起源（地質学）

主な岩石の種類

地質学における起源（地理的帰属とも呼ばれる）は、堆積物や堆積岩内の粒子の起源または供給源を指します。[1]

変成岩と火成岩は、岩石サイクルの一環として、風化と浸食によって堆積物へと分解されます。これらの堆積物は、風、水、氷、あるいは重力によって運ばれ、水平方向に堆積します。時間の経過とともに堆積物が増えるにつれて、以前の層は覆われ、圧縮されます。最終的に、それらは固結して新しい岩石を形成します。

現代の地質学的起源研究とは、堆積物の起源を特定するために組成分析を応用することを指します。これは、地表上昇史の研究、古地球システムのフォワードモデリング、排水網とその進化の解釈と組み合わせて用いられることがよくあります。これらを組み合わせることで、後背地から堆積盆地に至る砕屑性堆積物の「発生源から沈降地へ」の旅路を特徴づけることができます。起源を分析された堆積物は、テクトニクス、古地理学、古気候学の歴史を明らかにすることができます。

起源研究は、大陸地殻の成長史、[2] [3]インドプレートとアジアプレートの衝突史、[4]アジアモンスーンの強度、ヒマラヤの地表上昇などの科学的疑問を調査するために行われます。[5]

背景

語源

出所（フランス語の provenir「由来する」に由来）[6]は、ある物品の制作、所有権、保管、所在といった歴史を詳細に記述する用語です。この用語は美術史家やアーキビストによって広く用いられ、作品、文書、その他の重要な物品の真正性を証明するために用いられます。[7] [8]  

歴史

堆積物の起源に関する研究には、鉱物学、地球化学、地質年代学、堆積学、岩石学など、いくつかの地質学分野が関わっています。[9]起源推定法の発展は、これらの主流の地質学分野の発展と並行して起こりました。

初期の起源研究は、古流向流速と岩石学的分析（砂岩と礫岩の組成と組織）に基づいていました。[10] 1970年代には、起源研究は砂岩の組成を用いて、テクトニックな環境（すなわち、マグマ弧、衝突造山帯、大陸ブロック）まで拡大しました。[11]同様に、地球化学的特徴を根源岩とテクトニックな環境と結び付け、起源を解釈するために岩石地球化学技術が適用されました。

1980年代には、化学的および同位体的微量分析法の進歩が続きました。誘導結合プラズマ質量分析法（ICP-MS）と高感度高解像度イオンマイクロプローブ（SHRIMP）により、研究者は単一の鉱物粒子を分析できるようになりました。[12] [13]

目的

堆積物の起源研究の目的は、堆積物の起源地の母岩から埋葬地の堆積物に至るまでの堆積物の歴史を再構築し解釈することであり、[14]堆積物の組成と組織を分析することで起源地の特性を調査することである。[15]堆積物の起源分析は、景観の進化や堆積物の拡散経路の変化を時間とともに追跡するための強力なツールにもなり得る。[16]

ボッグスは『堆積岩の岩石学』 （1992年）の中で、起源研究の4つの主な目標を次のように述べている。[17]

  1. 「岩石を構成する粒子の源」
  2. 粒子を発生源から堆積地まで移動させた侵食と輸送のメカニズム
  3. 粒子の堆積の原因となる堆積条件と堆積プロセス（堆積環境）
  4. 埋没環境の物理的・化学的条件と、埋没と隆起の間に珪質堆積物に生じる続成作用の変化」

堆積物の経路

ソース

露出した岩石はすべて物理的または化学的風化を受け、より細粒の堆積物へと分解されます。火成岩、堆積岩、変成岩はすべてデトリタスの発生源となり得ます。

交通機関

残骸の分布

岩石は高地から低地へと下流へと運ばれます。根源岩や堆積物は、重力、水、風、あるいは氷河の動きによって運ばれます。この輸送過程で、岩石は物理的な摩擦によって小さな粒子に砕かれ、巨石サイズから砂や粘土へと変化します。同時に、堆積物中の鉱物も化学的に変化します。化学的風化に対してより耐性のある鉱物だけが生き残ることができます（例えば、ジルコン、トルマリン、ルチルといった超安定鉱物）。輸送の過程で鉱物は密度によって選別されるため、軽い鉱物（石英や雲母など）は重い鉱物（ジルコンやトルマリンなど）よりも速く、より遠くまで移動します。

蓄積

堆積物は、ある距離を移動した後、堆積盆地に到達し、一箇所に堆積する。堆積物の堆積に伴い、堆積物はより深い層に埋もれ、続成作用を経て、個々の堆積物は堆積岩（礫岩、砂岩、泥岩、石灰岩など）と、堆積岩から生成された一部の変成岩（珪岩など）に変化する。堆積物は山脈で風化・浸食された後、河川によって運ばれ、河川砂として河川沿いに堆積する。また、堆積物は前地盆地や沖合扇状地にも輸送され、堆積する。これらの場所すべてから堆積物の記録を収集することができ、起源研究に使用することができる。[18] [19] [20]

残骸の蓄積の例
デトリタスタイプ 堆積環境 位置 座標 参照
黄土砂 黄土 黄土高原 北緯38度24分 東経108度24分 / 北緯38.4度 東経108.4度 / 38.4; 108.4 [21]
砕屑性アパタイト 大陸棚 東グリーンランド周辺 北緯63度30分 西経39度42分 / 北緯63.5度 西経39.7度 / 63.5; -39.7 [18]
砕屑性ジルコン 現代の川 レッドリバー 北緯22度34分 東経103度53分 / 北緯22.56度 東経103.88度 / 22.56; 103.88 [22]
重鉱物 付加体 アラスカ州南中部 北緯61度00分 西経149度42分 / 北緯61.00度 西経149.70度 / 61.00; -149.70 [23]
砕屑性ジルコン 古代の非活動的な大陸棚 南ラサ地帯 北緯29度15分 東経85度15分 / 北緯29.25度 東経85.25度 / 29.25; 85.25 [4]
砕屑性ジルコン 前地盆地 ネパールヒマラヤ前地盆地 北緯27度52分 東経83度34分 / 北緯27.86度 東経83.56度 / 27.86; 83.56 [24]

残骸の再加工

堆積物は供給源から侵食された後、河川、前地盆地、または氾濫原に運ばれ堆積します。その後、洪水やその他の種類の侵食イベントが発生すると、堆積物は再び侵食され、運ばれます。このプロセスは堆積物の再加工と呼ばれ、起源研究で問題となる可能性があります。[25]たとえば、ジルコンの U-Pb 年代は、一般的に約 750 °C でのジルコンの結晶化の時間を反映すると考えられています。ジルコンは物理的摩耗や化学的風化に耐性があるため、ジルコン粒子は複数回の再加工サイクルに耐えることができます。これは、ジルコン粒子が元の山岳地帯の供給源地域ではなく、前地盆地で再加工 (再侵食) された場合、再加工の情報が失われることを意味します (堆積物の記録は前地盆地を供給源地域として示さず、以前の山岳地帯を供給源として示します)。この問題を回避するには、堆積物がほとんど蓄積されていない山の正面付近の上流でサンプルを採取するとよいでしょう。[20]

出所特定方法

一般的に、起源調査方法は、岩石学的方法と地球化学的方法の 2 つのカテゴリに分類できます。

岩石学的方法

岩石学的手法の例には、QFL 三元図、重鉱物の組み合わせ（アパタイト-トルマリン指数、ガーネット - ジルコン指数）、粘土鉱物の組み合わせとイライトの 結晶度、再加工された化石と花粉化石、および磁気特性の蓄積などがあります。

地球化学的手法

地球化学的手法の例としては、ジルコンのU-Pb年代測定（およびHf同位体）、ジルコンのフィッショントラック、アパタイトのフィッショントラック、堆積物のネオジムおよびストロンチウム同位体、ガーネットの化学分析、輝石の化学分析、角閃石の化学分析などが挙げられます。様々な起源推定手法については、以下の概要表をご覧ください。

プレートテクトニクス

この方法は、砂岩の組成と地殻構造を関連付ける能力を持っています。この方法は、1979年のDickinsonとSuczekの論文[11]に記載されています。

砕屑性鉱物の年代測定による起源問題の解決

U-Pb相対年齢確率図の例[4]

地質年代学と熱年代学は、起源と地殻構造に関する問題の解決に応用されてきた。[26] [24] [ 27] [28] [29]この方法で使用される砕屑鉱物には、ジルコン、モナザイト、白雲母、アパタイトなどがある。これらの鉱物の年代測定は、結晶化と複数の地殻熱運動イベントの時期を示す。この方法は、以下の点に基づいている。「(1) 供給源地域は、異なる地殻構造史を持つ岩石で構成されており、それらは明確な結晶化年代と冷却年代によって記録されている。(2) 供給源岩には選択された鉱物が含まれている。」[30]そして、(3) ジルコンのような砕屑鉱物は超安定であり、物理的・化学的風化、侵食、堆積の複数の段階を生き延びることができる。この特性により、これらの砕屑鉱物は、地殻構造的に複雑な供給源地域の長い結晶化史を記録するのに理想的である。

右図はU-Pb相対年代確率図の例である。[24]上の図は前地盆地の砕屑性ジルコンの年代分布を示している。下の図は後地（供給源地域）のジルコンの年代分布を示している。図中のnは分析されたジルコン粒子の数である。したがって、前地盆地アミール層では74個の粒子が分析されている。供給源地域（テチスヒマラヤ、グレーターヒマラヤ、レッサーヒマラヤの3つの構造レベルに分割）では、それぞれ962個、409個、666個の粒子が分析されている。後背地と前地のデータを相関させるために、まず供給源地域の記録を見てみましょう。テチス シーケンスは、約 500 Myr、1000 Myr、2600 Myr に年齢のピークがあり、グレーター ヒマラヤは、約 1200 Myr と 2500 Myr に年齢のピークがあり、レッサー ヒマラヤ シーケンスは、約 1800 Ma と 2600 Ma に年齢のピークがあります。前地盆地の記録と供給源地域の記録を単純に比較すると、アミール層の年代分布がレッサー ヒマラヤの分布に似ていることがわかります。約 1800 Myr (古原生代) の年代の粒子が約 20 個、約 2600 Myr (始生代)の年代の粒子が約 16 個あります。そのため、アミール層の堆積物は主にレッサー ヒマラヤに由来し、古原生代と始生代の岩石はインド クラトンに由来すると解釈できます。つまり、インドプレートがチベットと衝突し、インドクラトンの岩石が変形してヒマラヤ逆断層帯（例えば、小ヒマラヤ山脈）に巻き込まれ、その後侵食されて前地盆地に堆積したというわけです。

ジルコンのU-Pb地質年代測定は、レーザーアブレーション、マルチコレクター、誘導結合プラズマ質量分析法（LA-MC-ICPMS）によって実施されました。

全堆積物中のNdとSr

起源研究で使用されるNdおよびSr同位体データプロットの例

サマリウム-ネオジム（Sm-Nd）放射性同位体年代測定システムの特性は、堆積性の根源岩の年代推定を可能にし、起源研究に利用されてきた。[31] [32] [33] [ 34 ] 143 Ndは147 Smのα崩壊によって生成され、半減期は1.06×10 11年である。143 Nd/ 144 Ndの変動は147 Smの崩壊によって引き起こされる。地球のマントルのSm/Nd比は地殻よりも高く、143 Nd/ 144 Nd比もマントルの方が地殻よりも高い。143 Nd / 144 Nd比はεNd表記法で表される（DePaolo and Wasserbur 1976）。[34]

ϵ N d = 10 4 [ 1 43 N d / 1 44 N d s a m p l e ( T ) 1 43 N d / 1 44 N d C H U R ( T ) − 1 ] {\displaystyle \epsilon Nd=10^{4}\left[{\frac {^{1}43Nd/^{1}44Nd_{sample}(T)}{^{1}43Nd/^{1}44Nd_{CHUR}(T)}}-1\right]} 、

ここで、CHURはコンドライト均一岩体貯留層を指します。したがって、ϵNdはT（時間）の関数となります。

右の図は、マントルと地殻におけるNd同位体の進化を示しています。上の図の太線は、バルク地球（CHUR）の進化を示しています。下の図は、地殻とマントルにおけるバルク地球（CHUR）の進化を示しています。143Nd/144NdはεNdに変換されています。[35]通常、ほとんどの岩石のεNd値は-20から+10の範囲です。計算された岩石のεNd値は、起源岩石と相関させることで起源研究を行うことができます。さらに、SrおよびNd同位体は、起源と風化強度の両方の研究に使用されています。[32] Ndは主に風化プロセスの影響を受けませんが、87Sr/86Sr値は化学的風化の影響をより強く受けます。[36] [37]

まとめ

来歴調査の方法も以下の表に記載されています。

方法 ケーススタディ
ジルコンU-Pb年代測定 [20] [38] [39] 砕屑性ジルコンの結晶化年代を決定する
ジルコンU-Pb+Hf同位体 [40] [22] [41] εHf(t) > 0、枯渇したマントルから最近形成された若い地殻の溶融によって形成された花崗岩溶融物は、マントル源のものと類似した放射性初期Hf同位体組成を持つジルコンを生成する。εHf(t) < 0、再加工された古い大陸地殻の溶融から生成されたフェルシック溶融物は、非放射性初期Hf同位体比を持つジルコンを生成する。[42]
アパタイト核分裂トラック [18] [43] [44] [45] 熱年代学的年代（鉱物が閉鎖温度を通過した時期）。
ジルコン核分裂トラック [46] [47] 熱年代、結晶化年代、ラグタイム（熱年代から堆積年代を引いたもの）[48]
ジルコンHeおよびU-Pb二重年代測定 [25] [31] [49] 「この方法では、同じジルコンに対して、高温（約900℃）でのU-Pb結晶化と低温（約180℃）での（U-Th）/Heの発掘年代の両方が得られます。」[25]
全堆積物中のNdとSr [31] [32] Ndモデル年代、最終原岩または供給源地域[50]
堆積物中の鉛同位体 [51] 複雑な鉛同位体の体系は、特に古代の遺産における根源岩の地質学的歴史を調べるための強力なツールとなります。[51]
重鉱物組成（アパタイト・トルマリン指数、ガーネット・ジルコン指数） [52] [53] 堆積岩の重鉱物組成は、根源岩の種類によって異なります。例えば、藍晶石と珪線石の組成が豊富な場合は、高変成岩根源岩であることを示します。
ガーネットの地球化学 [54] 該当なし
Ar-Ar雲母年代測定 [55] [56] 地表の発掘により雲母が Ar-Ar 閉鎖温度まで冷却する時間を示します。
アパタイト中のNd同位体 [57] Nd モデル年代 (参照)、最終的な原岩または発生源領域。
輝石の化学 [54] [23] 起源マグマと起源岩を示す、Ca-Mg-Fe の可変化学組成。
角閃石の化学 [54] [58] 角閃石粒子の主元素および微量元素の分析は、起源の研究に使用されます。
カリ長石中の鉛同位体 [59] 該当なし
粘土鉱物学（組成とイライトの結晶度） [60] 堆積岩記録における粘土鉱物の分布は、源泉における粘土鉱物の元々の豊富さによって決定されます。風化や化学組成の変化も分布に影響を与えます。
モナザイトのU-Pb年代測定 [19] 砕屑性モノザイト鉱物の結晶化年代を決定します。
続成作用中の重鉱物の安定性 該当なし 該当なし
バルク堆積物微量元素化学 [61] 主要元素よりも地質学的プロセスのより敏感な指標
ルチルU-Pb 該当なし 砕屑性ルチル鉱物の結晶化年代を決定する
U-Pb砕屑性チタン岩 [62] 砕屑性チタン石の結晶化年代を決定する
ジルコンREEおよびTh/U [63] [64] [65] 異なる種類の花崗岩から生成されたジルコン粒子は、REE 比によって区別できます。
再加工された化石と花粉化石 [66] [67] 再加工された化石（圧縮、加熱、酸化、微生物の攻撃によって生じたもの）と花粉化石（植物または動物の構造、腐敗に対する耐性、胞子花粉 キチン）を使用して、堆積物の起源を見つけます。
全堆積物 Ar–Ar [68] [69] 閉鎖温度以下に冷却された鉱物または岩石全体の年代。
水晶等価直列抵抗（ESR） [70] [71] ESR 強度を使用して、堆積岩記録と根源岩を相関させます。
岩石の磁気特性 [72] [73] 磁化率、ヒステリシス ループ、熱磁気曲線、および鉄酸化物鉱物の岩石学を使用して、堆積物と発生源領域を相関させ、 地球化学的起源データを代用または補足します。

分析方法と機器

西オーストラリア州カーティン大学の高感度高解像度イオンマイクロプローブ（SHRIMP II）

堆積物の起源を調べるための機器と方法の選択は、粒度に基づいて行われます。

礫岩や巨礫の場合、鉱物の共生関係が保存されているため、ほぼすべての分析方法が使用可能です。[74]細粒堆積物の場合、共生関係情報の損失が懸念されるため、適切な分析方法は限られています。

起源調査のためのデータ収集アプローチは、次の3つのカテゴリに分類されます: (1) 岩石学的、鉱物学的、および化学的情報を抽出するため全体の組成を分析する、(2) 重鉱物などの特定の鉱物グループを分析する、(3) 形態学的、化学的、および同位体的特性について単一の鉱物粒子を分析する。

バルク組成分析では、試料を粉砕、粉末化、分解、または溶融し、原子吸光分光法（AAS）、蛍光X線分析法（XRF）、中性子放射化分析法（NAA）などの方法を用いて、主要元素、微量元素、および希土類元素（REE）の測定を行います。

砂粒サイズの堆積物は単粒子法で分析することができ、次の 3 つのグループに分けられます。

  1. 鉱物の形状、色、内部構造を観察するために使用される顕微鏡形態学的手法。例えば、走査型電子顕微鏡（SEM）とカソードルミネッセンス（CL）検出器を用いる。[75] [76]
  2. 鉱物の化学組成や組成変化を識別するために使用される単粒子地球化学分析法。例えば、レーザーアブレーション誘導結合プラズマ質量分析法（ICP-MS）など。[77]
  3. 単一粒子鉱物の放射年代測定。鉱物の地質年代学的および熱年代学的特性を決定する方法。例えば、U/Pb SHRIMP年代測定や40Ar/39Arレーザープローブ年代測定など。[78]

起源研究の限界

堆積物の進化の主なステップ（中央）、変化のプロセス（右）、および制御要因（左）。

堆積物は、発生源から盆地への輸送過程において、風化、混合、堆積、続成作用、そして循環作用を受ける。こうした複雑な要因の組み合わせによって、母岩の組成と組織構造が変化する可能性がある。

以下のセクションでは、起源研究の主な問題点と限界について紹介する。[79]

候補ソースエリア

堆積物（堆積記録）と発生源域を相関させるには、比較対象として複数の発生源候補域を選定する必要があります。堆積物の発生源候補域は、サイト選定時に見落とされ、候補域として選定されない場合があります。これは、堆積物と発生源の相関において誤った解釈につながる可能性があります。

粒度

粒径は、起源調査において誤った解釈を引き起こす可能性がある。堆積物は輸送・堆積の過程で、機械的分解、化学的変化、そして選別を受ける。その結果、特定の粒径範囲において特定の物質が優先的に濃縮され、堆積物の組成は粒径の関数となる傾向がある。例えば、SiO 2 /Al 2 O 3比は粒径の減少とともに低下する。これは、細粒堆積物中のSiに富む相を犠牲にして、Alに富む層状珪酸塩が濃縮されるためである。これは、堆積物の組成変化が起源の変化だけでなく、粒径選別の影響も反映している可能性があることを意味する。[80]起源調査方法（Sr-Nd同位体法など）における堆積物の選別の影響を最小限に抑えるため、極細粒砂岩から細粒砂岩のみを試料として採取する。代替品が入手できない場合は、中粒砂岩を使用することができる。[81]

残骸の混合

複数の発生源からの堆積物が混在すると、最終的な堆積物記録と根源岩との相関関係を解明する際に問題が生じる可能性があります。特に、分散経路が複雑で、以前に堆積した堆積物の循環が関与している場合に顕著です。例えば、ある堆積物記録に10億年前のジルコン粒子が含まれており、その粒子が同年代のジルコンを含む2つの発生源地域を流れる河川によって運ばれた場合、上流の2つの発生源地域のうちどちらがジルコン堆積物の起源であるかを特定することはできません。

続成作用

堆積岩記録の解析において、特に常に石化している古代堆積物を取り扱う場合、続成作用が問題となる可能性がある。[82]堆積岩記録における粘土鉱物の変動は、起源岩石の変動ではなく、埋没の影響を反映している可能性がある。例えば、粘土鉱物は深部で不安定になり、カオリナイトやスメクタイトはイライトになる。掘削コア中のイライト成分が減少したとしても、必ずしもイライトを多く産出する根源岩が記録されているとは限らない。なぜなら、これは鉱物の埋没や変質の結果である可能性もあるからである。[82]

後背地の構造的仮定

構造仮定が起源解釈に与える影響。左側の2つの断面は、2つの後背地構造仮定を示しており、右側の柱状図は前地盆地の地層学であり、堆積岩記録の変動を示している。Ma = 百万年。

起源地質調査では、堆積岩記録（盆地に蓄積されている）と後背地の地層学との相関関係を調査する。後背地の地層学は断層系によって構造的に制御されているため、後背地の構造的背景は堆積岩記録の解釈において重要である。後背地の構造的背景は、現地調査によって推定される。地質学者は、河川の谷に沿って調査を行い、山脈（衝上断層帯）を横断して主要な断層を特定し、その地域における断層によって区切られた主要な地層を記述する。地質図は現地調査の成果物であり、地質図を解釈することで横断面を作成することができる。しかし、後背地の構造的背景は確定的なものではなく、入手可能な最良のデータに基づく推測である。

例えば、図は典型的な逆断層帯と前地盆地システムを示しています。逆断層は上部の岩石を地表まで運び、様々な岩相の岩石が侵食・運搬されて前地盆地に堆積します。構造仮定1では、ピンク色の層は逆断層2と逆断層3の上に存在すると仮定されていますが、構造仮定2では、ピンク色の層は逆断層2によってのみ運ばれています。砕屑物の記録は前地盆地の地層序に保存されています。その地層序において、ピンク色の層は後背地のピンク色の層と相関しています。構造仮定2を用いると、逆断層2が約500万年前と1200万年前に活動していたと解釈できます。しかし、他の仮定を用いると、ピンク色の層の記録が逆断層2と逆断層3のどちらを示唆しているかを知ることができません。

アプリケーション

石油・ガス産業では、起源地質調査法が用いられています。「起源地質と堆積盆地の関係は、炭化水素探査において重要です。なぜなら、対照的な堆積岩組成を持つ砂質岩石は、続成作用に対して異なる反応を示し、埋没深度に応じて異なる空隙率減少傾向を示すからです。」 [11]

複数の起源調査手法（例えば、岩石学、重鉱物分析、鉱物地球化学、全岩地球化学、地質年代学、排水捕捉分析など）を組み合わせることで、炭化水素の探査・生産に貴重な知見をもたらすことができる。[83] [84]探査段階では、起源調査によって貯留層分布と貯留層質の理解が深まる。開発段階では、鉱物学的および化学的手法を用いて貯留層帯状分布と地層の相関関係を推定する。[85]起源調査手法は生産段階でも用いられる。例えば、このような手法は、続成作用および堆積相の空間的変動に起因する浸透率の変動や坑井の減衰率を評価するために使用される。[83]

参照

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  • アリゾナ大学地球科学部アリゾナレーザークロンセンター
  • 地球化学機器と分析
  • UCLA SIMラボによるサンプル調製
  • シュルンベルジェによる続成作用と貯留層の品質
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