zasobnym źródle materiału piaszczystego mogą zajmować setki, a nawet
dziesiątki tysięcy kilometrów kwadratowych. Te rozległe obszary, zdominowane przez
różnorodne formy akumulacji piasku i niemal całkowicie pozbawione roślinności, na­
zywane są pustyniami piaszczystymi. Często określa się je mianem ergów (1.

-

erg), co jest słowem arabskim wywodzącym się z północno-zachodniej Afryki. Na Pół­

wyspie Arabskim nazywa się je

a w środkowej Azji kum. Największe pustynie

piaszczyste zajmują obszar bliski, a nawet większy od powierzchni Polski (tab. 14.1).

Charakter poszczególnych pustyń piaszczystych, a nawet ich części, jest różny

(ryc. 14.18). Wynika to z różnej podaży piasku i różnych kierunków wiatru. Na przy­

kład, piaski Kalahari (obecnie wprawdzie niemal całkowicie ustabilizowane) - to

w ponad

wydmy podłużne, które zajmują też znaczne połacie pustyń Półwyspu

Tab. 14.1. Największe pustynie piaszczyste świata

Pustynia

Kraj

Powierzchnia

Afryka

Erg Chech-Adrar

Mauretania, Niger, Algieria

319 000

Wielki Erg Wschodni

Algieria, Tunezja

192 000

Niger, Czad

155 000

Pustynia Libijska

Egipt, Libia

105 000

Wielki Erg Zachodni

Algieria

103 000

Rub

Arabia Saudyjska, Oman

560 000

Turkmenistan, Uzbekistan

380 000

Uzbekistan, Kazachstan

276 000

Makan

Chiny

247 000

Ałaszan

Chiny

163 000

Nefud

Arabia Saudyjska

97 000

Źródło: Livingstone

Warren

1996. Aeolian

An Introduction.

Longman, London.

Uwaga: W tabeli są uwzględnione tylko

pustynie piaszczyste. Wielkie pola piaszczyste południowej części

Sahary, Kalahari i zachodniej Australii są obecnie przeważnie ustabilizowane przez roślinność.

375

Ryc. 14.18. Zróżnicowanie wydm w piaszczystej części pustyni Namib Sand Sea (wg N. Lancastera, uprosz­
czona): 1 - wydmy

2 - wydmy poprzeczne, 3 - wydmy gwiaździste, 4 - barchany, 5 - wydmy

sieciowe, 6 - inne typy wydm

Arabskiego (prawie

Z kolei na pustyni

dominują wydmy poprzeczne (po­

nad 50%), powszechne również na ergach północnej Sahary. Wydmy gwiaździste sta­
nowią ponad 20% powierzchni pustyń piaszczystych Egiptu i Libii.

Utwory pyłowe i pokrywy lessowe

Pył eoliczny w globalnym systemie geomorfologicznym

Znaczenie transportu pyłu przez wiatr polega nie tyle na tworzeniu nowych, efek­

townych form rzeźby, co na istotnym udziale tego rodzaju transportu w globalnym
systemie denudacyjnym. W obszarach suchych, pozbawionych stałej sieci rzecznej,

376

przemieszczanie

zawieszonego w strumieniu powietrza jest głównym sposobem

usuwania materiału skalnego i obniżania powierzchni. Do obszarów takich należą
między innymi zachodnia część Sahary, Półwysep Arabski oraz stepy i półpustynie
środkowej Azji. Znaczna część pyłu jest transportowana w postaci burz pyłowych oraz
silnych, zwykle sezonowych wiatrów wiejących znad obszarów pustynnych. Takimi

wiatrami są między innymi

przenoszący pył znad Sahary w stronę Zatoki

Gwinejskiej i nad Atlantyk oraz

nad Zatoką Perską.

Pył, w przeciwieństwie do piasku, jest na ogół łatwiej wprawiany w ruch i może

być przenoszony w zawiesinie na znaczne odległości, nawet setek i tysięcy kilometrów.

pyłu odbywa się zarówno w środowisku morskim, jak i lądowym. Ocenia

się, że corocznie z lądów do oceanu światowego jest przenoszone około 1500

ton

pyłu, co stanowi mniej więcej 1/10 globalnego transportu materiału przez rzeki. Na­
leży jednak pamiętać, że transport eoliczny dotyczy tylko części obszarów lądowych.
Danych o wielkości depozycji pyłów na lądzie jest niewiele. Najwyższe
tości, odnotowane wokół obszarów pustynnych w Afryce i Azji, wynoszą ponad
200 t

Depozycja pyłu na lądzie może przybierać różne postaci. Jednostkowym przeja­

wem jest cienka warstwa (rzędu milimetra), osadzona na powierzchni terenu lub na

roślinach. Jej trwałość jest znikoma i pył może być łatwo usunięty przez spływ stoko­

wy, ponownie wywiany lub rozprowadzony przez organizmy w profil glebowy. Rede-

ponowany pył eoliczny jest istotnym składnikiem utworów rzecznych i jeziornych,
zwłaszcza w obszarach półsuchych. Im częstsze są epizody depozycji pyłu i im większy
będzie pojedynczy opad pyłu, tym większe prawdopodobieństwo przetrwania, co

w konsekwencji może prowadzić do powstania grubszych pokryw zbudowanych

z drobnego materiału eolicznego.

Less

Najbardziej efektownym przejawem depozycji pyłu eolicznego są utwory określa­

ne jako less. Istnieje wiele różnych definicji lessu, których przytaczanie w tym miejscu
nie wydaje się zasadne. Istnieje jednak ogólna zgoda, że jest to utwór pochodzenia
eolicznego, zbudowany w przewadze z ziaren mineralnych frakcji pylastej, a pod

względem mineralogicznym głównie z kwarcu, stanowiącego 60-90% utworu. Prze­

dział wielkości ziarna, 0,02-0,04 mm, na ogół najliczniej reprezentowany, uznaje się

tzw. frakcję lessową. Trzeba jednak zaznaczyć, że niektóre lessy mogą zawierać

znaczny udział frakcji piaszczystej. Oprócz kwarcu w skład lessu wchodzi węglan wap­
nia, okruchy skaleni, minerały ilaste i

różne minerały ciężkie. Najczę­

ściej less ma jasną barwę: żółtą, kremową lub szarą. Bardziej kontrowersyjny jest spo­
sób depozycji i dopuszczalnej skali późniejszej redepozycji, aby wciąż jeszcze można

było mówić o utworze lessowym. Dotyczy to zwłaszcza środowiska stokowego, w któ­
rym niemal równocześnie z osadzaniem pyłu dochodziło do jego przemieszczania
w dół stoku

14.19). W obrębie lessu facji stokowej obserwuje się często niewy­

raźne smugowanie lub wręcz laminację, wskazujące na

stokowy, a także wkład­

ki i przewarstwienia materiału grubszego, miejscowego, nawet we frakcji grubego
żwiru (ryc. 14.20).

377

Ryc. 14.19. Zróżnicowanie facjalne utworów lessowych w zależności od miejsca depozycji

eolicznego:

1 - facja eoliczna (less

w przypowierzchniowej partii odwapnienie, 2 - facja eoliczno-deluwialna,

3 - facja eoliczno-fluwialna, 4 - deluwia lessowe

po stoku), 5 - aluwia lessowe, 6 - podłoże

nielessowe

Rozprzestrzenienie pokryw lessowych na Ziemi jest znaczne. Według różnych

szacunków zajmują one 6-10% całkowitej powierzchni lądów. Największymi
mi ich zwartego występowania są: Wyżyna Lessowa w Chinach, stepy północnego Ka­
zachstanu, południowej Rosji w części europejskiej i Ukrainy, północnoamerykańskie
Wielkie Równiny oraz Pampa w Argentynie. Zwarte pokrywy lessowe występują też
na północ i południe od Sahary. Niekiedy mówi się o lessach

któ­

re powstawały w klimacie chłodnym oraz lessach

klimatu ciepłego,

tworzących się wokół obszarów pustynnych, nie mających nic wspólnego ze środowi­
skiem

Rozróżnienie takie jednak zawodzi w przypadku klasycznych

14.20. Less facji

z widocznymi soczewkami grubszego materiału soliflukcyjnego,

Tłumaczów, Sudety Środkowe (fot.

Migoń)

378

lessów chińskich, które

w bliskości zarówno obszarów zimnych,

i pu­

stynnych.

Grubość pokryw lessowych na chińskiej Wyżynie Lessowej waha się od niecałego

metra do kilkuset metrów. Także w granicach Polski grubość i charakter lessu są zróż­
nicowane: od cienkich płatów na Nizinie Śląskiej i Przedgórzu Sudeckim do zwartych
pokryw grubości

m na Wyżynie

Grube pokrywy lessowe są z reguły

zbudowane z warstw różnego wieku, a lessy chińskie dostarczają niemal ciągłego za­
pisu depozycji pyłu w warunkach lądowych, obejmującego schyłek pliocenu i cały
plejstocen, a więc ponad 2 miliony lat.

Z punktu widzenia zróżnicowania rzeźby obszary występowania lessu powinny być

monotonne, ponieważ opad pyłu zachodzi z reguły jednolitą warstwą, a sam pył cechu­

je się zbyt dużą zwięzłością, aby mógł tworzyć formy analogiczne do wydm w materia­

le piaszczystym. Równocześnie jednak less jest utworem bardzo podatnym na erozję

wodną i łatwo ulega spłukiwaniu, a także rozcinaniu przez skoncentrowany spływ wo­

dy po stoku. Obszary lessowe cechują się więc często bardzo urozmaiconą rzeźbą,
z rozbudowanymi systemami wąwozów i parowów, dolinami nieckowatymi, lejkami
z osiadania, a także stromymi ścianami wysokości nawet dziesiątków metrów. Trzeba

jednak podkreślić, że rzeźba taka - w Polsce najpełniej rozwinięta w okolicach Kazi­

mierza Dolnego na Wyżynie Lubelskiej, koło Sandomierza i na Płaskowyżu Proszowic-

koło Krakowa - jest pochodzenia fluwialno-denudacyjnego, a nie eolicznego.

Źródła pyłu eolicznego

Pochodzenie pyłu, który jest następnie transportowany przez wiatr,

od daw­

na przedmiotem naukowych sporów i kontrowersji. Jest pewne, że pochodzi z róż­
nych źródeł, niemniej w poszczególnych obszarach udział różnych źródeł może być
odmienny.

We współczesnym systemie denudacyjnym rolę najważniejszego źródła pyłu od­

grywają równiny akumulacyjne w miejscu dawnych jezior, istniejących w
szych fazach plejstocenu i holocenu. Wyschnięcie jezior spowodowało odsłonięcie
nieskonsolidowanych osadów mułkowo-ilastych, złożonych głównie z minerałów ila­
stych, fragmentów soli i gipsu oraz węglanu wapnia. Na tych powierzchniach deflacja

jest intensywna, a lekki pył może być przenoszony na duże odległości. Do ważnych

obszarów źródłowych zalicza się między innymi Wyżyna Szottów w północnej Algie­
rii, okolice jeziora Czad w środkowej Afryce, kotliny na Wyżynie Irańskiej i równina

wokół jeziora Eyre w Australii.

Bardziej problematyczne jest pochodzenie pyłu budującego rozległe pokrywy les­

su, które tworzyły się w chłodnych fazach plejstocenu. Less, jak zaznaczono, składa
się głównie z pyłu kwarcowego, zatem do jego powstania były niezbędne duże ilości
kwarcu w odpowiednio drobnej frakcji. Konieczne jest więc uwzględnienie dwóch na­

po sobie zdarzeń, prowadzących do wyodrębnienia kwarcu z polimineral-

nej skały podłoża, a następnie rozdrobnienia go do frakcji pyłowej, poniżej 0,01 mm.
Niegdyś powszechnie uważano, że wyłącznym źródłem pyłu kwarcowego są utwory lo­
dowcowe, głównie moreny, a rozdrobnienie dokonało się za sprawą ścierania i kru­
szenia podłoża przez lód. Wskazywano między innymi na występowanie pokryw

379

sowych w szerokim pasie na zewnątrz maksymalnego zasięgu lądolodów. Takiej gene­
zy miał też być pył kwarcowy budujący pokrywy lessowe w południowej Polsce.

Później wskazano na inne możliwości produkcji pyłu kwarcowego, komplemen­

tarne w stosunku do źródła glacjalnego. Wśród nich duże znaczenie mają procesy

wietrzenia mechanicznego, których efektem może być dezintegracja skały do frakcji
pyłu. W przypadku lessu obszarów zimnych odpowiednim mechanizmem byłoby wie­

trzenie mrozowe, zwłaszcza metamorficznych skał łupkowych, natomiast w klimacie
cieplejszym - wietrzenie termiczne, solne, a nawet selektywne wietrzenie chemiczne,
pozostawiające kryształy kwarcu. Mniej istotnym źródłem są rozwiewane utwory
rzeczne. Pył kwarcowy może być także efektem ścierania większych ziaren podczas
transportu eolicznego.

Formy osady eoliczne w rekonstrukcjach

dawnych środowisk

Formy rzeźby eolicznej mają bardzo duże znaczenie dla odtwarzania dawnych

środowisk, w tym także dla odtwarzania dawnej rzeźby terenu i jej przekształceń.
Wiele z tych form ma jednoznaczny charakter wskaźnikowy i ich interpretacja - oczy­

wiście po prawidłowym rozpoznaniu - jest względnie łatwa. Dodatkowo, środowisko

14.21. Rozmieszczenie wydm śródlądowych i piasków pokrywowych w Polsce (wg R. Galona). 1 -

Puszcza Notecka, 2 - Puszcza Bydgoska, 3 - Puszcza Kampinoska, 4 - Bory Stobrawskie, 5 - międzyrze­
cze Warty i Pilicy, 6 - Kotlina Sandomierska. Należy zwrócić uwagę na związek przestrzenny obszarów

wydmowych z dolinami dużych rzek i pradolinami

380

eoliczne pozostawia wyraźny zapis sedymentologiczny, a przebycie transportu eolicz­
nego pozostawia po sobie ślad w teksturze pojedynczych ziaren, zwłaszcza kwarcu.

Wydmy są ewidentnym przykładem form wskaźnikowych, świadcząc nie tylko

o

eolicznej. Na podstawie ich cech morfometrycznych i sedymentologicz-

nych można wnioskować także o kierunkach wiatru, ich zmienności, długości transpor­
tu, wpływie podłoża. W Polsce szczególnym zainteresowaniem cieszą się pola wydm
śródlądowych, które tworzyły się w środowisku

pod koniec plejstocenu

na rozległych powierzchniach piaszczystych teras rzecznych, pradolinnych i na stożkach
sandrowych (ryc. 14.21). Obecnie są one utrwalone i porośnięte, najczęściej przez bory
sosnowe, dlatego geneza i charakter poszczególnych pagórów wydmowych nie zawsze

jest oczywista. Większość - to wydmy łukowe, z wysuniętą do przodu częścią centralną,

co sugeruje, że mamy do czynienia z wydmami parabolicznymi (zob. rozdział 14.5). Jed­
nak szczegółowe badania wydm w Małopolsce,

na analizie form i osadów, wy­

kazały między innymi, że część wydm łukowych powstała przez połączenie dwóch wydm

wałowych: poprzecznej i podłużnej, niektóre zaś ciągi niewielkich wydm podłużnych po­
wstały w rzeczywistości wskutek rozerwania pierwotnej większej formy wydmy

Wskaźnikowy charakter form eolicznych pozwolił także na wyznaczenie dawnych

zasięgów stref morfogenezy eolicznej i stwierdzenie, że zasięg obszarów suchych na
Ziemi podlega znacznym zmianom. Podczas maksimum ostatniego zlodowacenia,
około 20-18

lat temu, obszary pustyń zwrotnikowych sięgały znacznie dalej na

północ i południe niż obecnie, a pas wilgotnych lasów tropikalnych skurczył się i uległ
fragmentacji na izolowane

(ryc. 14.22). Uwagę zwraca przede wszystkim

obecność obszarów pustynnych na Wielkich Równinach Ameryki Północnej i w pół­
nocnej Argentynie oraz znaczny zasięg pustyni południowoafrykańskiej sięgającej

Lądolody J Pustynie piaszczyste

Ryc. 14.22. Zasięg pustyń piaszczystych podczas maksimum ostatniego zlodowacenia, około 18 tys. lat

temu (wg Sarntheima, zmieniona)

381

niemal do równika, gdy obecnie Kalahari jest jedynie

czy nawet suchą sa­

wanną. Znacznie większy zasięg miała także pustynia Thar w Azji południowej oraz

pustynie Australii. Także w niektórych obszarach dzisiejszych pustyń piaszczystych

występują różne generacje wydm, pochodzących z różnych faz plejstocenu i holocenu.

Cennych informacji o dawnych środowiskach dostarczają także less i inne utwo­

ry pyłowe. Analiza zawartości pyłu eolicznego w rdzeniach lodowych z Grenlandii po­
zwoliła na postawienie wniosku o przemienności okresów o znacznym i niewielkim
transporcie pyłu eolicznego w późnym plejstocenie. Około 18 tys. lat temu w atmos­
ferze krążyło kilkadziesiąt razy więcej pyłu niż obecnie, co tłumaczy szybkie powsta­

wanie grubych pokryw lessowych w tym okresie. Analiza mineralogiczna pojedyn­

czych pokryw lessowych może z kolei dać odpowiedź na pytanie o źródło pyłu i jego
odległość, co umożliwiłaby rekonstrukcja układów cyrkulacyjnych.

Mniejsze znaczenie wskaźnikowe mają formy erozyjne, trudniejsze do interpreta-

cji. Nie ulega jednak wątpliwości, że graniaki wiatrowe, powszechnie spotykane

w środkowej Polsce, są świadectwem znacznej roli wiatru i eolicznego transportu ma­

teriału w modelowaniu rzeźby powierzchni ziemi.

Literatura polska

Izmajłow

2001. Typy wydm śródlądowych w świetle badań struktury i tekstury ich osadów (na

dorzecza górnej

Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków.

Monografia regionalna, pokazująca

szczegółowej analizy sedymentologicznej w odtwarzaniu

rzeźby i procesów eolicznych wieku

Łabuz

2005. Brzegi wydmowe polskiego wybrzeża

Czasopismo Geograficzne, t. 76, z. 1-2, s. 19-47.

Artykuł przeglądowy, przedstawiający aktualny stan wiedzy o wydmach nadmorskich na polskim wybrzeżu
Bałtyku, uwzględniający także wcześniejszą literaturę.

Nowaczyk

2002. Litologiczny i morfologiczny zapis działalności wiatru w Polsce w ostatnich 30 tysiącach lat.

Czasopismo Geograficzne, t. 73, z. 4, s. 275-311.
Przeglądowy artykuł, będący podsumowaniem stanu wiedzy o roli wiatru w kształtowaniu środowiska Pol­
ski pod koniec ostatniego glacjału i w holocenie.

Warren

1985. Procesy eoliczne.

Geomorfologia dynamiczna,

Embleton, J. Thornes

PWN

Warszawa, s. 368-394.
Rozdział

fizyczne podstawy erozji, transportu i depozycji w środowisku eolicznym.

Warsztaty geomorfologiczne. Tunezja 15-29.04.2004, M. Dłużewski

Wydział Geografii i Studiów Re­

gionalnych - Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich, Warszawa.
Zbiór artykułów prezentujących problematykę geomorfologiczną południowej Tunezji, ze szczególnym
uwzględnieniem współczesnej rzeźby

Literatura zagraniczna

Goudie

2002. The Great

ofthe World. Oxford University Press, Oxford.

Bogato ilustrowany opis geomorfologiczny pustyń poszczególnych kontynentów, uwzględniający nie tylko
formy pochodzenia eolicznego.

Livingstone

Warren

1996. Aeolian

An Introduction. Longman, London.

Podstawowy anglojęzyczny podręcznik geomorfologii

zawiera między innymi obszerny rozdział

poświęcony zagadnieniom aplikacyjnym.