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風成作用（eolianとも綴られる）[ 1 ]は、地質学や気象学の研究における風の活動、特に地球（または他の惑星）の表面を形作る風の能力に関係する。風は物質を侵食、運搬、堆積させる可能性がある。風は、植生がまばらで、土壌水分が不足し、未固結堆積物が豊富にある地域では効果的な作用機序である。水は風よりもはるかに強力な侵食力を持つが、風成作用は砂漠などの乾燥環境で重要である。[ 2 ]
風成作用とは、地球の表面またはその付近で風によって引き起こされる堆積物の侵食、運搬、堆積の過程のことである。 [ 1 ]風の作用によって生成された堆積物と、これらの堆積物に特徴的な堆積構造も風成作用によるものと表現される。[ 5 ]
風成作用は、植生がほとんどまたは全くない地域で最も重要です。[ 1 ]しかし、風成堆積物は乾燥気候に限られません。海岸線沿い、半乾燥気候の河川沿い、弱く固結した砂岩の露頭から風化した砂が豊富な地域、氷河の流出域でも見られます。[ 6 ]
風によって堆積したシルトである黄土は、湿潤から亜湿潤な気候でよく見られます。北アメリカとヨーロッパの大部分は、氷河の流出によって生じた更新世の砂と黄土で覆われています。[ 6 ]
半乾燥地帯の河川渓谷の風下側は、しばしば砂と砂丘で覆われている。北米の例としては、プラット川、アーカンソー川、ミズーリ川などが挙げられる。[ 6 ]
風は、風の乱流作用によって緩い微粒子が除去されるデフレと、風によって運ばれる粒子による研磨作用とサンドブラスト作用によって表面が摩耗する摩耗作用によって、地球の表面を侵食します。風に巻き込まれた粒子は、粒子同士の衝突によってさらに破壊され、このプロセスは摩耗と呼ばれます。[ 7 ]
世界的に見ると、水による侵食は風による侵食よりも重要ですが、半乾燥地域や乾燥地域では風による侵食も重要です。[ 8 ]風による侵食は、 4x4車両の使用など、一部の人間の活動によって増加します。[ 9 ]
デフレとは、風の乱流によって地表から緩い物質が持ち上げられて除去される現象です。[ 10 ] [ 11 ]これは、牽引/表面クリープ、跳躍、浮遊の3つのメカニズムによって発生します。牽引または表面クリープとは、より大きな粒子が表面を滑ったり転がったりするプロセスです。跳躍とは、粒子が表面を短距離跳ね回ることを意味します。浮遊粒子は風に完全に巻き込まれ、長距離を運ばれます。[ 12 ]跳躍はデフレの50～70%を占め 、浮遊は30～40 %、表面クリープは5～25 %を占めると考えられます。[ 13 ]
激しい持続的な侵食を受ける地域は、風食地帯と呼ばれます。[ 14 ]ほとんどの風食地帯は、砂漠舗装と呼ばれる、風と水が細かい粒子を取り除いた後に残る岩片のシート状の表面で構成されています。砂漠舗装の岩の被覆層は、下層の物質をさらなる風食から保護します。砂漠舗装の地域は、サハラ砂漠のレグまたは石質砂漠を形成します。これらはさらに、ハマダと呼ばれる岩の多い地域と、セリルと呼ばれる小さな岩や砂利の地域に分けられます。[ 7 ]砂漠舗装は、砂漠環境では非常に一般的です。[ 15 ]
ブローアウトは風による地盤の収縮によって形成される窪地です。ブローアウトは一般的に小さいですが、直径が数キロメートルに達することもあります。最小のものは、深さ0.3メートル（1フィート）、直径3メートル（10フィート）の小さな窪みです。最大のものとしては、モンゴルのブローアウト窪地があり、幅8キロメートル（5マイル） 、深さ60～100メートル（200～400フィート）にもなります。米国ワイオミング州のビッグホローは、幅14キロメートル×長さ9.7キロメートル（9マイル×6マイル）で、深さは最大90メートル（300フィート）です。[ 7 ]
摩耗（または侵食とも呼ばれる）は、風によって運ばれた砂粒が地形から物質を削り取ったり摩耗させたりする過程です。かつては砂漠侵食の主要な要因と考えられていましたが、20 世紀半ばまでにその重要性は大幅に低下しました。風は通常、砂をわずかな距離しか持ち上げることができず、風で運ばれた砂のほとんどは地表から50 センチメートル (20インチ)以内に留まり、 2 メートル (6フィート)を超える高さまで運ばれることはほとんどありません。かつて風による摩耗が原因と考えられていた砂漠の地形の多くは、風洞、キノコ岩、タフォニと呼ばれるハニカム状の風化などですが、現在では、摩耗ではなく、差別風化、雨水による浸食、風食、またはその他の過程が原因と考えられています。[ 7 ]
ヤルダンは、風による浸食が原因と広く考えられている砂漠地形の一種です。これらは、砂漠の風によって流線型に削られた、高さ数十メートル、長さ数キロメートルにも及ぶ岩の尾根です。ヤルダンの特徴は、卓越風に沿って伸びた溝や溝が見られることです。これらは主にシルトなどの柔らかい物質で形成されます。 [ 7 ]
摩耗によって、露出した表面に研磨やピット、溝、形状、ファセットが生じます。これらは乾燥環境では広く見られますが、地質学的には重要ではありません。風食岩と呼ばれる研磨またはファセット化された表面はまれで、その形成には豊富な砂、強い風、植生の欠如が必要です。[ 7 ]
南極大陸の一部では、風で運ばれてきた雪片（厳密には堆積物）が露出した岩石の摩耗を引き起こしている。[ 16 ]
摩耗とは、流体中に含まれる粒子が衝突によって摩耗する現象である。[ 17 ] [ 18 ]砂粒を丸くし、独特の霜のような表面の質感を与えるのに効果的である。[ 19 ]
風で運ばれる粒子同士の衝突は、2～5ミクロンのサイズ範囲の粉塵の主な発生源です。そのほとんどは、粒子から風化した粘土の被膜が剥がれることによって生成されます。 [ 18 ]
風は乾燥環境における砂やより細かい堆積物の輸送を支配している。風による輸送は周氷河地域、河川氾濫原、沿岸地域でも重要である。沿岸の風は大量の珪砕屑物や炭酸塩堆積物を内陸に運び、暴風雨や砂嵐は粘土やシルトの粒子を遠くまで運ぶことがある。風は深海盆に堆積した堆積物の大部分を輸送する。[ 12 ]エルグ（砂漠の砂海）では、風は砂粒以下の粒子を輸送するのに非常に効果的である。[ 20 ]
粒子は、浮遊、跳躍（跳ねる、または跳ねる）、および地面に沿って這う（転がる、または滑る）ことによって風によって運ばれます。輸送を開始するために必要な最小風速は、流体閾値または静的閾値と呼ばれ、表面から粒子を剥がし始めるのに必要な風速です。輸送が開始されると、粒子が他の粒子を引き剥がすことによる連鎖効果が発生し、風速が動的閾値または衝撃閾値（通常は流体閾値よりも小さい）を下回るまで輸送が続きます。言い換えれば、風による輸送システムにはヒステリシスがあります。[ 12 ] [ 21 ]
小さな粒子は、大気中に浮遊した状態で保持されることがあります。乱流による空気の動きは、浮遊粒子の重量を支え、それらを遠くまで輸送することを可能にします。風は、0.05 mm以下のサイズの堆積粒子を、浮遊粒子として粗い粒子から分離するのに特に効果的です。[ 12 ]
跳躍とは、粒子が風下に向かってジャンプまたはスキップを繰り返す動きのことです。跳躍は、最大 2 mm の大きさの粒子にとって最も重要です。跳躍する粒子は、跳躍を続けるためにジャンプする他の粒子に衝突することがあります。また、粒子は 、跳躍するには重すぎるが、跳躍する粒子に押されてゆっくりと前進する、より大きな粒子 (2 mm を超える大きさ) に衝突することもあります。[ 12 ]表面クリープは、砂漠における粒子の移動の最大 25 パーセントを占めます。[ 13 ]
植生は風による砂の運搬を抑制するのに効果的です。わずか15%の植生被覆でも、砂の運搬の大部分をなくすのに十分です。[ 22 ] [ 23 ]海岸砂丘の大きさは、主に植生のあるエリア間の空きスペースの量によって制限されます。[ 6 ]
砂漠からの風による運搬は、地球規模の生態系において重要な役割を果たしている。例えば、風はサハラ砂漠からアマゾン盆地へ鉱物を運搬する。[ 24 ]サハラ砂漠の塵は、南ヨーロッパの赤粘土土壌の形成にも関与している。[ 25 ]
砂嵐は、視界が1 キロメートル (0.6マイル)未満に低下するほどの塵を巻き上げた風嵐です。[ 26 ] [ 27 ]ほとんどは、気象前線に沿った強風により総観規模 (地域規模)で発生するか、[ 28 ]雷雨によるダウンバーストにより局地的に発生します。[ 29 ] [ 30 ]
砂嵐は、農作物、人々、そしておそらく気候にも影響を及ぼします。地球上では、砂塵が海洋を横断することがあり、サハラ砂漠の砂塵がアマゾン盆地に到達することもあります。[ 30 ]火星の砂嵐は周期的に惑星全体を覆います。[ 31 ] 1971年にマリナー9号探査機が火星周回軌道に入ったとき、1か月間続く砂嵐が惑星全体を覆い、惑星表面の写真地図作成作業が遅れました。[ 32 ]
砂嵐で運ばれる塵のほとんどはシルトサイズの粒子です。この風で運ばれたシルトの堆積物は黄土として知られています。黄土の既知の最も厚い堆積物は、中国の黄土高原にあり、最大で350メートル（1,150フィート）に達します。[ 33 ]この同じアジアの塵は何千マイルも吹き飛ばされ、遠くハワイのような場所に深い層を形成します。[ 34 ]北米のピオリア黄土は、アイオワ州西部の一部で最大40メートル（130フィート）の厚さがあります。[ 35 ]黄土の上に発達した土壌は、一般的に農業に非常に適しています。[ 36 ]
塵旋風と呼ばれる小さな旋風は乾燥地帯でよく見られ、非常に激しい局所的な空気の加熱によって気団が不安定になることが原因と考えられています。塵旋風は高さが1キロメートルにも達することがあります。[ 37 ]火星の塵旋風は10キロメートル（6.2マイル）の高さまで観測されていますが、これは珍しいことです。[ 38 ]
風は砂とシルトや粘土を分離するのに非常に効果的です。その結果、砂質（エルグ）とシルト質（黄土）の風成堆積物が明確に区別され、両者の互層は限られています。黄土堆積物はエルグよりも元の堆積物源から遠い場所に存在します。その例として、米国ネブラスカ州のサンドヒルズが挙げられます。ここでは、西側には植生で安定化した砂丘が、東側には黄土堆積物が見られ、ロッキー山脈の麓にあるオガララ層の元の堆積物源からさらに遠く離れています。 [ 6 ]
風成地形に関する最も重要な実験的測定のいくつかは、第二次世界大戦前にエジプトで働いていたイギリス陸軍の技師ラルフ・アルジャー・バグノルド[ 39 ]によって行われた。バグノルドは、大気中を移動し風によって堆積する粒子の物理学を調査した[ 40 ] 。彼は、三日月形の砂丘（彼はこれを「バルハン」と呼んだ）と、縦方向または「セイフ」（アラビア語で「剣」）と呼ばれる線状の砂丘という2つの基本的な砂丘タイプを認識した。バグノルドは、さまざまなタイプの砂丘だけでなく、小規模な波紋や砂のシートも含む分類体系を開発した[ 6 ] 。
バグノルドの分類は、植生のない地域に最も適している。[ 6 ] 1941年、ジョン・ティルトン・ハックは、植生の影響を強く受ける放物線状砂丘を砂丘の種類に追加した。[ 41 ]火星の砂丘の発見は、風成作用の研究を活性化させ、[ 42 ]コンピュータシミュレーションの利用がますます増えている。[ 39 ]
風によって堆積した物質には、過去および現在の風向と風速の手がかりが含まれています。これらの特徴は、現在の気候とそれを形成した力を理解するのに役立ちます。[ 6 ]例えば、現代世界の多くの地域に広がる不活性な砂漠は、最終氷期最盛期に後期更新世の貿易風帯が大幅に拡大したことを証明しています。氷床コアは、氷期最盛期に非火山性塵が10倍に増加したことを示しています。ボストーク氷床コアで最も塵のピークが高かったのは2万年から2万1千年前です。この豊富な塵は、活発な低緯度風系と、海面低下による大陸棚の露出増加に起因すると考えられています。[ 43 ]
風によって運ばれた砂の塊は、さざ波やその他の小規模な地形、砂丘、砂丘として存在する。
砂の表面に風が吹くと、表面は波紋状になり、その長軸は風向に垂直な山と谷が形成されます。跳躍運動中のジャンプの平均長さは、波紋の波長、つまり隣接する山と山の間の距離に相当します。波紋では、最も粗い物質が山に集まり、逆粒度分布が生じます。これは、最も粗い物質が一般的に谷にある砂丘と小さな波紋を区別する特徴です。これはまた、水によって形成された波紋と風成波紋を区別する特徴でもあります。[ 44 ]
砂影とは、岩や孤立した植生などの障害物の風下側に砂が堆積した状態を指します。ここでは、砂は安息角（最大の安定斜面角度）である約34度まで積み上がり、その後、砂丘の滑り面を滑り落ち始めます。砂落とは、崖や断崖の砂影のことです。[ 6 ]
砂影と密接に関連しているのが砂の吹きだまりである。これらは、障害物の間の隙間の風下側に、障害物が風に漏斗効果を与えることによって形成される。[ 6 ]
砂層は、表面のさざ波が小さい、平坦または緩やかに起伏した砂の堆積物です。例としては、サハラ砂漠東部のセリマ砂層があり、エジプト南部とスーダン北部にまたがり、面積は60,000平方キロメートル（23,000平方マイル）に及びます。これは、岩盤の上に数フィートの砂が堆積したものです。砂層はしばしば非常に平坦で、砂漠の準平原と呼ばれることもあります。[ 6 ]
砂丘は砂漠環境でよく見られ、特に砂丘地帯の縁辺部に多く見られますが、砂丘地帯内にも存在します。砂丘ではなく砂丘の形成を促進する条件としては、表面の固結、高い地下水位、植生の影響、周期的な洪水、または効果的な跳躍移動には粗すぎる粒子を多く含む堆積物などが挙げられます。[ 45 ]
砂丘は、風によって運ばれた堆積物が丘や尾根状に積み重なったものです。砂丘は、地形的な障害物とは無関係であるという点で、砂の影や砂の堆積物とは異なります。[ 6 ]砂丘は、風上側に緩やかな上り風斜面を持ちます。砂丘の風下側、つまり風下斜面は、一般的に滑り面と呼ばれる急な雪崩斜面です。砂丘には複数の滑り面が存在する場合があります。滑り面の最小高さは約30センチメートルです。[ 46 ]
風で運ばれた砂は、跳躍またはクリープによって砂丘の風上側の緩やかな斜面を上昇します。砂は滑り面の頂上である崖っぷちに堆積します。崖っぷちでの砂の堆積が安息角を超えると、砂粒の小さな雪崩が滑り面を滑り落ちます。砂粒が一つずつ、砂丘は風下に向かって移動します。[ 46 ]
砂丘には大きく分けて3つの形態がある。線状砂丘（縦砂丘またはセイフとも呼ばれる）は、卓越風の方向に並んでいる。横断砂丘（三日月形砂丘（バルハン）を含む）は、卓越風に垂直に並んでいる。星形砂丘のようなより複雑な砂丘は、風の方向が大きく変化する場所に形成される。その他の砂丘の種類は、孤立した丘や断崖など、さまざまな地形的要因によって生じる。[ 47 ]
横断砂丘は、卓越風が一方向に吹く地域で発生します。砂が少ない地域では、横断砂丘はバルハン砂丘または三日月砂丘の形をとります。これらは一般的ではありませんが、三日月形の先端が風下を向いている特徴的な三日月形をしており、非常に識別しやすいです。砂丘は、岩盤または岩盤の領域によって広く隔てられています。バルハン砂丘は、年間最大30 メートル (98フィート)移動し、背の高い砂丘ほど速く移動します。バルハン砂丘は、小さな地形の特徴によって砂のパッチが作られたときに最初に形成されます。これが砂丘に成長し、砂丘の周りの気流の収束流線によって特徴的な三日月形に形成されます。成長は最終的に風の運搬能力によって制限され、風が堆積物で飽和すると、砂丘の滑り面が積み上がります。バルハン砂丘は砂の供給が限られている地域で発達するため、地質記録にはあまり保存されません。[ 48 ]
砂が豊富な場所では、横断砂丘は西サハラのようなアクレ砂丘の形をとります。これらは風向に垂直な蛇行した尾根のネットワークを形成します。[ 49 ]アクレ砂丘は、大規模な斜交層理と多くの再活性化面を持つ砂岩として地質記録に保存されています。[ 48 ]
ドラアは非常に大きな複合横断砂丘です。幅は最大4,000メートル（13,000フィート） 、高さは400メートル（1,300フィート）にも達し、長さは数百キロメートルに及ぶことがあります。形状は、大きなアクレ砂丘またはバルハノイド砂丘に似ています。砂が豊富な地域で長期間かけて形成され、複雑な内部構造を示します。地質記録に保存されているドラアの形態を決定するには、綿密な3Dマッピングが必要です。[ 50 ]
線状砂丘は数十キロメートルに及ぶこともあり、高さは70メートル（230フィート）を超えることもあります。通常、幅は数百メートルで、間隔は1～2キロメートル（0.62～1.24マイル）です。時には、風上に向かって分岐するY字型の合流点で合流することもあります。鋭く蛇行した、あるいは雁行状の頂部を持っています。これらは、風の弱い季節に強い風の季節の卓越風に対して鋭角に吹く風によって形成される、二峰性の季節風パターンから生じると考えられています。強い風の季節にはバルハン型が形成され、弱い風の季節にはこれが線状に引き伸ばされます。これらの砂丘は二次流によって形成される可能性もありますが、その正確なメカニズムは不明です。[ 51 ]
複合砂丘（星形砂丘またはルアード砂丘）は、2 つ以上の滑り面を持つことが特徴です。通常、幅は500 ～ 1,000 メートル (1,600 ～ 3,300フィート)、高さは50 ～ 300 メートル (160 ～ 980フィート)です。中央のピークから放射状に伸びる頂上部で構成され、あらゆる方向から強い風が吹く場所で形成されると考えられています。メキシコのグラン・デシエルト・デ・アルタルの砂丘は、約 3,000 年前に風のパターンが変化したことにより、前駆的な線状砂丘から形成されたと考えられています。複合砂丘は横方向の成長はほとんど見られませんが、垂直方向の成長は強く、重要な砂の沈み込み場所となっています。[ 52 ]
植生のある放物線状砂丘は三日月形をしているが、三日月の両端は風下ではなく風上を向いている。これらは、植生のパッチと、吹き出しなどの活発な砂源との相互作用によって形成される。植生は砂丘の腕を安定させ、砂丘の腕の間には細長い湖が形成されることがある。[ 53 ]
粘土砂丘は珍しいが、アフリカ、オーストラリア、北米のメキシコ湾岸沿いで発見されている。[ 6 ]これらは、乾季に強い卓越風にさらされる塩水域の縁にある泥干潟に形成される。粘土粒子は塩によって砂粒状に結合し、砂丘に堆積する。そこで、涼しい季節が戻ってくると、これらの粒子が水分を吸収して砂丘の表面に結合される。[ 54 ]
砂漠は地球の現代の陸地の20～25パーセントを占めており、そのほとんどは北緯または南緯10～30度の間に広がっています。ここでは、熱帯大気循環の下降部分（ハドレー循環）が高気圧を生み出し、降水量を抑制します。この砂漠の広範囲は風で運ばれた砂で覆われています。このような地域は、面積が約125平方キロメートル（48平方マイル）を超えるとエルグ、それより小さいと砂丘地帯と呼ばれます。エルグと砂丘地帯は、現代の砂漠の約20パーセント、または地球の陸地全体の約6パーセントを占めています。[ 55 ]
今日の世界の砂漠地帯は、やや異例である。砂漠は、現在も地質記録においても、砂丘地帯よりも扇状地が優勢であるのが一般的である。現在の砂漠地帯の相対的な多さは、最終氷期最盛期後の第三紀堆積物の再加工を反映している可能性がある。 [ 56 ]現代の砂漠のほとんどは、第四紀の極端な気候変動を経験しており、現在風によって攪拌されている堆積物は、以前の多雨期（湿潤期）に高地で生成され、河川の流れによって堆積盆地に運ばれたものである。堆積物は、最初の河川輸送中にすでに選別されていたが、風によってさらに選別され、風によって堆積物は風成地形へと形作られた。[ 18 ]
風成システムの状態は主に次の3つの要素に依存します。堆積物の供給量、堆積物の存在量、および風の輸送能力です。堆積物の供給は主に多雨期（降雨量が多い時期）に生成され、堆積盆地の扇状地デルタまたは末端扇状地として流出によって蓄積されます。堆積物のもう1つの重要な供給源は、海面が低い時期に露出した大陸棚上の炭酸塩堆積物の再加工です。堆積物の存在量は、局所的な堆積物供給の粗さ、堆積物粒子の露出度、土壌水分量、および植生被覆の程度に依存します。通常、堆積物の供給量が風を飽和させるのに不十分であるため、風の潜在的な輸送速度は実際の輸送量よりも大きくなります。言い換えれば、ほとんどの風成システムは輸送不飽和（または堆積物不飽和）です。[ 57 ]
風成砂漠システムは、湿潤、乾燥、または安定化システムに分類できます。乾燥システムでは、地下水位が地表よりかなり下にあり、堆積物に対する安定化効果はありません。砂丘の形状によって、堆積物が堆積するか、単に地表を移動するか（バイパスシステム）、または侵食が起こるかが決まります。湿潤システムは、堆積面近くの地下水位が特徴であり、堆積、バイパス、または侵食を強く制御します。安定化システムでは、植生、地表セメント、または泥の被覆が顕著であり、システムの進化を支配します。サハラ砂漠は、これら3つのタイプのすべてを網羅しています。[ 58 ]
風成系における堆積物の移動は、砂流マップで表すことができます。これらは気象観測、堆積地形の向き、ヤルダンの傾向に基づいています。これらは排水マップに似ていますが、風が砂をかなりの距離上方に吹き上げる可能性があるため、地形とはそれほど密接に関係していません。[ 43 ]
北アフリカのサハラ砂漠は、世界最大の暑い砂漠です。[ 59 ]流線はエルグからエルグへと追跡でき、風下への非常に長い輸送を示しています。衛星観測では、ヤルダンが砂流線と一直線に並んでいることが示されています。すべての流線は砂漠自体で発生し、高圧セルとほぼ同じ時計回りの循環の兆候を示しています。最大の風食は、貿易風がティベスティ山脈とエンネディ高原の間で低層ジェットを形成する乾燥した湖底で発生します。流線は最終的に海に到達し、数千キロメートルにわたって大西洋に広がるサハラ砂漠の砂塵の巨大なプルームを形成します。これにより、海に絶えずシルトが降り注ぎます。このシステムを通じて毎年2億6000万トンの堆積物が輸送されていると推定されていますが、深海コアに基づくと、最終氷期最盛期にはその量ははるかに多かったとされています。0.1～1ミクロンの鉱物ダストは、短波放射の散乱体として優れており、気候を冷却する効果があります。[ 60 ]
風成システムのもう一つの例は、オーストラリアの乾燥した内陸部である。砂の移動を妨げる地形的な障壁がほとんどないため、反時計回りの風系が縦方向の砂丘のシステムによって描かれている。[ 61 ]
ナミブ砂漠とオマーン砂漠は沿岸堆積物によって形成されています。ナミブ砂漠は、海岸から100キロメートル（62マイル）以上の岩盤を横断して砂漠に至る狭い風食回廊を通って南から堆積物を受け取ります。オマーン砂漠は、最後の更新世の海面低下期に海洋棚の炭酸塩が風食されて形成されました。[ 43 ]
中国の黄土高原は、第四紀氷河期の間、堆積物の長期的堆積場所であった。そこには、古土壌（化石土壌）によって隔てられた氷河黄土層の形で、氷河作用の記録が残されている。黄土層は強い北西の冬季モンスーンによって堆積したが、古土壌は湿潤な南東モンスーンの影響を記録している。[ 43 ]
アフリカのサバンナは、主に最終氷期最盛期に堆積した砂丘から成り、現在は植生によって安定化されている。[ 43 ]
気象や気候変動と関連していると考えられている主要な地球規模の風成システム：
風成作用は、先カンブリア時代から地質記録に見られる。風成層は、米国西部の古生代および中生代に顕著に見られる。その他の例としては、北西ヨーロッパのペルム紀のロートリーゲンデス層、ブラジルのパラナ盆地のジュラ紀～白亜紀のボトゥカトゥ層、英国のペルム紀下部バンター砂岩、スコットランドのペルム紀～三畳紀のコリー砂岩およびホープマン砂岩、インドおよび北西アフリカの原生代の砂岩などがある。[ 58 ]
おそらく、地質記録における風成作用の最良の例は、米国西部のジュラ紀の砂丘でしょう。これには、ウィンゲート砂岩、ナバホ砂岩、ページ砂岩が含まれます。個々の地層は、砂丘の安定化を示す地域的な不整合によって隔てられています。砂丘は、ウィンゲート砂岩がモエナベ層と、ナバホ砂岩がカヤンタ層と互いに指状に重なり合うように、隣接する河川系と指状に重なり合っています。[ 66 ]
ナバホ砂岩とナゲット砂岩は、地質記録上最大の砂丘堆積物の一部でした。これらの地層は厚さが最大700メートル（2,300フィート）に達し、 265,000平方キロメートル（102,000平方マイル）にわたって露出しています。その元の範囲は、現在の露頭面積の2.5倍であったと考えられます。かつては海洋起源である可能性も考えられていましたが、現在ではほぼ普遍的に風成堆積物とみなされています。これらは主に、丸みを帯び、霜状になった細粒から中粒の石英粒子で構成されており、これらは風成運搬の証拠です。ナバホ砂岩には、大きく傾斜した前置層を持つ巨大な板状の斜交層理が含まれています。個々の斜交層理は20度以上の角度で傾斜し、厚さは5メートルから35メートル（16フィートから115フィート）です。この地層には、淡水無脊椎動物の化石と脊椎動物の足跡が含まれています。現代の湿潤砂丘に見られるような、地滑り構造（ねじれた層理）が存在する。連続して移動する砂丘は、砂丘間の境界面と地域の上面の間に風成層の垂直な積み重ねを堆積させた。[ 58 ]
北海と北ヨーロッパのペルム紀ロートリーゲント層群には、隣接する高地からの堆積物が含まれています。この層群内の砂丘砂体は、厚さが最大500メートル（1,600フィート）に達します。斜交層理の研究によると、堆積物は時計回りの大気循環によって堆積したことがわかっています。掘削コアからは、乾燥した砂丘間面と湿潤な砂丘間面、および地域的な超表面が示され、砂丘の拡大と収縮が5回以上繰り返された証拠が得られています。最終的に、世界的な海面上昇によって砂丘は水没し、ヴァイスリーゲント層が堆積しました。[ 67 ]
ユタ州のシーダーメサ砂岩は、ログリーゲンドと同時期に形成された。この地層には、地域的な風食による超表面に囲まれた少なくとも12のエルグ層が記録されている。この地層に保存されている風成地形は、湿った砂層や湖沼古土壌（化石土壌）層から、薄く混沌とした砂丘群、平衡エルグ構造まで多岐にわたり、幅300～400メートル（980～1,310フィート）の砂丘がさらに大きなドラースの上を移動している。ドラースは個々の気候サイクルを生き延び、その砂丘間は気候サイクルの乾燥期にバルハン核形成の場となった。[ 66 ]
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