変成作用
変成反応の模式図。鉱物の略語：act =アクチノ閃石、chl =緑泥石、ep =緑簾石、gt =ガーネット、hbl =角閃石、plag =斜長石。図に示されている2つの鉱物は、この反応には関与しません。これらは石英とカリ長石です。この反応は、自然界では、塩基性岩が両閃岩相から緑色片岩相に変化する時に起こります。
ノルウェー、ザランゲン市産のガーネット-雲母-片岩の交差偏光薄片像。片岩の強い歪構造を示している。黒色の結晶はガーネット、ピンク-オレンジ-黄色の縞模様は白雲母、茶色の結晶は黒雲母である。灰色と白の結晶は石英と（少量の）長石である。

変成作用とは、既存の岩石（原岩）が異なる鉱物組成または組織を持つ岩石へと変化する現象です。変成作用は150℃（300℉）を超える温度で起こり、しばしば高圧下や化学的に活性な流体の存在下でも起こりますが、岩石は変成作用の間、ほぼ固体のままです。[ 1 ]変成作用は、地球の地表またはその直下で起こる変化である風化作用や続成作用とは異なります。 [ 2 ]

変成作用には、広域変成作用、接触変成作用、熱水変成作用、衝撃変成作用、動的変成作用など、様々な形態があります。これらは、変成が起こる温度、圧力、速度、そして反応性流体の関与の程度が異なります。圧力と温度が上昇する条件で起こる変成作用は順行変成作用と呼ばれ、温度と圧力が低下する条件で起こる変成作用は退行変成作用と呼ばれます。

変成岩石学は変成作用を研究する学問です。変成岩石学者は、変成プロセスを理解するために、統計力学と実験岩石学に大きく依存しています。

変成作用

（左）変成作用前の岩石中のランダムに配向した粒子。（右）変成作用中に岩石が応力を受けると、粒子は応力に直交して配列する。

変成作用とは、既存の岩石が高温下で物理的または化学的に変化する一連の過程であり、実際には大きな溶融は伴いません。変成岩の形成における加熱の重要性は、スコットランドの先駆的な博物学者ジェームズ・ハットンによって初めて認識されました。彼はしばしば近代地質学の父と呼ばれています。ハットンは1795年に、スコットランド高地のいくつかの岩層は元々堆積岩であったが、高熱によって変質したと記しています。[ 3 ]

ハットンは変成作用において圧力が重要であるとも推測した。この仮説は友人のジェームズ・ホールによって検証された。ホールは大砲の砲身で作った間に合わせの圧力容器にチョークを封入し、それを鉄の鋳造炉で加熱した。ホールは、これによって、空気中でチョークを加熱して生成される通常の生石灰ではなく、大理石に非常に似た物質が生成されることを発見した。その後、フランスの地質学者は、地中の岩石を通る流体の循環である交代作用を、変成作用をもたらす過程のリストに加えた。しかし、変成作用は交代作用を伴わずに（等化学変成作用）、または圧力が比較的低い数百メートルの深さで（例えば接触変成作用）起こることもある。[ 3 ]

岩石は熱によって原子結合が切断され、原子が自由に移動して他の原子と新たな結合を形成するため、溶融することなく変容することができます。鉱物粒子の間に存在する間隙水は、原子が交換される重要な媒体です。[ 4 ]これにより、既存の鉱物の再結晶化、または異なる結晶構造や化学組成を持つ新しい鉱物の結晶化（新結晶化）が可能になります。 [ 1 ]この変成作用により、原岩中の鉱物は、変成作用が起こる圧力と温度の条件下で、より安定した（化学平衡に近い）形態に変換されます。 [ 5 ] [ 6 ]

変成作用は一般に 100～200 °C (212～392 °F) の温度で始まると考えられています。これには、堆積岩の形成につながる圧縮と岩石化による続成作用は含まれません。 [ 7 ]変成条件の上限は岩石の固相線、つまり岩石が溶け始める温度にあります。この時点で、プロセスは火成作用になります。[ 8 ]固相線温度は、岩石の組成、圧力、および岩石が水で飽和しているかどうかによって異なります。典型的な固相線温度は、数百メガパスカル(MPa) の圧力下での湿った花崗岩の 650 °C (1,202 °F) [ 9 ]から、大気圧下での湿った玄武岩の約 1,080 °C (1,980 °F) までの範囲です。[ 10 ]ミグマタイトはこの上限で形成された岩石であり、溶融し始めたが耐火残留物から完全に分離していない物質の塊や鉱脈が含まれています。[ 11 ]

変成作用は、地表付近の圧力（接触変成作用）から16 kbar（1600 MPa）を超える圧力まで、ほぼあらゆる圧力で発生する可能性がある。 [ 12 ]

再結晶

細かい組織を示す玄武岩の手サンプル
玄武岩の変成作用によって形成された粗い組織を示す両輝岩

変成作用の過程で岩石の粒子のサイズと配向が変化することを再結晶作用といいます。例えば、堆積岩である石灰岩やチョーク中の小さな方解石結晶は、変成岩である大理石ではより大きな結晶に変化します。[ 13 ]変成砂岩では、元の石英砂粒子が再結晶化して、メタクォーツァイトとしても知られる非常に緻密な石英岩となり、その中では多くの場合、より大きな石英結晶が絡み合っています。[ 14 ]再結晶化には高温と高圧の両方が関与しています。高温では固体結晶中の原子とイオンが移動し、結晶が再編成されます。一方、高圧では岩石内の結晶が接触点で溶解し（圧力溶解）、間隙内に再堆積します。[ 15 ]

再結晶化の間、鉱物の性質は変化せず、組織のみが変化します。再結晶化は通常、温度がケルビンスケールで鉱物の融点の半分を超えると始まります。[ 16 ]

圧力溶解は続成作用（堆積物が堆積岩に岩石化する過程）の間に始まりますが、変成作用の初期段階で完了します。砂岩の原岩の場合、続成作用と変成作用の境界線は、歪んだ石英粒子が新しい、歪んでいない小さな石英粒子に置き換わり始め、偏光顕微鏡下で薄片で識別できるモルタル組織が形成される点にあります。変成の程度が増すにつれて、さらなる再結晶化により、三重点で交わる多角形の粒子を特徴とする泡状組織が形成され、その後、粗く不規則な粒子（より大きな粒子（斑状晶）を含む）を特徴とする斑状晶組織が形成されます。 [ 17 ]

マイロナイト（岩石顕微鏡を通して）

変成岩は、典型的には、その形成源である原岩よりも結晶が粗くなります。結晶内部の原子は、隣接する原子の安定した配列に囲まれています。結晶表面ではこの配列が部分的に失われ、表面エネルギーが生じ、表面は熱力学的に不安定になります。粗大結晶への再結晶は表面積を減少させ、表面エネルギーを最小化します。[ 18 ]

変成作用の結果として粒子が粗大化することはよく見られる現象ですが、激しく変形した岩石は、マイロナイトと呼ばれる細粒の岩石として再結晶することで、ひずみエネルギーを消失させることがあります。石英、炭酸塩鉱物、カンラン石を多く含む岩石などは、特にマイロナイトを形成しやすい傾向がありますが、長石やザクロ石はマイロナイト化に抵抗性があります。[ 19 ]

相変化

Al 2 SiO 5 （ネソケイ酸塩）の状態図

相変化変成作用とは、原岩の鉱物と同じ化学式を持つ新しい鉱物が生成されることです。この作用では、結晶内の原子が再配置されます。一例として、アルミニウムケイ酸塩鉱物である藍晶石、紅柱石、珪線石が挙げられます。これら 3 つの鉱物の組成は、すべてAl 2 SiO 5です。藍晶石は地表状態では安定しています。しかし、大気圧下では、藍晶石は約 190 °C (374 °F) の温度で紅柱石に変化します。さらに、紅柱石は温度が約 800 °C (1,470 °F) に達すると珪線石に変化します。圧力が約 4 kbar (400 MPa) を超えると、温度の上昇に伴って藍晶石は直接珪線石に変化します。[ 20 ]方解石とアラゴナイトの間でも同様の相変化が見られることがあり、高圧と比較的低温では方解石がアラゴナイトに変化します。[ 21 ]

新結晶化

新結晶化とは、原岩とは異なる新たな鉱物結晶の生成を伴います。化学反応によって原岩の鉱物が分解され、新たな鉱物が生成されます。これは固体結晶中の原子の拡散も伴うため、非常にゆっくりとしたプロセスです。[ 22 ]

新結晶化反応の一例としては、高温高圧下でファイアライトと斜長石が反応してガーネットが生成される反応が挙げられる。反応式は以下の通りである。[ 23 ]

鉱物間では、溶融することなく多くの複雑な高温反応が起こる可能性があり、生成されたそれぞれの鉱物群は、変成作用時の温度と圧力に関する手がかりを与えてくれます。これらの反応は、高温下での原子の急速な拡散によって可能になります。鉱物粒子間の間隙水は、原子交換の重要な媒体となり得ます。[ 4 ]

新結晶化反応の中でも特に重要な反応群は、水や二酸化炭素などの揮発性物質を放出する反応です。沈み込み帯における玄武岩からエクロジャイトへの変成作用の過程で、含水鉱物が分解し、多量の水が生成されます。[ 24 ]この水はマントル層に上昇し、マントル岩石の融点を下げ、フラックス溶融によってマグマを生成します。[ 25 ]マントル由来のマグマは最終的に地表に到達し、火山噴火を引き起こします。その結果生じる島弧火山は、水分含有量が多いため爆発性が極めて高く、危険な噴火を引き起こす傾向があります。[ 26 ]

水を放出する脱水反応の例としては以下が挙げられる: [ 27 ]

脱炭酸反応の例は以下の通りである。[ 28 ]

塑性変形

塑性変形では、原岩に圧力が加えられ、せん断または曲げが生じますが、破壊は起こりません。これが起こるためには、脆性破壊が起こらない程度に温度が高く、かつ結晶の拡散が起こらない程度に温度が高くなければなりません。[ 22 ] 圧力溶解と同様に、塑性変形の初期段階は続成作用中に始まります。[ 29 ]

種類

地域

広域変成作用は、地球の地殻の全域に影響を及ぼす変成作用の総称である。[ 30 ]広域変成作用は、造山帯（山脈の形成が起こっている地域）で起こる熱動変成作用を指すことが最も多いが、 [ 31 ]岩石が単に地表下の沈降盆地の深部に埋もれることによって生じる埋没変成作用も含まれる。 [ 32 ] [ 33 ]

ダイナマザー

バリスカン造山運動中に変形した変成岩。スペイン、レリダ、バル・デ・カルドス。

多くの地質学者にとって、広域変成作用は実質的に動熱変成作用と同義である。[ 30 ]この形態の変成作用は、2つの大陸プレート、または大陸プレートと島弧が衝突する収束型プレート境界で起こる。衝突帯は造山帯と呼ばれる山脈形成帯となる。造山帯は地殻の肥厚を特徴とし、その過程で地殻深部に埋もれた岩石は高温高圧にさらされ、激しく変形する。[ 33 ] [ 34 ]その後の山脈の浸食により、造山帯の根元が変成岩の広大な露頭として露出し、[ 35 ]山脈の特徴となる。[ 33 ]

このような環境で形成された変成岩は、よく発達した葉理構造を示す傾向がある。[ 33 ]葉理構造は、変成作用の過程で岩石が1つの軸に沿って短縮されるときに発達する。これにより、雲母や緑泥石などの板状鉱物の結晶が回転し、その短軸が短縮方向と平行になる。その結果、縞状、または葉理構造の岩石が形成され、その帯にはそれを形成した鉱物の色が示されている。葉理構造の岩石は、しばしば劈開面を発達させる。 粘板岩は頁岩を起源とする葉理構造変成岩の一例であり、典型的にはよく発達した劈開を示し、粘板岩を薄い板状に分割することができる。[ 36 ]

発達する片理の種類は変成度によって異なります。例えば、泥岩から始まり、温度が上昇するにつれて、以下の順序で発達します。泥岩はまず粘板岩に変化します。粘板岩は、非常に細粒で片理のある変成岩であり、非常に低度の変成作用を特徴とします。粘板岩はさらに千枚岩に変化します。千枚岩は細粒で、低度の変成作用地域で見られます。片岩は中粒から粗粒で、中度の変成作用地域で見られます。高度の変成作用によって、岩石は粗粒から非常に粗粒の片麻岩に変化します。 [ 37 ]

あらゆる方向から均一な圧力を受けた岩石、または特徴的な成長習性を持つ鉱物を含まない岩石は、葉理構造を呈しません。大理石は板状鉱物を含まず、一般的に葉理構造を呈さないため、彫刻や建築の材料として用いられます。

衝突造山運動は海洋地殻の沈み込みに先行する。 [ 38 ]沈み込み帯でマントルに向かって沈み込む沈み込みプレート内の条件は、対になった変成帯を特徴とする、独自の地域的変成効果を生み出す。[ 39 ]

スコットランド高地における広域変成作用に関するジョージ・バローの先駆的な研究は、一部の広域変成作用が、変成度が増加するにつれて明確に区分され、地図化可能な帯を形成することを示した。このバロビアン変成作用は、世界で最もよく知られている変成系列である。しかし、バロビアン変成作用は泥岩またはシルト岩から形成される泥質岩に特有のものであり、泥質岩全体においても唯一のものではない。スコットランド北東部では、バロビアン変成作用とは異なる層序が認められ、これはバロビアン変成作用よりも低い圧力で生じた。[ 40 ]

埋葬

埋没変成作用の産物であるスー珪岩

埋没変成作用は、岩石が地表より深く、沈降盆地に埋没することによってのみ起こります。[ 33 ]ここで岩石は高温と、上部の岩石層の巨大な重量によって引き起こされる大きな圧力にさらされます。埋没変成作用は低品位変成岩を生成する傾向があり、これは動熱変成作用に特徴的な変形や褶曲の影響を全く示しません。[ 41 ]

埋没変成作用によって形成された変成岩の例としては、北アメリカの大陸中部リフトシステムの一部の岩石、例えばスー珪岩[ 42 ]やオーストラリアのハマーズリー盆地の岩石などが挙げられる。[ 43 ]

接触

ユタ州ヘンリー山脈の変成帯。上部の灰色がかった岩石は火成岩の貫入岩で、ヘンリー山脈ラコリスに由来する斑状花崗閃緑岩から構成されています。下部のピンク色がかった岩石は堆積性母岩であるシルト岩です。その間には、変成シルト岩が暗色層（厚さ約5cm）とその下の淡色層の両方として見られます。

接触変成作用は、典型的には貫入火成岩の周囲で、マグマがより冷たい母岩に貫入することで引き起こされる温度上昇の結果として生じる。接触変成作用の影響が存在する貫入周囲の領域は、変成帯、[ 44 ]接触変成帯、または単に変成帯と呼ばれる。[ 45 ]接触変成岩は通常、ホルンフェルスとして知られている。接触変成作用によって形成された岩石は、強い変形の兆候を示さない可能性があり、多くの場合、細粒であり[ 46 ] [ 47 ]非常に強靭である。[ 48 ]リンカーン記念館の外壁とアーリントン国立墓地の無名戦士の墓に使用されているユール大理石は、接触変成作用によって形成された。[ 49 ]

接触変成作用は貫入岩近傍で大きく、接触部から離れるにつれて弱まる。[ 50 ]変成帯の大きさは、貫入岩の熱、その大きさ、そして壁岩との温度差に依存する。岩脈は一般に小さな変成帯を持ち、変成作用は最小限で、周囲の岩石に1～2層の厚さまでしか及ばない。[ 51 ]一方、バソリス周辺の変成帯は幅が数キロメートルにも及ぶことがある。[ 52 ] [ 53 ]

変成帯の変成度は、変成帯内で形成される変成鉱物のピーク値によって測定されます。これは通常、泥質岩またはアルミノケイ酸塩岩の変成温度と、それらが形成する鉱物に関連しています。浅部における変成帯の変成度は、生成温度が低い順に、アルバイト-緑簾石ホルンフェルス、ホルンブレンドホルンフェルス、輝石ホルンフェルス、珪線石ホルンフェルスとなります。しかし、アルバイト-緑簾石ホルンフェルスは、最も低い温度であるにもかかわらず、しばしば形成されません。[ 54 ]

貫入岩から流出するマグマ流体も変成反応に関与する可能性がある。マグマ流体の大量流入は、影響を受ける岩石の化学組成を著しく変化させる可能性がある。この場合、変成作用は交代作用へと段階的に変化する。貫入岩が炭酸塩に富む場合は、スカルンが形成される。[ 55 ] 冷却する花崗岩から流出するフッ素に富むマグマ水は、しばしば花崗岩の接触部内および近傍にグライゼンを形成することがある。 [ 56 ]交代作用によって変質した変成帯は、金属鉱石の堆積を局所的に行う可能性があり、経済的にも興味深い。[ 57 ] [ 58 ]

フェナイト化作用、あるいはNa交代作用は、交代作用を伴う接触変成作用の特異な形態である。これは、炭酸塩に富みシリカの含有量が少ない、カーボナタイトと呼ばれる希少なマグマの貫入岩周辺で起こる。カーボナタイトマグマは冷却すると固化するにつれて、ナトリウムを豊富に含む高アルカリ性の流体を放出し、この高温で反応性の高い流体が、変成帯の鉱物成分の大部分をナトリウムを豊富に含む鉱物に置き換える。[ 59 ]

化石燃料の火災に関連する特殊なタイプの接触変成作用は、熱変成作用として知られています。[ 60 ] [ 61 ]

熱水

熱水変成作用は、岩石と様々な組成の高温流体との相互作用の結果である。既存の岩石と侵入した流体の組成の違いが、一連の変成反応と交代作用を引き起こす。熱水流体は、マグマ起源（侵入したマグマに由来）、循環地下水、または海水である可能性がある。 [ 33 ]海底玄武岩中の熱水流体の対流循環は、拡大中心やその他の海底火山地域に隣接して広範な熱水変成作用を引き起こす。熱水流体は最終的に、ブラックスモーカーと呼ばれる海底の噴出孔から排出される。 [ 62 ]この熱水変質のパターンは、貴重な金属鉱床の探索の指標として用いられる。 [ 63 ]

ショック

衝撃変成作用は、地球外物体（例えば隕石）が地球の表面に衝突したときに発生します。したがって、衝撃変成作用は超高圧条件と低温条件を特徴とします。結果として生じる鉱物（SiO 2系の多形体であるコーサイトやスティショバイトなど）と組織は、これらの条件に特徴的なものです。[ 64 ]

動的

動的変成作用は、断層帯などの高ひずみ帯と関連している。[ 33 ]このような環境では、岩石の変成において化学反応よりも機械的変形が重要である。岩石中に存在する鉱物は、しばしば化学平衡状態を反映しておらず、動的変成作用によって生じる組織は、鉱物組成よりも重要である。[ 65 ]

岩石が機械的に変形するメカニズムは3つあります。これらは、鉱物粒子の破砕と回転による岩石の変形であるカタクラシス[ 66 ] 、個々の鉱物結晶の塑性変形、そして拡散過程による個々の原子の移動です。[ 67 ]動的変成帯の組織は、温度と拘束圧によって支配的な変形メカニズムが決定されるため、形成された深度に依存します。[ 68 ]

断層帯の最も浅い深さでは、断層ガウジや断層角礫岩などの様々な種類の未固結の破砕岩で満たされています。より深度では、これらはクラッシュ角礫岩などの固結した破砕岩に置き換えられ、そこではより大きな岩石の破片が方解石や石英によって固結されています。約5キロメートル（3.1マイル）より深い深さでは、カタクレーサイトが出現します。これは、高温でのみ形成される、フリント質のマトリックス内の破砕された岩石の破片からなる非常に硬い岩石です。さらに深度が300℃（572°F）を超えると、塑性変形が始まり、断層帯はマイロナイトで構成されます。マイロナイトは、ほとんどの破砕岩には見られない強い葉理構造によって特徴付けられます。[ 69 ]マイロナイトは、より細かい粒径によって周囲の岩石と区別されます。[ 70 ]

カタクレーサイトは、粒子の脆性破壊と同様に塑性変形と再結晶によって形成され、その過程で岩石が完全に凝集力を失うことはないという証拠が数多く存在する。鉱物によって延性を示す温度は異なり、石英は最初に延性を示す鉱物の一つである。また、異なる鉱物からなる剪断された岩石は、塑性変形と脆性破壊の両方を同時に示すことがある。[ 71 ]

ひずみ速度も岩石の変形に影響を及ぼします。中部地殻および下部地殻では、ひずみ速度が低い場合（10 −14 sec −1 未満）は延性変形を起こしやすいですが、ひずみ速度が高い場合は脆性変形を引き起こす可能性があります。ひずみ速度が最大になると、岩石は非常に高温になり、一時的に溶融して擬似タキライトと呼ばれるガラス質の岩石を形成することがあります。[ 72 ] [ 73 ]擬似タキライトは、グラニュライトなどの乾燥した岩石に限定されているようです。[ 74 ]

変成岩の分類

変成岩は、岩石自体の性質から原岩が特定できる場合は、原岩によって分類されます。例えば、変成岩の検査により原岩が玄武岩であることが判明した場合、それは変成玄武岩と分類されます。原岩が特定できない場合は、岩石の鉱物組成または片理の程度によって分類されます。[ 75 ] [ 76 ] [ 77 ]

変成岩度

変成度は変成作用の量や程度を非公式に示す指標である。[ 78 ]

バロビアン層（スコットランドの累進変成作用帯でジョージ・バローによって記述）では、変成度は泥質（頁岩、アルミニウム質）起源 の岩石中の主要な鉱物の出現に基づく鉱物の組み合わせによっても分類されます。

低グレード ------------------- 中グレード --------------------- 高グレード

緑色片岩 ------------- 両閃岩 ----------------------- グラニュライト
粘板岩---千枚岩----------片岩----------------------片麻岩---ミグマタイト
緑泥石帯
黒雲母帯
ガーネット帯
スタウロライト帯
カイヤナイト帯
珪線石帯

この強度や程度をより完全に表すのが変成相の概念である。[ 78 ]

変成岩相

変成相とは、変成作用の際に特定の温度・圧力範囲で平衡状態にあった主要な鉱物の集合体を含む、識別可能なテレーンまたは帯である。これらの相は、玄武岩からその相条件下で形成された変成岩にちなんで命名される。[ 79 ]

特定の鉱物の組み合わせは、その原岩の組成にある程度依存しており、例えば大理石の両輝岩相はペライトの両輝岩相とは同一ではない。しかし、変成岩の相は、可能な限り幅広い組成範囲を持つものを特定の相に割り当てられるように定義されている。変成岩相の現在の定義は、主にフィンランドの地質学者ペンティ・エスコラによる1921年の研究に基づいており、その後の実験的研究に基づいて改良されている。エスコラは、イギリスの地質学者ジョージ・バローが先駆的に考案した指標鉱物に基づく帯状構造を参考にした。[ 12 ]

変成岩を原岩、鉱物形態、組織に基づいて分類する際には、変成相は通常考慮されません。しかし、いくつかの変成相は非常に特徴的な岩石を生成するため、より正確な分類が不可能な場合は、変成相名が岩石に使用されます。主な例としては、両閃岩とエクロジャイトが挙げられます。英国地質調査所は、グラニュライト相に変成した岩石をグラニュライトという分類名で分類することを強く推奨していません。そのような岩石は、多くの場合、グラノフェル（granofels）に分類されます。[ 76 ]しかし、これは普遍的に受け入れられているわけではありません。[ 77 ]

変成岩相の温度と圧力
温度プレッシャー顔
低い低いゼオライト
低中程度低中程度プレナイト-パンペリー石
中程度から高い低いホルンフェルス
低～中程度中程度から高い青色片岩
中程度 → 高適度緑色片岩→両閃岩→グラニュライト
中程度から高い高いエクロジャイト

詳細については図を参照してください。

順行性と逆行性

変成作用はさらに、順行変成作用と退行変成作用に分けられます。順行変成作用は、温度および（通常は）圧力条件の上昇に伴う鉱物組成の変化（共生）を伴います。これは固体状態の脱水反応であり、水や二酸化炭素などの揮発性物質の損失を伴います。順行変成作用の結果、岩石は経験した最大の圧力と温度の特性を示します。変成岩は通常、地表に戻ってもそれ以上の変化を起こしません。[ 80 ]

後退変成作用は、温度（そして通常は圧力）の低下下での再揮発作用による岩石の再構成を伴い、順行変成作用で形成された鉱物組成が、より緩やかな条件でより安定した組成へと回帰する。これは比較的稀なプロセスである。なぜなら、順行変成作用中に生成された揮発性物質は通常、岩石から移動し、冷却中に岩石と再結合することができないからである。局所的な後退変成作用は、岩石の亀裂が地下水が冷却中の岩石に侵入する経路となる場合に発生する可能性がある。[ 80 ]

平衡鉱物集合体

アルミニウムケイ酸塩-白雲母-石英-カリ長石の相境界を示す岩石成因グリッド
異なる温度圧力条件（変成相）における変成塩基性岩石の相平衡を示すACF適合図（アルミニウム-カルシウム-鉄）。点は鉱物相、細い灰色の線は2相間の相平衡を示す。鉱物略語：act =アクチノライト、cc =方解石、chl =緑泥石、di =透輝石、 ep =緑簾石、 glau =藍閃石、gt =ガーネット、hbl =角閃石、ky =藍晶石、law =ローソン石、plag =斜長石、om =オンファス輝石、opx =斜方輝石、zo =ゾイサイト

変成作用は、原岩を熱力学的平衡、すなわち最大安定状態に近づける作用をする。例えば、せん断応力（非流体力学的応力）は熱力学的平衡とは相容れないため、せん断を受けた岩石はせん断応力を軽減する方向に変形する傾向がある。[ 81 ]ある組成の岩石にとって最も安定した鉱物の組み合わせは、ギブスの自由エネルギーを最小化する組み合わせである[ 82 ]。

G（p、T）＝あなた+pV−TS{\displaystyle G(p,T)=U+pV-TS}

どこ：

言い換えれば、変成反応は原岩の全ギブス自由エネルギーを低下させる場合にのみ起こる。粗大結晶への再結晶は表面エネルギーを低下させることでギブス自由エネルギーを低下させる[ 18 ]。一方、相変化と新結晶化はバルクギブス自由エネルギーを低下させる。反応は、試薬のギブス自由エネルギーが生成物のギブス自由エネルギーよりも大きくなる温度と圧力で始まる[ 83 ] 。

鉱物相は一般に、内部エネルギーが低いほど安定しており、これは原子間の結合が強いことを反映している。密度の高い相（モル容積Vが低い）は高圧下でより安定するが、構造の秩序性が低い鉱物（エントロピーSが高い）は高温下でより安定する。例えば、アンダルサイ​​トはアルミニウムケイ酸塩多形の中で最も密度が低いため、低圧下でのみ安定する。一方、シリマナイトは構造の秩序性が最も低いため、高温下では安定する。[ 84 ]

特定の鉱物の特定の温度および圧力におけるギブス自由エネルギーは、様々な解析式で表すことができます。これらの解析式は、実験的に測定された鉱物組成および相境界に基づいて較正されます。こうして、特定の温度および圧力における岩石の全体組成に対する平衡鉱物組成をコンピュータで計算することができます。[ 85 ] [ 86 ]

しかし、平衡鉱物の組み合わせを様々な種類の図表を使って表現することは非常に有用であることが多い。[ 87 ]これらには、岩石成因グリッド[ 88 ] [ 89 ]や適合性図（組成相図）[ 90 ] [ 91 ]などが含まれる。

岩石生成グリッド

岩石成因グリッドとは、与えられた岩石組成における圧力と温度条件における実験的に導かれた変成反応をプロットした地質学的相図です。これにより、変成岩石学者は岩石が変成する圧力と温度条件を決定することができます。 [ 88 ] [ 89 ]図に示すAl 2 SiO 5ネソケイ酸塩相図は、アルミニウム（Al）、シリコン（Si）、酸素（O）のみからなる組成を持つ岩石のための非常にシンプルな岩石成因グリッドです。岩石は異なる温度と圧力にさらされるため、上記の3つの 多形鉱物のいずれかに変化する可能性があります。[ 84 ]複数の相を含む岩石の場合、多くの相転移の境界をプロットできますが、岩石成因グリッドはすぐに複雑になります。例えば、岩石成因グリッドは、アルミニウムケイ酸塩の相転移と、アルミニウムケイ酸塩とカリウム長石から白雲母と石英への相転移の両方を示す場合があります。[ 92 ]

互換性図

岩石成因図は、温度と圧力の範囲における単一の組成の相を示すのに対し、適合図は、一定の温度と圧力における組成に応じて鉱物の組み合わせがどのように変化するかを示します。適合図は、岩石の組成の変化が、特定の圧力と温度条件下で岩石中に発達する鉱物の共生にどのように影響するかを分析する優れた方法を提供します。 [ 90 ] [ 91 ] 3つ以上の成分（三元図など）を描くことは難しいため、通常は最も重要な3つの成分のみがプロットされますが、4つの成分の適合図が投影された四面体としてプロットされることもあります。[ 93 ]

参照

脚注

  1. ^ a bマーシャク 2009、177ページ。
  2. ^ヴァーノン 2008、1ページ。
  3. ^ a bヤードリー 1989、pp.1–5。
  4. ^ a bヤードリー 1989、5ページ。
  5. ^ヤードリー 1989、29～30頁。
  6. ^ Philpotts & Ague 2009、149、420–425ページ。
  7. ^ブッチャー 2002、4ページ。
  8. ^ネルソン 2022 .
  9. ^ホランド＆パウエル 2001 .
  10. ^ Philpotts & Ague 2009、252ページ。
  11. ^ Philpotts & Ague 2009、44ページ。
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参考文献

さらに読む

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