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変成岩は、変成作用と呼ばれるプロセスで既存の岩石が新しいタイプの岩石に変化することによって生じます。元の岩石（原岩）は、150〜200℃（300〜400℉）を超える温度と、多くの場合100メガパスカル（1,000 バール）以上の高圧にさらされ、重大な物理的または化学的変化を引き起こします。このプロセスの間、岩石はほとんど固体のままですが、徐々に再結晶して新しい組織または鉱物組成になります。[1]原岩は、火成岩、堆積岩、または既存の変成岩である可能性があります。
変成岩は地殻の大部分を占め、地球の陸地表面の12%を占めています。[2]変成岩は原岩、化学組成、鉱物組成、組織によって分類されます。変成岩は地表下深くに埋もれているだけで形成されることもあり、その場合は上部の岩石層の高温と大きな圧力にさらされます。また、大陸衝突などの地殻変動によって水平方向の圧力、摩擦、歪みが生じて形成されることもあります。変成岩は、マグマと呼ばれる高温の溶融岩が地球内部から侵入して岩石が加熱されると、局所的に形成されます。変成岩（現在は侵食と隆起により地表に露出しています）の研究は、地殻の深部で発生する温度と圧力に関する情報を提供します。
変成岩の例としては、片麻岩、粘板岩、大理石、片岩、珪岩などがあります。粘板岩[3]と珪岩[4]のタイルは建築に使用されます。大理石も建築に使用され[5]、彫刻の素材としても珍重されています。[6]一方、片岩の岩盤は、顕著な弱点面があるため、土木工学の課題となることがあります。 [7]
起源
変成岩は岩石の3つの大きな分類の1つを形成します。変成岩は、溶融マグマから形成される火成岩や、既存の岩石から浸食された堆積物や水域から化学的に沈殿した堆積物から形成される堆積岩とは区別されます。 [8]
変成岩は、既存の岩石が高温で物理的または化学的に変化し、実際にはそれほど溶けずに形成される。変成岩の形成における加熱の重要性は、現代地質学の父と呼ばれることが多いスコットランドの先駆的な博物学者、ジェームズ・ハットンによって最初に指摘された。ハットンは1795年に、スコットランド高地のいくつかの岩層はもともと堆積岩であったが、高熱によって変化したと書いている。[9]
ハットンは変成作用において圧力が重要であるとも推測した。この仮説は友人のジェームズ・ホールによって検証された。ホールは大砲の砲身で作った間に合わせの圧力容器にチョークを封入し、それを鋳鉄炉で加熱した。ホールは、これによって、空気中でチョークを加熱して生成される通常の生石灰ではなく、大理石に非常に似た物質が生成されることを発見した。その後、フランスの地質学者は、地中の岩石を介した流体の循環である交代作用を、変成作用をもたらす過程のリストに加えた。しかし、変成作用は交代作用を伴わずに（等化学変成作用）、または圧力が比較的低い数百メートルの深さで（例えば接触変成作用で）起こることもある。[9]
変成作用により、変成岩の組織や鉱物組成が変化します。
鉱物学的変化
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交代作用は岩石の全体組成を変える可能性があります。岩石の空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ます。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に運ばれます。これにより、岩石の鉱物組成が明らかに変化します。[10]
しかし、岩石の全体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、すべての鉱物が温度、圧力、および化学的環境の特定の範囲内でのみ安定しているためである。たとえば、大気圧では、鉱物のカイヤナイトは約 190 °C (374 °F) の温度でアンダルサイトに変換されます。次に、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換されます。3 つはすべてAl 2 SiO 5 という同一の組成を持っています。同様に、フォルステライトは大理石では広範囲の圧力と温度で安定していますが、斜長石を含むよりケイ酸塩に富む岩石では圧力と温度が上昇すると輝石に変換され、フォルステライトは斜長石と化学的に反応します。[11]
鉱物が融解することなく、鉱物間で多くの複雑な高温反応が起こる可能性があり、生成された各鉱物集合体は変成時の温度と圧力を示しています。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になり得ます。[10]
テクスチャの変化
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いいます。例えば、堆積岩の石灰岩や白亜中の小さな方解石結晶は、変成岩の大理石ではより大きな結晶に変化します。[12]変成砂岩では、元の石英砂粒子の再結晶化により、メタ石英岩としても知られる非常に緻密な石英岩が生成され、その中では多くの場合、より大きな石英結晶が絡み合っています。[13]再結晶化には高温と高圧の両方が寄与します。高温では固体結晶内の原子とイオンが移動して結晶を再編成しますが、高圧では岩石内の結晶が接触点で溶解します。[14]
説明
変成岩は、独特の鉱物組成と質感が特徴です。
変成鉱物
すべての鉱物は一定の範囲内でのみ安定しているため、変成岩中の特定の鉱物の存在は、その岩石が変成作用を受けたおおよその温度と圧力を示します。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、一部のガーネットなどがあります。[15]
変成岩には、カンラン石、輝石、角閃石、雲母、長石、石英などの鉱物も含まれることがありますが、必ずしも変成作用の結果というわけではありません。これらの鉱物は、火成岩の結晶化の過程で形成されることもあります。これらの鉱物は高温高圧下でも安定しており、変成作用の過程で化学的に変化しないこともあります。[16]
テクスチャ
変成岩は、典型的には、それが形成された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列に囲まれている。結晶の表面ではこの配列が部分的に失われ、表面エネルギーが生じ、表面が熱力学的に不安定になる。粗い結晶への再結晶により表面積が減少し、表面エネルギーが最小限に抑えられる。[17]
粒子の粗大化は変成作用の一般的な結果であるが、激しく変形した岩石は、マイロナイトと呼ばれる細粒の岩石として再結晶化することで歪みエネルギーを除去する可能性がある。石英、炭酸塩鉱物、またはカンラン石を多く含む特定の種類の岩石は特にマイロナイトを形成しやすいが、長石やザクロ石はマイロナイト化に抵抗性がある。[18]
葉状構造
多くの種類の変成岩は、葉理構造（ラテン語のfoliaに由来し、「葉」を意味する）と呼ばれる特徴的な層構造を示す。葉理構造は、再結晶中に岩石が1つの軸に沿って短縮されるときに発達する。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る。その結果、縞模様の岩石、つまり葉理構造になり、縞模様はそれを形成した鉱物の色を示す。葉理構造の岩石は、しばしば劈開面を発達させる。 スレートは、頁岩に由来する葉理構造の変成岩の一例であり、通常、スレートが薄い板に分割されるようなよく発達した劈開を示す。[19]
発達する葉理の種類は、変成度によって異なります。たとえば、泥岩から始まり、温度が上昇するにつれて、次の順序で発達します。泥岩は最初に粘板岩に変換されます。粘板岩は、非常に細かい粒子の葉理のある変成岩で、非常に低度の変成作用の特徴です。次に、粘板岩は細粒で、低度の変成作用の地域で見られる千枚岩に変換されます。片岩は中程度から粗粒で、中程度の変成作用の地域で見られます。高度の変成作用により、岩石は粗粒から非常に粗粒の片麻岩に変化します。 [20]
あらゆる方向から均一な圧力を受けた岩石や、独特の成長習性を持つ鉱物が欠けている岩石は、葉状構造になりません。大理石には板状鉱物が欠けており、一般的に葉状構造にはならないため、彫刻や建築の材料として使用できます。
分類
変成岩は、すべての岩石の3つの大きな区分の1つであり、したがって、変成岩の種類は多種多様です。一般に、変成岩の原岩が特定できる場合、その岩石は原岩の岩石名に接頭辞「meta-」を追加して記述されます。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。変成岩をこのように分類するには、変成岩自体の特性から原岩を識別でき、他の情報から推測できないようにする必要があります。[21] [22] [23]
英国地質調査所の分類システムでは、原岩について堆積性や火山性など一般的なタイプしか判断できない場合、分類は鉱物モード（岩石中のさまざまな鉱物の体積率）に基づいて行われます。 変堆積性岩石は、炭酸塩に富む岩石（メタ炭酸塩または石灰珪酸塩岩）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豊富さによってさらに分類されます。これは、雲母の少ない砂岩から半泥岩、そして雲母の多い泥岩までの範囲です。主に石英からなる砂岩は、石英岩に分類されます。 変火成岩は、火成岩と同様に、シリカ含有量によって、変超塩基性岩（シリカ含有量が非常に少ない）から変珪岩（シリカ含有量が高い）まで分類されます。[22]
岩石を初めて現場で検査する場合によくあるように、鉱物のモードを決定できない場合は、テクスチャに基づいて分類する必要があります。テクスチャの種類は次のとおりです。
- 片岩は、中粒で強く葉理が発達した岩石です。[22]片岩は最も発達した片理を示しており、これは板状の鉱物が存在し、一方向に並んでいる程度として定義され、岩石は1センチメートル（0.4インチ）未満の厚さの板に簡単に割れます。[23]
- 片麻岩は片岩よりも粒が粗く、層の厚さが5mm以上で、より厚い葉理を示します。[22]これらはあまり発達していない片理を示します。[23]
- グラノフェルスには明らかな葉理構造[22]や片理構造[23]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たグラノフェルスの一種である。スレートは細粒の変成岩で、薄い板状に割れやすいが、明らかな組成層は見られない。この用語は、岩石について他にあまり情報がないため、より明確な分類ができない場合にのみ使用される。テクスチャ分類には、堆積性原岩（パラシストなど）または火成性原岩（オルト片麻岩など）を示す接頭辞が付くことがある。原岩について何も分かっていない場合、テクスチャ名は接頭辞なしで使用される。たとえば、片岩は、原岩が不明な片理テクスチャを持つ岩石である。[22]
火山砕屑性の原岩を持つ変成岩や、断層沿いや熱水循環によって形成された変成岩には、特別な分類法が存在します。原岩は不明だが形態組成がわかっている岩石には、大理石、エクロジャイト、両閃岩などの特別な名前が付けられています。 [22]単一の鉱物が主成分の岩石や、独特の組成、形態、起源を持つ岩石に、より一般的に特別な名前が付けられることもあります。現在でも広く使われている特別な名前には、両閃岩、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、粘板岩などがあります。[23]
基本的な分類は、鉱物の含有量や組織を表す用語で補足することができます。例えば、弱い片理を示すメタ玄武岩は片麻岩メタ玄武岩と表現され、豊富なスタウロライトを含むペライトはスタウロライトペライトと表現されることがあります。[22] [23]
変成岩相
変成岩相とは、特定の圧力と温度の組み合わせで形成された変成岩に含まれる、特徴的な鉱物の集合体である。特定の集合体は、その原岩の組成に多少依存しており、例えば、大理石の両閃岩相は、泥岩の両閃岩相と同一ではない。しかし、変成岩相は、可能な限り幅広い組成範囲の変成岩を特定の相に割り当てることができるように定義されている。変成岩相の現在の定義は、主にフィンランドの地質学者ペンティ・エスコラの研究に基づいており、その後の実験研究に基づいて改良されている。エスコラは、イギリスの地質学者ジョージ・バローが開拓した指標鉱物に基づく帯状スキームを参考にした。[24]
変成岩を原岩、鉱物モード、または組織に基づいて分類する場合、変成相は通常考慮されません。しかし、いくつかの変成相は非常に特徴的な岩石を生成するため、より正確な分類が不可能な場合は、岩石に相名が使用されます。主な例は、両閃岩とエクロジャイトです。英国地質調査所は、グラニュライト相に変成した岩石をグラニュライトで分類することを強く推奨していません。代わりに、そのような岩石はグラノフェルとして分類されることがよくあります。[22]ただし、このアプローチは普遍的に受け入れられているわけではありません。[23]
発生
変成岩は地殻の大部分を占め、地球の陸地表面の12％を占めています。[2]下部大陸地殻は、主にグラニュライト相に達した変成岩と泥質岩です。中部大陸地殻は、両閃岩相に達した変成岩が主流です。[25]地質学者が直接サンプルを採取できる唯一の地殻部分である上部地殻内では、浅い深さで起こり得るプロセスによってのみ変成岩が形成されます。これらは、接触（熱）変成作用、動的（カタクラスト）変成作用、熱水変成作用、および衝撃変成作用です。これらのプロセスは比較的局所的に発生し、通常はホルンフェルスやサニディナイト相などの低圧相にのみ達します。変成岩のほとんどは中部および下部地殻の広域変成作用によって形成され、岩石は高圧変成相に達します。この岩石は、大規模な隆起と浸食によって以前は地殻のかなり深いところにあった岩石が露出した場所でのみ地表に見られます。[26]
造山帯
変成岩は、収束境界でのプレートの衝突によって生じた造山帯で広く露出している。ここでは、以前は深く埋もれていた岩石が隆起と浸食によって地表に出てきた。[27]造山帯で露出した変成岩は、単に地表下の深いところにあったために、上部の岩層の膨大な重量によって引き起こされる高温と高圧にさらされ、変成した可能性がある。この種の地域的変成作用は埋没変成作用として知られている。これにより、低品位の変成岩が生成される傾向がある。[28]衝突プロセス自体で形成される変成岩の方がはるかに一般的である。[29]プレートの衝突により、これらの造山帯に沿った岩石に高温、高圧、変形が生じる。[30]これらの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。[29]
造山帯の変成岩は、さまざまな変成相を示す。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が高圧変成相に変成する。最初は低度変成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るが、玄武岩がより深く沈み込むにつれて、青色片岩相、さらにエクロジャイト相に変成する。エクロジャイト相への変成によって岩石から大量の水蒸気が放出され、上部の火山弧で火山活動が促進される。エクロジャイトは青色片岩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さらに沈み込む。メタ玄武岩と青色片岩は、大陸間の衝突によって形成された青色片岩変成帯に保存されている可能性がある。また、オフィオライトの一部として、上部プレートへのオブダクションによって保存されることもある。[31]エクロジャイトは大陸衝突の現場で時折発見されるが、そこでは沈み込んだ岩石が熱い上部マントルでグラニュライト相に変わる前に急速に地表に戻される。エクロジャイトのサンプルの多くは、火山活動によって地表に運ばれた捕獲岩である。[32]
多くの造山帯には、高温低圧の変成帯が含まれている。これらは、火山弧のマグマが上昇して岩石が加熱されて形成されるが、地域規模である。造山帯の変形や地殻の肥厚によっても、この種の変成岩が生成されることがある。これらの岩石は、緑色片岩、角閃岩、またはグラニュライト相に達し、地域変成作用によって生成される最も一般的な変成岩である。外側の高圧低温変成帯と内側の低圧高温変成岩の帯が結合したものを、対変成帯と呼ぶ。日本本土には、沈み込みの異なるエピソードに対応する3つの異なる対変成帯が見られる。[33] [34]
変成岩コア複合体
変成岩は、地殻伸張部に形成される変成核複合体にも露出している。これらは、中層または下部地殻変成岩のドームを露出させる低角度の断層運動を特徴とする。これらは、北アメリカ南西部のベイスン・アンド・レンジ地域で最初に認識され研究されたが、 [35]エーゲ海南部、ダントルカストー諸島、およびその他の伸張地域でも発見されている。 [36]
花崗岩・緑色岩帯
大陸盾状地は、大陸の安定した核を形成する露出した古代の岩石の地域である。最も古い盾状地で露出している岩石は始生代（25億年以上前）のもので、ほとんどが花崗岩-緑色岩帯に属する。緑色岩帯には、350～500℃（662～932℉）、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火山岩と変堆積岩が含まれる。これらは、稀な変コマチアイトを含む変玄武岩の下位グループ、変中間岩と変珪長質岩の中間グループ、および変堆積岩の上位グループに分けられる。[37]
グリーンストーンベルトは、高度に変形した低圧高温（500℃（932℉）以上）変成作用により、両閃岩相またはグラニュライト相に変成した高品位片麻岩地帯に囲まれている。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る。[37]
花崗岩-緑色岩帯には、トーナル岩-トロンジェーム岩-花崗閃緑岩、またはTTG群と呼ばれる特徴的な花崗岩のグループが侵入している。これらはクラトンで最も体積の多い岩石であり、大陸地殻の形成における重要な初期段階を表している可能性がある。[37]
中央海嶺
中央海嶺は、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行われています。これは、岩石を循環する高温流体による交代作用を特徴としています。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、特にこれらの環境の特徴であり、超塩基性岩のカンラン石と輝石が蛇紋岩グループの鉱物に化学的に変化したことを示しています。[38] [29]
接触光輪
接触変成作用は、マグマが周囲の固い岩石（母岩）に注入されるときに起こる。[29]マグマが岩石と接触する場所では、境界面の温度が最も高く、離れるにつれて温度が低下するため、最も大きな変化が起こる。冷却するマグマから形成される火成岩の周りには、接触変成帯と呼ばれる変成帯がある。変成帯は、接触領域から少し離れた変成していない（変化していない）母岩まで、あらゆる程度の変成を示す可能性がある。重要な鉱石鉱物の形成は、接触帯またはその近くで交代作用のプロセスによって起こる可能性がある。 [39]大きなプルトンの周りの接触変成帯は、数キロメートルの幅になることもある。[40]
ホルンフェルスという用語は、地質学者が接触変成作用によって生じた、細粒で緻密で非葉状岩石を指すのによく使われる。[41]接触変成帯は典型的にはほとんど変形を示さないため、ホルンフェルスは通常は片理がなく、強固で等粒度の岩石を形成する。岩石がもともと縞状または葉状であった場合（例えば、層状砂岩または葉状石灰片岩など）、この特徴は消失せず、縞状ホルンフェルスが生成される。[41]地表近くの接触変成作用により、スピネル、紅柱石、ベスブ石、珪灰石などの特徴的な低圧変成鉱物が生成される。[ 29] [42]
同様の変化は石炭層の燃焼によって頁岩でも引き起こされる可能性がある。[41]これによりクリンカーと呼ばれる岩石タイプが生成される。[43]
火成岩マグマと堆積岩母岩の間には交代作用の傾向もあり、それぞれの化学物質が交換されたり、もう一方の物質に導入されたりする。その場合、スカルンと呼ばれる混成岩が生成される。[41] [44]
その他の出来事
動的変成作用（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剪断により典型的にはマイロナイトが形成される。[29]
衝突変成作用は、地球外天体の衝突の際に起こるという点で、他の変成作用とは異なります。衝突変成作用では、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が生成されます。[45]コーサイトは、キンバーライトパイプで地表に運ばれたエクロジャイトではほとんど見つかりませんが、スティショバイトの存在は衝突構造に特有です。[46]
用途
スレート瓦は建築材料として、特に屋根瓦として使用されます。[3]
珪岩は十分に硬く密度が高いため、採石が困難です。しかし、一部の珪岩は寸法石として使用され、床、壁、階段の板としてよく使用されます。主に道路の骨材として使用される砕石の約6％は珪岩です。[4]
大理石は建築材料としても珍重されています[47]。また彫刻の素材としても重宝されています[6]。
危険
片岩質の岩盤は、その顕著な弱点面のため、土木工学上の課題となる可能性がある。 [7]手つかずの地形でも危険が存在する可能性がある。1959年8月17日、マグニチュード7.2の地震により、モンタナ州ヘブゲン湖付近の片岩質の山の斜面が不安定になった。この地震により大規模な地滑りが発生し、その地域でキャンプをしていた26人が死亡した。[48]
変成超塩基性岩には蛇紋岩鉱物が含まれており、その中には人体に有害なアスベストの一種が含まれています。 [49]
参照
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- ^ クライン＆ハールバット 1993、507-511頁。
外部リンク
ウィキブック歴史地質学には、変成岩に関するページがあります。
ウィキメディア・コモンズには、変成岩に関連するメディアがあります。
- 変成テクスチャ – 中東工科大学
- 接触変成作用の例 2012-02-16 にWayback Machineでアーカイブ
- 変成岩データベース ( MetPetDB ) –レンセラー工科大学地球環境科学部
- 変成岩ツアー、変成岩の紹介
- 変成岩アトラス – 変成岩の詳細な野外写真と手持ち標本写真が、環境と組成によって分類されています (オックスフォード大学地球科学部)