Los procesos eólicos , también escritos eólicos , [1] se refieren a la actividad del viento en el estudio de la geología y el clima y específicamente a la capacidad del viento para dar forma a la superficie de la Tierra (u otros planetas ). Los vientos pueden erosionar , transportar y depositar materiales y son agentes efectivos en regiones con vegetación escasa , falta de humedad en el suelo y una gran cantidad de sedimentos no consolidados . Aunque el agua es una fuerza erosiva mucho más poderosa que el viento, los procesos eólicos son importantes en entornos áridos como los desiertos . [2]
El término se deriva del nombre del dios griego Eolo , el guardián de los vientos. [3] [4]
Los procesos eólicos son aquellos procesos de erosión , transporte y deposición de sedimentos que son causados por el viento en o cerca de la superficie de la tierra. [1] Los depósitos de sedimentos producidos por la acción del viento y las estructuras sedimentarias características de estos depósitos también se describen como eólicos . [5]
Los procesos eólicos son más importantes en áreas donde hay poca o ninguna vegetación. [1] Sin embargo, los depósitos eólicos no se limitan a los climas áridos. También se observan a lo largo de las costas; a lo largo de los cursos de agua en climas semiáridos; en áreas de abundante arena erosionada por afloramientos de arenisca débilmente cementados ; y en áreas de afloramientos glaciares . [6]
El loess , que es un limo depositado por el viento, es común en climas húmedos y subhúmedos. Gran parte de América del Norte y Europa están cubiertas por arena y loess del Pleistoceno que se originaron a partir de los deslaves de los glaciares. [6]
El lado de sotavento (a sotavento) de los valles fluviales en regiones semiáridas suele estar cubierto de arena y dunas de arena. Ejemplos de ello en América del Norte son los ríos Platte , Arkansas y Missouri . [6]
El viento erosiona la superficie de la Tierra por deflación (la eliminación de partículas sueltas de grano fino por la acción turbulenta del viento) y por abrasión (el desgaste de las superficies por la acción de trituración y arenado de las partículas transportadas por el viento). Una vez arrastradas por el viento, las colisiones entre partículas las descomponen aún más, un proceso llamado atrición . [7]
A nivel mundial, la erosión hídrica es más importante que la erosión eólica, pero la erosión eólica es importante en regiones áridas y semiáridas. [8] La erosión eólica aumenta con algunas actividades humanas, como el uso de vehículos 4x4 . [9]
La deflación es el levantamiento y remoción de material suelto de la superficie por la turbulencia del viento. [10] [11] Se lleva a cabo por tres mecanismos: tracción/fluencia superficial, saltación y suspensión. La tracción o fluencia superficial es un proceso de granos más grandes que se deslizan o ruedan a través de la superficie. La saltación se refiere a partículas que rebotan a través de la superficie por distancias cortas. Las partículas suspendidas son completamente arrastradas por el viento, que las transporta por largas distancias. [12] La saltación probablemente representa el 50-70 % de la deflación, mientras que la suspensión representa el 30-40 % y la fluencia superficial representa el 5-25 %. [13]
Las regiones que experimentan una erosión intensa y sostenida se denominan zonas de deflación. [14] La mayoría de las zonas de deflación eólica están compuestas por pavimento desértico , una superficie en forma de lámina de fragmentos de roca que permanece después de que el viento y el agua hayan eliminado las partículas finas. El manto de roca en los pavimentos desérticos protege el material subyacente de una mayor deflación. Las áreas de pavimento desértico forman los regs o desiertos pedregosos del Sahara . Estos se dividen a su vez en áreas rocosas llamadas hamadas y áreas de pequeñas rocas y grava llamadas serirs . [7] El pavimento desértico es extremadamente común en entornos desérticos. [15]
Los reventones son hoyos formados por la deflación del viento. Los reventones son generalmente pequeños, pero pueden tener hasta varios kilómetros de diámetro. Los más pequeños son meros hoyuelos de 0,3 metros (1 pie) de profundidad y 3 metros (10 pies) de diámetro. Los más grandes incluyen los hoyos de Mongolia, que pueden tener 8 kilómetros (5 millas) de ancho y de 60 a 100 metros (200 a 400 pies) de profundidad. Big Hollow en Wyoming , EE. UU., se extiende 14 por 9,7 kilómetros (9 por 6 millas) y tiene hasta 90 metros (300 pies) de profundidad. [7]
La abrasión (también llamada corrosión ) es el proceso por el cual los granos de arena impulsados por el viento golpean o desgastan el material de las formas del terreno . En el pasado se consideró que era un factor importante que contribuía a la erosión del desierto, pero a mediados del siglo XX se le había pasado a considerar mucho menos importante. El viento normalmente puede levantar arena solo una distancia corta, y la mayor parte de la arena transportada por el viento permanece a menos de 50 centímetros (20 pulgadas) de la superficie y prácticamente ninguna se transporta normalmente por encima de los 2 metros (6 pies). Muchas características del desierto que antes se atribuían a la abrasión del viento, incluidas las cuevas de viento, las rocas en forma de hongo y la erosión en forma de panal llamada tafoni , ahora se atribuyen a la erosión diferencial, el lavado por lluvia, la deflación en lugar de la abrasión u otros procesos. [7]
Los yardangs son un tipo de formación desértica que se atribuye ampliamente a la abrasión eólica. Se trata de crestas rocosas, de hasta decenas de metros de altura y kilómetros de longitud, que han sido aplanadas por los vientos del desierto. Los yardangs muestran típicamente surcos o ranuras alargadas alineadas con el viento predominante. Se forman principalmente en materiales más blandos, como limos. [7]
La abrasión produce pulido y picadura, ranurado, modelado y facetado de las superficies expuestas. Estas son comunes en ambientes áridos, pero geológicamente insignificantes. Las superficies pulidas o facetadas, llamadas ventifactos , son raras y requieren abundante arena, vientos fuertes y falta de vegetación para su formación. [7]
En algunas partes de la Antártida, los copos de nieve arrastrados por el viento, que técnicamente son sedimentos, también han causado abrasión en las rocas expuestas. [16]
La atrición es el desgaste por colisiones de partículas arrastradas en un fluido en movimiento. [17] [18] Es eficaz para redondear los granos de arena y darles una textura superficial escarchada distintiva . [19]
Las colisiones entre partículas transportadas por el viento son una fuente importante de polvo de un tamaño de entre 2 y 5 micrones. La mayor parte de este polvo se produce por la eliminación de una capa de arcilla erosionada de los granos. [18]
El viento domina el transporte de arena y sedimentos más finos en ambientes áridos. El transporte eólico también es importante en áreas periglaciares , en llanuras de inundación de ríos y en áreas costeras. Los vientos costeros transportan cantidades significativas de sedimentos siliciclásticos y carbonatados hacia el interior, mientras que las tormentas de viento y las tormentas de polvo pueden transportar partículas de arcilla y limo a grandes distancias. El viento transporta gran parte de los sedimentos depositados en las cuencas oceánicas profundas. [12] En los ergs (mares de arena del desierto), el viento es muy eficaz para transportar granos del tamaño de la arena y más pequeños. [20]
Las partículas son transportadas por el viento a través de la suspensión, saltación (rebote o salto) y arrastre (rodamiento o deslizamiento) a lo largo del suelo. La velocidad mínima del viento para iniciar el transporte se denomina umbral de fluido o umbral estático y es la velocidad del viento necesaria para comenzar a desprender granos de la superficie. Una vez que se inicia el transporte, se produce un efecto en cascada a partir de granos que arrancan otros granos, de modo que el transporte continúa hasta que la velocidad del viento cae por debajo del umbral dinámico o umbral de impacto , que suele ser menor que el umbral de fluido. En otras palabras, existe histéresis en el sistema de transporte eólico. [12] [21]
Las partículas pequeñas pueden quedar suspendidas en la atmósfera . El movimiento turbulento del aire soporta el peso de las partículas suspendidas y permite que sean transportadas a grandes distancias. El viento es particularmente eficaz para separar los granos de sedimento de menos de 0,05 mm de tamaño de los granos más gruesos en forma de partículas suspendidas. [12]
La saltación es el movimiento de partículas a favor del viento en una serie de saltos o brincos. La saltación es más importante para granos de hasta 2 mm de tamaño. Un grano que salta puede chocar con otros granos que saltan para continuar la saltación. El grano también puede chocar con granos más grandes (de más de 2 mm de tamaño) que son demasiado pesados para saltar, pero que avanzan lentamente a medida que son empujados por granos que saltan. [12] El deslizamiento superficial representa hasta el 25 por ciento del movimiento de granos en un desierto. [13]
La vegetación es eficaz para suprimir el transporte eólico. Una cobertura vegetal de tan solo el 15% es suficiente para eliminar la mayor parte del transporte de arena. [22] [23] El tamaño de las dunas costeras está limitado principalmente por la cantidad de espacio abierto entre las áreas con vegetación. [6]
El transporte eólico desde los desiertos desempeña un papel importante en los ecosistemas a nivel mundial. Por ejemplo, el viento transporta minerales desde el Sahara hasta la cuenca del Amazonas . [24] El polvo sahariano también es responsable de la formación de suelos de arcilla roja en el sur de Europa. [25]
Las tormentas de polvo son tormentas de viento que han arrastrado suficiente polvo para reducir la visibilidad a menos de 1 kilómetro (0,6 millas). [26] [27] La mayoría ocurren en la escala sinóptica (regional), debido a fuertes vientos a lo largo de los frentes meteorológicos , [28] o localmente por ráfagas descendentes de tormentas eléctricas. [29] [30]
Las tormentas de polvo afectan a los cultivos , a las personas y, posiblemente, incluso al clima . En la Tierra, el polvo puede atravesar océanos enteros, como ocurre con el polvo del Sahara que llega a la cuenca del Amazonas . [30] Las tormentas de polvo en Marte envuelven periódicamente todo el planeta. [31] Cuando la sonda espacial Mariner 9 entró en su órbita alrededor de Marte en 1971, una tormenta de polvo que duró un mes cubrió todo el planeta, retrasando así la tarea de fotomapear la superficie del planeta. [32]
La mayor parte del polvo que transportan las tormentas de polvo se encuentra en forma de partículas del tamaño del limo . Los depósitos de este limo arrastrado por el viento se conocen como loess . El depósito de loess más grueso conocido, de hasta 350 metros (1150 pies), se encuentra en la meseta de Loess en China . [33] Este mismo polvo asiático es arrastrado por miles de kilómetros, formando lechos profundos en lugares tan lejanos como Hawai. [34] El loess de Peoria de América del Norte tiene hasta 40 metros (130 pies) de espesor en partes del oeste de Iowa . [35] Los suelos desarrollados sobre loess son generalmente muy productivos para la agricultura. [36]
Los pequeños remolinos, llamados remolinos de polvo , son comunes en tierras áridas y se cree que están relacionados con un calentamiento local muy intenso del aire que produce inestabilidades en la masa de aire. Los remolinos de polvo pueden alcanzar una altura de hasta un kilómetro. [37] Se han observado remolinos de polvo en Marte a una altura de hasta 10 kilómetros (6,2 mi), aunque esto es poco común. [38]
El viento es muy eficaz para separar la arena del limo y la arcilla. Como resultado, hay depósitos eólicos arenosos (erg) y limosos (loess) diferenciados, con una intercalación limitada entre ambos. Los depósitos de loess se encuentran más alejados de la fuente original de sedimentos que los ergs. Un ejemplo de esto son las Sand Hills de Nebraska , EE. UU. Aquí se encuentran dunas de arena estabilizadas por vegetación al oeste y depósitos de loess al este, más alejados de la fuente original de sedimentos en la Formación Ogallala a los pies de las Montañas Rocosas. [6]
Algunas de las mediciones experimentales más significativas sobre las formas eólicas fueron realizadas por Ralph Alger Bagnold , [39] un ingeniero del ejército británico que trabajó en Egipto antes de la Segunda Guerra Mundial . Bagnold investigó la física de las partículas que se desplazan a través de la atmósfera y que deposita el viento. [40] Reconoció dos tipos básicos de dunas, la duna en forma de medialuna, a la que llamó « barchan », y la duna lineal, a la que llamó longitudinal o «seif» (en árabe, «espada»). Bagnold desarrolló un esquema de clasificación que incluía ondulaciones y láminas de arena a pequeña escala, así como varios tipos de dunas. [6]
La clasificación de Bagnold es más aplicable en áreas desprovistas de vegetación. [6] En 1941, John Tilton Hack agregó las dunas parabólicas, que están fuertemente influenciadas por la vegetación, a la lista de tipos de dunas. [41] El descubrimiento de dunas en Marte revitalizó la investigación del proceso eólico, [42] que cada vez hace más uso de la simulación por computadora. [39]
Los materiales depositados por el viento contienen pistas sobre las direcciones e intensidades de los vientos del pasado y del presente. Estas características nos ayudan a entender el clima actual y las fuerzas que lo moldearon. [6] Por ejemplo, los vastos ergs inactivos en gran parte del mundo moderno dan testimonio de que los cinturones de vientos alisios del Pleistoceno tardío se expandieron mucho durante el Último Máximo Glacial. Los núcleos de hielo muestran un aumento de diez veces en el polvo no volcánico durante los máximos glaciares. El pico de polvo más alto en los núcleos de hielo de Vostok data de hace 20 a 21 mil años. El polvo abundante se atribuye a un vigoroso sistema de vientos de baja latitud, además de una plataforma continental más expuesta debido a los bajos niveles del mar. [43]
Los cuerpos de arena depositados por el viento se presentan en forma de ondulaciones y otras características de pequeña escala, capas de arena y dunas .
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El viento que sopla sobre una superficie de arena forma crestas y valles cuyos ejes longitudinales son perpendiculares a la dirección del viento. La longitud media de los saltos durante la saltación corresponde a la longitud de onda o distancia entre crestas adyacentes de las ondulaciones. En las ondulaciones, los materiales más gruesos se acumulan en las crestas, lo que provoca una gradación inversa . Esto distingue las ondulaciones pequeñas de las dunas, donde los materiales más gruesos se encuentran generalmente en los valles. Esta es también una característica distintiva entre las ondulaciones depositadas por el agua y las ondulaciones eólicas. [44]
Una sombra de arena es una acumulación de arena en el lado de sotavento de una obstrucción, como una roca o un parche aislado de vegetación. Aquí la arena se acumula hasta el ángulo de reposo (el ángulo máximo de pendiente estable), aproximadamente 34 grados, y luego comienza a deslizarse por la cara de deslizamiento del parche. Un desprendimiento de arena es una sombra de arena de un acantilado o escarpe. [6]
Las sombras de arena están estrechamente relacionadas con las acumulaciones de arena , que se forman a sotavento de un espacio entre obstrucciones debido al efecto de embudo de las obstrucciones sobre el viento. [6]
Las capas de arena son depósitos arenosos planos o suavemente ondulados con solo pequeñas ondulaciones en la superficie. Un ejemplo es la capa de arena de Selima en el desierto del Sahara oriental, que ocupa 60.000 kilómetros cuadrados (23.000 millas cuadradas) en el sur de Egipto y el norte de Sudán . Esta capa consiste en unos pocos pies de arena que descansa sobre un lecho de roca. Las capas de arena suelen ser notablemente planas y a veces se las describe como penillanuras desérticas . [6]
Las capas de arena son comunes en los ambientes desérticos, particularmente en los márgenes de los campos de dunas, aunque también se dan dentro de los ergs. Las condiciones que favorecen la formación de capas de arena, en lugar de dunas, pueden incluir la cementación de la superficie, un nivel freático alto, los efectos de la vegetación, inundaciones periódicas o sedimentos ricos en granos demasiado gruesos para una saltación efectiva. [45]
Una duna es una acumulación de sedimentos arrastrados por el viento hasta formar un montículo o cresta . Se diferencian de las sombras de arena o los bancos de arena en que son independientes de cualquier obstáculo topográfico. [6] Las dunas tienen pendientes suaves en contra del viento en el lado de barlovento. La parte de sotavento de la duna, la pendiente de sotavento, es comúnmente una pendiente de avalancha pronunciada conocida como superficie de deslizamiento . Las dunas pueden tener más de una superficie de deslizamiento. La altura mínima de una superficie de deslizamiento es de unos 30 centímetros. [46]
La arena arrastrada por el viento asciende por el lado de la duna que va suavemente en contra del viento mediante saltación o deslizamiento. La arena se acumula en el borde, la parte superior de la superficie de deslizamiento. Cuando la acumulación de arena en el borde supera el ángulo de reposo , una pequeña avalancha de granos se desliza por la superficie de deslizamiento. Grano a grano, la duna se mueve a favor del viento. [46]
Las dunas adoptan tres formas generales. Las dunas lineales, también llamadas dunas longitudinales o seifs, están alineadas en la dirección de los vientos predominantes. Las dunas transversales, que incluyen las dunas en forma de medialuna (barjanes), están alineadas perpendicularmente a los vientos predominantes. Las dunas más complejas, como las dunas en estrella, se forman donde las direcciones de los vientos son muy variables. Otros tipos de dunas surgen de varios tipos de fuerzas topográficas, como las de colinas aisladas o escarpes. [47]
Las dunas transversales se forman en áreas dominadas por una sola dirección del viento predominante. En áreas donde la arena no es abundante, las dunas transversales toman la forma de barjanes o dunas crecientes. Estas no son comunes, pero son muy reconocibles, con una forma distintiva de media luna con las puntas de la media luna dirigidas a sotavento. Las dunas están ampliamente separadas por áreas de lecho de roca o reg. Los barjanes migran hasta 30 metros (98 pies) por año, y las dunas más altas migran más rápido. Los barjanes se forman primero cuando alguna característica topográfica menor crea un parche de arena. Este crece hasta convertirse en un montículo de arena, y las líneas de corriente convergentes del flujo de aire alrededor del montículo le dan la forma distintiva de media luna. El crecimiento está limitado en última instancia por la capacidad de carga del viento, que a medida que el viento se satura con sedimentos, construye la cara de deslizamiento de la duna. Debido a que los barjanes se desarrollan en áreas de disponibilidad limitada de arena, están mal conservados en el registro geológico. [48]
En los lugares donde la arena es más abundante, las dunas transversales adoptan la forma de dunas aklé, como las del Sahara occidental. Estas forman una red de crestas sinuosas perpendiculares a la dirección del viento. [49] Las dunas aklé se conservan en el registro geológico como arenisca con grandes conjuntos de estratificación cruzada y muchas superficies de reactivación. [48]
Las draas son dunas transversales compuestas de gran tamaño. Pueden tener hasta 4.000 metros (13.000 pies) de ancho y 400 metros (1.300 pies) de alto y extenderse longitudinalmente por cientos de kilómetros. En su forma, se asemejan a una gran duna aklé o barcanoide. Se forman durante un período prolongado de tiempo en áreas de abundante arena y muestran una estructura interna compleja. Se requiere un mapeo tridimensional cuidadoso para determinar la morfología de una draa preservada en el registro geológico. [50]
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Las dunas lineales pueden rastrearse hasta decenas de kilómetros, con alturas que a veces superan los 70 metros (230 pies). Por lo general, tienen varios cientos de metros de ancho y están espaciadas entre 1 y 2 kilómetros (0,62 a 1,24 mi). A veces se fusionan en una unión en Y con la horquilla dirigida contra el viento. Tienen una cresta sinuosa o en escalón pronunciada. Se cree que se forman a partir de un patrón de viento estacional bimodal, con una temporada de viento débil caracterizada por viento dirigido en ángulo agudo con los vientos predominantes de la temporada de viento fuerte. La temporada de viento fuerte produce una forma de barján y la temporada de viento débil la extiende hasta la forma lineal. Otra posibilidad es que estas dunas sean el resultado de un flujo secundario , aunque el mecanismo preciso sigue siendo incierto. [51]
Las dunas complejas (dunas estrelladas o dunas en forma de rombo) se caracterizan por tener más de dos caras de deslizamiento. Suelen tener entre 500 y 1000 metros (1600 y 3300 pies) de ancho y entre 50 y 300 metros (160 y 980 pies) de alto. Consisten en un pico central con crestas radiales y se cree que se forman donde pueden venir vientos fuertes de cualquier dirección. Se cree que las del Gran Desierto de Altar de México se formaron a partir de dunas lineales precursoras debido a un cambio en el patrón del viento hace unos 3000 años. Las dunas complejas muestran poco crecimiento lateral pero un fuerte crecimiento vertical y son importantes sumideros de arena. [52]
Las dunas parabólicas con vegetación tienen forma de medialuna, pero los extremos de la medialuna apuntan a barlovento, no a favor del viento. Se forman a partir de la interacción de parches de vegetación con fuentes de arena activas, como los reventones. La vegetación estabiliza los brazos de la duna y, a veces, se forma un lago alargado entre ellos. [53]
Las dunas de arcilla son poco comunes, pero se han encontrado en África, Australia y a lo largo de la costa del Golfo de América del Norte. [6] Se forman en marismas en los márgenes de cuerpos de agua salinos sujetos a fuertes vientos predominantes durante una estación seca. Las partículas de arcilla se unen en bolitas del tamaño de la arena por las sales y luego se depositan en las dunas, donde el regreso de la estación fría permite que las bolitas absorban humedad y se unan a la superficie de la duna. [54]
Los desiertos cubren entre el 20 y el 25 por ciento de la superficie terrestre actual, principalmente entre las latitudes de 10 a 30 grados norte o sur. Aquí, la parte descendente de la circulación atmosférica tropical (la célula de Hadley ) produce una alta presión atmosférica y suprime las precipitaciones. Grandes áreas de este desierto están cubiertas de arena arrastrada por el viento. Estas áreas se denominan ergs cuando superan los 125 kilómetros cuadrados (48 millas cuadradas) de superficie o campos de dunas cuando son más pequeñas. Los ergs y los campos de dunas constituyen aproximadamente el 20% de los desiertos modernos o aproximadamente el 6% de la superficie terrestre total de la Tierra. [55]
Las zonas arenosas del mundo actual son algo anómalas. Los desiertos, tanto en la actualidad como en el registro geológico, suelen estar dominados por abanicos aluviales en lugar de campos de dunas. La abundancia relativa actual de zonas arenosas puede reflejar la reelaboración de los sedimentos terciarios tras el Último Máximo Glacial. [56] La mayoría de los desiertos modernos han experimentado un cambio climático cuaternario extremo , y los sedimentos que ahora están siendo agitados por los sistemas eólicos se generaron en áreas de tierras altas durante períodos pluviales (húmedos) anteriores y fueron transportados a cuencas de sedimentación por el flujo fluvial. Los sedimentos, ya clasificados durante su transporte fluvial inicial, fueron clasificados aún más por el viento, que también esculpió los sedimentos en formas terrestres eólicas. [18]
El estado de un sistema eólico depende principalmente de tres cosas: la cantidad de aporte de sedimentos, la disponibilidad de sedimentos y la capacidad de transporte de los vientos. El aporte de sedimentos se produce en gran medida en períodos pluviales (periodos de mayor precipitación) y se acumula por escorrentía en forma de deltas o abanicos terminales en cuencas sedimentarias . Otra fuente importante de sedimentos es la reelaboración de sedimentos carbonatados en plataformas continentales expuestas durante épocas de menor nivel del mar. La disponibilidad de sedimentos depende de la tosquedad del aporte local de sedimentos, el grado de exposición de los granos de sedimentos, la cantidad de humedad del suelo y la extensión de la cobertura vegetal. La tasa de transporte potencial del viento suele ser mayor que el transporte real, porque el aporte de sedimentos suele ser insuficiente para saturar el viento. En otras palabras, la mayoría de los sistemas eólicos están subsaturados en transporte (o subsaturados en sedimentos ). [57]
Los sistemas desérticos eólicos pueden dividirse en sistemas húmedos, secos o estabilizados. Los sistemas secos tienen el nivel freático muy por debajo de la superficie, donde no tiene ningún efecto estabilizador sobre los sedimentos. Las formas de las dunas determinan si el sedimento se deposita, simplemente se mueve a través de la superficie (un sistema de derivación ) o se produce erosión. Los sistemas húmedos se caracterizan por un nivel freático cerca de la superficie de sedimentación, que ejerce un fuerte control sobre la deposición, la derivación o la erosión. Los sistemas estabilizados tienen una vegetación significativa, cemento superficial o cortinas de barro que dominan la evolución del sistema. El Sahara muestra la gama completa de los tres tipos. [58]
El movimiento de sedimentos en los sistemas eólicos se puede representar mediante mapas de flujo de arena, que se basan en observaciones meteorológicas, orientaciones de la forma del lecho y tendencias de los yardangs. Son análogos a los mapas de drenaje, pero no están tan estrechamente vinculados a la topografía, ya que el viento puede arrastrar arena a distancias significativas cuesta arriba. [43]
El Sahara del norte de África es el desierto cálido más grande del mundo. [59] Las líneas de flujo se pueden rastrear de erg a erg, lo que demuestra un transporte muy largo a favor del viento. Las observaciones por satélite muestran yardangs alineados con las líneas de flujo de arena. Todas las líneas de flujo surgen en el propio desierto y muestran indicaciones de circulación en el sentido de las agujas del reloj aproximadamente como celdas de alta presión . La mayor deflación ocurre en lechos de lagos secos donde los vientos alisios forman un chorro de bajo nivel entre las montañas Tibesti y la meseta de Ennedi . Las líneas de flujo finalmente llegan al mar creando una gran columna de polvo sahariano que se extiende miles de kilómetros hacia el océano Atlántico. Esto crea una lluvia constante de limo en el océano. Se estima que 260 millones de toneladas de sedimentos se transportan a través de este sistema cada año, pero la cantidad fue mucho mayor durante el Último Máximo Glacial , según los núcleos de aguas profundas. El polvo mineral de 0,1 a 1 micras de tamaño es un buen dispersor de radiación de onda corta y tiene un efecto refrescante sobre el clima. [60]
Otro ejemplo de sistema eólico es el árido interior de Australia, donde las dunas longitudinales trazan un sistema de vientos en sentido contrario a las agujas del reloj, con pocas barreras topográficas para el movimiento de la arena. [61]
Los ergs de Namib y Omán se alimentan de sedimentos costeros. El Namib recibe sus sedimentos desde el sur a través de estrechos corredores de deflación desde la costa que cruzan más de 100 kilómetros (62 millas) de lecho rocoso hasta el erg. El Omán se creó por deflación de carbonatos de la plataforma marina durante el último nivel bajo del mar del Pleistoceno. [43]
La meseta de loess de China ha sido un sumidero de sedimentos durante mucho tiempo durante la edad de hielo cuaternaria. Proporciona un registro de glaciación, en forma de capas de loess glacial separadas por paleosuelos (suelos fósiles). Las capas de loess fueron depositadas por un fuerte monzón invernal del noroeste, mientras que los paleosuelos registran la influencia de un monzón húmedo del sureste. [43]
La sabana africana está formada en su mayor parte por ergs depositados durante el Último Máximo Glacial que ahora están estabilizados por la vegetación. [43]
Principales sistemas eólicos globales que se cree que están vinculados con la variación del tiempo y el clima:
Los procesos eólicos se pueden discernir en funcionamiento en el registro geológico desde tiempos tan remotos como el Precámbrico . Las formaciones eólicas son prominentes en el Paleozoico y Mesozoico del oeste de los EE. UU. Otros ejemplos incluyen las Rotliegendes pérmicas del noroeste de Europa; la Formación Botucatu del Jurásico - Cretácico de la Cuenca del Paraná de Brasil; la Arenisca Bunter Inferior del Pérmico de Gran Bretaña; la Arenisca Corrie y la Arenisca Hopeman del Pérmico- Triásico de Escocia; y las areniscas del Proterozoico de la India y el noroeste de África. [58]
Tal vez los mejores ejemplos de procesos eólicos en el registro geológico sean los ergs jurásicos del oeste de los EE. UU. Entre ellos se encuentran la arenisca Wingate , la arenisca Navajo y la arenisca Page . Las formaciones individuales están separadas por discordancias regionales que indican una estabilización de los ergs. Los ergs se entremezclaban con sistemas fluviales adyacentes, como la arenisca Wingate con la formación Moenave y la arenisca Navajo con la formación Kayenta . [66]
Las areniscas Navajo y Nugget formaban parte del mayor depósito de erg del registro geológico. Estas formaciones tienen un espesor de hasta 700 metros (2300 pies) y están expuestas en más de 265 000 kilómetros cuadrados (102 000 millas cuadradas). Su extensión original era probablemente 2,5 veces la superficie actual del afloramiento. Aunque alguna vez se pensó que posiblemente eran de origen marino, ahora se las considera casi universalmente depósitos eólicos. Están formadas principalmente por granos de cuarzo de tamaño fino a mediano que son bien redondeados y escarchados, ambos indicios de transporte eólico. El Navajo contiene enormes conjuntos de estratos cruzados tabulares con amplios frentes. Los conjuntos de estratos cruzados individuales se inclinan en un ángulo de más de 20 grados y tienen un espesor de entre 5 y 35 metros (16 a 115 pies). La formación contiene fósiles de invertebrados de agua dulce y huellas de vertebrados. Hay estructuras de hundimiento (estratificación retorcida) que se parecen a las de las dunas húmedas modernas. Las dunas migratorias sucesivas depositaron un apilamiento vertical de lechos eólicos entre las superficies delimitadoras entre dunas y las supersuperficies regionales. [58]
El grupo Rotliegend del Pérmico del Mar del Norte y el norte de Europa contiene sedimentos de tierras altas adyacentes. Los cuerpos de arena de Erg dentro del grupo tienen hasta 500 metros (1.600 pies) de espesor. El estudio de la estratificación cruzada muestra que los sedimentos fueron depositados por una célula atmosférica en el sentido de las agujas del reloj. Los núcleos de perforación muestran superficies interdunares secas y húmedas y supersuperficies regionales, y proporcionan evidencia de cinco o más ciclos de expansión y contracción de erg. Un aumento global del nivel del mar finalmente ahogó el erg y depositó los lechos de Weissliegend. [67]
La arenisca Cedar Mesa en Utah fue contemporánea con Rogliegend. Esta formación registra al menos 12 secuencias de ergs delimitadas por supersuperficies de deflación regionales. Las formas de relieve eólicas preservadas en la formación varían desde capas de arena húmeda y paleosuelos (suelo fósil) de lagos hasta conjuntos de dunas delgadas y dispuestas caóticamente y hasta la construcción de ergs en equilibrio, con dunas de 300 a 400 metros (980 a 1,310 pies) de ancho que migran sobre draas aún más grandes. Los draas sobrevivieron a ciclos climáticos individuales y sus interdunas fueron sitios de nucleación de barján durante las partes áridas de los ciclos climáticos. [66]