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土壌形成、または土壌生成とも呼ばれるこのプロセスは、場所、環境、および歴史の影響によって制御される土壌生成のプロセスです。生物地球化学的プロセスは、土壌内の秩序（異方性）を生成および破壊する両方の働きをします。これらの変化は、色、構造、質感、および化学組成の違いによって区別される土壌層と呼ばれる層の発達につながります。これらの特徴は、土壌形成要因の違いに応じて形成される土壌タイプの分布パターンで現れます。 [ 1 ]
土壌生成は、土壌の自然環境における研究である土壌学の一分野として研究されています。土壌学の他の分野には、土壌形態学と土壌分類学があります。土壌生成の研究は、現在（土壌地理学）および過去（古土壌学）の地質時代における土壌分布パターンを理解する上で重要です。
土壌は一連の変化を経て形成されます。[ 2 ]出発点は、新たに堆積した母材の風化です。さまざまな土壌微生物（細菌、古細菌、菌類）は、風化によって放出された単純な化合物（栄養素）を餌とし、有機酸や特殊なタンパク質を生成し、それが今度は鉱物の風化に寄与します。また、腐植の形成に寄与する有機残留物も残します。[ 3 ]植物の根は、共生菌根菌とともに岩石から栄養素を吸収することもできます。[ 4 ]
新しい土壌は、風化とさらなる堆積の組み合わせによって深さを増します。地中海性気候のシチリアでは、風化による土壌生成速度は年間約 1/10 mm です。[ 5 ]新しい土壌は、塵の堆積によっても深くなることがあります。土壌は徐々に、先駆種から始まり、生態遷移に沿ってより複雑な植物や動物の群集へと進み、より高次の植物や動物を支えることができるようになります。[ 6 ]表土は、高等植物の死骸や土壌微生物に由来する腐植の蓄積によって深くなります。[ 7 ]また、有機物と風化した鉱物の混合によっても深くなります。 [ 8 ]土壌が成熟するにつれて、有機物が蓄積し、鉱物の風化と浸出が起こるにつれて、土壌層が形成されます。
土壌形成は、土壌の進化に絡み合う少なくとも 5 つの古典的な要因の影響を受けます。それらは、母材、気候、地形（起伏）、土壌生物、および時間です。[ 2 ]気候、生物、起伏、母材、時間の順に並べ替えると、CLORPT という頭字語になります。[ 9 ]
土壌が形成される鉱物物質は母材と呼ばれます。岩石は、その起源が火成岩、堆積岩、変成岩のいずれであっても、すべての土壌鉱物物質の源であり、窒素、水素、炭素を除くすべての植物栄養素の源でもあります。母岩は化学的および物理的に風化、運搬、堆積、沈殿するにつれて、土壌に変化します。[ 10 ]
典型的な土壌母材鉱物材料は次のとおりです。[ 11 ]
母材は、堆積した経緯によって分類されます。残留物質は、一次岩盤からその場で風化した鉱物です。運搬物質は、水、風、氷、または重力によって堆積したものです。積乱物質は、その場で成長し蓄積した有機物です。[ 12 ]
残積土とは、下層の母岩から形成され、母岩とほぼ同じ化学組成を持つ土壌のことです。[ 13 ]残積土はメサ[ 14 ]や火山[ 15 ]で見られます。アメリカ合衆国では、土壌のわずか3%が残積土です。[ 16 ]
ほとんどの土壌は、風、水、氷、重力によって何マイルも運ばれてきた運搬物質に由来する。
集積母材は移動せず、堆積した有機物から生じる。これには泥炭や腐植土が含まれ、高水位の低酸素含有量による植物残渣の保存の結果生じる。泥炭は不毛な土壌を形成する可能性があるが[ 23 ] 、腐植土は非常に肥沃である可能性がある[ 24 ] 。
母材の風化は、物理的風化（崩壊）、化学的風化（分解）、および化学的変質という形で起こります。物理的、化学的、生物学的ストレスと変動は一般的に深さとともに減少するため、風化は通常、地質物質の最上部数メートルに限定されます。[ 25 ]物理的崩壊は、地球の深部で固まった岩石が地表近くの低圧にさらされて膨張し、機械的に不安定になることから始まります。[ 26 ]化学的分解は鉱物の溶解度に依存し、その速度は 温度が10℃上昇するごとに2倍になりますが、化学変化を引き起こすには水に大きく依存します。[ 27 ]熱帯気候では数年で分解する岩石が、砂漠では数千年変化せずに残ります。[ 28 ]構造変化は、水和、酸化、還元の結果です。化学的風化は主に細菌[ 29 ]や真菌[ 30 ]による有機酸やキレート化合物の排出によって起こり、温室効果下で増加すると考えられている[ 31 ]。
上記のうち、加水分解と炭酸化が最も効果的であり、特に降雨量、気温、物理的侵食が多い地域で顕著である。[ 45 ]化学的風化は岩石の表面積が増加するにつれてより効果的になるため、物理的崩壊が促進される。 [ 46 ]これは、レゴリス形成における緯度および高度の気候勾配に起因する。[ 47 ] [ 48 ]
サプロライトは、花崗岩、変成岩、その他の種類の岩盤が粘土鉱物に変化して形成された残積土の典型的な例です。風化した花崗岩とも呼ばれるサプロライトは、加水分解、有機化合物からのキレート化、水和、凍結融解などの物理的プロセスを含む風化プロセスの結果です。一次岩盤物質の鉱物学的および化学的組成、その物理的特徴（粒径や固結度を含む）、風化の速度と種類によって、母材は別の鉱物に変化します。サプロライトのテクスチャ、pH、および鉱物成分は、母材から受け継がれます。このプロセスは砂化とも呼ばれ、花崗岩の他の鉱物成分（雲母、角閃石、長石など）と比較して石英の耐性がはるかに高いため、砂質土壌が形成されます。[ 49 ]
土壌形成に影響を与える主な気候変数は、有効降水量（つまり、降水量から蒸発散量を引いたもの）と気温であり、どちらも化学的、物理的、生物学的プロセスの速度に影響を与えます。[ 50 ]気温と水分はどちらも、一次生産と分解のバランスに影響を与えることで土壌の有機物含有量に影響を与えます。気候が寒冷または乾燥しているほど、有機物として固定される大気中の炭素が少なくなり、分解される有機物も少なくなります。[ 51 ]気候はまた、植生被覆と生物活動の影響を通じて間接的に土壌形成に影響を与え、これらは土壌中の化学反応の速度を変化させます。 [ 52 ]
気候は土壌形成の主要因であり、土壌は形成された気候帯の独特な特徴を示し、土壌層に蓄積された炭素が大気中へ戻ることで気候にフィードバックする。[ 53 ]土壌断面に温暖な気温と豊富な水が同時に存在する場合、風化、浸出、植物の成長のプロセスが最大化される。気候による生物群系の決定によれば、湿潤な気候は樹木の成長を促進する。対照的に、亜湿潤および半乾燥地域では草が優勢な在来植生であり、乾燥地域では様々な種類の低木や灌木が優勢である。 [ 54 ]
水は、主要な化学的風化反応すべてに不可欠です。土壌形成に効果を発揮するには、水はレゴリスに浸透する必要があります。季節的な降雨分布、蒸発損失、地形、土壌の透水性が相互に作用し、降水が土壌形成にどれだけ効果的に影響するかを決定します。水の浸透深度が大きいほど、土壌の風化深度と発達が大きくなります。[ 55 ]土壌断面を浸透する余剰水は、粘土粒子[ 56 ]や溶解有機物[ 57 ]を含む、上層（溶脱）から下層（集積）へ溶解性物質や懸濁物質を輸送します。また、表面排水中の溶解性物質を運び去ることもあります。このように、浸透水は風化反応を刺激し、土壌層の分化を助けます。
同様に、水分不足は乾燥地域の土壌の特性を決定する主要な要因です。これらの土壌からは可溶性塩類が溶脱されず、場合によっては植物[ 58 ]や微生物の成長を阻害するレベルまで蓄積します[ 59 ] 。乾燥地域および半乾燥地域の土壌断面には、炭酸塩や特定の種類の膨張性粘土（カルクリート層またはカリッシュ層）が蓄積しやすい傾向があります[ 60 ] [ 61 ] 。熱帯土壌では、植生が失われ（例えば森林伐採によって）、激しい蒸発にさらされると、鉄塩やアルミニウム塩を溶解した水の毛細管現象による上昇移動によって、それぞれラテライトやボーキサイトの表層硬盤が形成され、耕作に適さなくなり、不可逆的な土壌劣化の既知の事例となります[ 62 ]。
気候の直接的な影響には以下が含まれます。[ 63 ]
気候は風化と浸出の速度に直接影響します。風は砂やより小さな粒子（塵）を運び、特に植物の被覆が少ない乾燥地域では、それらを巻き上げ源の近く[ 64 ]または遠く[ 65 ]に堆積させます。降水の種類と量は、土壌中のイオンと粒子の移動に影響を与え、さまざまな土壌プロファイルの発達を助けることで土壌形成に影響を与えます。土壌プロファイルは、有機物が蓄積する可能性のある湿潤で冷たい気候では、有機物が急速に消費される湿潤で暖かい気候よりも明確です。[ 66 ]母岩物質の風化における水の有効性は、季節的および日々の温度変動に依存し、これは岩石鉱物の引張応力を促進し、それによって熱疲労と呼ばれるプロセスで機械的に分解します。[ 67 ]同じプロセスで、凍結融解サイクルは岩石やその他の固結物質を破壊する効果的なメカニズムです。[ 68 ]
地形、または起伏は、地形の傾斜（勾配）、標高、および方位（方位）によって特徴付けられます。地形は、降水量または流出量、および表層土壌プロファイルの形成または侵食の速度を決定します。地形的環境は、気候力の作用を加速または遅延させる可能性があります。[ 69 ]
急斜面は侵食による土壌の急速な流出を促し、雨水が流出する前に土壌に浸透する量が少なくなるため、下層部への鉱物沈着（集積）がほとんど起こりません。半乾燥地域では、急斜面では有効降雨量が少ないため、植生被覆も不完全になり、土壌形成への植物の寄与が少なくなります。[ 70 ]これらの理由から、急斜面では土壌形成が土壌破壊を大きく上回るのを妨げます。したがって、急斜面の土壌は、近くのより平坦な場所の土壌と比較して、かなり浅く、発達の悪い土壌断面を持つ傾向があります。[ 71 ]
地形は、天候、火災、その他の人為的および自然的な力への曝露を決定します。鉱物の蓄積、植物栄養素、植生の種類、植生の成長、侵食、排水は、地形起伏に依存します。[ 72 ]丘の麓の土壌は斜面の土壌よりも多くの水を受け取り、太陽の経路に面した斜面（南向き）の土壌は、そうでない斜面の土壌よりも乾燥しています。[ 73 ]
雨水が集中しやすい窪地や窪地では、通常、風化がより深く進み、土壌断面の発達がより進んでいます。[ 74 ]しかし、最も低い地形では、水が風化を非常に強くし、排水と通気が制限されることがあります。ここでは、一部の鉱物の風化と有機物の分解が遅れる一方で、鉄とマンガンの損失が加速されます。このような低地の地形では、湿地土壌に特徴的な特殊な断面構造が発達する可能性があります。窪地では、水、鉱物、有機物が蓄積され、極端な場合には、結果として塩性湿地や泥炭湿原の土壌が形成されます。[ 75 ]
地形の繰り返しパターンは、地形系列または土壌カテナをもたらします。これらのパターンは、侵食、堆積、肥沃度、土壌水分、植生、土壌生物、火災履歴、および自然環境への曝露の地形的差異から生じます。重力は、鉱物および有機溶質およびコロイドとともに水を斜面下に運び、丘や山の麓で粒子および塩基含有量を増加させます。 [ 76 ]しかし、排水や侵食などの他の多くの要因が斜面の位置と相互作用し、作物収量に対する予想される影響を曖昧にします。[ 77 ]
それぞれの土壌には、微生物、植物、動物、人間の影響が独自に組み合わさって作用しています。微生物は、土壌形成プロセスに不可欠な鉱物変換に特に大きな影響を与えます。さらに、一部の細菌は大気中の窒素を固定することができ、一部の菌類は深層土壌のリンを効率的に抽出し、グロマリンの形で土壌炭素レベルを増加させます。[ 78 ]植物は土壌の浸食を防ぎ、[ 79 ]蓄積された植物物質は土壌腐植レベルを高めます。[ 80 ]植物の根からの分泌物は微生物活動を支えます。[ 81 ]動物は植物物質を分解し、生物攪拌によって土壌を混合する役割を果たします。[ 82 ]
土壌は地球上で最も種数の多い（種が豊富な）生態系ですが、土壌中の生物の大部分は微生物であり、その多くはこれまで記述されていません。[ 83 ] [ 84 ]微生物の個体数には土壌1グラムあたり約10億個の細胞という限界があるかもしれませんが、種の数の推定値は土壌1グラムあたり5万から100万以上まで大きく異なります。[ 85 ] [ 86 ]生物と種の数は、土壌の種類、場所、深さによって大きく異なります。[ 84 ] [ 86 ]
植物、動物、菌類、細菌、人間は土壌形成に影響を与えます（土壌バイオマントルと石層を参照）。土壌動物、土壌大型動物（ミミズ、シロアリ、ゴミムシダマシ、ジリス、モグラなど）や中型動物（ミミズ類、トビムシ、ダニなど）は、巣穴や孔を形成する際に土壌を混ぜ合わせ、水分やガスが移動できるようにします。このプロセスは生物擾乱と呼ばれます。[ 87 ]同様に、植物の根は土壌層に侵入し、分解時に通路を開きます。[ 88 ]深い主根を持つ植物は、さまざまな土壌層を何メートルも貫通して、土壌断面のより深いところから栄養分を吸い上げることができます。[ 89 ]植物には、有機化合物（糖類、有機酸、粘液質）を分泌し、細胞を剥がし（特に先端部）、容易に分解され、土壌に有機物を加える細い根があり、この過程は根系堆積と呼ばれます。[ 90 ]
真菌や細菌を含む微生物は、根と土壌の間で化学交換を行い、根圏と呼ばれる土壌の生物学的ホットスポットで栄養素の貯蔵庫として機能します。[ 91 ]土壌を通して根が成長することで微生物集団が刺激され、今度はその捕食者（特にアメーバと自由生活性線虫）の活動が刺激され、それによって鉱化速度が増加し、最終的には根の成長が促進されます。これは土壌微生物ループと呼ばれる正のフィードバックです。[ 92 ]根の影響を受けないバルク土壌では、ほとんどの細菌は休眠状態にあり、微小凝集体、つまり粘土粒子が接着された粘液質のコロニーを形成し、乾燥や土壌微生物（細菌食性原生動物と線虫）による捕食から保護しています。[ 93 ]微小凝集体（20～250μm）は土壌動物に摂取され、細菌体は腸内で部分的または完全に消化される。[ 94 ]
人間は、耕起、除草剤の使用、火災、森林伐採、土壌の裸地化などによって植生被覆を除去することで土壌形成に影響を与えます。これは、侵食、湛水、ラテライト化、ポドゾル化（気候と地形による）につながる可能性があります。[ 95 ]耕起は異なる土壌層を混合し、風化の少ない物質がより発達した上層と混ざることで土壌形成プロセスを再開させ、結果として鉱物風化の正味速度が増加します。[ 96 ]
ミミズ、アリ、シロアリ、モグラ、ジリス、ヤスデ類、ゴミムシ類は、穴を掘る際に土を混ぜ、土壌形成に大きな影響を与えます。[ 97 ]ミミズは土壌粒子や有機残渣を摂取し、体内を通過する物質中の植物栄養素の利用可能性を高めます。[ 98 ]ミミズは摂取した土壌が腸を通過する際に土壌粒子間の結合を破壊した後、土壌を通気・攪拌し、安定した土壌団塊を形成します。 [ 99 ]それによって水の浸透が容易になります。[ 100 ]アリやシロアリが塚を作ると、ミミズは土壌物質をある層から別の層へと運びます。[ 101 ]ミミズは土壌生態系において他にも重要な機能を果たしており、特に腸内および巣穴（トンネル）の内壁として大量の粘液を生成し、 [ 102 ]土壌微生物叢にプライミング効果をもたらし、 [ 103 ]アリやシロアリと同様に生態系エンジニアとしての地位を獲得している。 [ 104 ]
一般的に、動物の活動による土壌の混合（土壌攪拌とも呼ばれる）は、明確な層を形成する他の土壌形成過程の傾向を打ち消したり、相殺したりする傾向がある。[ 105 ]シロアリやアリも、巣の周りの広い範囲の土壌を剥ぎ取ることで土壌断面の発達を遅らせ、侵食による土壌の損失を増加させる可能性がある。 [ 106 ]ミミズが土壌表面に糞を堆積させる場合も同様である。[ 107 ]ジリス、モグラ、プレーリードッグなどの大型動物は、下層の土壌層に穴を掘り、物質を地表に運び出す。[ 108 ]これらの動物のトンネルはしばしば地表に開いており、地下層への水と空気の移動を促す。局所的な地域では、トンネルを作り、その後埋め戻すことで、下層と上層の混合を促進する。下層にある古い動物の巣穴は、しばしば上層のA層からの土壌物質で満たされ、クロトビナスまたはクロトビナスと呼ばれる断面の特徴を形成します。[ 109 ]
植物は土壌にさまざまな影響を与えます。表面流出によって発生する可能性のある過剰な雨による浸食を防ぐことができます。[ 110 ]植物は土壌に日陰を作り、土壌を涼しく保ち[ 111 ]、土壌水分の蒸発を遅らせます。[ 112 ]逆に、蒸散によって植物は土壌から水分を失わせ、葉面積指数（光の遮断を測定する）と水分損失の間に複雑で非常に変動する関係をもたらします。より一般的には、植物は最も乾燥した月には土壌の乾燥を防ぎ、湿潤な月には土壌を乾燥させ、それによって強い水分変動に対する緩衝材として機能します。[ 113 ]植物は、直接[ 114 ]および菌根菌[30]や根圏細菌[115]を介して間接的にミネラルを分解できる新しい化学物質を生成し、土壌構造を改善することができます。[ 116 ]植生の種類と量は、気候、地形、土壌特性、および人間の活動によって媒介されるか否かにかかわらず生物学的要因に依存します。[ 117 ] [ 118 ]密度、深さ、化学組成、pH、温度、水分などの土壌要因は、特定の場所で生育できる植物の種類に大きく影響します。[ 119 ]枯れた植物や落ち葉、茎は土壌表面で分解が始まります。そこで、生物がそれらを食べて有機物を上層の土壌と混ぜ合わせます。これらの追加された有機化合物は土壌形成プロセスの一部となります。[ 120 ]
人間の影響、そしてそれに伴う火は、生物の状態因子の中に置かれた状態因子である。[ 121 ]人間は、土壌形成を劇的に変化させる方法で栄養素やエネルギーを輸入または抽出することができる。過放牧による土壌侵食の加速、およびコロンブス以前のアマゾン盆地のテラフォーミングによるテラプレタは、人間の管理の影響の2つの例である。[ 122 ] [ 123 ]
ネイティブアメリカンは、インディアナ州とミシガン州の広大な草原地帯を維持するために定期的に火を放っていたと考えられているが、気候や哺乳類の草食動物（例えばバイソン）も、北米大平原の維持を説明するために提唱されている。 [ 124 ]近年では、人間による自然植生の破壊とそれに続く作物生産のための土壌の耕作が、土壌形成を急激に変化させている。[ 125 ]同様に、乾燥地帯での土壌灌漑は土壌形成要因に劇的な影響を与え、[ 126 ]低肥沃度の土壌への肥料や石灰の添加も同様である。[ 127 ]
異なる生態系は、時に容易に観察できる方法で、異なる土壌を生み出します。たとえば、ネゲブ砂漠に生息するEuchondrus属の3 種の陸生カタツムリは、地表の石灰岩や岩盤の下に生える地衣類(内生地衣類)を食べることで知られています。これらの生態系エンジニアの摂食活動は石灰岩を破壊し、風化とそれに続く土壌の形成をもたらします。[ 128 ]これらのカタツムリは地域に大きな影響を与えており、ネゲブ砂漠では、カタツムリの個体群が年間 1 ヘクタールあたり 0.7 ～ 1.1 トンの石灰岩を処理すると推定されています。[ 128 ]
古代の生態系の影響は容易に観察できないため、土壌形成の理解が困難です。たとえば、北米の背の高い草原のチェルノーゼムは、腐植分がほぼ半分炭で占められています。このような独特の深くて豊かな黒色の土壌を生み出すことができる先行する草原火災は容易に観察できないため、この結果は予想されていませんでした。[ 129 ]現在では、新石器時代の人為的な山火事が土壌を炭（黒色炭素とも呼ばれる）で豊かにし、農業のために積極的に利用された肥沃なチェルノーゼムとテラプレタの形成に重要な役割を果たしたことが認められています。[ 130 ] [ 131 ]
生物が存在しない状況で土壌形成が起こり得るかどうかは疑問視されてきた。火星の土壌を例に挙げ、生命は必須条件ではないと考える研究者もいれば、これらの「土壌」は実際にはレゴリスであると考える研究者もいる。[ 132 ] [ 133 ]
時間は、上記すべての相互作用の要因です。[ 2 ]砂、シルト、粘土の混合物が土壌のテクスチャを構成し、これらの成分の集合がペッドを形成する一方で、明確なB 層の発達は土壌の発達または土壌生成を示します。[ 134 ]時間が経つにつれて、土壌は、先に挙げた土壌形成要因の相互作用に依存する特徴を発達させます。[ 2 ]土壌がプロファイルを発達させるには数十年[ 135 ]から数千年かかりますが、 [ 136 ]土壌発達の概念は批判されており、土壌は変動する土壌形成要因の影響下で常に変化しています。[ 137 ]その期間は、気候、母材、地形、および生物活動に大きく依存します。[ 138 ] [ 139 ]例えば、洪水によって最近堆積した物質は、土壌をさらに定義する構造を形成するのに十分な時間が経っていないため、土壌発達を示しません。[ 140 ]元の土壌表面は埋没し、この堆積物の形成プロセスは新たに開始されなければなりません。時間の経過とともに、土壌は生物相と気候の強度に応じてプロファイルを発達させます。土壌は長期間にわたってその特性の相対的な安定性を達成できますが、[ 136 ]土壌のライフサイクルは最終的に侵食に対して脆弱な土壌状態で終了します。[ 141 ]土壌の退化と劣化は避けられないにもかかわらず、ほとんどの土壌サイクルは長いです。[ 136 ]
土壌形成要因は、数百万年も続く安定した景観であっても、土壌の存在期間中ずっと土壌に影響を与え続けます。[ 136 ]物質は表面に堆積したり[ 142 ]、風で吹き飛ばされたり、洗い流されたりします。[ 143 ]追加、除去、変化によって、土壌は常に新しい条件にさらされます。これらの変化が緩やかか急速かは、気候、地形、生物活動によって異なります。[ 144 ]
土壌形成要因としての時間は、土壌年代系列を研究することによって調査できます。年代系列では、異なる年代の土壌ですが、他の土壌形成要因にわずかな違いがあります。[ 137 ]古土壌は、過去の土壌形成条件下で形成された土壌であり、現在の土壌発達との比較から推測できます。[ 145 ]
ロシアの地質学者で、一般的に土壌学の父とみなされているヴァシリー・ドクチャエフは、 1883年に[ 146 ] 、土壌形成は気候、植生、地形、母材の影響を受けて時間とともに起こることを突き止めた。彼は1898年に土壌形成方程式を用いてこれを実証した。[ 147 ]
（ここでclまたはc =気候、o =生物学的プロセス、p =母材）t r =相対時間（若い、成熟した、古い）
アメリカの土壌科学者ハンス・ジェニーは1941年に土壌形成に影響を与える要因の状態方程式を発表した[ 2 ] 。
これはよく「Clorpt」という覚え方で記憶されます。
ジェニーの『土壌形成の要因』における状態方程式は、ヴァシリー・ドクチャエフの方程式とは異なり、時間（t）を要因として扱い、地形起伏（r）を追加し、さらに、理解が深まるにつれてより多くの要因（状態変数）を追加できるように、意図的に省略記号を空けている。
状態方程式を解く主な方法は 2 つあります。1 つは特定の前提からの論理的演繹による理論的または概念的な方法、2 つは実験または現地観察による経験的な方法です。今日でも経験的な方法が主に用いられており、土壌形成は単一の要因を変化させ、他の要因を一定に保つことによって定義できます。これにより、気候関数、生物関数、地形関数、岩石関数、および時間関数など、土壌生成を記述する経験的モデルが開発されました。ジェニーが 1941 年にその定式化を発表して以来、世界中の無数の土壌調査員が、地域内の土壌パターンを生成するために重要となる可能性のある要因を理解するための定性的なリストとしてそれを使用してきました。[ 148 ]
先史時代の湖底における土壌の進化の例として、カラハリ砂漠のマカディカディ塩湖が挙げられる。そこでは、古代の河川の流路の変化により、数千年にわたる塩分の蓄積と石灰質岩や珪質岩の形成が起こった。[ 149 ]
{{cite book}}ISBN /日付の不一致（ヘルプ）{{cite journal}}: CS1メンテナンス: DOIは2025年7月現在非アクティブです（リンク）