堆積岩

堆積岩は、地球の表面に鉱物や有機粒子が蓄積または堆積し、その後セメント化されて形成される岩石の種類です。堆積とは、これらの粒子を所定の位置に定着させるプロセスの総称です。堆積岩を形成する粒子は堆積物と呼ばれ、地質学的デトリタス（鉱物）または生物学的デトリタス（有機物）で構成されます。地質学的デトリタスは、既存の岩の風化と浸食、または火山によって噴出した溶融した溶岩の塊の凝固によって発生します。地質学的デトリタスは、水、風、氷、または岩塊の移動によって堆積場所まで運ばれ、これらは侵食因子と呼ばれます。生物学的デトリタスは、死んだ水生生物の体や部分（主に殻）、およびその排泄物の塊が水中に浮遊して、水域の底にゆっくりと積み重なって形成されました（マリンスノー）。溶解したミネラルが水溶液から沈殿するため、沈殿も起こる可能性があります。

地球の地殻を構成する大陸は堆積岩で覆われており（現在の地球の陸地表面の73%）、^[1]堆積岩は地殻の体積のわずか8%と推定されています。^{[2]堆積岩は、主に}火成岩と変成岩からなる地殻の薄い層にすぎません。堆積岩は地層として層状に堆積し、地層と呼ばれる構造を形成します。堆積岩は、堆積盆地と呼ばれる大きな構造に堆積することがよくあります。堆積岩は火星でも発見されています。

堆積岩と岩石層の研究は、道路、家屋、トンネル、運河、その他の構造物の建設など、土木工学に役立つ地下に関する情報を提供します。堆積岩は、石炭、化石燃料、飲料水、鉱石などの天然資源の重要な供給源でもあります。

堆積岩の層の順序の研究は、古地理学、古気候学、生命の歴史など、地球の歴史を理解するための主な情報源です。堆積岩の特性と起源を研究する科学分野は、堆積学​​と呼ばれます。堆積学は、地質学と自然地理学の両方の一部であり、土壌学、地形学、地球化学、構造地質学など、地球科学の他の分野と部分的に重複しています。

堆積岩は、その形成過程に基づいて、砕屑性堆積岩、生化学的（生物起源）堆積岩、化学的堆積岩、および衝突、火山活動、およびその他の小さな過程によって形成された「その他」の堆積岩の 4 つのグループに分類できます。

砕屑性堆積岩は、互いに固まった岩石の破片（クラスト）で構成されています。クラストは、通常、石英、長石、粘土鉱物、または雲母の個々の粒子です。ただし、あらゆる種類の鉱物が含まれている可能性があります。クラストは、複数の鉱物で構成された 岩石の破片である場合もあります。

砕屑性堆積岩は、主な粒子のサイズに応じてさらに分類されます。ほとんどの地質学者は、ウッデン-ウェントワースの粒度スケールを使用して、未固結堆積物を3つの部分、つまり砂利（直径> 2 mm）、砂（直径1/16〜2 mm ）、泥（直径< 1/16 mm）に分類します。泥はさらに、シルト（直径1/16〜1/256 mm）と粘土（直径< 1/256 mm）に分類されます。砕屑性堆積岩の分類もこの図式に準じており、礫岩と角礫岩は主に砂利から、砂岩は主に砂から、泥岩は主に泥からできています。この3つの区分は、古い文献でそれぞれ ルダイト、アレナイト、およびリュータイトという大まかなカテゴリに反映されています。

これら 3 つの大まかなカテゴリの細分化は、岩片の形状 (礫岩と角礫岩)、組成 (砂岩)、または粒子のサイズや質感 (泥岩) の違いに基づいています。

礫岩は主に丸い砂利で構成され、角礫岩は主に角張った砂利で構成されています。

砂岩の分類法は多岐にわたりますが、ほとんどの地質学者は、石英、長石、岩石質フレームワーク粒子の相対的な豊富さと、大きな粒子間の泥質マトリックスの豊富さを使用するドット分類法^[ 3]を採用しています。

フレームワーク粒子の構成

砂岩の名前の最初の単語は、砂粒の大きさのフレームワーク粒子の相対的な豊富さによって決まります。名前は、最も豊富な 3 つの成分である石英、長石、または他の岩石から生じた岩石破片の優位性によって決まります。その他の鉱物はすべて付属物とみなされ、豊富さに関係なく、岩石の名前には使用されません。

• 石英砂岩は90%以上の石英粒子を含む
• 長石質砂岩は石英粒子が90%未満で、石質粒子よりも長石粒子が多い。
• 石質砂岩は石英粒子が90%未満で、長石粒子よりも石質粒子が多い。

砂粒間の泥質マトリックス物質の豊富さ

砂粒が堆積すると、粒子間の空間は開いたままになるか、泥（シルトおよび/または粘土粒）で満たされます。

• 開いた細孔空間（後でマトリックス材料で満たされる可能性がある）を持つ「きれいな」砂岩は、アレナイトと呼ばれます。
• 泥質基質が豊富（> 10%）な泥質砂岩はワッケと呼ばれます。

砂岩の名前は、粒子の組成 (石英、長石、石英) とマトリックスの量 (ワッケまたは砂岩) の記述子を使用して 6 つ考えられます。たとえば、石英砂岩は主に (>90%) 石英粒子で構成され、粒子間に粘土質マトリックスはほとんどまたはまったくありません。石質ワッケは石質粒子が豊富で泥質マトリックスが豊富です。

ドット分類法^[3]は堆積学者によって広く使用されていますが、グレーワッケ、アルコース、石英砂岩などの一般的な名称は、専門家以外の人々や一般文献では依然として広く使用されています。

泥岩は、少なくとも 50% がシルトおよび粘土サイズの粒子で構成された堆積岩です。これらの比較的細かい粒子は、通常、水中または空気中の乱流によって運ばれ、流れが静まり、粒子が懸濁状態から沈殿するときに堆積します。

現在、ほとんどの著者は「泥岩」という用語を、主に泥で構成されているすべての岩石を指すのに使用しています。^{[4] [5] [6] [7]}泥岩は、主にシルトサイズの粒子で構成されているシルト岩、シルトサイズと粘土サイズの粒子がほぼ同量混ざった泥岩、および主に粘土サイズの粒子で構成されている粘土岩に分けられます。^{[4] [5]}ほとんどの著者は「頁岩」を（粒径に関係なく）分裂性泥岩の用語として使用していますが、一部の古い文献では「頁岩」という用語を泥岩の同義語として使用しています。

生化学的堆積岩は、生物が空気や水に溶解した物質を使って組織を構築することによって生成されます。例には次のものがあります。

• ほとんどの種類の石灰岩は、サンゴ、軟体動物、有孔虫などの生物の石灰質骨格から形成されます。
• 石炭は、大気中の炭素を植物が取り出し、それを他の元素と結合させて組織を構築することで生成されます。
• チャートの堆積物は、放散虫や珪藻などの微生物の珪質骨格の蓄積から形成されました。

化学的堆積岩は、溶液中の鉱物成分が過飽和状態になり、無機的に沈殿するときに形成されます。一般的な化学的堆積岩には、魚卵状石灰岩や、岩塩、シルバイト、重晶石、石膏などの蒸発岩鉱物で構成された岩石が含まれます。

この 4 番目のその他のカテゴリには、火山によって噴出した溶岩の破片が堆積して後に固結して形成された火山凝灰岩と火山角礫岩、および衝突イベント後に形成された衝突角礫岩が含まれます。

• 
  NASA の火星探査車キュリオシティが調査した火星の堆積岩
• 
  イラン北部のチャルース道路沿いの急傾斜の堆積岩層
• 
  プウ・マハナ火山丘の層状の残骸

あるいは、堆積岩は鉱物学に基づいて組成グループに細分化できます。

• 珪砕屑性堆積岩は、主に珪酸塩鉱物で構成されています。これらの岩石を構成する堆積物は、掃流土砂、懸濁土砂、または堆積物の重力流によって運ばれました。珪砕屑性堆積岩は、礫岩と角礫岩、砂岩、泥岩に分類されます。
• 炭酸塩堆積岩は方解石（菱面体CaCO
  ₃）、アラゴナイト（斜方晶系CaCO
  ₃）、ドロマイト（CaMg(CO
  ₃）
  ₂）、およびCOをベースとした他の炭酸塩鉱物^{2−3 （}
  _2−3）イオン。一般的な例としては、石灰岩やドロマイト岩などがあります。
• 蒸発岩堆積岩は、水の蒸発によって形成された鉱物で構成されています。最も一般的な蒸発岩鉱物は炭酸塩（方解石およびCOをベースとしたその他の鉱物）^{2−3 （}
  _2−3））、塩化物（岩塩およびClをベースとしたその他）⁻
  ）、および硫酸塩（石膏およびSO上に構築された他のもの²⁻⁴
  _...蒸発岩には、通常、岩塩、石膏、無水石膏が豊富に含まれています。
• 有機物が豊富な堆積岩には、一般に総有機炭素の 3% を超える大量の有機物が含まれています。一般的な例としては、石炭、オイルシェール、石油や天然ガスの根源岩などがあります。
• 珪質堆積岩は、ほぼ完全にシリカ（ SiO
  ₂）、典型的にはチャート、オパール、玉髄、またはその他の微結晶の形で存在します。
• 鉄分を多く含む堆積岩は15%以上の鉄分を含んでおり、最も一般的な形態は縞状鉄鉱石と鉄岩である。 ^[5]
• リン酸塩堆積岩はリン酸塩鉱物で構成されており、6.5％以上のリンを含んでいます。例としては、リン酸団塊、骨層、リン酸塩泥岩の堆積物などがあります^{。 [6]}

堆積岩は、空気、氷、風、重力、または浮遊粒子を運ぶ水の流れから堆積物が堆積することで形成されます。この堆積物は、多くの場合、発生源エリアで風化と浸食によって岩石が砕けて緩い物質になったときに形成されます。その後、物質は発生源エリアから堆積エリアに運ばれます。運ばれる堆積物の種類は、後背地（堆積物の発生源エリア）の地質によって異なります。ただし、蒸発岩などの一部の堆積岩は、堆積場所で形成される物質で構成されています。したがって、堆積岩の性質は、堆積物の供給だけでなく、堆積環境によっても異なります。

堆積物が堆積環境で蓄積すると、古い堆積物は新しい堆積物に埋もれ、続成作用を受ける。続成作用には、堆積物が最初に堆積した後に表面の風化を除くすべての化学的、物理的、生物学的変化が含まれる。これには、堆積物の圧縮と石化が含まれる。 ^[8]続成作用の初期段階は、エオジェネシスと呼ばれ、浅い深さ（数十メートル）で発生し、堆積物の生物撹乱と鉱物学的変化が特徴で、圧縮はわずかである。^[9]赤色の砂岩層に色を与える赤いヘマタイトは、エオジェネシス中に形成されたと考えられる。 ^{[10] [8]}細菌の活動などの一部の生化学的プロセスは、岩石内の鉱物に影響を及ぼす可能性があるため、続成作用の一部と見なされる。^[11]

より深い埋没はメソジェネシスを伴い、この間に圧縮と石化の大部分が起こる。圧縮は、堆積物が上にある堆積物からの表土（岩石静圧）圧力の増加にさらされるにつれて起こる。堆積物の粒子はよりコンパクトな配置に移動し、延性鉱物（雲母など）の粒子は変形し、細孔空間は減少する。堆積物は通常、最初に堆積したときに地下水または海水で飽和しており、細孔空間が減少するにつれて、これらの共存流体の多くが排出される。この物理的な圧縮に加えて、圧力溶解によって化学的な圧縮が起こる可能性がある。粒子間の接触点は最大の歪みを受け、歪みを受けた鉱物は粒子の残りの部分よりも溶解しやすい。その結果、接触点は溶解され、粒子がより密接に接触するようになる。^{[8]圧力と温度の上昇により、}有機物が褐炭または石炭になる反応など、さらなる化学反応が刺激される。 ^[12]

岩石化は圧縮のすぐ後に起こります。深部の温度上昇により、粒子を結合させるセメントの沈殿が促進されるからです。圧力溶解はこのセメント化のプロセスに寄与し、ひずんだ接触点から溶解した鉱物がひずんでいない空隙空間に再堆積します。これにより多孔性がさらに低下し、岩石はより緻密で有能になります。^[8]

地中堆積岩の剥落は、続成作用の3番目で最後の段階である終生過程を伴う。^[9]侵食によって地中の深さが浅くなると、再び天水にさらされることで堆積岩にさらなる変化が生じ、例えばセメントの一部が浸出して二次的な多孔性が生じる。^[8]

十分に高い温度と圧力の下では、続成作用の領域は変成作用に移行し、変成岩が形成されるプロセスになります。^[13]

堆積岩の色は、鉄によって決まることが多い。鉄には、酸化鉄(II)と酸化鉄(III)という2つの主要な酸化物がある。酸化鉄(II) (FeO)は、酸素の少ない（無酸素）環境でのみ形成され、岩石に灰色または緑がかった色を与える。酸素が豊富な環境では、酸化鉄(III) (Fe ₂ O _{3 )は、鉱物}ヘマタイトの形で見つかることが多く、岩石に赤みがかった色から茶色がかった色を与える。乾燥した大陸性気候では、岩石は大気と直接接触し、酸化が重要なプロセスとなり、岩石に赤色またはオレンジ色を与える。乾燥した気候で形成された赤色の堆積岩の厚い層は、赤色層と呼ばれる。しかし、赤色は必ずしも大陸性環境または乾燥した気候で形成された岩石を意味するわけではない。^[14]

有機物が存在すると、岩石は黒や灰色になることがあります。有機物は、主に植物の死んだ生物から形成されます。通常、そのような物質は、最終的には酸化または細菌の活動によって分解されます。しかし、無酸素状態では、有機物は分解できず、有機物に富んだ暗い堆積物を残します。これは、たとえば深海や湖の底で発生する可能性があります。このような環境では水がほとんど混ざらないため、表層水からの酸素は下降せず、堆積物は通常、細かい暗い粘土になります。したがって、有機物に富んだ暗い岩石は、多くの場合、頁岩です。^{[14] [15]}

堆積物中の岩石片（岩石の元の破片）の大きさ、形状、配向はテクスチャと呼ばれます。テクスチャは岩石の小規模な特性ですが、密度、多孔性、透水性など、大規模な特性の多くを決定します。^[16]

岩石の 3D 方向は岩石の組織と呼ばれます。岩石の大きさと形状から、岩石を起源から移動させた堆積環境における流れの速度と方向を判断できます。細かい石灰質の泥は静かな水の中でしか沈みませんが、砂利や大きな岩石は流れの速い水によってのみ移動します。 ^{[17] [18]}岩石の粒度は通常ウェントワース スケールで表されますが、別のスケールが使用されることもあります。粒度は直径または体積で表され、岩石はさまざまなサイズの岩石で構成されているため、常に平均値になります。粒度の統計的分布は岩石の種類によって異なり、岩石の分級と呼ばれる特性で説明されます。すべての岩石がほぼ同じサイズである場合、その岩石は「分級が良好」と呼ばれ、粒度に大きなばらつきがある場合、その岩石は「分級が不良」と呼ばれます。^{[19] [20]}

岩石の形状は岩石の起源を反映している可能性があります。たとえば、砕けた貝殻の岩石でできた岩石であるコキナは、エネルギーのある水中でのみ形成されます。岩石の形状は、4つのパラメータを使用して説明できます。^{[21] [22]}

• 表面テクスチャとは、粒子の表面にある小さな凹凸の量を表し、その大きさは粒子全体の形状に影響を与えるには小さすぎる。例えば、小さな亀裂で覆われた霜降り粒子は、風成砂岩の特徴である。^[23]
• 丸みは、木目の形状の全体的な滑らかさを表します。
• 球形度は、粒子が球に近づく度合いを表します。
• 木目形状は、木目の 3 次元形状を表します。

化学的堆積岩は非砕屑性の組織を持ち、完全に結晶で構成されています。このような組織を記述するには、結晶の平均サイズと組織構造のみが必要です。

ほとんどの堆積岩には、石英（珪質砕屑岩）か方解石（炭酸塩岩）が含まれています。火成岩や変成岩とは対照的に、堆積岩には通常、非常に少数の主要な鉱物が含まれています。しかし、堆積岩の鉱物の起源は、火成岩よりも複雑であることが多いです。堆積岩の鉱物は、元の堆積物に存在していた場合もあれば、続成作用中に沈殿して形成された場合もあります。後者の場合、鉱物沈殿物は、古い世代のセメントの上に成長した可能性があります。^[24]複雑な続成作用の歴史は、岩石顕微鏡を使用した光学鉱物学によって確立できます。

炭酸塩岩は主に方解石、アラゴナイト、ドロマイトなどの炭酸塩鉱物で構成されています。炭酸塩堆積岩のセメントと岩片（化石とウーイドを含む）はどちらも通常炭酸塩鉱物で構成されています。岩片岩の鉱物学は、発生源から供給される物質、堆積場所への輸送方法、およびその特定の鉱物の安定性によって決まります。

岩石鉱物の風化に対する抵抗力は、ゴルディッチ溶解系列によって表される。この系列では、石英が最も安定しており、次に長石、雲母、そして最後に風化がほとんど起こっていない場合にのみ存在するその他の安定性の低い鉱物が続く。^[25]風化の程度は、主に発生源までの距離、地元の気候、堆積物が堆積地点まで運ばれるのにかかった時間によって決まる。ほとんどの堆積岩では、雲母、長石、および安定性の低い鉱物が風化してカオリナイト、イライト、またはスメクタイトなどの粘土鉱物になっている。

3 つの主要な岩石の種類のうち、化石は堆積岩に最も多く見られます。ほとんどの火成岩や変成岩とは異なり、堆積岩は化石の残骸を破壊しない温度と圧力で形成されます。これらの化石は、拡大しないと見えない場合がよくあります。

自然界の死んだ生物は、通常、腐肉食動物、バクテリア、腐敗、浸食によってすぐに除去されますが、例外的な状況下では、これらの自然プロセスが起こらず、化石化につながります。堆積速度が速い場合（死骸がすぐに埋まる）、無酸素環境（バクテリアの活動がほとんど起こらない）、または生物の骨格が特​​に硬い場合、化石化の可能性が高くなります。より大きく、保存状態の良い化石は比較的まれです。

化石は生物の直接の残骸または痕跡と、その骨格の両方である。最も一般的に保存されているのは、骨、殻、植物の木質組織など、生物の硬い部分である。軟組織が化石になる可能性は非常に低く、4000万年以上前の動物の軟組織が保存されていることは非常にまれである。^{[26]生物が生きている間に残された痕跡は}生痕化石と呼ばれ、その例としては巣穴や足跡などが ある。

堆積岩の一部として、化石は母岩と同じ続成作用を受ける。例えば、方解石からなる殻は溶解し、シリカのセメントがその空洞を埋める。同様に、沈殿鉱物は、血管、血管組織、またはその他の軟組織がかつて占めていた空洞を埋めることができる。これにより生物の形は保存されるが、化学組成が変化する。このプロセスは、パーミネラリゼーションと呼ばれる。 ^{[27] [28]}パーミネラリゼーションに関与する最も一般的な鉱物は、さまざまな形態の非晶質シリカ（カルセドニー、フリント、チャート）、炭酸塩（特に方解石）、および黄鉄鉱である。

高圧高温下では、死んだ生物の有機物は化学反応を起こし、水や二酸化炭素などの揮発性物質が排出される。化石は最終的に、純粋な炭素またはその鉱化形態であるグラファイトの薄い層で構成される。この形態の化石化は炭化と呼ばれ、植物化石にとって特に重要である。^[29]同じプロセスが、褐炭や石炭などの 化石燃料の形成にも関係している。

堆積岩の構造は、一次構造（堆積中に形成される）と二次構造（堆積後に形成される）に分けられます。テクスチャとは異なり、構造は常に大規模な特徴であり、現場で簡単に研究できます。堆積構造は、堆積環境について何かを示したり、地殻変動によって堆積層が傾いたりひっくり返ったりした場所で、元々どちら側が上を向いていたかを示すのに役立ちます。

堆積岩は、ベッドまたは地層と呼ばれる層状に堆積します。ベッドとは、均一な岩相とテクスチャを持つ岩の層と定義されます。ベッドは、堆積物の層が互いの上に堆積することによって形成されます。堆積岩を特徴付けるベッドの配列は、層理と呼ばれます。 [ ^{30] [31]}単一のベッドは、数センチメートルから数メートルの厚さになります。より細かく、目立たない層はラミナと呼ばれ、岩石内でラミナが形成する構造はラミネと呼ばれます。ラミネの厚さは通常、数センチメートル未満です。^[32]ベッド理とラミネは、本来は水平であることが多いですが、常にそうであるとは限りません。環境によっては、ベッドは（通常は小さな）角度で堆積します。時には、異なる方向の複数の層のセットが同じ岩石内に存在することがあり、この構造は交差層理と呼ばれます。^[33]交差層理は、流動媒体（風または水）による堆積の特徴です。

交差層理の反対は平行な層理であり、ここではすべての堆積層が平行である。^[34]層理の違いは一般に、降雨量、気温、生化学的活動の季節的変化など、堆積物の供給の周期的な変化によって引き起こされる。季節的変化を表すラミナ（木の年輪に似ている）はバーブと呼ばれる。ミリメートルまたはより細かいスケールの層で構成される堆積岩はすべて、一般的な用語であるラミナイトで名付けられる。堆積岩に層理がまったくない場合、その構造的特徴は塊状層理と呼ばれる。

粒度分布層理とは、粒度分布の大きい層の上に粒度の小さい層理が重なる構造である。この構造は、流れの速い水の流れが止まると形成される。最初に大きく重い岩片が沈降し、次に小さな岩片が沈降する。粒度分布層理はさまざまな環境で形成されるが、これは濁流の特徴である。^[35]

特定のベッドの表面はベッドフォームと呼ばれ、特定の堆積環境を示すこともあります。ベッドフォームの例には、砂丘やリップルマークなどがあります。ツールマークやフルートキャストなどの底のマーキングは、表面に侵食された溝で、堆積が繰り返されることで保存されます。これらは細長い構造であることが多く、堆積中の流れの方向を特定するために使用できます。^{[36] [37]}

波紋は流水にも形成される。対称形のものも非対称形のものもある。非対称の波紋は、川など流れが一方向にある環境で形成される。このような波紋の長い側面は、流れの上流側にある。^{[38] [39] [40]}対称波紋は、干潟など流れが逆方向にある環境で発生する。

泥割れは、堆積物が脱水されて水面上に現れることで生じる河床構造です。このような構造は、河川沿いの 干潟や砂州でよく見られます。

二次堆積構造は堆積後に形成されるものです。このような構造は堆積物内の化学的、物理的、生物学的プロセスによって形成されます。それらは堆積後の状況の指標となることがあります。いくつかは基準として使用できます。

堆積物中の有機物は、化石以外の痕跡も残します。保存された足跡や巣穴は、生痕化石（生痕化石とも呼ばれる）の例です。 ^[41]このような痕跡は比較的まれです。ほとんどの生痕化石は、軟体動物または節足動物の巣穴です。この巣穴掘りは、堆積学​​者によって生物撹乱と呼ばれています。これは、堆積物が堆積した後に存在した生物学的および生態学的環境の貴重な指標となり得ます。一方、生物の巣穴掘り活動は、堆積物内の他の（主要な）構造を破壊する可能性があり、再構築をより困難にします。

二次構造は、堆積物が水面より上に露出したときに、続成作用または土壌の形成（土壌生成）によっても形成される。炭酸塩岩によく見られる続成構造の例は、スタイロライトである。^[42]スタイロライトは、物質が岩石の間隙流体に溶解した不規則な面である。これにより、特定の化学種の沈殿が起こり、岩石が着色および染色されるか、またはコンクリーションが形成される可能性がある。コンクリーションは、母岩とは異なる組成を持つほぼ同心円状の物体である。化石の周り、巣穴の中、または植物の根の周りなど、母岩の組成または多孔度の小さな違いによる局所的な沈殿の結果として形成される可能性がある。^{[43]石灰岩や}白亜などの炭酸塩岩では、チャートまたはフリントコンクリーションが一般的であるが、陸生砂岩には鉄コンクリーションが含まれることがある。粘土中の角張った空洞や亀裂を含む方解石の結石は、セプタリアン結石と呼ばれます。

堆積後、物理的プロセスによって堆積物が変形し、第 3 の二次構造が形成されることがあります。砂と粘土の間など、異なる堆積層間の密度の差により、逆ダイアピル現象によって形成される炎構造または荷重キャストが発生する可能性があります。^[44]砕屑層がまだ流動している間、ダイアピル現象により密度の高い上層が下層に沈む可能性があります。岩相の 1 つが脱水すると、密度の差が発生したり、強調されたりする場合もあります。粘土は脱水の結果簡単に圧縮されますが、砂は同じ体積を維持し、比較的密度が低くなります。一方、砂層の間隙水圧が臨界点を超えると、砂は上にある粘土層を突き破って流れ込み、堆積岩の不調和な塊である堆積岩脈を形成します。同じプロセスにより、上層を突き破った場所に 泥火山が形成されることもあります。

堆積岩脈は、一年の大半にわたって土壌が永久凍結している寒冷な気候でも形成されることがあります。霜による風化により土壌に亀裂が生じ、その亀裂に上からの瓦礫が詰まることがあります。このような構造は、構造物の上空だけでなく気候指標としても使用できます。^[45]

密度のコントラストは、堆積が進行している最中でも小規模な断層を引き起こす可能性がある（同期堆積性断層）。^{[46]このような断層は、}デルタの前側や大陸斜面などの斜面に、岩石化していない堆積物の大きな塊が堆積した場合にも発生する可能性がある。このような堆積物の不安定性により、堆積物が崩れ、亀裂や褶曲が生じる可能性がある。結果として生じる岩石の構造は、堆積同期褶曲や断層であり、岩石化した岩石に作用する地殻変動によって形成される褶曲や断層と区別することが難しい場合がある。

堆積岩が形成される環境は堆積環境と呼ばれます。すべての環境は、地質学的プロセスと状況の特徴的な組み合わせを持っています。堆積する堆積物の種類は、その場所に運ばれた堆積物（起源）だけでなく、環境自体にも依存します。^[47]

海洋環境とは、岩石が海または海洋で形成されたことを意味します。多くの場合、深海環境と浅海環境は区別されます。深海は通常、水面下 200 メートルを超える環境 (深海平原を含む) を指します。浅海環境は海岸線に隣接して存在し、大陸棚の境界まで広がることがあります。このような環境では、波の活動が深さとともに減少するため、水の動きは一般に深海環境よりも高いエネルギーを持ちます。つまり、より粗い堆積物粒子が輸送され、堆積した堆積物はより深い環境よりも粗くなる可能性があります。堆積物が大陸から輸送される場合、砂、粘土、シルトが交互に堆積します。大陸が遠い場合、そのような堆積物の堆積量が少ない場合があり、形成される岩石の種類は生化学的プロセスによって決まります。特に温暖な気候では、はるか沖合の浅海環境では主に炭酸塩岩が堆積します。浅くて暖かい水は、炭酸塩骨格を形成する多くの小さな生物にとって理想的な生息地です。これらの生物が死ぬと、その骨格は海底に沈み、石灰質泥の厚い層を形成し、それが石灰岩に固まることがあります。温暖な浅い海洋環境はサンゴ礁にとっても理想的な環境であり、堆積物は主に大型生物の石灰質骨格で構成されています。^[48]

深海の環境では、海底に働く水流は小さい。そのような場所に運ばれるのは微粒子のみである。典型的には、海底に堆積する堆積物は細かい粘土または微生物の小さな骨格である。水深4 kmでは、炭酸塩の溶解度が劇的に増加する（これが起こる深度帯は溶解度上昇層と呼ばれる）。溶解度上昇層より下に沈んだ石灰質堆積物は溶解するため、この深さより下では石灰岩は形成されない。シリカで形成された微生物の骨格（放散虫など）はそれほど溶解せず、それでも堆積する。シリカ骨格で形成された岩石の例としては、放散虫岩がある。大陸棚など海底の傾斜が小さい場合、堆積被覆が不安定になり、混濁流を引き起こす可能性がある。濁流は、通常は静かな深海環境を突然乱し、砂やシルトなどの大量の堆積物をほぼ瞬時に堆積させる原因となる。濁流によって形成された岩石層はタービダイトと呼ばれる。 [ ^49]

海岸は波の作用が支配的な環境です。海岸では、主に砂や砂利などの密度の高い堆積物が堆積し、貝殻の破片が混ざっていることが多く、シルトや粘土サイズの物質は機械的に浮遊しています。干潟や浅瀬は、潮の満ち引き​​で干上がることもあります。これらは、流れが強く、堆積した堆積物の粒径が大きい溝によって横断されていることがよくあります。川が海または湖岸の水域に流れ込む場所では、デルタが形成されることがあります。これらは、大陸から河口の前の場所に運ばれた堆積物の大きな集積です。デルタは、主に砕屑性堆積物（化学的堆積物ではなく）で構成されています。

大陸堆積環境は大陸内部の環境である。大陸環境の例としては、ラグーン、湖、沼地、氾濫原、扇状地などがある。沼地、湖、ラグーンの静かな水域では、細かい堆積物が堆積し、死んだ植物や動物の有機物と混ざり合っている。河川では水のエネルギーがはるかに大きく、より重い砕屑物を運ぶことができる。水による輸送のほかに、堆積物は風や氷河によっても運ばれる。風によって運ばれる堆積物は風成堆積物と呼ばれ、ほとんどの場合非常によく分級されているが、氷河によって運ばれる堆積物は氷河堆積物と呼ばれ、分級が非常に悪いのが特徴である。^[50]

風成堆積物は非常に印象的です。米国北西部に位置するトゥーシェ層の堆積環境は、乾燥期が何度かあったため、一連のリズミット層が形成されました。侵食による亀裂は、特に風成作用による土壌物質の層で埋められました。埋められた部分は、水平に堆積した層に垂直な包有物を形成し、41層の地層の堆積中に起こった一連の出来事の証拠となりました。^[51]

特定の堆積環境で形成された岩石の種類は、その堆積相と呼ばれます。堆積環境は通常、特定の自然の遷移の中で互いに並んで存在します。砂と砂利が堆積する海岸は、通常、沖合の少し深い海洋環境と境界を接しており、そこではより細かい堆積物が同時に堆積します。海岸の背後には、砂丘（主によく分級された砂が堆積する）またはラグーン（細かい粘土と有機物が堆積する）があります。すべての堆積環境には、独自の特徴的な堆積物があります。堆積層が時間の経過とともに蓄積されると、環境がシフトし、ある場所の地下の相が変化することがあります。一方、ある年齢の岩層を横方向にたどると、岩相（岩の種類）と相が最終的に変化します。^[52]

相はいくつかの方法で区別することができますが、最も一般的なのは岩相（例：石灰岩、シルト岩、砂岩）または化石含有量によるものです。たとえば、サンゴは暖かく浅い海洋環境にのみ生息するため、サンゴの化石は浅い海洋相の典型です。岩相によって決定される相は岩相と呼ばれ、化石によって決定される相は生物相と呼ばれます。^[53]

堆積環境は、時間の経過とともに地理的位置を変えることがあります。海面が下がったり（海退）、地殻の地殻変動によって地表が上昇したり（海進）、川が大きなデルタを形成したりすると、海岸線は海の方向に移動することがあります。地下では、過去の堆積環境のこのような地理的変化は、堆積相の変化として記録されています。これは、堆積相が、一定年齢の架空の岩石層に対して平行または垂直に変化する可能性があることを意味し、この現象はワルターの法則で説明されています。^[54]

海岸線が大陸の方向に移動する状況を海進と呼ぶ。海進の場合、深層の海洋相が浅層の相の上に堆積し、これをオンラップと呼ぶ。海退は海岸線が海の方向に移動する状況である。海退では、浅層の相が深層の相の上に堆積し、これをオフラップと呼ぶ。^[55]

特定の時代におけるすべての岩石の相を地図上にプロットすると、古地理の概要がわかります。さまざまな時代の一連の地図から、地域の地理の発展について洞察を得ることができます。

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  地層柱状図に示された退行相

大規模な堆積作用が起こる場所は、堆積盆地と呼ばれます。盆地に堆積できる堆積物の量は、盆地の深さ、いわゆる収容空間によって決まります。盆地の深さ、形状、大きさは、地球の岩石圏内の動きであるテクトニクスによって決まります。岩石圏が上昇する場所 (地殻隆起) では、陸地は最終的に海面より上に上がり、浸食によって物質が除去されるため、その地域は新しい堆積物の供給源になります。岩石圏が下降する場所 (地殻沈下)では、盆地が形成され、堆積物が堆積します。

大陸の2つの部分が離れる動きによって形成される盆地の一種は、リフト盆地と呼ばれます。リフト盆地は細長く、狭く、深い盆地です。発散運動により、リソスフェアが引き伸ばされて薄くなるため、高温のアセノスフェアが上昇し、その上にあるリフト盆地を加熱します。大陸堆積物の他に、リフト盆地は通常、火山堆積物で構成される充填物も一部持っています。リソスフェアの継続的な引き伸ばしにより盆地が成長すると、リフトが成長して海が入り込み、海洋堆積物が形成されます。

加熱されて引き伸ばされた岩石圏の一部が再び冷えると、密度が上昇し、アイソスタシー沈下を引き起こします。この沈下が十分長く続くと、その盆地はサグ盆地と呼ばれます。サグ盆地の例としては、受動的 大陸縁辺に沿った地域がありますが、サグ盆地は大陸の内部にも見られます。サグ盆地では、新たに堆積した堆積物の余分な重量が、悪循環で沈下を継続させるのに十分です。したがって、サグ盆地の堆積物充填物の合計厚さは 10 km を超えることがあります。

3 つ目のタイプの盆地は、収束型プレート境界に沿って存在します。収束型プレート境界とは、1 つの構造プレートが別のプレートの下に入り込み、アセノスフェアに入る場所です。沈み込むプレートは曲がり、上にあるプレートの前に前弧盆地、つまり細長く深い非対称盆地を形成します。前弧盆地は、深海の堆積物と厚いタービダイトの層で満たされています。このような充填物はフライシュと呼ばれます。2つのプレートの収束運動により大陸衝突が発生すると、盆地は浅くなり、前地盆地へと発達します。同時に、構造的隆起により上にあるプレートに山脈が形成され、そこから大量の物質が浸食されて盆地に運ばれます。成長している山脈のこのような浸食物質はモラッセと呼ばれ、浅い海洋相または大陸相のいずれかを示します。

同時に、山脈の重量が増大すると、山脈の反対側にあるプレートの領域で等方性沈下を引き起こす可能性があります。この沈下によって生じる盆地の種類は背弧盆地と呼ばれ、通常は浅い海洋堆積物と糖蜜で満たされています。^[56]

多くの場合、堆積岩の層相の変化やその他の岩相的特徴は周期的性質を持っています。この周期的性質は、堆積物の供給と堆積環境の周期的変化によって引き起こされました。これらの周期的変化のほとんどは、天文周期によって引き起こされます。短い天文周期は、2週間ごとの潮の干満差や大潮の可能性があります。より長い時間スケールでは、気候と海面の周期的変化はミランコビッチ周期によって引き起こされます。ミランコビッチ周期は、地球の自転軸と太陽の周りの軌道の方向や位置の周期的変化です。10,000年から200,000年続くミランコビッチ周期が数多く知られています。^[57]

地球の軸の向きや季節の長さの比較的小さな変化は、地球の気候に大きな影響を与える可能性があります。一例として、過去260万年間（第四 紀）の氷河期が挙げられますが、これは天文周期によって引き起こされたと考えられています。^{[58] [59]}気候変動は、世界の海面（したがって堆積盆地の収容スペースの量）と特定の地域からの堆積物の供給に影響を及ぼす可能性があります。最終的には、天文学的パラメータの小さな変化が堆積環境と堆積に大きな変化を引き起こす可能性があります。

堆積物の堆積速度は場所によって異なります。干潟の水路では1日に数メートルの堆積物が見られるのに対し、深海底では年間数ミリの堆積物しか蓄積されません。通常の堆積と破滅的なプロセスによる堆積を区別することができます。後者のカテゴリには、土砂崩れ、岩盤崩落、洪水など、あらゆる種類の突発的な例外的なプロセスが含まれます。破滅的なプロセスでは、大量の堆積物が一度に突然堆積することがあります。一部の堆積環境では、その環境が通常は静かな場所であっても、堆積岩の全柱のほとんどが破滅的なプロセスによって形成されています。他の堆積環境では、通常の進行中の堆積が主流です。^[60]

多くの場合、堆積はゆっくりと進行します。例えば砂漠では、風がいくつかの場所に珪質砕屑物（砂またはシルト）を堆積させたり、ワジの壊滅的な洪水が大量の砕屑物の突然の堆積を引き起こしたりすることがありますが、ほとんどの場所では風による侵食が優勢です。形成される堆積岩の量は、供給された物質の量だけでなく、物質がどれだけよく固まるかにも依存します。侵食は、堆積した堆積物のほとんどを堆積直後に除去します。^[60]

新しい岩石層が古い岩石層の上にあることは、重ね合わせの原理で述べられています。通常、この層序には不整合と呼ばれる隙間があります。これは、新しい堆積物が堆積しなかった期間、または以前の堆積層が海面より上に持ち上げられ、侵食された期間を表しています。

堆積岩には、地球の歴史に関する重要な情報が含まれています。堆積岩には、古代の植物や動物の残骸が保存された化石が含まれています。石炭は堆積岩の一種と考えられています。堆積物の組成は、元の岩石に関する手がかりを与えてくれます。連続する層間の違いは、時間の経過とともに環境が変化したことを示しています。堆積岩は、ほとんどの火成岩や変成岩とは異なり、化石の残骸を破壊しない温度と圧力で形成されるため、化石を含むことがあります。

起源とは、堆積物の起源を再構築することです。地球の表面に露出しているすべての岩石は、物理的または化学的風化にさらされ、より細かい粒子の堆積物に分解されます。3種類の岩石（火成岩、堆積岩、変成岩）はすべて、堆積性堆積物の起源となり得ます。堆積性堆積物の起源研究の目的は、発生源地域の最初の母岩から埋葬地の最終的な堆積物までの堆積物の歴史を再構築し、解釈することです。^[61]

• バックストリッピング – 地球物理学的分析技術
• 堆積（地質学）  – 堆積物、土壌、岩石が地形や陸地に付加される地質学的プロセス
• ダナム分類 – 炭酸塩堆積岩の分類システムPages displaying wikidata descriptions as a fallback
• 成長障害
• 鉱物一覧 – Wikipedia 記事のある鉱物一覧
• 岩石の種類の一覧 – 地質学者が認識している岩石の種類の一覧
• 堆積物の輸送 – 通常は重力と流体の引き込みによる固体粒子の移動
• 貝殻石灰岩 – 化石を多く含む石灰岩
• 火山砕屑物 – 火山岩の破片からなる地質物質

• 基本的な堆積岩の分類、Wayback Machineで 2011-07-23 にアーカイブ、Lynn S. Fichter、James Madison University、Harrisonburg.VI;
• 堆積岩ツアー、カリフォルニア州立大学ロングビーチ校地質科学部のブルース・ペリーによる堆積岩の紹介。