砕屑岩

砕屑岩は、既存の鉱物や岩石の破片、またはクラストで構成されています。クラストとは、地質学的デトリタスの破片、^{[1] 、}物理的風化によって他の岩石から砕けた岩石の塊や小さな粒子のことです。^{[2]地質学者は、}堆積岩や、懸濁物または底質としての堆積物の輸送中の粒子、および堆積物の堆積物を指すために「砕屑岩」という用語を使用します。

砕屑性堆積岩は、主に古い風化および侵食された岩石の破片または岩片で構成された岩石です。砕屑性堆積物または堆積岩は、粒径、岩片および結合物質 (マトリックス) の組成、およびテクスチャに基づいて分類されます。分類要素は、サンプルの堆積環境を判断する際に役立ちます。砕屑性環境の例としては、流水によって運ばれるすべての粒子が上流の固い岩石から 侵食された破片で構成されている河川系が挙げられます。

粒子のサイズは、頁岩や粘土岩の粘土から、シルト岩のシルト、砂岩の砂、砂利、玉石、礫岩や角礫岩の巨石サイズの破片までさまざまです。クルムバイン ファイ (φ) スケールは、これらの用語を対数サイズ スケールで数値的に順序付けます。

珪質砕屑岩は、石英または珪酸塩 の形で、ほぼ完全にケイ素で構成された砕屑性の非炭酸塩岩です。

珪質堆積岩の組成には、岩石を構成する化学的および鉱物学的成分と、その結合物質が含まれます。ボッグスは、これらを主要鉱物、副次鉱物、岩石破片、化学的堆積物の4つのカテゴリーに分類しています。^[3]

主要な鉱物は、化学的分解に対する耐性に基づいてさらに分類することができます。分解に対する耐性が非常に高いものは安定していると分類され、そうでないものは安定性が低いとみなされます。珪質堆積岩に含まれる最も一般的な安定鉱物は石英 (SiO ₂ ) です。^[3]石英は、砂岩に含まれるフレームワーク粒子の約 65 パーセント、平均的な頁岩に含まれる鉱物の約 30 パーセントを占めています。この種の岩石に含まれる安定性の低い鉱物は長石で、カリウム長石と斜長石の両方が含まれます。^[3]長石はフレームワーク粒子と鉱物に占める割合がかなり低く、砂岩のフレームワーク粒子の約 15 パーセント、頁岩の鉱物の 5 パーセントを占めるだけです。粘土鉱物グループは主に泥岩（鉱物の60％以上を占める）に存在しますが、他の珪質堆積岩にもかなり低いレベルで存在します。^[3]

副次鉱物は、岩石中に存在することが標本の分類に直接重要ではない鉱物です。これらは通常、石英や長石に比べて少量しか存在しません。また、存在するのは一般的に重鉱物または粗粒の雲母（白雲母と黒雲母の両方）です。^[3]

岩石片は珪質堆積岩の構成成分にも含まれ、砂岩の構成成分の約10～15%を占めています。岩石片は一般に礫岩中の砂利粒のほとんどを占めますが、泥岩の構成成分にはごく少量しか含まれていません。岩石片は堆積岩由来の場合もありますが、必ずしも堆積岩由来とは限りません。変成岩や火成岩の場合もあります。^[3]

化学セメントは存在量が異なりますが、主に砂岩に含まれています。2つの主要なタイプは、ケイ酸塩ベースと炭酸塩ベースです。シリカセメントの大部分は石英で構成されていますが、チャート、オパール、長石、ゼオライトも含まれることがあります。^[3]

組成には、単一または多様な破片の化学的および鉱物学的構成と、岩石として岩石をまとめる接合物質 (マトリックス) が含まれます。これらの違いは、砂岩のフレームワーク粒子で最もよく使用されます。石英を多く含む砂岩は石英砂岩、長石を多く含む砂岩はアルコース、岩質を多く含む砂岩は石質砂岩と呼ばれます。

珪質砕屑性堆積岩は、古い岩石の風化や火砕流火山活動によって生じた珪酸塩粒子を主成分としています。組成を考える上で、粒径、岩片とセメント質（マトリックス）の組成、および組織が重要な要素となりますが、珪質砕屑性堆積岩は粒径によって、礫岩、砂岩、泥岩の 3 つの主要なカテゴリに分類されます。粘土という用語は、0.0039 ミリメートル未満の粒子を分類するために使用されます。ただし、この用語は層状珪酸塩鉱物のファミリーを指すためにも使用できます。^[3] シルトは、直径が 0.062 ～ 0.0039 ミリメートルの粒子を指します。泥という用語は、粘土とシルト粒子が堆積物に混ざっている場合に使用されます。泥岩は、これらの堆積物で形成された岩石の名前です。さらに、直径が 0.062 ～ 2 ミリメートルの粒子は砂のカテゴリに分類されます。砂が固まって石化すると砂岩と呼ばれるようになります。2ミリメートルより大きい粒子はすべて砂利とみなされます。このカテゴリには、小石、玉石、玉石が含まれます。砂岩と同様に、砂利が石化すると凝灰岩とみなされます。^[3]

礫岩は粗粒の岩石で、主に砂利大の粒子で構成され、通常、より細かい粒子の基質によって結合されています。^[4]これらの岩石は、しばしば礫岩と角礫岩に細分されます。これら 2 つのカテゴリを分ける主な特徴は、丸みの程度です。礫岩を構成する砂利大の粒子は丸みを帯びていますが、角礫岩では角張っています。礫岩は、ほとんどの年代の地層によく見られますが、重量で見ると、堆積岩全体の 1% 以下しか占めていません。^[3]起源と堆積メカニズムの点では、砂岩と非常によく似ています。その結果、2 つのカテゴリには同じ堆積構造が含まれることがよくあります。^[3]

砂岩は、砂粒大の丸いまたは角張った破片でできた中粒の岩石で、多くの場合、セメントで結合していますが、常に結合しているわけではありません。これらの砂粒大の粒子は石英であることが多いですが、いくつかの共通カテゴリと、組成に基づいて砂岩を分類する多種多様な分類体系があります。分類体系は多岐にわたりますが、ほとんどの地質学者はドット分類法を採用しています。^{[5] [より適切な情報源が必要]}これは、石英、長石、および岩石フレームワーク粒子の相対的な豊富さと、これらの大きな粒子間の泥質マトリックスの豊富さを使用します。

泥岩に分類される岩石は非常に細かい粒子です。泥岩を構成する物質の少なくとも50%はシルトと粘土です。泥岩の分類方法はさまざまですが、ほとんどは主要成分の粒度に基づいています。泥岩では、これらは一般的にシルトと粘土です。^[6]

^{Blatt、Middleton、Murray [7]}によると、主にシルト粒子で構成されている泥岩はシルト岩に分類されます。一方、粘土を主要粒子として含む岩石は粘土岩と呼ばれます。地質学では、シルトと粘土の混合物は泥と呼ばれます。粘土とシルトの両方を大量に含む岩石は泥岩と呼ばれます。場合によっては、頁岩という用語は泥岩を指すためにも使用され、現在でも広く受け入れられています。しかし、粘土成分の割合に基づいて泥岩をさらに分類するために頁岩という用語を使用する人もいます。粘土は板状の形状をしているため、粒子が積み重なり、層またはベッドを形成します。特定の標本に含まれる粘土が多いほど、岩石は層状になります。この場合の頁岩は層状の泥岩を指し、泥岩は層状ではない泥岩を指します。

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  赤い泥岩
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  ブラックシェール

珪質砕屑岩は、最初、砂利、砂、泥などの緩く詰まった堆積物として形成されます。緩い堆積物を硬い堆積岩に変えるプロセスは、石化と呼ばれます。石化のプロセスでは、堆積物は岩石になる前に物理的、化学的、鉱物学的変化を起こします。石化における主要な物理的プロセスは圧縮です。堆積物の輸送と堆積が続くと、新しい堆積物が以前に堆積した層の上に堆積し、それらを埋めます。埋没が続くと、上にある堆積物の重さによって温度と圧力が上昇します。この温度と圧力の上昇によって、緩い粒子の堆積物が密に詰まって多孔性が低下し、基本的に堆積物から水が絞り出されます。多孔性は、残った細孔空間への鉱物の沈殿によってさらに低下します。^[3] このプロセスの最終段階は続成作用であり、以下で詳しく説明します。

セメント化とは、粗い砕屑性堆積物が固まって硬く緻密な岩石になる続成作用のプロセスであり、通常は堆積物の個々の粒子間の空間に鉱物が堆積または沈殿することによって起こります。^[4] セメント化は堆積と同時に発生することもあれば、別の時期に発生することもあります。さらに、堆積物が堆積すると、以下に説明する続成作用のさまざまな段階を経てセメント化の対象になります。

エオジェネシスは、続成作用の初期段階を指します。これは、地表から数メートルから数十メートルまでの非常に浅い深さで起こります。この続成段階で発生する変化は、主に堆積物の再加工に関連しています。圧縮と粒子の再詰め込み、生物撹乱、および鉱物学的変化はすべて、さまざまな程度で発生します。^[3] 浅い深さのため、この段階では堆積物の圧縮と粒子の再配置はわずかです。生物は、穴を掘ったり、這ったり、場合によっては堆積物を摂取したりして、堆積界面近くの堆積物を再加工します。このプロセスにより、堆積物の堆積時に存在していた堆積構造が破壊される可能性があります。ラミネーションなどの構造は、生物の活動に関連する新しい構造に取って代わられます。地表に近いにもかかわらず、エオジェネシスは重要な鉱物学的変化が発生する条件を提供します。これには主に新しい鉱物の沈殿が含まれます。

エオジェネシス中に起こる鉱物学的変化は、その堆積物が堆積した環境に依存します。たとえば、黄鉄鉱の形成は海洋環境の還元条件の特徴です。^[3] 黄鉄鉱はセメントとして形成されるか、木片などの有機物と置き換わります。その他の重要な反応には、緑泥石、海緑石、イライト、酸化鉄（酸素化された間隙水が存在する場合）の形成が含まれます。カリ長石、石英のオーバーグロース、炭酸塩セメントの沈殿も海洋条件下で発生します。非海洋環境では、酸化条件がほぼ常に優勢であるため、カオリングループの粘土鉱物とともに酸化鉄が一般的に生成されます。石英と方解石セメントの沈殿も、非海洋条件下で発生する可能性があります。

堆積物が深く埋まるにつれて、荷重圧力が大きくなり、粒子の密な充填と層の薄化が起こります。これにより粒子間の圧力が高まり、粒子の溶解度が高まります。その結果、ケイ酸塩粒子の部分的な溶解が起こります。これを圧力溶解と呼びます。化学的に言えば、温度の上昇は化学反応速度の増加を引き起こすこともあります。これにより、ほとんどの一般的な鉱物の溶解度が高まります（蒸発岩を除く）。^[3] さらに、層が薄くなり、多孔度が低下するため、シリカまたは炭酸塩セメントが残りの細孔空間に沈殿してセメント化が起こります。

このプロセスでは、堆積物の粒子間の隙間から浸透する水溶液から鉱物が結晶化します。生成されるセメントは、堆積物と同じ化学組成を持つことも、そうでないこともあります。砂岩では、フレームワーク粒子はシリカまたは炭酸塩によってセメント化されることがよくあります。セメント化の程度は、堆積物の組成によって異なります。たとえば、石質砂岩では、フレームワーク粒子間の隙間が泥質マトリックスで満たされ、沈殿が発生するスペースがほとんどないため、セメント化はそれほど広範囲ではありません。泥岩でも同様の場合がよくあります。圧縮の結果、泥岩を構成する粘土質堆積物は比較的不浸透性です。

フレームワークのケイ酸塩粒子と以前に形成された炭酸塩セメントの溶解は、深い埋没中に起こる可能性があります。これを促進する条件は、セメント化に必要な条件とは本質的に逆です。斜長石、輝石、角閃石などの安定性の低い岩石の破片やケイ酸塩鉱物は、埋没温度の上昇と間隙水中の有機酸の存在の結果として溶解する可能性があります。フレームワーク粒子とセメントの溶解は、特に砂岩の多孔性を高めます。^[3]

これは、ある鉱物が溶解し、新しい鉱物が沈殿によってその空間を埋めるプロセスを指します。置換は部分的または完全に行われます。完全な置換は、元の鉱物または岩石の破片のアイデンティティを破壊し、岩石の元の鉱物学に対する偏った見方を与えます。^[3] 多孔性もこのプロセスの影響を受ける可能性があります。たとえば、粘土鉱物は細孔空間を埋める傾向があり、それによって多孔性が低下します。

地中化の過程で、珪質砕屑性堆積物はその後、造山運動や浸食によって隆起する可能性があります。^[3] 隆起が発生すると、地中埋没した堆積物が根本的に新しい環境にさらされます。隆起により物質が地表または地表近くに運ばれるため、隆起した堆積物は低温、低圧、弱酸性の雨水にさらされます。これらの条件下では、フレームワーク粒子とセメントが再び溶解し、多孔性が高まります。一方、テロジェネシスによりフレームワーク粒子が粘土に変化し、多孔性が低下することもあります。これらの変化は、岩石が露出している特定の条件、および岩石と間隙水の組成に依存します。特定の間隙水は、炭酸塩またはシリカセメントのさらなる沈殿を引き起こす可能性があります。このプロセスは、さまざまな鉄含有鉱物の酸化プロセスを促進することもあります。

堆積性角礫岩は、角張った形から亜角張った形の、ランダムに配向した他の堆積性岩石の砕屑物で構成される、砕屑性堆積性岩石の一種です。次のいずれかの形態をとることがあります。

1. 海底土石流、雪崩、泥流、または水性媒体中の土砂流。技術的には、タービダイトは土石流堆積物の一種であり、堆積性角礫岩流の周辺部の細粒堆積物です。
2. 塊状の崩壊によって生成された、より細かい粒度の基質内の角張った、分類の悪い、非常に未熟な岩石の破片。これらは本質的には、岩石化した崩積土です。堆積性（崩積性）角礫岩の厚い層は、通常、地溝の断層崖の隣に形成されます。

現場では、特に掘削情報のみに基づいて作業する場合、土石流堆積性角礫岩と崩積性角礫岩を区別することが難しい場合があります。堆積性角礫岩は、多くの堆積性噴出性堆積物の不可欠な母岩です。

砕屑性火成岩には、凝灰岩、凝集岩、貫入角礫岩などの火砕性 火山岩、および一部の境界ユータキティックおよびタキティック貫入形態が含まれます。火成砕岩は、固体または半固体の火成岩または溶岩の流れ、注入、または爆発的な破壊によって破壊されます。

火成岩は 2 つのクラスに分けられます。

1. 貫入作用によって生成された破片状の岩石で、通常は深成岩または斑岩岩塊と関連している。
2. 溶岩と火砕流の両方の火山噴火に伴う、砕けた破片状の岩石

砕屑変成岩には、断層で形成された角礫岩のほか、一部のプロトミロナイトやシュードタキライトが含まれます。変成岩は、熱水によって角礫化され、水圧破砕角礫岩を形成することもあります。

熱水性砕屑岩は、一般的に、水圧破砕によって形成されたものに限定されます。水圧破砕とは、熱水循環によって岩盤が割れて角礫化し、鉱脈で満たされるプロセスです。これは特に浅熱 水性鉱床で顕著であり、多くの貫入岩、特に花崗岩の周囲の変質帯と関連しています。多くのスカルン鉱床とグライゼン鉱床は、熱水性角礫岩と関連しています。

隕石の衝突時に、かなり珍しい形の砕屑岩が形成されることがあります。これは主に噴出物、すなわち母岩の砕屑物、溶けた岩の破片、テクタイト（衝突クレーターから噴出したガラス）、および衝突体自体に由来する破片を含む異質の破片で構成されています。

砕屑岩を衝突角礫岩として特定するには、破砕円錐、テクタイト、球晶、衝突クレーターの形態を認識する必要があり、さらに、特にオスミリジウムなどの特定の化学的および微量元素の特徴を認識する必要がある場合もあります。

• ウィクショナリーのclastの辞書定義