• logo

風化

風化とは、水、大気ガス、および生物生物との接触による、岩石、土壌、鉱物、木材および人工材料の分解です。風化はその場で(現場で、ほとんどまたはまったく動かずに) 発生し、水、氷、雪、風、波、重力などの要因による岩や鉱物の輸送を伴う侵食と混同しないでください。

Jebel Kharaz ( Jordan ) の風化の異なる岩の浸食によって生成され た 自然のアーチ。

風化プロセスは、物理的風化と化学的風化に分けられます。物理的風化には、熱、水、氷、またはその他の物質の機械的効果による岩石や土壌の分解が含まれます。化学的風化には、水、大気ガス、および生物学的に生成された化学物質と岩石や土壌との化学反応が含まれます。物理的および化学的風化の背後にある主な要因は水である[1]が、大気中の酸素と二酸化炭素、および生物の活動も重要である。[2]生物作用による化学的風化は、生物的風化とも呼ばれます。[3]

物理的な風化は、非常に寒いまたは非常に乾燥した環境で最も急速に進行しますが、化学反応は、気候が高温で湿度が高い場所で最も速くなります。ただし、両方のタイプの風化が同時に発生し、それぞれが他方を加速する傾向があります。[1]たとえば、凍結風化作用は岩石の露頭の表面に亀裂を生じさせ、水と空気が岩石に浸透する経路を提供することで化学反応の影響を受けやすくします。さまざまな風化剤は、一次鉱物 (長石と雲母) を二次鉱物 (粘土、水酸化物、および炭酸塩)に変換し、可溶性の形で植物の栄養成分を放出するように協調して作用します。

岩が砕けた後に残った材料は、有機材料と結合して土になります。地球の地形や景観の多くは、侵食や再堆積と組み合わされた風化プロセスの結果です。耐候性がの重要な部分であるロック・サイクル、および堆積岩古い岩石の風化物から形成され、66％カバーし、地球の大陸とそのの多くの海底を。[4]

物理的風化

物理的風化は、機械的風化または分解とも呼ばれ、化学変化なしで岩石の分解を引き起こすプロセスのクラスです。それは通常、化学的風化よりもはるかに重要ではありませんが、亜北極または高山環境では重要になる可能性があります。[5]さらに、化学的風化と物理的風化はしばしば密接に関係しています。たとえば、物理的な風化によってひび割れが広がると、化学作用にさらされる表面積が増加し、崩壊率が高まります。[6]

凍結風化作用は、物理的風化作用の最も重要な形態です。次に重要なのが、植物の根によるくさび止めです。植物の根は、岩の割れ目に侵入してそれらをこじ開けることがあります。虫や他の動物の穴を掘ることも、地衣類による「摘採」と同様に、岩の崩壊を助ける可能性があります。[7]

凍結風化作用

スウェーデンのアビスコにある岩 が、凍結による風化や熱応力によって、既存の接合部に沿って割れた 可能性があります。

凍結風化作用は、岩盤露頭内の氷の形成によって引き起こされる物理的な風化の形態の総称です。これらの中で最も重要なものは、凍結時に間隙水が膨張することで生じる霜のくさびであると長い間考えられてきました。しかし、理論的および実験的な研究が増え続けていることから、過冷却水が岩石内で形成される氷のレンズに移動する氷の分離がより重要なメカニズムであることが示唆されています。[8] [9]

水は凍ると体積が9.2%増えます。この膨張により、理論的には 200 メガパスカル (29,000 psi) を超える圧力が発生する可能性がありますが、より現実的な上限は 14 メガパスカル (2,000 psi) です。これは、花崗岩の引張強度である約 4 メガパスカル (580 psi) よりもはるかに大きいです。これにより、間隙水が凍結し、その体積膨張によって周囲の岩石が破壊されるフロストウェッジングが、フロストウェザリングのもっともらしいメカニズムのように見えます。ただし、氷は、大きな圧力を発生させる前に、まっすぐな開いた割れ目から単純に膨張します。したがって、凍結によるくさびは小さく曲がりくねった骨折でのみ発生します。[5]岩はまた、水でほぼ完全に飽和している必要があります。そうでない場合、氷は、あまり圧力を発生させずに、不飽和岩の空気層に膨張します。これらの条件は、霜のウェッジングが霜の風化の主要なプロセスである可能性が低いほど異常です。[10]凍結のくさびは、水で飽和した岩石の融解と凍結の毎日のサイクルがある場所で最も効果的であるため、熱帯地方、極地、または乾燥した気候では重要ではありません。[5]

氷の分離は、物理的な風化のメカニズムとしては十分に解明されていません。[8]氷の粒子には常に表面層があり、その表面層は、氷点よりも十分低い温度でも、固体の氷よりも液体の水に似ていることがよくあります。この予備溶融した液体層は、岩のより暖かい部分から毛細管現象によって水を引き込む強い傾向を含む、異常な特性を持っています。この結果、氷の粒が成長し、周囲の岩石にかなりの圧力がかかり[11]、凍結によるくさびの場合よりも最大 10 倍の圧力がかかる[11]。このメカニズムは、平均気温が氷点下 -4 ～ -15 °C (25 ～ 5 °F) の岩で最も効果的です。氷の分離により、岩の割れ目内で氷の針と氷のレンズが成長し、岩の表面に平行になり、徐々に岩をこじ開けます。[9]

熱応力

熱応力風化は、温度変化による岩石の膨張と収縮に起因します。たとえば、日光や火による岩石の加熱は、構成鉱物の膨張を引き起こす可能性があります。一部の鉱物は加熱すると他の鉱物よりも膨張するため、温度変化によって応力差が生じ、最終的に岩石に亀裂が生じます。岩石の外面は、保護された内側の部分よりも暖かいまたは冷たいことが多いため、一部の岩は、内側と外側の部分間の応力の差による剥離(外層の剥離) によって風化することがあります。熱応力風化は、岩石の加熱された部分が周囲の岩石によって支えられている場合に最も効果的であり、そのため、岩石は一方向にのみ自由に膨張します。[12]

熱応力風化には、熱衝撃と熱疲労の2 つの主要なタイプがあります。熱衝撃は、岩がすぐに割れてしまうほどの応力がかかると発生しますが、これはめったに起こりません。より典型的な熱疲労は熱疲労であり、応力は岩石の破壊を即座に引き起こすほど大きくはありませんが、応力と解放のサイクルを繰り返すことで岩石が徐々に弱くなります。[12]

熱応力風化は、日中の気温差が大きく、日中は暑く、夜間は寒い砂漠では、重要なメカニズムです。[13]その結果、熱応力風化は日射風化と呼ばれることもありますが、これは誤解を招きます。熱応力風化は、強烈な太陽熱だけでなく、大きな温度変化によって引き起こされる可能性があります。それは、暑く乾燥した気候と同じように、寒い気候でも重要である可能性があります。[12]山火事は、急速な熱応力風化の重大な原因にもなり得ます。[14]

熱応力風化の重要性は、地質学者によって長い間軽視されてきた[5] [9]、その影響が重要ではないことを示しているように思われる 20 世紀初頭の実験に基づいている[9]。これらの実験は、岩石のサンプルが小さく、研磨されており (亀裂の核生成が減少している)、補強されていなかったため、非現実的であると批判されてきました。したがって、これらの小さなサンプルは、実験用オーブ​​ンで加熱するとあらゆる方向に自由に膨張することができ、自然環境で発生する可能性のある種類の応力を発生させることができませんでした。また、実験は熱疲労よりも熱衝撃に敏感でしたが、熱疲労は自然界でより重要なメカニズムである可能性が高いです。地形学者は、特に寒冷地における熱応力風化の重要性を再強調し始めています。[12]

圧力解放

圧力の解放により、写真のように剥離した花崗岩シートが発生した可能性があります。

圧力の解放または除荷は、深く埋設された岩が掘り出されるときに見られる物理的な風化の一形態です。花崗岩などの貫入岩は、地表の下深くに形成されます。彼らは、その上にある岩石のために、途方もないプレッシャーにさらされています。侵食によってその上の岩石が除去されると、これらの貫入岩が露出し、それらへの圧力が解放されます。岩の外側の部分は膨張する傾向があります。膨張により応力が発生し、岩石表面に平行な亀裂が形成されます。時間が経つにつれて、岩のシートが割れ目に沿って露出した岩から離れます。これは剥離と呼ばれるプロセスです。圧力解放による剥離は、「シート化」とも呼ばれます。[15]

熱風化と同様に、圧力解放はバットレス ロックで最も効果的です。ここで、非支持面に向けられた差応力は 35 メガパスカル (5,100 psi) にもなり、岩を簡単に粉砕するのに十分です。このメカニズムは、鉱山や採石場での剥離や、露頭での継ぎ目の形成にも関与しています。[16]

上にある氷河の後退も、圧力解放による剥離につながる可能性があります。これは、他の物理的な摩耗メカニズムによって強化することができます。[17]

塩結晶成長

Tafoniで 、ソルトポイント州立公園、 ソノマ郡、カリフォルニア州。

塩の結晶化(ソルトウェザリング、ソルトウェッジング、またはハロークラスティとも呼ばれる) は、塩水が岩の割れ目や継ぎ目に浸透して蒸発し、塩の結晶が後に残るときに岩の崩壊を引き起こします。氷の分離と同様に、塩の粒子の表面は、毛細管現象によってさらに溶解した塩を引き込み、周囲の岩石に高い圧力をかける塩レンズの成長を引き起こします。ナトリウム塩とマグネシウム塩は、塩の風化を作り出すのに最も効果的です。塩風化は、堆積岩中の黄鉄鉱が化学的に風化して硫酸鉄 (II)と石膏になり、塩レンズとして結晶化するときにも起こります。[9]

塩の結晶化は、塩が蒸発によって濃縮される場所であればどこでも起こります。したがって、強い加熱によって強い蒸発が生じる乾燥した気候や海岸沿いで最も一般的です。[9]塩の風化は、洞窟状の岩石風化構造のクラスであるタフォニの形成において重要である可能性が高い. [18]

機械的風化に対する生物学的影響

生物は、化学的風化だけでなく、機械的風化にも寄与する可能性があります(以下の「生物風化」を参照)。地衣類とコケは、本質的にむき出しの岩の表面で成長し、より湿った化学的微小環境を作り出します。これらの生物が岩石表面に付着すると、岩石表面の微細層の物理的および化学的分解が促進されます。地衣類は、それらと裸頁岩から失わPRY鉱物粒子に観察された菌糸、（rootlike取付構造）として説明した処理摘採を、[15]ではないと自分の体の中に断片を引っ張って、フラグメントは、次いで、化学風化のプロセスを受ける場合消化とは違います。[19]より大規模に、隙間で発芽する苗と植物の根は、水と化学物質の浸透経路を提供するだけでなく、物理的な圧力を加えます. [7]

化学風化

非風化（左）と風化（右）の石灰岩の比較。

ほとんどの岩石は高温高圧下で形成され、岩石を構成する鉱物は、地球の表面に典型的な比較的冷たくて湿った酸化条件では化学的に不安定です。化学的風化は、水、酸素、二酸化炭素、その他の化学物質が岩石と反応してその組成を変化させることで発生します。これらの反応により、岩石の元の主要な鉱物の一部が二次鉱物に変換され、他の物質が溶質として除去され、最も安定した鉱物が化学的に変化しない抵抗体として残ります。実際、化学的風化は、岩石内の元の鉱物のセットを、表面の状態とより近い平衡状態にある新しい鉱物のセットに変化させます。ただし、風化はゆっくりとしたプロセスであり、浸出は風化反応によって生成された溶質を、平衡レベルに蓄積する前に運び去るため、真の平衡に達することはめったにありません。これは特に熱帯環境に当てはまります。[20]

水は化学的風化の主な要因であり、まとめて加水分解と呼ばれる反応によって、多くの一次鉱物を粘土鉱物または水和酸化物に変換します。酸素も重要で、多くの鉱物を酸化する働きをします。二酸化炭素も同様に、その風化反応は炭酸化と呼ばれます。化学的風化は、微生物や植物の根の代謝や腐敗によって生成される酸などの生物剤によって強化されます。[21]

山岳ブロックの隆起のプロセスは、新しい岩石層を大気と湿気にさらし、重要な化学的風化の発生を可能にするために重要です。Ca 2+やその他のイオンが表層水に大量に放出されます。[22]

解散

化学的風化のさまざまな段階 ( 熱帯雨と 地下水による) での石灰岩のコア サンプル。浅い深さの非常に高いところ (下) から、より深いところの非常に低いところ (上) までです。わずかに風化した石灰岩は茶色がかった汚れを示しますが、高度に風化した石灰岩はその炭酸塩鉱物含有量の多くを失い、粘土が残ります。コンゴ民主共和国のキンプセに ある炭酸塩西コンゴリア鉱床からの地下石灰岩 。

溶解 (単純溶解または合同溶解とも呼ばれる) は、新しい固体物質を生成せずに、ミネラルが完全に溶解するプロセスです。[23]雨水は、岩塩や石膏などの可溶性鉱物を容易に溶解しますが、十分な時間があれば、石英などの耐性の高い鉱物も溶解する可能性があります。[24]水は結晶内の原子間の結合を破壊する: [25]

Hydrolysis of a silica mineral

石英の溶解の全体的な反応は、

SiO
2 + 2H
2〇→〇
4SiO
4

溶解した石英はケイ酸の形をとります。

特に重要な溶解形態は炭酸塩溶解であり、大気中の二酸化炭素が溶液の風化を促進します。炭酸塩の溶解は、石灰岩や白亜などの炭酸カルシウムを含む岩石に影響を与えます。これは、雨水が二酸化炭素と結合して弱酸である炭酸を形成し、炭酸カルシウム (石灰石) を溶解し、可溶性重炭酸カルシウムを形成するときに発生します。より遅い反応速度論にもかかわらず、このプロセスは低温で熱力学的に有利です。なぜなら、冷たい水はより多くの二酸化炭素ガスを保持するからです (ガスの逆行性溶解度のため)。したがって、炭酸塩の溶解は、氷河風化の重要な特徴です。[26]

炭酸塩の溶解には、次の手順が含まれます。

CO 2 + H 2 O → H 2 CO 3
二酸化炭素＋水→炭酸
H 2 CO 3 + CaCO 3 → Ca(HCO 3 ) 2
炭酸＋炭酸カルシウム→炭酸水素カルシウム

よく結合した石灰岩の表面で炭酸塩が溶解すると、石灰岩舗装が分断されます。このプロセスは、関節に沿って最も効果的であり、関節を広げたり深めたりします。[27]

汚染されていない環境では、溶存二酸化炭素による雨水のpHは約 5.6 です。酸性雨は、大気中に二酸化硫黄や窒素酸化物などのガスが存在すると発生します。これらの酸化物は雨水で反応してより強い酸を生成し、pH を 4.5 または 3.0 まで下げることができます。二酸化硫黄(SO 2 ) は、火山の噴火や化石燃料に由来し、雨水の中で硫酸になる可能性があり、それが落下する岩に溶液風化を引き起こす可能性があります。[28]

加水分解と炭酸化

カンラン石はし風化 iddingsite内 マントル 捕獲岩。

加水分解(不適合溶解とも呼ばれる) は、鉱物の一部だけが溶液に取り込まれる化学風化の一形態です。残りの鉱物は、粘土鉱物などの新しい固体材料に変換されます。[29]たとえば、フォルステライト(マグネシウムオリビン) は、加水分解されて固体のブルーサイトと溶解したケイ酸になります。

Mg 2 SiO 4 + 4 H 2 O 集合給水 2 Mg(OH) 2 + H 4 SiO 4
フォルステライト + 水 コンセントトリング ブルーサイト + ケイ酸

鉱物が風化する際の加水分解のほとんどは、酸性水に存在するプロトン（水素イオン）が鉱物結晶の化学結合を攻撃する酸加水分解です。[30]鉱物中の異なる陽イオンと酸素イオンの間の結合は強さが異なり、最も弱いものが最初に攻撃されます。その結果、火成岩中の鉱物は、最初に形成されたのとほぼ同じ順序で天候になります (ボーエンの反応シリーズ)。[31]相対結合強度を次の表に示します。[25]

つなぐ 相対強度
Si-O 2.4
Ti-O 1.8
アルオー 1.65
Fe +3 –O1.4
Mg-O 0.9
Fe +2 –O0.85
マンガン-O 0.8
Ca-O 0.7
ナオ 0.35
K-O 0.25

この表は、ウェザリングの順序の大まかなガイドです。イライトなどの一部の鉱物は異常に安定していますが、シリカはケイ素と酸素の結合の強さを考えると異常に不安定です。[32]

水に溶解して炭酸を形成する二酸化炭素は、最も重要なプロトン源ですが、有機酸も重要な天然の酸性源です。[33]溶存二酸化炭素からの酸加水分解は、炭酸化と呼ばれることもあり、一次鉱物が二次炭酸塩鉱物に風化する可能性があります。[34]たとえば、フォルステライトの風化は、反応によってブルーサイトの代わりにマグネサイトを生成することができます。

Mg 2 SiO 4 + 2 CO 2 + 2 H 2 O プラストライク 2 MgCO 3 + H 4 SiO 4
フォルステライト + 二酸化炭素 + 水

炭酸はケイ酸塩風化によって消費され、重炭酸塩のためにアルカリ性溶液になります。これは、大気中のCO 2の量を制御する上で重要な反応であり、気候に影響を与える可能性があります。[35]

ナトリウムまたはカリウム イオンなどの溶解度の高い陽イオンを含むアルミノケイ酸塩は、酸加水分解中に溶解した重炭酸塩として陽イオンを放出します。

2 KAlSi 3 O 8 + 2 H 2 CO 3 + 9 H 2 O炭酸 水素 ナトリウム Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4 H 4 SiO 4 + 2 K + + 2 HCO 3 -
正長石 (アルミノケイ酸塩長石) + 炭酸 + 水 ナトリウム カオリナイト(粘土鉱物) + 溶液中のケイ酸 + 溶液中のカリウムイオンと重炭酸イオン

酸化

黄鉄鉱立方体は残して、母岩から離れて溶解した 金の背後にある粒子を。
酸化 黄鉄鉱の立方体。

風化環境では、さまざまな金属の化学酸化が起こります。最も一般的に観察されるのは、Fe 2+ (鉄) が酸素と水によって酸化され、ゲーサイト、リモナイト、ヘマタイトなどのFe 3+酸化物および水酸化物を形成することです。これにより、影響を受けた岩の表面が赤褐色になり、簡単に砕けて岩が弱くなります。多くの他の金属鉱石及び鉱物は硫黄の風化の間に行うように、着色された堆積物を生成する酸化水和物、硫化鉱物のようなカルコパイライト又はCuFeS 2への酸化水酸化銅及び酸化鉄。[36]

水分補給

鉱物の水和は、鉱物の原子や分子への水分子または H+ および OH- イオンの強固な結合を含む化学風化の一形態です。有意な溶解は起こらない。例えば、酸化鉄をに変換された鉄の水酸化物の水和無水形態の石膏。[37]

ミネラルの大量の水和は、溶解、加水分解、酸化にとって重要ではありません[36]が、結晶表面の水和は加水分解の重要な最初のステップです。ミネラル結晶の新鮮な表面は、電荷が水分子を引き付けるイオンを露出させます。これらの分子の一部は、露出した陰イオン (通常は酸素) に結合する H+ と、露出した陽イオンに結合する OH- に分裂します。これにより表面がさらに破壊され、さまざまな加水分解反応が起こりやすくなります。追加の陽子は、表面に露出した陽イオンを置き換え、陽イオンを溶質として解放します。陽イオンが除去されると、ケイ素-酸素結合およびケイ素-アルミニウム結合は加水分解を受けやすくなり、ケイ酸と水酸化アルミニウムを遊離させて浸出させたり、粘土鉱物を形成したりします。[32] [38]実験室での実験によると、長石結晶の風化は結晶表面の転位または他の欠陥から始まり、風化層の厚さはわずか数原子であることが示されています。鉱物粒子内の拡散は重要ではないようです。[39]

砕けたばかりの岩は、内部に向かって進行する特異な化学的風化 (おそらくほとんどが酸化) を示しています。この 砂岩は、ニューヨーク州アンジェリカ近くの 氷河の漂流で発見されました 。

生物風化

鉱物風化は、土壌微生物によって開始または加速されることもあります。土壌生物は典型的な土壌の約 10 mg/cm 3を占めており、室内実験では、無菌土壌と比較して、曹長石と白雲母は2 倍速く天候に耐えることが示されています。岩の上の地衣類は、化学的風化の最も効果的な生物剤の 1 つです。[33]たとえば、米国ニュージャージー州の普通角閃石花崗岩に関する実験的研究では、地衣類に覆われた表面の下では、最近露出した岩の表面と比較して、風化率が 3 倍から 4 倍に増加することが示されました。[40]

地衣類、 ラ パルマによる 玄武岩の生物学的風化 。

生物的風化の最も一般的な形態は、植物によるキレート化合物 (特定の有機酸やシデロフォアなど) の放出、および二酸化炭素と有機酸の放出に起因します。根は、粘土鉱物への CO2 の吸着と土壌からの CO2 の拡散速度が非常に遅いことにより、二酸化炭素レベルをすべての土壌ガスの 30% まで上昇させることができます。[41] CO2 と有機酸は、土壌中のアルミニウムと鉄を含む化合物を分解するのに役立ちます。根は、根の隣の土壌で陽子と釣り合っている負の電荷を持っており、これらはカリウムなどの必須栄養素陽イオンと交換できます。[42] 減衰土壌に死んだ植物の残骸は、化学風化原因、水に溶解し、有機酸を形成することができます。[43]キレート化合物、主に低分子量の有機酸は、裸の岩の表面から金属イオンを除去することができ、アルミニウムとシリコンは特に影響を受けやすい. [44]裸の岩を分解する能力により、地衣類は乾いた土地の最初の植民地化者の1つになる. [45]キレート化合物の蓄積は、周囲の岩石や土壌に影響を与えやすく、土壌のポドゾル化につながる可能性があります。[46] [47]

樹木の根系に共生する菌類は、アパタイトやバイオタイトなどのミネラルから無機栄養素を放出し、これらの栄養素を樹木に伝達することで、樹木の栄養に貢献しています。[48]また、細菌群集が無機栄養素の放出につながるミネラルの安定性に影響を与える可能性があることも最近証明されました。[49]さまざまな属からの広範な細菌株またはコミュニティが、鉱物の表面に定着したり、鉱物を風化させたりできることが報告されており、それらのいくつかについては、植物の成長促進効果が実証されています。[50]バクテリアが鉱物を風化させるために使用される実証または仮説のメカニズムには、いくつかの酸化還元および溶解反応、ならびに陽子、有機酸およびキレート分子などの風化物質の生成が含まれる.

海底の風化

玄武岩の海洋地殻の風化は、大気中の風化とは重要な点で異なります。風化は比較的遅く、玄武岩の密度は 1 億年あたり約 15% 減少します。玄武岩は水和し、シリカ、チタン、アルミニウム、第一鉄、カルシウムを犠牲にして、総鉄、マグネシウム、ナトリウムが豊富になります。[51]

建物の風化

酸性雨でコンクリートが破損 。

石、レンガ、またはコンクリートで作られた建物は、露出した岩の表面と同じ風化物質の影響を受けやすい. また、彫像、モニュメント、装飾用の石造物は、自然の風化によってひどく損傷する可能性があります。これは、酸性雨の影響が深刻な地域で加速します。[52]

風化の良い土壌の特性

地表に露出する最も豊富な結晶質岩である花崗岩は、普通角閃石の破壊とともに風化を始めます。黒雲母は、その後する風化バーミキュライト、そして最終的にオリゴクレーおよび微斜長石が破壊されています。すべて粘土鉱物と酸化鉄の混合物に変換されます。[31]結果として生じる土壌は、岩盤と比較してカルシウム、ナトリウム、および第一鉄が枯渇し、マグネシウムは40%、ケイ素は15%減少する. 同時に、土壌にはアルミニウムとカリウムが少なくとも 50% 豊富に含まれています。チタンによって、その存在量は 3 倍になります。そして、岩盤と比較してその存在量が桁違いに増加する第二鉄によって。[53]

玄武岩は、高温で乾燥した条件で形成されるため、花崗岩よりも風化しやすいです。火山ガラスの微細な粒子サイズと存在も、風化を早めます。熱帯の環境では、急速に風化して粘土鉱物、水酸化アルミニウム、チタンに富んだ酸化鉄になります。ほとんどの玄武岩はカリウムが比較的少ないため、玄武岩は直接風化してカリウムの少ないモンモリロナイトになり、次にカオリナイトになります。熱帯雨林のように浸出が継続的で激しい場所では、最終的な風化製品はボーキサイト、つまりアルミニウムの主要鉱石です。モンスーン気候のように、降雨が激しいが季節限定的な場所では、最終的な風化製品は鉄とチタンが豊富なラテライトです。[54]通常の河川水はカオリナイトと平衡状態にあるため、カオリナイトのボーキサイトへの変換は、激しい浸出によってのみ発生します。[55]

土壌の形成には 100 年から 1000 年かかりますが、これは地質時代では非常に短い時間です。その結果、いくつかの地層には、多数の古土壌(化石土壌) 層が見られます。たとえば、ワイオミング州のウィルウッド累層には、350 万年の地質時代を表す 770 メートル (2,530 フィート) のセクションに 1000 を超える古土壌層が含まれています。古土壌は、始生代(25 億歳以上) と同じくらい古い層で特定されています。ただし、古土壌を地質学的記録で認識することは困難です。[56]堆積層が古土壌であることを示す兆候には、段階的な下部境界と鋭い上部境界、多くの粘土の存在、堆積構造がほとんどない不完全な選別、上部の層のリップアップクラスト、およびより高い層からの物質を含む乾燥亀裂が含まれます. [57]

土壌の風化の程度は、100 Alとして定義される変質の化学指数として表すことができます。
2〇
3/(アル
2〇
3 + CaO + Na
2O + K
2O) . これは、風化していない上部地殻岩の 47 から、完全に風化した物質の 100 までさまざまです。[58]

非地質材料の風化

木材は、加水分解などの鉱物に関連するプロセスによって物理的および化学的に風化することができますが、加えて、木材は太陽光からの紫外線によって引き起こされる風化の影響を非常に受けやすいです。これは、木材の表面を劣化させる光化学反応を引き起こします。[59]光化学反応は、塗料[60]やプラスチックの風化でも重要です。[61]

ギャラリー

  • 島の石を構築する塩の風化ゴゾ島、マルタ。

  • 塩の風化砂岩近くQobustan、アゼルバイジャン。

  • このペルム紀近く砂岩の壁セドナ、アリゾナ州、米国は小さなに風化した床の間。

  • バイロイトの砂岩柱の風化。

  • 像に対する酸性雨の風化効果。

  • ドイツのドレスデンにある砂岩の像の風化効果。

こちらもご覧ください

  • 風食 による風の活動へのプロセス-
  • ビオルヘキシスタシー
  • 岩石の肌焼
  • 分解 – 有機物が分解されてより単純な有機物になるプロセス
  • 環境室
  • エルビウム
  • 花崗岩の剥離 – 風化による花崗岩の皮がタマネギのように剥離 (落屑)
  • 耐候性の要因
  • 隕石の風化
  • Pedogenesis  -土壌形成のプロセス
  • 逆風化
  • 土壌生産機能
  • 宇宙風化
  • 球状風化
  • ポリマーの耐候性試験
  • 耐候性鋼 – 風雨にさらされると錆のような仕上がりになるように設計された合金鋼のグループ

参考資料

  1. ^ a b リーダー、MR (2011)。堆積学と堆積盆地: 乱流から構造学(第 2 版)。チチェスター、ウェスト サセックス、英国: ワイリー ブラックウェル。p. 4. ISBN 9781405177832.
  2. ^ ブラット、ハーベイ。ミドルトン、ジェラルド; マレー、レイモンド (1980)。堆積岩の起源(第 2 版)。ニュージャージー州イングルウッドクリフ: プレンティスホール。pp. 245–246。ISBN 0136427103.
  3. ^ ゴア、パメラJW 「ウェザリング」。ジョージア・ペリメーター・カレッジ。2013-05-10のオリジナルからアーカイブ。
  4. ^ ブラット、ハーベイ。トレーシー、ロバート J. (1996)。岩石学 : 火成岩、堆積岩、および変成岩(第 2 版)。ニューヨーク: WHフリーマン。p. 217. ISBN 0716724383.
  5. ^ a b c d Blatt, Middleton & Murray 1980 , p. 247.
  6. ^ リーダー 2011 年、p。3.
  7. ^ a b Blatt, Middleton & Murray 1980 , pp. 249-250.
  8. ^ a b マートン、JB; ピーターソン、R.; オズーフ、J.-C. (2006 年 11 月 17 日)。「寒冷地における氷の分離による岩盤破壊」。科学. 314 (5802): 1127–1129。Bibcode : 2006Sci...314.1127M . doi : 10.1126/science.11​​32127。PMID  17110573。S2CID  37639112。
  9. ^ a b c d e リーダー 2011 年、p。18.
  10. ^ 松岡典和。マートン、ジュリアン (2008 年 4 月)。「霜の風化：最近の進歩と将来の方向性」。永久凍土と周氷期のプロセス。19 (2): 195–210。doi : 10.1002/ppp.620。
  11. ^ ダッシュ、JG; レンペル、AW。Wettlaufer、JS (2006 年 7 月 12 日)。「事前に溶けた氷の物理学とその地球物理学的結果」。現代物理学のレビュー。78 (3): 695–741。Bibcode : 2006RvMP...78..695D . doi : 10.1103/RevModPhys.78.695。
  12. ^ a b c d ホール、ケビン (1999)、「寒冷地における岩石の崩壊における熱応力疲労の役割」、地形学、31 (1–4): 47–63、Bibcode : 1999Geomo..31...47H、土井: 10.1016/S0169-555X(99)00072-0
  13. ^ パラダイス、TR (2005)。「ペトラ再訪: ヨルダンのペトラにおける砂岩風化研究の調査」. 特別論文 390: 建築環境における石の崩壊。390。pp. 39–49。DOI：10.1130 / 0-8137-2390-6.39。ISBN 0-8137-2390-6.
  14. ^ Shtober-Zisu、Nurit; ウィッテンベルグ、リー (2021 年 3 月)。「地中海の風景における岩の風化と土壌の石化に対する山火事の長期的な影響」. 総合環境の科学。762 : 143125. Bibcode : 2021ScTEn.762n3125S . doi : 10.1016/j.scitotenv.2020.143125。PMID  33172645。
  15. ^ a b ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、p。249.
  16. ^ リーダー 2011 年、p。19.
  17. ^ ハーランド、WB (1957)。「剥離関節と氷の作用」 . ジャーナル・オブ・グラシオロジー。3 (21): 8–10。土井：10.3189/S002214300002462X。
  18. ^ ターキントン、アリス V.; パラダイス、トーマス R. (2005 年 4 月)。「砂岩の風化：研究と革新の世紀」。地形学。67 (1-2): 229-253。Bibcode : 2005Geomo..67..229T . doi : 10.1016/j.geomorph.2004.09.028。
  19. ^ フライ、E. ジェニー (1927 年 7 月)。「頁岩、片岩、片麻岩、石灰岩、黒曜石の基底層における地衣類の機械的作用」. 植物学の歴史。os-41 (3): 437–460。doi : 10.1093/oxfordjournals.aob.a090084。
  20. ^ Blatt、Middleton & Murray 1980、pp. 245-246。
  21. ^ ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、246 頁。
  22. ^ ホーガン、C. マイケル (2010)「カルシウム」、A. ジョーゲンソンおよび C. クリーブランド (編)地球の百科事典、国立科学環境評議会、ワシントン DC
  23. ^ バークランド、ピーター W. (1999)。土壌と地形学(第 3 版)。ニューヨーク：オックスフォード大学出版局。p. 59. ISBN 978-0195078862.
  24. ^ ボッグス、サム (2006)。堆積学と層序学の原則(第 4 版)。ニュージャージー州アッパー・サドル・リバー: ピアソン・プレンティス・ホール。p. 7. ISBN 0131547283.
  25. ^ a b ニコルズ、GD (1963)。「堆積地球化学における環境研究」。科学の進歩 (1933-)。51 (201): 12–31。JSTOR  43418626。
  26. ^ プラン、ルーカス (2005 年 6 月)。「オーストリア アルプスでのフィールド テストで定量化された炭酸塩溶解速度を制御する要因」。地形学。68 (3–4): 201–212。Bibcode : 2005Geomo..68..201P . doi : 10.1016/j.geomorph.2004.11.014。
  27. ^ あのん。「地質学と地形学」 . 石灰岩舗装の保全。英国とアイルランドの生物多様性行動計画運営グループ。2011年8月7日時点のオリジナルよりアーカイブ。検索された5月30 2011。
  28. ^ チャールソン、RJ; Rodhe、H. (1982 年 2 月)。「自然の雨水の酸性度を制御する要因」。自然。295 (5851): 683–685。Bibcode : 1982Natur.295..683C。土井：10.1038/295683a0。S2CID  4368102。
  29. ^ ボッグス 2006 年、7-8 ページ。
  30. ^ リーダー 2011 年、p。4.
  31. ^ a b ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、p。252.
  32. ^ a b ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、p。258.
  33. ^ a b ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、p。250。
  34. ^ ソーンバリー、ウィリアム D. (1969)。地形学の原理(第 2 版)。ニューヨーク：ワイリー。pp. 303–344。ISBN 0471861979.
  35. ^ バーナー、ロバート A. (1995 年 12 月 31 日)。ホワイト、アーサー・F。ブラントリー、スーザン L (編)。「第 13 章。化学的風化とその大気 CO2 および気候への影響」。ケイ酸塩鉱物の化学風化率: 565–584。DOI：10.1515 / 9781501509650から015。ISBN 9781501509650.
  36. ^ a b ボッグス 2006 年、p。9.
  37. ^ ボッグス 1996 年、p。8.sfn エラー: ターゲットなし: CITEREFBoggs1996 (ヘルプ)
  38. ^ リーダー 2011 年、ページ 653-655。
  39. ^ バーナー、ロバート A.; ホールドレン、ジョージ R. (1977 年 6 月 1 日)。「長石の風化のメカニズム: いくつかの観察証拠」. 地質。5 (6): 369–372。Bibcode : 1977Geo.....5..369B . doi : 10.1130/0091-7613(1977)5<369:MOFWSO>2.0.CO;2。
  40. ^ ザンベル、CB; アダムス、JM; ゴリング、ML; シュワルツマン、DW (2012)。「普通角閃石花崗岩の化学的風化に対する地衣類の定着の影響は、水性元素フラックスによって推定される」. 化学地質学。291 : 166-174。Bibcode : 2012ChGeo.291..166Z。土井: 10.1016/j.chemgeo.2011.10.009。
  41. ^ フリピア、JJ (1974)。「スメクタイトによる二酸化炭素の層間吸着」。粘土と粘土鉱物。22 (1): 23–30。Bibcode : 1974CCM....22...23F . 土井: 10.1346/CCMN.1974.0220105。S2CID  53610319。
  42. ^ ブラット、ミドルトン & マレー 1980 年、251 頁。
  43. ^ Chapin III、F. Stuart; パメラ・A・マトソン; ハロルド A. ムーニー (2002)。陸域生態系生態学の原則([Nachdr.] 編)。ニューヨーク：シュプリンガー。pp. 54–55。ISBN 9780387954431.
  44. ^ ブラット & トレーシー 1996 年、p。233.
  45. ^ Blatt、Middleton & Murray 1980、pp. 250-251。
  46. ^ ルンドストローム、米国; ファン・ブリーメン、N.; ベイン、DC; ヴァン・ヒーズ、PAW; Giesler、R.; グスタフソン、JP; イルベスニエミ、H.; カールトン、E.; Melkerud, P. -A.; オルソン、M.; りせ、G. (2000-02-01)。「北欧諸国の 3 つの針葉樹林土壌の学際的研究から得られた podzolization プロセスの理解の進歩」 . ゲオデルマ。94 (2): 335–353。Bibcode : 2000Geode..94..335L . doi : 10.1016/S0016-7061(99)00077-4。ISSN  0016-7061。
  47. ^ ウォー、デビッド (2000)。地理 : 統合されたアプローチ(第 3 版)。グロスター、英国:ネルソン・ソーンズ。p. 272. ISBN 9780174447061.
  48. ^ Landeweert、R.; ホフランド、E.; フィンレイ、RD; クイパー、TW; ファン・ブリーメン、N. (2001)。「植物を岩に結びつける: 外生菌根菌はミネラルから栄養素を動員する」. エコロジーと進化のトレンド。16 (5): 248–254。doi : 10.1016/S0169-5347(01)02122-X . PMID  11301154。
  49. ^ カルヴァルソ、C.; Turpault、M.-P.; フレイクレット、P. (2006)。「根に関連する細菌は、木の鉱物風化とミネラル栄養に寄与します: 予算分析」 . 応用微生物学および環境微生物学。72 (2): 1258–66。土井: 10.1128/AEM.72.2.1258-1266.2006。PMC  1392890。PMID  16461674。
  50. ^ ウロズ、S.; カルヴァルソ、C.; Turpault、M.-P.; フレイクレット、P. (2009)。「バクテリアによる鉱物風化: 生態、アクターおよびメカニズム」。トレンドマイクロバイオル。17 (8): 378–87。土井: 10.1016/j.tim.2009.05.004。PMID  19660952。
  51. ^ ブラット、ミドルトン & マレー 1960 年、p。256.sfn エラー: ターゲットなし: CITEREFBlattMiddletonMurray1960 (ヘルプ)
  52. ^ シャファー、RJ (2016)。自然建築石の風化。テイラーとフランシス。ISBN 9781317742524.
  53. ^ ブラット、ミドルトン & マレー、p. 253.sfn エラー: ターゲットがありません: CITEREFBlattMiddletonMurray (ヘルプ)
  54. ^ ブラット、ミドルトン & マレー、p. 254.sfn エラー: ターゲットがありません: CITEREFBlattMiddletonMurray (ヘルプ)
  55. ^ ブラット、ミドルトン & マレー、p. 262.sfn エラー: ターゲットがありません: CITEREFBlattMiddletonMurray (ヘルプ)
  56. ^ ブラット、ミドルトン & マレー、p. 233.sfn エラー: ターゲットがありません: CITEREFBlattMiddletonMurray (ヘルプ)
  57. ^ ブラット & トレーシー 1996 年、p。236.
  58. ^ リーダー、2011 年 & 11 年。sfn エラー: ターゲットなし: CITEREFLeeder201111 (ヘルプ)
  59. ^ ウィリアムズ、RS (2005)。"7"。ローウェル、ロジャー M. (編)。木材化学と木材複合材のハンドブック。ボカラトン：テイラー＆フランシス。pp. 139–185。ISBN 9780203492437.
  60. ^ ニコルズ、私。ガーロック、JL; カリフォルニア州スミス。カリフォルニア州ダール (1999 年 8 月)。「自動車塗装システムの機械的性能に対する風化の影響」。有機コーティングの進歩。35 (1-4): 153-159。doi : 10.1016/S0300-9440(98)00060-5。
  61. ^ プラスチックの耐候性: 実際の性能を反映するためのテスト。[コネチカット州ブルックフィールド]: プラスチック エンジニア協会。1999. ISBN 9781884207754.

その他のリンク

Language
  • Thai
  • Français
  • Deutsch
  • Arab
  • Português
  • Nederlands
  • Türkçe
  • Tiếng Việt
  • भारत
  • 日本語
  • 한국어
  • Hmoob
  • ខ្មែរ
  • Africa
  • Русский

©Copyright This page is based on the copyrighted Wikipedia article "/wiki/Weathering" (Authors); it is used under the Creative Commons Attribution-ShareAlike 3.0 Unported License. You may redistribute it, verbatim or modified, providing that you comply with the terms of the CC-BY-SA. Cookie-policy To contact us: mail to admin@tvd.wiki

TOP