plik

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

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

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

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

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

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. 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

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.