変成岩

変成作用は岩石の全体的な組成を変化させる可能性がある。岩石の孔隙を循環する高温の流体は、既存の鉱物を溶解し、新しい鉱物を沈殿させる。溶解した物質は流体によって岩石から運び出され、新しい物質は新鮮な流体によって岩石内に運ばれる。これは明らかに岩石の鉱物組成を変化させる可能性がある。^{[ 10 ]}

しかし、岩石全体の組成が変化しない場合でも、鉱物組成の変化は起こり得る。これは、すべての鉱物が特定の温度、圧力、および化学環境の範囲内でのみ安定しているためである。たとえば、大気圧下では、鉱物カヤナイトは約190 °C (374 °F)の温度でアンダルサイ​​トに変化する。アンダルサイ​​トは、温度が約800 °C (1,470 °F)に達するとシリマナイトに変化する。これら 3 つの鉱物はすべて、 Al ₂ SiO ₅という同一の組成を持つ。同様に、フォルステライトは大理石中では幅広い圧力と温度範囲で安定しているが、斜長石を含むケイ酸塩に富む岩石中では、フォルステライトが斜長石と化学的に反応し、高圧と高温で輝石に変化する。^{[ 11 ]}    

鉱物が溶融することなく、多くの複雑な高温反応が鉱物間で起こり、生成された各鉱物集合体は変成作用時の温度と圧力を示します。これらの反応は、高温での原子の急速な拡散によって可能になります。鉱物粒子間の間隙流体は、原子が交換される重要な媒体となり得ます。^{[ 10 ]}

変成作用の過程で岩石の粒子サイズが変化することを再結晶化と呼びます。例えば、堆積岩である石灰岩や白亜岩中の小さな方解石結晶は、変成岩である大理石中の大きな結晶に変化します。^{[ 12 ]}変成した砂岩では、元の石英砂粒の再結晶化により、メタ石英岩としても知られる非常に緻密な珪岩が形成され、その中ではしばしばより大きな石英結晶が互いに絡み合っています。^{[ 13 ]}高温と高圧の両方が再結晶化に寄与します。高温は固体結晶中の原子やイオンの移動を可能にし、それによって結晶を再編成しますが、高圧は接触点で岩石中の結晶を溶解させます。^{[ 14 ]}

すべての鉱物は一定の範囲内でのみ安定であるため、変成岩中に特定の鉱物が存在することで、岩石が変成作用を受けたおおよその温度と圧力がわかります。これらの鉱物は指標鉱物として知られています。例としては、珪線石、藍晶石、十字石、紅柱石、および一部のガーネットなどがあります。^{[ 15 ]}

カンラン石、輝石、角閃石、雲母、長石、石英などの他の鉱物は変成岩中に見られることがありますが、必ずしも変成作用の結果ではありません。これらの鉱物は火成岩の結晶化中にも形成されることがあります。これらは高温高圧下で安定しており、変成作用の間も化学的に変化しない可能性があります。^{[ 16 ]}

変成岩は、一般的に、形成元の原岩よりも結晶が粗い。結晶内部の原子は、隣接する原子の安定した配置に囲まれている。結晶表面ではこれが部分的に失われており、表面エネルギーが生じ、表面が熱力学的に不安定になる。より粗い結晶への再結晶化は表面積を減少させ、表面エネルギーを最小限に抑える。^{[ 17 ]}

変成作用では粒が粗大化するのが一般的ですが、激しく変形した岩石は、マイロナイトと呼ばれる細粒岩として再結晶化することで歪みエネルギーを解消することがあります。石英、炭酸塩鉱物、またはカンラン石を多く含む岩石など、特定の種類の岩石は特にマイロナイトを形成しやすい一方、長石とガーネットはマイロナイト化に抵抗性があります。^{[ 18 ]}

多くの種類の変成岩は、葉理（ラテン語のfolia、「葉」に由来）と呼ばれる特徴的な層状構造を示します。葉理は、岩石が再結晶化中に一軸に沿って短縮されるときに形成されます。これにより、雲母や緑泥石などの板状鉱物の結晶が回転し、その短軸が短縮方向と平行になります。その結果、縞模様、つまり葉理のある岩石が形成され、その縞模様は、それを形成した鉱物の色を示します。葉理のある岩石は、しばしば劈開面を発達させます。 スレートは、頁岩から形成された葉理のある変成岩の一例であり、通常、スレートを薄い板状に割ることができる発達した劈開を示します。^{[ 19 ]}

発達する葉理の種類は変成度によって決まります。^{[ 20 ]}例えば、泥岩から始めると、温度の上昇に伴って次のシーケンスが発達します。泥岩はまず粘板岩に変化します。粘板岩は非常に細かい粒状で葉理のある変成岩であり、非常に低度の変成作用の特徴です。粘板岩は次に千枚岩に変化します。千枚岩は細かい粒状で、低度の変成作用の地域で見られます。片岩は中粒から粗粒で、中度の変成作用の地域で見られます。高度の変成作用は岩石を片麻岩に変化させます。片麻岩は粗粒から非常に粗粒です。^{[ 21 ]}

あらゆる方向から均一な圧力を受けた岩石、あるいは特徴的な成長様式を持つ鉱物を含まない岩石は、葉理構造を示さない。大理石は板状鉱物を含まず、一般的に葉理構造を示さないため、彫刻や建築材料として利用できる。

変成岩は、すべての岩石の種類を分類する3つの大きな区分の1つであり、そのため変成岩の種類は非常に多様です。一般に、変成岩の原岩が特定できる場合は、原岩の岩石名に接頭辞「メタ-」を付けて岩石を記述します。たとえば、原岩が玄武岩であることがわかっている場合、その岩石はメタ玄武岩と記述されます。同様に、原岩が礫岩であることがわかっている変成岩は、メタ礫岩と記述されます。このように変成岩を分類するには、原岩は変成岩自体の特性から識別できる必要があり、他の情報から推測されるものであってはなりません。^{[ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]}

英国地質調査所の分類システムでは、原岩について決定できるのが堆積岩や火山岩などの一般的なタイプだけの場合、分類は鉱物モード（岩石中のさまざまな鉱物の体積百分率）に基づいて行われます。変成堆積岩は炭酸塩に富む岩石（変成炭酸塩岩または珪灰岩）と炭酸塩に乏しい岩石に分けられ、後者は組成中の雲母の相対的な存在量によってさらに分類されます。これは、低雲母砂岩から半泥質岩、高雲母泥質岩までです。主に石英で構成される砂岩は珪岩に分類されます。変成火成岩は、火成岩と同様にシリカ含有量によって、メタ超苦鉄質岩（シリカが非常に少ない）からメタ珪長質岩（シリカ含有量が多い）まで分類されます。 ^{[ 23 ]}

鉱物の種類を特定できない場合（これは、岩石を野外で初めて調査する際によくあるケースである）、分類は組織に基づいて行う必要がある。組織の種類は以下のとおりである。

• 片岩は、中粒で強い葉理を持つ岩石です。^{[ 23 ]}これらは最も発達した片理を示し、これは板状鉱物が存在し、一方向に整列している程度として定義され、岩石は厚さ1センチメートル（0.4インチ）未満の板に容易に割れます。^{[ 24 ]}
• 片麻岩は、片岩よりも粒が粗く、葉理が厚く、層の厚さが 5 mm 以上である。^{[ 23 ]}これらは片理の発達があまり良くない。^{[ 24 ]}
• グラノフェルスには明らかな葉理^{[ 23 ]}や片理^{[ 24 ]は見られない。}

ホルンフェルスは、接触変成作用によって生じることが知られているグラノフェルスです。スレートは、薄い板状に容易に割れるが、明らかな組成層状構造を示さない細粒変成岩です。この用語は、より明確な分類を可能にする岩石に関する他の情報がほとんどない場合にのみ使用されます。組織分類には、堆積岩の原岩（para-、例えばparaschist）または火成岩の原岩（ortho-、例えばorthogeiss）を示す接頭辞が付けられる場合があります。原岩について何もわかっていない場合は、接頭辞なしで組織名が使用されます。たとえば、片岩は、原岩が不明な片岩質の岩石です。^{[ 23 ]}

火山砕屑岩を原岩とする変成岩、断層に沿って形成された岩石、または熱水循環によって形成された岩石には、特別な分類が存在する。原岩は不明だが鉱物組成が既知の岩石には、大理石、エクロジャイト、角閃岩などの特別な名称がいくつか用いられる。^{[ 23 ]}また、単一の鉱物が優勢な岩石、または特徴的な組成、様式、起源を持つ岩石にも、より一般的に特別な名称が適用されることがある。現在でも広く用いられている特別な名称には、角閃岩、緑色片岩、千枚岩、大理石、蛇紋岩、エクロジャイト、ミグマタイト、スカルン、グラニュライト、マイロナイト、粘板岩などがある。^{[ 24 ]}

基本的な分類は、鉱物含有量や組織を表す用語で補足することができます。たとえば、弱い片理を示す変成玄武岩は片麻状変成玄武岩と表現され、スタウロライトを豊富に含む泥質岩はスタウロライト泥質岩と表現されることがあります。^{[ 23 ] [ 24 ]}

変成岩は、収束境界での地殻プレートの衝突によって形成された造山帯に広く露出している。ここでは、かつて深く埋もれていた岩石が隆起と侵食によって地表に現れた。^{[ 28 ]}造山帯に露出している変成岩は、単に地表から深いところにあり、高温と上にある岩石層の巨大な重量による大きな圧力にさらされただけで変成した可能性がある。この種の広域変成作用は埋没変成作用として知られている。これは低変成度の変成岩を生成する傾向がある。^{[ 29 ]}より一般的なのは、衝突過程自体で形成された変成岩である。^{[ 30 ]}プレートの衝突は、これらの帯に沿った岩石に高温、高圧、変形を引き起こす。^{[ 31 ]}このような環境で形成された変成岩は、よく発達した片理を示す傾向がある。^{[ 30 ]}

造山帯の変成岩は、多様な変成相を示します。沈み込みが起こっている場所では、沈み込むスラブの玄武岩は高圧変成相へと変成します。最初は低度の変成作用を受けてゼオライト相とプレナイト・パンペリー石相のメタ玄武岩になりますが、玄武岩がより深い深度に沈み込むにつれて、ブルースキスト相、そしてエクロジャイト相へと変成します。エクロジャイト相への変成作用によって岩石から大量の水蒸気が放出され、それが上層の火山弧における火山活動を促進します。また、エクロジャイトはブルースキストよりも密度がかなり高いため、スラブが地球のマントル深部へとさらに沈み込むことになります。メタ玄武岩とブルースキストは、大陸衝突によって形成されたブルースキスト変成帯に保存されている場合があります。また、オフィオライトの一部として、上盤プレートへの衝上によって保存される場合もある。^{[ 32 ]}エクロジャイトは、沈み込んだ岩石が高温の上部マントルでグラニュライト相に変化する前に急速に地表に運ばれる大陸衝突の場所で時折発見される。エクロジャイトの多くのサンプルは、火山活動によって地表に運ばれたゼノリスである。 ^{[ 33 ]}

多くの造山帯には、高温低圧変成帯が含まれています。これらは、火山弧の上昇するマグマによる岩石の加熱によって形成される可能性がありますが、地域規模で起こります。造山帯の変形と地殻の厚化によっても、このような変成岩が生成されることがあります。これらの岩石は、緑泥石相、角閃岩相、またはグラニュライト相に達し、広域変成作用によって生成される最も一般的な変成岩です。外側の高圧低温変成帯と内側の低圧高温変成岩帯の関連は、対になった変成帯と呼ばれます。日本の主要な島々には、沈み込みの異なるエピソードに対応する3つの明確な対になった変成帯が見られます。^{[ 34 ] [ 35 ]}

変成岩は、地殻伸張域で形成される変成コア複合体にも露出している。これらは、中・下部地殻の変成岩のドームを露出させる低角断層によって特徴づけられる。これらは最初に北米南西部の盆地山脈地域で認識され研究されたが^{[ 36 ]} 、エーゲ海南部、デントルカストー諸島、その他の伸張域でも見られる^{[ 37 ] 。}

大陸楯状地は、大陸の安定した核を構成する露出した古代の岩石の領域です。楯状地の最も古い領域に露出している岩石は、始生代（25億年以上前）のもので、主に花崗岩-緑色岩帯に属します。緑色岩帯には、 350～500 ℃（662～932 °F）の温度と200～500MPa （2,000～5,000バール）の圧力で比較的穏やかな変成作用を受けた変成火山岩と変成堆積岩が含まれています。これらは、まれな変成コマチアイトを含む変成玄武岩の下位グループ、変成中間岩と変成珪長質岩の中間グループ、および変成堆積岩の上位グループに分類できます。^{[ 38 ]}    

グリーンストーン帯は、高度に変形した低圧・高温（500 ℃（932 °F）以上）変成作用を受けて角閃岩相またはグラニュライト相を示す高変成度の片麻岩地帯に囲まれています。これらは始生代クラトンの露出岩石の大部分を形成しています。^{[ 38 ]}  

花崗岩・緑色岩帯には、トーナル岩-トロンドイェム岩-花崗閃緑岩（TTG）と呼ばれる特徴的な花崗岩質岩石群が貫入している。これらはクラトン内で最も体積の大きい岩石であり、大陸地殻形成の重要な初期段階を表している可能性がある。^{[ 38 ]}

中央海嶺は、地殻プレートが離れるにつれて新しい海洋地殻が形成される場所です。ここでは熱水変成作用が広範囲に及んでいます。これは、岩石中を循環する高温流体による交代作用によって特徴づけられます。これにより、緑色片岩相の変成岩が生成されます。変成岩である蛇紋岩は、これらの環境に特に特徴的であり、超苦鉄質岩中のカンラン石と輝石が蛇紋石グループの鉱物に化学的に変化したものです。^{[ 39 ] [ 30 ]}

接触変成作用は、マグマが周囲の固い岩石（母岩）に注入されたときに起こります。^{[ 30 ]}マグマが岩石と接触する場所では、温度がこの境界で最も高く、そこからの距離とともに低下するため、変化が最も大きくなります。冷却中のマグマから形成された火成岩の周囲には、接触変成帯と呼ばれる変成帯があります。接触変成帯は、接触領域からある程度離れた未変成（変化していない）母岩まで、あらゆる程度の変成作用を示す可能性があります。重要な鉱石鉱物の形成は、接触帯またはその近傍での交代作用によって起こる可能性があります。 ^{[ 40 ]}大きな深成岩体の周囲の接触変成帯は、幅が数キロメートルにもなることがあります。^{[ 41 ]}

ホルンフェルスという用語は、接触変成作用によって生じる、粒が細かく緻密で葉理のない岩石を指すために地質学者によってよく用いられる。^{[ 42 ]}接触変成帯は通常、変形がほとんど見られないため、ホルンフェルスは通常、片理がなく、丈夫で等粒の岩石を形成する。岩石が元々縞状または葉理状であった場合（例えば、層状砂岩や葉理状石灰質片岩など）、この特徴は消滅せず、縞状ホルンフェルスが形成される。^{[ 42 ]}地表付近での接触変成作用は、スピネル、アンダルサイ​​ト、ベスビアナイト、ウォラストナイトなどの特徴的な低圧変成鉱物を生成する。^{[ 30 ] [ 43 ]}

石炭層の燃焼によって頁岩に同様の変化が生じる可能性がある。^{[ 42 ]}これによりクリンカーと呼ばれる岩石が生成される。^{[ 44 ]}

また、火成マグマと堆積岩の間にはメタソマティズムの傾向があり、それぞれの化学物質が交換または導入されます。その場合、スカルンと呼ばれるハイブリッド岩石が発生します。^{[ 42 ] [ 45 ]}

動的（カタクラスト）変成作用は断層に沿って局所的に起こる。ここでは岩石の激しいせん断によって典型的にはマイロナイトが形成される。^{[ 30 ]}

衝突変成作用は、地球外天体の衝突時に起こるという点で、他の変成作用とは異なります。衝突変成作用は、コーサイトやスティショバイトなどの希少な超高圧変成鉱物を生成します。^{[ 46 ]}コーサイトはキンバーライトパイプで地表に運ばれてきたエクロジャイトではまれにしか見られませんが、スティショバイトの存在は衝突構造に特有のものです。^{[ 47 ]}