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黄土高原[ a ]は、風で運ばれた塵が堆積してできた砕屑性のシルト状堆積物である黄土でできた、中国中北部の高原です。ゴビ砂漠の南東に位置し、黄河に囲まれています。青海省、甘粛省、陝西省、山西省の一部を含んでいます。[ 4 ]中国の黄土高原の堆積環境は、新第三紀の地殻変動によって形成され、その後、第四紀には東アジアモンスーンによる強い南東風が堆積物を高原に運びました。[ 5 ]黄土高原の主な地形は、黄土の堆積と侵食によって形成された黄土台地、尾根、丘陵の3種類です。 [ 4 ]黄土の大部分はゴビ砂漠やその他の近隣の砂漠から来ています。[ 6 ]堆積物は間氷期に南東の卓越風と冬のモンスーン風によって黄土高原に運ばれた。高原に堆積した堆積物は、乾燥した気候の下で徐々に圧縮されて黄土を形成した。[ 4 ]
黄土高原は、世界で最も大きく厚い黄土高原の1つです。[ 5 ]その面積は635,000平方キロメートル（245,000平方マイル）で、中国の国土面積の約6.6%に相当します。[ 1 ]黄土高原には約1億800万人が居住しています。[ 3 ]
強風のため、高原全体で侵食も激しくなっています。そのため、風食崖、黄土の垂直節理、溝などの侵食地形が存在します。[ 5 ] [ 7 ] [ 8 ]過去数十年の間に、降雨パターン、植生被覆、自然災害など、環境と気候が変化しました。[ 9 ]これらの変化は、高原における人間の開発に関連している可能性があります。中国の環境当局は、この地域を管理するための持続可能な方法を見つけようとしています。[ 9 ]
黄土高原には主に 3 つの地形タイプがあります。黄土台地、黄土尾根、黄土丘陵です。[ 4 ]黄土台地は平坦で、多くの黄土層があります。主に黄土高原の南部に位置しています。黄土尾根は侵食によって形成され、黄土高原の中央部に位置しています。黄土丘陵は円錐形の砂丘で、黄土高原の北部に位置しています。黄土高原の地形は、黄土の侵食と堆積によって形成されています。[ 10 ]
黄土高原では、地形は通常、岩山から山麓の沖積平野、そして河川谷帯へと変化します。このパターンは黄土高原の北西から南東にかけて繰り返されます。[ 4 ]
岩山の高さは黄土堆積物よりもはるかに高い。山の高さと形態は場所によって異なる。[ 4 ]
黄土高原で最も高い山の1つはマハン山と呼ばれています。この山の標高は約3,670メートル（12,040フィート）で、黄土線より1,300メートル（4,300フィート）高いです。頂上は平らな山で、山頂には古準平原の痕跡があります。[ 4 ]
山腹の一部、特に風上側の斜面（北斜面）は、かつては森林に覆われていた。[ 4 ]
山麓の沖積平野は、この地域に見られる扇状地で構成されており、それらは岩山の麓に位置しています。[ 4 ]
この帯の大きさは、ロッキー山脈からの流出水と風化物質の量によって決まる。 [ 4 ]
古い扇状地は風成黄土で覆われている。岩山からさらに離れると、黄土台地や黄土「ピング」が見られ、さらに次の帯である河川谷帯とつながっている。[ 10 ]
河川谷帯には、氾濫原、河岸段丘、河床が含まれます。高さの高い段丘は、ほとんどが厚い黄土で覆われています。強い浸食によって、黄土の尾根という別の地形に変化します。浸食が弱い場合は、高い段丘は黄土の台地に変化します。谷平野と低い段丘を含むこれらの平坦な河川流域は、建設や農業活動にとって重要です。[ 4 ]
ムウス砂漠は黄土高原の北西部に位置しています。黄土高原の風の断崖は、ムウス砂漠と黄土高原の境界を示しています。また、黄土高原における黄土の堆積から風食への移行も示しています。[ 10 ]風の断崖の背後には、風向に平行な多くの直線状の岩盤の尾根が形成されています。黄土高原北部では、岩盤の尾根は北東を向いています。しかし、中央黄土高原では、尾根の方向は徐々に北に回転します。北黄土高原では、尾根は118°±14°の方向に向いていますが、中央黄土高原では179°±11°の方向に向いています。これは風食の役割を示しています。[ 5 ]
第四紀のモンスーンの風向は現代の気候学と一致している。[ 5 ]地表付近の風ベクトルを観測するために、第四紀の風と現代の風を比較した。その結果、冬と春の嵐の風向は岩盤の尾根の向きと同じであることがわかった。したがって、現代の暴風雨も風成地形の形成に寄与している。[ 5 ]
黄河は継続的に堆積物を供給しており、それが風によって再加工されている。[ 11 ]また、風食は黄土高原の風食崖に達すると強くなる。風食崖の流線圧縮により風速が増加するためである。[ 12 ]
その結果、黄土高原は黄土の堆積地であるだけでなく、強い風食による塵の発生源にもなっている。氷河期には風食が非常に激しい。[ 5 ]氷河期には植生がほとんどないため、風食が起こりやすい。
黄土の垂直方向の節理の分布は、黄土の構造、水分量、地層、微地形に依存します。垂直方向の発達の特徴と水平方向の発達の特徴があります。[ 7 ]
垂直方向には、後期、中期、前期更新世の黄土層を含むさまざまな黄土層に節理が見られます。[ 7 ]これは黄土台地の最も重要な構造の 1 つです。[ 7 ] [ 13 ]黄土の垂直節理の発達と大きさは、植生被覆と傾斜に依存します。急な傾斜と植生被覆の乏しさは節理の発達を促進します。多くの黄土の垂直節理は、台地の垂直な崖で容易に見つけることができます。[ 7 ] 節理と黄土-古土壌境界面は垂直方向に配向しています。[ 7 ]また、乾燥した黄土層では、黄土の垂直節理はその湿った部分です。したがって、深い層で黄土の垂直節理に気づくことは非常に困難です。[ 7 ] 降雨や灌漑による水は、垂直節理面と孔隙集中帯を通して黄土層に浸透します。[ 7 ] 黄土層の節理系は、大きさ、性質、時期、起源が異なります。黄土垂直節理は、黄土台地全体に分布しています。[ 7 ]地すべりの節理は、そのさまざまな特徴によって分類できます。
元の節理は、主要な崖、小さな崖、元の垂直な崖、および側面に形成されています。それらは変位がなく、閉じています。[ 7 ]
荷重軽減垂直節理と風化垂直節理は斜面または地滑りの上部と端にあり、ほとんどが開いた形状で変位は小さい。[ 7 ]
滑り節理は地すべりの本体に存在します。通常、それらは階段状で、大きな変位を伴います。[ 7 ]
降雨や灌漑の際に非対称な沈下が発生すると、崩壊性節理が形成されます。これらは台地の端から遠く離れた場所に位置し、明らかな変位が見られます。[ 7 ]
黄土の垂直方向の節理の横方向の発達は、4つの段階に分けられる。
発達段階では、元の垂直目地、除荷目地、風化目地が見られます。この範囲では、目地は主に風化目地と除荷目地です。目地面には何も充填されていません。[ 7 ]
微細発達段階では、黄土の節理の分布はまばらです。節理は細かい砂で満たされています。これは、水の浸透と水中の堆積物の蓄積を示しています。[ 7 ]
発達初期段階では、関節はほとんど、あるいは全く見られない。[ 7 ]
そして最後に、未発達段階では垂直方向の節理は見られません。[ 14 ]黄土は非常に乾燥しています。平均含水率は16.22%です。[ 7 ]
谷侵食は堆積物の重要な供給源として機能します。[ 15 ]谷侵食が発生している地域では、深刻な土地劣化が発生していることを意味します。黄土高原では、丘陵地帯における総堆積物生産量に対する谷侵食の寄与は約60%から90%です。[ 8 ]黄土高原では深刻です。谷侵食の寄与を知るには、谷の体積変化を測定できます。
黄土高原には、谷底の谷、丘陵斜面の谷、谷岸の谷の3種類の谷がある。[ 8 ]
結論として、黄土高原の地形的輪郭は新第三紀以降の地殻変動によって形成されました。その後、第四紀の東アジアモンスーンにより、黄土とさまざまな侵食地形が形成され始めました。しかし、人間の活動により、黄土高原の多くの地域が侵食環境に変わりました。[ 4 ] [ 9 ]
黄土は必ずしもシルトと同じ意味ではありません。黄土は、第四紀に乾燥地域または半乾燥地域から風によって運ばれた黄色の風成堆積物です。[ 17 ]世界の陸地の約6%が黄土で覆われています。黄土は過去の気候と環境を記録しています。[ 18 ]
中国の黄土高原は、世界最大の黄土堆積地の1つです。[ 17 ]黄土高原に運ばれてくる堆積物はシルト質です。乾燥地帯に堆積し、強い化学的風化作用と炭酸化作用を受けると、黄土が形成されます。黄土は、その形成過程によって2種類に分類されます。
典型的な黄土は、後期更新世および完新世に堆積した黄土です。乾燥または半乾燥の条件下で形成されます。[ 4 ]
二次黄土は、上層の黄土によって圧縮され、風化や炭酸化作用を受けない黄土です。また、半乾燥地域では河川黄土や湖沼黄土が変質して形成されます。[ 4 ]
黄土の厚さと大きさは、北西から南東に向かって減少します。[ 4 ] [ 19 ]図は中国黄土高原の地形を示しています。六盤山脈付近の黄土は最も厚く、約200～300メートル（660～980フィート）ですが、黄河付近の黄土は約100メートル（330フィート）の厚さです。[ 4 ]これは風による選別と関係があります。モンスーンの風と砂嵐が北西から吹くと、さまざまなサイズの黄土を運びます。黄土高原に到達すると、風のエネルギーが減り始めるため、最も大きくて重い黄土が最初に落ちます。黄土高原の南東に向かって移動し続けると、風のエネルギーは減り続けます。したがって、最も細かい黄土物質は高原の南東端に堆積します。そのため、黄土高原の北西部には最も粗い黄土があり、南東部には最も細かい黄土がある。[ 19 ]
いくつかの研究では、中期更新世に形成された黄土は膨張性があり厚いことがわかっています。したがって、黄土高原の形成の主な時期は中期更新世です。[ 19 ]六盤山の西側の黄土のほとんどは黄色です。しかし、東側の黄土は濃い赤橙色、茶色がかった金色など、さまざまな色をしています。色の違いは、六盤山が黄土の堆積前に形成され、山の異なる側面で黄土の性質が異なる原因となったことを示しています。[ 4 ]
黄土の大部分は、非常に平坦な「元」に堆積し、よく保存されている。いくつかの研究では、堆積速度の変化を決定する見かけの堆積速度は、粒径の変化と同様の変化を示すことがわかった。粒径が増加すると、見かけの堆積速度も増加する。理由は2つある。[ 19 ]
粒径の変化を制御する要因は他にもあります。風の強さの変化に加えて、粒径は供給源地域の乾燥度にも影響される可能性があります。これにより、堆積物の輸送距離が変化します。間氷期には黄土高原は北西方向に後退し、氷期には南東方向に移動します。したがって、供給源地域と黄土高原の間の距離は大きく変化します。風の強さが変化しない場合でも、氷期には北西部の一部の地域で粒径が大きくなります。[ 20 ]
これは輸送風とも関連している可能性がある。氷河期にはシベリア高気圧が強化され、冬のモンスーンはより乾燥して強くなる。そのため、堆積物の量と粒径が増加する。[ 19 ]
黄土の90%以上は方解石、長石、雲母、石英で構成されている。そのうち約50%は石英である。残りの10%は正長石、ヴィータニエミアイト、スドアイト、クリノクロア、ニマイトである。[ 6 ]
鉱物学的、同位体学的、化学的結果から、黄土の起源を容易に特定できる。[ 6 ]
中国黄土高原の黄土の起源は、ゴビ砂漠と、騰格里砂漠、巴大嶼砂漠、涁嶼涼砂漠、涁嶼涼砂漠、涁嶼涼砂漠、涁嶼涼砂漠などの近隣の砂漠である。[ 6 ]しかし、主な起源はゴビ砂漠である。これは、鉱物、同位体、化学組成が類似していることから証明されている。どちらの場所も、黄土の主成分鉱物として石英を含んでいる。87Sr / 86Srの値は非常に高く、どちらも微量元素であるEu/Yb比とEu/Eu比が高い。[ 6 ]これらのデータは、黄土がゴビ砂漠由来であることを証明している。ゴビ砂漠は高原の北部に位置している。ゴビ砂漠と中国黄土高原との距離はかなり遠いが、黄土がそのような長距離を移動することはあり得る。黄土の供給源がゴビ砂漠や砂漠地帯である理由はいくつかあります。[ 6 ]
卓越風：砂漠地帯とゴビ砂漠の卓越風は北西から吹く。ゴビ砂漠と砂漠地帯は中国黄土高原の北西に位置しているため、卓越風はこれらの地域すべてを結びつける役割を果たしている。黄土は卓越風に乗って高原まで運ばれる。[ 6 ]
間に山がない：塵の輸送経路には、間に高い山がない。塵の輸送中に高い山が塵を遮る状況では、塵は山の風上側の斜面に堆積する可能性がある。[ 6 ]
モンスーンは風向きに影響を与えるため、黄土の発生源を特定する上でも重要です。シベリア・モンゴル高気圧の影響で、モンゴルから冬のモンスーン風が吹いています。これは黄土高原への塵や黄土の運搬に重要な役割を果たしています。 [ 19 ]
砂嵐：これが最も重要な要素です。春の間、黄土高原では多くの強い砂嵐が発生し、通常は2日以上続きます。砂嵐が長引くと、黄土はより遠くまで移動することができます。[ 6 ]砂嵐は北西から黄土高原に吹きます。[ 4 ] [ 21 ]
黄土の供給源はゴビ砂漠や砂漠地帯ですが、それらの砂漠で黄土が生成されるわけではありません。ゴビアルタイ山脈、ハンガイン山脈、祁連山脈の3つの山脈が、砂漠や高原地帯の黄土を生成する役割を担っています。[ 6 ]
高地: [ 6 ]環境減率によれば、気温は1,000 メートル (3,300フィート)ごとに6 °C (11 °F)低下します。したがって、山が高くなるほど気候は極端になります。 3 つの山はすべて2,500 メートル (8,200フィート)より高く、2,500 メートルから 5,500 メートル (8,200 フィートから 18,000フィート)の範囲です。 山頂の温度は0 °C (32 °F)またはそれ以下になる可能性があります。 これにより、山頂の岩石の物理的風化につながる凍結風化プロセスと凍結融解サイクルが促進されます。 このプロセスにより、岩石は小さな粒に変化します。[ 4 ]
高い起伏と傾斜: [ 6 ]山の融水や河川水が山頂から流れ下るとき、傾斜と高い起伏のために大きな位置エネルギーが生まれます。水が谷や不安定な岩の斜面を流れるとき、多くの砕屑物が水によって洗い流されます。[ 6 ]洗い流された物質は水によって運ばれ、山麓や低地の盆地に堆積します。これにより、扇状地が形成されることもあります。ゴビ・アルタイ山脈の山麓には巨大な扇状地があります。したがって、砂漠の堆積物や砂は山から来ています。その後、風が堆積物を黄土高原に運び、堆積物を選別します。[ 6 ]
地殻変動: [ 6 ]高地アジアで地殻変動が起こると、エネルギーが放出されます。これにより、岩石の浸食と山の河川の浸食が起こります。地殻変動中に山から黄土が形成されます。[ 6 ] さらに、砂漠や黄河では風食作用によっても堆積物が生成されます。[ 22 ]しかし、これらは黄土の主要な供給源ではありません。
したがって、中国黄土高原の黄土は主に3つの山脈によって生成され、砂漠に堆積します。黄土はモンスーンの風と砂嵐によって黄土高原に運ばれます。[ 6 ] [ 19 ]
黄土高原の人口は1600年代から増加し続けている。2000年には人口は1億400万人に達した。[ 23 ]急速な人口増加は黄土高原にいくつかの環境問題をもたらしている。例えば、森林破壊である。人々は農業活動のための土地を増やすために森林を伐採し、木材を燃料や建築資材として利用している。これが森林被覆が劇的に減少した理由である。黄土高原では異常かつ極端な自然災害がますます増えている。これは気候や環境の変化に関連している可能性がある。[ 9 ]
黄土高原に関連するさまざまな自然災害には、砂嵐、洪水と干ばつ、イナゴの大群、地滑りなどがあります。[ 9 ]
砂嵐の発生件数は増加しており、その勢力も強まっています。[ 9 ] 砂嵐は物質を非常に遠くまで運ぶことがあります。韓国、日本、さらにはヨーロッパアルプスにも影響を及ぼします。[ 9 ]砂嵐の影響は非常に大きい場合があります。砂嵐は広大な農地を埋め尽くし、人間の呼吸器系に影響を与える可能性があります。また、家畜や人間の死を引き起こすこともあります。[ 9 ]
洪水と干ばつの頻度は密接に関連している。[ 24 ]これは、干ばつの増加は天候がより極端になっていることを示しているためである。洪水の数も増加するだろう。[ 9 ] 洪水と干ばつの頻度は異常に増加している。[ 9 ]
黄土高原は気候が涼しく湿潤になるため、イナゴの大群に対してより脆弱になります。[ 9 ]イナゴは農地を破壊し、作物の収穫量を減少させます。
1965年から1979年にかけて、黄土高原で発生した1000件以上の地滑りは、地震の揺れとモンスーンの夏の降雨によって引き起こされた。[ 9 ]
黄土高原は、世界で最も深刻な土壌侵食に悩まされている地域の一つである。[ 25 ]この地域の土壌侵食は、植生被覆、降水量、風の強さ、気候など、多くの要因の影響を受ける。しかし、近年、黄土高原の土壌侵食に最も大きく寄与しているのは人間の活動である。歴史的記録から、黄土高原の森林被覆は過去3千年で8分の1に減少し、1949年に最低値に達し、その結果、年間3700トンの土壌が1 km 2あたり侵食されたと推定されている。特にこの地域の北部と東部はかつて森林に覆われていた。[ 26 ]
中国黄土高原の人口は1949年から2000年の間に3倍に増加し、2000年には1億400万人に達した。[ 9 ]傾斜地の70%以上が農業活動に利用されている。[ 27 ]急斜面での農業活動により、斜面の黄土が露出した。大雨や嵐があると、黄土は容易に流され、深刻な土壌侵食を引き起こす。1999年には、ほとんどの草原が過放牧され、土地劣化問題に直面していることが判明した。[ 27 ]また、鉱業や建設も土壌侵食の原因となっている。
黄土高原で持続可能な農業と土壌保全戦略を推進するため、1960年代に植林活動が開始されました。 [ 26 ] 1999年には、土壌水保全研究所が保全型生態農業建設の原則を推進しました。主な戦略は4つあります。[ 27 ]
保全と持続可能な建設は、以下の3つの段階に分けられます。
1999年、中国政府は世界銀行と国連の支援を受けて、黄土高原で試験的に「食糧と緑化」復元プロジェクトを開始した。このプロジェクトでは、斜面での耕作と放牧が禁止され、農民は畑を草原や森林に転換するために穀物と現金の補助金を受け取った。2000年代初頭、穀物の収穫量が減少したため、食糧安全保障をめぐる議論が巻き起こった。政府は後にこの計画を修正し、収穫量はその後回復した。[ 28 ]黄土高原の最初の復元プロジェクトの費用は、2007年時点で2億5200万米ドルだった。[ 29 ]
1975年から2015年にかけて、黄土高原南西部の北洛河流域で行われた復元プロジェクトにより、農地が草原や森林に再生され、森林被覆が約18%増加し、流域全体の生態系サービス価値が約54%（約32億米ドル）上昇した。[ 30 ]プログラム開始から2020年まで、景河流域では丘陵地に再生された森林や草原が見られ、土壌と水の保全と生態系サービスが改善された。[ 31 ] 全体として、2007年から2017年にかけて、高原の森林被覆は15,000 km 2増加したと推定されている。[ 32 ]
2000年から2024年の間に、黄土高原は温暖化が進み、やや湿潤な気候へと変化した。[ 33 ]
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