堆積岩

ウィキペディアから、無料の百科事典
ナビゲーションにジャンプ 検索にジャンプ
米国ユタ州南西部、バージン層のシルト岩（崖の基部にある赤みがかった層）と石灰岩（上の茶色の岩）の中期三畳紀の周辺海洋シーケンス

堆積岩は、地球の表面に鉱物または有機粒子が蓄積または堆積し、続いて膠結することによって形成される岩石の一種です。沈降は、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）で構成されている場合があります。風化と侵食に起因する地質学的残骸既存の岩石の、または火山によって噴火した溶岩塊の固化から。地質学的デトリタスは、水、風、氷、または大量の動きによって堆積場所に運ばれます。これらは、削剥のエージェントと呼ばれます。生物学的デトリタスは、死んだ水生生物の体と部分（主に殻）、およびそれらの糞便塊によって形成され、水に浮遊し、水域の床にゆっくりと堆積しました（マリンスノー）。溶解したミネラルが水溶液から沈殿するときにも沈殿が発生する可能性があります。

地球の地殻の大陸の堆積岩の被覆は広大ですが（地球の現在の地表面の73％[1]）、堆積岩は地殻の体積のわずか8％である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上の薄いベニアにすぎません。堆積岩は地層として層状に堆積し、層状構造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物に堆積することがよくあります。火星でも堆積岩が発見されています。

堆積岩と岩層の研究は、たとえば道路、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、鉱石などの重要な天然資源でもあります。

堆積岩層のシーケンスの研究は、古地理学、古気候学、生物の歴史など、地球の歴史を理解するための主な情報源です。堆積岩の性質と起源を研究する科学分野は、堆積学​​と呼ばれています。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。


上のシリーズの一部
堆積物
チャネル-StellartonFm-CoalburnPit.JPG
原産地別
  • 宇宙
  • 水素
テクスチャによって
構成別
プロセス別
構造別
土砂
海洋堆積物
生物起源の堆積物
堆積生態学
堆積性炭素
堆積岩
関連している

起源に基づく分類

ウルル（エアーズロック）は、オーストラリアのノーザンテリトリーにある大きな砂岩層です。

堆積岩は、その形成に関与するプロセスに基づいて4つのグループに分類できます。砕屑性堆積岩、生化学的（生物起源）堆積岩、化学的堆積岩、および衝撃、火山活動などによって形成された「その他」の堆積岩の4番目のカテゴリです。マイナーなプロセス。

砕屑性堆積岩

アメリカ合衆国、モンタナ州ミズーラ湖に堆積した粘土岩。堆積物の発生源からさらに離れた湖底からの堆積物によく見られる、非常に細かく平らな層に注意してください。

砕屑性堆積岩は、一緒にセメントで固められた岩片（砕屑物）で構成されています。砕屑物は通常、石英、長石、粘土鉱物、または雲母の個々の粒子です。ただし、どのタイプのミネラルも存在する可能性があります。砕屑物は、複数の鉱物で構成される 砕屑性の破片である場合もあります。

砕屑性堆積岩は、支配的な粒子サイズに従って細分化されます。ほとんどの地質学者は、Udden-Wentworthの粒径スケールを使用して、未固結堆積物を砂利（> 2 mm直径）、砂（1 / 16〜2 mm直径）、および泥（<1/16 mm直径）の3つの部分に分割します。泥はさらにシルト（直径1 / 16〜1 / 256mm）と粘土（直径<1 / 256mm ）に分けられます。砕屑性堆積岩の分類は、このスキームと類似しています。礫岩と角礫岩は主に砂利でできており、砂岩は主に砂でできており、粘土岩です主に泥でできています。この三者の細分化は、古い文献では、それぞれ、 ルダイト、アレナイト、およびルタイトの幅広いカテゴリーに反映されています。

これらの3つの大まかなカテゴリの細分化は、砕屑物の形状（礫岩と角礫岩）、組成（砂岩）、または粒径またはテクスチャ（粘土岩）の違いに基づいています。

礫岩と角礫岩

礫岩は主に丸い砂利で構成されていますが、角礫岩は主に角礫岩で構成されています。

砂岩

マルタの砂岩と堆積岩
下部アンテロープキャニオンは、機械的風化と化学的風化の両方によって周囲の砂岩から切り出されました。鉄砲水による風、砂、水が主な風化作用物質です。

砂岩の分類スキームは大きく異なりますが、ほとんどの地質学者は、石英、長石、石のフレームワーク粒子の相対的な存在量と、より大きな粒子間の泥質マトリックスの存在量を使用する ドットスキーム[3]を採用しています。

フレームワークグレインの構成
砂岩の名前の最初の単語は、砂サイズのフレームワーク粒子の相対的な量によって決まります。命名は、石英、長石、または他の岩石に由来する石の破片の3つの最も豊富な成分の優位性に依存します。他のすべての鉱物は付属品と見なされ、豊富さに関係なく、岩の命名には使用されません。
  • 石英砂岩には90％を超える石英粒子が含まれています
  • 長石質砂岩は、石英粒子が90％未満で、長石粒子が石質粒子よりも多い
  • リシックサンドストーンは、長石粒子よりも90％未満の石英粒子と、より多くのリシック粒子を持っています
砂粒間の泥質マトリックス材料の豊富さ
砂サイズの粒子が堆積すると、粒子間のスペースは開いたままになるか、泥（シルトおよび/または粘土サイズの粒子）で満たされます。
  • 開いた間隙空間を持つ「きれいな」砂岩（後でマトリックス材料で満たされる可能性があります）は、アレナイトと呼ばれます。
  • 泥質マトリックスが豊富な（> 10％）泥質砂岩はワックと呼ばれます。

粒子組成（石英-、長石-、および石-）およびマトリックスの量（ワッケまたはアレナイト）の記述子を使用して、6つの砂岩名を使用できます。たとえば、石英アレナイトはほとんど（> 90％）の石英粒子で構成され、粒子間に粘土質マトリックスがほとんどまたはまったくない、リシックワッケにはリシック粒子が豊富で泥質マトリックスが豊富などがあります。

ドット分類スキーム[3]は堆積学者によって広く使用されていますが、グレイワッケ、花崗質砂岩、石英砂岩などの一般名は、非専門家や人気のある文献で依然として広く使用されています。

マッドロックス

粘土岩は、少なくとも50％のシルトおよび粘土サイズの粒子で構成される堆積岩です。これらの比較的細粒の粒子は、通常、水または空気中の乱流によって輸送され、流れが落ち着き、粒子が懸濁液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」という用語を使用して、主に泥で構成されているすべての岩を指します。[4] [5] [6] [7]粘土岩は、主にシルトサイズの粒子で構成されるシルト岩に分けることができます。シルトサイズと粘土サイズの粒子がほぼ等しく混合されていない泥岩。粘土岩は、ほとんどが粘土サイズの粒子で構成されています。[4] [5]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が、 ほとんどの著者は核分裂性粘土岩の用語として「頁岩」を使用しています。

生化学的堆積岩

エストニア北部のオルドビス紀 オイルシェール（kukersite ）の露頭

生化学的堆積岩は、生物が空気または水に溶解した物質を使用して組織を構築するときに作成されます。例は次のとおりです。

化学堆積岩

溶液中の鉱物成分が過飽和になり、無機的に沈殿すると、化学堆積岩が形成されます。一般的な化学堆積岩には、油性石灰岩や、ヘイライト（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る岩石が含まれます。

その他の堆積岩

この第4の雑多なカテゴリーには、火山によって噴出した溶岩片の堆積とその後のセメンテーションによっ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。

構成に基づく分類

レバノンの石灰岩中の白亜紀後期（セノマニアン）時代のネリネア海産腹足類の化石

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することができます。

堆積と変換

土砂流送と堆積

細かい砂岩での斜交層理と洗掘; オハイオ州ジャクソン郡のローガン層（ミシシッピ文化）

堆積岩は、堆積物が空気、氷、風、重力、または水流から堆積し、粒子を浮遊状態で運ぶときに形成されます。この堆積物は、風化と侵食によって岩石がソースエリアで緩い物質に分解されるときに形成されることがよくあります。次に、材料はソース領域から堆積領域に輸送されます。輸送される土砂の種類は、後背地（土砂の発生源地域）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材料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、それが形成された堆積堆積環境にも依存します。

変換（続成作用）

砕屑岩で働く圧力ソリューション。粒子が接触している場所で材料が溶解する一方で、その材料は溶液から再結晶し、開いた細孔空間でセメントとして機能する可能性があります。その結果、高応力下の領域から低応力下の領域への物質の正味の流れがあり、より硬く、よりコンパクトな堆積岩が生成されます。緩い砂はこのように砂岩になる可能性があります。

堆積環境に堆積物が蓄積すると、古い堆積物は若い堆積物に埋もれ、続成作用を受けます。続成作用には、表面の風化作用を除いて、堆積物が最初に堆積した後に受けるすべての化学的、物理的、および生物学的変化が含まれます。これには、堆積物の圧縮とリチウム化が含まれます。[8]続成作用の初期段階は、生合成と呼ばれ、浅い深さ（数十メートル）で起こり、堆積物の生物擾乱と鉱物学的変化を特徴とし、わずかな圧密しかありません。[9]赤色層を与える赤いヘマタイト砂岩の色は、おそらく生合成中に形成されます。[10] [8]バクテリアの活動のようないくつかの生化学的プロセスは、岩石中の鉱物に影響を与える可能性があるため、続成作用の一部と見なされます。[11]

より深い埋没はメソジェネシスを伴い、その間に圧密と石化のほとんどが起こります。堆積物が上にある堆積物からの表土（リソスタティック）圧力の増加にさらされると、圧縮が起こります。堆積物の粒子はよりコンパクトな配置に移動し、延性のある鉱物（雲母など）の粒子が変形し、間隙が減少します。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、間隙が減少すると、これらの遺留水の多くが排出されます。この物理的圧縮に加えて、化学的圧縮は圧力溶液を介して行われる場合があります。穀物間の接触点は最大のひずみ下にあり、ひずみのある鉱物は残りの穀物よりも溶解性が高くなります。その結果、接触点が溶解し、粒子がより密接に接触できるようになります。[8]圧力と温度の上昇は、有機物が亜炭または石炭になる反応など、さらなる化学反応を刺激します。[12]

深部での温度上昇により、粒子を結合するセメントの沈殿が促進されるため、圧縮の直後にリチウム化が行われます。ひずみのある接触点から溶解したミネラルがひずみのない細孔空間に再堆積するため、圧力溶液がこのセメンテーションのプロセスに寄与します。これにより、多孔性がさらに低下し、岩がよりコンパクトで有能になります。[8]

埋没した堆積岩の屋根を開けることは、続成作用の第3の最終段階であるテロジェネシスを伴います。[9]侵食により埋没深度が減少するため、気象水に新たにさらされると、セメントの一部が浸出して二次的な多孔性が生じるなど、堆積岩に追加の変化が生じます。[8]

十分に高い温度と圧力で、続成作用の領域は、変成岩を形成するプロセスである変成作用に道を譲ります。[13]

プロパティ

縞状鉄鉱層の一部で、酸化鉄（III）（赤）と酸化鉄（II）（灰色）の交互の層で構成される岩の一種です。BIFは主に、大気がまだ酸素に富んでいない先カンブリア時代に形成されました。Moodies Group、バーバートングリーンストーンベルト、南アフリカ

色

堆積岩の色は、多くの場合、酸化鉄（II）と酸化鉄（III）の2つの主要な酸化物を持つ元素である鉄によって決定されます。酸化鉄（II）（FeO）は、低酸素（無酸素）環境でのみ形成され、岩に灰色または緑がかった色を与えます。より豊富な酸素環境にある酸化鉄（III）（Fe 2 O 3 ）は、鉱物の赤鉄鉱の形で見つかることが多く、岩に赤みがかった色から茶色がかった色を与えます。乾燥した大陸性気候では、岩石は大気と直接接触しており、酸化は重要なプロセスであり、岩石に赤またはオレンジ色を与えます。乾燥した気候で形成された赤い堆積岩の厚いシーケンスは、赤色層と呼ばれます。ただし、赤い色は必ずしも大陸環境や乾燥気候で形成された岩を意味するわけではありません。[14]

有機物の存在は、岩を黒または灰色に着色する可能性があります。有機物は死んだ有機体、主に植物から形成されます。通常、そのような材料は最終的に酸化または細菌の活動によって腐敗します。しかし、無酸素状態では、有機物は腐敗せず、有機物が豊富な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、水の混合はほとんどありません。その結果、地表水からの酸素は降ろされず、堆積した堆積物は通常、細かい暗い粘土です。したがって、有機物が豊富な暗い岩は、しばしば頁岩です。[14] [15]

テクスチャ

よく分類された（左）および不十分に分類された（右）穀物を示す図

堆積物中の砕屑物（元の岩片）のサイズ、形、向きは、その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、浸透性など、その大規模な特性の多くを決定します。[16]

砕屑物の3D方向は、岩の布と呼ばれます。砕屑物のサイズと形態を使用して、砕屑物をそれらの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決定することができます。細かい石灰質の泥は静かな水にのみ定着しますが、砂利や大きな砕屑物は急速に移動する水によってのみ移動します。[17] [18]岩の粒径は通常、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。岩石はさまざまなサイズの砕屑物で構成されているため、粒径は直径または体積で表すことができ、常に平均値です。統計分布粒度は岩石の種類によって異なり、岩石の選別と呼ばれる特性で説明されています。すべての砕屑物がほぼ同じサイズである場合、その岩は「よく分類された」と呼ばれ、粒径に大きな広がりがある場合、その岩は「不十分に分類された」と呼ばれます。[19] [20]

粒子の丸みと球形度を示す図

砕屑物の形は、岩の起源を反映することができます。たとえば、壊れた貝殻の砕屑物で構成される岩であるコキーナは、エネルギーのある水でのみ形成できます。砕屑物の形態は、次の4つのパラメータを使用して説明できます。[21] [22]

  • 表面テクスチャは、一般的な形状に影響を与えるには小さすぎる粒子の表面の小規模なレリーフの量を表します。例えば、小規模な割れ目で覆われているつや消しの粒子は、風成砂岩の特徴です。[23]
  • 丸めは、粒子の形状の一般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。
  • 穀物の形は、穀物の立体的な形を表しています。

化学堆積岩は、完全に結晶からなる非砕屑性のテクスチャーを持っています。そのような質感を表現するために必要なのは、結晶と生地の平均的なサイズだけです。

鉱物学

砂サンプルのグローバルコラージュ。すべてのサンプル写真には1平方センチメートルの砂があります。砂のサンプルを左から右に1列ずつ並べます。1。ハワイのカウアイ島のガラス砂2.ゴビ砂漠の砂丘砂3.エストニアの緑のグラウコナイトを含むクォーツ砂4.ハワイのマウイ島の赤みを帯びた風化玄武岩を含む火山砂5.生物起源ハワイのモロカイの珊瑚砂6.ユタの珊瑚ピンクの砂丘7.カリフォルニアの火山ガラス砂8.アイダホのエメラルドクリークのガーネット砂9.ハワイのパパコレアのオリビン砂。[1]

ほとんどの堆積岩には、石英（珪質砕屑岩）または方解石（炭酸塩岩）のいずれかが含まれています。火成岩や変成岩とは対照的に、堆積岩には通常、さまざまな主要鉱物がほとんど含まれていません。ただし、堆積岩の鉱物の起源は、火成岩よりも複雑であることがよくあります。堆積岩中の鉱物は、元の堆積物に存在していたか、続成作用中の沈殿によって形成された可能性があります。2番目のケースでは、鉱物の沈殿物が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、偏光顕微鏡を使用した光学鉱物学によって確立することができます。

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砕屑物（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。砕屑岩の鉱物学は、ソースエリアから供給される材料、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。

風化に対する岩石形成鉱物の耐性は、Goldich溶解シリーズによって表されます。このシリーズでは、石英が最も安定しており、長石、雲母、そして最後に、風化がほとんど起こらなかった場合にのみ存在するその他の不安定な鉱物が続きます。[25]風化の量は、主に発生源地域までの距離、地域の気候、および堆積物が堆積する地点まで輸送されるのにかかった時間に依存します。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、カオリナイト、イライト、スメクタイトなどの粘土鉱物に風化しています。

化石

カリフォルニア州アニョヌエボ州立保護区の堆積岩の化石に富む層

岩石の3つの主要なタイプの中で、化石は堆積岩で最も一般的に見られます。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。多くの場合、これらの化石は拡大してのみ見ることができます。

自然界の死んだ生物は通常、スカベンジャー、バクテリア、腐敗、侵食によってすばやく除去されますが、例外的な状況では、これらの自然のプロセスは発生せず、化石化につながります。沈降速度が速い場合（死骸がすぐに埋まるように）、無酸素環境（細菌の活動がほとんど発生しない）、または生物が特に硬い骨格を持っている場合、化石化の可能性が高くなります。大きくて保存状態の良い化石は比較的まれです。

甲殻類によって作られたタービダイトの巣穴、ピレネー山脈の南前地、アインサ盆地のサンビンセンテ層（始新世初期）

化石は、生物とその骨格の直接の残骸または痕跡の両方である可能性があります。最も一般的に保存されているのは、骨、貝殻、植物の木質組織などの生物の硬い部分です。軟部組織は化石化する可能性がはるかに低く、4000万年以上前の動物の軟部組織の保存は非常にまれです。[26]生きている間に作られた生物の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 があります。

堆積岩の一部として、化石は母岩と同じ続成作用を受けます。たとえば、方解石からなるシェルは溶解し、シリカのセメントが空洞を満たします。同様に、沈殿するミネラルは、以前は血管、血管組織、または他の軟組織によって占められていた空洞を満たすことができます。これにより、生物の形態は維持されますが、化学組成が変化します。これは、パーミネラリゼーションと呼ばれるプロセスです。[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、さまざまな形態のアモルファスシリカ（カルセドニー、フリント、チャート）です。炭酸塩（特に方解石）、および黄鉄鉱。

高圧高温では、死んだ生物の有機物が化学反応を起こし、水や二酸化炭素などの揮発性物質が排出されます。化石は、最終的には、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層で構成されます。この形態の化石化は炭化と呼ばれます。それは植物の化石にとって特に重要です。[29]同じプロセスが、亜炭や石炭などの化石燃料の形成に関与しています。

一次堆積構造

シェトランド諸島、ブレセイの流動性砂岩 、ミドルオールドレッドサンドストーン（デボン紀）の斜交層理
スペインの三畳紀砂岩の垂直層のベースにある底痕の一種であるフルートキャスト
後で傾斜した砂岩の流れによって形成された波紋（ Haßberge、バイエルン州）

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）に分けることができます。テクスチャとは異なり、構造は常にフィールドで簡単に調査できる大規模な機能です。堆積構造は、堆積環境について何かを示したり、テクトニクスが堆積層を傾けたりひっくり返したりした場所 を元々どちら側に向けたかを知るのに役立ちます。

堆積岩は、層または層と呼ばれる層に置かれます。ベッドは、均一な岩相とテクスチャーを持つ岩の層として定義されます。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一連の層は、層状構造と呼ばれます。[30] [31]シングルベッドの厚さは、数センチから数メートルです。より細かく目立たない層はラミナと呼ばれ、ラミナが岩石に形成する構造はラミネーションと呼ばれます。ラミナエは通常、数センチ未満の厚さです。[32]寝具や葉理は元々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。一部の環境では、ベッドは（通常は小さい）角度で堆積されます。同じ岩石に、異なる方向の複数の層のセットが存在する場合があります。これは、斜交層理と呼ばれる構造です。[33]斜交層理は、流れる媒体（風または水）による堆積の特徴です。

斜交層理の反対は、すべての堆積層が平行である平行なラミネーションです。[34]ラミネーションの違いは、一般に、たとえば降雨、気温、または生化学的活動の季節変化によって引き起こされる、堆積物供給の周期的変化によって引き起こされます。季節の変化を表すラミナエ（年輪に似ています）は、年縞と呼ばれます。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、一般的な用語である蹄葉炎と名付けることができます。堆積岩に積層がまったくない場合、その構造的特徴は塊状層と呼ばれます。

級化層理は、粒径の大きい層の上に粒径の小さい層が発生する構造です。この構造は、流れの速い水の流れが止まると形成されます。懸濁液中の大きくて重い砕屑物が最初に落ち着き、次に小さい砕屑物が落ち着きます。級化層理は多くの異なる環境で形成される可能性がありますが、それは混濁流の特徴です。[35]

ベッドフォームと呼ばれる特定のベッドの表面は、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、砂丘や波紋が含まれます。ツールマークやフルートキャストなどの唯一のマーキングは、表面に侵食された溝であり、新たな堆積によって維持されます。これらはしばしば細長い構造であり、堆積中に流れの方向を確立するために使用することができます。[36] [37]

流れる水にも波紋ができます。対称または非対称の場合があります。非対称の波紋は、川など、電流が一方向に流れる環境で形成されます。そのような波紋のより長い側面は、電流の上流側にあります。[38] [39] [40]対称的なウェーブリップルは、干潟など、電流が逆方向になる環境で発生します。

泥割れは、時折水面上に来る堆積物の脱水によって引き起こされる層状です。このような構造物は、川沿い の干潟やポイントバーでよく見られます。

二次堆積構造

エストニア、サーレマー島、苦灰石、パードラ層（シルル紀）の岩塩結晶型

二次堆積構造は、堆積後に形成されたものです。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可能性があります。いくつかは、方法の基準として使用できます。

堆積物中の有機物は、化石よりも多くの痕跡を残す可能性があります。保存されたトラックと巣穴は、生痕化石（生痕化石とも呼ばれます）の例です。[41]そのような痕跡は比較的まれです。ほとんどの生痕化石は、軟体動物や節足動物の巣穴です。この穴掘りは、堆積学​​者によって生物擾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る可能性があります。一方、生物の穴掘り活動は、堆積物中の他の（一次）構造を破壊し、再建をより困難にする可能性があります。

チョークのチャートコンクリーション、中部レフカラ層（上部暁新世から中部始新世）、キプロス

二次構造はまた、堆積物が水位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）によって形成される可能性があります。炭酸塩岩によく見られる続成作用の例は、スタイロライトです。[42]スタイロライトは、物質が岩石の細孔流体に溶解した不規則な平面です。これにより、特定の化学種が沈殿し、岩石の着色や染色、または結石の形成が生じる可能性があります。。コンクリーションは、母岩とは組成が異なるほぼ同心の物体です。それらの形成は、化石の周り、巣穴の内側、または植物の根の周りなど、母岩の組成または多孔性のわずかな違いによる局所的な降水の結果である可能性があります。[43]石灰岩やチョークなどの炭酸塩岩では、チャートやフリントのコンクリーションが一般的ですが、陸生の砂岩には鉄のコンクリーションが含まれることがあります。角のある空洞や亀裂を含む粘土の方解石コンクリーションは、セプタリアンコンクリーションと呼ばれます。

堆積後、物理的プロセスによって堆積物が変形し、第3のクラスの二次構造が生成される可能性があります。砂と粘土の間など、異なる堆積層の間の密度の対比は、逆ダイアピルによって形成される火炎構造または荷重痕をもたらす可能性があります。[44]砕屑層がまだ流動的である間、ダイアピルはより密度の高い上層を下層に沈める可能性があります。岩相の1つが脱水すると、密度のコントラストが発生したり、強調されたりすることがあります。粘土は脱水の結果として簡単に圧縮できますが、砂は同じ体積を保持し、比較的密度が低くなります。一方、間隙水圧の場合砂層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、堆積岩と呼ばれる不調和な堆積岩体を形成する可能性があります。同じプロセスで、上層を突き破った表面に 泥火山が形成される可能性があります。

堆積岩脈は、1年の大部分で土壌が恒久的に凍結する寒冷気候でも形成される可能性があります。凍結破砕作用は、土壌に亀裂を形成し、上から瓦礫で埋め尽くす可能性があります。このような構造物は、気候指標としてだけでなく、構造物を上る方法としても使用できます。[45]

密度の対比は、堆積が進行している間でも、小規模な断層を引き起こす可能性があります（同期-堆積断層）。[46]このような断層は、三角州の前側や大陸斜面などの斜面に大量の非リチウム化堆積物が堆積した場合にも発生する可能性があります。このような堆積物が不安定になると、堆積した物質がスランプし、亀裂が生じたり、折りたたまれたりする可能性があります。結果として生じる岩石の構造は、堆積岩の褶曲と断層であり、これは、石化した岩石に作用 する構造力によって形成された褶曲と断層と区別するのが難しい場合があります。

堆積環境

一般的なタイプの堆積環境
黄褐色、緑、青、白の渦巻きは、ユカタン半島沖のメキシコ湾の浅瀬の堆積物です。この画像の青緑色の雲は、半島の西にある浅い大陸棚の範囲とほぼ一致しています。これは、浅い海洋堆積環境の完璧な例です。

堆積岩が形成される環境は、堆積環境と呼ばれます。すべての環境には、地質学的プロセスと状況の特徴的な組み合わせがあります。堆積する堆積物の種類は、ある場所に運ばれる堆積物（来歴）だけでなく、環境自体にも依存します。[47]

海洋環境とは、岩が海または海で形成されたことを意味します。多くの場合、深い海洋環境と浅い海洋環境は区別されます。深海は通常、水面下200 m以上の環境（深海平原を含む）を指します。浅い海洋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可能性があります。そのような環境での水の動きは、波の活動として、一般的に深い環境でのそれよりも高いエネルギーを持っています深さとともに減少します。これは、より粗い堆積物粒子を輸送することができ、堆積した堆積物をより深い環境よりも粗くすることができることを意味します。堆積物が大陸から運ばれるとき、砂、粘土、シルトが交互に堆積します。大陸が遠く離れている場合、堆積するそのような堆積物の量は少ないかもしれません、そして生化学的プロセスは形成される岩のタイプを支配します。特に温暖な気候では、はるか沖合の浅い海洋環境では主に炭酸塩岩の堆積が見られます。浅くて暖かい水は、炭酸塩の骨格を作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、それらの骨格は底に沈み、石灰岩に石化する可能性のある石灰質の泥の厚い層を形成します。暖かく浅い海洋環境は、堆積物が主に大きな生物の石灰質の骨格で構成されているサンゴ礁にとって理想的な環境でもあります。[48]

深海環境では、海底を流れる水流は少ない。そのような場所に輸送できるのは微粒子だけです。通常、海底に堆積する堆積物は、微細な粘土または微生物の小さな骨格です。4 kmの深さで、炭酸塩の溶解度は劇的に増加します（これが発生する深さゾーンはリソクリンと呼ばれます）。リソクリンの下に沈む石灰質堆積物は溶解します。その結果、この深さより下に石灰岩を形成することはできません。シリカで形成された微生物の骨格（放散虫など）はそれほど溶けず、まだ沈着しています。シリカ骨格で形成された岩石の例はラジオラライトです。海底の傾斜が小さい場合、例えば大陸斜面では、堆積物の覆いが不安定になり、混濁流を引き起こす可能性があります。混濁流は、通常は静かな深海環境の突然の乱れであり、砂やシルトなどの大量の堆積物のほぼ瞬時の堆積を引き起こす可能性があります。混濁流によって形成される岩石シーケンスは、タービダイトと呼ばれます。[49]

海岸は波の作用が支配的な環境です。ビーチでは、砂や砂利などの主に密度の高い堆積物が堆積し、多くの場合、貝殻の破片と混ざり合っていますが、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、潮の干満で干潟になることもあります。それらはしばしばガリーによって横断され、そこでは流れが強く、堆積した堆積物の粒径が大きくなります。海または湖の海岸のいずれかで、川が水域に入る場所、デルタ形成することができます。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蓄積です。デルタは主に砕屑性（化学的ではなく）堆積物で構成されています。

大陸の堆積環境は、大陸の内部の環境です。大陸環境の例としては、ラグーン、湖、沼地、氾濫原、扇状地などがあります。沼地、湖、ラグーンの静かな水域には、死んだ動植物の有機物と混ざり合った細かい堆積物が堆積しています。川では、水のエネルギーははるかに大きく、重い砕屑物を運ぶことができます。水による輸送に加えて、堆積物は風や氷河によって輸送することができます。風によって運ばれる堆積物は風成と呼ばれ、ほとんどの場合非常によく分類されますが、氷河によって運ばれる堆積物は氷河までと呼ばれますソートが非常に悪いのが特徴です。[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Touchet層の堆積環境には、一連のリズマイト層をもたらす乾燥期間がありました。侵食性の亀裂は、特に風成過程からの土壌物質の層で後に埋められました。充填されたセクションは、水平に堆積された層に垂直の介在物を形成し、したがって、形成の41層の堆積中の一連のイベントの証拠を提供した。[51]

堆積相

特定の堆積環境で形成される種類の岩石は、その堆積相と呼ばれます。堆積環境は通常、特定の自然の連続で互いに並んで存在します。砂と砂利が堆積するビーチは、通常、少し沖合のより深い海洋環境に囲まれており、同時により細かい堆積物が堆積します。ビーチの後ろには、砂丘（主な堆積物がよく分類された砂である）またはラグーンがあります（細かい粘土と有機物が堆積する場所）。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すると、環境が変化し、ある場所の地下の層相に変化が生じる可能性があります。一方、一定の年代の岩層を横方向にたどると、岩相（岩の種類）や層相がやがて変化します。[52]

海の侵食（上）と退行（下）の場合の堆積相の変化

層相はいくつかの方法で区別できます。最も一般的なのは、岩相（たとえば、石灰岩、シルト岩、砂岩）または化石含有量です。たとえば、サンゴは暖かく浅い海洋環境にのみ生息しているため、サンゴの化石は浅い海洋相に典型的です。岩相によって決定された層相は、岩相と呼ばれます。化石によって決定される相は生物相です。[53]

堆積環境は、時間の経過とともに地理的位置を変える可能性があります。海岸線は、海面が下がるとき（回帰）、地殻の地殻変動力によって地表が上がるとき（違反）、または川が大きなデルタを形成するときに、海の方向にシフトする可能性があります。地下では、このような過去の堆積環境の地理的変化が堆積相の変化に記録されています。これは、堆積相が一定の年齢で想像上の岩の層に平行または垂直に変化する可能性があることを意味します。これは、ウォルターの法則によって説明されている現象です。[54]

海岸線が大陸の方向に動く状況は、違反と呼ばれます。違反の場合、より深い海洋相がより浅い相の上に堆積し、連続してオンラップと呼ばれます。回帰とは、海岸線が海の方向に移動する状況です。回帰では、浅い層相が深い層相の上に堆積します。これはオフラップと呼ばれる状況です。[55]

特定の年代のすべての岩石の層相を地図上にプロットして、古地理の概要を示すことができます。さまざまな年齢の一連の地図は、地誌の発展に関する洞察を与えることができます。

堆積相のギャラリー

  • 柱状図に示されている回帰相

堆積盆地

海洋プレートと大陸プレートの収束を示すプレートテクトニクス図。背弧海盆、前弧海盆、海盆に注意してください。

大規模な堆積が起こる場所は、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、いわゆる収容スペースに依存します。盆地の深さ、形、大きさは、テクトニクス、地球のリソスフェア内の動きに依存します。リソスフェアが上向きに移動する場所（構造隆起）では、土地は最終的に海抜に上昇し、侵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。リソスフェアが下向きに移動する場所（地盤沈下）では、盆地が形成され、堆積物が堆積します。

大陸の2つの部分が離れて移動することによって形成されるタイプの盆地は、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、リソスフェアは引き伸ばされて薄くなり、その結果、高温のアセノスフェアが上昇し、上にあるリフト盆地を加熱します。大陸の堆積物とは別に、リフト盆地には通常、火山性堆積物からなる充填物の一部があります。リソスフェアが伸び続けて盆地が成長すると、リフトが成長し、海が入り、海洋堆積物が形成されます。

加熱されて引き伸ばされたリソスフェアが再び冷えると、その密度が上昇し、アイソスタティック沈下を引き起こします。この沈下が十分長く続く場合、盆地はたるみ盆地と呼ばれます。サグ盆地の例は、受動的な 大陸縁辺に沿った地域ですが、サグ盆地は大陸の内部にも見られます。たるみ盆地では、新しく堆積した堆積物の余分な重量は、沈下を悪循環に保つのに十分です。したがって、たるみ盆地の堆積物の総厚は10kmを超える可能性があります。

3番目のタイプの盆地は、収束プレート境界に沿って存在します。これは、ある構造プレートが別のプレートの下でアセノスフェアに移動する場所です。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を形成します–細長い、深い非対称の盆地。前弧盆地は、深い海洋堆積物とタービダイトの厚いシーケンスで満たされています。このようなインフィルはフリッシュと呼ばれます。2つのプレートの収束運動が大陸衝突をもたらすとき、盆地はより浅くなり、前地盆地に発展します。同時に、構造隆起は山岳地帯を形成しますオーバーライドプレートでは、そこから大量の物質が侵食されて盆地に運ばれます。成長する山脈のそのような侵食物質はモラッセと呼ばれ、浅い海洋または大陸相のいずれかを持っています。

同時に、山岳地帯の重量の増加は、山岳地帯の反対側のオーバーライドプレートの領域でアイソスタティック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た盆地タイプは背弧海盆と呼ばれ、通常は浅い海底堆積物とモラッセで満たされています。[56]

イングランド南部ライムレジスのブルーリアスにおける有能なベッドとあまり有能でないベッドの周期的な交代

天文サイクルの影響

多くの場合、堆積岩のシーケンスにおける層相の変化やその他の岩相の特徴は周期的な性質を持っています。この周期的な性質は、堆積物の供給と堆積環境の周期的な変化によって引き起こされました。これらの周期的な変化のほとんどは、天文周期によって引き起こされます。短い天文周期は、 2週間ごとの潮汐または春の潮汐の違いである可能性があります。より大きな時間スケールでは、気候と海面の周期的な変化は、ミランコビッチサイクルによって引き起こされます。つまり、地球の回転軸と太陽の周りの軌道の向きや位置の周期的な変化です。ミランコビッチサイクルは数多く知られており、10、000年から200、000年続きます。[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。例としては、過去260万年（第四紀）の氷河期があります。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供給に影響を与える可能性があります。最終的に、天文パラメータの小さな変化は、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。

沈降速度

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日で数メートルの堆積物が堆積するのを見ることができますが、深海底では毎年数ミリメートルの堆積物しか堆積しません。通常の沈降と壊滅的なプロセスによって引き起こされる沈降を区別することができます。後者のカテゴリには、マスムーブメント、岩盤滑り、洪水など、あらゆる種類の突然の例外的なプロセスが含まれます。壊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、通常は静かな場所ですが、堆積岩の柱全体のほとんどが壊滅的なプロセスによって形成されていました。他の堆積環境は、通常の進行中の堆積によって支配されています。[60]

多くの場合、沈降はゆっくりと起こります。たとえば、砂漠では、風によって一部の場所に珪砕屑性物質（砂またはシルト）が堆積したり、ワジの壊滅的な洪水によって大量の砕屑性物質が突然堆積したりする可能性がありますが、ほとんどの場所では風成侵食が支配的です。形成される堆積岩の量は、供給された材料の量だけでなく、材料がどれだけうまく固化するかに依存します。侵食は、堆積直後に堆積した堆積物のほとんどを除去します。[60]

キャピトルリーフ国立公園やキャニオンランズ国立公園などの保護地域で有名な著名な岩層の多くを構成する、ユタ州南東部のコロラド高原地域のペルミアンからジュラ紀の層序。上から下へ：ナバホ砂岩の丸みを帯びた黄褐色のドーム、層状の赤いカイエンタ層、崖を形成する、垂直に接合された、赤いウィンゲート砂岩、斜面を形成する、紫がかったチンレ層、層状の明るい赤のモエンコピ層、そして白い層状のカトラー地層砂岩。からの画像グレンキャニオン国立保養地、ユタ州。

層序

新しい岩層が古い岩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、不適合と呼ばれるシーケンスにはいくつかのギャップがあります。これらは、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抜に上昇して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。それらは化石、古代の動植物の保存された残骸を含んでいます。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私たちに提供します。連続するレイヤー間の違いは、時間の経過に伴う環境の変化を示します。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、化石を含む可能性があります。

来歴

デトリタスの分布

来歴は、堆積物の起源の再構築です。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、堆積岩の発生源となる可能性があります。堆積物の起源研究の目的は、ソースエリアの最初の母岩から埋葬地の最終的なデトリタスまでの堆積物の歴史を再構築して解釈することです。[61]

も参照してください

参考文献

ノート

  1. ^ Wilkinson etal。2008。
  2. ^ Buchner＆Grapes 2011、p。24。
  3. ^ a b Dott1964。
  4. ^ a b Blatt、Middleton＆Murray 1980、p。782。
  5. ^ a b c Prothero＆Schwab2004。
  6. ^ a b Boggs2006。
  7. ^ ストウ2005。
  8. ^ a b c d e Boggs 2006、pp。147–154。
  9. ^ a b Choquette＆Pray1970。
  10. ^ Walker、Waugh＆Grone1978。
  11. ^ Picard etal。2015。
  12. ^ ケンタッキー地質調査2020。
  13. ^ Brime etal。2001。
  14. ^ a b Levin 1987、p。57。
  15. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。145–146。
  16. ^ Boggs 1987、p。105。
  17. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。156–157。
  18. ^ Levin 1987、p。58。
  19. ^ Boggs 1987、pp。112–115。
  20. ^ Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。55–58。
  21. ^ Levin 1987、p。60。
  22. ^ Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。75–80。
  23. ^ Margolis＆Krinsley1971。
  24. ^ フォーク1965、p。62。
  25. ^ 珪砕屑岩中の主要な鉱物とそれらの相対的な安定性の概要については、 Folk 1965、pp。62–64を参照してください。
  26. ^ Stanley 1999、pp。60–61。
  27. ^ Levin 1987、p。92。
  28. ^ スタンレー1999、p。61。
  29. ^ Levin 1987、pp。92–93。
  30. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。160–161。
  31. ^ Press etal。2003年、p。171。
  32. ^ Boggs 1987、p。138。
  33. ^ 斜交層理の説明については、 Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。128、135–136;Press etal。2003年、171〜172ページ。
  34. ^ Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。133–135。
  35. ^ 級化層理の説明については、 Boggs 1987、pp。143–144を参照してください。Tarbuck＆Lutgens 1999、p。161; Press etal。2003年、p。172。
  36. ^ Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。46–52。
  37. ^ Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。155–157。
  38. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、p。162。
  39. ^ Levin 1987、p。62。
  40. ^ Blatt、Middleton＆Murray 1980、pp。136–154。
  41. ^ 生痕化石の簡単な説明については、 Stanley 1999、p。62; Levin 1987、pp。93–95; and Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。216–232。
  42. ^ Collinson、Mountney＆Thompson 2006、p。215。
  43. ^ 具体的な内容については、 Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。206–215を参照してください。
  44. ^ Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。183–185。
  45. ^ Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。193–194。
  46. ^ Collinson、Mountney＆Thompson 2006、pp。202–203。
  47. ^ さまざまな堆積環境の概要については、 Press etal。を参照してください。2003またはEinsele2000、パートII。
  48. ^ 浅い海洋環境の定義については、 Levin 1987、p。63
  49. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。452–453。
  50. ^ 大陸環境の概要については、 Levin 1987、pp。67–68を参照してください。
  51. ^ Baker＆Nummedal1978。
  52. ^ Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。158–160。
  53. ^ 1996年を読む、19〜20ページ。
  54. ^ 1996年を読んで、20〜21ページ。
  55. ^ 層相の変化の概要と、それらを認識できる堆積岩の記録の関係については、 Reading 1996、pp。22–33を参照してください。
  56. ^ 堆積盆地のタイプの概要については、 Press etal。を参照してください。2003、pp。187–189; Einsele 2000、pp。3–9。
  57. ^ ミランコビッチサイクルの簡単な説明については、 Tarbuck＆Lutgens 1999、pp。322–323を参照してください。1996年を読んで、14〜15ページ。
  58. ^ スタンレー1999、p。536。
  59. ^ Andersen＆Borns 1994、pp。29= 32。
  60. ^ a b 読書1996、p。17.17。
  61. ^ Weltje＆von Eynatten2004。

参考文献

  • Andersen、BG＆Borns、HW、Jr。（1994）。氷河期の世界。スカンジナビア大学プレス。ISBN 82-00-37683-4。
  • ベイカー、ビクターR。; Nummedal、Dag、eds。（1978）。チャネルド・スキャブランド：ワシントン州コロンビア盆地の地形学へのガイド。ワシントンDC：惑星地質学プログラム、宇宙科学局、国立航空宇宙学および宇宙管理。pp。173–177。ISBN 0-88192-590-X。
  • ブラット、H。; ミドルトン、G。; マレー、R。（1980）。堆積岩の起源。Prentice-Hall。ISBN 0-13-642710-3。
  • Boggs、S.、Jr。（1987）。堆積学と層序学の原則（第1版）。メリル。ISBN 0-675-20487-9。
  • Boggs、S.、Jr。（2006）堆積学と層序学の原則（第4版）。ニュージャージー州アッパーサドルリバー：ピアソンプレンティスホール。ISBN 978-0-13-154728-5。
  • ブライム、コバドンガ; García‐López、Susana; バスティダ、フェルナンド; ヴァリン、M。ルス; Sanz‐López、Javier; アラー、イエス（2001年5月）。「続成作用からバリスカン地域変成作用の前面近くの変成作用への移行（スペイン北西部、カンタブリアンゾーン）」。地質学ジャーナル。109（3）：363–379。Bibcode：2001JG .... 109..363B。土井：10.1086 / 319978。S2CID129514579 。_
  • Buchner、K。＆Grapes、R。（2011）。「変成岩」。変成岩の岩石成因。スプリンガー。pp。21–56。土井：10.1007 / 978-3-540-74169-5_2。ISBN 978-3-540-74168-8。
  • ショケット、PW; 祈る、LC（1970）。「堆積性炭酸塩の地質学的命名法と多孔性の分類」。AAPG速報。54。土井：10.1306 / 5D25C98B-16C1-11D7-8645000102C1865D。
  • コリンソン、J。; マウントニー、N。; Thompson、D。（2006）。堆積構造（第3版）。テラパブリッシング。ISBN 1-903544-19-X。
  • ドット、RH（1964）。「ワッケ、グレイワッケ、マトリックス–未熟な砂岩分類へのアプローチ」。Journal of SedimentaryPetrology。34（3）：625–632。土井：10.1306 / 74D71109-2B21-11D7-8648000102C1865D。
  • Einsele、G。（2000）。堆積盆地、進化、層相、および堆積物収支（第2版）。スプリンガー。ISBN 3-540-66193-X。
  • フォーク、RL（1965）。堆積岩の岩石学。ヘンフィル。2011年3月25日にオリジナルからアーカイブされました。
  • ケンタッキー地質調査（2020）。「熱、時間、圧力、および合体」。地球資源-私たちの共通の富。ケンタッキー大学。2020年11月28日取得。
  • レビン、HL（1987）。時を経た地球（第3版）。サンダースカレッジパブリッシング。ISBN 0-03-008912-3。
  • マーゴリス、スタンレーV。; クリンズリー、デビッドH.（1971）。「風成および水中石英砂粒の超微視的フロスティング」。アメリカ地質学会会報。82（12）：3395。Bibcode ： 1971GSAB ... 82.3395M。土井：10.1130 / 0016-7606（1971）82 [3395：SFOEAS] 2.0.CO; 2。
  • ピカード、オード; Kappler、Andreas; シュミット、グレゴール; クアロニ、ルカ; オブスト、マーティン（2015年5月）。「微好気性Fe（II）酸化細菌によって形成された有機鉱物構造の実験的続成作用」。ネイチャーコミュニケーションズ。6（1）：6277。Bibcode ： 2015NatCo ... 6.6277P。土井：10.1038 / ncomms7277。PMID25692888 。_</ ref>
  • プレス、F。; Siever、R。; グロッツィンガー、J。; ジョーダン、TH（2003）。地球を理解する（第4版）。WHフリーマンアンドカンパニー。ISBN 0-7167-9617-1。
  • プロセロ、ドナルドR。; シュワブ、フレッド（2004）。堆積地質学：堆積岩と層序学の紹介（第2版）。ニューヨーク：WHフリーマン。ISBN 0716739054。
  • 読書、HG（1996）。堆積環境：プロセス、面および層序（第3版）。ブラックウェルサイエンス。ISBN 0-632-03627-3。
  • スタンレー、SM（1999）。地球システムの歴史。WHフリーマンアンドカンパニー。ISBN 0-7167-2882-6。
  • ストウ、DAV（2005）。フィールドの堆積岩。マサチューセッツ州バーリントン：アカデミックプレス。ISBN 978-1-874545-69-9。
  • Tarbuck、EJ＆Lutgens、FK（1999）。地球、物理地質学入門（第6版）。プレンティスホール。ISBN 0-13-011201-1。
  • ウォーカー、セオドアR。; ウォー、ブライアン; Grone、Anthony J.（1978年1月1日）。「新生代の第1サイクル砂漠沖積層、米国南西部およびメキシコ北西部における続成作用」。GSA速報。89（1）：19–32。Bibcode：1978GSAB ... 89 ... 19W。土井：10.1130 / 0016-7606（1978）89 <19：DIFDAO> 2.0.CO; 2。
  • ウェルチェ、GJ; von Eynatten、H。（2004）。「堆積物の定量的後背地分析：レビューと展望」。堆積地質学。171（1–4）：1–11。Bibcode：2004SedG..171 .... 1W。土井：10.1016 /j.sedgeo.2004.05.007。
  • ウィルキンソン、ブルースH。; McElroy、Brandon J。; ケスラー、スティーブンE。; ピーターズ、シャナンE。; ロスマン、エドワードD.（2008）。「世界の地質図は構造速度計です–地域-年齢の頻度からの岩石循環の速度」。アメリカ地質学会会報。121（5–6）：760–779。Bibcode：2009GSAB..121..760W。土井：10.1130 /B26457.1。

外部リンク

Retrieved from "https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Sedimentary_rock&oldid=1046554430"
0.031824827194214