放散虫岩

放散虫岩は、珪質で比較的硬く、細粒で、チャートのような均質な堆積岩であり、主に放散虫の微細な残骸で構成されています。この用語は、硬化した 放散虫軟泥にも使用され、放散虫土の同義語として使用されることもあります。ただし、放散虫土は、地球科学者によって通常、放散虫岩の非固結同等物と見なされています。放散虫チャートは、よく発達した珪質セメントまたは石基を持つ、よく層をなした微結晶性の放散虫岩です。^[1]

放散虫岩は、生物起源の海洋性で、細かく層を成す堆積岩です。層には、砕屑性雲母粒子、放散虫岩、炭酸塩、有機色素が交互に現れます。粘土鉱物は通常、豊富ではありません。比較的浅い深さに堆積した放散虫岩は、炭酸塩層と重なることがあります。しかし、ほとんどの場合、放散虫岩は遠洋性の深海堆積物です。

放散虫岩は非常にもろく、割れにくい岩石です。鋭い角を持つ貝殻状に割れます。風化により小さな長方形の破片に分解されます。色は、赤、緑、茶色の色合いを経て、明るい色 (白っぽい) から暗い色 (黒) まであります。

放散虫岩は主に放散虫の殻とその破片から構成されています。骨格は非晶質シリカ (オパール A ) から構成されています。放散虫は海洋性プランクトン 原生生物で、内部骨格を持っています。大きさは 0.1 ～ 0.5 ミリメートルです。主なものとしては、アルバイレラリア目、エクチナリア目、球状のスプメラリア目、フード状のナセラリア目が区別されます。

高橋（1983）によると、放散虫は沈み始める前に、有光層（水深200メートルまでの生産的な表層）に2〜6週間滞在します。 ^[2] 5000メートルの海水中を沈降するには、2週間から14か月ほどかかります。^[3]

原生生物が死んで腐敗し始めるとすぐに、シリカの溶解が骨格に影響を及ぼします。海洋におけるシリカの溶解は、温度/深度曲線と平行しており、水柱の最上部 750 メートルで最も効果的で、それより下になると急速に減少します。堆積物と水の境界に達すると、溶解は再び大幅に増加します。この境界の数センチ下では、堆積物内でも溶解が続きますが、速度ははるかに低下します。

実際のところ、放散虫の化石が残っていること自体が驚くべきことである^[要出典]。放散虫の軟泥中に保存されているのは、元の骨格材料のわずか 1 パーセント程度と推定されている。 Dunbar & Berger (1981) ^[4]によれば、この 1 パーセントという最小限の保存でさえ、放散虫がコロニーを形成し、排泄物やその他の有機集合体に埋め込まれることがあるという事実によるにすぎない。有機物の包みは化石を保護する役割を果たし (Casey et al. 1979) ^{[全文引用が必要]}、分解から保護するが、もちろん沈降時間を 10 倍に早める。

堆積後、続成作用が新しく堆積した堆積物に影響を及ぼし始めます。シリカ骨格がエッチングされ、元のオパール A はゆっくりとオパール CT (クリストバライトとトリジマイトの結晶を含むオパール) に変化し始めます。温度と圧力が上昇するにつれて、変化は玉髄に進み、最終的には安定した隠微晶質石英になります。これらの相変化は、泥の多孔性の低下を伴い、堆積物の圧縮として現れます。

放散虫岩の圧縮は化学組成に依存し、元のSiO ₂含有量と正の相関関係にある。圧縮係数は一般に3.2～5の間で変動し、これは1メートルの固められた堆積物が3.2～5メートルの軟泥に相当することを意味する。例えば、上部ジュラ紀のアルプス放散虫岩は7～15.5メートル/百万年（または0.007～0.0155ミリメートル/年）の堆積速度を示し、圧縮後は2.2～3.1メートル/百万年に相当します。比較すると、ギリシャのピンドス山脈の放散虫岩は1.8～2.0メートル/百万年という同等の値を示しますが、東アルプスの放散虫は0.71メートル/百万年とかなり小さい堆積速度を示しています。^[5] Iljima et al. 1978年、中央日本の三畳紀放散虫は、27～34メートル/百万年という例外的に高い堆積速度を明らかにしました。^[6]

最近の非固結放散虫泥の堆積速度は100万年当たり1～5メートルである。^[7] 赤道東大西洋に堆積した放散虫泥では100万年当たり11.5メートルが測定されている。ペルー沖のような湧昇地域では100万年当たり100メートルという極めて高い値が報告されている^[要出典]。

放散虫岩は主に遠洋性の深海条件で堆積するという見解は、もはや断言できない。ソルンホーフェン石灰岩やバイエルンのヴェルッカルク層のような浅水石灰岩にも放散虫に富む層が存在する。放散虫軟泥の保存にとって重要なのは、それが嵐の波の底よりかなり下、侵食性表面流の噴流より下に堆積しているということであると思われる。炭酸塩を含まない放散虫岩は、方解石補償深度(CCD) より下に堆積している可能性が高い。CCD は地質学的に過去において一定ではなく、緯度の関数でもあることを念頭に置く必要がある。現在、CCD は赤道付近で最大深度約 5000 メートルに達する。^[8]

放散虫岩によく見られる特徴的な縞模様やリボン状の層状化は、主に堆積物の流入量の変化によるもので、二次的に続成作用によって強化されます。粘土の供給量が一定で粘土/シリカの単純な 2 成分系では、リズミカルに変化する放散虫ブルームが粘土-チャート層の形成に関与しています。これらの純粋に堆積性の違いは、シリカが粘土層を離れ、オパールが豊富な層に向かって移動するにつれて、続成作用中に強化されます。2 つの状況が発生します。シリカの流入量が多く、粘土の背景堆積量が一定である場合、厚いチャート層が形成されます。一方、シリカの流入量が一定で粘土の信号がリズミカルに変化すると、薄いチャート層に中断されたかなり厚い粘土帯が蓄積します。炭酸塩を 3 番目の成分として追加すると、複雑な連続体を作成できます。これは、シリカが粘土だけでなく炭酸塩とも相溶性がないためです。続成作用中、炭酸塩が豊富な層内のシリカが圧迫され始め、リボン、団塊、その他の不規則なコンクリーションに凝固します。その結果、初期の粘土/シリカ/炭酸塩の比率と堆積中の各成分の時間的変化に依存する複雑な層構造関係が生まれます。

最も古い放散虫はカザフスタンの上部カンブリア紀から発見されている。^[9]放散虫軟泥は1500万年かけて下部オルドビス紀に堆積した。深海堆積物は古赤道付近に堆積し、海洋地殻の残骸と関連している。年代測定はコノドントを用いて行われた。石灰分の多いセクションでは、4つの放散虫動物群が特定された。最も古い、むしろ貧弱な動物群は、オルドビス紀第2期（アレニギアン）にまで遡る。最も新しい動物群はすでに15の異なる分類群から成り、第5期（下部カラドキアン）に属している。^[10]

中期オルドビス紀（上部ダリウィリアン）には、スコットランドのバラントレー付近で放散虫岩が形成されました。ここでは放散虫チャートがスピライトや火山岩の上に重なっています。放散虫岩は近くのサザンアップランドでも発見されており、枕状溶岩と関連しています。

スコットランドの放散虫岩に続いて、ニューファンドランド島では中期および後期オルドビス紀の堆積物が見られます。たとえば、赤色のストロング島チャートはオフィオライトの上にあります。

シルル紀とデボン紀の境界では、黒色チャート（地元ではリダイトまたはフリントスレートと呼ばれる）が、主にフランケンの森地域と ドイツのフォークトラントで放散虫から形成されました。

非常に重要なのは、デボン紀末期に堆積したアーカンソー州、オクラホマ州、テキサス州のノバキュライトです。ノバキュライトは乳白色の薄層チャートで、硬度が高く、ウォシタ造山運動中に低度の変成作用を受けました。鉱物学的には、粒径が 5 ～ 35 μm の微小石英で構成されています。微小石英は、海綿動物の硬膜と放散虫の殻から採取されます。

ミシシッピ紀には、ドイツのライン山塊に黒色のリダイトが堆積した。 ^[11]シチリア島の下部ペルム紀には、石灰岩のオリストリス中に放散虫が見られ、[12] 同時期にはトルコ北西部（ポンティデス山脈のカラカヤ複合体）からも放散虫が報告されている。クレタ島の千枚岩帯の放散虫は中期ペルム紀に遡る^。[ 13 ]オマーンのハワシナ・ナップの放散虫はペルム紀末期に形成された。[14] 古生代の終わり頃^には、^イランのマシュハド近郊のローラシア大陸南縁に沿って放散虫も形成された。 [ ^15]

三畳紀（上部ノリアン期およびレーティアン期）には、チャート質、板状の石灰岩がテチス地域で堆積し、オーストリア南部カラヴァンクスのフラウエンコーゲル層のホルンシュタインプラッテンカルクがその例である。^{[16]これらは、不規則で非平面的な層理面で区切られた層状のチャートと}ミクライトから構成されている。チャート質の層準は、その後珪化作用を受けた放散虫に富む石灰岩層に由来する。ギリシャの同様の堆積物には、石灰質タービダイトを含む層が含まれている。地元のホルストやさらに上流の斜面では、これらの堆積物は相変化を起こし、赤色で放散虫に富み、アンモナイトを含む石灰岩となる。^[17]中央日本では、粘土に富む放散虫が上部三畳紀に層状のチャートとして堆積した。その堆積環境は、30メートル/百万年というかなり高い堆積率の浅い縁海であった。放散虫以外にも、海綿動物の骨棘がこれらの堆積物中に非常に多く見られます。^[6]

上部バジョシアン（中期ジュラ紀）以降、放散虫はアルプスに蓄積した。堆積作用の開始は通時的であったが、下部チトニアンでの終焉はかなり急であった。これらのアルプス放散虫はルーポルディング放散虫群（RRG）に属し、北部石灰質アルプスおよびフランスとスイス（グラウビュンデン）のペニン山脈で発見されている。コルシカ島の放散虫が関連している。リグリア・アペニン山脈の放散虫は、ジュラ紀末期のやや後期に出現する。

中期ジュラ紀以降、北アメリカ西海岸の太平洋領域でも放散虫が形成され、その例としてフランシスカン・コンプレックスが挙げられます。グレート・バレー・シーケンスの放散虫はより新しく、上部ジュラ紀のものです。

カリフォルニアの放散虫岩は、マリアナ海溝の東の赤道西太平洋の放散虫岩の堆積と並行している。ジュラ紀の海洋地殻上の放散虫軟泥の蓄積は、ここではカロビアン以降継続し、ヴァランジニアン末期まで続いた。^[18]

ウィンダリア放散虫岩は、西オーストラリア州にある下部白亜紀（アプチアン）の層です。この層には、有孔虫、放散虫、石灰質ナノプランクトンの化石が豊富に含まれています^[19]。地元では、多彩な色の乳白色から黄褐色の放散虫岩が採掘され、ムーカイトと呼ばれる装飾用の石として使用されています^{[20] 。同じ時期に、放散虫岩は}サンフランシスコ近郊のマリンヘッドランドにも堆積しました。

上部白亜紀の放散虫岩は、キプロス島のザグロス山脈とトロードス山脈（カンパニアン）で発見されている。シリア北西部の放散虫岩はキプロス島のものと非常によく似ており、おそらく同じ年代のものである。マンガン団塊を伴う赤色放散虫粘土は、ボルネオ島、ロティ島、セラム島、西ティモール島で報告されている。^[21]

新生代放散虫岩の良い例は、バルバドスで発見された海洋群の放散虫粘土です。この群は、現在小アンティル諸島の島弧の下に沈み込んでいる海洋地殻に、始新世前期から中新世中期にかけて堆積しました。^[22]より新しい放散虫岩は知られていません。おそらく、新しい放散虫軟泥が固まる時間が十分でなかったためでしょう。

放散虫岩は非常に硬い岩石であるため、先史時代の技術で広く使用され、「旧石器時代の鉄」と呼ばれてきました。放散虫岩から斧、刃、ドリル、スクレーパーが製造されました。ただし、これらの道具の刃先はフリントよりやや鋭くありません。

ウィキメディア・コモンズには、放散虫岩に関連するメディアがあります。

• ゴールデンゲート国立レクリエーションエリア（NPS）の放散虫チャートとリボン玄武岩、2024-04-13取得
• チャートに関するよくある質問 - NPS
• フランス、コルシカ島の放散虫の写真（テキストはフランス語）2009-05-17取得