砂波

砂波は、通常、海底の一方向の流れと、シルト、砂、砂利などの非粘着性の粒状堆積物との相互作用によって形成され、これらの流れに垂直に位置する、通常は大きな尾根状の海底地形の一種として定義されることが多い。堆積学者、地質学者、その他の地球科学者の間では、砂波と、リップル、メガリップル、水中砂丘、堆積波などの類似の海底地形との違いを正確に定義する普遍的に受け入れられた分類体系は存在しない。一部の分類システムでは、逆砂丘は後退砂波として知られ、砂波は砂丘の一種として分類されている。砂波は、一般的に、流れの速度の増加とそれに伴う流水の乱流の変化に伴って変化する、段階的な連続体としての海底地形の一部として定義され、考えられている。一般的に使用されている分類システムによると、流速の増加に伴うこの河床形態の進行は、カレントリップル、砂丘（砂波を含む）、平面河床、およびアンチデューンから構成されます。実際には、この進行はこれよりも複雑です。特定の流速に関連する河床形態の種類は、流によって運ばれるシルト、砂、または砂利のサイズと混合によっても決定されるためです。^[¹^]^[²^]

リップル、砂丘、非潮汐砂波などの海底地形が、一方向の流れの影響を受けて下流に移動する際、多くの場合、斜交層理を持つ粗粒の、典型的には砂質の堆積物からなる層（セットと呼ばれる）を形成します。これらの海底地形が下流に移動する際、流体の流れによって砂粒が海底地形の上流側（ストス側）を跳躍的に上昇します。海底地形の頂上では、砂粒が不安定な塊として集まり、自重で崩壊し、この砂粒の塊が海底地形の下流側（リー側）に雪崩のように流れ落ち、リー側に砂の薄層を形成します。その結果、砂粒の雪崩が繰り返されることで、下流側のリー側が発達します。同時に上流側のストス側が侵食されることで、このプロセスによって海底地形は下流へと移動します。このプロセスでは、流れの方向に傾斜した平行な砂の薄層からなる斜交層理と呼ばれる堆積構造も形成されます。流れによって運ばれる堆積物の量が、その輸送能力以下または同等であれば、堆積物は下流に移動し、堆積は起こりません。これは、河床形態の風上側の侵食によって、風下側に以前堆積していた堆積物が完全に侵食され、河床形態の堆積・移動する風下側に再堆積されるためです。^[³^]^[⁴^]

潮の砂波

潮汐砂波（潮汐砂丘とも呼ばれる）は、振動する潮汐流と非粘着性の粒状堆積物（シルト、砂、砂利など）との相互作用によって形成される、大きな尾根状の海底地形（海底形態）です。高さは1～25メートル（3.3～82.0フィート）、波長は25～1,000メートル（82～3,281フィート）にもなります。潮汐砂波は、1～10度の緩やかな傾斜を持つ、長い頂部を持つ平行な尾根の集合体として発生します。また、その斜面上には、砂丘やメガリップルといった、より小さな尾根状の海底形態が横たわり、活発に移動しているのが一般的です。反対方向の潮汐流の流れの不均衡は、砂波の非対称性の程度に反映されます。反対方向の潮流が釣り合っている場合、潮汐砂波は対称的で、海底を非常にゆっくりと、あるいは全く移動しません。反対方向の潮流の不均衡が大きくなるにつれて、潮汐砂波は海底を移動する速度が速くなり、形状の非対称性が増します。さらに、その移動速度は大潮/小潮の周期によって変化します。^[⁵^]^[⁶^]^[⁷^]

この種の砂波は、潮汐環境に限定して発生します。このような潮汐の影響を受ける環境は、バンクや水路の複合体で特徴づけられる河口域や浅瀬、制限された大陸棚、浅海プラットフォーム、まれに開けた大陸棚に関連して見られます。開けた海洋棚から報告されている砂波の中には、潮汐以外の流れによって形成されたものや、形成後に潮汐プロセスが停止したために残存した不活性な地形であるものもあります。これらは、北西ヨーロッパの北海やケルト海など、陸塊によって多かれ少なかれ制限された浅海で発生します。砂波のある制限された大陸棚の他の地域には、瀬戸内海（日本の近く）、白海（ロシア）、台湾海峡とマラッカ海峡、サンマティアス湾（南大西洋）、ロングアイランド湾、ケープコッド地域、セントローレンス湾などがあります。^{[ 6 ]}

アレン^{[ 5 ]}^{[ 3 ]}は、潮汐砂波の内部構造に関する最も広く受け入れられているモデルを開発した。ベルネ(2000) このモデルは、内部構造と形態学的対称性-非対称性の程度は、潮汐サイクルの満潮と干潮の位相間の潮汐時間と速度の非対称性の増加の関数であると提案している。このモデルでは、砂波の表面形態は、満潮と干潮の位相が等しい期間と強度で形成される対称的な砂波から、満潮と干潮の位相が大きく異なる期間と強度で形成される非対称的な砂波へと変化する。対称的な砂波は、ヘリンボーンクロス層理として知られる、傾斜方向が反対の中規模のクロス層理で内部的に構成されている。クロス層の反対方向は、一連の潮汐サイクル中の流れの方向の周期的な反転を表している。非対称砂波は、満潮期が干潮期よりも長く強い場合、または干潮期が満潮期よりも長く強い場合に形成され、内部は大規模な一方向性斜交層理から構成されています。非対称砂波の大規模な一方向性斜交層理には、再活性化面と呼ばれる切断面が含まれています。これらは、潮汐サイクル内で発生する緩潮期における風下斜面の再加工を表しています。これらの大規模な一方向性斜交層理は、潮汐束と呼ばれる単一の斜交層理内の斜交層理の厚さと粒径の長期的な横方向の周期的変化も示します。これらは小潮と大潮の潮汐サイクルに関連しています。^[⁷^]^[⁸^]

参考文献

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↑ McKee, ED, 1964.一次堆積構造の用語集。Middleton, GV 編、pp. 247-252.一次堆積構造とその流体力学的解釈。経済古生物学者・鉱物学者協会特別出版物、12。オクラホマ州タルサ、経済古生物学者・鉱物学者協会、265 ページ。ISBN 978-1565761421
1 2 Allen, JRL, 1984).物理堆積学の原理。ロンドン、イングランド、George Allen&Unwin、272ページ。ISBN 978-0-470-51690-4
↑ Boguchwal, LA、および Southard, JB、1990年。「定常一方向水流における堆積形態構成。第1部：細砂を用いた縮尺模型研究」。Journal of Sedimentary Petrology、60(5): 649–657。ISBN 978-0-045-51095-5
1 2 Allen, JRL, 1980.砂波：起源と内部構造のモデル.堆積地質学, 26(4), pp.281-328. doi=10.1016/0037-0738(80)90022-6
1 2 Allen, JRL, 1982.多方向流における横断堆積構造：波に関連したリップルマーク、砂波、等間隔砂丘。Allen, JRL, p. 419-470, Sedimentary Structures: Their Character and Physical Basis. Developments in Sedimentology 30A . New York, New York. 593 pp. ISBN 978-04-444-1935-4
1 2 Collinson, J.、Mountney, N.、Thompson, D.、2006年。『堆積構造』第3版。ハーペンデン、英国、Terra Publishing、292ページ。ISBN 978-19-035-4419-8
↑ Davis, RA, 2012.潮汐痕跡とその層序における保存可能性。Davis, RA、および Dalrymple, RW 編、pp. 35–55.潮汐堆積学の原理。ドイツ、ハイデルベルク、Springer Dordrecht、621 pp. ISBN 978-94-007-0122-9

外部リンク

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[Southard2003a-1] Southard, J., 2003. Surface forms . In Middleton, GV, ed., pp. 703–712. Encyclopedia of Sediment and Sedimentary Rocks . Dordrecht, Kluwer Academic, 928 pp. ISBN 978-1402008726

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