Древние эоловые формы представлены заросшими и отчасти сглаженными бугристыми, холмистыми и грядовыми песками, развитыми на поверхностях аллювиальных «боровых»(сложенных песком) террас многих платформенных речных долин (Волги, Оки, Днепра, Дона, Печоры, Оби и др.) и зандрах древних оледенений. Высота гряд составляет от 2-3 до 10-15 м. Склоны их, как правило, симметричные, крутизной 10-20°. Они протягиваются на сотни метров, часто несколькими рядами. Пески имеют диагональную и перекрестную слоистость. Некоторые исследователи связывают линейно ориентированные гряды песков, развитые на аллювиальных или флювиогляциальных отложениях, не только с направлениями ветров, ной с направлением трещиноватости. Помимо гряд встречаются поля развития параболических дюн. Высота таких форм составляет 4-10 м. На левобережье р. Оки у Нижнего Новгорода дюны образованы на флювиогляциальных песках времени московского оледенения, следовательно, их возраст позднеплейстоценовый или раннеголоценовый. Они вытянуты с юго-запада на северо-восток, в соответствии с направлением преобладавших в то время ветров. В настоящее время они , напоминающее циркульную дюну закреплены хвойным лесом.Большие песчаные поля древних эоловых форм известны в Западной Европе (Польше, Германии и др.), Белоруссии, на Украине, во многих районах Европейской России, в Западной Сибири и др. Среди них выделяются разновозрастные формы, имеющие различную ориентировку. Возможно, образование их приходится на ксеротермический (сухой) период, имевший место примерно 8000 лет назад. В это время преобладали ветры западной ориентировки. Эоловый песчаный рельеф, грядовый и холмистый, с многочисленными замкнутыми и бессточными западинами или понижениями создает условия, благоприятные для накопления и фильтрации поверхностных вод. В некоторых районах это приводит к образованию блюдец, западин, воронок, котловин, имеющих суффозионное или суффозионно-карстовое происхождение, если пески перекрывают закарстованные породы (см. гл. 11).
Лессовые покровы. Большое количество пыли выносилось прежде и выносится в настоящее время из пустынь. По данным Б. А. Федоровича, только из песчаной пустыни Каракумы за четвертичный период удален слой пыли мощностью до 20-30 м, и вынесено не менее 35 000 км3 пыли. И это только из одной, сравнительно небольшой пустыни. Хотя пыль может переноситься на расстояние до 2-3 тыс. км от места своего возникновения, все же массовое оседание пыли происходит не так далеко от пустынь. Скорость ветровых потоков падает перед стоящими на их пути хребтами и возвышенностями, и аккумуляция пыли происходит в основном у их основания в предгорьях, в виде лессовых покровов. Особенно мощные (до 200 и более метров) покровы лессов сплошным поясом развиты в Китае по окраинам Центрально-Азиатских пустынь. В предгорных районах Средней Азии (Илийская, Чуйская, ферганская, Таджикская впадины и др.) лесс состоит из пыли, вынесенной из пустынь Кызылкум, Муюнкум и Прибалхашья. Лессовые покровы, с одной стороны, сглаживают рельеф водоразделов, речных террас, наземных дельт. С другой стороны, они легко размываются временными потоками с образованием оврагов, вплоть до типа бедленда. На их поверхностях широко развиты псевдокарстовые формы — суффозионные воронки. Особенно отчетливо в лессовых покровах проявляется трещиноватость, подчеркнутая эрозионной сетью (см. рис. 19.17). Помимо пустынь массовый вынос пыли происходил в четвертичное время из ледниковых областей, где развевались только что отложенные морены и песчаные зандры. Пыль отлагалась в перигляциальных областях, непосредственно примыкавших к ледниковым покровам. Она осаждалась на всех формах рельефа: водоразделах речных долин, речных и морских террасах, зандровых равнинах. Накопление пыли и образование лессов происходило в холодные эпохи, соответствующие оледенениям, и прерывалось в теплые эпохи межледниковий, когда формировались почвы. Поэтому в разрезах лессовых покровов наблюдается чередование горизонтов разновозрастных лессов и погребенных почв. При этом чем древнее поверхность террасы, водораздела или равнины, тем большее количество горизонтов лессов и разделяющих их почв присутствует в покрове. Наибольшая мощность таких покровов на территории России отмечается на юго-востоке на Ергенинской возвышенности (70-80 м), в Западной Сибири на Приобском плато (130 м) и в ряде других мест.
Влияние антропогенного фактора на формирование эолового рельефа.
Деятельность человека вызывает активизацию эоловых процессов. В пустынных и полупустынных зонах древние песчаные эоловые формы, закрепленные растительностью (бугристые пески), при ее уничтожении, в частности, из-за неумеренного выпаса скота, вновь оголяются, приходят в движение. В результате возобновляются дефляция и аккумуляция, и вновь образуются барханы и гряды. В степных зонах интенсивно протекает дефляция почвенного покрова, называемая ветровой эрозией. Распаханные поля, лишенные растительности в весеннее, а иногда и в зимнее время (если снежный покров отсутствует), в процессе ветровой эрозии теряют слой почвы мощностью до 0,7 м. При этом аккумулятивные формы рельефа, сложенные пылеватым почвенным материалом, часто образуются у ветрозащитных полос или в тени зданий и других препятствий. Перед плотными лесными полосами образуются валы, поперечные направлению ветра, высотой до 3-4 м, шириной до 15-20 м. Если лесные полосы разреженны и продуваются ветром, то валы образуются за ними, с подветренной стороны. При ветрах, дующих вдоль лесозащитных полос, продольные валы образуются с двух сторон. Наиболее подвержены ветровой эрозии почвы южной и восточной частей Европейской России (Ростовская, Волгоградская обл., Краснодарский и Ставропольский края и др.), юга Западной Сибири, Алтайского края и др.
