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頁岩は、粘土鉱物（含水アルミニウムフィロケイ酸塩、例えばカオリン、Al 2 Si 2 O 5 ( OH ) 4 ）の薄片と、他の鉱物、特に石英や方解石の微細な破片（シルトサイズの粒子）が混ざった泥から形成された、粒子の細かい砕屑性堆積岩です。[ 1 ]頁岩は、厚さが 1 センチメートル未満の薄い層（薄層） に割れやすいという特徴があります。この性質は劈開性と呼ばれます。[ 1 ]頁岩は最も一般的な堆積岩です。[ 2 ]
頁岩という用語は、粘土質の割れやすい泥岩という狭義の意味ではなく、泥岩の同義語として、より広い意味で用いられることがある。 [ 3 ]
頁岩は一般的に、さまざまな程度の劈開性を示す。頁岩中の粘土鉱物片が平行に配列しているため、頁岩は薄い層に割れ、しばしば破片状になり、通常はそれ以外は区別できない層理面に平行になる。[ 4 ]同様の組成と粒径（0.0625 mm未満）の非劈開性岩石は、泥岩（シルト粒子が1/3から2/3）または粘土岩 （シルトが1/3未満）として記述される。粒径は似ているが粘土が少なく（シルトが2/3以上）、したがってより粗い岩石はシルト岩である。[ 4 ] [ 5 ]
頁岩は一般的に灰色で、粘土鉱物と石英の粒子から構成されています。微量成分の添加量が変化すると、岩石の色も変化します。赤、茶色、緑色は、酸化鉄（赤鉄鉱- 赤色）、水酸化鉄（針鉄鉱- 茶色、褐鉄鉱- 黄色）、または雲母鉱物（緑泥石、黒雲母、イライト- 緑色）を示しています。[ 4 ]酸化状態（鉄(III)）の鉄が還元状態（鉄(II )）の鉄に変化すると、色は赤みがかった色から緑みがかった色に変化します。[ 6 ]黒色の頁岩は、1%を超える炭素質物質の存在によって生じ、還元環境を示しています。[ 4 ]淡青色から青緑色の頁岩は、一般的に炭酸塩鉱物が豊富です。[ 7 ]
粘土は頁岩やその他の泥岩の主要成分です。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。後期第三紀の泥岩の粘土鉱物は膨張性スメクタイトですが、より古い岩石（特に古生代中期から前期の頁岩）ではイライトが優勢です。スメクタイトがイライトに変化すると、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、頁岩やその他の泥岩に見られる微量から少量の鉱物（石英を除く）である自生石英、チャート、方解石、ドロマイト、アンケライト、赤鉄鉱、アルバイトを形成します。[ 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 ]石英の大部分は、自生石英（堆積後に頁岩内で結晶化した石英）ではなく、砕屑性石英（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、すべての堆積岩に含まれる有機物の約95パーセントが含まれています。しかし、平均的な頁岩では、これは質量で1パーセント未満です。無酸素条件下で形成される黒色頁岩には、還元された遊離炭素と二価鉄（Fe 2+）および硫黄（S 2−）が含まれています。非晶質硫化鉄は炭素とともに黒色を呈します。 [ 4 ]非晶質硫化鉄は徐々に黄鉄鉱に変化しますが、黄鉄鉱は重要な色素ではないため、若い頁岩は炭素含有量がわずか（1%未満）であっても、硫化鉄含有量によってかなり暗く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。頁岩は半透性媒体として機能し、溶解した塩類を保持しながら水を通過させるという証拠がある。[ 11 ] [ 12 ]
頁岩を構成する微粒子は、砂の大きな粒子が堆積した後も、水中に長く浮遊したままになることがあります。そのため、頁岩は通常、非常にゆっくりと流れる水域に堆積し、湖や潟湖の堆積物、河川デルタ、氾濫原、波の基底面より下の沖合によく見られます。[ 13 ]厚い頁岩の堆積物は、古代の大陸縁辺部[ 13 ]や前地盆地[ 14 ]付近に見られます。最も広範囲に分布する頁岩層の一部は、大陸縁辺海によって堆積されました。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、パンゲア大陸の分裂に伴う大西洋の開口に関連した断層で囲まれた海嶺盆地に堆積しました。これらの海盆は無酸素状態であったが、その理由の一つは狭い大西洋での循環が制限されていたこと、もう一つは白亜紀の非常に温暖な海では、今日の深海を酸素化する冷たい底層水の循環がなかったためである。[ 15 ]
個々の粘土粒子の沈降速度は非常に遅いため、ほとんどの粘土は凝集体やフロックとして堆積する必要があります。 [ 16 ] 粘土が高塩分海水に触れると、凝集は非常に速くなります。 [ 17 ]個々の粘土粒子は4ミクロン未満ですが、凝集によって生成される粘土粒子の塊は、直径が数十ミクロンから700ミクロンを超えるまで様々です。フロックは最初は水分を多く含んでいますが、時間の経過とともに粘土鉱物がより強く結合するにつれて、フロックから多くの水が排出されます（このプロセスは離水と呼ばれます）。[ 18 ]濾過摂食を行う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す。濾過摂食動物は、米国メキシコ湾岸沿いで、1平方キロメートルあたり年間約12メートルトンの粘土ペレットを生成すると推定されています。[ 19 ]
堆積物が蓄積し続けると、より古く、より深く埋没した堆積物は続成作用を受け始めます。これは主に粘土とシルト粒子の圧縮と石化から成ります。 [ 20 ] [ 21 ]続成作用の初期段階は、エオジェネシスと呼ばれ、浅い深度（数十メートル）で発生し、堆積物の生物擾乱と鉱物学的変化を特徴とし、圧縮はわずかです。[ 22 ]この続成作用の段階では、無酸素泥中に黄鉄鉱が形成されることがあります。[ 8 ] [ 23 ]
より深い埋没は中期成作用を伴い、その過程で圧縮と石化の大部分が起こります。堆積物が上層の堆積物からますます圧力を受けると、堆積物粒子はより密な配置になり、延性のある粒子（粘土鉱物粒子など）は変形し、間隙空間が減少します。[ 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も起こり得ます。粒子間の接触点には最大の歪みがかかり、歪みを受けた鉱物は粒子の残りの部分よりも溶解度が高くなります。その結果、接触点が溶解して粒子がより密接に接触できるようになります。[ 21 ]
頁岩が割れやすい性質を発達させるのは圧縮過程であり、これはおそらく粘土粒子の元の開放的な骨格が機械的に圧縮されることによるものです。粒子は強く平行な層に配向し、頁岩に独特の構造を与えます。[ 25 ]割れやすさは厚い地層では深さによって変化しないように見えるため、割れやすさは圧縮過程の初期、比較的浅い深さで発達すると考えられます。[ 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割れにくい泥岩を形成しやすいです。一方、黒色頁岩は、炭化水素分子が粘土粒子の面に結合して粒子間の結合を弱めるため、非常に顕著な割れやすさ（紙頁岩）を示すことがよくあります。 [ 27 ]
圧密の直後に石化が起こり、深部での温度上昇により、粒子同士を結合するセメントの沈着が促進されます。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、ひずみのない間隙空間に再沈着します。粘土鉱物も変化する可能性があります。たとえば、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、その過程で水を放出します。[ 8 ]その他の変化反応には、120 ～ 150 °C (250 ～ 300 °F)の温度でのスメクタイトからクロライトへの変化、およびカオリナイトからイライトへの変化が含まれます。[ 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% を占めます。[ 28 ]
埋没した頁岩の露出は、続成作用の第三段階であり最終段階であるテロジェネシスを伴います。 [ 22 ]浸食によって埋没深度が減少すると、天水への再露出により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的な空隙が生じることがあります。黄鉄鉱は酸化されて石膏を生成する可能性があります。[ 21 ]
黒色頁岩は、酸化されていない炭素が特に豊富であるため、暗い色を。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 ]これらの濃縮値の起源については議論があり、堆積中または堆積後に熱水流体から流入したもの、あるいは長期間の堆積中に海水からゆっくりと蓄積されたものなどとされています。 [ 30 ] [ 32 ] [ 33 ]
頁岩の層理面には、化石、動物の足跡や巣穴、さらには雨滴の痕跡が保存されていることがある。頁岩には、黄鉄鉱、燐灰石、またはさまざまな炭酸塩鉱物からなる団塊が含まれている場合もある。[ 34 ]
変成作用の熱と圧力にさらされた頁岩は、スレートとして知られる硬くて割れやすい変成岩に変化します。変成度が継続的に増加すると、フィライト、次に片岩、最後に片麻岩へと変化します。[ 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す。[ 8 ]ほとんどの頁岩層に粗粒堆積物がないのは、堆積盆地の水に強い流れがなかったことを反映しています。強い流れは、有機物が蓄積する前に水を酸素化し、有機物を破壊した可能性があります。頁岩層に炭酸塩岩がないのは、炭酸塩骨格を分泌する可能性のある生物がいなかったことを反映しており、これも無酸素環境によるものと考えられます。結果として、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ます。個々の頁岩層の有機物含有量は通常約1%ですが、最も豊富な根源岩には最大40%の有機物が含まれている場合があります。[ 36 ]
頁岩中の有機物は、時間の経過とともに元のタンパク質、多糖類、脂質、その他の有機分子からケロゲンに変化し、より深い埋没深度で見られる高温によってさらにグラファイトと石油に変化する。[ 37 ]
19世紀半ば以前は、スレート、頁岩、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、頁岩は20世紀に入ってもスレートと呼ばれることがよくありました。[ 39 ]石炭層に伴う黒色の頁岩は黒金属と呼ばれます。[ 40 ]
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