テクスチャ（地質）

地質学では、テクスチャまたは岩石の微細構造^[1]は、岩石を構成する物質間の関係を指します。^[2]最も広いテクスチャのクラスは、結晶質（構成要素が相互に成長して絡み合った結晶である）、断片的（何らかの物理的プロセスによって断片が蓄積されている）、無顕微（肉眼では結晶が見えない）、およびガラス質（粒子が小さすぎて見えず、非晶質に配置されている）です。^{[2]構成要素の粒子または結晶間の幾何学的側面と関係は、}結晶学的テクスチャまたは優先配向と呼ばれます。テクスチャは多くの方法で定量化できます。^[3]一般的なパラメーターは結晶のサイズ分布です。これにより、目に見えるスケールと顕微鏡的スケールの両方で、粒度、形状、配置、およびその他の特性など、岩石の物理的外観または特性が作成されます。

テクスチャは岩石の浸透組織で、顕微鏡で見える手のひらサイズの標本、そして多くの場合は露頭スケールで岩盤全体に現れます。テクスチャは変形イベントや方向情報に関する構造情報を必ずしも伝えるわけではないことを除いて、多くの点で葉理構造に似ています。構造は手のひらサイズの標本スケール以上で現れます。

微細構造分析^[4]は岩石の組織的特徴を記述し、形成条件、岩石生成、その後の変形、褶曲、または変質イベントに関する情報を提供することができます。^[5]

結晶組織には、斑状、葉状、斑状があります。^[2]斑状組織は、火成岩の絡み合った結晶が肉眼で見える組織です。葉状組織は、変成岩が物質の層でできている組織です。 [ ^{2]斑状組織は、より大きな破片（}斑晶）が、はるかに細かい粒子でできた背景の塊に埋め込まれている組織です。 ^[2]

破片組織には、砕屑性、生物砕屑性、火砕性がある。^[2]

優先鉱物配向とは、変成岩の組織であり、粒子が平らな形状（不等面）を持ち、その面が同じ方向に配向する傾向がある。^[6]

岩石の微細構造には、岩石のテクスチャと小規模な構造が含まれます。テクスチャと微細構造という用語は互換性があり、現代の地質学文献では後者が好まれています。ただし、テクスチャは岩石の起源、形成方法、外観を識別するのに役立つため、依然として受け入れられています。

堆積岩の微細構造の記述は、堆積物の堆積条件、古環境、および堆積物質の起源に関する情報を提供することを目的としています。

方法には、岩片のサイズ、分類、組成、丸みまたは角張った形状、球形度、およびマトリックスの説明が含まれます。特に、堆積微細構造には、交差層理、堆積同時断層、堆積物の陥没、交差層理など のより大きな堆積構造の特徴の微視的類似物が含まれる場合があります。

堆積物の成熟度は、分類（平均粒径と偏差）だけでなく、破片の球形度、丸み、組成にも関係します。石英のみの砂は、アルコース砂やグレイワッケ砂よりも成熟しています。

破片の形状は、堆積物の輸送距離に関する情報を提供します。岩片が丸いほど、水や風による摩耗が激しいことを示します。粒子の形状には、形状と丸みが含まれます。形状は、粒子が円錐状 (丸い、球状) か板状 (平らな、円盤状、扁平) か、また球形度を示します。

丸みとは、穀物の角や端の鋭さの度合いを指します。穀物の表面の質感は、磨かれていたり、つや消しになっていたり、小さな穴や傷がついていたりすることがあります。この情報は通常、薄片ではなく双眼顕微鏡で見るとよくわかります。

岩石の組成は、岩石の堆積物の起源に関する手がかりを与えることがあります。たとえば、火山の破片、チャートの破片、丸みを帯びた砂はすべて異なる起源を示唆します。

堆積岩の基質と、それを結合している鉱物セメント（存在する場合）はすべて診断に役立ちます。

通常、続成作用により、弱い層理面の葉理構造が生じます。その他の影響としては、粒子の平坦化、圧力溶解、粒子下の変形などがあります。鉱物学的変化には、低度変成条件下で形成されるゼオライトやその他の自生鉱物が含まれる場合があります。

選別は、堆積岩内の粒子サイズの均一性を説明するために使用されます。選別を理解することは、堆積物の成熟度と輸送距離を推測する上で重要です。堆積物は、輸送媒体のエネルギーにより、密度に基づいて選別されます。高エネルギーの流れは、より大きな破片を運ぶことができます。エネルギーが減少するにつれて、より重い粒子が堆積し、より軽い破片が輸送され続けます。^[7] これにより、密度による選別が発生します。選別は、堆積物サンプルの粒度頻度曲線の標準偏差によって数学的に表現され、φ (ファイ) の値として表されます。値の範囲は、<0.35φ (非常によく選別されている) から >4.00φ (非常に選別が悪い) です。

変成岩の微細構造の研究は、変形、鉱物の成長、およびその後の変形イベントの重ね合わせのタイミング、順序、条件を決定することを目的としています。

変成岩の微細構造には、葉理の発達と葉理の重なりによる鋸歯状構造によって形成されるテクスチャが含まれます。斑状変成岩と葉理および他の斑状変成岩との関係は、変成岩の集合体または鉱物相の形成順序に関する情報を提供します。

剪断組織は、特にマイロナイトやその他の大きく乱され変形した岩石 における微細構造調査による分析に特に適しています。

変成岩は、薄い断面や手のひらサイズの標本スケールでは、葉理構造または劈開と呼ばれる平面の貫通組織を呈することがあります。岩石に複数の葉理構造が存在する場合があり、それが鋸歯状構造を生み出します。

葉状構造とその方向を特定することは、葉状変成岩の分析における最初のステップです。葉状構造が形成された時期に関する情報を得ることは、岩石の PTt (圧力、温度、時間) 経路を再構築するために不可欠です。葉状構造と斑状変成岩の関係は、葉状構造が形成された時期と、その時点で存在していた PT 条件を診断するものであるためです。

岩石の線状構造は、堆積層と地殻変動によって生じた劈開面など、2 つの葉理構造または平面構造の交差から生じることがあります。変形した岩石の特定のひずみマーカーの葉理構造の程度と比較した線状構造の程度は、通常、フリン図にプロットされます。

延性剪断の結果として、非常に特徴的なテクスチャが形成されます。延性剪断帯の微細構造は、S 面、C 面、および C' 面です。S 面または片理面は剪断方向と平行で、一般に雲母または板状鉱物によって定義されます。ひずみ楕円の平らな長軸を定義します。C 面またはシサレメント面は、剪断面に対して斜めに形成されます。C 面と S 面の間の角度は常に鋭角で、剪断方向を定義します。一般に、CS 角度が低いほど、ひずみが大きくなります。C' 面は、超変形マイロナイト以外ではめったに見られず、S 面に対してほぼ垂直に形成されます。

せん断感覚を与える他の微細構造としては、

• S状静脈
• 雲母魚
• 回転斑状変成岩

火成岩の微細構造の分析は、手のひらサイズの標本や露頭スケールの説明を補完する可能性があります。これは、凝灰岩の斑晶や断片的な組織を説明するために特に重要です。マグマと斑晶の形態の関係は、冷却、分別結晶化、定置を 分析する上で非常に重要だからです。

貫入岩の微細構造を分析すると、火成岩の母岩による汚染や、溶融物から堆積または脱落した可能性のある結晶の特定など、起源と生成に関する情報が得られます。これは、コマチアイト 溶岩と超塩基性貫入岩 にとって特に重要です。

火成岩の微細構造は、冷却速度、核形成速度、噴火（溶岩の場合）、マグマの組成とどの鉱物が核形成するかとの関係、および壁岩、汚染物質、特に蒸気の物理的影響の組み合わせです。

火成岩は粒子の組織によって次のように分類される。

• ペグマタイト：非常に大きな結晶
• 顕岩：岩石には肉眼で見える結晶を含む鉱物が含まれており、通常は貫入している。
• 無顕晶質：急速な冷却により結晶核形成と成長が阻害され、均一で細粒の岩石が形成される。
• 斑状：細かい石基の中に斑晶を含む
• 気泡状：冷却中に閉じ込められたガスによって生じた空隙を含む
• ガラス質：結晶のないガラス状または透明
• 火砕岩：火山起源の結晶、斑晶、岩石の破片の破片から形成された岩石
• 等粒状：水晶はすべて同じ大きさである

結晶の形状も火成岩の組織において重要な要素です。結晶は自形、準自形、下形のいずれかになります。

• 結晶学的形状が保存されている場合、正形または自形。
• 一部のみが保存される場合は、 SubeuhedralまたはSubhedral。
• 結晶が認識可能な結晶学的形態を示さない場合は、下反り形または異形。

完全に自形結晶で構成された岩石はパニディオモルフィックと呼ばれ、完全に亜形結晶で構成された岩石は亜自形結晶と呼ばれます。

斑状構造は、液体マグマ内での結晶部位の核形成と結晶の成長によって生じます。多くの場合、マグマは、特にゆっくりと冷却している場合、一度に 1 つの鉱物しか成長できません。ほとんどの火成岩に斑晶鉱物が 1 種類しかないのは、このためです。超塩基性貫入岩の規則的な集積層は、途切れることなくゆっくりと冷却された結果です。

岩石が急速に冷えると、液体は固体のガラス、つまり結晶質の基底物質に凍結します。マグマ溜まりからの蒸気の損失により、斑状構造が生じることがよくあります。

斑晶の湾入または「腐食した」縁は、斑晶がマグマに吸収されていたことを示唆し、新鮮でより高温のマグマが追加されたことを示唆している可能性があります。 オストワルド熟成は、特に正長石 巨晶花崗岩などの斑状火成岩の構造を説明するためにも使用されます。

マグマの中で成長する結晶は、その環境と冷却速度を最もよく反映する晶癖（結晶学を参照）をとります。通常の斑晶晶癖は、一般的に観察される晶癖です。これは「通常の」冷却速度を意味する場合があります。

異常な冷却速度は、過冷却マグマ、特にコマチアイト溶岩で発生します。ここでは、超流動性による低い核形成速度により、液体が鉱物の成長曲線よりかなり下になるまで核形成が妨げられます。その後、成長は極端に速くなり、細長い結晶が有利になります。さらに、結晶の頂点と終端では、成長が結晶の端で有利になるため、スパイクと骨格形状が形成されることがあります。スピニフェックスまたは樹枝状組織は、この結果の例です。したがって、斑晶の形状は、冷却速度とマグマの初期温度に関する貴重な情報を提供します。

球晶質組織は、結晶成分が過飽和に達したマグマ内の物質が冷却され核形成した結果です。したがって、これは過冷却珪長質岩石における固相下プロセスであることが多いです。球晶質では、2 つの鉱物が一緒に成長することがよく見られます。軸晶質組織は、火山ガラスの亀裂に沿った球晶質成長の結果であり、水の侵入によるものが多いです。

2 つ以上の鉱物の連晶はさまざまな方法で形成される可能性があり、連晶の解釈は火成岩のマグマ形成と冷却の歴史を理解する上で非常に重要です。ここでは、多くの重要なテクスチャのうちのいくつかを例として示します。

図形的、微細的、およびグラノフィリックな組織は、マグマの結晶化中に形成される連晶の例です。これらは、石英とアルカリ長石の角張った連晶です。よく発達すると、連晶は古代の楔形文字に似ているため、この名前が付けられています。これらの連晶はペグマタイトとグラノフィアに典型的であり、水分を多く含む相とともにケイ酸塩溶融物の存在下で連晶鉱物が同時に結晶化したことを示すものとして解釈されています。

離溶によって形成される連晶は、岩石の冷却履歴を解釈するのに役立ちます。パーサイトは、中間組成のアルカリ長石からの離溶によって形成された、カリ長石とアルバイト長石の連晶です。パーサイト連晶の粗さは、冷却速度に関係しています。パーサイトは、多くの花崗岩に典型的に見られます。ミルメカイトは、花崗岩によく見られる、石英とナトリウムを多く含む斜長石の微細なバーミキュラー（虫状）連晶です。ミルメカイトは、アルカリ長石が離溶によって分解し、冷却中の岩石内の流体によって シリコンが運ばれると形成されることがあります。

鉄チタン酸化物は、多くの岩石の主な磁気特性を担っているため、極めて重要であり、プレートテクトニクスを理解する上で大きな役割を果たしてきました。これらの酸化物は、一般的に、離溶と酸化の両方に関連する複雑な組織を持っています。たとえば、玄武岩や斑れい岩などの火成岩に含まれるウルボスピネルは、固相線下の冷却中に酸化されて、磁鉄鉱とイルメナイトの規則的な連晶を生成することがよくあります。このプロセスにより、岩石がどのような磁気記録を受け継いでいるかがわかります。

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• ヴァーノン、ロン H.、2004、「岩石微細構造の実用ガイド」、オックスフォード大学出版局、オックスフォード。ISBN 0-521-89133-7