Le formazioni aride e il ciclo di erosione

William M. Davis considerava il ciclo arido come una modifica imposta sul ciclo umido. Il ciclo arido ideale di Davis esiste in un deserto, specialmente negli Stati Uniti occidentali.

Davis trovò alcune differenze significative tra il ciclo nelle regioni aride e nelle regioni umide, vale a dire, le differenze nel modo di deflusso, il sollievo massimo nella giovinezza piuttosto che nella fase matura, il sollievo decrescendo col progredire del ciclo, il conseguente drenaggio che scorre nei bacini chiusi con pochi ruscelli antecedenti, altopiani dissecati attivamente nell'addestramento dei giovani e dei bacini, mancanza di correnti continue che hanno come risultato livelli di erosione di base locale e aumento continuo dei livelli di base locali, principalmente a causa di aggravamento del bacino.

Di recente, è stata posta molta enfasi sulla formazione e l'estensione dei frontoni come il principale processo geomorfico come parte del ciclo arido. LC King è stato il più fervente sostenitore del ciclo di pedodallazione. Secondo King, durante la giovinezza, si verifica un'incisione del fiume che causa lo sviluppo della valle, aumentando il sollievo e l'inizio del processo di formazione dei frontoni laterali lungo entrambi i lati della valle.

Nella fase matura i tratti collinari interstellari si restringono attraverso l'estensione del frontone di scarp re 'eat e la topografia iniziale è quasi distrutta. Nella vecchiaia le zone montuose residue appartenenti alla topografia originaria scompaiono quando le scarpate pedemontane sono intersecate dai lati opposti degli altipiani. I frontoni si uniscono formando una topografia multiconcave alla quale viene solitamente applicato il termine 'peneplain'.

Lawson usò il termine panfan per designare la terminazione dello stadio di sviluppo geomorfico in una regione arida nello stesso modo in cui il peneplain si trova allo stadio finale del processo generale di degradazione in una regione umida.

Il ciclo di erosione della Savana è collegato allo sviluppo del paesaggio nei tratti semi-aridi della terra della savana africana. Esiste un'ampia gamma di opinioni riguardanti la modalità di origine dell'evoluzione morfologica dei paesaggi nella regione della Savana. In precedenza, gli esperti hanno correlato il modo di sviluppo della forma della terra in questa regione al ciclo geomorfico secco, ma oggigiorno i geomorfologi sostengono un ciclo di erosione separato considerando le forme tipiche della terra della Savanna modellate da una tipica condizione climatica (stagioni secche e umide caratterizzate da media annuale ad alta temperatura) nella regione.

Alcuni geomorfologi hanno applicato il termine "peneplain desert" per descrivere la topografia erosiva dell'Africa prodotta dall'azione del vento. JH Maxson e GH Anderson (1935) e AD Howard (1942) proposero il termine "pedeplain" per descrivere frontoni coalescenti. Un'improvvisa interruzione di pendenza esiste nella zona di contatto di un frontone e il suo fronte di montagna contiguo. LC King lo attribuisce al cambiamento della natura del flusso d'acqua, cioè un flusso lineare turbolento estremamente erosivo rispetto al flusso laminare meno erosivo sulla zona del frontone.

Secondo Kirk Bryan (1940), questi nodi sono i prodotti del cambiamento dal rainwash non concentrato nelle scarpate di montagna al flusso più efficiente di flussi effimeri nella zona di frontone. Secondo JC Pugh (1966), l'improvviso cambiamento del flusso d'acqua dal fronte della montagna al frontone è la conseguenza, piuttosto che la causa, del cambiamento di pendenza. BP Buxton (1958) e CR Twidale (1964) lo attribuirono a un intenso degrado ai piedi della montagna a causa dell'accumulo dell'acqua che scendeva dalla montagna.

Bailey Willis (1936) coniò il termine bornhardt per riferirsi a colline residue che si ergono al di sopra della topografia denudata che si ritiene essere frontoni e peneplain. Nei decenni successivi, sono state avanzate altre due teorie sull'origine dei bornhardts. Le vedute di LC King (1948) che i resti denudati di un frontone o di un pediotto si sviluppano in parallelo ritiro del pendio di montagna come suggerito da Penck hanno ricevuto ampia accettazione da geomorfologi e geologi.

L'altro punto di vista propone che ci siano due cicli coinvolti nella formazione di bornhardt, cioè (i) che il sottosuolo si manifesta in profondità nel sottosuolo e (ii) i materiali alterati vengono lavati via lasciando la massa non rivestita come bornhardt. Tuttavia, King si oppone a questo punto di vista sostenendo che i bornhardts sono alti da 1000 a 1500 piedi in casi estremi, il che smentisce qualsiasi possibilità di invecchiamento del sottosuolo. Quindi pensava che il pre-invecchiamento potesse essere coinvolto nelle tors e nelle formazioni di pietra centrale, ma pensava che i bornhardts appartenessero a un diverso insieme di morfologie.

Nonostante tutte le differenze, è ovvio che i bornhardts sono fatti di rocce resistenti, massicce e monilitiche. MF Thomas (1966) si oppose alle idee pedoplanate di LC King. Thomas ha affermato che i frontoni della Savanna nigeriana non sono né pendii basali, né sono stati formati dai due processi gemelli di pedeplanation, cioè ritiro della scarpata e pedeplanation come proposto da King. Secondo lui si tratta di pendenze di lavaggio concave che sono venute in esistenza a causa della rimozione di materiali alterati. Thomas sostenne che i paesaggi della savana sono il prodotto dell'incisione e della rimozione di prodotti incisi dai flussi e dal lavaggio superficiale, il che porta alla formazione dell'etchplain, non del pedeplain.

Esistono anche differenze di opinione riguardo all'origine della inselberchaft dell'Africa tropicale. Il vento che si pensava fosse il principale agente dell'erosione nei primi anni è ora ritenuto meno importante nella formazione di inselberglandschaft. RF Peel (1960, 1966) considerava gli inselberg nei paesaggi della savana come, in effetti, i prodotti delle condizioni climatiche umide prevalenti durante il periodo di Quarternary, quando i fiumi erano comuni e l'erosione laterale era dominante.

Termini importanti associati alla topografia arida:

Per una migliore comprensione delle forme del terreno prodotte in regioni aride e semi-aride da agenti atmosferici meccanici e azione dell'acqua, alcune delle caratteristiche risultanti sono discusse di seguito. Senza un'adeguata comprensione di queste forme del terreno, l'arido ciclo dell'erosione non può essere pienamente compreso.

Topografia Badiand:

Nelle regioni aride occasionali piogge producono numerosi ruscelli e canali che erodono estesamente formazioni sedimentarie deboli. Burroni e gole sono sviluppati dall'erosione fluviale lineare che porta alla formazione della topografia del male.

Bolson e Playas:

I bacini intermontani nelle regioni aride sono generalmente noti come bolson. Tre forme uniche di landforms. frontoni, bajadas e playas si trovano tipicamente in questi bacini. Piccole correnti effimere fluiscono nei bolson, dove l'acqua si accumula per formare i playa. Sono chiamati khabari e mamlaha nei deserti arabi mentre sono chiamati pozzi nel deserto del Sahara. Dopo l'evaporazione dell'acqua, i playa coperti di sale sono chiamati saline.

Bajada:

I Bajadas sono pianure deposizionali moderatamente in pendenza situate tra frontoni e playa.

Diversi fan alluvionali si uniscono per formare un bajada. Il gradiente di pendenza nella sua parte superiore varia da 8 ° a 10 ° mentre raggiunge il 1 ° a zero in basso.

frontoni:

Il termine frontone fu usato per la prima volta da GK Gilbert nel 1882. Nella forma e nella funzione non c'è differenza tra un frontone e un fan alluvionale; tuttavia, il frontone è una conformazione erosiva mentre un ventilatore è di tipo costruttivo. Un vero frontone è una superficie scavata ai piedi delle montagne. Il frontone è una pendenza di derivazione o trasporto in quanto sottili faccette di detriti scorrono lungo il pendio che si estende per diversi chilometri di lunghezza.

Erosional Works of Wind:

Il vento o l'erosione eolica avviene nei seguenti tre modi, vale a dire. (1) deflazione, (2) abrasione o sabbiatura e (3) attrito. La deflazione si riferisce al processo di rimozione, sollevamento e trasporto di particelle di polvere asciutte, non differenziate dai venti. Provoca depressioni note come blow out. Quando il vento caricato con granelli di sabbia erode la roccia attraverso meccanismi come l'abrasione, la scanalatura, la scanalatura, la vaiolatura e la lucidatura, l'impatto combinato di questi meccanismi è chiamato abrasione o sabbiatura. L'attrito si riferisce all'usura delle particelle di sabbia mentre vengono trasportate dal vento principalmente da processi come la salagione (sabbie e ghiaie che si muovono attraverso rimbalzi, salti e salti) e strisciamento superficiale (che coinvolge il movimento di particelle relativamente più grandi lungo la superficie).

Forme erosive:

Di seguito sono elencate le principali forme di terreno prodotte dall'erosione del vento.

Bacini di deflazione:

Sono anche conosciuti come esplosioni e cavità del deserto di dimensioni variabili dal piccolissimo ("bufali" delle grandi pianure americane) alle depressioni estremamente grandi come "pang kiang ^1" del deserto mongolo. Nelle aree in cui la deflazione è stata attiva e la superficie del deserto è piena di frammenti sciolti, si trovano depositi di lag. Così i marciapiedi del deserto si formano mentre i ciottoli rotolano e si accalcano insieme.

Rocce di funghi:

Le rocce hanno un'ampia parte superiore in contrasto con la loro base stretta e quindi assomigliano a un ombrello o un fungo. Le rocce dei funghi sono anche chiamate rocce del piedistallo o pilzfelsen (J. Walther). Sono i prodotti dell'abrasione da tutti i lati causati dalle direzioni variabili del vento. Tali caratteristiche sono chiamate gara nel Sahara e pilzfelsen in Germania. (Fig. 1.76)

inselberg:

Il termine fu usato per la prima volta da Passarge nel 1904 per delineare le colline relitte del Sudafrica. C'è stato un dibattito sull'origine di questi inselberg o bornhardts. (Fig. 1.77)

demoiselles:

Si tratta di pilastri di roccia che si ergono come rocce resistenti sopra le rocce molli a causa dell'erosione differenziale di rocce dure e morbide.

Zeugen:

Le masse rocciose con la cima piatta assomigliano a un calamaio ricoperto, gli zeugeni si ergono su piedistalli di roccia più morbidi come il fango, lo scisto, ecc. Gli zeugeni si formano in aree desertiche caratterizzate da un elevato intervallo di temperatura. Il congelamento e il disgelo alternati dell'umidità determinano espansione e contrazione che alla fine disintegra le rocce lungo le articolazioni.

Yardangs:

Queste creste rocciose con pareti ripide sono separate l'una dall'altra da solchi, corridoi o passaggi trovati su rocce meno resistenti nei deserti. I yardang hanno un'altezza media di otto metri, anche se i yardang di 60 m di altezza si trovano nel deserto di Lutt in Iran. Si formano Yardang in cui rocce dure e morbide sono disposte verticalmente in bande alternate parallele l'una all'altra. Gli Yardang sono stati nominati "cockscomb" di A. Holmes. (Fig. 1.78)

Ventifatti e Dreikanter:

I venti si formano quando massi rocciosi sfaccettati, ciottoli e ciottoli sono soggetti all'abrasione a causa dell'erosione eolica prolungata. I drekanters si formano quando un ventifatto viene abraso su un massimo di tre lati. I massi con due facce abrase sono noti come zweikanter.

Reticolo di pietra:

Nei deserti, le rocce composte da varie composizioni e resistenze vengono convertite in superfici bucherellate e scanalate poiché i venti potenti caricati con particelle di roccia rimuovono le sezioni più deboli delle rocce.

Ponti e finestre a vento:

Il vento potente abbatte continuamente i reticoli di pietra, facendo buchi. A volte i fori si allargano gradualmente per raggiungere l'altra estremità delle rocce per creare l'effetto di una finestra, formando così una finestra del vento. I ponti di finestre, si formano quando i fori sono ulteriormente allargati per formare una caratteristica ad arco.

Landforms Deposizionali:

Le forme del terreno sono anche create dalla forza deposizionale del vento. Questi sono i seguenti.

Ripple Marks:

Queste sono caratteristiche deposizionali su piccola scala formate dalla salagione. Le ondulazioni sono di due tipi: (i) increspature trasversali e (ii) increspature longitudinali.

Dune di sabbia:

Le dune di sabbia sono mucchi o cumuli di sabbia che si trovano nei deserti. Generalmente le loro altezze variano da pochi metri a 20 metri, ma in alcuni casi le dune sono alte diverse centinaia di metri e lunghe da 5 a 6 km. La formazione di dune di sabbia richiede (i) sabbia abbondante, (ii) vento di alta velocità, (iii) ostacoli come alberi, cespugli, foreste, affioramenti rocciosi, massi di mura contro cui possono depositarsi le dune, e (iv) luoghi ideali cioè, complesso di dune, catena di dune o colonia di dune. Le dune formate a causa di ostacoli come cespugli, muri, ecc., Sono chiamate nebkha dove le dune formate nel lato del deserto delle depressioni del deserto sono chiamate lunette.

Le dune sono categorizzate sulla base di morfologia, struttura, orientamento, modello di base, posizione, struttura interna e numero di facce di slittamento.

1. RA Bagnold (1953) divide le dune in due tipi: (i) barchan o dune a mezzaluna e (ii) seifs o dune longitudinali.

2. JT Hack (1941) categorizza le dune del Western Navajo Country degli Stati Uniti come segue: (i) dune trasversali, (ii) dune paraboliche e (iii) dune longitudinali.

3. Dune classificate Melton (1940) come: (i) dune semplici formate da vento unidirezionale, (ii) dune formate come risultato di conflitto con la vegetazione e (iii) dune complesse depositate da vento variabile.

4. ED McKee (1979) ha classificato le dune come (i) cupola duna, (ii) barchan, (iii) barchanoid, (iv) duna trasversale, (v) duna parabolica, (vi) duna lineare, (vii) retromarcia duna con due facce scivolose e (viii) stelle dune.

Alcuni dei moduli sono discussi di seguito:

Dune longitudinali si formano parallelamente al movimento del vento. La pendenza al vento della duna è dolce mentre il lato sottovento è ripido. Queste dune si trovano comunemente nel cuore dei deserti del commercio come i deserti del Sahara, dell'Australia, della Libia, del Sud Africa e del Thar. Le dune longitudinali sono separate da reg o superfici nude libere da hammada. I corridoi così formati sono chiamati caravan.

Le dune trasversali sono dune depositate trasversalmente alla direzione del vento prevalente. Si formano a causa di venti inefficaci che soffiano lungo la costa e ai margini dei deserti.

I Barchan hanno una forma a mezzaluna con due corna. Il lato al vento è convesso mentre il lato sottovento è concavo e ripido.

Le dune paraboliche sono generalmente sviluppate in deserti sabbiosi parzialmente stabili. Sono a forma di U e sono molto più lunghi e più stretti dei barchan.

Le dune stellari hanno un picco centrale alto, estendendo radialmente tre o più braccia. Le dune in retromarcia si formano quando i venti soffiano da direzioni opposte e sono bilanciati in forza e durata. Queste dune hanno due scivoloni opposti l'uno all'altro. Quando le dune longitudinali migrano, le sabbie più grossolane vengono lasciate indietro per formare le dune di whaleback. Le balene molto grandi sono conosciute come draas.

Il lombo è sedimenti fini non sciolti, non stratificati, non induriti, color paglierino che si depositano in luoghi lontani dalla loro fonte di origine. Loess è di due tipi: (i) loess desertico e (ii) loess glaciale. I giacimenti di loess più estesi si verificano nel nord della Cina, dove sono distribuiti su 7, 74.000 kmq. Il terreno di loess è stato convertito in topografia di terraferma a causa dell'erosione. Loess è conosciuto come limon in Francia e in Belgio. Nel Nord America si chiama adobe.