Los procesos eólicos , también escritos eólicos , [1] pertenecen 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 eficaces en regiones con escasa vegetación , falta de humedad del suelo y una gran oferta de sedimentos no consolidados . Aunque el agua es una fuerza erosiva mucho más poderosa que el viento, los procesos eólicos son importantes en ambientes 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] También se describen como eólicos los depósitos de sedimentos producidos por la acción del viento y las estructuras sedimentarias características de estos depósitos . [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 climas áridos. También se los ve a lo largo de las costas; a lo largo de cursos de arroyos en climas semiáridos; en áreas de abundante arena erosionada por afloramientos de arenisca débilmente cementados ; y en áreas de deslave glacial . [6]
El loess , que es un limo depositado por el viento, es común en climas húmedos a subhúmedos. Gran parte de América del Norte y Europa está cubierta de arena y loess del Pleistoceno que se originan a partir de deslaves glaciales. [6]
El lado de sotavento (a favor del viento) de los valles fluviales en las regiones semiáridas suele estar cubierto de arena y dunas de arena. Los ejemplos en América del Norte incluyen 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 por las partículas transportadas por el viento). Una vez arrastradas por el viento, las colisiones entre partículas las descomponen aún más, un proceso llamado desgaste . [7]
En todo el mundo, la erosión hídrica es más importante que la erosión eólica, pero la erosión eólica es importante en las regiones áridas y semiáridas. [8] La erosión eólica se ve incrementada por algunas actividades humanas, como el uso de vehículos 4x4 . [9]
La deflación es el levantamiento y eliminación de material suelto de la superficie por la turbulencia del viento. [10] [11] Tiene lugar mediante tres mecanismos: tracción/deslizamiento de la superficie, saltación y suspensión. La tracción o fluencia superficial es un proceso en el que granos más grandes se deslizan o ruedan por la superficie. La saltación se refiere a partículas que rebotan en la superficie durante distancias cortas. Las partículas en suspensión quedan completamente arrastradas por el viento, que las transporta a largas distancias. [12] La saltación probablemente representa entre el 50% y el 70% de la deflación, mientras que la suspensión representa entre el 30% y el 40% y la fluencia superficial representa entre el 5% y el 25%. [13]
Las regiones que experimentan una erosión intensa y sostenida se denominan zonas de deflación. [14] La mayoría de las zonas de deflación eólicas están compuestas de pavimento desértico , una superficie en forma de lámina de fragmentos de roca que queda después de que el viento y el agua han eliminado las partículas finas. El manto rocoso de los pavimentos del desierto protege el material subyacente de una mayor deflación. Las zonas de pavimento desértico forman los regs o desiertos pedregosos del Sahara . Estos se dividen además en zonas rocosas llamadas hamadas y zonas de pequeñas rocas y grava llamadas serirs . [7] El pavimento desértico es extremadamente común en entornos desérticos. [15]
Las explosiones son huecos formados por la deflación del viento. Las explosiones son generalmente pequeñas, pero pueden tener hasta varios kilómetros de diámetro. Los más pequeños son simples hoyuelos de 0,3 metros (1 pie) de profundidad y 3 metros (10 pies) de diámetro. Los más grandes incluyen las hondonadas de Mongolia, que pueden tener 8 kilómetros (5 millas) de ancho y 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 (a veces también llamada corrosión ) es el proceso en el que los granos impulsados por el viento golpean o desgastan el material de los accidentes geográficos . Alguna vez se consideró uno de los principales contribuyentes a la erosión del desierto, pero a mediados del siglo XX pasó a considerarse mucho menos importante. Normalmente, el viento puede levantar arena sólo una distancia corta; la mayor parte de la arena transportada por el viento permanece dentro de los 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 alguna vez se atribuyeron a la abrasión del viento, incluidas las cuevas de viento, las rocas en forma de hongos y la erosión en forma de panal llamada tafoni , ahora se atribuyen a la erosión diferencial, la lluvia, la deflación en lugar de la abrasión, u otros procesos. [7]
Los yardangs son un tipo de característica del desierto que se atribuye ampliamente a la abrasión del viento. Se trata de crestas rocosas, de hasta decenas de metros de altura y kilómetros de longitud, que han sido erosionadas por los vientos del desierto. Los yardangs se caracterizan por mostrar surcos o surcos alargados alineados con el viento predominante. Se forman principalmente en materiales más blandos como los limos. [7]
La abrasión produce pulido y picaduras, ranurado, modelado y facetado de superficies expuestas. Están muy extendidos 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 partes de la Antártida, los copos de nieve arrastrados por el viento, que técnicamente son sedimentos, también han provocado la abrasión de las rocas expuestas. [dieciséis]
El desgaste 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 esmerilada distintiva . [19]
Las colisiones entre partículas transportadas por el viento son una fuente importante de polvo en el rango de tamaño de 2 a 5 micrones. La mayor parte de esto se produce mediante 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 zonas periglaciales , en llanuras aluviales de ríos y en zonas costeras. Los vientos costeros transportan cantidades significativas de sedimentos siliciclásticos y carbonatados tierra adentro, mientras que las tormentas de viento y 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 ergios (mares de arena del desierto), el viento es muy eficaz para transportar granos de arena de tamaño o más pequeños. [20]
Las partículas son transportadas por el viento mediante suspensión, saltación (saltando o rebotando) y arrastrándose (rodando o deslizándose) 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 desalojar los granos de la superficie. Una vez que se inicia el transporte, se produce un efecto de cascada en el que los granos desprenden 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 del fluido. En otras palabras, hay histéresis en el sistema de transporte eólico. [12] [21]
Las partículas pequeñas pueden permanecer en suspensión en la atmósfera . El movimiento turbulento del aire soporta el peso de las partículas en suspensión y permite su transporte 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 saltos. La saltación es más importante para granos de hasta 2 mm de tamaño. Un grano saltante puede chocar con otros granos que saltan para continuar la saltación. El grano también puede chocar con granos más grandes (más de 2 mm de tamaño) que son demasiado pesados para saltar, pero que avanzan lentamente a medida que son empujados por los granos salados. [12] La fluencia 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 juega 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 ocurre en la escala sinóptica (regional), debido a fuertes vientos a lo largo de frentes climáticos , [28] o localmente por ráfagas 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 periódicamente envuelven todo el planeta. [31] Cuando la nave espacial Mariner 9 entró en órbita alrededor de Marte en 1971, una tormenta de polvo que duró un mes cubrió todo el planeta, retrasando así la tarea de fotocartografiar la superficie del planeta. [32]
La mayor parte del polvo transportado por las tormentas de polvo se encuentra en forma de partículas del tamaño de 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 a lo largo de miles de kilómetros, formando lechos profundos en lugares tan lejanos como Hawaii. [34] El Peoria Loess 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 torbellinos, llamados remolinos de polvo , son comunes en tierras áridas y se cree que están relacionados con un calentamiento local muy intenso del aire que resulta en inestabilidades de la masa de aire. Los remolinos de polvo pueden tener hasta un kilómetro de altura. [37] Se han observado remolinos de polvo en Marte a una altura de hasta 10 kilómetros (6,2 millas), aunque esto es poco común. [38]
El viento es muy eficaz para separar la arena del limo y la arcilla. Como resultado, existen distintos depósitos eólicos arenosos (erg) y limosos (loess), con intercalaciones limitadas entre los dos. Los depósitos de loess se encuentran más lejos de la fuente original de sedimentos que los ergios. Un ejemplo de ello son las Sand Hills de Nebraska , Estados Unidos. Aquí se encuentran dunas de arena estabilizadas por vegetación al oeste y depósitos de loess al este, más lejos de la fuente de sedimento original en la Formación Ogallala al pie de las Montañas Rocosas. [6]
Algunas de las mediciones experimentales más importantes sobre accidentes geográficos eólicos 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 mueven a través de la atmósfera y son depositadas por el viento. [40] Reconoció dos tipos básicos de dunas, la duna creciente, 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 capas de arena de 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 añadió 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 de los procesos eólicos, [42] que utiliza cada vez más la simulación por ordenador. [39]
Los materiales depositados por el viento contienen pistas sobre las direcciones e intensidades del viento pasado y presente. Estas características nos ayudan a comprender el clima actual y las fuerzas que lo moldearon. [6] Por ejemplo, vastos ergios inactivos en gran parte del mundo moderno atestiguan que los cinturones de vientos alisios del Pleistoceno tardío se expandieron mucho durante el Último Máximo Glacial. Los núcleos de hielo muestran un aumento diez veces mayor en el polvo no volcánico durante los máximos glaciales. El pico de polvo más alto en los núcleos de hielo de Vostok data de hace entre 20 y 21 mil años. La abundancia de polvo se atribuye a un vigoroso sistema de vientos en latitudes bajas y a una plataforma continental más expuesta debido al bajo nivel del mar. [43]
Los cuerpos de arena depositados por el viento se producen como 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 ondula la superficie formando crestas y valles cuyos ejes largos son perpendiculares a la dirección del viento. La longitud promedio 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 provocando una nivelación inversa . Esto distingue las pequeñas ondulaciones de las dunas, donde los materiales más gruesos generalmente se encuentran en las depresiones. Esta es también una característica distintiva entre las ondas generadas por el agua y las ondas eólicas. [44]
Una sombra de arena es una acumulación de arena en el lado a favor del viento 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 hacia abajo por la cara deslizante del parche. Una caída de arena es la sombra de arena de un acantilado o escarpa. [6]
Estrechamente relacionados con las sombras de arena están los montones de arena . Estos forman un espacio a favor del viento entre las obstrucciones, debido al efecto de canalización de las obstrucciones sobre el viento. [6]
Las láminas de arena son depósitos arenosos planos o suavemente ondulados con sólo pequeñas ondulaciones superficiales. 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 . Consiste en unos pocos metros de arena que descansan 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 ambientes desérticos, particularmente en los márgenes de los campos de dunas, aunque también se encuentran dentro de los ergios. Las condiciones que favorecen la formación de capas de arena, en lugar de dunas, pueden incluir 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 hacia un montículo o cresta . Se diferencian de las sombras de arena o los montones de arena en que son independientes de cualquier obstáculo topográfico. [6] Las dunas tienen suaves pendientes contra el viento en el lado de barlovento . La parte de la duna a favor del viento, la pendiente a sotavento, es comúnmente una pendiente pronunciada para avalanchas conocida como superficie de deslizamiento . Las dunas pueden tener más de una superficie deslizante. La altura mínima de una superficie deslizante es de unos 30 centímetros. [46]
La arena arrastrada por el viento sube por el lado suave de la duna contra el viento mediante saltación o fluencia. La arena se acumula en el borde, la parte superior de la superficie deslizante. Cuando la acumulación de arena en el borde excede el ángulo de reposo , una pequeña avalancha de granos se desliza por la superficie deslizante. 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 dunas crecientes (barchans), están alineadas perpendicularmente a los vientos predominantes. Las dunas más complejas, como las dunas estelares, se forman donde las direcciones de los vientos son muy variables. Otros tipos de dunas surgen de diversos tipos de forzamiento topográfico, como colinas aisladas o escarpes. [47]
Las dunas transversales se producen en zonas dominadas por una única dirección del viento predominante. En zonas donde la arena no abunda, las dunas transversales toman la forma de barchans o dunas en forma de media luna. Estos no son comunes, pero son muy reconocibles, con una forma de media luna distintiva con las puntas de la media luna dirigidas a favor del viento. Las dunas están muy separadas por zonas de lecho rocoso o reg. Los barjanes migran hasta 30 metros (98 pies) por año, y las dunas más altas migran más rápido. Los barjanes se forman por primera vez cuando alguna característica topográfica menor crea una mancha de arena. Esto crece hasta convertirse en un montículo de arena, y las líneas de corriente convergentes del flujo de aire alrededor del montículo le dan la distintiva forma de media luna. En última instancia, el crecimiento está limitado por la capacidad de carga del viento, que a medida que se satura de sedimentos, construye la superficie 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]
Donde la arena es más abundante, las dunas transversales toman la forma de dunas aklé, como las del Sahara occidental. Estos forman una red de crestas sinuosas perpendiculares a la dirección del viento. [49] Las dunas de Aklé se conservan en el registro geológico como arenisca con grandes conjuntos de estratos cruzados y muchas superficies de reactivación. [48]
Los 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 a lo largo de cientos de kilómetros. En su forma, se asemejan a una gran duna aklé o barcanoide. Se forman durante un período prolongado de tiempo en zonas de abundante arena y muestran una estructura interna compleja. Se requiere un mapeo tridimensional cuidadoso para determinar la morfología de un draa preservado en el registro geológico. [50]
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Las dunas lineales se pueden rastrear hasta decenas de kilómetros, con alturas a veces superiores a los 70 metros (230 pies). Por lo general, tienen varios cientos de metros de ancho y están espaciados entre 1 y 2 kilómetros (0,62 a 1,24 millas). A veces se fusionan en un cruce en Y con la horquilla dirigida contra el viento. Tienen una cresta afilada, sinuosa o escalonada. Se cree que se forman a partir de un patrón de viento estacional bimodal, con una temporada de vientos débiles caracterizada por vientos dirigidos en ángulo agudo con respecto a los vientos predominantes de la temporada de vientos fuertes. La temporada de vientos fuertes produce una forma barchan y la temporada de vientos débiles 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 en estrella o dunas de Rhourd) se caracterizan por tener más de dos caras de deslizamiento. Por lo general, miden de 500 a 1000 metros (1600 a 3300 pies) de ancho y de 50 a 300 metros (160 a 980 pies) de altura. Consisten en un pico central con crestas radiantes y se cree que se forman donde pueden venir fuertes vientos desde 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 fuerte crecimiento vertical y son importantes sumideros de arena. [52]
Las dunas parabólicas con vegetación tienen forma de media luna, pero los extremos de la media luna apuntan contra el viento, no a favor del viento. Se forman a partir de la interacción de parches de vegetación con fuentes de arena activas, como las explosiones. La vegetación estabiliza los brazos de la duna, y en ocasiones se forma un lago alargado entre los brazos de la duna. [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] Estos se forman en marismas en los márgenes de cuerpos de agua salinos sujetos a fuertes vientos predominantes durante la estación seca. Las partículas de arcilla se unen mediante sales para formar bolitas del tamaño de arena y luego se depositan en las dunas, donde el regreso de la estación fría permite que las bolitas absorban la humedad y se adhieran a la superficie de la duna. [54]
Los desiertos cubren entre el 20 y el 25 por ciento de la superficie terrestre moderna de la Tierra, 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 ergios cuando superan los 125 kilómetros cuadrados (48 millas cuadradas) de superficie o campos de dunas cuando son más pequeñas. Los ergios 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 áreas arenosas puede reflejar la reelaboración de los sedimentos terciarios después del 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 deposicionales por el flujo de las corrientes. 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 suministro de sedimentos, la disponibilidad de sedimentos y la capacidad de transporte de los vientos. El aporte de sedimentos se produce en gran medida en periodos pluviales (períodos de mayor precipitación) y se acumula por escorrentía en forma de abanicos deltas o abanicos terminales en cuencas sedimentarias . Otra fuente importante de sedimentos es la reelaboración de sedimentos carbonatados en las plataformas continentales expuestas durante las épocas de nivel del mar más bajo. La disponibilidad de sedimentos depende de la tosquedad del suministro local de sedimentos, el grado de exposición de los granos de sedimento, 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 suministro de sedimentos suele ser insuficiente para saturar el viento. En otras palabras, la mayoría de los sistemas eólicos están subsaturados por transporte (o subsaturados por sedimentos ). [57]
Los sistemas desérticos eólicos se pueden dividir 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 los sedimentos se depositan, simplemente se mueven a través de la superficie (un sistema de derivación ) o si se produce erosión. Los sistemas húmedos se caracterizan por un nivel freático cerca de la superficie de deposición, que ejerce un fuerte control sobre la deposición, la derivación o la erosión. Los sistemas estabilizados tienen vegetación significativa, cemento superficial o cortinas de barro que dominan la evolución del sistema. El Sahara muestra toda la gama de los tres tipos. [58]
El movimiento de sedimentos en los sistemas eólicos se puede representar mediante mapas de flujo de arena. Estos se basan en observaciones meteorológicas, orientaciones de forma de lecho y tendencias de yardangs. Son análogos a los mapas de drenaje, pero no están tan estrechamente ligados 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] Se pueden rastrear líneas de flujo de ergio a ergio, lo que demuestra un transporte muy largo a favor del viento. Las observaciones satelitales muestran yardangs alineados con las líneas de flujo de arena. Todas las líneas de flujo surgen en el desierto mismo y muestran indicaciones de circulación en el sentido de las agujas del reloj, aproximadamente como celdas de alta presión . La mayor deflación se produce en los lechos de los 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 a través de este sistema se transportan 260 millones de toneladas de sedimentos cada año, pero la cantidad fue mucho mayor durante el Último Máximo Glacial , basándose en 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. Con pocas barreras topográficas al movimiento de la arena, un sistema de viento en sentido contrario a las agujas del reloj se traza mediante sistemas de dunas longitudinales. [61]
Los ergios de Namib y Omán se alimentan de sedimentos costeros. El Namib recibe sus sedimentos del sur a través de estrechos corredores de deflación desde la costa que cruzan más de 100 kilómetros (62 millas) de lecho rocoso hasta el ergio. Omán se creó por la deflación de los carbonatos de la plataforma marina durante el último nivel bajo del mar en el Pleistoceno. [43]
La meseta de Loess en China ha sido durante mucho tiempo un sumidero de sedimentos durante la edad de hielo del Cuaternario. Proporciona un registro de la glaciación, en forma de capas de loess glaciales separadas por paleosuelos (suelos fósiles). Las capas de loess fueron depositadas por un fuerte monzón invernal del noroeste, mientras que los paleosoles registran la influencia de un monzón húmedo del sureste. [43]
La sabana africana está formada principalmente por ergios depositados durante el último máximo glacial que ahora están estabilizados por la vegetación. [43]
Se cree que los principales sistemas eólicos globales están relacionados con el tiempo y la variación climática:
Los procesos eólicos pueden discernirse en el registro geológico ya en el Precámbrico . Las formaciones eólicas son prominentes en el Paleozoico y Mesozoico del oeste de Estados Unidos. Otros ejemplos incluyen los Rotliegendes Pérmicos del noroeste de Europa; la Formación Botucatu Jurásico - Cretácico de la Cuenca del Paraná de Brasil; la arenisca del Pérmico Lower Bunter de Gran Bretaña; la arenisca Corrie del Pérmico- Triásico y la arenisca Hopeman de Escocia; y las areniscas del Proterozoico de la India y el noroeste de África. [58]
Quizás los mejores ejemplos de procesos eólicos en el registro geológico sean los ergios jurásicos del oeste de Estados Unidos. Estos incluyen la arenisca Wingate , la arenisca Navajo y la arenisca Page . Las formaciones individuales están separadas por discordancias regionales que indican estabilización de erg. Los ergios se cruzaron con sistemas fluviales adyacentes, como con la arenisca Wingate con la Formación Moenave y la arenisca Navajo con la Formación Kayenta . [66]
Las areniscas Navajo y Nugget formaron parte del depósito de ergio más grande del registro geológico. Estas formaciones tienen hasta 700 metros (2300 pies) de espesor y están expuestas en más de 265.000 kilómetros cuadrados (102.000 millas cuadradas). Su extensión original probablemente era 2,5 veces el área de afloramiento actual. Aunque alguna vez se pensó que posiblemente fueran de origen marino, ahora se los considera casi universalmente depósitos eólicos. Están formados principalmente por granos de cuarzo de tamaño fino a mediano, bien redondeados y esmerilados, ambos indicios de transporte eólico. El Navajo contiene enormes conjuntos tabulares transversales con amplios frentes. Los juegos de plataformas transversales individuales se hunden en un ángulo de más de 20 grados y tienen de 5 a 35 metros (16 a 115 pies) de espesor. La formación contiene fósiles de invertebrados de agua dulce y huellas de vertebrados. Hay estructuras de asentamiento (lecho retorcido) que se asemejan a las de las dunas húmedas modernas. Las sucesivas dunas migratorias depositaron un apilamiento vertical de lechos eólicos entre las superficies delimitadoras de las interdunas y las supersuperficies regionales. [58]
El grupo Pérmico Rotliegend 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 (1600 pies) de espesor. El estudio del estrato cruzado muestra que los sedimentos fueron depositados por una célula atmosférica en el sentido de las agujas del reloj. Los núcleos de perforación muestran superficies entre dunas 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 ergio y depositó los lechos del Weissliegend. [67]
La arenisca Cedar Mesa en Utah fue contemporánea del Rogliegend. Esta formación registra al menos 12 secuencias de ergios delimitadas por superficies de deflación regionales. Los accidentes geográficos eólicos conservados en la formación varían desde capas de arena húmedas y lechos de paleosuelos lacustres (suelos fósiles) hasta conjuntos de dunas delgadas y caóticamente dispuestas hasta la construcción de ergios en equilibrio, con dunas de 300 a 400 metros (980 a 1310 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 barchan durante las porciones áridas de los ciclos climáticos. [66]