เนินทราย

ลม

ลมมีความแปรปรวนสามแหล่งที่สำคัญ ได้แก่ ทิศทางความเร็วและความปั่นป่วน ทะเลทรายที่ยิ่งใหญ่ส่วนใหญ่จะพบได้ในพื้นที่กึ่งเขตร้อนซึ่งมีความดันบรรยากาศสูงซึ่งลมพัดเวียนในทิศทางตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและทิศทางทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ ระบบแรงดันสูงมีแนวโน้มที่จะจมลงไปทางทิศตะวันออกเพื่อให้ลมแรงขึ้นที่นั่นรูปแบบสะท้อนจากเนินทราย ขั้วโลกของระบบการไหลเวียนเหล่านี้เป็นโซนของการเคลื่อนตัวทางทิศตะวันออกซึ่งโดยทั่วไปจะมีลมตะวันตกที่ก่อตัวเป็นเนินทรายของทะเลทรายอเมริกาเหนือและเอเชียกลางและทางตอนเหนือของทะเลทรายซาฮารา ขอบเขตระหว่างระบบไหลเวียนทั้งสองนี้จะโยกย้ายไปมาตามฤดูกาลดังนั้นรูปแบบของเนินทรายที่ซับซ้อนจะพบได้ในโซนที่ทับซ้อนกัน เพียงไม่กี่ทะเลทรายโดยเฉพาะอย่างยิ่งทะเลทรายธาร์แห่งอินเดียและทะเลทรายโซโนรันของตะวันตกเฉียงใต้ของอเมริกาได้รับผลกระทบจากระบบลมมรสุม เนินทรายบางแห่งถูกสร้างขึ้นโดยสายลมทะเลและลมในท้องถิ่นเช่นเดียวกับในเปรูชายฝั่ง

ทิศทางของลมที่ใดที่หนึ่งในทะเลทรายได้รับผลกระทบจากปัจจัยท้องถิ่นจำนวนมาก โดยเฉพาะลมที่มีลักษณะภูมิประเทศเช่น Tibesti Massif ในทะเลทรายซาฮาร่าทำให้เนินทรายได้รับผลกระทบจากลมที่แตกต่างกันในด้านต่าง ๆ ของสิ่งกีดขวาง ลมยังสามารถร่นไปรอบ ๆ สันทรายได้ด้วยตนเองดังนั้นจึงพัฒนารูปแบบการไหลแบบทุติยภูมิที่ปรับเปลี่ยนรูปร่างของเนินทราย

รูปแบบของความเร็วลมก็มีความสำคัญเช่นกัน เช่นเดียวกับปรากฏการณ์ทางธรรมชาติอื่น ๆ ความเร็วลมมีการแจกแจงแบบล็อก - ปกติ: มีสายลมปานกลางจำนวนมากและจำนวนลมที่รุนแรงน้อยลงเรื่อย ๆ ปริมาณทรายที่มากที่สุดอาจถูกเคลื่อนย้ายโดยลมแรงผิดปกติเนื่องจากปริมาณของทรายที่เคลื่อนที่ด้วยลมเป็นฟังก์ชันกำลัง (ปัจจัยเชิงเลขชี้กำลัง) ของความเร็วลม ตัวอย่างเช่นลม 10 กม. ต่อชั่วโมงดำเนินการ 13 กรัมต่อชั่วโมง (0.39 ออนซ์ต่อชั่วโมง) ลม 20 กม. ต่อชั่วโมงดำเนินการ 274 กรัมต่อชั่วโมงและลม 30 กม. ต่อชั่วโมงดำเนินการ 1,179 กรัมต่อชั่วโมง ลมที่มีความเร็วเฉพาะจะเคลื่อนที่มีขนาดใหญ่กว่าเม็ดเล็ก ๆ น้อยลง ลมแรงมักพัดจากทิศทางใดทิศทางหนึ่งเช่นเดียวกับทางตอนใต้ของทะเลทรายซาฮาร่าที่พายุทรายรุนแรงมาจากทิศทางเดียวลมดังกล่าวมีความรับผิดชอบต่อความผันผวนของแผ่นทรายเพราะพวกเขาสามารถเคลื่อนย้ายทรายหยาบ ลมที่พัดเบาจากหลายทิศทางและเนินทรายที่มีทรายละเอียดกว่าจะได้รับผลกระทบจากลมหลายแห่ง

The wind is retarded near the surface by friction. Above the ground the wind velocity increases rapidly. The near-surface velocity must rise above a certain threshold value before sand will be picked up, the value depending on the size of the sand grains; for example, a wind of 12 km per hour measured at a height of 10 metres is required to move sands 0.02 centimetre in diameter, and a 21-km-per-hour wind is required to move 0.06-cm sands. Once sand movement has been initiated by wind of such velocity, it can be maintained by winds blowing at lower speeds. Because instantaneous wind speeds in eddies can rise well above the average velocity, turbulence also is important, but it is difficult to measure.

Formation and growth of dunes

The dune-forming process is complex, particularly where many thousands of dunes have grown side-by-side in sand seas. Yet, an introductory account can be given based on the example of a single dune on a hard desert surface.

Most of the sand carried by the wind moves as a mass of jumping (saltating) grains; coarser particles move slowly along the surface as creep and are kept in motion partly by the bombardment of the saltating grains. Saltating sand bounces more easily off hard surfaces than off soft ones, with the result that more sand can be moved over a pebbly desert surface than over a smooth or soft one. Slight hollows or smoother patches reduce the amount of sand that the wind can carry, and a small sand patch will be initiated. If it is large enough, this patch will attract more sand.

The wind adjusts its velocity gradient on reaching the sand patch; winds above a certain speed decrease their near-surface velocity and deposit sand on the patch. This adjustment takes place over several metres, the sand being deposited over this distance, and a dune is built up. The growth of this dune cannot continue indefinitely. The windward slope is eventually adjusted, so that there is an increase in the near-surface velocity up its face to compensate for the drag imposed by the sandy surface. When this happens, the dune stops growing and there is no net gain or loss of sand.

As the dune grows, the smooth leeward slope steepens until the wind cannot be deflected down sharply enough to follow it. The wind then separates from the surface leaving a “dead zone” in the lee into which falls the sand brought up the windward slope. When this depositional slope is steepened to the angle of repose of dry sand (about 32°), this angle is maintained and the added sand slips down the slope or slip face. When this happens, the dune form is in equilibrium, and the dune moves forward as a whole, sand being eroded from the windward side and deposited on the lee.

If the regional rate of sand flow can be calculated from measurements of wind speed and direction, and if it is assumed that the dune has a simple cross section that migrates forward without change of form, a formula for the rate of movement of a dune that agrees with actual measurements can be derived. In Peru dunes have been observed to move at 30 metres per year; in California rates of 25 metres per year have been measured; and in Al-Khārijah Oasis (the Kharga Depression) in southern Egypt dunes have been reported to move 20 to 100 metres per year, depending on dune size (in general, small dunes move faster than large dunes because their smaller cross-sectional area requires less sand to be transported to reconstitute their form one dune-length downwind).