風化

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Jebel Kharaz（ヨルダン）の風化の異なる岩の侵食によって生成された天然のアーチ。

風化とは、水、大気ガス、生物との接触による岩石、土壌、鉱物、木材、人工物 の劣化です。風化はその場で起こり（現場で、ほとんどまたはまったく動きがない）、水、氷、雪、風、波、重力などの物質による岩石や鉱物の輸送を伴う侵食と混同しないでください。

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。物理的な風化には、熱、水、氷、またはその他の物質の機械的影響による岩石や土壌の破壊が含まれます。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。水は物理的および化学的風化の背後にある主要な要因ですが[1]、大気中の酸素と二酸化炭素、および生物の活動も重要です。[2]生物学的作用による化学的風化は、生物学的風化としても知られています。[3]

岩が砕けた後に残った材料は、有機物と結合して土壌を作ります。地球の地形や景観の多くは、侵食と再堆積を組み合わせた風化プロセスの結果です。風化は岩石サイクルの重要な部分であり、古い岩石の風化生成物から形成された堆積岩は、地球の大陸の66％とその海底の大部分を覆っています。[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、化学変化なしに岩石の崩壊を引き起こすプロセスのクラスです。通常、化学的風化ほど重要ではありませんが、北極圏または高山の環境では重要になる可能性があります。[5]さらに、化学的および物理的風化はしばしば密接に関連しています。たとえば、物理的な風化によって亀裂が広がると、化学作用にさらされる表面積が増加し、崩壊の速度が増幅されます。[6]

凍結破砕は、物理的風化の最も重要な形態です。次に重要なのは、植物の根によるくさびです。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。ワームや他の動物の穴を掘ることも、地衣類による「摘み取り」と同様に、岩を崩壊させるのに役立つ可能性があります。[7]

凍結破砕

スウェーデンのアビスコにある岩石は、おそらく凍結破砕または熱応力によって既存の接合部に沿って破壊されました。

凍結破砕は、岩の露頭内で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のは凍結破砕であると長い間信じられていました。これは、間隙水が凍結したときに膨張することによって生じます。しかし、理論的および実験的研究の増加は、過冷却水が岩石内に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を示唆しています。[8] [9]

水が凍ると、その体積は9.2％増加します。この拡張により、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凍結破砕が、凍結破砕のもっともらしいメカニズムであるように見えます。ただし、氷は、大きな圧力を発生させる前に、まっすぐで開いた破砕から単純に膨張します。したがって、凍結破砕は、小さく曲がりくねった割れ目でのみ発生する可能性があります。[5]岩石もほぼ完全に水で飽和している必要があります。そうしないと、氷はあまり圧力をかけずに不飽和岩石の空間に膨張します。これらの条件は非常に珍しいため、凍結破砕が凍結破砕の主要なプロセスである可能性は低いです。[10]凍結破砕は、水で飽和した岩石の融解と凍結のサイクルが毎日ある場合に最も効果的であるため、熱帯、極地、または乾燥気候では重要ではない可能性があります。[5]

氷の分離は、物理的な風化のあまりよく特徴付けられていないメカニズムです。[8]氷の粒子には常に表面層があり、多くの場合、わずか数分子の厚さで、氷点よりかなり低い温度でも、固体の氷よりも液体の水に似ているためです。この事前に溶けた液体層は、岩の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。これは、周囲の岩にかなりの圧力をかける氷粒の成長をもたらします[11]。凍結破砕の場合よりも最大10倍大きくなります。このメカニズムは、平均気温が氷点下-4〜-15°C（25〜5°F）の岩石で最も効果的です。氷の分離は、岩の割れ目内で、岩の表面に平行な氷の針と氷のレンズの成長をもたらし、それが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。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るため、一方向にのみ自由に膨張します。[12]

熱応力風化は、熱衝撃と熱疲労の2つの主要なタイプで構成されます。熱衝撃は、応力が非常に大きく、岩がすぐに割れたときに発生しますが、これはまれです。より典型的なのは熱疲労であり、応力はすぐに岩石の破壊を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が繰り返されると、岩石は徐々に弱まります。[12]

熱ストレス風化は、日中の気温の範囲が広く、日中は暑く、夜は寒い砂漠で 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、これは誤解を招く恐れがあります。熱ストレス風化は、激しい太陽熱だけでなく、温度の大きな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くらい寒い気候でも重要である可能性があります。[12]山火事は、急速な熱ストレス風化の重要な原因にもなり得ます。[14]

熱ストレス風化の重要性は、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、地質学者によって長い間軽視されてきました[5] [9] 。これらの実験は、岩石のサンプルが小さく、研磨され（骨折の核形成を減らす）、強化されていないため、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、すべての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ストレスを発生させることができませんでした。実験はまた、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あります。地形学者特に寒冷気候では、熱ストレス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、写真に示されている剥離した花崗岩のシートが発生した可能性があります。

圧力解放または除荷は、深く埋められた岩が掘り出された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、地表の深部に形成されています。それらは、上にある岩石材料のために途方もない圧力にさらされています。侵食によって上にある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。その後、岩の外側の部分が膨張する傾向があります。膨張により応力が発生し、岩石表面に平行な割れ目が形成されます。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。これは剥離として知られているプロセスです。。圧力解放による剥離は「シート」としても知られています。[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、補強されていない表面に向けられた差応力は、35メガパスカル（5,100 psi）にもなる可能性があり、岩を粉砕するのに十分簡単です。このメカニズムは、鉱山や採石場での破砕、および岩の露頭での接合部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できます。[17]

塩の結晶成長

カリフォルニア州ソノマ郡ソルトポイント州立公園のタフォニ。

塩の結晶化（塩の風化、塩のくさび、またはハロクラスティとしても知られています）は、塩溶液が岩の亀裂や接合部に浸透して蒸発し、塩の結晶を残すと、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追加の溶解した塩を引き込み、周囲の岩に高圧を及ぼす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、塩の風化を引き起こすのに最も効果的です。堆積岩中の黄鉄鉱が化学的に硫酸鉄（II）と石膏に風化した場合にも、塩の風化が起こる可能性があります。、その後、塩レンズとして結晶化します。[9]

塩の結晶化は、蒸発によって塩が濃縮される場所であればどこでも発生する可能性があります。したがって、それは強い加熱が強い蒸発を引き起こす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、海綿状の岩石風化構造のクラスであるタフォニの形成に重要である可能性があります。[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§生物学的風化を参照）。地衣類とコケは本質的に裸の岩の表面で成長し、より湿度の高い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、岩石の表面マイクロレイヤーの物理的および化学的分解が促進されます。地衣類は、菌糸（根のような付着構造）で裸の頁岩から鉱物粒子をこじ開け、摘採と呼ばれるプロセス[15]を行い、断片を体内に引き込みます。その後、断片は化学的風化のプロセスを経ます。消化とは異なり。[19]より大きな規模では、隙間や植物の根に芽生えている実生は、物理的な圧力をかけるだけでなく、水や化学物質の浸透のための経路を提供します。[7]

化学風化

風化していない（左）石灰岩と風化した（右）石灰岩の比較。

ほとんどの岩石は高温高圧で形成され、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、湿った、酸化性の条件では化学的に不安定であることがよくあります。化学的風化は、水、酸素、二酸化炭素、および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ときに起こります。これらの反応は、岩石中の元の一次鉱物の一部を二次鉱物に変換し、溶質として他の物質を除去し、化学的に変化しない抵抗物として最も安定した鉱物を残します。事実上、化学的風化は、岩石中の元の鉱物のセットを、表面状態とより緊密に平衡状態にある新しい鉱物のセットに変更します。ただし、風化は遅いプロセスであり、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。これは特に熱帯の環境に当てはまります。[20]

水は化学的風化の主な作用物質であり、まとめて加水分解と呼ばれる反応を介して、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。酸素も重要であり、風化反応が炭酸化と呼ばれる二酸化炭素と同様に、多くの鉱物を酸化するように作用します。[21]

山岳ブロックの隆起のプロセスは、新しい岩層を大気と湿気にさらす上で重要であり、重要な化学的風化が発生することを可能にします。Ca2 +およびその他のイオンの地表水への有意な放出が発生します。[22]

解散

化学風化のさまざまな段階（熱帯雨と地下水による）の石灰岩コアサンプル。浅い深さでの非常に高い（下）から、より深い深さでの非常に低い（上）まで。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炭酸塩鉱物の含有量の多くを失い、粘土を残します。コンゴ民主共和国、カンプズの炭酸塩西コンゴ鉱床からの地下石灰岩。

溶解（単純溶液または合同溶解とも呼ばれます）は、鉱物が新しい固体物質を生成することなく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ミネラルを簡単に溶解しますが、十分な時間があれば、石英などの耐性の高いミネラル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切断します：[25]

ケイ酸塩鉱物の加水分解

石英の溶解に対する全体的な反応は次のとおりです。

SiO 2 + 2H 2O → H4 SiO 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、石灰岩やチョーク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、炭酸カルシウム（石灰岩）を溶解し、可溶性の重炭酸カルシウムを形成する弱酸である炭酸を形成するときに発生します。反応速度が遅いにもかかわらず、このプロセスは低温で熱力学的に好まれます。これは、冷たい水がより多くの溶存二酸化炭素ガスを保持するためです（逆行による）ガスの溶解度）。したがって、炭酸塩の溶解は氷河の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 2O → H2 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→重炭酸カルシウム

よく接合された石灰岩の表面での炭酸塩の溶解は、解剖された石灰岩舗装を生成します。このプロセスは、関節に沿って最も効果的であり、関節を広げて深くします。[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、二酸化硫黄や窒素酸化物などのガスが大気中に存在する場合に発生します。これらの酸化物は雨水中で反応してより強い酸を生成し、pHを4.5または3.0にまで下げることができます。二酸化硫黄SO2は、火山の噴火または化石燃料に由来し、雨水中で硫酸になる可能性があり、それが落下する岩石に溶液の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

かんらん石の風化からマントル捕獲岩内のイッディングサイトまで。

加水分解（不一致溶解とも呼ばれます）は、鉱物の一部のみが溶解する化学的風化の一形態です。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（かんらん石マグネシウム）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 + 4H2O⇌2Mg（OH）2 + H 4 SiO 4
フォルステライト+水⇌ブルーサイト+ケイ酸

鉱物の風化中のほとんどの加水分解は酸加水分解であり、酸性水中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します。[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度が異なり、最も弱いものが最初に攻撃されます。その結果、火成岩の鉱物は、最初に形成されたのとほぼ同じ順序になります（ボーエンの反応シリーズ）。[31]相対的な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
Al–O 1.65
Fe +3 –O 1.4
Mg–O 0.9
Fe +2 –O 0.85
Mn–O 0.8
Ca–O 0.7
Na–O 0.35
K–O 0.25

この表は、風化の順序の大まかなガイドにすぎません。イライトなどの一部の鉱物は異常に安定していますが、シリカと酸素の結合の強さを考えると、シリカは異常に不安定です。[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、一次鉱物から二次炭酸塩鉱物への風化を引き起こす可能性があります。[34]たとえば、フォルステライトの風化は、次の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可能性があります。

Mg 2 SiO 4 + 2 CO 2 + 2H2O⇌2MgCO3 + H 4 SiO 4
フォルステライト+二酸化炭素+水⇌マグネサイト+溶液中のケイ酸

炭酸はケイ酸塩の風化によって消費され、重炭酸塩のためにより多くのアルカリ性溶液をもたらします。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性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 + 9H2O⇌Al2Si2 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⇌カオリナイト（粘土鉱物）+溶液中のケイ酸+溶液中のカリウムおよび重炭酸イオン

酸化

黄鉄鉱の立方体が母岩から溶け出し、金の粒子が残りました。
酸化された黄鉄鉱の立方体。

風化環境では、さまざまな金属の化学的酸化が発生します。最も一般的に観察されるのは、酸素と水によるFe 2+（鉄）の酸化であり、針鉄鉱、褐鉄鉱、赤鉄鉱などのFe3 +の酸化物と水酸化物を形成します。これにより、影響を受けた岩石の表面が赤褐色になり、崩れやすくなり、岩石が弱くなります。他の多くの金属鉱石および鉱物は、黄銅鉱または水酸化銅に酸化するCuFeS 2などの硫化鉱物の風化の際の硫黄と同様に、酸化および水和して着色堆積物を生成します。と酸化鉄。[36]

水分補給

鉱物の水酸化物は、鉱物の原子や分子への水分子またはH +およびOH-イオンの堅固な付着を伴う化学的風化の一形態です。重大な溶解は発生しません。たとえば、酸化鉄は水酸化鉄に変換され、硬石膏の水和によって石膏が形成されます。[37]

鉱物のバルク水和は、溶解、加水分解、および酸化の重要性の二次的なものですが[36]、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。鉱物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-に分解します。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の影響を受けやすくなります。追加のプロトンが表面に露出した陽イオンに置き換わり、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、ケイ酸および水酸化アルミニウムが浸出または粘土鉱物を形成するように解放されます。[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やその他の欠陥から始まり、風化層の厚さはわずか数原子です。鉱物粒子内の拡散は重要ではないようです。[39]

砕けたばかりの岩石は、化学的風化の違い（おそらくほとんどが酸化）が内側に進んでいることを示しています。この砂岩は、ニューヨーク州アンジェリカ近郊の氷河漂流物で発見されました。

生物学的風化

鉱物の風化は、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10mg / cm 3を構成し、実験室での実験により、曹長石と白雲母は生きている土壌と無菌の土壌の2倍の速さで風化す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、最近露出した裸の岩の表面と比較して、地衣類で覆われた表面の下で風化速度が3倍から4倍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。

生物学的耐候性の最も一般的な形態は、キレート化合物（特定の有機酸やシデロホアなど）の放出、および植物による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CO 2の吸着と、土壌からのCO 2の拡散速度が非常に遅いため、二酸化炭素レベルをすべての土壌ガスの30％まで増加させる可能性があります。[41] CO 2と有機酸は、アルミニウムと鉄の分解を助けます-それらの下の土壌に化合物を含む。根は、根の隣の土壌の陽子と釣り合った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カチオンと交換することができます。[42] 土壌中の枯れた植物の腐敗した残骸は、有機酸を形成する可能性があり、それが水に溶解すると、化学的風化を引き起こします。[43]キレート化合物、主に低分子量の有機酸は、裸の岩石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]裸の岩を破壊する能力は、地衣類が乾燥した土地の最初の植民者の中にいることを可能にします。[45]キレート化合物の蓄積は、周囲の岩や土壌に影響を及ぼしやすく、土壌のポドソリゼーションにつながる可能性があります。[46] [47]

樹木の根系に関連する共生菌根菌は、アパタイトやビ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移動させて、樹木の栄養に貢献することができます。[48] 最近、細菌群集がミネラルの安定性に影響を与え、無機栄養素の放出につながる可能性があることが証明されました。[49]多様な属からの広範囲の細菌株または群集が、鉱物表面にコロニーを形成したり、鉱物を風化させたりすることができると報告されており、それらのいくつかについては、植物成長促進効果が実証されています。[50] バクテリアがミネラルを風化させるために使用する実証済みまたは仮定のメカニズムには、いくつかの酸化還元および溶解反応、ならびにプロトン、有機酸、キレート分子などの風化剤の生成が含まれます。

海底の風化

玄武岩質海洋地殻の風化は、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、玄武岩の密度は低くなり、1億年あたり約15％の割合で発生します。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

酸性雨によりコンクリートが損傷した。

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作用物質の影響を受けやすくなります。また、彫像、記念碑、装飾用の石細工は、自然の風化過程によってひどく損傷する可能性があります。これは、酸性雨の影響を強く受けている地域で加速されます。[52]

建物の風化の加速は、環境と居住者の安全を脅かす可能性があります。設計戦略は、圧力を緩和する雨よけの使用など、環境への影響を緩和し、HVACシステムが湿度の蓄積を効果的に制御できるようにし、含水量を減らして凍結融解サイクルの影響を最小限に抑えるコンクリート混合物を選択できるようにします。[53]

風化した土壌の性質

地球の表面に露出している最も豊富な結晶質の岩石である花崗岩は、普通角閃石の破壊とともに風化を開始します。その後、黒雲母は風化してバーミキュライトになり、最後にオリゴクレースと微斜長石が破壊されます。すべてが粘土鉱物と酸化鉄の混合物に変換されます。[31]得られた土壌は、岩盤と比較してカルシウム、ナトリウム、鉄が枯渇しており、マグネシウムは40％、シリコンは15％減少しています。同時に、土壌はアルミニウムとカリウムが少なくとも50％濃縮されています。チタンによるもので、その存在量は3倍になります。そして、その存在量が岩盤と比較して桁違いに増加する第二鉄によって。[54]

玄武岩は、高温で乾燥した状態で形成されるため、花崗岩よりも風化が容易です。細かい粒子サイズと火山ガラスの存在も風化を早めます。熱帯の環境では、粘土鉱物、水酸化アルミニウム、チタンに富む酸化鉄に急速に風化します。ほとんどの玄武岩はカリウムが比較的少ないため、玄武岩はカリウムの少ないモンモリロナイトに直接風化し、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合、最終的な風化生成物はアルミニウムの主要な鉱石であるボーキサイトです。モンスーン気候のように、降雨量が多いが季節的な場所では、最終的な風化生成物は鉄とチタンに富むラテライトです。[55]通常の河川水はカオリナイトと平衡状態にあるため、カオリナイトからボーキサイトへの変換は、激しい浸出でのみ発生します。[56]

土壌形成には100年から1000年、地質時代の非常に短い間隔が必要です。その結果、いくつかの地層は多数の古土壌（化石土壌）層を示しています。たとえば、ワイオミング州のウィルウッド累層には、地質時代の350万年を表す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（25億年以上）と同じくらい古い地層で確認されています。しかし、古土壌は地質記録では認識が困難です。[57]堆積層が古土壌であるという兆候には、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十分な選別、上層の層のリップアップクラスト、および高層からの物質を含む乾燥亀裂が含まれます。[58]

土壌の風化の程度は、変質の化学的指標として表すことができ、 100 Al 2 O 3 /（Al 2 O 3 + CaO + Na 2 O + K 2 O）として定義されます。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まで変化します。[59]

非地質物質の風化

木材は、加水分解や鉱物に関連するその他のプロセスによって物理的および化学的に風化する可能性がありますが、さらに、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くなっています。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。[60]光化学反応は、塗料[61]やプラスチックの風化においても重要です。[62]

ギャラリー

も参照してください

参考文献

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