河川段丘
堆積性（盛土）段丘と荒廃性（切土およびストラス）段丘が複雑に連なる様子を示す仮想的な谷の断面図。注：ct = 切土段丘、ft = 盛土段丘、ft(b) = 埋没盛土段丘、fp = 活動氾濫原、st = ストラス段丘。

河川段丘は、世界中の氾濫原や河川渓谷の両側に広がる細長い段丘です。これらは「踏面」と呼ばれる比較的平坦な帯状の土地で構成され、隣接する氾濫原、他の河川段丘、あるいは高地から、「ライザー」と呼ばれる明らかに急勾配の帯状の土地によって隔てられています。これらの段丘は、河川の流路とその氾濫原に平行かつ上方に位置しています。その形成過程から、河川段丘の下には、厚さが大きく異なる河川堆積物が堆積しています。 [ 1 ] [ 2 ]河川段丘は、かつて河川や川が高地を流れていた 時代に存在した氾濫原の残骸であり、その後、河川が削られて低地に新たな氾濫原が形成されたものです。標高の変化は、河川系の基底レベル（河川系の最低地点、通常は流域の標高）の変化に起因する可能性があり、これにより河川または川の長さに沿って上流方向の侵食が起こり、徐々に標高が低下します。例えば、河川による下方への削り込みは支流の流速増加につながり、その支流は源流に向かって侵食されます。また、気候変動により河川流量が減少した場合にも、段丘が残ることがあります。これは、氷河期に氷で覆われていた地域やその隣接する流域でよく見られます。[ 2 ] [ 3 ]

種類

河川段丘には、盛土段丘とストラス段丘の2つの基本的な種類があります。盛土段丘はさらに、入れ子状の盛土段丘と切土段丘に細分されることがあります。盛土段丘とストラス段丘はどちらも、段丘面の相対的な標高に基づいて、対になった段丘または対になっていない段丘として説明されることがあります。[ 4 ]

ユタ州ケーン郡カナブ・クリークにある、厚さ60フィート（18メートル）の侵食された沖積堆積物。1884年には、この川は段丘の頂上を流れていた。1939年、米国地質調査所撮影。
段々畑を埋める
盛土台は、既存の谷が沖積層で埋められた結果形成される。谷が沖積層で埋められる理由は様々であるが、その原因としては、氷河作用による掃流土砂の流入や、河川や小川によって削られた谷に物質が埋められる水流の勢いの変化などが挙げられる。 [ 5 ]小川や川は、平衡状態に達し、物質を堆積するのではなく運搬できるようになるまで物質を堆積し続ける。この平衡状態は、氷河作用後など非常に短期間しか続かないが、条件が変わらなければ非常に長期間続く。盛土台台は、条件が再び変化し、小川や川が谷に堆積した物質を侵食し始めると形成される。[ 5 ]これが起こると、谷の側面に完全に沖積層でできた段丘が形成される。最上部の段丘が盛土台である。沖積​​層が削り続けられると、盛土台台は川筋より上（時には100メートル以上）に残される。盛土段丘とは、堆積作用によって形成された最も高い段丘のみを指す。盛土段丘の下に複数の段丘がある場合は、「切土段丘」と呼ばれる。[ 5 ]
切り立ったテラス
切土段丘（「切土充填段丘」とも呼ばれる）は、前述の充填段丘に似ていますが、侵食によって形成されたものです。谷に堆積した沖積土が侵食され、谷壁に沿って充填段丘が形成されると、充填段丘の下にも切土段丘が形成されることがあります。小川や河川が土壌を浸食し続けると、複数の段丘が形成されることがあります。最上部は充填段丘で、残りの下部は切土段丘です。[ 5 ]
ネストされた盛土段丘
ネスト型充填段丘は、谷が沖積土で埋め立てられ、沖積土が削り取られ、谷が再び物質で埋め立てられるが、その際、以前よりも低いレベルまで埋め立てられることで形成される。2度目の埋め立てによって形成された段丘は、元の沖積土に「入れ子」になって段丘を形成しているため、ネスト型段丘と呼ばれる。これらの段丘は堆積起源であり、細粒物質の増加など、沖積土の特性の急激な変化によって識別できる場合がある。[ 5 ]
ストラステラス
ストラス段丘は、小川または河川が岩盤を削り取った結果形成される。流れが削り続けると、谷が広がり、谷幅が拡大する時期がある。これは、隆起の減速または停止、気候変動、あるいは岩盤の種類の変化などによって河川系が平衡状態に達したことに起因すると考えられる。削り込みが続くと、岩盤（その上に薄い沖積層が覆っている場合もある）で構成された平坦な谷底が、小川または河道上に残る。これらの岩盤段丘はストラス段丘であり、侵食性を有する。[ 6 ]
1923 年、ワイオミング州パーク郡、ショーショーニ川南支流の不対の河川段丘。左側の川は、侵食に強い火山性角礫岩層に遭遇し、右側でより急速に削られ、異なる標高の段丘が残っています。
ペアになったテラスとペアになっていないテラス
小川や河川の両側に同じ標高の段丘が広がる場合、対段丘と呼ばれます。これは、河川の両側が均等に削られ、片側の段丘の高さが反対側の段丘の高さと一致する場合に発生します。対段丘は河川の若返りによって形成されます。 一方、非対段丘は、小川や河川の片側で侵食に抵抗する物質に遭遇し、抵抗側には対応する段丘がなく、単一の段丘が残る場合に発生します。[ 3 ]

形成

段丘は様々な方法と地質学的・環境的条件によって形成されます。段丘の大きさ、形状、年代を研究することで、段丘を形成した地質学的プロセスを特定することができます。

長寿命の河川システムは、その地質学的寿命の過程で、一連の段丘面を形成することがあります。河川が洪水すると、堆積物が氾濫原にシート状に堆積し、時間の経過とともに堆積していきます。その後、河川侵食の時期に、この堆積物は河川によって削られ（切込み）、下流に流されます。こうして、以前の氾濫原は放棄され、河川段丘となります。河川段丘は、放棄された表面（トレッド）と切込み面（ライザー）から構成されます。[ 5 ]

年齢判定

川沿いに広がる段丘群。最も古い段丘（T1）は、新しい段丘（T3）よりも高い位置にある。現在の氾濫原（T4）は、川の浸食により、まもなく最も新しい段丘面となる。

河川段丘は、小川や河川が谷を削り取る速度を測定するために使用できます。h 1 /t 1という単純な計算で、平均削り込み速度(r i )が得られます。ここで、h iは河川からの河川段丘の高さ、t i は表層の年齢です。[ 7 ]

放棄された段丘面（段々畑）の年代測定は、様々な地質年代学的手法を用いて行うことができます。しかし、使用する手法の種類は、段丘の組成と年代によって異なります。現在使用されている手法としては、磁気層序学、低温熱年代学、宇宙線生成核種、放射性炭素、熱ルミネッセンス、光刺激ルミネッセンス、そしてウラン-トリウム不平衡法などが挙げられます。[ 8 ]さらに、化石が連続的に保存されている場合は、生層序学を用いることもできます。

得られた日付と現在の標高からの高さを使用して、おおよその平均切削速度を決定することができます。[ 6 ]これらの切削速度は、全体の高さと時間にわたって一定の切削速度を前提としていることに注意することが重要です。

切開と堆積

侵食と洪水（堆積）の年代は、河川システムごとに異なる解釈が可能であり、各地域が外部変動に対して独立して反応する可能性がある。河川の挙動、そして侵食や洪水の発生は、多くの変数によって制御される。河川勾配の急峻さ、河川に含まれる堆積物の量、そして河川システムを流れる水の総量の変化は、すべて河川の挙動に影響を与える。河川システムを制御する繊細な均衡が存在し、それが乱されると洪水や侵食が発生し、段丘が形成される。[ 7 ] [ 9 ]

気候と地殻変動

ある地域において段丘が同一の年代および／または形状を呈している場合、大規模な地質学的または環境的メカニズムが関与していることを示唆することが多い。地殻隆起と気候変動は、侵食を通じて地球表面を形成する主要なメカニズムと考えられている。河川段丘はこれらの強制メカニズムのいずれか、あるいは両方の影響を受ける可能性があるため、地殻変動、気候、侵食の変動、そしてこれらのプロセスがどのように相互作用するかを研究するために用いることができる。

観察のスケール

観測の規模は、地質学的および気候学的強制力を評価する上で常に重要な要素である。地質学的時間をざっと見ると、これらの強制力のメカニズムの 1 つが支配的なプロセスのように見えることがある。地質学的に長い時間スケール (≥10 6 annum ) で行われた観測は、通常、地域規模から地球規模に至るまでのテクトニズム[ 10 ]など、より遅く、より規模の大きい地質学的プロセスについて多くを明らかにする。地質学的に短い時間スケール (10 3 -10 5 a ) での評価は、比較的短い気候サイクル[ 10 ] 、局所的から地域的な侵食、そしてそれがどのように段丘面の発達を促進するかについて多くを明らかにできる。段丘面の形成の地域的な期間は、河川侵食が堆積物の蓄積よりはるかに大きかった時期を示している可能性が高い。河川侵食は、地質学的隆起、気候、またはその両方のメカニズムによって引き起こされる可能性がある。しかし、多くの地域において、テクトニズムと気候変動のどちらが単独で地殻隆起、侵食の促進、ひいては段丘形成を引き起こし得るのかを明確に特定することは困難である。多くの場合、テクトニズムと気候の相互作用は正のフィードバックサイクルの中で同時に起こる。[ 11 ]

気候変動

リオグランデ川は、過去数百万年にわたりリオグランデ地溝帯を下流に流れてきました。この川による侵食の最終段階は、ミランコビッチ離心率サイクルによって引き起こされたと考えられています。降水量と堆積物供給量の増加は、約80万年前から始まった高台地の侵食を引き起こしました。[ 12 ]

地質学上の最近の歴史において地殻変動を経験していない大陸内部の河川は、おそらく段丘形成を通じて気候変化を記録している。段丘は、ミランコビッチサイクルなどの周期によって引き起こされる自然の周期的変動を記録する。[ 13 ]これらのサイクルは、地球の軌道と自転の揺れが時間とともにどのように変化するかを説明することができる。ミランコビッチサイクルは、太陽の強制力とともに、地球規模、すなわち氷河期環境と間氷期環境の間での周期的な環境変化を引き起こすことが判明している。 [ 14 ]各河川システムは、地域規模でこれらの気候変動に反応する。さらに、地域環境は、堆積物と降水量の変化が河川の浸食と堆積をどのように引き起こすかを決定する。河川沿いの段丘は周期的な変化を記録し、氷河期と間氷期の期間は浸食または堆積のいずれかに関連付けられる。[ 13 ]

地殻隆起

地殻隆起がある地域では、河川の勾配が大きくなり、流量と侵食力が増すことがあります。これにより、河川は氾濫原を放棄し、河床を下方に削り取ることがあります。放棄された氾濫原は、新しい河床より上の段丘になります。地殻隆起が断続的に発生する場合、河川は複数の段丘を形成することがあります。[ 6 ]隆起が長期間にわたる場合、河川はしばしば岩盤 を削ります。その後の平衡期には、河床が広がり、ストラスを形成します。このような侵食が繰り返されることで、ストラス段丘が形成されます。[ 6 ]また、隆起は、河川によって以前に堆積した沖積層の削り込みを引き起こし、盛土段丘の形成を引き起こすこともあります。[ 5 ] [ 6 ]

地殻変動と気候の相互作用

ヒマラヤ山脈と雨陰効果の衛星画像。ヒマラヤ前線と南アジアモンスーンの発達は、地殻変動と気候の相互作用によって引き起こされると考えられています。

地殻隆起と気候要因は正のフィードバックシステムとして相互作用し、それぞれの強制メカニズムが他方を駆動する。[ 15 ]地殻隆起と気候要因の間のフィードバックの一例は、ヒマラヤ前線と雨陰効果およびアジアモンスーンの発達に見られる。[ 11 ]

ヒマラヤ山脈は地形的な障壁として機能し、大気の循環や移動する気団を阻害する。これらの気団がヒマラヤ山脈を越えて上昇しようとすると、障壁に押し上げられる。気団は上昇するにつれて凝結し、水分を放出するため、山腹に雨が降る。水蒸気の凝結によって空気が温められる。その結果乾燥した空気は圧縮され、障壁の反対側でさらに温められ、風下に砂漠のような状態を作り出す。これは雨陰効果として知られている。ヒマラヤでは、雨陰はアジアモンスーンの発達における重要な環境要因である。[ 16 ] [ 17 ]そして、アジアモンスーンはヒマラヤ山脈の南側の急斜面の浸食を増加させる。[ 11 ] [ 18 ]

高山地帯の形成に伴う地殻隆起は、地表高度の急激な上昇を引き起こし、岩石を風や水にさらす可能性があります。降水量の増加は、露出した岩石の侵食を加速させ、山岳地帯の堆積物の急速な削剥につながります。地殻の浮力、すなわちアイソスタシーは、堆積物が絶えず上部から剥ぎ取られるにつれて、平衡状態を達成するためにさらなる地殻隆起を促進します。[ 19 ] 隆起の加速は地形の高地化を引き起こし、降水量の増加を促し、侵食を集中させ、さらなる隆起をもたらします。

地殻変動と気候の相互作用により、特にヒマラヤ山脈とチベット高原では河岸段丘がより複雑に形成される。[ 20 ] [ 21 ]

参照

  • ベンチ（地質学）  - 上部と下部が明らかに急な斜面に囲まれた、長くて比較的狭い土地
  • 地形 – 惑星の固体表面の特徴
  • 武蔵野テラス – 関東地方にある大きな台地リダイレクト先の簡単な説明を表示するページ

参考文献

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