Kumul

Rüzgarlar

Rüzgarların önemli üç varyasyon kaynağı vardır: yön, hız ve türbülans. Büyük çöllerin çoğu, rüzgarların Kuzey Yarımküre'de saat yönünde ve Güney Yarımküre'de saat yönünün tersine dolaştığı yüksek atmosferik basıncın subtropikal bölgelerinde bulunur. Yüksek basınçlı sistemler doğuya inme eğilimindedir, böylece rüzgarlar daha güçlüdür, kum tepeleri tarafından yansıtılan bir desen. Bu dolaşım sistemlerinin kutupları, genellikle Kuzey Amerika ve Orta Asya çöllerinin ve kuzey Sahra'nın kumullarını oluşturan batı rüzgarlarının olduğu doğuya doğru hareket eden çöküntülerin bölgeleridir. Bu iki dolaşım sistemi arasındaki sınırlar mevsimsel olarak ileri geri hareket eder, böylece örtüşme bölgelerinde karmaşık kumul desenleri bulunur. Sadece birkaç çöl,özellikle Hindistan'ın Thar Çölü ve Güneybatı Amerika'nın Sonoran Çölü muson rüzgar sistemlerinden etkilenir. Bazı kumullar, Peru kıyılarında olduğu gibi deniz esintileri ve yerel rüzgarlar tarafından inşa edilmiştir.

Çölün herhangi bir yerinde rüzgarın yönü bir dizi yerel faktörden etkilenir. Rüzgarlar özellikle Sahra'daki Tibesti Masifi gibi topografik özelliklerin etrafında kanallıdır, böylece kumullar tıkanıklığın farklı taraflarındaki farklı rüzgarlardan etkilenir. Rüzgarlar ayrıca kumulların etrafına da kanalize edilebilir, böylece kumulların şekillerini değiştiren ikincil akış kalıpları geliştirilir.

Rüzgar hızı paterni de önemlidir. Birçok doğal olay gibi, rüzgar hızları da log-normal dağılıma sahiptir: çok sayıda ılımlı esinti ve giderek daha şiddetli rüzgarların sayısı azalmaktadır. En büyük kum miktarları muhtemelen olağandışı kuvvetli rüzgarlar tarafından hareket ettirilir, çünkü rüzgar tarafından taşınan kum miktarı rüzgar hızının bir güç fonksiyonudur (üstel faktör). Örneğin saatte 10 km rüzgar, saatte 13 gram (saatte 0,39 ons), saatte 20 km rüzgar saatte 274 gram ve saatte 30 km rüzgar taşır Saatte 1,179 gram. Belirli bir hızdaki rüzgar, daha küçük tanelerden daha az daha büyük hareket edecektir. Kuvvetli rüzgarlar genellikle kum fırtınalarının yoğun rüzgarlarının ağırlıklı olarak bir yönden geldiği güney Sahra'da olduğu gibi belirli bir yönden esiyor.Bu tür rüzgarlar kum tabakalarının dalgalanmalarından sorumludur, çünkü sadece kaba kumları hareket ettirebilirler. Daha hafif rüzgarlar birkaç farklı yönden esiyor ve bu nedenle daha ince kum olan kum tepeleri birkaç rüzgardan etkileniyor.

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).