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地質学において、級化層とは、層の底から上に向かって粒または砕屑物のサイズが系統的に変化する層である。最も一般的には、これは通常の級化の形で現れ、基底には粗い堆積物があり、上に向かって徐々に細かい堆積物へと変化していく。このような層は上方細粒化とも呼ばれる。[ 1 ]通常級化層は、時間の経過とともに輸送エネルギー（流速）が減少する堆積環境を表すことが多いが、これらの層は急速な堆積イベント中にも形成されることがある。おそらく最もよく表れているのはタービダイト層であり、そこでは、最初に重く粗い堆積物を堆積させる突然の強い流れを示し、流れが弱まるにつれて細かい堆積物が続く。陸上の河川堆積物にも形成されることがある。
逆粒度分布または逆粒度分布では、上方に向かって砂粒が粗くなります。このタイプの粒度分布は比較的まれですが、粒状流や土石流によって堆積した堆積物の特徴です。[ 2 ]これらのプロセスにおける逆粒度分布の有力な説明は、運動学的ふるい分けです。[ 3 ]また、火砕流の降下堆積物などの風成プロセス でも観察されます。 [ 4 ]これらの堆積プロセスは、粒状対流の例です。
級化層理とは、固結した水平面上で、砕屑物の大きさや形状に応じて粒子が選別された状態を指します。この用語は、地質断面がどのように形成されたかを説明するものです。水平面における層理は、異なるサイズの物質が活発に堆積した結果として生じる物理的なものです。閉鎖系内でこれらの物質が下方へ移動する際の密度と重力によって、砕屑物がサイズに応じて分離されます。そのため、細粒で多孔質の砕屑物は上部に形成され、密度が高く多孔質の低い砕屑物は下部に固結します。これを通常の級化と呼びます。（逆級化層は、上部に大きな砕屑物が、下部に小さな砕屑物が配置されています。）層理材料の級数は、粒子が沈殿する媒体の粘度と比較した固体成分の沈殿によって決定されます。ステノの原初水平性の原理は、岩石層が時間スケールと深さが不確定な水平層として形成されることを説明しています。ニコラス・ステノは、化石が岩の層（地層）に保存されていることを認識した後、1669年に初めて自身の仮説を発表した。[ 5 ]
物質が層状に堆積するためには、周期性が決定的な性質となります。時間の経過とともに物質の沈殿が変化する堆積イベントが繰り返される必要があります。級化層の厚さは1ミリメートルから数メートルに及びます。層が形成される時間には決まった制限はありません。層内の物質のサイズと形状は、現在または以前の水平面上で均一でなければなりません。[ 6 ]
注：圧縮、膠結、石化の二次プロセスは、層状地層を所定の位置に保持するのに役立ちます。[ 6 ]
風成堆積環境や流体堆積環境では、時間の経過とともに輸送エネルギーが減少するため、堆積物は通常の粒度分布に従ってより均一に選別されます。水や空気が遅くなると、濁度が低下します。すると、懸濁した砕屑物が沈殿します。流れが速いときは、堆積面上の堆積物の選別が不十分になる可能性があり、そのため、物質の移動が速いため、通常は粒度分布になりません。勾配が緩やかな広い水路では、流れの遅い水が広範囲にわたって大量の砕屑物を運ぶことができます。そのため、勾配が緩やかな広い領域で、エネルギーの流れの制約が少ない場所で、粒度分布のある堆積物が形成されます。エネルギーは分散され、減少します。濁った堆積物は、均一なサイズと形状で層状に沈殿します。[ 7 ]
堆積面や、級化層の上下に不整合がある岩相シーケンスを観察・監視することで、環境における流れの変化や物理的な変形を判断できます。砕屑性堆積物の級化層は、侵食、堆積、風化の力によって形成されます。砕屑物から形成される級化層は、一般的に砂と粘土で構成されています。岩石化の後、砕屑堆積物から頁岩、シルト岩、砂岩が形成されます。[ 7 ]
生物砕屑層は、珪質海洋生物の腐敗と続成作用から形成される生化学的チャートなどの有機起源です。沼地や湿地の腐敗した植物物質からの母材の有機堆積も、級化層理複合体をもたらす可能性があります。この活動は、数千年後に泥炭や石炭の形成につながります。石灰岩は、95%以上が生物起源です。これは、海洋生物の炭酸塩化石の堆積から作られています。二枚貝、エビ、海綿動物などの動物による生物侵食は、海洋基質を変化させ、食物を求めて基質をふるいにかけることにより、層状層理面をもたらします。有機砕屑層は、数百万年の圧力下で頁岩や油頁岩になることがあります。[ 8 ]