Формування і розвиток піщаних дюн. Глинисті дюни

Перетворення авандюни на власне дюну 4 (див. рис. 6.1) може відбутися завдяки перевіюванню відкладів з передньої частини авандюни та акумуляції піску у верхній і затильній області форми. Дуже часто за сильних штормових вітрів потужність вітрового потоку на навітряному схилі стає ненасиченою, і потік починає розвіювати передній схил. Вітер видуває тут поздовжню (паралельну до вітру) улоговину, а видутий пісок починає накопичуватися на вершині та зсуватися на другий бік. Навітряний схил такої форми стає спадистим і видовженим. Поступово дюна починає зміщуватися у напрямі дії вітру й перетворюватися на рухому форму 5 (див. рис. 6.1). Рухома дюна завжди має виражену асиметрію схилів, її навітряний схил виположений і має похил 5-12°, а підвітряний – крутий, з крутістю, що наближається до кута природного схилу пісків даної крупності – 25-32°. Рухомі дюни переважно мають висоту 6-10 м, а швидкість переміщення залежить від місцевих умов і коливається від 1-2 м/рік до 20-25 м/рік.
Досить типові умови утворення берегових дюн характерні для Карабогазького пересипу: авандюна – дюна (рис. 6.2).

Рис. 6.2. Елементи еолового рельєфу на східному березі Карабогазького пересипу (за О. К. Леонтьєвим):
1 – ділянки еолового зносу; 2 – авандюна; 3 – дюна; 4 – давня вітростійка поверхня; крапками позачено пісок, дужками – черепашник

Постійне надходження піщаного матеріалу із надводної частини пляжу сприяє одночасному формуванню вздовж берега не однієї, а багатьох дюн, які в сукупності утворюють пасма, орієнтовані вздовж берега. Основою для формування такого пасма може бути і береговий вал. Загальна ширина поясу активних дюн переважно не буває дуже значною, проте на Балтійському узбережжі вона становить 3-5 км, а в Ландах сягає понад 8 км.
На узбережжях зі стійким і тривалим режимом дюноутворення може існувати декілька реліктових рядів дюнних пасом, які утворюються внаслідок зміни швидкостей еолового потоку над хвилеподібною поверхнею дюни. На передньому схилі дюни ці швидкості досить значні і піщані частинки скеровані за напрямом вітру, тоді як в нижній частині тильного схилу дюни під захистом гребеня утворюються завихрення, що спричинюють до незначних швидкостей вітру і до переміщення піщаних частинок у напрямі, протилежному до напряму вітру. Отож дюна стає ніби перешкодою на шляху еолового потоку і сприяє накопиченню піску вже на деякій відстані від неї. Переважно найближчий до берегової лінії дюнний пояс має найбільшу висоту і відносно прямолінійну форму. Наступні від берега пояси давнішого часу мають меншу висоту і поступово втрачають прямолінійність і паралельність до берегової лінії. В найдавніших поясах елементи еолових форм мають орієнтацію, яка відповідає напряму вітру. З часом давні пасма дюн втрачають свою рухомість, вкриваються рослинністю і поступово стають закріпленими реліктовими формами.
Періодичність дюнних поясів на узбережжях морів і океанів утворюють, на думку Г.О. Саф’янова, валоподібні дюни, які формуються під впливом особливих аеродинамічних умов, що виникають завдяки первинному дюнному поясу.

Рис. 6.3. Схема розвитку дюнних пасом на узбережжі (за Г.О.Саф’яновим)

Окрім піщаних дюн, у природі ще трапляються і дюни глинисті (clay dunes) – еолові форми рельєфу, утворені внаслідок накопичення глинистих частин (пилу) або їхніх агрегатів піщаного розміру («глинистий пісок»), що є продуктами дефляції глинистої поверхні прибережних такирів чи ділянок дна пересохлих лагун. Такі відклади повинні мати не менше 8% глинистих частин. Формуються глинисті дюни в умовах жаркого аридного клімату, який сприяє швидкому висиханню глинистої поверхні, її розтріскуванню і руйнуванню вітром. Ріст глинистих дюн у висоту відбувається дуже і дуже повільно. На узбережжі Техасу такі дюни виростають в середньому на 30 см за 100 років. Глинисті дюни – це переважно невисокі гори або ж величезні поля хвилеподібних хаотичних пасом – на зразок «гігантських рифелів». Аналогом глинистих дюн, можливо, є також і берові горби Північного Прикаспію.