黄土高原

黄土高原 黄土高原
山西省渾源近くの風景
エリア [1]
• 合計	635,000 km 2 (245,000平方マイル)
標高 [2]	1,200 メートル (3,900 フィート)
人口  （2010年）[3]
• 合計	1億800万

中国黄土高原、または単に黄土高原は、中国中北部にある、風で運ばれた塵が堆積してできた砕屑性シルト状の堆積物である黄土でできた高原です。ゴビ砂漠の南東に位置し、黄河に囲まれています。中国の青海省、甘粛省、陝西省、山西省の一部が含まれます。^{[4]中国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、第四紀に東アジアモンスーンによる強い南東の風が堆積物を高原に運びました。^[5]黄土高原の3つの主な地形タイプは、黄土台、尾根、丘陵です。^[4]これらは黄土の堆積と浸食によって形成されました。黄土のほとんどはゴビ砂漠と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ました。堆積物は高原に堆積した後、乾燥した気候の下で徐々に圧縮され、黄土を形成しました。^[4]

黄土高原は世界最大かつ最も厚い黄土高原の一つです。^[5]面積は635,000 km2で、中国の陸地面積の約6.6%に相当します。^[1]黄土高原には約1億800万人が住んでいます。^[3]

強風のため、高原全体で浸食も強力です。そのため、風の急斜面、黄土の垂直節理、溝などの浸食地形が見られます。^{[5] [7] [8]}過去数十年で、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、高原での人間の開発に関連している可能性があり、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模索しています。^[9]

黄土高原には、主に3種類の地形がある。黄土台地、黄土尾根、黄土丘陵である。^[4] 黄土台地は平坦で、黄土層が多く、主に黄土高原南部に位置する。黄土尾根は侵食によって形成され、黄土高原中央部に位置する。黄土丘陵は円錐形の砂丘で、黄土高原北部に位置する。黄土高原の地形は、黄土の侵食と堆積によって形成される。^[10]

黄土高原では、地形は岩山から山麓の沖積平野、川の渓谷地帯へと変化するのが一般的です。このパターンは黄土高原の北西部から南東部にかけて繰り返されます。^[4]

ロッキー山脈の高さは黄土層よりもはるかに高く、山の高さと形態は場所によって異なります。^[4]

黄土高原で最も高い山の一つは馬漢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。頂上は平らで、山頂には古準平原の遺跡があります。^[4]

山の斜面の一部、特に風上斜面（北斜面）は、過去には森林に覆われていました。^[4]

ピエモンテの沖積平野は、この地域で見られるロッキー山脈の麓に位置する扇状地で構成されています。 ^[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ります。 ^[4]

古い扇状地は風成黄土で覆われている。ロッキー山脈からさらに進むと、黄土台地と黄土「平」が見られ、さらに次の帯である河川流域とつながっている。^[10]

河川流域には氾濫原、河川段丘、河床が含まれる。標高の高い段丘は、大部分が厚い黄土で覆われている。侵食が激しいと、黄土尾根という別の地形に変化する。侵食が弱いと、標高の高い段丘は黄土台地に変化する。谷底と低地段丘を含むこれらの平坦な河川流域は、建築や農業活動に重要である。^[4]

ムーウス砂漠は黄土高原の北西に位置する。黄土高原の風崖はムーウス砂漠と黄土高原の境界を成している。これはまた、黄土高原における黄土の堆積から風食への遷移を表している。^[10]風崖の背後には、風向と平行な線状の岩盤の尾根が多数形成されている。黄土高原北部では、岩盤の尾根は北東を向いている。しかし、中央黄土高原では尾根の方向はゆっくりと北に回転している。北黄土高原では尾根の方向は 118° ± 14° であるのに対し、中央黄土高原では 179° ± 11° である。これは風食の役割を示している。^[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]地表付近の風のベクトルを観察するために、研究者らは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方向と同じであることがわかった。したがって、現代の暴風も風成地形の形成に寄与している。^[5]

黄河は、風によって作り変えられた堆積物を継続的に供給してきました。^[11]また、黄土高原の風崖に達すると風食作用が強くなります。風崖の流線型圧縮により、風速が増加します。^[12]

その結果、黄土高原は黄土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ます。風食は氷河期に非常に激しくなります。^[5]氷河期には植生が非常に少ないため、風食が起こりやすくなります。

黄土の垂直節理の分布は、黄土の構造、水分、地層、微地形に依存し、垂直発達特性と横方向発達特性がある。^[7]

垂直方向には、後期更新世、中期更新世、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、黄土高原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、植生被覆率と傾斜に依存します。急な斜面と植生被覆率の低い場合は、節理が発達しやすくなります。台地の垂直な崖では、多くの垂直黄土節理が簡単に見つかります。^[7] 節理と黄土-古土壌界面は垂直に配向しています。^[7]また、乾燥した黄土層では、垂直黄土節理はその湿った部分です。そのため、深層の黄土の垂直節理に気付くことは非常に困難です。^[7] 降雨と灌漑からの水は、垂直の節理面と間隙濃度帯を通って黄土層に浸透します。^[7] 黄土層の節理系は大きさ、性質、周期、起源が異なります。黄土垂直節理は黄土高原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。

本来の節理は、大崖、小崖、本来の垂直の崖および側面に形成されており、変位がなく閉じている。^[7]

除荷垂直節理と風化垂直節理は斜面や地すべりの上部と端にあり、ほとんどが開いた形状で変位がほとんどありません。^[7]

地すべり帯は地すべりの本体にあり、通常は階段状で変位が大きい。^[7]

崩壊性節理は降雨や灌漑の際に非対称沈下が起こると形成される。それらは台地の端から遠く離れた場所に位置し、明らかに変位している。^[7]

垂直黄土節理の横方向の発達は4段階に分けられます。

開発段階では、元々の垂直節理、除荷節理、風化節理が見られる。この範囲では、節理は主に風化節理と除荷節理であり、節理面は何も埋められていない。^[7]

ミクロ発達段階では、黄土節理の分布はよりまばらで、節理は細かい砂で満たされています。これは、水が浸透し、水中に堆積物が蓄積していることを示しています。^[7]

未発達段階では関節はほとんどないか、ほとんど存在しない。^[7]

そして最後に、未発達段階では垂直の節理は見られません。^[14]黄土は非常に乾燥しています。平均水分含有量は16.22%です。^[7]

ガリー侵食は堆積物の重要な供給源として機能します。^[15]ある地域にガリー侵食がある場合、その地域は深刻な土地劣化があることを意味します。黄土高原では、丘陵地帯の総堆積物生産に対するガリー侵食の寄与は約60％から90％です。^[8]黄土高原では深刻です。ガリー侵食の寄与を知るために、ガリーの体積変化を測定することができます。

黄土高原には、谷底の溝、丘の斜面の溝、谷底の溝の3種類の溝があります。^[8]

結論として、黄土高原の地形的輪郭は新第三紀以来の地殻変動によって形成された。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った。^{[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い風成堆積物です。^[17]世界の陸地の約6％は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]

中国黄土高原は世界最大の黄土堆積地の一つです。^[17]堆積物が黄土高原に運ばれると、それはシルト物質になります。それが乾燥地帯に堆積し、強い化学的風化と炭酸化の過程を経て、黄土が形成されます。形成過程によって2種類の黄土が定義されます。

典型的な黄土は、後期更新世から完新世にかけて堆積した黄土であり、乾燥または半乾燥条件下で形成される。^[4]

二次黄土は、上層黄土によって圧縮され、風化や炭酸化の過程を経ない黄土である。また、半乾燥地帯の河川黄土や湖沼黄土の変化によって形成される。^[4]

黄土の厚さと大きさは、北西から南東にかけて減少します。^{[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が最も厚く、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に関係しています。モンスーンの風と砂嵐が北西から吹くと、さまざまな大きさの黄土を運びます。それが黄土高原に到達すると、風のエネルギーが減少し始めるため、最も大きく重い黄土が最初に落下します。それは黄土高原の南東に向かって動き続け、風のエネルギーは減少し続けます。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、最も粗い黄土は黄土高原の北西部にあり、最も細かい黄土は南東部にあります。^[19]

いくつかの研究によると、中期更新世に形成された黄土は広く厚いことがわかった。したがって、黄土高原の形成の主な時期は中期更新世である。^[19]六盤山の西側の黄土のほとんどは黄色である。しかし、東側の黄土は、濃い赤みがかったオレンジ、茶色がかった金色など、さまざまな色をしている。色の違いは、六盤山が黄土堆積前に形成され、山のさまざまな側で黄土の異なる特性を引き起こしたことを示している。^[4]

黄土のほとんどは、非常に平坦な「元」に堆積し、よく保存されています。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沈降速度は、粒径の変化と同様に変化することがわかっています。粒径が大きくなると、見かけの沈降速度も増加します。その理由は2つあります。^[19]

粒径の変化を左右する要因は他にもある。風の強さの変化に加え、堆積源の乾燥度も粒径に影響を与える可能性がある。これにより堆積物の運搬距離が変化する。間氷期には黄土高原は北西に後退し、氷期には南東に移動する。そのため、堆積源と黄土高原の距離は大きく変化する。風の強さは変わらないが、氷期には北西部の一部で粒径が増加する。^[20]

これは輸送風とも関係があるかもしれない。氷河期にはシベリア高気圧が強まり、冬のモンスーンが乾燥して強くなる。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、石英です。そのうち約50%が石英です。残りの10%は正長石、ビイタニエミ石、スド石、クリノクロア、ニマイトです。^[6]

鉱物学的、同位体学的、化学的結果から、黄土の起源を見つけることは容易である。^[6]

中国黄土高原の黄土の供給源は、ゴビ砂漠と、テンゲル砂漠、バダインジャラン砂漠、ウランバーフ砂漠、ムウス砂漠、ホブク砂漠などの近くの砂漠です。 ^[6]しかし、主な供給源はゴビ砂漠です。これは、鉱物、同位体、化学物質が類似していることから証明されています。どちらの場所も、黄土の主な鉱物は石英です。⁸⁷ Sr / ⁸⁶ Srの値は非常に高く、どちらも微量元素であるEu / YbおよびEu / Eu比が高いです。^[6]これらのデータは、黄土がゴビ砂漠からのものであることを証明しています。ゴビ砂漠は高原の北に位置しています。ゴビ砂漠と中国黄土高原の距離はかなり離れていますが、黄土がこれほど長い距離を移動できた可能性もあります。黄土の供給源がゴビ砂漠と砂漠である理由はいくつかある。^[6]

卓越風：砂漠とゴビ砂漠の卓越風は北西から吹く。ゴビ砂漠と砂漠は中国黄土高原の北西に位置しているため、卓越風はこれらすべての場所につながりを作る。黄土は卓越風によって高原に移動する。^[6]

間に山がない：塵の輸送経路には、間に高い山がない。塵が輸送される際に高い山が塵を遮る状況では、塵は山の風上斜面に堆積する可能性がある。^[6]

モンスーンも風向に影響を与えるため、黄土の起源を特定する上で重要です。シベリア・モンゴルの高気圧により、冬にはモンゴルからモンスーン風が吹きます。これは黄土高原に塵や黄土を運ぶ上で重要な役割を果たします。 ^[19]

砂嵐：これは最も重要な要因です。春には、黄土高原で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、黄土はより長い距離を移動します。^[6]砂嵐は北西から黄土高原に吹き付けられます。^{[4] [21]}

黄土の原料はゴビ砂漠と砂漠から採取されるが、これらの砂漠で生成されるわけではない。ゴビ・アルタイ山脈、ハンガイン山脈、キリェン山脈の3つの山脈が砂漠と高原の黄土の原料となる。^[6]

高地：^[6]環境減率によると、気温は1,000メートル（3,300フィート）ごとに6℃（43°F）低下します。したがって、山が高いほど、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）を超えており、2,500〜5,500メートル（8,200〜18,000フィート）の範囲です。山頂の温度は0℃（32°F）前後、またはそれ以下になることもあります。これにより、霜による風化プロセスと凍結融解サイクルが促進され、山頂の岩の物理的風化につながります。このプロセスにより、岩は小さな粒子に変わります。^[4]

高起伏と勾配：^[6]山の雪解け水と河川水が山頂から流れ落ちると、斜面の勾配と高起伏により大きな位置エネルギーが発生します。水が谷や不安定な岩の斜面を流れると、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。そのため、砂漠の堆積物や砂は山からのものです。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、岩石の削剥や山岳地帯の河川の削り取りが起こります。地殻変動中に山から黄土物質が形成されます。^[6] さらに、堆積物は砂漠や黄河の風成磨耗プロセスによっても生成されます。^[22]しかし、これらは黄土の主な発生源ではありません。

そのため、中国黄土高原の黄土は主に3つの山脈で生成され、砂漠に堆積している。モンスーンの風と砂嵐によって、黄土は黄土高原に運ばれる。^{[6] [19]}

黄土高原の人口は1600年代から増加しており、2000年には1億400万人にまで増加した。^[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、森林破壊だ。人々は農業活動のための土地を確保し、燃料や建築資材として木材を使用するために森林を伐採している。これが森林被覆が劇的に減少した理由である。黄土高原では異常で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、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、その強さも増しています。^[9] 砂嵐によって物質が長距離運ばれることがあります。砂嵐は韓国、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くなります。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及ぼすことがあります。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係している。^[24]干ばつが増えるということは、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。洪水の数も増えるだろう。^[9] 洪水と干ばつの頻度は異常に増加している。^[9]

気候が寒冷化して湿度が高くなるため、黄土高原はイナゴの大群の被害を受けやすくなります。^[9]イナゴの大群は農地を破壊し、作物の収穫量を減少させます。

1965年から1979年にかけて、地震の衝撃とモンスーンによる夏の降雨により、黄土高原で1000件以上の地滑りが発生しました。 ^[9]

黄土高原は、世界でも最も深刻な土壌浸食に悩まされている地域の一つである。^[25]この地域の土壌浸食は、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、近年の黄土高原の土壌浸食に最も影響を与えているのは人間の活動である。歴史的記録から推定すると、黄土高原の森林被覆は過去3千年の間に8分の1に減少し、1949年には最低値に達し、年間3700トン/km2の土壌浸食につながった^。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年にかけて3倍に増え、2000年には1億400万人に達した。 ^[9]斜面の70％以上が農業活動に使用されている。^{[27] [更新が必要]}急斜面での農業活動により、斜面の黄土物質が露出した。大雨や嵐があると、黄土は簡単に流され、深刻な土壌浸食を引き起こす。1999年には、ほとんどの草原が過放牧されており、土地劣化の問題に直面していることが判明した。^[27]また、鉱業や建設業も土壌浸食を引き起こす一因となっている。

そのため、中国政府は黄土高原における持続可能な農業と土壌保全戦略を推進することが重要であると認識しました。1960年代には、穀物を緑化する政策などの森林再生の取り組みが開始されました。^[26] 2007年から2017年までに森林被覆は15,000 km²増加したと推定されています。^[28]土壌水保全研究所は、保全型エコ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]

• 草や低木などの植生を回復します。
• 段々畑などの重要な穀物耕作地を造成します。
• 換金作物や樹木をもっと植えましょう。
• 畜産。

保全と持続可能な建設は3つの段階に分かれています。