頁岩

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頁岩
堆積岩
Chattanooga Shale（Upper Devonian; BurkesvilleWestRt。90roadcut、Kentucky、USA）25（40541681100）.jpg
頁岩
構成
粘土鉱物と石英

頁岩は、粘土鉱物のフレークと他の鉱物、特に石英と方解石の小さな断片（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） に分裂する傾向があることを特徴としています。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、粘土が豊富な核分裂性粘土岩というより狭い意味ではなく、本質的に泥岩の同義語として、より広く適用されることがあります。[3]

テクスチャ

頁岩は通常、さまざまな程度の分裂性を示します。頁岩中の粘土鉱物フレークの平行配向のために、それは薄い層に分裂し、しばしば破片であり、通常、他の点では区別できない寝床面に平行です。[1]同様の組成と粒子サイズ（0.0625 mm未満）の非核分裂性岩石は、泥岩（1 / 3〜2 / 3シルト粒子）または粘土岩（1/3シルト未満）と呼ばれます。粒子サイズは似ているが粘土が少ない（シルトが2/3より大きい）ため、より粗い岩はシルト岩です。[1] [2]

米国ルイジアナ州で油井を掘削している間の頁岩のドリルカッティングのサンプル。砂粒=直径2mm

構成と色

酸化状態と有機炭素含有量に基づく頁岩のカラーチャート

頁岩は通常灰色で、粘土鉱物と石英粒子で構成されています。少量の微量成分を加えると、岩の色が変わります。赤、茶色、緑の色は、酸化第二鉄（赤鉄鉱-赤）、水酸化鉄（針鉄鉱-茶色と褐鉄鉱-黄色）、または雲母鉱物（亜塩素酸塩、ビオタイト、イライト-緑）を示します。[1]酸化（第二鉄）状態の鉄が還元（鉄）状態の鉄に変換されると、色が赤みがかった色から緑がかった色に変化します。[4]ブラックシェールは、1％を超える炭素質物質の存在に起因し、還元環境を示します。[1]淡い青から青緑の頁岩は、通常、炭酸塩鉱物が豊富です。[5]

粘土は頁岩やその他の粘土岩の主成分です。代表される粘土鉱物は、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可能なスメクタイトですが、古い岩石（特に古生代中期から初期の頁岩）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換により、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 石英、チャート、方解石、ドロマイト、アンケライト、赤鉄鉱、曹長石を形成します、頁岩や他の粘土岩に見られるマイナーな（石英を除く）鉱物にすべての痕跡があります。[1]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、および2％の酸化鉄で構成されています。石英の大部分は、自生（堆積後に頁岩内で結晶化）ではなく、砕屑性（頁岩を形成した元の堆積物の一部）です。[6]

頁岩やその他の粘土岩には、すべての堆積岩に含まれる有機物の約95％が含まれています。ただし、これは平均的な頁岩では質量で1パーセント未満になります。無酸素状態で形成される黒色頁岩は、第一鉄（Fe 2+）および硫黄（S 2-）とともに還元された遊離炭素を含みます。アモルファス硫化鉄は、炭素とともに、黒色を生成します。[1]アモルファス硫化鉄は、重要な顔料ではない黄鉄鉱に徐々に変化するため、若い頁岩は、適度な炭素含有量（1％未満）にもかかわらず、硫化鉄含有量からかなり暗くなる可能性があります。古代の頁岩は炭素含有量が高いことを示しています。[5]

ほとんどの頁岩は海洋起源であり[7] 、頁岩層の地下水はしばしば高塩分です。頁岩が半透膜として機能し、溶解した塩を保持しながら水を通過させるという証拠があります。[8] [9]

フォーメーション

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長い間水中に浮遊したままになる可能性があります。その結果、頁岩は通常、非常に動きの遅い水に堆積し、湖やラグーンの堆積物、三角州、氾濫原、波の底の下の沖合によく見られます。[10]頁岩の厚い堆積物は、古代の大陸縁辺[10]と前地盆地の近くに見られます。[11]最も普及している頁岩層のいくつかは、内海によって堆積されました。黒頁岩は、大西洋の縁にある白亜紀の地層でよく見られます。パンゲアの崩壊中の大西洋の開放に関連した断層に囲まれたシルド盆地。これらの盆地は、一部には狭い大西洋での循環が制限されているため、また一部には非常に暖かい白亜紀の海が今日の深海を酸素化する冷たい底水の循環を欠いているために無酸素でした。[12]

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および凝集体として堆積する必要があります。[13] 粘土が高塩分海水に遭遇すると、凝集は非常に速くなります。[14]個々の粘土粒子のサイズは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のサイズは、直径が数十ミクロンから700ミクロンを超えるまでさまざまです。綿毛は最初は水が豊富ですが、粘土鉱物が時間の経過とともにより緊密に結合するため、水の多くが綿毛から排出されます（離液と呼ばれるプロセス）。[15]飼料をろ過する生物による粘土のペレット化凝集が抑制される場合に重要です。ろ過摂食動物は、米国湾岸に沿って1平方キロメートルあたり年間推定12メートルトンの粘土ペレットを生産します。[16]

堆積物が蓄積し続けると、より古く、より深く埋められた堆積物が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リチウム化で構成されています。[17] [18]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。[19] 黄鉄鉱は、続成作用のこの段階で無酸素泥に形成される可能性があります。[20]

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圧力が高まると、堆積物の粒子はよりコンパクトな配置に移動し、延性のある粒子（粘土鉱物の粒子など）が変形し、間隙が減少します。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。[18]

頁岩がその分裂性を発達させるのは、おそらく粘土粒子の元の開いたフレームワークの機械的圧縮によって、圧縮中にです。粒子は、頁岩に独特の生地を与える平行な層に強く配向します。[21]圧密は、厚い層の深さによって変化しないように見えるため、比較的浅い深さで、圧密プロセスの初期に発生する可能性があります。[22]カオリナイトフレークは他の粘土よりも平行な層に整列する傾向が少ないため、カオリナイトに富む粘土は頁岩よりも非亀裂性の泥岩を形成する可能性が高くなります。一方、黒色頁岩はしばしば非常に顕著な分裂性を示します（紙頁岩）粘土粒子の面への炭化水素分子の結合により、粒子間の結合が弱まります。[23]

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、圧力溶液はセメント固定に寄与します。粘土鉱物も変更され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。他の変質反応には、120〜150°C（250〜300°F）の温度でのスメクタイトから亜塩素酸塩への変質およびカオリナイトからイライトへの変質が含まれます。これらの反応のために、イライトは先カンブリア時代の80％を構成します頁岩、対若い頁岩の約25％。[24]

埋没頁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。[19]侵食により埋没深度が減少するため、流水に新たにさらされると、セメントの一部が溶解して二次的な多孔性が生じるなど、頁岩に追加の変化が生じます。黄鉄鉱は酸化されて石膏を生成する可能性があります。[18]

「黒い頁岩」は、特に酸化されていない 炭素が豊富な結果として、暗くなり ます。一部の古生代および中生代の 地層で一般的な黒い頁岩は、停滞した水柱などの無酸素の還元環境に堆積しました。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。[25] [26] [27]濃縮された値は物議を醸す起源であり、代わりに、堆積中または堆積後の熱水からの入力、または海水からのゆっくりとした蓄積に起因している。長期間の沈降。[26] [28] [29]

化石、動物の足跡や巣穴、さらには雨滴の印象でさえ、頁岩の敷料の表面に保存されることがあります。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ている場合もあります。[30]

変成作用の熱と圧力にさらされる頁岩は、粘板岩として知られる硬く、核分裂性の、変成岩に変化します。変成グレードが継続的に増加すると、シーケンスは千枚岩、次に片岩、最後に片麻岩になります。[31]

炭化水素根源岩として

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。ほとんどの頁岩層に粗い堆積物がないことは、堆積盆地の水域に強い流れがないことを反映しています。これらは、水が蓄積する前に、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ことは、おそらく無酸素環境が原因で、炭酸塩骨格を分泌した可能性のある生物が存在しないことを反映しています。その結果、堆積岩中の有機物の約95％が頁岩やその他の粘土岩に含まれています。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40％もの有機物が含まれている可能性があります。[32]

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、およびその他の有機分子からケロゲンに変換されます。ケロゲンは、より高い埋没深度で見られる高温で、さらにグラファイトと石油に変換されます。[33]

歴史的な鉱業用語

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。[34]地下採炭 の文脈では、頁岩は20世紀までスレートと呼ばれることが多かった。[35]石炭の継ぎ目に関連する黒色頁岩は、黒色金属と呼ばれます。[36]

も参照してください

参考文献

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  3. ^ Boggs、Sam（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。p。139. ISBN 0131547283。
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外部リンク

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