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風成作用（エオリアンとも綴られる）[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り、植生がまばらで土壌水分が不足し、未固結堆積物が大量にある地域では効果的な要因となる。水は風よりもはるかに強力な侵食力であるが、風成作用は砂漠などの乾燥した環境では重要である。[2]
この用語は、風の守護神であるギリシャの神 アイオロスの名前に由来しています。 [3] [4]
定義と設定
風成作用とは、地表またはその近くで風によって引き起こされる堆積物の侵食、輸送、堆積のプロセスです。 [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と呼ばれます。[5]
風成作用は、植生がほとんどまたは全くない地域では最も重要です。[1]しかし、風成堆積物は乾燥気候に限定されるわけではありません。海岸線沿い、半乾燥気候の河川沿い、弱く固まった砂岩の露頭から風化した砂が豊富な地域、氷河流出地域でも見られます。[6]
風によって堆積したシルトである黄土は、湿潤気候から亜湿潤気候によく見られる。北米とヨーロッパの大部分は、氷河の流出から生じた更新世の砂と黄土で覆われている。 [6]
半乾燥地域の川の谷の風下側は、砂や砂丘で覆われていることが多い。北米の例としては、プラット川、アーカンソー川、ミズーリ川などがある。[6]
風食
風は、デフレ（風の乱流作用によって、ゆるく細かい粒子が除去される）と摩耗（風に運ばれた粒子による研磨作用とサンドブラストによって表面が磨り減る）によって地球の表面を侵食します。風に運ばれた粒子は、衝突によってさらに細かく砕かれ、この過程は摩耗と呼ばれます。[7]
世界的には、水による浸食の方が風による浸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浸食が重要です。[8]風による浸食は、四輪駆動車の使用など、人間の活動によって増加します。[9]
デフレ
収縮とは、風の乱流によって表面からゆるい物質が持ち上がり、除去される現象である。[10] [11]収縮は、牽引/表面クリープ、跳躍、懸濁の3つのメカニズムによって起こる。牽引または表面クリープは、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ある。跳躍は、粒子が表面を短距離跳ね回ることを指す。懸濁粒子は風に完全に巻き込まれ、風によって長距離を運ばれる。[12]跳躍は収縮の50～70％を占め、懸濁は30～40％、表面クリープは5～25％を占めると考えられる。[13]
激しく持続的な浸食を受ける地域は、デフレーションゾーンと呼ばれます。[14]風成デフレーションゾーンのほとんどは、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ある砂漠の舗装で構成されています。砂漠の舗装の岩のマントルは、その下にある材料がそれ以上のデフレから保護されます。砂漠の舗装の領域は、サハラのレグまたは石砂漠を形成します。これらはさらに、ハマダと呼ばれる岩の多い領域と、セリルと呼ばれる小石と砂利の領域に分けられます。[7]砂漠の舗装は、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空気の収縮によって形成される窪みである。ブローアウトは一般に小さいが、直径が数キロメートルに及ぶこともある。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）の単なるくぼみである。最大のものとしてはモンゴルのブローアウト窪みがあり、直径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）に達することがある。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（9マイル）×長さ9.7キロメートル（6マイル）に広がり、深さは最大90メートル（300フィート）である。[7]
摩耗
摩耗（コラーションとも呼ばれる）は、風によって運ばれた砂利が地形から物質を削り取るプロセスである。かつては砂漠侵食の主因と考えられていたが、20世紀半ばまでにそれほど重要ではなくなった。風は通常、砂を短い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）以内にとどまり、通常は2メートル（6フィート）以上運ばれることはほとんどない。風洞、キノコ岩、タフォニと呼ばれる蜂の巣状の風化など、かつては風による摩耗によるものと考えられていた砂漠の特徴の多くは、現在では摩耗やその他のプロセスではなく、差異風化、雨水、収縮によるものとされている。[7]
ヤルダンは砂漠の地形の一種で、風による侵食が原因と広く考えられています。ヤルダンは高さ数十メートル、長さ数キロメートルにも及ぶ岩の尾根で、砂漠の風によって流線型に削り取られました。ヤルダンは特徴的に、卓越風に沿った細長い溝や溝が見られます。主にシルトなどの柔らかい物質に形成されます。 [7]
摩耗により、露出した表面には研磨、穴あけ、溝入れ、成形、面取りが生じる。これらは乾燥した環境で広く見られるが、地質学的には重要ではない。ベンティファクトと呼ばれる研磨面や面取り面はまれであり、その形成には豊富な砂、強い風、植生の欠如が必要である。[7]
南極の一部では、技術的には堆積物である風で運ばれた雪片が露出した岩石の摩耗を引き起こしたこともある。[16]
消耗
摩耗とは、流動する流体に巻き込まれた粒子の衝突によって磨り減ることである。[17] [18]砂粒を丸くし、独特の霜が降りたような表面の質感を与えるのに効果的である。[19]
2～5ミクロンの大きさの塵の主な発生源は、風で運ばれた粒子同士の衝突です。そのほとんどは、粒子から風化した粘土の層が剥がれることによって発生します。 [18]
輸送
風は乾燥環境での砂や細かい堆積物の輸送を支配しています。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す。沿岸風は大量の珪質砕屑物や炭酸塩堆積物を内陸に運び、一方、暴風や砂嵐は粘土やシルト粒子を長距離輸送します。風は深海盆に堆積した堆積物の多くを運びます。[12]エルグ（砂漠の砂海）では、風は砂粒やそれより小さな粒子の輸送に非常に効果的です。[20]
粒子は風によって、地面に沿って浮遊、跳躍（跳ねる、跳ね返る）、這う（転がる、滑る）ことで運ばれる。輸送を開始するための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ある。輸送が開始されると、粒子が他の粒子を引き裂くカスケード効果が発生し、風速が動的閾値または衝撃閾値（通常は流体閾値より低い）を下回るまで輸送が続く。言い換えれば、風輸送システムにはヒステリシスがある。 [12] [21]
小さな粒子は大気中に浮遊している場合があります。乱気流は浮遊粒子の重量を支え、それらを長距離輸送することを可能にします。風は、0.05 mm以下の堆積粒子を浮遊粒子としてより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です。跳躍は、2 mm まで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ぶつかることがあります。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 を超えるサイズ) にぶつかることもあります。[12]表面のクリープは、砂漠における粒子の移動の 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、砂の運搬のほとんどを排除できます。[22] [23]海岸砂丘の大きさは、主に植生の生い茂った地域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輸送は、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川流域に鉱物を輸送する。[24]サハラ砂漠の砂塵は、南ヨーロッパの赤土の形成にも関与している。[25]
砂嵐
砂嵐は、視界を1キロメートル（0.6マイル）未満に低下させるほどの砂塵を巻き込んだ暴風です。[26] [27]ほとんどは、気象前線に沿った強風や[28] 雷雨によるダウンバーストによって局所的に発生する総観（地域）規模で発生します。 [ 29 ] [30]
砂嵐は作物、人々、そしておそらく気候にも影響を及ぼす。地球では、砂塵が海洋全体を越えてアマゾン川流域にまで到達することがある。[30]火星の砂嵐は定期的に火星全体を飲み込む。[31] 1971年にマリナー9号宇宙船が火星の周回軌道に入ったとき、1か月間続いた砂嵐が火星全体を覆い、火星表面の写真地図作成作業が遅れた。[32]
砂嵐によって運ばれる塵のほとんどは、シルトサイズの粒子の形をしています。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。黄土の最も厚い堆積物は、中国の黄土高原にあり、厚さは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、遠くはハワイのような場所に深い層を形成しています。[34]北アメリカのピオリア黄土は、アイオワ州西部の一部で厚さが40メートル（130フィート）にもなります。[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]
ダストデビルと呼ばれる小さな旋風は乾燥地帯でよく見られ、空気の局所的な非常に強い加熱によって気団が不安定になることに関係していると考えられています。ダストデビルは高さ1キロメートルにも達することがあります。[37]火星のダストデビルは高さ10キロメートル（6.2マイル）にも達することが観測されていますが、これは珍しいことです。[38]
証言録取
風は砂をシルトや粘土から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存在し、両者の相互層状化は限られています。黄土堆積物はエルグよりも堆積物の本来の供給源から離れた場所で見つかります。その一例が、米国ネブラスカ州のサンドヒルズです。ここでは、植生によって安定した砂丘が西側に、黄土堆積物が東側に見られ、ロッキー山脈の麓にあるオガララ層の本来の堆積源から遠く離れています。 [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術者ラルフ・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的性質を調査した。[40]彼は、2つの基本的な砂丘の種類を認識した。三日月形の砂丘を「バルハン」と呼び、線状の砂丘を「セイフ」 （アラビア語で「剣」の意味）と呼んだ。バグノルドは、小規模な波紋や砂層、およびさまざまな種類の砂丘を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当てはまります。[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面砂丘を砂丘の種類のリストに追加しました。[41]火星の砂丘の発見により、風成プロセスの研究が活性化し、[42]コンピューターシミュレーションがますます活用されるようになりました。[39]
風によって堆積した物質は、過去だけでなく現在の風向や風速の手がかりとなる。これらの特徴は、現在の気候とそれを形作った力を理解するのに役立つ。[6]たとえば、現代世界の多くの地域にある広大な非活動的なエルグは、後期更新世の貿易風帯が最終氷期極大期に大きく拡大したことを証明している。氷床コアは、氷期極大期に非火山性ダストが10倍に増加したことを示している。ボストーク氷床コアの最も高いダストピークは、2万～2万1千年前のものである。ダストが豊富だったのは、低緯度の風系が活発だったことと、海面が低いために大陸棚がより露出していたことが原因である。[43]
風によって堆積した砂体は、波紋やその他の小規模な地形、砂層、砂丘として発生します。
波紋やその他の小規模な特徴
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砂地の表面を吹く風は、その表面を波紋のように波頭と波谷に分け、その長軸は風向と垂直になる。跳躍中の波動の平均長さは、波紋の波長、つまり隣接する波頭間の距離に対応する。波紋では、最も粗い物質が波頭に集まり、逆の粒度分布が生じる。これが、小波紋と砂丘を区別するものであり、砂丘では、最も粗い物質は一般に波頭の谷間にある。これは、水による波紋と風による波紋を区別する特徴でもある。[44]
砂影は、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ものです。ここで砂は安息角（最大安定傾斜角）である約34度まで堆積し、その後砂の塊の滑り面を滑り落ち始めます。砂崩れは崖や断崖の砂影です。[6]
砂影と密接に関連しているのが砂の吹き溜まりです。砂の吹き溜まりは、障害物が風に吹き付ける漏斗効果により、障害物間の隙間の風下に形成されます。[6]
砂シート
砂層は、表面の波紋が小さい平坦または緩やかな起伏のある砂質堆積物です。一例として、サハラ砂漠東部のセリマ砂層が挙げられます。これは、エジプト南部とスーダン北部にまたがる60,000平方キロメートル (23,000平方マイル) を占めています。これは、岩盤の上に数フィートの砂が載っているものです。砂層は、非常に平坦であることが多く、砂漠準平原と呼ばれることもあります。[6]
砂層は砂漠環境では一般的で、特に砂丘の縁に多く見られますが、エルグ内でも発生します。砂丘ではなく砂層の形成に有利な条件としては、表面のセメント化、高地下水位、植生の影響、定期的な洪水、または効果的な跳躍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
砂丘は、風によって丘や尾根に吹き寄せられた堆積物の集積物である。砂丘は、地形上の障害物とは無関係であるという点で砂影や砂の漂流物と異なる。[6]砂丘は、風上側に緩やかな風上斜面がある。砂丘の風下側、つまり風下斜面は、通常、滑り面と呼ばれる急な雪崩斜面である。砂丘には複数の滑り面があることがある。滑り面の最小の高さは約30センチメートルである。[46]
風に運ばれた砂は、跳躍または這い上がりによって砂丘の緩やかな風上側を上昇する。砂は縁、つまり滑り面の頂上に蓄積される。縁の砂の蓄積が安息角を超えると、小さな砂粒の雪崩が滑り面を滑り落ちる。砂丘は一粒ずつ風下に向かって移動する。[46]
砂丘には一般的に3つの形態がある。線状砂丘は縦断砂丘またはセイフとも呼ばれ、卓越風の方向に並んでいる。三日月形砂丘（バルハン）を含む横方向砂丘は卓越風に対して垂直に並んでいる。星型砂丘などのより複雑な砂丘は、風向が非常に変化する場所で形成される。孤立した丘や断崖など、さまざまな種類の地形的要因によって、その他の砂丘タイプも形成される。[47]
横断砂丘
横向き砂丘は、卓越風が一方向に吹く地域で発生します。砂が豊富でない地域では、横向き砂丘はバルハンまたは三日月形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で、非常に認識しやすいものです。砂丘は、岩盤またはレグの領域によって広く隔てられています。バルハンは年間最大 30 メートル (98 フィート) 移動し、背の高い砂丘ほど移動が速くなります。バルハンは、いくつかの小さな地形的特徴によって砂の塊ができたときに最初に形成されます。これが砂丘に成長し、砂丘の周りの空気の流れの収束流線によって特徴的な三日月形が形成されます。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、砂丘の滑り面が形成されます。バルハンは砂の入手が限られた地域で発生するため、地質学的記録にはあまり保存されていません。[48]
砂が豊富な場所では、横向きの砂丘は西サハラのようなアクレ砂丘の形をとります。これらは風向に対して垂直な曲がりくねった尾根のネットワークを形成します。[49]アクレ砂丘は、大規模な交差層理と多くの再活性化面を持つ砂岩として地質学的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)、高さは最大 400 メートル (1,300 フィート) に達し、長さは数百キロメートルに及びます。形状は、大きなアクレまたはバルカノイド砂丘に似ています。砂が豊富な地域で長い時間をかけて形成され、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、慎重な 3D マッピングが必要です。[50]
線状砂丘
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線状砂丘は数十キロメートルに及ぶことがあり、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、1～2キロメートル（0.62～1.24マイル）間隔で形成されます。風上に向かって分岐したY字型の分岐点で合体することもあります。鋭く曲がりくねった、または雁行状の頂部があります。線状砂丘は、二峰性の季節風パターンから形成されると考えられており、弱風期は強風期の卓越風に対して鋭角に風が吹くのが特徴です。強風期はバルハン形状を呈し、弱風期はこれを線状形状に引き伸ばします。別の可能性としては、これらの砂丘は二次流によって生じたものであると考えられますが、正確なメカニズムは不明です。[51]
複雑な砂丘
複合砂丘（星型砂丘またはロールド砂丘）は、2つ以上の滑り面を持つのが特徴です。それらは通常、幅500〜1,000メートル（1,600〜3,300フィート）、高さ50〜300メートル（160〜980フィート）です。それらは放射状の頂上を持つ中央のピークで構成されており、どの方向からでも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・アルタルのものは、約3000年前の風のパターンの変化により、前駆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、重要な砂のシンクです。[52]
その他の砂丘の種類
植生のある放物面砂丘は三日月形をしているが、三日月形の端は風下ではなく風上に向いている。これらは、噴出物などの活発な砂源と植生のパッチ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、砂丘の腕の間に細長い湖が形成されることがある。[53]
粘土質の砂丘は珍しいが、アフリカ、オーストラリア、北アメリカの湾岸で発見されている。[6]粘土質の砂丘は、乾季に強い風が吹く塩水域の縁の干潟に形成される。粘土粒子は塩分によって砂粒の大きさに固まり、砂丘に堆積する。その後、涼しい季節が戻ってくると、粘土粒子は水分を吸収し、砂丘の表面に固まる。[54]
風成砂漠システム
砂漠は現代の地球の陸地表面の20～25%を占め、そのほとんどは北緯10～30度の範囲に広がっている。ここでは熱帯の大気循環（ハドレー循環）の下降部が高気圧を生み出し、降水を抑制する。この砂漠の大部分は風で運ばれた砂で覆われている。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）を超える場合はエルグ、それより小さい場合は砂丘地帯と呼ばれる。エルグと砂丘地帯は現代の砂漠の約20%、地球の総陸地表面の約6%を占めている。[55]
今日の世界の砂地は、いくぶん異常である。現在も地質学上の記録においても、砂漠は砂丘よりも扇状地が大部分を占めているのが普通である。砂地が現在比較的多いのは、最終氷期極大期に続く第三紀の堆積物の再生を反映しているのかもしれない。[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、現在風力によってかき回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、風成地形に形作られた。[18]
風成システムの状態は、主に次の3つの要素によって決まる。堆積物供給量、堆積物の可用性、風の輸送能力。堆積物の供給は主に雨期（降雨量が多い時期）に行われ、流出によって堆積盆地の扇状地デルタまたは末端扇状地として蓄積される。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の炭酸塩堆積物の再加工である。堆積物の可用性は、局所的な堆積物の粗さ、堆積粒子の露出度、土壌水分量、および植生被覆の程度によって決まる。風の潜在的輸送率は、通常、実際の輸送量よりも大きい。これは、堆積物の供給が風を飽和させるのに通常不十分であるためである。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）である。[57]
風成砂漠システムは、湿潤システム、乾燥システム、安定化システムに分けられる。乾燥システムでは、地下水位は地表よりかなり下にあり、堆積物を安定化させる効果はない。砂丘の形状によって、堆積物が堆積するか、単に表面を移動するか（バイパスシステム）、または侵食が起こるかが決まる。湿潤システムは、堆積面近くの地下水位が特徴で、堆積、バイパス、または侵食を強力に制御する。安定化システムでは、システムの進化を支配する重要な植生、表面セメント、または泥のドレープがある。サハラ砂漠は、3つのタイプすべてを示している。[58]
風成システムにおける堆積物の動きは砂流図で表すことができます。砂流図は気象観測、ベッドフォームの方向、ヤルダンの傾向に基づいています。砂流図は排水図に似ていますが、風が砂をかなりの距離上方に吹き飛ばす可能性があるため、地形とそれほど密接に結びついていません。[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]砂の流れ線はエルグからエルグまで追跡でき、風下への非常に長い輸送を示しています。衛星観測では、砂の流れ線と一直線に並んだヤルダンが示されています。すべての砂の流れ線は砂漠自体で発生し、高圧セルとほぼ同様の時計回りの循環の兆候を示しています。最大の収縮は、貿易風がティベスティ山脈とエネディ高原の間に低レベルのジェットを形成する乾燥した湖底で発生します。砂の流れ線は最終的に海に到達し、大西洋に数千キロメートルにわたって広がるサハラ砂漠の砂塵の巨大な柱を形成します。これにより、海にシルトの雨が降り注ぎます。毎年2億6千万トンの堆積物がこのシステムを通じて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、最終氷期極大期にはその量ははるかに多かった[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す。砂の移動を妨げる地形的障壁がほとんどないため、縦方向の砂丘システムによって反時計回りの風システムが描かれています。[61]
ナミブエルグとオマーンエルグは沿岸堆積物によって供給されている。ナミブエルグは、海岸からエルグまで100キロメートル（62マイル）以上の岩盤を横切る狭い収縮回廊を通じて南から堆積物を受け取る。オマーンは、最後の更新世の海の低地で海洋棚炭酸塩が収縮して形成された。[43]
中国の黄土高原は、第四紀氷河期に堆積物が長期間沈積した場所であった。黄土高原は、古土壌（化石土壌）によって区切られた氷河黄土層の形で氷河作用の記録を提供している。黄土層は強い北西冬季モンスーンによって堆積し、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、ほとんどが最終氷期極大期に堆積したエルグで、現在は植生によって安定しています。[43]
例
気象や気候の変動と関連があると考えられる主要な地球規模の風成システム:
- 毎年、サハラ砂漠（主にサヘル地帯とボデレ低地）から大西洋を越えて平均1億3200万トンの砂塵が飛散している。 [62]
- 西アフリカのハルマッタン冬季砂嵐も発生し、砂塵を海に吹き飛ばす。[63]
- 黄砂はゴビ砂漠で発生し、韓国、日本、台湾（時々）、さらにはアメリカ西部にまで到達します。[64]
- 2018年のインドの砂嵐は、タール砂漠からデリー、ウッタル・プラデーシュ州、インド・ガンジス平原に向かって砂塵を運びました。
- シャマルは、サウジアラビア、イラン、イラク、UAE、パキスタンの一部で主に北から南に砂塵を吹き付ける6月から7月の風です。
- モンスーンの影響でスーダン、オーストラリア、アリゾナでハブーブ砂嵐が発生。
- 春にリビア、エジプト、レバントから発生するカムシンの砂塵は、温帯低気圧に関連しています。
- 米国のダストボウルにより砂が東へ運ばれ、シカゴ地域に5,500トンが堆積した。
- アフリカ/サハラ砂漠から北に吹き、南ヨーロッパに吹き渡るシロッコ砂風。
- カラハリ砂漠は砂塵を南アフリカからインド洋に向かって東に吹き飛ばしています。
- 乾燥した環境にある火星では、多くの風成作用が発見されている。 [65]
地質学的記録では
風成作用は、先カンブリア時代まで遡る地質学的記録から確認できる。風成層は、米国西部の古生代および中生代に顕著である。他の例としては、北西ヨーロッパのペルム紀ロトリー ゲンデス、ブラジルのパラナ盆地のジュラ紀-白亜紀 ボツカトゥ層、イギリス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-三畳紀コリー砂岩とホープマン砂岩、インドと北西アフリカの原生代砂岩などがある。[58]
おそらく、地質学的記録における風成作用の最も優れた例は、米国西部のジュラ紀のエルグである。これらには、ウィンゲート砂岩、ナバホ砂岩、ページ砂岩が含まれる。個々の層は地域的な不整合によって分離されており、エルグの安定化を示している。エルグは隣接する河川系と交差しており、ウィンゲート砂岩はモエナベ層と、ナバホ砂岩はケイエンタ層と交差している。[66]
ナバホ砂岩とナゲット砂岩は、地質学上の記録で最大のエルグ堆積物の一部です。これらの層は厚さが最大 700 メートル (2,300 フィート) あり、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。元々の範囲は、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があると考えられていましたが、現在ではほぼすべてが風成堆積物であると見なされています。これらは主に、丸みを帯びて霜が降りた、細粒から中粒の石英粒子で構成されており、どちらも風成による運搬の証拠です。ナバホ砂岩には、広大な前縁を持つ巨大な板状の横岩層があります。個々の横岩層は 20 度を超える角度で傾斜しており、厚さは 5 ～ 35 メートル (16 ～ 115 フィート) です。この層には、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。現代の湿潤砂丘に似たスランプ構造（ねじれた層状構造）が存在します。連続的に移動する砂丘は、砂丘間の境界面と地域の表層の間に風成層の垂直な積み重ねを堆積しました。[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。層内のエルグ砂体は、最大500メートル（1,600フィート）の厚さです。交差層理の研究により、堆積物は時計回りの大気セルによって堆積したことが示されています。掘削コアは、乾燥した砂丘間表面と湿った砂丘間表面、および地域的な表面を示しており、エルグの膨張と収縮の5サイクル以上の証拠を示しています。世界的な海面上昇により、最終的にエルグは水没し、ヴァイスリーゲントの層が堆積しました。[67]
ユタ州のシーダーメサ砂岩は、ログリエゲンドと同時代のものである。この層には、地域的な収縮表面で区切られた少なくとも 12 のエルグ シーケンスが記録されている。層に保存されている風成地形は、湿った砂層と湖の古土壌(化石土壌) 層から、薄く無秩序に配置された砂丘群、均衡した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アス上を移動している。ドラア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間中にバルハン核形成の場所であった。[66]
参照
- バグノルドの公式 – 風速と質量輸送を関係付ける公式
- 風成研究の書誌 – 2015 年の風成プロセスに関する書誌
- ドライカンター – 岩石の種類
- メダノス（地質学） – 砂丘の種類
- 雪氷堆積物 – 雪や氷の上に堆積物が堆積すること
- サンドヒル – 生態系コミュニティまたは乾燥した山火事によって維持される生態系のタイプ
- 飛砂と砂漠の砂丘の物理学 – ラルフ・アルジャー・バグノルド著
- ヨーロッパの軽質土壌の風食 – EU環境気候プログラム研究プロジェクト
参考文献
- ^ abc Allaby, Michael (2013). 「風成プロセス（風成プロセス）」。地質学と地球科学の辞典（第4版）。オックスフォード：オックスフォード大学出版局。ISBN 9780199653065。
- ^ 「風成プロセス」。砂漠：地質と資源。米国地質調査所。1997年。 2020年8月24日閲覧。
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さらに読む
- ヒューズ、J.ドナルド（2016年）。『環境史とは何か？』（第2版）。ケンブリッジ：ポリティ・プレス。
外部リンク
- 風成研究の書誌
- グレートプレーンズの風食と砂嵐に関する事実（UNT 政府文書部門主催）
- 風成研究
- 国際風成研究協会、ISAR 2017年9月12日アーカイブ、Wayback Machine
- 「風成プロセス」。USGS。1997年。2006年12月1日時点のオリジナルよりアーカイブ。2006年11月1日閲覧。
- 火星における持続的な風活動