Дефлация. Пустинни процеси и форми

 

Същност и основни закономерности на дефлацията

Произхожда от латинската дума deflatio, което означава издухване, отнасяне на изветрелите частички от вятъра. Този преди всичко пустинен процес включва отнасянето на скалните частици от мястото на тяхното изветряне, пренасянето им (транспорта) на друго място, сортирането им по размери и отлагането им (акумулация). Според Щукин към дефлацията следва да се отнесе и ветровата коразия - изстъргването на скални частички от основните скали под действието на вятъра. Дефлацията зависи от силата и постоянството на вятъра, както и от характера на пренасяните скални частици. По действието на този процес се образуват ветрово-коразионни и ветрово-акумулативни форми и наслаги. 

Дефлационни форми и наслаги 

Ветровата коразия се осъществява чрез носените от пустинния вятър пясъчни частици, които рушат (остъргват) скалите и моделират релефа. Тя е част от пустинния геоморфоложки процес, който поражда ядранги, тристенни валуни, каменни котли, остатъчни възвишения и други специфични земеформи.
Тристенните валуни са обикновенно пясъчникови или варовито-пясъчникови скални отломъци с триъгълна форма. Тя е резултат от ветровата коразия получена при годишните промяни на посоката на вятъра. Друго предположение за генезиса им е, че те са образувани в падините на глинестите скали след допълнително спояване.Такива феномени се срещат в Сахара. 
Ядрангите представляват дълбоки до 1-1,5 м улеи в пясъчниковите и в глинести скали, образувани от ветровата коразия. Те са ориентирани по посока на преобладаващия вятър. Образуват карстоподобен релеф. Характерни са за всички пустини, особенно от Китай.
При дефлацията на скали с различен състав е образуват причудливи форми като например Белоградчишките скали или скалните мостове в Родопите и в редица пустини - Сахара и др.
При издухването на пясъка на повърхността остават шлифованите от коразията варовикови конкреции, които се белеят като печурки.
При плоско наслоените пясъчникови скали дефлацията често довежда до образуването на т. н. "скални замъци", "бойни кули", "каменни пинии" и пр, които общо се означават като свидетелски възвишения. Според Дейвис това са остатъчни възвишения, образувани от пустинния дефлационен цикъл
Особенно е положението с т.н. "каменни гори" - Дикили таш във Варненско. Тук вятърът издухва неспоените пясъци около цилиндричните по- здраво споени варовито-пясъчникови стълбове.
Ветрово-акумулативните форми се образуват, когато при своето хоризонтално или субхоризонтално придвижнане от висок към нисък баричен релеф вятърът подема и отнася ситните песъчливи частици. При намаляване на силата на вятъра той отлага носените от него частици, пренавява ги и отново отнася част от тях до пълното му затихване. Екпериментално е доказано, че транспортната сила на вятъра при скорост 5-6 м/сек му позволява да носи частици с размер до 0,25 мм в диаметър, а при скорост 12 м/сек - до 1,5 мм в диаметър. Носеният от пустинния вятър прах може да измине растояние от 3000 км и да достигне до друга климатична зона. Така например над България са достигали прахообразни маси от прашни бури в Сахара. Частиците от червени глини може да образуват кондензационни ядра, които оцветяват валежите червено. У нас е валял "червеникав" сняг.
Огромно количество от прах обикновенно е издухвано от пустините и полупустините към степите. От своя стнана например украинските степни ветрове издухват почвени частички, които покриват на моменти небето над Североизточна България със сивкав плах. Прашните бури над пустинята Гоби отлагат своя прах в поречието на Жълтата река (Хуанхъ) в Китай. Така редица учени обясняват льосонатрупването с прах от пустините или от ледените шапки.
Създаваните от вятъра акумулативни хорми в пустините биват наричани с различни локални имена. На първо място това са пясъчните дюни, които може да заемат големи пясъчни райони или цели пясъчни хълмове. Най-популярните земеформи при тези природни феномени са продълговатите дюни, барханите, пирамидалните дюни и пр.
Дюните представляват пясъчни хълмове с асиметрично развити склонове и дъгообразна форма. При тях е налице полегат наветрен и стръмен (до 35°) подветрен склон. Височината на дюната зависи от силата на вятъра. Той поражда наветрения й склон. Подветреният склон се образува под действието на тежастта на песъчинките. Тази генетична разлика обяснява асиметрията на земеформата. 
Разнообразието на формата на дюните зависи от силата на вятъра, постоянството на неговата посока, количеството пясък в съответната част от пустинната областу, особенностите на релефа и пр. Поради това дюните може да бъдат класифицирани по генетични, морфоложки или динамични признаци. За динамичната им характеристика важно е значението на режима на вятъра. Според L.Aufere (1931) в пустините дюнообразуващият ветрови режим е свързан с: 1/ постоянни целогодишни ветрове в една и съща посока, 2/ годишно променящи се в диаметрално противоположни посоки ветрове и 3/ сезонно променящи посоката си ветрове. При всеки един от тези типове се образуват характерни акумулативни форми.
Ембрионални (зачатъчни) дюни - натрупват се около малка преграда (скала, туфа сухолюбиви храсти и пр.). При смяна на посоката на вятъра този тип дюни се разрушават. Те може да са със слабо закръглена, изпъкнала продълговата или напречна срямо оста на преобладаващите ветрове форма.
Барханите (тюркска дума) са дюни с почти дъгообразна форма и остър гребен. Наклонът на наветрения им склон е 5-12°, а на подветрения - 28-35°. По наветрения склон се образуват рефракционни вълникоито нахълмяват повърхността на бархана с вторични ребра - рипелмарки (Rippelmarken или Sandrippels). Барханите са характерни за Средноазиатските пустини, където достигат височина 3-5 м.(рядко до 8 м.). В Сахара и Либийската пустина височината им е от 10 до 40 м., а ширината - от 200 до 300 м. Понякога барханите образуват цели редици от пясъчни ридове, разположени перпендикулярно на посоката на духащия вятър - барханни ридове (Обручев и др.). Във вътрешноконтиненталните пустини се образуват сложни дюноподобни земеформи, прилични на гребло или на паралелни вълни.
Пирамидалните дюни се образуват от взаимодействието на преобладаващия вятър с второстепенни ветрове, сключващи с него остър ъгъл. От върха на пирамидалната дюна се разклоняват няколко гребена.
В Сахара, Средна Азия и в австралийските пустини се образуват хълмисти пясъчни ридове.
За средноазиатските пустини са характерни невисоки пясъчни наслаги, нахълмяващи равнините - бугристи пясъци.
Част от пустинните земеформи зависят от скалите и релефа на първичната земна повърхнина. Такива са островните възвишения - група или единични възвишения като вулкански конуси или породени от общата денудация остатъчни възвишения (Inselberge). Те са покрити с тънък слой изветрителни продукти. Наклонът на околната равнина е от порядъка на 1-3-5°, като в близост с островните възвишения става 5°. Остатъчните възвишения и ограждащите ги равнини са продукт на педипланацията. Тези явления са разпространени в периферните части на пустинните области на Северна Африка, както и в Средна Азия при Аралско море.

Пустини. Пустинен процес.

Пустинята представлява комплекс от земеформи, които са продукт на пустинния климат - високо барометрично налягане, валежи под 200 мм/год. и усилена ветрова дейност. Според преобладаващите годишни температури на приземния въздух пустините биват горещи и студени  (за тях е характерна вечно замръзналата почва).
По геоморфоложкото си положение горещите пустини се поделят на тропични, вътрешноконтинентални и крайбрежни.
За тропичните пустини основен белег е постоянно високото барометрично налягане на тропичните пояси. При тях затопленият от загрятата земна повърхност приземен въздух се издига високо над екватора - възходящо движение на въздушните маси и ниско бароментрично налягане. Издигнатите въздушни маси се оттичат на север и на юг от екватора като антипасатни ветрове. Поради голямата си линейна скорост в тропичните ширини те изпреварват меридианите в околоосното им движение и започват да се движат по паралела. Част от тях пада върху тропиците и създава високо барометрично налягане. Отклонените от екватора въздушни маси образуват постоянни ветрове наречени пасати. Те са със североизточна посока в северното полукълбо и със югоизточна в южното. При наличието на широка континентална повърхнина в тропическата зона се създават условия за високо устойчиво барично налягане, което затруднява фронталните смущения. При малки континентални тропични области, поради влиянието на океаните, не може да се образуват пустини. Обратният случай е Сахара, арабските, австралийските и южноафриканската пустиня. с валежи около 200 мм/год. и относителна влажност на въздуха - 5-10% - т. е. толкова сух, че дори гниенето на органични останки се забавя или спира.
Вътрешноконтиненталните пустини се образуват навътре в сушата, зад високите планински вериги в районите на сушата, където въздушните маси са бедни на влага. При тях падат слаби валежи през зимата и ранната пролет. Те създават възможности за възникване на малки блата и поява на растителност. Тя обаче изгаря, а блатата пресъхват през лятото.
Морският бриз по крайбрежията пред които преминават студенни обменни морски течения изнася студени и влажни въздушни маси високо в крайбрежните планини. Последните създават плътна облачност, но без валежи. По тези места се образуват десни и дълги брегови или крайбрежни пустини с висока относителна влажност, плътна облачнос и мнимални валежи (дори по малко от тези в горещите и сухи тропични пустини). Такива са пустинята Намиб в Югозападна Африка и Атакама по чилийското крайбрежие.
Пустинните геоморфоложки процеси имат подчертано екзогенен, специфичен характер. Те намират израз в пустинното изветряне на скалите, ветровата корозия (дефлация), ветровата акумулация, образуването на пустинен загар и пр.
Основният пустинен процес е пустинното изветряне на скалите. Те се разломяват на малки блокчета (наблочаване) под действието на непрекъснатото целодневно слънчево греене.То отслабва междуминералните връзки и облагоприятствува разпадането на скалната структура. Първоначално и най-бързо се загрява скалната повърхнина, а впоследствие, по-бавно и по слабо - скалната вътрешност. Температурната разлика между загрятите и незагряти части на скалата достига до 20°. Поради голямата бързина на сутрушното пустинно загряване по-силно нагрятите външни части се откъсват от по-студените вътрешни части. Така се осъществява разрушаването и отхлупването на вече претърпялата многократни денонощни термални промени скална повърхнина - десквамация. При равен терен десквамираните блокове остават на мястото си, като сеоглаждат и доразрушават, а при стръмни наклони на релефа блоковете се свличат по склона и образуват блокажни валове. Отцепените блокове може да се разпукат на няколко по-дребни фрагменти. Този процес може да е придружен с изстрелоподобен гръм. В Сахара е чуван тътен на разрушаващи се скали, приличащ на артилерийска канонада. Десквамацията и последвалото я допълнително наблочаване на отломените скални блокоме може да доведе до образуването на обширни каменни пустини и до съотвотно изменение на първичния релеф. При разнороден минерален и скален състав и особенно при напластен строеж на десквамираните склонове се образуват своеобразни скални котли, скални ниши, клеткообразни повърхнини (подобни на огромни пчелни пити), каменни решетки или каменни великани. Специално при хоризонтално напластените седиментни терени се срещат множество етажирани пирамиди. 
Вследствие на продължителното непрекъснато слънцегреене и малката относителна влажност във въздуха капилярната вода изнася на повърхността соли. Те се отлагат след изпарението на влагата като тънка прозрачна или оцветена корица наречена пустинен загар. Той е характерен за пясъчниците, варовитите пясъчници или песъчливите варовици, гранитоидите и по-рядко при чистите варовици. Благодарение на капилярната циркулация на водата и съдържащите се в нея соли се образуват гипсови или варовиково-гипсови корш, които може вторично да споят изветрелите скални фрагменти. Такива явления са констатирани в Палестина, Египет, Тунис, Алжир, Мароко и другаде.

Типове пустини

Основните класификационни признаци за типа на пустините са: климатът, релефът и характера на първоначалната земна повърхнина, растителната покривка и пр.
По климатични признаци пустините биват аридни - сухи и семиаридни полусухи или зонални и азонални. Азоналните пустини са разположени в умерените географски ширини и край океанските крайбрежия. 
В зависимост от релефа и характера на първоначалната повърхнина се различават планински и равнинни пустини.
Планинските пустини се отличават със стръмен, силно разчленен релеф, голи ридове и придвижващи се само при случайни валежи пролувиални наслаги. Край планинските хребети са разположени подножни скалисти равнини или педименти. Планински пустини са Мангишлак, части от Тюркмения, Казълкум и пр.
Равнинните пустини най-често представляват равнинни каменисти пустини, глинести пустини, глинесто-солени пустини и пясъчни пустини. 
Равнинните каменисти пустини са най-широко разпространени в Северна Африка. При тях Щукин (1974) различава хамада, серир и ерг. 
Хамадата представлява лишена от растителност равнинна камениста пустиня, развита върху платовидна земя. На склоновете на последната личат склонови стъпала. Повърхността на хамадата е покрита от едри скални блокове, покрити на места от грубо изветряла скална маса. В зависимост от петрографския състав на изграждащите ги скали се различават варовикови, пясъчникови, базалтови хамади и пр. Базалтовите хамади са с мрачен трудно достъпен релеф (Джебел ес сода). 
Серир е равнина пустиня, осеяна с чакъли и валуни с диаметър на зърната и късчетата от 2 до 6 мм и до 6 см. Срещат се още малки петна от фин пясък и даже праховидни частици. Скалните зърна са предимно огладени. Затова някои считат, че серирите са възникнали върху алувиални равнини или широки долини. Сред серирите се срещат неголями депресии с ксерофитна растителност, които в Северна Африка се наричат грарети (Grarets). Те се считат за продукт на дефлацията Серирите са често разпространени в Северна Африка. В Алжирска Сахара серирът се нарича рег, който според някои автори е алувиален серир.
Глинестите и глинесто-солените пустини са разпространени главно в областите на семиаридните климати от умерените географски ширини. Заемат равнинните пространства или дъната на депресиите, където се развиват върху алувиални глинести наслаги, езерни отложения, върху периферни части на наносните конуси и в алувиалните низини.
Глинестите пустини заемат обширните алувиални равнини или по-малки блюдца сред пясъчните пустини. Широко разпространени са в Туркестан. В южната му част те  заемат малките впадини между пясъчните дюни, където образуват плитки езера, чиито дъна се напукват и циментират, а растителността изсъхва през лятото. Тези малки глинести блюдца се наричат такири (Туркестан), плаии (Северна Америка), себхи (Северна Африка) или шала (Централна Азия). Глинестите образувания в средноазиатските такири от пустинята Каракорум има сив, розов или червеникав цвят и при овлажняване набъбва. Върху него може да се развие ефемерна растителност. Под глините се съхраняват питейни води.
Глинесто-солените пустини възникват върху някои глинести котловини. В тях, през влажната част на годината, се вливат богати на соли води. След изпарението им през сухата част на годината солите остават на повърхността и осоляват глинесто-песъчливите наслаги. Подобно явление може да възникне и при плитки грунтови води. Такъв тип пустини се срещат в Средна Азия.
Пясъчните пустини заемат обширни пространства. Развити са върху алувиалните и денудационните равнини или върху котловинни дъна. Наричат се ерг (Северна Африка), нефуд (Арабския полуостров) или кум (Средна Азия). Само Сахарските ергове заемат 1100000 км2 площ или около 1/8 от цялата земна пустинна територия. Средноазиатските кумове са разпрострени върху 400000 км2. В Китай е известна пясъчната пустиня Такламакан, в Южна Африка - Калахари и южноамериканските брегови пясъчни пустини. Основен проблем за пясъчните пустини е източника на пясък. Според Щукин (1974) той произхожда от осушено плиткоморско дъно - "Сахарско море". Големите средноазиатски пустини са образувани върху обширната Туранска низина или върху сухите езерни дъна на днешните депресии. За разнообразиенто на някогашните алувиални наслаги в Туранската низина говори зоналното развитие на тамошните пясъчни, глинести и чакълести пустини. Очевидно този генезис на пустините следва да се свърже с климатичните промени през началото на холоцена.

Географско разпространение на пустините

Факторите, определящи географското разположение на пустините са океанската водна маса, топлите и студените морски течения, високият релеф на сушата и породената от него "валежна сянка". 
Пустините са разпространени в две субпаралелни ивици (пояса) от север и от юг на екватора, съответно между 25° и 35° северна и южна географска ширина. Разпространението им в непосредствена близост до екватора е сравнително ограничено в Източна Африка. В двата пояса доминират аридни климатични условия с постоянно високо атмосферно налягане.
Северният пустинен пояс включва по-голямата и по-широкообхватна част от световните пустини: Сахара, пустините в Арабския полуостров, Червената пустиня, Сирийската пустиня, пустинята Руб ел хали, пустините в Иранските планини и Пакистан, пустините Тар, Каракум, Казълкум, Муюнкум, Тарим, Лобнор, Такламакан, солената пустиня Цайдама, пустинята Гоби (Шамо), а на Североамериканския континент - предимно планинските пустини от Големия сух басейн (между планините Усоач на изток и Сиера Невада на запад) и от района на река Колорадо.
Южният пустинен пояс включва пустините Пума и Атакама по тихоокеанското крайбрежие на Южна Америка, също бреговата пустиня Намиб и пустинята Калахари в Южна Африка, както и пясъчната и камениста пустиня Виктория в Австралия.

Дефлация и льосообразуване

От акумулативната дейност на вятъра се образуват и дебели прахови наслаги. През 1882 г. Рихтхофен установява, че льосът е еолично образувание. 
Льосът ( от немски Loesch - диалектна дума на Losch, locker -рохкав, ронлив) представлява финна прахообразна ненаслоена ронлива (стриваема с ръка) скала  със сивожълтеникав до кафявожълтеникав цвят, висока порьозност, отчетлива компактност и вертикална цепителност. Той покрива около 1/6 част от земната суша - нейния горнонеогенски и отчасти плейстоценски релеф. Затова льосообразуването се приема за едно от най-важните плейстоценски събития на земната повърхност. 

Видове льос

Според Гунчо Гунчев (1936) в северобългарския льос се различават следните разновидности:
Първичен (типичен) льос - привързан към местото на образуването си. В него преобладават по-едрите зърна и най-често се среща като песъчлив льос.
Склонов льос - свлечен и вторично натрупан. Има слаба цепителност и съдържа чужди примеси. Прилича на делувиалния льос.
Езерен льос - навят в езерата. Показва слоистост и слаба порьозност. Съдържа до 30-40% глинести частици и черупки от сладководни миди.
Деградирал льос - съдържа малко варовито и много глинесто вещество.
Льосоподобни глини - образуват се при напреднало замърсяване на деградиралия льос с карбонатна и глинеста компонента.
Тъмнокафявият льос се счита за стар, а светложълтият - за млад.

Свойства на льоса

Структура - наблюдаеми с просто око вертикални канали , пукнатини и пр., което придава специфичния облик на льосовата скала. Scheidig (1934) различава тънка, масивна и макроструктура.
Тънката структура - характеризира се с отделни, слабо свързани помежду си скални зърна - скалата прилича на туфообразно тяло с голяма пористост..
Масивната структура - множество микроканали с диаметър на сечение 0,2 до няколко милиметра. Стените са инкрустирани с калцит.
Макроструктурата - вертикални плоски пукнатини около които има отложен хумус. Според Рихтхофен микроканалите в льоса най-често са свързани с корените на растенията, съществували при льосообразуването. Те са много характерни за типичния льос.
Вертикалната цепителност се обяснява със съществуващото прахово сцепление в льоса. Тя нараства с нарастването на дебелината на льоса, което позволява образуването на откоси с височина 30-40 м. Тази цепителност се свързва, според някои автори, с вертикалните каналчета от кореновата система на растителноста от времето на льосообразуването. Според други автори тя се дължи на нарастването на дебелината на льоса, а според трети автори  (Russel, 1944) - вертикалната цепителност и стръмните откоси нарастват при големите склонови наклони.
Компактността - характерна за първичния (типичен) льос. Алувиалните, езерните и делувиалните льосови наслаги имат слоистост.
Включения и скални късове - в типичния льос, по вододелите на съвременната льосова повърхнина се срещат скални късове с диаметър 1-2 до 10 см. Срещат се още варовикови, гипсови и железни конкреции, както и множество останки от изкопаема фауна и флора.
Гранулометрията на льоса показва преобладанието на льосовите фракции с диаметър от 0,01 до 0,05 мм. Отделят се още едропраховита, алевритова или силитова фракция.. Именно от процентната характеристика на гранулометрията на льоса добре личи еднородността на неговия механичен състав: льосова фракция (0,01-0,05 мм) - 36-45%; глинеста фракция (под 0,01 мм) - 5-30%; едра фракция (над 0,25 мм) - 5%. В зависимост от геоморфоложките процеси формирали льоса се различават три фракции: частици с диаметър под 0,02 мм - при активно участие на колоидните и физикохимичните процеси. Глинестите частици са с променливо съдържание но винаги повече от 50%; частици с диаметър 0,01-0,05 мм - образуват се от по-едри частици при физическо и мразово изветряне; частици с диаметър над 0,05 мм - при физическо изветряне на по-едри частици до 0,25 мм.
Минерален състав - кварцови (43-54% при частици с диаметър до 0,01 мм и до 71% при по-едри частици), фелдшпатови, слюдени зърна, глинести частици, варовик (типично за льоса - карбонатообразуване в сух степен или полустепен климат), магнезиев карбонат (съдържанието CaCO3 + MgCO3 варира от 2 до 35%), свободен гипс органични частици. Съдържанието на соли в льоса зависи от географската ширина. На 100 гр. льос се пада съдържание  от 30 до 900 мг. соли (най-често соли на сярната киселина и калция, по-малко на въглеводородната, хлороводородната киселина и натрия), гипс и натриех хлорид.
Водното съдържание на льоса се състои от водата в самия льос и грунтовата вода, която може да бъде на определена дълбочина в льосовото тяло.
Източниците на влагата в льоса  инфилтрацията и паровата вода, която се поглъща от льоса чрез въздуха. Съществуването на "мъртав хоризонт" в льоса, показва, че влагопроникването в него е слабоактивен процес. Водопроводимостта на льоса се изчислява на 1 м на денонощие. Коефициентът на филтрация на льоса е от 0,4 до 2,9 м в денонощие. Затова при покриването на льос със асфалтова покривка изпарението спира и асфалтът се размеква.
Пористост на льоса - този структурен и текстурен белег е и показател за газовата съставка на скалата. Обемното тегло на льоса е от 1,35 до 1,51 г/см3. Пористостта зависи от диаметъра на льосовите частици, количеството на глинестите частици, солевия състав, дебелината на льосовото тяло,  влажността и пр. Средната пористост на льоса е в рамките 46-52%. 

Погребани почви в льоса

Те биват обикновенно няколко хоризонта. Но не всяка хумусна прослойка в льоса е изкопаема почва.

Разпространение на льоса

Льосът е разпространен в умерените климатични зони в съседство със земите, покривани от плейстоценска ледникова покривка. В северното полукълбо се среща между 24° и 55° северна ширина. Тук той е слабо застъпен в Южна Англия (графство Кент), по-широко разпространен в Северна Франция (долината на р. Сена) и по-малко в Южна Франция и Северна Испания, около Женевското езеро, Белгия, Южна Холандия долината на река Рейн, Средна и Южна Германия до подножието на Алпите, Южна Полша, Унгария, Северна Сърбия, Северна България, Украйна, Белорусия, поречието на Дон, между крайбрежието на Азовско море и Кавказ, край предпланините на Тяншан, равнините около Алтай, като отделни петна между Урал и Байкал, широко разпространен в Северен Китай, Северна Индия, Пенджаб, Кашмир. Ограничено разпространен е в Ирак, Израел и само в северните окрайнини на Сахара в Северна Африка (като льосовидни наслаги). Той има класическо разпространение в Северна Америка - басейна на Мисисипи-Мисури, щатите Вашингтон, Масачузетс, Аляска (там е твърде маломощен - 3 до 30 м.) и пр. Констатиран е льос с вулкански прах в Исландия. В южното кълбо е петнесто разпространен между 24° и 45° южна ширина  в Нова Зенландия и съвсем малко в Австралия. В Южна Америка покрива пампасите (в аржентинския льос има вулкански прах). В Западна Европа надморската височина на льоса е между 300 и 400 м., в Средна Азия и Кита - до 2500 м., а в Памир - до 4500 м.

Произход на льоса 

Теория на Рихтхофен (1882). Льосът е образуван в планините и равнините чрез навяване на пустнния прах. За това свидетелствуват костите на бозайници и каналчетата от растителен произход, открити в него. В безоточните басейни съществуват солени езера, изпълнени с еолични материали. Китайският льос е образуван двуетапно. Първоначално пустинният прах се отлага в обширните степни и безоточни басейни, където се задържа от буйната степна растителност. В зоната на солените езера се отлага езерен льос. Първият льосообразувателен етап завършва със възникването на обширна солена и суха степ. След това при епирогенното издигане безоточните басейни се обединяват и биват просечени от речна мрежа. Течащите води с помоща на валежите измиват солите от приповърхностните части и се образуват почви.
Еолична теория на Обручев. В противовес на тезата на Рихтхофен във вътрешните части на Средна Азия няма льос. Според Обручев, льосовият прах може да бъде донесен от по-далечни места с активно изветряне на скалите. Именно Централна Азия е област на такова интензивно физическо изветряне и издухване на остатъците от езветрелите скали. Затова тук са налице причудливите дефлационни форми - "еолови градове" и духа много силен вятър. Според Обручев льосовите степи заемат окрайнините на пустините. Защото живата (транспортната) сила на вятъра постепенно намалява и се преминава  постепенно от камениста  през пясъчна пустиня до льосова степ. Според Обручев льосът се състои само от еолични седименти, а не от продукти на други процеси. Но тази теория се отнася само за пустините и льосовидните  ивици край планините.
Теория на Тутковски. Над континенталния ледник се създават условия за възникване на по-високо барично налягане - т. е. антициклонално състояние на атмосферата. В окрайнините на ледника и пред челото му се създават условия на по-ниско атмосферно налягане. Затова от към ледената шапка към периферията й духат постоянни сухи ветрове. Те отнасят глинестите частици и ситния прах от морените и флувиоглациалните материали, които се отлагат в ивица недалеко през ледените езици. В праховите зони се образуват прашни пустини и дюни (Гренландия, Антарктида).
Зьоргел допълва тезата на Тутковски, като обяснява погребаните почви със сравнително по-топлия и по-влажен климат на  междуледниковите епохи. Той облагоприятствува химическото изветряне, развитието на организмите и в крайна сметка - почвообразуването. Така въз основа ва льосообразуването през плейстоценските ледникови и междуледникови епохи от льоса беше създаден сигурен репер за плейстоценската глациологична стратиграфия.
Делувиална хипотеза (П.Я.Армашевски, 1896 и 1903 с допълнения от Павлов 1899 и 1904). Базира се на разпространението на льоса пред огромните делувиално-пролувиални шлейфове около Средноазиатските предпланини. В този льос са констатирани отложени с него и в него валуни. В този смисъл льосът по тези места е образуван от свлечени по склоновете частици (както делувия) с ясна вертикална цепителност и без слоистост. В този процес следва да участвуват и течащите води, които са в състояние да придвижат валуните.
Почвена теория на Берг (1913 и 1914). Погребаните почви в украинския льос не се дължат на прекъсване на еоличния процес и не са делувиално образувание. Те са нормално задължително типично за следледниковото време почвено-елувиално образувание. Смяната на пустинния климат със степен бележи начало на образуването на чернозема. Льосът се образува чрез изветрянето на скалите и почвообразуването в условията на сух климат от флувиоглациалните, алувиалните, ледниковите и делувиалните наслаги. Първият льосообразувателен етап предполага създаването на основни наслаги от които може да се получи льос, а вторият - обльосяването на тези наслаги. Свойствата на льоса се придобиват при напредващото изветряне и почвообразуване в изходните скални материали.
Освен изброените следва да се споменат флувиоглациалната, алувиалната, морската, езерната и космическата хипотези. Липсата на единна хипотеза се дължи на разнообразието на физикогеографските условия при които протича льосообразуването.
12.6.6. Стратиграфия на льоса. 
Льосът в Северна Америка и Европа показва голямо стратиграфско сходство. По тези места неговите следи се свързват с елстерското (Източна Германия и Североизточна Франция), с миндел-риските флувиоглациални отложения (Северните и Западните Алпи), с вурмските наслаги в част от алпите, . с развитието на долноплейстоценската вилафранкска фауна (Югоизточна Франция - долината на река Рона). В Източна Европа льосовите наслаги се свързват с окското, днепровското и валдайското заледяване, а в Северна Америка с казанското (Айова и около Мисисипи), илинойското (Небраска, Канзас, Айова и източно от Мисисипи) и уискинсънското заледяване (най-младият льос в Небраска, Канзас, Айова и източно от Мисисипи).
Българският льос образува широка ивица в Дунавската хълмиста равнина. Той е свързан с вюрмското заледяване. В него се наброяват до осем льосови хоризонта и разделящите ги погребани почви (Русенско и Свищовско).
Автор: дгмн проф. Цанко Цанков