シェール

シェール

堆積岩
シェール
構成
粘土鉱物と石英

頁岩は、粘土鉱物（含水アルミニウム層状ケイ酸塩 、例えばカオリン、Al ₂ Si ₂ O ₅ ( OH ) ₄ ）の薄片と他の鉱物、特に石英と方解石の小さな破片（シルトサイズの粒子）の混合物である泥から形成された細粒の砕屑性堆積岩である。 [ ^1]頁岩は、厚さ1センチメートル未満の薄い層（ラミナ） に分裂する傾向があることが特徴です。この特性は分裂性と呼ばれます。^[1]頁岩は最も一般的な堆積岩です。^[2]

頁岩という用語は、粘土を多く含んだ分裂性泥岩という狭義の意味ではなく、泥岩の同義語としてより広義に適用されることもある。 ^[3]

頁岩は、通常、さまざまな程度の分裂性を示します。頁岩中の粘土鉱物の薄片が平行に配向しているため、薄い層に分裂し、しばしば裂け目があり、通常は区別できない層状面と平行になります。^[4]同様の組成と粒径（0.0625 mm未満）の非分裂性岩石は、泥岩（1/3〜2/3がシルト粒子）または粘土岩（1/3未満がシルト）と呼ばれます。同様の粒径で粘土が少なく（2/3以上がシルト）、したがってよりざらざらした岩石はシルト岩です。^{[4] [5]}

頁岩は典型的には灰色で、粘土鉱物と石英粒子からできている。微量成分がさまざまな量加わることで岩石の色が変わる。赤、茶、緑は酸化鉄（赤鉄鉱）、水酸化鉄（茶針鉄鉱、黄色リモナイト）、雲母鉱物（緑泥石、黒雲母、イライト）を示している。^[4]鉄が酸化鉄（三価鉄）状態から還元鉄（二価鉄）状態に変換されると、色が赤みがかった色から緑がかった色に変化する。^{[6]黒色頁岩は}炭素質物質が1％以上含まれることで生成され、還元環境を示している。^{[4]淡青から青緑色の頁岩は、典型的には}炭酸塩鉱物に富んでいる。^[7]

粘土は頁岩やその他の泥岩の主成分です。含まれる粘土鉱物は主にカオリナイト、モンモリロナイト、イライトです。第三紀後期の泥岩の粘土鉱物は膨張性のスメクタイトですが、より古い岩石（特に中期から初期古生代頁岩）ではイライトが優勢です。スメクタイトからイライトへの変化により、シリカ、ナトリウム、カルシウム、マグネシウム、鉄、水が生成されます。これらの放出された元素は、自生の 石英、チャート、方解石、ドロマイト、アンケライト、ヘマタイト、アルバイトを形成し、これらはすべて頁岩やその他の泥岩に含まれる微量鉱物（石英を除く）に由来します。^[4]典型的な頁岩は、約58％の粘土鉱物、28％の石英、6％の長石、5％の炭酸塩鉱物、2％の酸化鉄で構成されています。^[8]石英のほとんどは、自生（堆積後に頁岩内で結晶化した）ではなく、砕屑性（頁岩を形成した元の堆積物の一部）である。^[9]

頁岩やその他の泥岩には、堆積岩全体の有機物の約95％が含まれています。しかし、平均的な頁岩では、これは質量で1％未満です。無酸素状態で形成される黒色頁岩には、還元された遊離炭素に加えて、第一鉄（Fe ²⁺）と硫黄（S ²⁻）が含まれています。非晶質の 硫化鉄は、炭素とともに黒色を生成します。^{[4]非晶質硫化鉄は徐々に重要な色素ではない}黄鉄鉱に変化するため、若い頁岩は、炭素含有量が控えめ（1％未満）であるにもかかわらず、硫化鉄含有量のために非常に暗い色になることがあります。一方、古い頁岩の黒色は、炭素含有量が高いことを示しています。^[7]

ほとんどの頁岩は海洋起源であり^[10]、頁岩層の地下水はしばしば高塩分である。頁岩は半透膜として機能し、溶解した塩分を保持しながら水を通過させるという証拠がある。^{[11] [12]}

頁岩を構成する細かい粒子は、より大きな砂の粒子が堆積した後も長い間水中に浮遊したままでいることができる。その結果、頁岩は典型的には極めてゆっくりとした流れの水に堆積し、湖やラグーンの堆積物、河川デルタ、氾濫原、波底下の沖合でよく見られる。^[13]頁岩の厚い堆積物は、古代の大陸縁辺部^[13]や前地盆地^[14]の近くで見られる。最も広範囲に広がる頁岩層のいくつかは、大陸棚海によって堆積した。黒色頁岩^[8]は大西洋の縁辺部の白亜紀の地層によく見られ、パンゲアの分裂中に大西洋が開いたことに関連する断層で囲まれたシルド盆地に堆積した。これらの盆地は無酸素状態であったが、その理由の一部は狭い大西洋の循環が制限されていたこと、また一部は白亜紀の極めて温暖な海には今日の深海を酸素化する冷たい底層の水の循環がなかったことによる。^[15]

粘土の大部分は凝集体や綿状凝集体として堆積する。これは粘土粒子の沈降速度が極めて遅いためである。^[16] 粘土が塩分濃度の高い海水に触れると、凝集は非常に急速に進む。 ^[17]粘土粒子の個々の大きさは4ミクロン未満であるのに対し、凝集によって生成される粘土粒子の塊の大きさは、直径数十ミクロンから700ミクロン以上まで様々である。凝集体は水分を豊富に含んでいるが、粘土鉱物が時間の経過とともにより強固に結合するにつれて、ほとんどの水が凝集体から排出される（シネレシスと呼ばれるプロセス）。^[18]濾過摂食生物による粘土のペレット化は、凝集が阻害される場所で重要である。濾過摂食生物は、米国メキシコ湾岸で年間1平方キロメートルあたり推定12トンの粘土ペレットを生成する。^[19]

堆積物が蓄積し続けると、より古く、より深く埋もれた堆積物は続成作用を受け始める。これは主に粘土とシルト粒子の圧縮と石化からなる。 ^{[20] [21]}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）で起こり、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。^{[22]続成作用のこの段階では、無酸素泥中に} 黄鉄鉱が形成されることがある。^{[8] [23]}

より深い埋没はメソジェネシスを伴い、その間にほとんどの圧縮と石化が起こる。堆積物が上部の堆積物からの圧力を受けるにつれて、堆積物の粒子はよりコンパクトな配置に移動し、延性粒子（粘土鉱物粒子など）は変形し、細孔空間が減少する。^[24]この物理的な圧縮に加えて、圧力溶解による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。^[21]

頁岩が分裂性を持つようになるのは圧縮時であり、粘土粒子の元々の開いた構造が機械的に圧縮されることによって起こると考えられる。粒子は平行な層に強く配向し、頁岩に独特の構造を与える。^[25]分裂性は圧縮過程の早い段階で比較的浅い深さで発達する可能性が高い。厚い地層では分裂性が深さによって変化しないと思われるためである。^[26]カオリナイトの薄片は他の粘土よりも平行な層に整列する傾向が低いため、カオリナイトを多く含む粘土は頁岩よりも非分裂性の泥岩を形成する可能性が高い。一方、黒色頁岩は炭化水素分子が粘土粒子の表面に結合して粒子間の結合を弱めるため、非常に顕著な分裂性（紙頁岩）を示すことが多い。 ^[27]

岩石化は圧縮のすぐ後に起こる。深部での温度上昇により、粒子を結合するセメントの堆積が促進されるからである。圧力溶解はセメント化に寄与し、ひずみのある接触点から溶解した鉱物がひずみのない細孔空間に再堆積する。粘土鉱物も変化する可能性がある。例えば、スメクタイトは約 55 ～ 200 °C (130 ～ 390 °F) の温度でイライトに変化し、その過程で水が放出される。[ 8 ^]その他の変化反応には、120 ～ 150 °C (250 ～ 300 °F) の温度でスメクタイトが緑泥石に、カオリナイトがイライトに変化する反応がある。 [ 8 ^]これらの反応により、イライトは先カンブリア時代の頁岩の 80% を占め、若い頁岩の約 25% を占める。^[28]

埋没頁岩の剥落は、続成作用の3番目で最後の段階である終生過程を伴う。 ^[22]侵食によって埋没深度が浅くなると、天水に再びさらされることで頁岩にさらなる変化が生じ、セメントの一部が溶解して二次多孔性が生じる。黄鉄鉱が酸化されて石膏が生成されることもある。^[21]

黒色頁岩は、特に酸化されていない 炭素が豊富なため、。古生代および中生代の 地層によく見られる黒色頁岩は、停滞した水柱などの無酸素還元環境で堆積しました^{。 [8]一部の黒色頁岩には、}モリブデン、ウラン、バナジウム、亜鉛などの重金属が豊富に含まれています。 ^{[8] [29] [30] [31]}濃縮値の起源は議論の余地があり、堆積中または堆積後に熱水流体から流入したものと、長期間の堆積中に海水からゆっくりと蓄積されたものの^{2つに分けられます。 [30] [32] [33]}

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  オーストリア、カラヴァンク地方、ポトックグラーベンの頁岩
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  大きなナイフで頁岩（メッセル油頁岩）を割って化石を露出させる
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  ケンタッキー州南東部の道路切通しで風化した頁岩

頁岩の層表面には化石、動物の足跡や巣穴、さらには雨滴の跡が保存されていることもあります。頁岩には黄鉄鉱、アパタイト、またはさまざまな炭酸塩鉱物からなる結石が含まれることもあります。^[34]

変成作用の熱と圧力を受けた頁岩は、粘板岩として知られる硬く分裂しやすい変成岩に変化する。変成度が上昇し続けると、千枚岩、次に片岩、最後に片麻岩となる。^[35]

頁岩は炭化水素（天然ガスと石油）の最も一般的な根源岩である。^[8]ほとんどの頁岩層に粗い堆積物がないのは、堆積盆地の水に強い流れがないことを反映している。これらの強い流れは水を酸素化し、有機物が蓄積する前に破壊した可能性がある。頁岩層に炭酸塩岩がないのは、炭酸塩骨格を分泌した可能性のある生物がいないことを反映しており、これもおそらく無酸素環境によるものである。その結果、堆積岩中の有機物の約95％は頁岩やその他の泥岩に見られる。個々の頁岩層の有機物含有量は通常約1％であるが、最も豊富な根源岩には40％もの有機物が含まれることがある。^[36]

頁岩中の有機物は、時間の経過とともに、元々のタンパク質、多糖類、脂質、その他の有機分子からケロゲンに変換され、さらに地中のより深いところにあるより高い温度でグラファイトと石油に変換されます。^[37]

19世紀半ば以前は、スレート、シェール、片岩という用語は明確に区別されていませんでした。^[38]地下炭鉱 の文脈では、シェールは20世紀に入っても頻繁にスレートと呼ばれていました。^[39]石炭層に関連する黒色シェールはブラックメタルと呼ばれます。^[40]

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• マーセラス層 – デボン紀中期の堆積岩層
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