原題は『Rocks and Their Origins』、著者は Grenville A. J. Cole です。
　例によって、プロジェクト・グーテンベルグさまに御礼。
　図版は省略しました。索引が無い場合、それは私が省いたか、最初から無いかのどちらかです。
　以下、本篇。（ノー・チェックです）

*** プロジェクト・グーテンベルク電子書籍「岩石とその起源」の開始 ***
岩石とその起源、グレンヴィル AJ コール著

• 私 –

ケンブリッジ科学
文学マニュアル

岩石とその起源

• ii –

ケンブリッジ大学出版局
ロンドン：フェッターレーン、EC
CF クレイ、マネージャー

エディンバラ: 100, PRINCES STREET
ロンドン: WILLIAM WESLEY & SON、28, ESSEX STREET, STRAND
ベルリン: A. ASHER AND CO.
ライプツィヒ: FA BROCKHAUS
ニューヨーク: GP PUTNAM’S SONS
ボンベイおよびカルカッタ: MACMILLAN AND CO., Ltd.
無断転載を禁じます

• iii –

岩石とその
起源 グレンヴィル AJ コール
著 アイルランド王立科学大学 地質学教授 ケンブリッジ大学 出版局 1912年

• iv –

ケンブリッジ： 大学出版局の
ジョン・クレイ（MA）によって印刷

足元の紋章を除いて
、表紙のデザインは、 1521年にケンブリッジで印刷業を
営んだ
ジョン・シバーチが使用したデザインの複製である。

• v –

序文
この小冊子は地質学の専門家ではない方々を対象としており、一般読者への寄稿としてお受け取りいただけるかもしれません。地球に関心のあるすべての方々にとって、岩石の研究は自然史の重要な一分野です。岩石学に関する詳細な著作を後で参照される場合は、FW Clarke のData of Geochemistry (Bulletin, US Geological Survey, ed. 2, 1911) を絶対に無視してはなりません。多数の出版済み論文を参照し、岩石の起源に注意を払っていることから、C. Doelter の Petrogenesis と対比させるにふさわしい一冊となっています。本エッセイでは、やむを得ず多くのことを省略しました。炭素質岩石については、このシリーズの一冊として出版されている EAN Arber のNatural History of Coalで最も重要な事項が見事に扱われているため、改めて取り上げる必要はありませんでし た。私は、岩塩、塊状の石膏、そして「黒いアルカリ」が表面を汚染し、偶然できた水たまりが – 6 -白く崩れかけた地殻に縁取られた岩屑。大陸の流出によって海へと運ばれた岩屑や、多様な沖積土は、それぞれ一章を割く価値がある。しかし、地球のあらゆる堆積作用を包含するこのテーマに終わりはない。思慮深く計画された休暇旅行を何度か経験すると、教科書は単なる道標に過ぎず、私たちが信じられている道へと導くためのものだということが分かる。道が広大な森に入り、緑の小湖を越えて岩山へと登っていくと、そこには私たちの先人たちが、未征服の地を指し示してくれるのを見つける。

GAJC

アイルランド王立科学大学、ダブリン。
    1912年2月。

• 七 –

コンテンツ
章。 ページ
イラスト一覧 8
私。 岩石全般について 1
岩石を形成する一般的な鉱物のリスト 8
II. 石灰岩 12
III. 砂岩 56
IV. 粘土、頁岩、粘板岩 78
V. 火成岩 103

6. 変成岩 143
   参考文献 162
   地層体系表 189
   索引 170

• 八 –

図表一覧
イチジク。 ページ
1 石灰岩台地の表面、コース・デュ・ラルザック、アヴェロン 45
2 石灰岩の渓谷、ドゥルビ渓谷、アヴェロン県 47
3 ミラーズデールの水浸食された石灰岩の崖 49
4 渓谷に分断された石灰岩の国、ヘルツェゴビナ 51
5 砂岩から形成された砂、喜望峰 59
6 ウォーターフォード州の珪質礫岩 75
7 クォーツァイトコーン、クロー・パトリック 77
8 スピッツベルゲン島の粘土の収縮ひび割れ 81
9 ドローム県の頁岩上の石灰岩の地滑り 93
10 イゼール県の頁岩の風化 95
11 ダービーシャー州クリック、ボルダー粘土（写真。HA Bemrose） 97
12 ノルデンショルド氷河、スピッツベルゲン島 99
13 セフストロム氷河、スピッツベルゲン島 101
14 1906年のベスビオ火山の火山灰層 111
15 ピュイ・ド・ラ・ヴァッシュ、ピュイ・ド・ドーム 113
16 ケープタウンの花崗岩が雲母片岩を侵食している 121
17 風化花崗岩、ランディ島 139
18 熱帯条件下で風化した花崗岩、マトポ丘陵 141
19 複合片麻岩、ドニゴール州 153
20 複合片麻岩、アングノー、スウェーデン 155
(図11と17は、それぞれケンブリッジ郡のダービーシャーとデヴォンシャーの地理から転載したものです。残りのイラストは著者が撮影した写真です。)

• 1 –

第1章
岩石一般について
岩石の記述は分析と分類を愛する人々の手に委ねられ、地質学者の間でさえ、地殻を構成する岩石の根本的な重要性から注意が逸らされてきました。地理学者や一般の旅行者は、周囲の風景を構成する単位についてより深く知りたいとしばしば願うかもしれません。岩石の特徴は、風景の特徴を幾度となく支配しています。さらに詳しく研究すると、これらの同じ特徴は堆積や固化の条件を暗示し、さらに古い風景や、忘れ去られた海岸における海洋と大陸の出会いへと私たちの心を連れ戻します。岩石学は確かに、岩石がどのようにして「私たちが探して見つけた場所に」存在するのかを理解することを含みますが、当初から手で採取した標本の分類は野外調査よりも容易であり、後世には孤立した顕微鏡スライドの記述によってこの学問は脅かされました。幸いなことに、ある程度の – 2 -自然史への感覚が再びこの分野に持ち込まれ、進化の原理と順序が議論されるようになった。さらに、岩石の起源に関する問題には実験的研究が投入され、予想以上に成功を収めた。なぜなら、地殻下部に支配的な条件を実験室で、あるいは頭の中で理解することさえ非常に困難だからである。

岩石はそれ自体が相当な塊であり、遠く離れた他の岩石と関係を持っていることを忘れてはなりません。ある地点、あるいは数平方マイルにも及ぶ砂岩の粗さは、どこか別の場所でより微細な物質が堆積したことを示唆しています。溶岩流は、地殻内に謎の大釜が存在することを示唆しています。しかしながら、岩石の起源に関する理論を考慮することなく、岩石の基本的な分類が公布されたことは幸運でした。この研究は、鉱物学の巨匠であり先駆者であった人々によって行われました。玄武岩が堆積起源であると有力な学派が考え、花崗岩が地殻の最も古い構成要素であると一般的に信じられていた時代には、岩石塊は特定の鉱物の集合体として扱われ、好奇心旺盛な人々の書斎に整理するための整然とした体系へと矮小化されました。理想的な関係に基づくいかなる体系も、当時の科学としての岩石学にとって致命的なものであったでしょう。

アレクサンドル・ブロンニアールは1813年にこのように反対意見を見た – 3 -ブロニャールは、ヴェルナーが提唱した岩石の分類法に新たな解釈を提示した。『メランジェ岩石の鉱物分類に関する考察』において、ある岩石に名前を付ける前に、他の岩石との相対関係からその年代を決定することは不可能であり、また、地質年代の違いを理由に類似の岩石を区別することは不合理であることを示した。こうしてブロニャールは、第一に特定の鉱物成分の含有率、第二に岩石の構造に頼らざるを得なくなった。彼はこの体系を1827年に『均質岩石と異質岩石の鉱物分類と特性』で発展させたが、このような体系においても、最終的には自然史と起源に関する考察が優先されることは明らかである。ブロンニャールトは、1823年に出版されたカール・フォン・レオンハルトの著書『岩石学の特徴』に大きな影響を受けており、この2人の著者は岩石学の創始者とみなされている。

地球表面に堆積した真の堆積岩と、溶融状態から固結した岩石を区別することの難しさは、大幅に解消されました。顕微鏡の助けを借りて、以前の研究者には均質に見えた細粒の塊の微細構造を解明できるようになりました。

顕微鏡的手法の先駆者はピエール・ルイ・アントワーヌ・コルディエで、彼は旅行者が現場で岩石について知っているのと同じくらい岩石についてよく知っていました。1798年、若い頃 – 4 -21歳の時、彼はボナパルト将軍率いる有名なエジプト遠征隊に随伴した。デオダ・ド・ドロミューが地質観測を担当し、コルディエは彼の助手として遠征の苦難を乗り越えた。ボナパルトが軍を放棄してパリに撤退した時、コルディエはヨーロッパから姿を消していた可能性もあった。

しかし、彼は現場で得た知識を無事に持ち帰り、激動の時代を生き抜いて、火成岩の緻密な基盤構造の問題解決に取り組みました。彼は、この基盤構造はおそらく鉱物で構成されており、これらの鉱物は岩石の目に見える構成要素として存在するものと類似していると主張しました。彼はこれらの大きな結晶の粉末を顕微鏡で観察し、破砕された状態でのその様相を熟知しました。次に、岩石の緻密な物質を粉末にし、塵を洗い流すと、粗い残留物の中に、以前に研究していた鉱物が見分けられました。彼は磁石を用いて鉄鉱石を抽出し、吹管を用いて粒子の融解性を測定しました。さらに、火山溶岩中に結晶質物質に付随する残留ガラスを発見しました[1]。今日に至るまで、岩石中の特定の鉱物を特定する必要がある場合は、コルディエ法に従い、どんなに小さくても結晶そのものを抽出することが最善であることが多いです。様々な分離方法、特に高密度の液体を用いる方法が用いられています。 – 5 -コルディエの時代から液体の比重測定法が考案され、現在では単結晶の比重を測定できるようになったが、その値が小さすぎる場合は、液体の密度が高いためレンズで探す必要がある[2]。

1836年から1838年にかけて、ベルリン医学教授クリスチャン・ゴットフリート・エーレンベルクは岩石研究において大きな進歩を遂げました。彼は微小な生命体に強い関心を持ち、岩石の構成要素としての重要性を明らかにしようとしました。300倍に拡大する顕微鏡を用いて、彼はフリント岩と石灰岩に生物が存在することを示しました。また1838年には、カナダバルサムを塗布したチョークの薄片がほぼ透明になることを発見しました。1854年に出版された著書『ミクロジオロギー』には、透過光で観察した複数のフリント岩の薄片の図が掲載されており、これは現代の岩石学における岩石の切片に相当します。彼の手法は、1854年に著書が出版されるまで広く知られることはありませんでした。一方、ヘンリー・クリフトン・ソービーは1845年頃、博物学者W・C・ウィリアムソンが化石植物や骨の薄片を作成しているのを発見しました。彼はこの手法が岩石全般に適用される重要性をすぐに認識し、1850年にロンドン地質学会でスカーバラの石灰質砂利に関する論文を発表してこの手法を紹介した。7年後、彼は「結晶の微視的構造」 [3]に関する忘れ難い論文を発表した。この論文では花崗岩の薄片を用いている。 – 6 -ヴェスヴィオ火山やその他の溶岩についても研究が進められました。フェルディナント・フォン・ツィルケルは1862年、ボンで偶然ソルビーと出会い、彼の手法を学び、顕微鏡を用いた岩石標本の観察を体系化しました。こうした研究は、ミシェル・レヴィ、ローゼンブッシュ、ジャッドらによって急速に評価され、当然のことながら岩石学において極めて重要な進歩をもたらしました。これらの研究によって、研究者たちは岩石の成分相互の関係や、火成岩マグマから形成された鉱物の固化の順序を解明することが可能になりました。岩石を堆積性岩石と火成性岩石に大別することは、さらに強調されました。変成岩と呼ばれる岩石は、この分野での長期にわたる研究の後でも、依然として最も困難な課題となっています。

岩石の中には、単なる塊状の鉱物、つまり単一の鉱物種から形成された大きな塊であるものもあれば、様々な鉱物の結晶や破片から構成されるものもあることから、鉱物と岩石の違いを改めて認識しておく必要があるでしょう。鉱物とは、無機的な作用によって形成された自然物質と定義できます。その化学組成は一定であり、好ましい条件下では特徴的な結晶構造をとります。

自然物のすべての定義と同様に、上記の定義にも一定の条件が必要です。多くの場合、鉱物の化学組成は明確に定義された範囲で変化します。 – 7 -一連の原子置換が繰り返されるものであり、硬直型から一歩ずつ離れるごとに新しい種を確立しなければならないと感じることはできない。したがって、正長石長石では、ある程度ナトリウムがカリウムを置換している。結晶形態もまた、例えば立方晶系で結晶化するガーネット系列の鉱物のように、特定の特徴を持たない場合がある。個体全体にわたる分子構造の均一性は、私たちが鉱物種と呼ぶものの最も重要な特徴とみなすことができる。つまり、分子は同じ元素を同じ割合で含み、同じ物理的配置になっているということである。

一方、岩石は、鉱物粒子、あるいは適切な条件下では自ら集合して鉱物種を形成する分子の単なる集合体です。岩石は、単一の種の顆粒または結晶のみで構成される場合もありますが、それらの構造は、単一の大きな連続結晶の場合のように共通の配向性を持っていません。岩石自体には結晶形態がなく、そのような形態を模倣した構造は、測定によって真の結晶の特徴である規則性を全く持たないことが分かります。さらに、複数の鉱物種が共存して形成された岩石は、決して一定の化学組成を持つことはありません。点ごとの変化は、火成岩の研究において特に興味深い特徴を形成し ます。- 8 – 海岸に堆積した堆積物、または丘陵の間に広がる谷間の沖積層。

これからのページで、私たちは岩石と地球、そして私たち自身との関係を心に留めておきたいと思います。古代ローマ人のように、私たちは海外から運ばれた巨大な石材や岩板で都市を築きました。今日では、商業幹線道路のために、複雑な山脈の中心部にトンネルを掘りました。旅の途中であろうと、定住した家であろうと、至る所で岩石は私たちの基盤となっています。岩石は私たちの前に障害物としてそびえ立ち、あるいは目の前に肥沃な土壌を広げます。岩石に関する知識は、私たちを最良の意味で世界市民たらしめる文化の全体の一部なのです。

岩石を構成する一般的な鉱物のリスト
アクチノ閃石。角閃石を参照。

アルバイト。長石を参照。

角閃石。一般式RSiO 3で表されるケイ酸塩鉱物の一種で、Rはマグネシウム、鉄、またはカルシウムです。一般的な種である角閃石のように、多くの鉱物には、アルミニウムや鉄三元元素が導入された分子が含まれています。したがって、角閃石はm (Mg, Fe″, Ca) SiO 3・n (Mg, Fe″) (Al, Fe‴) 2 SiO 6で構成されています。アクチノ閃石は針状の柱状に産出する非アルミニウム角閃石です。角閃石は、約56°と124°の角度を持つ柱状に結晶します。輝石の項を参照してください。

アナターゼ。ルチルを参照。

• 9 –

アンダルサイ​​ト。アルミニウムケイ酸塩（Al_{2}SiO_{5}）は、斜方晶系で結晶化する。シリマナイトもAl 2 SiO 5で構成され、斜方晶系であるが、異なる基本角で結晶化する。

灰長石。長石を参照。

アパタイト。フッ素または塩素を含むリン酸カルシウム、(CaF)Ca 4 (PO 4 ) 3 = 3Ca 3 (PO 4 ) 2。CaF 2。

アラゴナイト。炭酸カルシウム（CaCO 3 ）で、斜方晶系に結晶化し、比重は2.93。方解石を参照。

輝石を参照。

黒雲母。雲母を参照。

方解石。炭酸カルシウム（CaCO 3）は三方晶系で結晶化し、比重は2.72。アラゴナイトを参照。

カルセドニー。結晶性シリカ（SiO2 ）で、繊維状、しばしば乳頭状の形態をとる。フリントまたはチャートはコンクリーション状のもので、間隙にオパールが含まれることがある。

チャート。カルセドニーを参照。

緑泥石。含水アルミニウムマグネシウム鉄ケイ酸塩。緑色の雲母に似ていますが、より柔らかく、非弾性の板状です。

クロム鉄鉱。鉄クロム酸化物、FeCr 2 O 4。マグネシウムは二元鉄の一部を、アルミニウムと三元鉄はクロムの一部を置換する。

ダイアラージュ。キラキラと輝く半金属光沢を持つ変質したオージャイト。

透輝石。輝石の項を参照。

ドロマイト。炭酸マグネシウムカルシウム、MgCa(CO 3 ) 2。

エンスタタイト。輝石を参照。

エピドート。ケイ酸カルシウムアルミニウム鉄、Ca 2 (AlOH)(Al,Fe‴) 2 (SiO 4 ) 3。

長石。アルミニウム、カリウム、ナトリウム、カルシウム、またはこれらすべてを含むケイ酸塩鉱物。正長石（KAlSi 3 O 8）とそれに対応するナトリウム型であるアルバイト（NaAlSi 3 O 8 ）が系列の一方の端に位置し、カルシウム長石である灰長石（Anorthite）が系列の一方の端に位置する。 – 10 -正長石は単斜晶系で結晶化しますが、同じ組成を持つ三斜晶系の微斜長石もよく見られます。その他の長石はすべて三斜晶系で、微斜長石を含むものは斜長石と呼ばれることが多いです。アルバイトと灰長石の間にある主要な長石は、オリゴクレース（「ソーダ石灰長石」）とラブラドライト（「石灰ソーダ長石」）です。

フリント。カルセドニーを参照。

ガーネット。R 3 ″R 2 ‴(SiO 3 ) 4の一般組成を持つケイ酸塩鉱物の一種で、R″はCa、Fe″、またはMn、R‴はAlまたはFe‴である。雲母片岩に含まれる一般的な赤色ガーネットは アルマンディン（Fe 3 Al 2 (SiO 3 ) 4 ）であり、変質した石灰岩に含まれる一般的な赤色ガーネットはグロッシュラライト（Ca 3 Al 2 (SiO 3 ) 4 ）である。

海底堆積物中に形成される、アルミニウム、マグネシウム、カルシウムを少量含む含水ケイ酸鉄カリウム。

石膏。含水硫酸カルシウム、CaSO 4 + 2 H 2 O。

角閃石。角閃石を参照。

輝石の項を参照。

イルメナイト。チタン鉄酸化物、m FeTiO 3 + n Fe 2 O 3。

黄鉄鉱。二硫化鉄（FeS 2 ）。立方晶系の黄鉄鉱と、あまり一般的ではない菱形晶系の白鉄鉱が存在する。

カオリン。含水ケイ酸アルミニウム、H 4 Al 2 Si 2 O 9。

カイヤナイト。三斜晶系で結晶化したアルミニウムケイ酸塩（Al 2 SiO 5 ） 。アンダルサイ​​トを参照。

ラブラドライト。長石を参照してください。

リューサイト。ケイ酸アルミニウムカリウム、KAl(SiO 3 ) 2。

褐鉄鉱。含水酸化鉄。H 6 Fe 4 O 9。

マグネタイト。磁性酸化鉄、Fe 3 O 4。

白鉄鉱。黄鉄鉱を参照。

雲母。アルミニウムケイ酸塩の一種で、カリウム、マグネシウム、鉄、またはこれら全てを含む。リチウムやナトリウムを含む場合もある。特徴的な2つの種類は、アルミニウムとカリウムを多く含む白雲母で、一般的な「アルカリ雲母」である。 – 11 -銀色の外観を持つ H 2 KAl 3 (SiO 4 ) 3と、一般的な暗い「鉄マグネシウム」雲母である黒雲母、(H、K) 2 (Mg、Fe″) 2 (Al、Fe‴) 2 (SiO 4 ) 3。

微斜長石。長石を参照。

白雲母。雲母を参照。

ネフェリン。少量のカリウムを含むケイ酸アルミニウムナトリウム。純粋なナトリウム型はNaAlSiO 4。カリウムを含む型はわずかにシリカを多く含む。

オリゴクレース。長石を参照。

オリビン。ケイ酸マグネシウム鉄、(Mg, Fe) 2 SiO 4。

オパール。結晶化していないシリカ（SiO 2）と少量の水分を含む。

正長石。長石を参照。

黄鉄鉱。黄鉄鉱を参照。

輝石。両閃石と組成が一致するケイ酸塩鉱物の一種で、87°と93°の角度を持つ柱状に結晶する。一般的に輝石は両閃石よりもカルシウムに富む。 珪灰石の化学式はCaSiO 3である。透輝石はCa(Mg, Fe)(SiO 3 ) 2で構成されている。 最も一般的な輝石はアルミニウムを含み、両閃石の中では角閃石に該当する。しかし、輝石から角閃石への変化はしばしば起こり、カルシウムが失われたことを示唆していると考えられる。頑火輝石とハイパーステン石は斜方晶系で結晶する鉱物で、頑火輝石はMgSiO 3から構成され、ハイパーステン石ではマグネシウムの一部が鉄に置き換わっている。

石英。シリカ、SiO 2、三方晶系で結晶化したもの。

岩塩。塩化ナトリウム、NaCl。

ルチル。二酸化チタン（TiO 2 ）は、正方晶系で結晶化しています。アナターゼはルチルと同じ組成で正方晶系ですが、基本角が異なります。

蛇紋石。含水マグネシウム鉄ケイ酸塩、H 4 (Mg, Fe) 3 Si 2 O 9。

サイドライト。炭酸鉄、FeCO 3。

• 12 –

シリマナイト。アンダルサイ​​トを参照。

タルク。含水ケイ酸マグネシウム、H 2 Mg 3 (SiO 3 ) 4。

トルマリン。アルミニウムと様々な元素のホウケイ酸塩で、R′ 9 Al 3 (BOH) 2 Si 4 O 19 で表される。RはH、Na、Al、Mg、Feを表す。

トリジマイト。シリカ（SiO 2 ）は、複屈折する六面体の板状に結晶化している。比重は2.3で、石英の比重は2.65である。

珪灰石。輝石を参照。

ゼオライト。カリウム、ナトリウム、カルシウム、そして時にはバリウムを含む含水アルミニウムケイ酸塩の系列。

ジルコン。ケイ酸ジルコニウム、ZrSiO 4。

第2章
石灰岩
導入
石灰岩という用語は、一般的に炭酸カルシウムを主成分とする岩石を指します。しかしながら、分子の半分、あるいはほぼ半分が炭酸マグネシウムからなるドロマイト（正しくはドロマイト岩）も、一般的にはこれに含まれます。石灰岩は建築材料としてその利便性から世界中で注目を集めています。その層状で節理のある構造は、古代エジプトの建築家がピラミッドの石材を探していた際に魅力的でした。石灰岩は彫刻が容易で、腐食にも比較的強いという特性も備えていました。 – 13 -豊かな大聖堂の設計者たちの間で、彼らは卓越した地位を築いていました。ローマ人は、染色や加工によってバシリカや浴場の色彩設計に多様性を見出し、彼らの石灰岩に対する贅沢な嗜好は現代のホテル建設者たちに受け継がれています。

しかし、この岩石は、弱酸を含む水にも溶けやすいという欠点があります。大気中の雨水に溶解したガス中の二酸化炭素は、大気中の二酸化炭素よりもはるかに大きな割合を占めます。その結果、石灰岩の板の表面は、降る雨のたびに穴が開き、腐食します。しかしながら、現代の石炭消費都市の大気中の硫酸は、その作用においてさらに致命的です。JAハウは、建築石材に関する最近の著作の中で、石灰岩は都市には不向きであると述べています。石灰岩は、一般的に、冷えた希酸に溶解し、二酸化炭素を急速に発生させることで知られています。ドロマイト質の石灰岩は、高温の酸を必要とします。

石灰岩は、化学的沈殿によって生成されるものと、生物の硬質部分の堆積によって生成されるものに分けられます。後者の多くの種類では、化学的沈殿も関与しています。さらに、有機物の作用は、化学的タイプの堆積を促進することがよくあります。 砕屑性石灰岩、つまり古い石灰岩の残骸から形成された石灰岩は、比較的 – 14 -重要ではありません。これらは我が国の島々の白亜紀および石炭紀石灰岩の特定の地域に存在し、既に固結していた岩床が浅瀬で崩壊した記録です。スイスアルプス北側の中新世ナーゲルフルー礫岩は、しばしばはるかに古い中生代石灰岩の礫で形成されています。炭酸カルシウムによって固結した同様の礫岩が、現在ヘルツェゴビナの石灰岩カルスト地帯の河床で形成されつつあります。しかしながら、石灰岩は一般に、海岸の混合岩石による衝撃を受ける前に崩壊してしまいます。たとえ砂利の中でしばらくは残存していても、最終的には浸透水によって溶解され、不純物で形成された多孔質の骨格だけが残ります。

溶液から沈殿した石灰岩
炭酸カルシウムは硫酸カルシウムよりもはるかに溶解性が低いものの、二酸化炭素の存在により、河川水中に目に見えない形で大量に運ばれ、蒸発以外に出口のない内海に蓄積されます。ここでは、水が収縮し、より溶解性の高い石膏と岩塩が分離する前に、石灰質凝灰岩が海岸や成長中の小島に地殻として堆積することがあります。ボヘミアのカールスバートのシュプルーデルのような火山起源の温泉では、水が冷えて炭酸カルシウムが沈殿することがあります。 – 15 -圧力が解放されます。カールスバートでは、花崗岩の小さな粒子、あるいは花崗岩の鉱物が中心となり、その周囲に被覆層が形成され、最終的にエンドウ豆のような塊が形成されます。これらが固結して、よく知られている淡水ピソライト石灰岩、あるいはローストーンが形成されます。

ユタ州のグレートソルトレイクの岸辺には、小さな卵のような粒状の石灰質凝灰岩も見られます。これらは、化石石灰岩の成分として初めて知られるようになった魚卵状結晶です。カールスバッド、グレートソルトレイク、そして海に産する魚卵状結晶に含まれる炭酸カルシウムは、硝酸コバルトで煮沸するとアラゴナイト反応を起こす形で堆積します。しかし、A・ラクロワは、カールスバッドの物質の比重が方解石よりも低く、複屈折も明らかに弱いことを発見しました。彼はこの炭酸カルシウムを「キタイ石」と名付けました。

トラバーチンは、炭酸カルシウムを豊富に含んだ泉が湧き出る小枝やその他の植物の上に堆積した凝灰岩です。塊状になると、イエローストーン国立公園のマンモス・ホット・スプリングスのように、凝灰岩盆地を形成します。こことカールスバッドの両方において、温暖な環境で繁殖する小規模な植物が、水中の二酸化炭素を吸収することで堆積物の形成に大きく貢献しているようです。こうして、不安定な重炭酸カルシウムが – 16 -炭酸塩は急速に成長する地殻として沈み込みます。

ディナルアルプスの石灰岩地帯では、通常の河川によって堆積した石灰質のトゥファ、すなわちトラバーチンが巨大な層を形成し、丘陵の窪地を塞ぐ傾向があります。ボスニアのヤイツェ盆地はこのように部分的に埋め立てられ、町は山から溶岩として運ばれた資材の上に築かれています。現代の水はこの堆積物にさらに加わり続けており、カッツァー神父[4]は、プリヴァの滝が流れ落ちる際に堆積するトゥファの塊によって、滝が流れ落ちるヴルバス渓谷の標高まで流れ落ちるのを妨げていると指摘しています。

溶液から堆積する別の種類の石灰岩は、乾燥地帯や季節降雨のみの地域で非常に興味深いものです。地表では蒸発が安定的に進行し、地表付近では毛細管現象によって水が上昇するため、炭酸カルシウムが土壌や地表近くの崩れかけた岩石にセメントのように固まり、下層からの溶液中の物質の継続的な移動によって、固体の石灰石灰岩が形成されることがあります。喜望峰では、このような地層が顕著に見られます[5]。

G.リンク[6]は1903年に一連の綿密な実験を行い、 17℃の海水には炭酸カルシウムがわずか0.0191%しか溶解しないことを示した。この量は屋外では実現できないが、 – 17 -炭酸カルシウムは海に豊富に含まれていますが、沿岸の河川が過剰に供給している可能性があります。テムズ川は石灰岩地帯を長距離流れていますが、炭酸カルシウムの含有量はわずか 0.116 パーセントです。しかし、石灰岩を横切る泉には 0.03 パーセント、つまり通常の海の 10 倍の量が含まれていることがよくあります。したがって、重炭酸塩の状態からの炭酸カルシウムの沈殿は、陸からそれほど遠くない場所で発生する可能性があります。堆積する鉱物は、温帯気候で​​は方解石、温暖な熱帯条件ではアラゴナイトです。そのような沈殿が実際に発生することは、マン島沖とメイヨー沖の海底で記録されている、現代の貝殻を含む巨大な灰色の石灰岩によって証明されています。アイルランド海峡の場合、炭酸カルシウムの過剰は、石灰岩の小石を豊富に含む氷河の砂利を抜けて湧き出る泉によって供給されている可能性があります。

生物の腐敗によって生成される炭酸アンモニウム、あるいは炭酸ナトリウムは、塩水中の重炭酸カルシウムではなく、硫酸カルシウムと塩化カルシウムから炭酸カルシウムをアラゴナイトとして沈殿させます。現在、このプロセスによって黒海の海底にはアラゴナイトの膜が堆積しており、同じくアラゴナイトからなる海洋魚卵状粒子も同じ反応によって生成されます。

卵形粒子の場合、堆積は間違いなく – 18 -浅瀬で発生するように見えるため、蒸発作用によって形成されたと考えられる。カーンやポートランドの採石場産の卵形石灰岩は、建築用石材として非常に優れていることが証明されているが、これは現代の熱帯海域で形成された緩い堆積物の固まった代表例である。ド・ラ・ベッシュは昔、その粒子を西インド諸島のサンゴ礁の粒子と比較した。これらの小さな卵形の物体は、有孔虫やその他の貝殻の丸い破片、棘皮動物の耳小骨の周り、そしてサンゴの砕けた破片の周りに発達する。最初は核の一般的な形状をしているが、成長中に波に揉まれて大きくなるにつれて、ますます球形になる。穿孔藻類はその中に管状の通路を作るため、糸状の藻類が実際には卵形構造の原因であるという見解が生まれた。ドルター、リンク、その他は、十分な根拠をもって、堆積様式が無機的であると結論付けている。粒子が異常に大きい場合、海産ピソリテやピーグリッツのように、平らで不規則な形状をしていることが多い。

建築用途では、大きな化石のない細粒のウーライトが、任意の方向に均等に切り取ることができるため、大変人気があります。

石灰岩の無機堆積の問題について触れる前に、RAデイリー[7] が先カンブリア紀および初期カンブリア紀の石灰岩は完全に化学的沈殿の産物であると示唆していることを指摘しておこう。彼は大陸の – 19 -当初、海域は比較的狭く、海底に軟体生物の腐敗が進んでいたため、炭酸カルシウムが継続的に沈殿したと考えられる。そのため海には石灰がなく、大陸が広がって初めて、河川によって十分な量の石灰塩が運ばれ、海底に堆積した炭酸アンモニウムと炭酸ナトリウムを相殺することができた。デイリーは、この説明からして、初期の生物は石灰質の殻や骨格を形成できなかったと主張し、先カンブリア紀およびカンブリア紀の石灰岩は、たとえ変化していなくても、有機物の断片から生じた痕跡は見られないと考えている。リンクの研究 ( p. 17 ) によると、このように沈殿した石灰岩は、もともとアラゴナイトで構成されていたに違いない。

有機物の残骸から形成された石灰岩
これらの石灰岩は、起源生物の性質や、それらが堆積した水中に持ち込まれた異物の量に応じて、実に多様な形態を呈する。チャタテムシの石灰質の残骸は、淡水湖の底に白い堆積物として堆積することがある。海成石灰岩の形成における石灰質藻類の役割は古くから認識されてきたが、1904年に太平洋のフナフティ環礁で行われた詳細な調査により、ハリメダが海成石灰岩の形成に関与している可能性が示された。 – 20 -通常の「サンゴ礁」のかなりの部分を占める。リソタムニウムは、軟体動物の遺骸と共存して多くの海岸付近に大量に存在し、スピッツベルゲン島の隆起した海岸の大部分を構成している。

しかし、石灰岩の大部分は植物ではなく動物の活動によるものであり、より地味な生物は、その豊富さゆえに岩石形成において重要な役割を果たしています。深海のグロビゲリーナ軟泥と、 チョークとして知られる柔らかい白い石灰岩の基盤との類似性は、広く指摘されてきました。19世紀初頭、エーレンベルクは顕微鏡を用いた一連の研究により、海成石灰岩の緻密な基盤が有機起源であることを証明しました。海岸から外洋域に至るまで、有孔虫の存在は、様々な深さに堆積する細粒の石灰質物質をもたらします。海岸近くに形成される砂層では、しばしば釉薬をかけた磁器のような表面を持つミリオライン型が一般的です。顕微鏡で見ると、このような種類の岩石が断面で見られるものほど魅力的なものはほとんどありません。これらの岩石は、陸地から流れてきた砕屑性の石英粒子と、おそらくは海成鉱物である海緑石の鮮やかな緑色の粒子と結びついています。アイルランドでは、白いチョーク岩が産出され、岩体の中では暗く見える海緑石が全体に点在しています。しかし、実際には緑色の海緑石が姿を現します。 – 21 -ハンマーで筋を引いた際に、淡い色合いが現れる。陸地からさらに離れた場所で形成される純粋なチョークは、有孔虫の軟泥が固結して生成するものであり、堆積した深度は、付随する生物の性質から判断する必要がある。しかし、河川が陸地から固形物をほとんど運んでこない比較的浅い海では、白い石灰岩が生成されることもある。純粋な石灰岩で形成された海岸で、背後に同様の岩石からなる陸地から清流が流れている場合は、その海岸で純粋な石灰岩が発達する可能性がある。イギリス諸島および北フランスの上部チョーク層は、1,000ファゾム以上の深さで堆積したと一般に考えられている。しかし、北アイルランドの対応する白い石灰岩は、場所によっては礫岩や海緑岩の堆積物のすぐ後に形成され、その純粋さは、海岸から西に広がる結晶質岩の高地で雨や河川が比較的少なかったことに由来すると思われる。

地球の歴史において、有孔虫がその大きさと豊富さで際立った二つの時代があります。一つは石炭紀後期の灰色のフズリナ石灰岩で、この紡錘形の貝殻はアメリカ合衆国から北極圏を経てアジア東部まで自由に広がりました。もう一つは始新世のヌムリテスとオルビトイデスからなる巨大な層で、ヨーロッパのトゥーン湖で見られます。 – 22 -しかし、下エジプトでははるかに重要な意味を持つ。ピラミッドの白い石灰岩に見られる円盤状の貨幣石は、何百人もの旅行者によく知られており、直径4.5インチ（約12.7cm）ものまで記録されている。

多くの緻密な石灰岩が有孔虫に由来していることは、ポケットレンズを使えば滑らかな表面で観察できることが多い。古い石灰岩は一般的に汚れや黒ずみが目立ち、地層全体に分布する方解石の結晶化によって、元々の有機構造が部分的に破壊されている。この結晶化の傾向は大型の化石にも影響を与え、腕足動物や軟体動物は、変成作用による熱や圧力を受けずに、石炭紀の石灰岩から姿を消したことがある。始新世より古い石灰岩のほとんどでは、もともとアラゴナイトで形成された貝殻やサンゴなどの化石が、特徴的な形状を失うことなく方解石へと変化している。しかしながら、ジュラ紀の層中にアラゴナイトとして保存された貝殻が発見されている[8]。

一般的な二枚貝である板鰓類は、石炭紀に石灰岩の形成者として台頭し、現在では始新世まで広範囲に活動していなかった単殻腹足類と競合している。しかしながら、現存する最も巨大な貝殻は、板鰓類である巨大な – 23 -オーストラリア海域に生息するシャコガイは、殻一枚で250ポンド（約113kg）にもなる。頭足動物は、軟体動物の進化の頂点にずっと近い位置にあるにもかかわらず、シルル紀オルソケラス以降に重要となり、様々な形態のオウムガイ類は石炭紀の石灰岩中によく見られる化石である。その巨大な体躯は、現代の視点から見ても注目に値する。しかし、頭足動物は多くの石灰岩の体積を膨らませているが、それは殻の厚さによるものではなく、殻が完全に充填されずに空洞が残るという、その特徴によるものである。

これは特に、ジュラ紀の石灰岩に大きく寄与するアンモナイトに顕著に見られる。結晶質の方解石は、しばしば浸潤によって殻の隔壁や内層に堆積し、空洞を減少させている。ベレムナイトの塊状の方解石のガードは、多くの石灰岩のかなりの部分を占めている。

淡水湖にも軟体動物の堆積物があり、湖沼特有の白い石灰岩を形成します。河川が既存の純粋な石灰岩の上を流れる場所では、湖沼を塞ぐ沖積泥は存在しません。硬水湖では、リムネアやプラノルビスといった腹足類や、少数の二枚貝が自由に繁殖し、底には堆積物と混ざらない「貝殻泥灰岩」が堆積します。このタイプの石灰岩は、ディナルアルプスの窪地で顕著に見られます。 – 24 -かつては湖で占められており、アイルランド中部の石灰岩低地の泥炭の下でよく見られます。

かつては、現在では比較的重要性を失っている二つの生物群が、重要な地位を占めていました。古生代初期には、主にリン酸カルシウムからなる一連の興味深い薄い殻を持つ腕足動物が、長らく貝類の支配的地位を占めていました。石炭紀の頑丈なSpiriferidaeとよく知られたProductus giganteusは、腕足動物の優位性を物語っています。この群はジュラ紀には種類がかなり制限されましたが、当時でもTerebratulaとRhynchonellaは非常に豊富に生息していたため、現在では多くの岩石面から、まるで緩い礫岩から小石がこぼれ落ちるように姿を現しています。

ウミユリも同様に石灰岩の形成者としての地位を失っているが、その「耳小骨」、特に茎から採取された耳小骨は、シルル紀から石炭紀にかけてウミユリ状あるいは「エンクリニタル」状の塊を形成する。タバコパイプの管に似た茎の折れた部分は、岩石の表面に風化して現れたり、磨かれた大理石の板に現れたりすると、非常に目立つ。棘皮動物に共通する通り、それぞれの節、あるいは耳小骨は方解石の単結晶で構成されているため、この鉱物特有の劈開によって破片が砕ける。このようにして破片に見られる滑らかな表面は、岩石の中では容易にその存在を認識させる。

その謙虚なコロニー生物、その化合物 – 25 -サンゴは石灰岩形成生物として非常に特別な位置を占めているため、より詳細な研究のために残されてきた。その骨格の蓄積、そしてまさにその成長様式によって大きな連続した塊を形成するという事実は、異常な速度で固い岩石の形成を促進する。フォン・リヒトホーフェンは遥か昔に、有孔虫やその他の漂流物がサンゴの隙間に巻き込まれ、サンゴ礁の窪みに層状構造を形成することを指摘した。そしてその後の研究は、熱帯の海の様々な地域におけるサンゴ礁の複合的な特徴を明らかにした。既に述べたように、石灰質藻類や、ミレポラのような巨大でしばしば表面を覆うヒドロ虫の骨格は、真のサンゴの産物と密接に関連している。

チャールズ・ダーウィンは、環礁と堡礁の形成に関する有名な理論において、沈下する海域ではサンゴが沈下運動に追随する可能性があることを示した。したがって、ポリプ自体は水深20ファゾム程度までしか繁茂できないにもかかわらず、垂直方向に非常に厚いサンゴ礁が形成される可能性がある。この結論は一見論理的に見えるが、カール・ゼンパー、アレクサンダー・アガシー、そしてサー・ジョン・マレーから多くの反論を受けている。特にマレーは、サンゴが最終的に生息できる基盤を形成する上で、石灰質生物の堆積が重要であると主張している。サンゴ礁が深海へと広がることは、 – 26 -波に削られたサンゴの残骸が海底の山の斜面を転がり落ちたことに起因すると考えられてきました。この観点から見ると、一見厚い環礁は、海面まで達しない火山円錐の頂上にある比較的薄い石灰岩の塊として形成された可能性があります。

太平洋において現在も厚いサンゴ石灰岩が形成されているという説に反対する人々は、フナフティ環礁[9]における深部ボーリングの結果さえも受け入れようとしない。このボーリングは、サンゴ礁の表層のような物質を水深1114フィートまで貫入した。彼らはまた、チロルの巨大なドロマイト岩の中に、厚さ4000フィートの三畳紀のサンゴ礁の残骸を見ることを拒否した。しかしながら、ほとんどの地質学者は、フナフティのボーリングをダーウィンの主張を強力に裏付けるものとみなしている。現在、この環礁やあの環礁の起源について何が証明されようとも、沈降の可能性があることから、古代の岩石の中に相当量のサンゴ石灰岩が存在すると予想されることは明らかである。2000～3000フィートの石灰岩層に豊かな軟体動物相が継続的に見られる場所、あるいは何らかの海岸堆積物が異常な厚さに堆積している場所では、同じ問題が生じる。ダーウィンは「サンゴ礁の構造と分布」の第5章の終わりに、環礁の一部に現れる特徴を鮮明に描写している。 – 27 -ダーウィンは、無機質な底層の沈下によって大きく成長した岩石群を指摘し、外層に砕けたサンゴ岩の礫岩が見られることを強調している。この層における波浪作用による物質の成層化と、ラグーンにおけるより微細な物質の水平堆積により、この解剖された岩塊は堆積性を示すと考えられる。ダーウィンは、真のサンゴ礁である固体サンゴの輪は隆起期に剥ぎ取られ、成層化した部分だけが残る可能性があると結論付けた。彼は、有孔虫やその他の起源による外洋性物質がサンゴ礁の外表面に同時期に堆積し、それによって2つの石灰岩相が絡み合う可能性については言及していないようである。

これらの特徴は、ダーウィンが予測したものとともに、リヒトホーフェンとモイシソヴィッチによってチロルのドロマイト岩において認識されており、オーストリアの地質学者にとって、これらの石灰岩の大部分が珊瑚礁を起源とする確かな証拠となっている。しかしながら、この地域では断層運動が間違いなく起こり、石灰岩の塊が周囲のより正常な堆積物の中であちこちで沈降している。ロトプレッツ、オギルビー・ゴードン[10]、そしてリヒトホーフェンの見解を批判する他の者たちは、この断層運動こそが、塊状ドロマイト岩相から同じ水平レベルにおける通常の堆積岩相への急激な変化の原因であると見ている。彼らはまた、 – 28 -貝殻堆積物は局所的に堆積し、周囲の岩石とのコントラストによってサンゴ礁を模倣している可能性があるが、ドロマイトへの変化によって本来の特徴は消失している（30ページ参照）。しかしながら、サンゴ礁とそれに伴う砕屑性堆積物が固体石灰岩の形成に非常に重要な影響を与えていることは否定できない。

一般的な石灰岩の中には、小さな塊や複合サンゴの局所的な集団が見られ、他の有機質残骸が網目状に閉じ込められている。骨格を構成するアラゴナイトは容易に珪化するため、風化した地表では、現代のサンゴ礁に見られるような繊細な構造を呈しながら、際立っていることが多い。

石灰岩と頁岩が共存する場所では、「ノール構造」が見られることがあります。これは、石灰岩がやや半球状の塊として存在し、頁岩がその周囲に張り付いている構造です。これは、古い海底にサンゴが生育している斑点が局所的に分布していることに起因する場合もありますが、地層の圧縮と破砕作用によって生じた構造で、元の石灰岩層が砕け、より柔軟な層がその周囲を流れている場合もあります。この構造は、多くの「クラッシュ・コングロマリット」において小規模ではありますがよく見られ、そこでは石灰岩が小石のような節や目のような構造を呈します。しかし、そのすぐ近くで真の層理を辿ることができ、帯状の層が見られます。 – 29 -石灰岩と頁岩が交互に並び、いくつかの交差節理が見られることから、石灰岩がブロックに分離した可能性が示唆される。これらのブロックは、岩石の流れ全体の中で丸みを帯びるが、ガーディナーとレイノルズ[11]は 、彼らが研究したいくつかの注目すべき事例の説明として、浸透水による溶解を示唆している。

巨大な石灰岩の変質した形態
一部の海洋生物の骨格には、ある程度の量の炭酸マグネシウムが含まれています。これは Forchammer と Walther の両者によって実証されています[911]。有孔虫Nubecularia novorossicaには 26 パーセントの炭酸マグネシウムが含まれており、また、セルプラには 7.64 パーセントが含まれています。また、海藻類には最大 9.32 パーセント含まれており、Lithothamnium や Halimeda などの石灰藻には約 12 パーセント含まれています[12]。ただし、ここではマグネシウム塩が炭酸カルシウムと結合して鉱物のドロマイトを形成するわけではありません。それでも、このような生物が海洋石灰岩の構成にかなりの量のマグネシウムを取り込んでいることは明らかです。

海成石灰岩は一般的に「ドロマイト化」されています。炭酸塩岩であるドロマイト（CaMg(CO 3 ) 2 ）は、炭酸カルシウム54.35%、炭酸マグネシウム45.65%（二酸化炭素47.8%、石灰30.4%、マグネシア21.8%）を含みます。比重は2.85です。

• 30 –

EWスキーツ[13]は、現代のサンゴ礁において、ドロマイトが方解石と密接に関連して存在することを証明し、この鉱物の二次的な堆積作用を明らかにしました。サンゴの骨格自体はドロマイトで構成されており、方解石はその隙間で結晶化しているか、あるいは元々の泥の充填物の一部として残っている可能性があります。サンゴ礁におけるドロマイトの存在は、もちろん1849年にJDダナによって観察されて以来、古くから知られており、長期にわたる変質作用によってドロマイト岩塊 が堆積することが認識されていました[14]。

通常、このプロセスではドロマイト石灰岩が生成されますが、この石灰岩では炭酸カルシウムが鉱物ドロマイトに含まれる 54 パーセントを超えています。

しかしながら、元の石灰岩の変質は甚大である。ドロマイトが菱面体として容易に結晶化すると、有機構造が破壊され、サンゴや軟体動物の殻の痕跡が岩石の厚い層から消えてしまう。ドロマイト化のプロセスがラグーンの蒸発する水域で最も速く進行するのか、それともPfaffの考えのように、圧力が100気圧に達するようなかなり深いところで進行するのかは不明である。後述するように、炭酸マグネシウムは、圧力下で溶液中のドロマイトからカルシウムよりも速い速度で除去される可能性がある。 – 31 -炭酸塩。もしこれが海水中で起こるとすれば、サンゴ礁の下層におけるドロマイトの生成を妨げることになると思われる。

ドロマイト化に必要なマグネシウムは、海水中の硫酸マグネシウムと塩化マグネシウムから得られ、カルシウムは変化の際に除去されます。特にC. クレメントは、硫酸マグネシウムの場合、60℃の塩化ナトリウムの濃溶液がこの反応を促進すると主張しています。サンゴの骨格やほとんどの軟体動物の殻の材料であるアラゴナイトは、方解石よりも反応しやすいです。クレメントの実験の温度はラグーンや潮位線の間で実現できる可能性があり、ドールターは自然界における時間的要素により、より低い温度でも反応が起こる可能性があると示唆しています。

サンゴ礁に見られる現代のドロマイト質石灰岩の緻密な構造は、多くのより古いドロマイト、あるいは化石ドロマイトが、海底石灰質堆積物が堆積する過程で形成されたことを裏付けています。他の事例では、ドロマイトは岩石の固結後に節理の近傍で発達したことを認めざるを得ません。ドロマイト化は単にカルシウムが除去され、有機骨格に元々存在していたマグネシウムが濃縮された結果生じるという見解は、近年の観察結果によって裏付けられていません。

スキーツ[15]はチロルのドロマイト岩石と最近のサンゴ礁の物質を注意深く比較した。 – 32 -無機起源の堆積物が著しく存在せず、また彼の研究は、盛んに議論されているアルプスのドロマイトが現存するサンゴ礁の近傍で生じる条件下で形成されたことを大いに示している。しかしながら、これは、チロルで我々が扱っているのが化石サンゴ礁なのか、それとも同様の変質を受ける可能性のある石灰質の通常の海洋堆積物なのかという疑問を解決するものではない。スキーツは現生サンゴ礁由来のドロマイト2つに43%の炭酸マグネシウムが含まれていることを発見したが、置換は通常40%が導入された時点で終了するようだ。しかし、チロルでは、このプロセスが進んで、炭酸マグネシウムが45.65%の真のドロマイトが生成されたのである。

北バイエルンに分布するジュラ紀のドロマイトは、化石をほとんど含まない塊状の岩石で、収縮亀裂が貫入し、化石を豊富に含む成層石灰岩と共存しています。これら2種類の岩石の関係は、サンゴ礁とその側面に広がる層状堆積物の関係に似ており、ドロマイトは成層岩に水平方向に融合しているように見えます。チロル州と同様に、ドロマイトの隆起部では化石やサンゴは稀ですが、構造上の証拠は、急斜面のサンゴ礁として形成されたことを強く示唆しています。

私たちの島々に見られる石炭紀の石灰岩のドロマイト相は、2番目の起源の例です。ここで見られるドロマイトは、 – 33 -不規則な脈と斑点。炭酸鉄がマグネシウム塩とともに導入されると、ドロマイトは酸化されて茶色に染まり、その境界は全体の青灰色の塊にはっきりと見られる。ドロマイト化は明らかに節理面から内側に向​​かって進行した。化石の痕跡をすべて消し去るほど徹底的であることが多く、化学変化に伴う収縮により多くの空洞が生じ、その後、方解石が結晶化する。アラゴナイトがドロマイトに変化すると、導入された炭酸マグネシウムを入れるのに必要な量よりも多くの炭酸カルシウムが除去されない限り、膨張が起こる。一方、密度2.72の方解石から密度2.85のドロマイトに変化すると、4.56パーセントの収縮が起こる。したがって、アラゴナイト生物が方解石ではなくアラゴナイトのままである間に変化が起こった場合、岩礁の物質は収縮ではなく膨張するはずです。しかし、炭酸カルシウムがすべて方解石として存在する古い石灰岩がドロマイト化されると、かなりの収縮が起こり、亀裂や空洞がはっきりと残ることがあります。

岩塩やラグーンの蒸発によって生じた他の産物と関連して発見されるものを除き、現在では海からの直接的な化学的沈着に起因すると考えられるドロマイトはごくわずかです。

デイリー[7]は、最初の古生代と – 34 -先カンブリア紀のドロマイトは沈殿によって形成されたと考えられる。なぜなら、初期のカルシウム塩は海水から完全に除去されていたからである。炭酸アンモニウムはカルシウム塩を沈殿させるのに効果的であるが、カルシウム塩が沈降するまではマグネシウム塩には作用しない。しかし、最古の大陸から海に到達した河川水に想定される条件、すなわちカルシウム塩がごく少量しか存在しない条件下では、海底の生物の腐敗によって、炭酸塩の形で沈降してきたマグネシウム塩とカルシウム塩のすべてが堆積する可能性がある。

Pfaff [16]の実験的研究は、Dalyの示唆と関連して検討されるべきである。なぜなら、海水から沈殿した塩基性炭酸マグネシウムが炭酸カルシウムと結合してドロマイトを形成する方法が示されているからである。そのためには、蒸発による濃縮を伴う浅水条件が必要である。

デイリーは、現在先カンブリア時代の岩石の上を流れる河川水の分析と先カンブリア時代の石灰岩の分析を比較し、マグネシウムとカルシウムの炭酸塩の比率が両方の系列で同じであることを示した。

これまで述べてきたことから、ドロマイト石灰岩の大部分は、マグネシウムが外部からの置換によって存在している可能性が高いと考えられます。 – 35 -しかしながら、ドロマイトの沈殿は、ダーラム州のマグネシア石灰岩など、ペルム紀のいくつかの事例を説明するために援用されてきました。サンダーランド近郊では、この岩石は大きく変質しており、球状などのコンクリーションを含み、空洞が頻繁に見られます。コンクリーションには元の層理の痕跡が残っており、海成化石も豊富です。コニーベアとフィリップスは、1822年という早い時期に、これらのノジュールはマグネシア岩中に形成されたにもかかわらず、マグネシアを含まないと述べています。それにもかかわらず、これらの岩石は長い間、コレクションの中でドロマイトとして見られてきました。EJガーウッド[17]は、これらの岩石がコンクリーション状の炭酸カルシウムの濃縮によって生じたことを決定的に示しました。このように、ドロマイトがほとんどの場合マグネシウムを除去しながら通常の石灰岩の状態に戻る過程は、「脱ドロマイト化」と呼ばれています。硫酸カルシウムを含む水は、ドロマイトを通過すると、化学交換によって硫酸マグネシウムを運ぶことが分かっています。さらに、スキーツ[18]は、5気圧下では、ドロマイト中の炭酸マグネシウムは、二酸化炭素を含む淡水中の炭酸カルシウムよりも溶解度が高くなることを指摘しています。このように、圧力下では通常の関係が逆転し、脱ドロマイト化の原因が示唆される可能性があります。

火成岩との接触作用の影響で、ドロマイトはカルシウムに分離する可能性がある。 – 36 -炭酸塩、酸化マグネシウム、二酸化炭素から構成されています。酸化マグネシウムは水分を吸収して薄片状の無色鉱物であるブルーサイトを生成します。ドロマイト中の不純物として、または侵入した珪質マグマから持ち込まれたシリカが存在する場所では、マグネシウムとカルシウムのケイ酸塩が蓄積される可能性があります[19]。こうしてカンラン石が生成され、水和して蛇紋岩になると、岩石をさまざまな緑色に染めます。炭酸カルシウムは粒状の方解石の基質として結晶化し、塊全体が美しいオフィカルサイト、つまり蛇紋岩大理石になります。研磨されたスラブに使用される有名なコネマラの岩は、貫入した閃緑岩との接触によって生成されました。

ドロマイト質石灰岩は、都市部では急速に腐朽しやすい。これは、前述のように、硫酸マグネシウムの生成によるもので、付随する硫酸カルシウムよりも水に溶けやすいからである。田舎では、ドロマイトの結晶は方解石よりも雨水中の二酸化炭素による通常の風化に強いため、岩石は成分の一つを失うことで緩み、ドロマイト砂へと崩れ落ちる[20]。しかし、田舎では、より耐性のある鉱物が岩石の大部分を占めるため、緻密なドロマイトは優れた建築石材として利用されてきた。

リン酸石灰岩は商業的にさらに重要です。オルトリン酸三カルシウム、 – 37 -おそらく最初は魚の骨や糞石として知られる排泄物の腐敗から生じたリン酸塩は、ベルギーのモンス白亜層やバッキンガムシャーのタプロウ層のように、特定の石灰岩中に凝集する傾向がある。リン酸塩は有孔虫などの貝殻と置き換わり、しばしば化石の内部鋳型を形成する。後者の場合、リン酸塩は貝殻を最初に覆っていた石灰質泥と置き換わっている。「チャレンジャー」号探検隊の観察によると、既存の海洋の石灰質および海緑岩質軟泥の間に、結節状の塊が集まり、その中で有孔虫の貝殻が結合し、さらにはリン酸カルシウムと置き換わっていることがわかった。ジャワ島南方のクリスマス島やウィンドワード諸島のソンブレロのように、海鳥によって珊瑚石灰岩の表面にグアノの堆積物が形成されると、リン酸カルシウムが流下し、岩石の炭酸カルシウムの一部を置換します。こうして生じたリン酸塩石灰岩は商業規模で採掘されており、クリスマス島の存在そのものが掘削機の力によって脅かされていると言われています。フランスの農業従事者によく知られている「ケルシー産リン酸塩」は、ジュラ紀の石灰岩の空洞や割れ目に堆積したもので、化石哺乳類の骨と関連しています。しかし、この事例や他の事例において、リン酸が骨に由来するものなのか、それとも他の生物由来のものなのかについては、大きな疑問があります。 – 38 -隣接する石灰岩の溶解により、砂や粘土などの他の不純物とともに局所的に濃縮されます。

石灰岩中の炭酸カルシウムに置き換わる最も一般的な物質は、フリント（石英）と呼ばれるシリカです。外側が白く、内側が濃い黒色のこの物質の塊は、白亜紀のチョーク層の層序を示すもので、イングランド南東部で最もよく知られた物質の一つです。その奇抜な形状は多くの憶測を呼びました。しかし、時には破砕すると、明らかに海綿動物の化石の残骸が含まれていることが分かります。海綿動物は単なる空洞の鋳型として見られる場合もありますが、他の例では、生前に非晶質（非結晶性）シリカの骨格を分泌していた属に属することを示す豊富な証拠があります。

球状のフリントは海綿の周りに集まり、海綿自体はしばしば消失した。GJ Hinde [21]は、珪質海綿の骨針がいかに容易に溶解するかを示した。既存の海底においてさえ、骨針の先端は丸くなり、その溝は拡大する。化石の中には、骨針が方解石に置き換わっているものもある。WJ Sollas [22]はこの点を強調し、「有機シリカが方解石に置き換わる際には、必ず何らかの形でシリカがその後に堆積するということは、ほぼ不変の法則と言えるだろう」と述べている。この後続の堆積は、 – 39 -堆積は、岩石の他の部分にある方解石を犠牲にして行われることが多い。固体のフリントは、それが存在する石灰岩の代わりとなる。

ポケットレンズでは、フリントの半透明の物質の中に、鈍い小さな棒状の海綿骨の痕跡がしばしば見られます。しかし、顕微鏡で見ると、フリントの塊は、それが属する石灰岩の構造を保っていることがわかります。有孔虫やその他の小さな構造的特徴は、カルセドニックシリカ（微細結晶質シリカ）の中に完璧に保存されています。厚い軟体動物の殻やウニの殻のような大型の化石は、それらを充填していた元の軟泥（チョーク泥）が完全に珪化している間も、変質を免れている可能性があります。これは、チョーク層の表面の砂利採取場で見つかる褐色の酸化フリントの化石の内部鋳型、そして石炭紀の石灰岩のフリントによく見られるウミユリ類の茎を表す管状の空洞を説明しています。後者の場合、化石は石灰質のままで、地面は珪化しており、その後の溶解によって化石は除去されました。

石炭紀の石灰岩に見られるように、非常に厚い地層がこのように珪化した場合、その岩塊中に珪質の骨格が異常に多く含まれていたと推定される。しかし、L.カイユー[23]が指摘するように、そのような骨格は、ある場合には完全に除去され、またある場合には、 – 40 -塊状のフリント石の場合もあれば、シリカが岩石全体に分散している場合もあります。その不規則な分離は、石灰岩の層から層へと走る、枝分かれした形状や鉤状の形状のフリント石の成長によって示されます。

魚卵石灰岩とサンゴの骨格は、どちらも元々はアラゴナイトでできていましたが、しばしばフリントに置き換わり、この形態のシリカの二次起源を肉眼で確認できる決定的な例となります。珪藻類の痕跡は比較的稀ですが、パリ盆地の淡水カルカレ・ド・ラ・ブリーの珪化に寄与したと考えられます。しかし、放散虫は現在では、シルル紀の暗色の「チャート」においてもフリント形成生物として広く認識されています。放散虫チャートは、その層が海洋深部で形成されたことを示すものと考えられてきました。

岩石の歴史の中で珪化が始まった段階を特定することは困難である。A. ジュークス＝ブラウン[24]が指摘するように、シリカ骨格の溶解は圧力、すなわち堆積層が堆積した水深によって促進される可能性がある。しかし、石灰質の有孔虫殻と比較すると、放散虫や珪藻類の残骸は溶解が遅く、測深で到達できる最も深い場所で発見される。一方、 HB グッピー[25]は、フィジー諸島のサンゴ礁で現代のサンゴの珪化を観察し、- 41 – このプロセスは、その地域の標高が上昇する間にも進行し、シ​​リカを含む水が濃縮され、その塊の一部が蒸発にさらされました。

地質学的時間における非結晶質珪質骨格の不安定性により、地球の他の地層に埋もれた場合、岩石はそれらを長期間保持できない可能性があります。

ジェームズ・ハットン以降に広まった見解、すなわち、石灰岩中の既存の空洞に高温溶液中の物質が入り込むことで結節性フリントが形成されるという見解は、裏付けとなる証拠がないことは明らかである。しかし、温泉の浸透によって石灰岩の珪化が生じた事例も存在するはずである。白亜紀の節理に板状フリントが存在することは、水が岩石の他の部分から容易に通過する経路に沿って珪酸を運び込んだことを示している。樹木の幹がカルセドニック珪酸に置き換わるように、特に火山地帯では石灰岩層がフリントに変化することがある。AWロジャーズ[26]は、ケープ州で上昇水の蒸発によって形成された最近の石灰岩は既に珪化していると記録している。これらのフリント質岩はカラハリ砂漠などでも発見されているが、オレンジ川以南では見つかっていない。この化学変化は、気温ではなく、おそらく地元の水の性質によるものと考えられる。しかし、ほとんどの場合、 – 42 -石灰岩は、植物性珪藻類や動物性海綿動物、放散虫の骨格の形をしたシリカの中間休止段階にまで遡ることができる。

フリント自体の分解は、その成分の一部が溶液中で除去されることで起こり、チョーク層の標本の白い表面や、特定の砂利に見られる崩れやすい白い残留物の原因となっている。この過程についてはJW・ジャッドによって詳しく論じられており、彼は除去された物質は乳白色の状態にあるシリカであると考えている[27]。

石灰岩と風景
野外の石灰岩は、地層をかなりの厚さにわたって貫く節理を特徴とし、頁岩層に達すると、地圧によって連続した破砕面を形成することは不可能です。外海では堆積条件が長期間一定に保たれることがあり、また、条件が変化するまでは成層構造が明確には現れないため、石灰岩は堆積岩としては例外的に塊状性を示すことがあります。しかしながら、洪水時に泥水河川が陸地から堆積物を運び込んだ場合、頁岩と石灰岩の急速かつ季節的な交代が観察されることがあります。

北西ヨーロッパの白亜紀の遺跡 – 43 -典型的には軟らかく、海岸沿いに崖を形成しやすく、下からの浸食による地滑りが頻繁に発生します。成層面に沿ってフリントが発達していなければ、岩石の層状構造を遠くから見分けることは不可能でしょう。フランス東部、アルプス北部、アペニン山脈中央部に見られる代表的な岩石は、はるかに抵抗力のある塊に圧縮されており、段々になった岩山や切り立った岩壁としてそびえ立ち、垂直の節理による構造が優勢です。イングランドの白亜質岩は、風化により、薄い草に覆われた丸い背の丘陵になり、ずっと前に干上がった小川によって窪地になっています。土壌は、豊富なフリントを除いて、その上にある白い石灰岩の岩石にほとんど依存していません。後世の層が崩壊して生じた残留粘土や砂のおかげで、あちこちで耕作が可能になり、高地の頂上にもブナ林が繁茂している。しかし、水は地中に容易に浸透し、土塊を飽和させるほどに浸透すると、雨期には地表の窪地に一時的な泉、いわゆる「ボーンズ」として再び現れる。深い井戸を掘り、汲み上げを始めると、一見均一な条件であっても、場所によって水量が大きく異なることが分かる。このように透水性の高い土塊であっても、最大流量が発生する水路が存在する。上から水が浸み込む水路や、屋根の弱い箇所などである。 – 44 -地下水路は、地上に「スワローホール」と呼ばれる陥没跡を残します。これらは時とともに大きくなり、低木や樹木の成長に任せられます。

既に述べたように、より固結した石灰岩においては、節理が大胆な岩石景観を際立たせる効果を発揮します。岩石の硬さではなく、その吸収力こそが、岩石の流失を防いでいます。断崖の縁を丸め、崖錐を垂れ下げて斜面を変形させる水は、地中に浸透し、溶解によって水路を形成します。平坦な地表では、大気中の二酸化炭素を含んだ水に石灰岩が溶けやすいことが、窪みの形成に表れています。窪みの縁は次第に鋭くなり、最終的には摩耗してしまいます。雨粒が最初に休息場所を確保した場所には、その後に続く雨粒がその小さな窪みを深めていきます。雨粒が降り注ぐたびに、水はこの窪みに溜まり、ゆっくりと下へと流れていきます。やがて岩石は、まるで発破の準備ができたかのように、穴が掘られたように見えるかもしれません。穴は合流して垂直の溝となり、表面は幻想的な形状に深く刻まれていきます。

谷側や海側で風化作用によって形成された岩石面、あるいは削剥によって削り取られて減少している岩塊に見られる岩石面は、垂直、あるいは少なくとも層理に対して垂直である可能性が高い。層理面の形状は、その比較的均一な形状によって永続的に保たれている。 – 45 -溶液を通して低下する。その結果、成層面とそれに垂直な面が石灰岩地帯の景観を非常に顕著に制御することになる（図1）。

図 1.石灰岩台地の表面。コース・デュ・ラルザック、アヴェロン、フランス。

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層が平坦で、時折わずかに異なる構成の層が分かれている場所では、クレア州北部のバレン山地のような段丘が発達します。ジュラ山脈のように段丘が褶曲している場所では、崖と傾斜斜面が絵のように連続し、風化した層端、つまり真の断崖は、傾斜面と同じくらい急な角度になっていることもあります。そのため、これらの「縁」が遠くから見ると、鋭い峰のように見えるのです。

段丘構造は岩の多い海岸に小さな形で見られることがあります。そこでは、連続する層の断崖から剥がれた岩塊が波によって運び去られています。大規模な場合には凍害が強力で、低い段丘に巨大な岩塊が崩れ落ちます。頁岩帯と塊状の石灰岩の組み合わせ、特に高地から外側に傾斜しているものは、頁岩の傾斜面が石灰岩を通過する水によって潤滑されるため、破壊的な地滑りを引き起こします（ 図9参照）。このように、海岸の外側への地滑りはアントリムでは一般的であり、アクスマス近郊では広範囲に及んでいます。この2つの地域は、リアス紀の粘土の上に白亜質岩が堆積しています。

石灰岩の崖の下では、砕石が自由に発生し、崩落した岩塊が樹木の生育を阻害することがよくあります。上部の岩面と下部の崖錐が新鮮なことから、侵食が最も活発な場所であることが分かります。層の構成の違いは、傾斜の違いによって示されます。 – 47 -岩壁の侵食によって形成された地形。アリゾナの巨大な峡谷は、その好例と言えるでしょう。

図2.石灰岩の渓谷。フランス、アヴェロン県、ドゥルビ渓谷。
これらの渓谷の特徴は、垂直に節理のある石灰岩の存在に大きく依存している。 – 48 -この地域の降雨量のおかげで、川は壁が摩耗する前に水路を深くすることができた。しかし、雨やその他の気象要因によって谷が広がった場合でも、石灰岩で形成された谷は渓谷の特徴を維持する。ダービーシャー、フランケン高原、またはサランシュ近くのアルヴ川の谷間など、岩山が川面から1マイルかそれ以上も聳え立つ場所では、石灰岩の節理が渓谷の掘削を助けていることがわかる。ロマンチックな雰囲気のコース地方、アヴェロン県ミヨーの東にあるドルビー渓谷は、深さ2000フィートの曲がりくねった峡谷である（図2）。少し北にあるタルン渓谷には、最近になってようやく道路が通ったが、その大部分は垂直の岩壁を切り開いたものである。

特に川の流れそのものから、石灰岩に削られた谷の切り立った斜面を観察すると、溶解の痕跡が繰り返し発見される。現在の水位よりはるか上方では、岩は丸みを帯び、しばしばアンダーカットされているため、張り出している（図3）。ダービーシャー州ミラーズデールでは、草に覆われた崖錐の上では、表面はまだ手に滑らかで、カルニオラ山脈の険しい峡谷の底で現在行われているように、水がその表面に渦を巻き、洗い流していく様子を想像することができる。実際、いくつかの石灰岩の峡谷は、その天井が崩落した地下水路を表しているのではないかと示唆されてきた。これはチェダー渓谷にも当てはまる可能性があり、いくつかのケースでは、川の窪地を橋渡しする岩のアーチの存在によって証明されている。

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図3.水に浸食された石灰岩の崖。ダービーシャー州ミラーズデール渓谷。
手つかずの石灰岩地域の特徴は、アドリア海の東側を旅すると最もよく分かります。ここではカルスト地形と呼ばれる地形が顕著になり、 – 50 -ギリシャ諸島からレヴァント地方にかけて、このような地形が見られる。ローヌ川とデュランス川上流域の間の段々畑では、ラベンダーの茂みがほとんど不毛の丘陵に鈍い緑色の斑点を描き、石造りの古い町の灰色の壁は、同じく灰色の丘陵斜面の中でほとんど区別がつかない。しかし、トリエステ方面の石灰岩地帯はさらに荒れ果てている。岩石から生じる少量の不溶性物質は、この地域では「ドリーナ」と呼ばれる瀞口穴に蓄積されることがある。ドリーナは実際には谷を意味するスラヴ語である。この残留物は、イタリア語圏のダルマチア海岸で「テラ・ロッサ」と呼ばれる赤い粘土質の土としてドリーナに現れる。しかし、台地の表面では、石灰岩から抽出されるとすぐに洗い流されたり、吹き飛ばされたりする。A.グルント[28]は、より北方の地域では凍結作用が頻繁に起こるため、石灰岩の表面が緩い岩塊で覆われ、その間に土壌の斑点が集まる可能性があると示唆している。そのため、中央バイエルン、シャンパーニュ、コッツウォルズ丘陵の高原にはカルスト地形は見られません。ゴールウェイ南部とクレア州の風の吹き荒れる平野にはカルスト地形に近いものが現れており、強風への曝露はコースやイリュリアのカルスト地帯の起源と大きく関係していると考えられます。同時に、石灰岩に含まれる不純物の量も、結果として生じる景観に大きな影響を与えているに違いありません。アイルランド南部の石灰岩の窪地には、高貴な森が広がっています。 – 51 -これは、石灰岩由来の粘土質の土壌と、地面の保護された性質によって可能になりました。

図4.渓谷によって分断された石灰岩地帯。 マクレン峠から見たヘルツェゴビナのカルスト地帯。
典型的なカルスト地帯では、水は沈み込み、表面地形が切り開いた低地で再び湧き出る。 – 52 -地下水位の低い場所。高地で一時的に水位を保った小川は、しばしば谷底へと消えてしまう。湿地は窪地に形成されることもあるが、垂直方向、つまり蒸発によって上方へ、あるいはドリーナを通して下方へとしか出口がない。ドリーナは、スラヴの羊飼いたちが的確に捉えていたように、より一般的な地域の河川の谷に相当する。小川が流れる風景は、私たちがほんのわずかしか垣間見ることができない神秘的な地下世界で探さなければならない。私たちが知っていることの大半は、並外れた冒険心と資源を持った探検家たち、特にE・A・マルテルと、彼に触発された「洞窟探検家」たちのおかげである。

ヘルツェゴビナの高原を見渡すと、カルスト地帯を流れる重要な河川では、普通の谷ではなく、深い峡谷が広がっていることが分かります（図4）。道路は可能な限り峡谷に沿って敷設されており、この国は二重の生活様式を呈しています。広大な高地では水を貯めるために貯水池を造らなければなりませんが、商業幹線道路沿いでは4,000～5,000フィート下の地域です。川のそばでさえ、岩の不毛な白さの中に荒涼とした雰囲気が漂っています。太陽の光は、昔、川の横流によって削り出された石灰岩の劇場のような壁に当たり、窪地は丘陵地帯の白い炉のように輝いています。夏の川は、幅の広い岩の多い区間に狭まり、その先には薄い側面を持つ岩が広がっています。 – 53 -羊たちは乏しい牧草地へと追い立てられている。澄んだ緑色の水は、岸辺に沖積土ができるとは思えない。温帯のヨーロッパでさえ、石灰岩が砂漠地帯のような地形を作り出している。

ヨーロッパで最も驚異的な岩石景観は、ドロマイト質の石灰岩によるものです。チロルの険しい岩山や尖峰が、炭酸カルシウムからドロマイトへの変化によって生じたものなのかどうかは定かではありません。ドロマイトの変化によって粒状の岩塊が形成され、垂直の節理に沿って自由に風化が進んだ結果なのかもしれません。おそらく、これらの緻密な石灰岩が地圧によって例外的に節理の深い構造を発達させ、断層運動によって要塞のような岩塊に砕け散る傾向が強まったのでしょう。より一般的なレーティック石灰岩の層状の岩塊は、山頂付近でしばしば段々になった構造を形成しますが、その下層のドロマイトには数千フィートにも及ぶ垂直の割れ目が、層理面を完全に覆っています。もしこれらのドロマイト岩が、私たちがサンゴ礁と呼ぶ複合岩塊から生じたとすれば、それは極めてあり得ることですが、石灰岩が厚くなるにつれて、層状化は顕著な特徴となりました。この構造は今でもはっきりと見ることができます。しかし、節理は広がり、塊は途方もない尖塔や圧倒的な塔へと切り分けられています。ランドロ近郊のドライ・ツィンネン、ランコフェルとプラットコフェルの深く刻まれた壁は、下部三畳紀の通常の地層の草地から4000フィートもの高さにそびえ立ち、 – 54 -ブーヘンシュタインの上にあるセット・サスの張り出した尾根は、ドロマイトが卓越した地域であり、急峻な岩石風化帯が最も幻想的な形で特徴づけられる地域である。

大理石の上
装飾に適した模様や色を持つ石灰岩は、大理石として認められます。「化石大理石」は、多くの場合、単なる灰色の石灰岩で、ウミユリの茎、貝殻の湾曲部分、あるいはサンゴによる放射状の模様などが、磨かれた表面に現れ、その多様性に富んで目を楽しませてくれます。イングランド中の大聖堂の巨大な白い柱を引き立てる灰色のアクセントとして多用されたパーベック大理石は、単なる淡水石灰岩で、建築石材としてはあまり価値がなく、パルディナの貝殻が密集しています。黒色の大理石は、生物の腐敗によって生じた1～2%の炭素によって着色された石灰岩で、白い貝殻が地表とのコントラストで際立って見えることがあります。プリマスとコークの赤大理石は鉄の汚れが付着し、同時に二次結晶化によって元々の特徴の多くが失われています。コーク市近郊のリトルアイランドでは、地盤変動によって岩塊が押しつぶされ、その結果、固体流動の痕跡が見られます。このような応力下で結晶質の石灰岩が破壊されたことは、 – 55 -美しい大理石の角礫岩が 数多くあります。元々は別々の層から切り取られた、様々な色の角張った塊が唐突に並置されているため、これらの岩石の中には、中規模の部屋の装飾にはあまりにも衝撃的すぎるものもあります。

自然界には非晶質炭酸石灰などというものは存在しないようで、したがってすべての石灰岩は結晶粒子で構成されている。しかし、この物質がさらに結晶化すると、化石の痕跡がすべて失われた真の大理石が生成される。地下の熱と圧力がこの変化を促進すると考えられる。なぜなら、軟質のチョークでさえ火成岩の岩脈によって粒状の大理石に変化するからである。しかし、圧力が動きを伴う場合、剪断作用によって粒子が破壊され、より繊細な構造が生じる。

ドロマイトが高度な変成作用によって著しい鉱物変化を起こす可能性があることは既に述べた（35ページ）。石灰ザクロ石、珪灰石、透輝石、その他の珪酸塩鉱物は、火成マグマの貫入を受けた通常の石灰岩中にも同様に形成される。これらの岩石における極端な変化については、両輝石岩を扱う際に説明する。

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第3章
砂岩
砂の起源
砂岩の本質的な特徴は、主に砕屑性の石英粒子、あるいは稀にカルセドニックシリカ（フリント）粒子から構成されていることです。これらの粒子はナイフの鋼の刃を傷つける原因となることが分かっており、通常の酸で煮沸しても影響を受けません。煮沸過程において、粒子を結合させていたセメントが破壊されるため、粒子は通常よりきれいになります。このセメントは化学的に沈殿した炭酸カルシウムから形成されることが多く、発泡を引き起こすことがあります。

自然界における石英の分布を考えるとき、砂岩の粒子の起源は火成岩と変成岩に求めます。石英は最も一般的な鉱物の一つですが、花崗岩や石英閃緑岩では、石英が岩石全体の半分以上を占めることは稀で、長石、雲母、角閃石などがその仲間です。石英の脈（石英岩）は多くの岩石を貫き、風化によって粒状に砕けますが、その量は粘板岩や片岩全体と比較するとごくわずかです。雲母片岩は、砂岩に大きく貢献しています。 – 57 -石英砂は腐ると消えますが、これに鉄分を含んだ粘土質が混ざって、黄色いローム土が作られます。

現存する砂岩の形成に必要だった膨大な削剥作用に、私たちは容易に感銘を受けます。今日では砂岩は同種の古い岩石の崩壊によって形成されることもありますが、石英は元々は火成岩または変成岩に由来するものでなければなりません。変成岩においても、石英の大部分はおそらく砕屑性です。

砂岩中の石英の微細構造は、その起源を一般的に証明する。火成岩や変成岩の石英中に生じる、泡を伴った微細な液体包有物は、砂岩の断面で容易に観察できる。一部の珪岩では、これらの包有物は粒子から粒子へと連続した帯状に走っており、明らかに堆積物が固結した後に生じたものである。しかし、一般的な砂岩では、ある粒子内の包有物は隣接する粒子内の包有物とは何の関係もない。さらに、火成岩の長石は、砂岩中に転がった破片としてよく見られる。長石の粒子は通常、石英の粒子よりも白く鈍く、肉眼で容易に識別できる。

母岩由来の小さな輝く雲母板が石英粒子とともに堆積することがある。鉄分や鉄分を豊富に含む、崩壊した岩石の暗い雲母は、 – 58 -マグネシウムは、カルシウム、マグネシウム、鉄のケイ酸塩鉱物（例えば、角閃石や輝石）とともに、水和反応によって柔らかい緑色の緑泥石を形成します。この鉱物は、膜状や容易に変形する薄片状で、砂岩の粗粒の下地として存在し、岩石を繊細な灰緑色に着色します。この種の細粒砂岩は、玄武岩質安山岩などの変質した「緑色岩」と区別するのが困難です。しかし、古来「グレイワッケ」と呼ばれていた砂岩のように、石英粒子が大きい場合は、岩石の起源を示す手がかりとなります。

風雨にさらされる斜面では、自然が腐朽産物を徹底的にふるいにかけるため、最も微細な物質は遠くへ運ばれ、分解されない石英が優勢に残ります。そのため、河川の上流域の沖積土は、周囲の岩石から最初に供給された混合物質よりもはるかに砂質です。急峻な高地斜面では水の流れが速いため、泥は自然に低地へと流れていきます。

堆積物がまだ多少混ざったまま海岸に到達すると、波の作用は急速に効果を発揮します。水の継続的な洗浄と打ち付けの前に、残留粘土と細かく砕かれた石英は海岸斜面を下って運ばれます。嵐の後の海の色は、その働きを十分に証明しています。こうして、砂浜は… – 59 -種類が非常に似ています。比較的粗い物質で形成された魅力的な黄色い砂は、白亜質、粘板岩、花崗岩、玉石粘土で形成された海岸の沖合にも同様に存在するのです。

図5.半乾燥気候における砂岩から形成された砂。喜望峰レインズバーグ近郊。

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堆積作用が始まって以来、砂は堆積し、砂岩へと固結する傾向がありました。これらの岩石は隆起して露出し、新たな砂岩を生み出しました。粗い砂は母岩から洗い流された場所から遠くまでは移動しないため、数平方マイルにも及ぶ厚い砂岩の塊は、消失してもその地域に永続的に残ります。このように砂質は砂質を生み、砂岩の存在による物理的条件は、長い地質時代を通じて支配的となる可能性があります（図5）。

もちろん、海中に沈めば、短期間でこのすべてが変わるかもしれない。しかし、地殻のしわが寄って砂岩がより厳しい大気レベルまで持ち上げられると、砂岩の腐敗が加速し、周囲の土地がより砂だらけになるかもしれない。

砂のセメント化
砂岩のセメントは非常に多様です。現代の海岸では、石灰岩地帯から湧き出る泉、あるいは砕けた貝殻の堆積層を流れる泉が、砂浜の隙間に方解石を堆積させ、波に逆らって礫岩と砂岩のスラブや棚が出現します。炭酸水素カルシウムが豊富な海岸では、その溶媒を減少させる何らかの原因によって沈殿する可能性があります。単なる蒸発や、二酸化炭素の放出によっても沈殿は起こり得ます。 – 61 -水が飛沫となって飛び散り、砂粒の間にセメント質が堆積する。リンク[6]が示すように、方解石は温帯海域に堆積し、アラゴナイトは熱帯島の側面の砕屑物の間に繊維状の結晶を形成する。アラゴナイトは、海水中の硫酸カルシウムまたは塩化カルシウムに炭酸アンモニウムまたは炭酸ナトリウムが作用することでも生成される。こうして砂は何らかの形態の炭酸カルシウムによって固結する。さらに、砂には石灰藻、有孔虫、サンゴや貝殻の破片も含まれる。

化石貝殻は、通常、古い砂岩中に、単なる外型と内型によって表されます。岩石の性質上、浸透水によって溶解する可能性がありますが、同じ地質系列に属する粘土質では、非常に良好な状態で保存されている場合があります。

浅瀬、特に湖沼では、鉄の可溶性塩が容易に酸化されるため、褐色の鉄錆、すなわち鉱物のリモナイトが絶えず水面で生成され、底に沈んで砂を固めます。ある種のバクテリア[29]は、淡水湖沼の水からこの形で鉄を抽出し、その蓄積を大いに促進します。赤色は海底堆積物にも見られることがありますが、赤色や紫色の礫岩や砂岩の塊は、淡水起源であると合理的に考えられます。このような岩石は通常、 – 62 -海洋の化石であり、陸上植物の痕跡が含まれていることもよくあります。

重晶石（硫酸バリウム）は、方解石の鉱脈に似た鉱脈に時々出現しますが、砂岩の偶発的なセメントであり、明らかに地下水から発生します。

フリント（チャート）の帯は、イングランド下部グリーンサンドシリーズのハイス層など、特定の砂岩に見られます。これは、カルセドニックシリカによって特定の層が固結された結果であり、このシリカの起源は、一般的に残存するスポンジスピキュールの中空鋳型や、その導管の海綿石鋳型に見られます。GJ Hinde [30]は、白亜紀の例では、他の多くのフリントと同様に、スピキュールの大部分がテトラクチネリッド型であることを示しています。

アフリカの一部のような乾燥した状況では、緩い表層の砂は炭酸カルシウム、または毛細管現象によって下から上昇する水に含まれるシリカによって固められることがあります。

我が国の島々の海岸の砂丘は、長く湿った状態を保つことができないため、豊富な陸生貝類の殻から生じた方解石の堆積によって、場所によっては硬くなっています。喜望峰[31]では、AWロジャーズが述べているように、砂丘は炭酸カルシウムの侵入によって「地表から数フィートの距離まで硬い岩石に変わり、繰り返し湿ったり乾いたりすることで、 – 63 -海が古い砂丘を侵食したところでは、岩石は非常に硬くなり、風化して独特のギザギザの表面になります。」ケープタウンの中央郵便局と南アフリカ博物館は、主にこの最近固められた岩で建てられています。

シリカによって固結された現代の砂岩はさらに興味深い。喜望峰、特にカラハリ砂漠では、それらはクォーツァイト[32]として知られる非常に硬い岩石を形成している。固結物質は真石英であり、砂粒の周りに両錐形の結晶として堆積することがある。このような結晶の分子は、元の砕屑性粒子の分子集合と連続して配列しており、顕微鏡下で薄片を見ると、粒子の石英とそのコーティングの光学的連続性によってそれが証明されている。シリカが堆積し続けると、コーティングが絡み合い、岩石は真石英岩へと変化する。現在では、元の粒子の輪郭を識別することはしばしば困難である。このような表層のクォーツァイトは最大 10 フィートの厚さで、その下には固結していない砂がある。ロジャーズは、固結作用が浅い水たまりで始まったのではないかと示唆している。しかし、毛細管現象によって長時間蒸発する地域で鉄鍋や炭酸カルシウムの表層塊が形成される現象と明らかに類似している。HGライオンズ[33] はヌビア山脈の一部の堆積層がセメント化されるのは 、- 64 – 下エジプトの砂漠の砂岩は、岩石中の長石の変質によって遊離したシリカに変化した。彼は、この変化は地元起源の炭酸ナトリウムの浸透によって加速されたと示唆している。これらの地層中の化石樹木はシリカに置き換わっている。さらに、アーミテージ[34]は ビクトリア州で、砕けやすい鉄質新生代の砂が珪岩に変化した例を記録している。この種の岩石は、知られている中で最も硬く、我々の記憶では極めて古い時代と変成作用を連想させるが、現在も地表で形成過程にあることが証明されている。

ロジャーズの観察によれば、砂粒の上には単なる玉髄ではなく、石英が堆積している。したがって、イングランドのペルム紀および三畳紀の「結晶質砂岩」は、その顕著な特徴を、その堆積が行われた当時の時期に獲得した可能性がある。問題の地層が形成された時期に、少なくとも季節的には乾燥した気候が存在していたことが認められていることから、この可能性はさらに高まる。

これらの英国の「結晶質砂岩」はHCソルビー[35]によって記述され、砕屑粒子上に堆積した石英が粒子自体の光学的連続性と連続していることを示した。JAフィリップス[36]は、この石英が長石のカオリン化作用によって結晶化したと考えた。しかし、ラテラル化現象はさらなる示唆を与えている。 – 65 -二次シリカの起源について。熱帯の風化作用、特に雨季と乾季の交替によって、アルミナがシリカとの結合から遊離し、様々な岩石に「ラテライト」殻が形成されることは現在ではよく知られています。砂岩の長石は、このような条件下では、カオリン化ではなくラテライト化され、アルミニウム水和物が残り、シリカは溶解して特定の層でセメント石英として再び出現することがあります。より進化したラテライトからシリカがほぼ完全に消失していることは、シリカが他の場所に運ばれたことを示しており、したがって珪岩のセメントはかなり遠く離れた岩石に由来している可能性があります。しかし、珪質スポンジ骨針の破壊がフリントの形成を意味するように、ラテライト化は相補的なプロセスとしての珪化を意味します。

珪岩中の二次石英が岩石自体にしばしば存在するという事実は、珪岩中に石英脈が頻繁に見られることから明らかである。一方、付随する粘板岩や片岩には石英脈はほとんど見られない。したがって、ある地点ではシリカの除去が進行し、別の地点では全ての亀裂や隙間が埋め尽くされていると考えられる。

砂岩は、浸透水の影響を受けた方法に応じて、砂岩として知られる崩れやすい非セメント状態から、最も硬く、 – 66 -最も耐久性の高い岩石、珪岩。砂岩の透水性は、様々な種類の岩石に関係しています。

砂岩の砂粒
砂岩は本来、水を透過しますが、これは砂岩の空隙率、つまり「多孔度」が高いからではなく、粒子間の空隙が大きいからです。そのため、水は重力によって容易に砂岩中を移動します。毛細管現象による水の上昇、つまり拡散は、非常に細粒の物質で最も大きくなりますが、その速度は非常に遅くなる場合があります。重力に逆らって毛細管現象によって水を最も効果的に上昇させるには、直径約0.02mmの粒子を多く含む必要があります。しかし、砂粒の直径は0.5mm程度であることが多く、地下水位から水が供給される場合、粗粒物質の間にある細かい泥や細かく砕かれた砂が、砂岩中を水を拡散させる原因となります。しかし、雨は当然ながら容易に吸収されます。砂質土壌に覆われた不毛な砂岩地帯では、雨水が急速に消失するため、たとえ水が供給された場所であっても、植生は生育できません。

ドーブリー、ソルビーらは砂粒の特性を研究し、撹拌された水は直径約 1 mm の砂粒を浮上させて前方に運ぶことを指摘しました。 – 67 -あるいはそれ以下です。そのため、粗い粒子は川底との摩擦によって小石のように丸くなりますが、小さな粒子は地質学的時代を通して、またある砂岩から別の砂岩に移された後でも角張ったままです。石英粒子の表面を塩酸で煮沸して洗浄すると、その鋭さと不規則性が際立って現れます。

これらの粒子には、前述の鉱物に加えて、自然の洗浄過程で濃縮された多くの興味深い結晶が混ざり合っている。花崗岩由来の微細な無色のジルコンや褐色のルチルは、その高い比重のために、特定の砂に集まっている。磁鉄鉱やイルメナイトは、塊を黒くすることがある。また、セリウムとトリウムを成分とするモナザイトやトーライトも、密度が5であるため、同様に沖積窪地で選択的に含まれる。このように砂に集まったものは何でも砂岩に保存される可能性があり、後者の薄片を顕微鏡で研究することで、その起源に関する示唆が得られる。

砂岩の中には、非常に丸みを帯び、ほぼ球形の粒子を持つものが存在します。JAフィリップス[38] は、これらを風で磨かれた砂漠の粒子と比較しました。砂漠の粒子も同様の形状を呈し、かなり磨かれています。大量の砂が乾燥地帯から川や湖、海へと運ばれ、そのため、砂岩はよく利用されています。 – 68 -層状岩、さらには海成砂岩に含まれる丸い粒子は、砂漠起源である可能性がある。J・W・ジャッドは、王立協会のために下エジプトの堆積物を調査した際、降雨量の少ない地域に堆積する砂に含まれる長石質粒子が極めて新鮮であることに言及し、半乾燥地域の土壌に関する最近の観察では、粘土が比較的少ないことが示されている。砂岩層の調査から生じる可能性のある地理的考察の多様性を示すには十分である。粒子は、特に粗いタイプの場合、しばしば単独の鉱物というよりは岩石の破片であることが判明し、それによって侵食を受けた表面を形成した物質の全体像が明らかになる。

最も細粒の砂岩は、陸地からの堆積限界付近で堆積した層で発見されることが多く、そこでは真に遠洋起源の物質と絡み合っています。海泥には砕けた石英が高濃度で含まれていることが多く、古代の頁岩や粘板岩の研究は、このほぼ破壊不可能な鉱物が、粘土と分類されやすい層にどのように入り込んでいるかを示しています[41]。

砂岩の特徴
地盤の応力と収縮により砂岩に節理が生じ、石灰岩ほどきれいで透明ではないものの、より柔らかい岩石にも影響を与える。 – 69 -形態。現代の固結砂丘は垂直面に沿って崩壊する傾向がある。より堅固な砂岩は階段状の台地や「縁」を形成し、多くの種類の砂丘は大気による崩壊に抵抗するため、その成層構造が顕著に現れる。堆積過程における小さな間隔、あるいは海流によって運ばれた砂の粗さのわずかな変化は、薄片状や薄片状の砂丘を生み出す。潮汐の印の間に広い海岸が露出している場合、次の層が堆積する前に表面が乾燥し圧縮されるため、次の層は下層の凹凸を模倣することができる。さざ波、日焼けによるひび割れ、雨の跡、動物の足跡などは、このようにして保存されることが多い。海岸が沈下している場所では、数百フィートの地層にわたってそれらが残ることがある。

当然のことながら、こうした型やその下の床の本来の構造の最良の例は、砂地の上に少し泥が敷かれた場所に見られる。粘土は、湿っているとそれだけでは型跡を長く保持できず、完全に乾燥すると次の水が溢れると崩れてしまう。しかし、一部の三畳紀の堆積物に見られるように、表面に薄い泥層を載せた堅い砂の基盤は、その地域の天候や迷子になった動物の動きに関する優れた記録となる。半乾燥気候の湖の平坦な岸辺では、水は – 70 -数マイル後退し、おそらく数ヶ月後に丘陵地帯に雨が降り、新たな堆積物が堆積すると再び戻ってくる。このような条件下では、広い日差しに覆われた平地が保存され、層の間には植物の残骸が残っている可能性がある[938]。

ミミズの排泄物や足跡、穿孔動物の管は、異なる色の砂で満たされていることもあり、あらゆる年代の砂岩によく見られます。

珪質礫岩
波に洗われた海岸の堆積物は、 様々な種類の小石からなる礫岩を形成し、その中でも石英岩と珪岩が自然と優勢を占めています。場合によっては、堆積場所に到着した時点で既に形成された小石もあります。小石は、夏に北イタリアの河川の広い礫の岸で見られるように、側流から本流の静かな水域へと転がり出てきます。そこから時折起こる洪水によって、沖積平野の上部を構成する大きな合流デルタや湖沼盆地に流され、そこですぐに海岸沿いに堆積します。しかし、海岸線に既に存在する礫岩や砂利を除いて、実際に海に到達する小石はほとんどありません。海岸に転がる石は、ほとんどがその場所での海洋活動の産物です。細かい砂粒はほぼ海に向かって流れていきます。 – 71 -砕石は、その質量に比べて表面積がはるかに小さいため、無傷のままでは、波が浜辺で砕石を運ぶたびに隣の砕石にぶつかり、すぐに丸い形になります。

最終的に固結した礫岩は、礫の一般的な配列によってのみ成層構造を明らかにすることができる。礫は球形になることは稀である。なぜなら、通常はひっくり返されるのではなく、扁平な楕円形になるまであちこちに押し付けられるからである。礫岩は、扁平な面が互いに平行な平面上に位置する。しかしながら、一般的には、礫岩であっても、粗い層と細かい層が交互に配列することで成層構造が明らかとなる。

砂漠の砂には、石や岩塊が豊富に含まれており、さらに風によってふるいにかけられる。真の砂漠の砂はある地点に堆積し、最も細かいローム質の物質はさらに遠くまで運ばれて肥沃な黄土の土地を形成し、乾燥地帯の広い範囲に、むき出しの表面に石が積み重なった岩石砂漠が残ることもある。この地域の岩石は特徴的な形状をしており、ドイツ語でドライカンターと呼ばれている。下部は比較的平坦で、上部は漂砂によって削られ、両端が傾斜した切妻屋根のような形状になっている。表面には特徴的なエッチングが施されている。

ドライカンターは、 – 72 -かつては湖岸への堆積によるものとされていましたが、現在では、漂砂による継続的な摩滅が、海岸における水の波打ち際と同様に、陸地表面の混合デトリタスに影響を及ぼすことを念頭に置く必要があります。特定の物質は他の物質よりも急速に削り取られ、残留物はより石英質の性質を帯びるようになります。このように、砂岩や礫岩において、石英岩や脈状石英の破片が他の成分よりも優勢な場合、エオリア海岸として陸上に出現することがあります。

砂岩と陸地表面
砂岩の透水性については既に述べた。砂岩の表面は概して乾燥しており、主に珪質砂の粒子からなる土壌は、降雨を吸収することも、地中から水を汲み上げることもできない。砂岩の土壌では、樹木は土壌自体を必要とせず、繁茂できるという考えは当然誤りである。樹木は、特定の粒子の分解によって遊離した物質、あるいは下層の砂岩のセメントに大きく依存している。砂岩が不純であればあるほど、つまりその構成物質が純粋な石英から外れれば外れれば外れるほど、肥沃な土壌となる可能性が高くなる。

しかし、全体的には、珪質礫岩と砂岩の地域は、 – 73 -温帯気候で​​は、森林やヒースに変化します。砂岩がまだ砂岩の状態にある場所では、その上に生い茂ったヒースの中にも裸地が現れやすく、そこから風が砂を運び去ります。

イングランド中部の石炭紀地域に詳しい人なら誰でも、硬い砂利と砂岩が国中の「縁」の形成に影響を与えていることに気づくでしょう。これらの急斜面と、その下層に見られる崩れかけた頁岩の斜面とのコントラストが、ヨアデールやピークの景観に多様性をもたらしています。ウィールド周辺やウォーバーン近郊のチルターン丘陵の麓には、より柔軟な白亜紀の砂岩が広がり、丸みを帯びた丘陵を形成し、その多くは針葉樹林に覆われています。サリーでは、何世紀にもわたって使われてきた未舗装の荷馬車道が、未固結のフォークストン砂地に溝を刻んでいます。

しかし、その下層のハイス層は、リーゲートとギルフォードの間に、力強い断崖として際立っており、イングランド南東部のこの美しい地形は、おそらく層に含まれるチャートによるものであると考えるのは興味深いことです（62ページ参照）。下部白亜紀の海で珪質海綿動物が局所的に繁殖したため、現代のリース・ヒルは、ウィールドの中央に広がるもう一つの未埋め立ての砂岩地帯であるアッシュダウン・フォレストのアーチ部分さえも見下ろすほどに高くなっています。

バグショット・ヒースの砂浜と数多くの – 74 -パリ盆地の同様の地域は、最良の市場の近くでさえ、このような地層を耕作することがいかに不可能であるかを示しています。ニューフォレストの高地の大部分を覆うフリント砂利も、高度に珪質な土地の最悪の特徴を示すものとして念頭に置く必要があります。

半乾燥気候、あるいは季節雨のみの気候では、砂岩が砂岩を生じる過程で砂漠状の荒地が形成される傾向があります。風化によって生成された土壌は固まらず、乾燥した時期に風によって運び去られます。嵐の吹き荒れる石灰岩地帯と同様に、広い範囲に岩肌が露出し、風除けとなる窪地は砂で埋まる傾向があります（図5参照）。

スコットランド南部高地の一部や、ダウン州およびモナハン東部の苦労して獲得した農地など、シルル紀の一部の地域に見られる丘陵状の極めて不規則な地表は、頁岩の間に抵抗力のある砂岩が存在することに起因しています。これらの砂岩は、真砂土へと変化しながら何度も褶曲し、その反り返った縁は氷河の氷の通過さえも阻んできました。尾根の頂部に沿って突き出ており、小さな層でさえ土壌に角張った破片を提供しています。

• 75 –

図6.珪質礫岩。特徴的な風化作用を示す。ウォーターフォード州クームシンガウンのモレーン岩塊。
ウェールズ西部のハーレック層の連続した砂岩塊は、はるかに荒々しい景観を形成しています。これらの砂岩塊は、非常に固く固結しているため、石英粒を突き破って岩石が砕け散ります。オールドレッドサンドストーンの大部分も同様に硬い性質を持っています（図6）。紫色または灰色の礫岩は、石英セメント中の珪岩を含んだ小石で、露出した岩石を形成しています。 – 76 -インヴァネス南西のグレート・グレンには、岩肌がゴツゴツとした岩塊が広がり、ケリーではイギリス諸島で最も荒々しい岩山の景観を形成しています。岩石の粗さの差により、風化した山腹には顕著な成層構造が形成され、氷が押し付けた場所では岩層の差別侵食が進んでいます。断崖絶壁でも、草に覆われた棚状の岩塊が見られ、礫岩の中に砂岩や頁岩の帯が見られます。

アップルクロスからサザーランド北部にかけて、巨大な断崖を形成する赤い砂岩と礫岩は、先カンブリア時代の山岳地帯の侵食作用を象徴しています。これらのトリドン砂岩は、非常に不規則な古い片麻岩の表面を覆っており、ほぼ平坦な地層とは際立った対照をなしています。P.レイク[39]は、これらを、同様に谷を埋め丘を覆うバルチスタンとアフガニスタンのダシュトと呼ばれる堆積物と比較しています。これらは、広範かつ急速な侵食作用の産物です。厚さ約3,000メートルのトリドン砂岩は、大陸地表の乾燥した地域で、時折発生する雨期の洪水によって堆積したことを示唆する証拠は確かに多くあります。

珪岩は地盤の圧力によって小さな角張った塊に砕け、扱いにくいむき出しの岩肌と、転石の崖錐を形成します。崖錐は時に白い砂に崩れ落ち、ヒースの生育の基盤となります。 – 77 -層理面とは無関係に、多数の節理が露出斜面の岩石をほぼ均等に砕くため、珪岩丘陵の尾根は典型的には円錐台へと変化する（図7）。遠くから見ると、尾根から均一に流れ落ちる白い崖錐は、まるで雪の帽子のように見える。

図7.クォーツァイトコーン。メイヨー州クロー・パトリック。

• 78 –

土壌の欠如と風化した表面の滑らかさは、石英岩の山々を登頂困難なものにしている。岩石が均一に固結しているため、地層が表面の特徴にほとんど影響を与えず、岩棚や棚状の岩も稀である。旅人は、角張った頑固な岩塊の崖錐を登り、滑りやすく険しいドームへと向かう。しかし、その荒々しい景色は必ずや報いとなるだろう。これらの雄大で際立った山々の岩石が、その硬さの全てにおいて、太陽に乾ききった平原の平坦地から生じた可能性もあることを考えてみるのは興味深い。

第4章
粘土、頁岩、粘板岩
粘土と頁岩の特徴
真の粘土とは何かという問題は、近年、特に農業従事者の間で盛んに議論されてきました[939]。岩石としての粘土は塊状のカオリンとみなされ、純粋であれば、シリカ46.3、アルミナ39.8、水13.9の割合で含まれるはずです。白色で汚染されていないパイプ粘土の中には、この理想に近いものがあります。真の粘土とは 、- 79 – 粘土は湿らせると非常に可塑性が高く、乾燥すると収縮して、粒子が崩れない緻密な塊を形成します。しかし、完全に乾燥させて水に入れると、粘土の塊は容易に崩れます。水が毛細管現象に沿って粘土に浸透し、その際に気泡列を排出するからです。この性質は、硬い粘土の基質から化石を取り出す際に利用されてきました。このように粉末状になった粘土を指で「パドル」すると、再び密着した可塑性の塊を形成します。

粘土中の隣接する粒子間の空間は非常に小さく、これが粘土が実質的に水を通さない理由です。しかし、総空隙空間、つまり「多孔度」は岩石の体積の50%を超えることもあります。土圧によって粘土が頁岩や粘板岩の状態にならない限り、微細な薄片状のカオリン粒子や、それに伴う他の鉱物の非常に小さな粒子は、自ら崩れて密集した状態になることはありません。しかし、湿らせて再び乾燥させると、蒸発によって水膜が薄くなるにつれて、粒子の集まりを取り囲む水膜の表面張力が増加し、粒子同士が引き寄せられ、粘土は著しく収縮します。湿潤と乾燥を繰り返すことで、個々の粒子の集合体の数が増え、粘土の粘り気や粘着性が低下する傾向があります。これらの集合体間の隙間は、もはやそれほど微細ではなくなっています。 – 80 -毛細管現象により、粘土質の土壌は農業の観点から見ると明らかに「軽く」なります。

収縮によって生じた大きな亀裂は、粘土の深部まで浸透する新たな表面を露出させることで、水分の蒸発を大幅に増加させます。多くの場合、塊は乾燥面から下に向かって六角形の構造を形成するように収縮します（図8）。

粘土の自然な「凝集」、つまり個々の土壌粒子の代わりに複合粒子が形成される過程は、特定の塩を含む水の溶液の作用によって促進されます。炭酸カルシウムは優れた凝集剤であるため、農家は古くから生石灰や粉末状の石灰岩を土地に散布してきました。一方、炭酸ナトリウムは一部の乾燥地域で毛細管現象によって上昇し、逆の効果を発揮して微細粒子を互いに引き離し、粘土の完全な粘土質化を促進します。

実験により、粘土の特性の大部分は粒子の細かさに左右されることが示されており、この観点からすると、カオリンの薄片は他の鉱物の粒子に比べて小さいため、岩石を構成する際にこの特定の鉱物が「粘土質」となるのは当然と言えるでしょう。しかしながら、粘土を蒸留水柱の中で振盪すると、粘土の大部分が沈降した後も白濁が残るため、永久的に白濁しているように見えることがあります。塩類による凝集だけで白濁は除去できます。一部の研究者は、 – 81 -粘土全体のわずか1～2%に過ぎないコロイド物質が、この独特の性質を与えていると考えられます。このようなコロイドは、熱帯性、おそらくアルカリ性の影響下でアルミナ質ケイ酸塩が分解する際に発生すると考えられていますが、長石からカオリンが生成される過程との関連は知られていません。

図8.粘土の収縮亀裂。手前には鳥の足跡。スピッツベルゲン島、ミマー湾のツンドラ。
ADホール[40]は、この曇りの原因はおそらく – 82 -特定の粒子は極めて微細である。したがって、真の粘土質は、直径0.02mm未満の粒子の割合によって決まる。しかし、ホールとラッセルは、このような粒子が水中に継続的に浮遊している理由を他の原因に求め、ゼオライト群のケイ酸カリウムとケイ酸ナトリウムの存在を示唆している。これらの物質は、大量の水と接触すると加水分解によって少量のアルカリを遊離する。遊離アルカリは凝集を防ぎ、粒子の浮遊を促進する。

一般的な観察者にとって、岩石は粘土の性質を持ち、直径0.01mm未満の粒子が40%以上含まれていれば粘土とみなされます。しかし、化学分析を行うと、そのような岩石には多量のカオリンが含まれていることがわかり、粘土は塊状のカオリンであるという従来の見解は実質的に正しいといえます。

とはいえ、粘土は非常に不純で、多くの粘土には石英砂が多量に混ざっています。カオリンは元々他のケイ酸塩の崩壊によって生成され、その起源地で付随していた様々な鉱物や岩石の破片から完全に分離されることはほとんどありません。直径10分の1ミリメートルの石英と未変化の長石の粒子は、その相対的な粗さゆえに、粘土質土壌を明らかに「軽く」します。砂質粘土は ロームと呼ばれ、細粒ロームは農家の一般的な用途に理想的な土壌を提供します。 – 83 -表面に長く水分を保持しすぎることも、雨が降った後すぐに乾くこともない。私たちが玉石粘土と呼ぶものの多くは、実際にはローム質であることが分かっている。

T.メラード・リードとP.ホランド[41]は、海洋起源の粘土の中にも、非常に細かい石英砂がかなりの割合で含まれている可能性があることを示しました。

炭酸カルシウムは、通常、石灰岩由来の微細な岩石粉、あるいは微細な貝殻片として存在し、粘土と混ざってマール（泥灰岩）を形成することがあります。この用語は量的な意味を持つものではなく、冷たい酸で活発に発泡する粘土全般に当てはまります。湿潤すると不快な粘り気を帯びますが、マールの割れ目を通過する水に炭酸カルシウム溶液が供給され、自然に凝集します（80ページ参照）。

粘土の成層構造は、砂層が挟まれていない限り、かなり広範囲にわたって目に見えないことがある。しかし、前述のように粘土の塊を乾燥させてから水に入れると、しばしば平行な面に沿って崩壊し、粒子が規則的に配列していることがわかる。これらの粒子の多くが板状であるという事実は、その後の堆積物の圧力によって強調され、粒子の板状面は互いに平行な面となる。こうして粘土は頁岩となり、層理面と平行な規則的な裂け目を持つ。ある程度の変形は、 – 84 -岩石もこの変化を伴い、流動は層理と平行に進み、含まれる化石は時に扁平化する。この変形は特に植物の遺骸の場合に顕著である。頁岩は、やがて真の粘板岩の密度と分裂性構造を獲得する可能性がある。

粘土や頁岩の色は非常に興味深いものです。黒色は有機物、特に植物の破片によるものであることが多く、粘土によって酸化から保護されているため、木質構造と炭素質の性質が保持されています。

粘土の青みがかった色調は、細かく砕けた黄鉄鉱（二硫化鉄）によるもので、黄鉄鉱または白鉄鉱のいずれかの形態の明確な結晶または団塊として現れることがあります。酸化すると褐鉄鉱が生成され、多くの粘土採掘場の上部に見られるように、粘土塊は茶色に染まります。黄鉄鉱の発生は、粘土が堆積した時代に遡ることが多いです。N. アンドリュソウ[42] は、黒海には上層の浮遊生物によって供給される腐敗した有機物が大量に供給されていると指摘しています。これは海底に向かって絶えず降り注いでいます。100ファゾム以上の深さに達した部分は、自由遊泳生物の貪欲さから逃れ、バクテリアのみが生息する領域に到達します。これらのバクテリアは溶解した硫酸塩に作用しますが、アンドリュソウによれば、主に卵白にも作用します。 – 85 -腐敗物質。どちらの場合も、硫化水素が生成されます。アンドリュソウは、深海ではバクテリアが酸素を必要とするものの、その供給が不十分であることから、海洋硫酸塩の還元を軽微なプロセスとして扱っています。硫化水素は鉄塩を攻撃し、二硫化鉄を生成します。

これは、鉛直循環が不完全な深海盆において、通常の化石を含まない黒色の黄鉄鉱泥がどのようにして発生するかを示す好例です。黒海の深海は、豊富な硫化水素によって実質的に汚染されています。しかし、黄鉄鉱がアンモナイトの殻に置き換わったり、二枚貝の完全な型を形成したり、さらにはコンクリーションや結晶群として堆積したりする頁岩の例は数多く知られています。このような黄鉄鉱はおそらく二次起源か、あるいは海水中の硫酸第一鉄溶液に対する腐敗した有機物の還元作用によって生じたものと考えられます。

頁岩中の黄鉄鉱の酸化により、ミョウバンなどの硫酸アルミニウムが生成されます。この酸化の過程で、岩石中に存在する炭素質物質に火をつけるほどの熱が発生することもあります。

ピンク紫と緑は頁岩によく見られる色で、鉄が2つの異なる酸化状態にあることを示しています。連続する帯状の岩石でこのように色が変化する場合、気候変動が頁岩上の鉄塩の形成を促進したと考えられます。 – 86 -ピンク色の層が形成される際には地表に存在していたが、緑色の粒子が盆地に流入した際には、鉄（酸化度の低い）塩が優勢であった。B.スミス[43]は、洪水時に流下する有機物とフミン酸が、浅い湖や池での酸化を一時的に阻害する可能性があると示唆している。したがって、乾季にはピンク色の粘土が堆積し、雨季には緑色の粘土が堆積すると考えられる。頁岩の緑色は、主に緑泥石または海緑石によるものである。

一部の頁岩の緑色の原因として、その後の脱酸素作用が指摘されている。有機物がその原因である可能性もあり、紫色の粘板岩に見られる緑色の斑点は、中心から外側へ反応が広がり、閉じ込められた生物の腐敗によるものとされている。

粘土は不浸透性のため化石を非常によく保存しており、元々のアラゴナイトが方解石への変化を免れた最古の貝殻やサンゴは中生代の粘土や頁岩の中に見つかっています ( 22 ページを参照)。

粘土の起源
この点については、前節で少し触れました。現在では、純粋な陶土やパイプ粘土、つまり純粋なカオリン土は、表面削剥の産物をふるいにかけて得られるものではないことが認識されています。アルカリ長石は – 87 -露出した花崗岩や片麻岩の層に埋もれているカオリンは分解しますが、大気中の水の酸性作用によって形成されたカオリンは比較的少量であり、分解していない長石や石英などの粗粒の粒子から逃れることはできません。陸地から遠く離れた場所に運ばれない限り、この状態は続きません。しかし、英国海軍の「チャレンジャー」号の記録[44]が示すように、海泥には砕屑性の石英粒子が50%以上含まれている場合があり、石英は常に泥の大きな粒子の中で最も多く含まれています。

しかし、花崗岩の分解が非常に進んだ場合、カオリンが他の物質を圧倒するほどの量で存在することがあります。表面から洗い流された生成物は湖沼にも白い粘土として集まり、さらに人工的に洗浄すると、そこからカオリン土、あるいは陶土が抽出されることがあります。このような場合、岩石は地下の作用によって全体的に腐敗しています。カオリンに付随する二次鉱物が示すように、フッ化水素酸やその他のガスも作用しており、表面に異常に多く見られる白い粉状のカオリンが、はるか昔に深部で形成された塊が局所的に露出しているためです。

しかし、流水、特に海岸での海のふるい分け作用により、最終的に粘土質の物質が地域に運び去られる。 – 88 -そこで粘土はゆっくりと堆積します。海水に溶解した塩の凝集作用は、粘土が陸地から約320キロメートルに達する前に沈殿を大いに促進します。しかし、砂岩が砂岩を生むように、海岸に露出した粘土や頁岩も海岸近くで新たな粘土を生み出します。テムズ川の河口や多くの「スロブランド」がその例です。ブラジル沖では、海岸から運ばれてきた大量の「黄土質物質」によって赤色粘土[45]が産出されます。現代の緑色海泥には、イギリスのゴールト粘土によく見られる珪酸塩である海緑石が含まれており、海中での反応によって形成されます。現代の青色泥[46]は2800ファゾムの深さまで記録されており、有機物と二硫化鉄を含んでいます。

「チャレンジャー」号の観測者や、深海に広がる赤い粘土について他の人々によって多くのことが書かれてきたが、これは陸地から水が直接運んできたものではなく、風で運ばれた火山灰や海底で噴出した火成物質が分解してできたものだと考えられている。

浸透する水の作用によって分解した細かい火山灰から粘土が地表に蓄積されることもあります。

スレート
頁岩とスレートの関係は非常に明白であり、スレートは非常に – 89 -よく固められた泥。泥岩と同様に、その中の粘土質物質は、通常の堆積物または火山起源である可能性があり、その色は頁岩の色を再現する。しかし、その本質的な特徴は「劈開」、すなわちよく発達した割れ目面を有することであり、この割れ目面はしばしば層理の割れ目に傾斜している。層理は、異なる粗さや構成の帯状構造によって示されることがあり、これらの帯状構造は、塊に加えられた圧力によって崩れているように見えることがある。しかし、劈開はこれらの帯状構造を横切ることもあり、岩石は一般に、頁岩が層理面に沿って割れるよりも、劈開面に沿ってはるかにきれいに割れる。

スレート質の劈開に関する初期の歴史的観察は、A. ハーカー[47]によって優れたレビューがなされており、ハーカー自身も独自の調査を行っている。また、多数の図解を含むCK リース[48]の後期の論文や、GW ランプルー[49]の議論も参照されたい。D. シャープとHC ソルビーは1847年から1853年にかけて、岩石の劈開は劈開面に垂直な方向の圧縮と、それに沿った膨張によって生じるという理論を展開した。ハーカーが指摘するように、膨張が圧縮と釣り合う可能性は低い。スレートの密度が約2.7であることは、「多孔度」、つまり空隙率が低下したことを示す良い指標であり、後述する鉱物の変化もまた、より大きな空隙率の形成に寄与している。 – 90 -密度。C. ダーウィン[50]は、劈開と、劈開面に沿った雲母などの薄片状鉱物の発達との関連性を強調し、この構造は最終的に「葉理構造」として知られる構造へと移行する（145ページ参照）。HC ソルビーは、圧縮によって板状粒子が岩石全体にわたって平行な位置に配置され、その結果、カオリン、雲母、緑泥石などからなる板状粒子は、その広い面が圧縮方向に対して垂直になると主張した。同時に、変形可能な成分は、この方向に圧縮され、垂直方向に膨張し、それ自体がレンズ状の形状、すなわち板状に変化する。T. メラード・リードとP. ホランド[51]は、圧縮過程の終盤における結晶化の役割を強調した。彼らは、板状鉱物である雲母と緑泥石は岩石の変質作用によって生成され、圧縮方向に対して垂直な方向に容易に広がると主張している。こうして、岩石の変形の後期にスレート状の劈開が生じる。これらの著者は、ダーウィンの主要な命題の一つである、岩石の劈開と葉理構造との密接な関連性を発展させており、ソルビーとは対照的に、元の構成物質の板状性はそれほど重要ではないと考えている。

彼らの見解を支持するために、 – 91 -劈開が誘発される段階において、粘板岩やそれと類似の葉状片岩中に時々存在する黄鉄鉱や磁鉄鉱の結晶は、劈開や葉状構造に対抗する節としてより早い時期に発達していたことに留意すべきである[52]。

ダーウィンは、鉱物の差異が劈開面と平行な帯状に沿って生じることがあることを観察した。そのような場合、差異は主に粒度の違いによるものであり、剪断作用によって鉱物が特定の運動帯に沿ってより微細な状態に分解されていると考えられる[53]。岩石の剪断は、いずれの劈開面（これは重層的に誘起された弱化面である）に沿っても起こり得る。そして、鉱物片が岩石の膨張が可能な方向に互いに滑り合うのと同様に、粘板岩の一部が他の部分の上を滑り合う。元の成層の痕跡が残っている場合、岩石剪断が生じたかどうかは容易に確認できる。

異なる組成の層は、当然ながら劈開の程度も大きく異なります。砂層は圧縮によって歪んでいますが、劈開の程度は非常に小さく、その量は層に含まれる泥の量に比例します。粘土層と砂層が交互に重なり、劈開の方向が層に対して斜めになっている場合、一方の層からもう一方の層へ移る際に、いわば屈折する性質があります。つまり、砂層では劈開はより強く、粘土層ではより弱くなります。したがって、 – 92 -劈開面は、硬い層を横切るにつれて、イタリック体のS 字に似た褶曲を形成する。Harker [54] とLeith [55]は、多少異なる観点からこの原因を論じている。硬い層に生じる劈開面は、圧縮力が作用する方向とほぼ垂直であると考えられる。なぜなら、そのような層では、物質が層理面に沿って横方向にクリープする可能性がほとんどないからである。より軟らかい層では、板状粒子が圧力の方向と平面が垂直になるまで回転する傾向だけでなく、同じ粒子が層理面に沿って流れる傾向にも対処する必要がある。結果として生じる配置により、砂質の層よりも層理面に近い劈開が生じる。

時には、劈開が形成された後に、地層が褶曲するように、圧縮によって褶曲することがある。さらに強い圧縮によって、劈開が消失し、新たな劈開が形成されることもあり、この結果に至るあらゆる段階的な変化は追跡可能である。劈開層はまた、一連の鋭い褶曲にしわが寄ったり、一方向に押し倒されたり、これらの褶曲の稜線に沿って分離が起こり、岩石に第二の一連の脆弱面が形成される。この種の分離は、通常の劈開や流動劈開と区別して、ひずみ滑り劈開、またリースは破砕劈開と呼んでいる。剪断は、 – 93 -それに沿って起こり、真の劈開面または流動劈開面がこのようにして破断され、断層が形成される。

図9.頁岩を覆う石灰岩の地すべり。フランス、ドローム県リュック＝アン＝ディオワ近郊。地すべりの規模は、地塊の間を通る主要道路によって示されている。

• 94 –

商業用のスレートには、真の劈開を妨げるこれらの構造は一切見られません。スレート採石場を成功させるには、均一な粒度の粘土質岩石が、相当な範囲にわたって均一に圧縮されていることが不可欠です。しかし、採石業者なら誰でも、スレートの材質は場所によって異なり、最高品質のスレートは「鉱脈」を走ることを認めるでしょう。表面が不規則で、褐鉄鉱のように色のついた粗いスレートは、その美しい景観から人気があります。一方、屋根材として十分に割れないスレートは、旗、マントルピース、ビリヤード台などに利用されることがあります。

野外の粘土質岩
明らかに、粘土質の土地が侵食を受けると地形が異なり、粘板岩が優勢になる土地とそうでない土地ほど地形が異なるものはない。前者の場合、低い丸みを帯びた丘が、草むらの間にイグサが生い茂る窪地の上に、明確な配置もなくそびえ立っている。小川は泥水で、容易に基盤まで流れ落ち、そこから粘土質の沖積土の中を蛇行しながら流れていく。頁岩はより大胆な地形を形成するが、気候が霜と雪解けを許容する場所では急速に崩れ落ちる。頁岩はより抵抗力のある岩石に守られているかもしれないが、地下にはぬかるんだ表面があり、その上を高い土塊が滑落すると、壊滅的な被害をもたらす可能性がある（図9）。

• 95 –

図10.頁岩の風化。背後には花崗岩の山々。フランス、イゼール県、ロータレ峠、ラ・グラーヴ上空。
頁岩層は隆起して褶曲すると、互いに剥がれ落ち、崖錐に非常に不規則で不規則な物質を供給し、雨で湿るとキラキラと光る表面を露出させる（図10）。丘陵地帯では、峠はしばしば – 96 -これは頁岩の帯によるもので、両側の岩石よりもはるかに早く風化によって削り取られます。イングランド中部では、ライアス頁岩は、一部の石灰岩が含まれているにもかかわらず、その上にある中期ジュラ紀の石灰岩が削り取られた場所では、ほぼ平野になるまで削り取られています。

ギザギザの縁と雨に強い粘板岩は、荒々しい山の景観に重要な役割を果たしています。凍害によって粘板岩は破壊され、崖錐（タルウス）を形成し、谷へと滑り落ちます。しかし、残った岩肌は、下部斜面を覆う滑らかな岩層とは対照的に、より鋸歯状の形状を呈します。劈開が水平に対して急激に傾斜すると、山腹に溝が刻まれ、その間に見られる岩の稜線は、傾斜した地層と見間違えられることもあります。ドルバダーンにあるランベリス峠の入り口は、粘板岩の景観を雄大に描いています。粘板岩で形成された山々は、やがて豚の背のような丸みを帯びた形状になりますが、それでも小川が刻まれた場所では、切り立った崖や絵のように美しい渓谷を形成します。

ボルダークレイ
ボルダークレイとして知られるこの物質は、非常に特徴的な特徴を示し、私たちの島々に広く分布しているため、別途いくつか言及する価値がある。厚さ1～2フィートの層から、場所によっては100フィート以上にまで膨れ上がり、マクスウェル・クローズがドラムリンと名付けた、重要な丸い背丘を形成することもある。

• 97 –

図 11.ダービーシャー州クリッチのボルダー・クレイ。

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基本的には水に篩われていない混合物質で構成されており、様々な岩石の巨玉が、角張った破片や大小様々な小石と並んで、ローム質粘土の基層に埋まっている（図11）。砂や砂利は、巨玉粘土としばしば共存しており、これは大量の洪水によってこの塊が洗い流された結果である。この岩塊は全体的に丸みを帯びており、ローム質粘土の砂質部分が優勢である。

玉石粘土層に含まれる頁岩や石灰岩、さらには砂岩や珪岩の塊には、現在では氷河作用によるものと認識されている特徴的な条線が見られます。砂や小石は実際には固い氷によって大きな石に押し付けられ、表面に切り込みや溝を刻んでいます。頁岩や片岩は砕けて粘土質の基盤を形成しています。これらの物質はすべて、かつて氷河の氷に埋め込まれ、氷河によって押し進められたものです。

• 99 –

図12.石と粘土で覆われた北極氷河。スピッツベルゲン島ビレン湾、ノルデンショルド氷河の側面。写真の左上隅に氷の頂上が見える。
ルイ・アガシーはスイスでの研究から氷河理論を発展させたが、彼の想像力は当時の常識をはるかに超えていた。スイスの氷河は現在ではごくわずかであるため、玉石粘土の起源を説明する上でほとんど役に立たない。しかし、北極や南極の地では、幅数マイルにも及ぶ大陸氷河が、巨大な雪山からの圧力によって低地を横切って移動しており、その背後には絶えず氷山が積み重なっている。スピッツベルゲン島のように、雪原が縮小した場合でも、これらの氷河は景観を支配し、数百年にわたる主要な岩盤を形成している。 – 100 -平方マイルに及ぶ。このような氷河は、丘の斜面や谷底で緩んだ物質をすべてその下部に集める。こうして供給される道具を使って、塊が前進するにつれて、節理のある岩や割れやすい岩からさらに物質が剥がされる。巨大な氷床の底部では、水がその下をあちこち流れるにつれて凍結と融解が起こり、岩床がさらに崩壊する。広い氷床はある地点では砕けた岩と泥の塊の中に沈み、別の地点ではこの混合物質を研磨剤として前方に引きずり出す。このような氷河の下半分、あるいは前面近くのその全層は、表面の融解によって上層が除去されており、実際には氷セメントによって結合された石と泥の凝集体である（図12）。前進の時代が終わり、氷床が停滞してその凍結した成分が溶けると、時間の経過とともにますます玉石粘土のような状態になっていく。すると、真の玉石粘土が表面を形成し、その下には氷が豊富に残ります。

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図13.北極氷河とボルダー粘土。 1910年、スピッツベルゲン島エクマン湾のセフストローム氷河。手前にはボルダー粘土が見られ、ケトル穴で跡が残されている。これは1896年にコーラ島を越えて氷河が前進した際に堆積したものである。
石質物質が均一に分布していないため、地表の一部は他の部分よりも急速に沈下し、以前の体積の大部分が失われます。大まかに円形の窪み、あるいは「ケトルホール」が現れ、そこに水が集まります。これらの水路から流れ出る水は、玉石粘土の一部を横切り、泥を運び去り、砂利と砂利の帯を残します。こうして除去された粘土質の部分は、他の周辺の水たまりに細かい堆積物として蓄積され、一時的に水流が増加すると、より粗く砂の多い層と層状になります。最終的に、基礎部分の凍った水は流れ去り、氷床の石と粘土だけが氷原に残ります。しかし、これらは風化によって非常に重要な残留物となります。 – 102 -北極圏の乾燥した空気の中で、険しい崖や尖峰が形成された。こうして残された玉石粘土は、停滞した氷床の縁が位置していた場所に、はっきりとした境界を示している。これは実際には複雑な氷床の残存部分であり、現在では他の岩石と同様に、大気の影響によって変形を受けている（図13）。

ドラムリンと呼ばれる丘陵の多くの興味深い特徴については、ここでは論じることはできません。長軸が氷の移動方向に沿うように配置されていることから、ドラムリンの大部分は氷自体の中で形成され、氷が上から下へ溶けていく過程で現れたことがわかります。ドラムリンは、氷床の下層に由来する、氷、石、粘土などの硬く混合した物質から生じ、氷床の流れの特定の時期に、より純粋な上層の氷と混ざり合ったと考えられます。このような混合は、氷床崩落や障害物によるせん断が発生する場所で発生する可能性があります。前者の場合、上層の氷は下層に沈み込み、後者の場合、下層の塊が上層へと押し上げられます。前方への流れが進むにつれて、下層と石で満たされた層を表す塊は、流動性の溶岩や変成圧力によって変形した岩石における粗い物質の「目」のように扱われます。より純粋で可塑性のある氷は、ドラムリンを通り過ぎて回り込み、ドラムリンは細長い形状をとります[56]。最終的な停滞と溶解が進行すると、これらの塊は依然として分離したまま – 103 -互いに丸みを帯びた丘陵を形成している。その基部は氷に削られた地表に定着しているが、側面と頂部には、氷床と呼ばれる複雑な岩体のより純粋な部分が形成された痕跡が残っている。

近年、古代の巨礫粘土、特にペルム紀～石炭紀の巨礫粘土に関する研究が大きな関心を集めています[57]。これらの圧縮堆積物は、縞模様の巨礫を豊富に含み、氷河作用を受けた岩肌に堆積しています。この岩肌は、削剥によって露出すると、驚くほど近代的な様相を呈します。南アフリカ全土に広く分布する灰緑色のドゥイカ・コングロマリットは、グレート・カルー山脈の境界に、尖った尾根と不規則に風化した崖を持つ「コピエ」を形成していますが、巨礫粘土として堆積した起源は十分に検証されています。さらに、カナダのヒューロニアン層でA.C.コールマンが発見した非常によく似た岩石と、この岩石が類似していることが現在では明らかになっています。

第5章
火成岩
はじめに[58]
火成岩は、溶融状態から固まった多様な岩石であり、その活発な活動により18世紀に注目を集めた。 – 104 -火山における出現。ジェームズ・ハットンは1785年、スコットランド高地の結晶質花崗岩が「流動状態でその地域に侵入した」ことを示しました。しかし、ヨーロッパ大陸の地質学者が表層の溶岩と、地殻の固まった大釜における削剥によって露出した物質を結び付けるまでには、100年以上かかりました。

したがって、1825年にG・P・スクロープが「火山に関する考察」と題する著作の中で、花崗岩について何の弁解もためらいもなく論じたことは興味深い。スクロープは、深部生成物と表層生成物を区別するどころか、地殻内の溶融マグマを「地下の溶岩層全体」と呼んだ。彼は、この基本的なマグマ、「原初、あるいは母岩」が、通常の花崗岩と同様に固結する能力を持つと考えていた。彼の見解では、この花崗岩の連続的な溶融と物理的変化が、他のすべての火成岩を生み出した。しかし、スクロープはマグマ内の化学的変化には重点を置かず、異なる種類の火成岩物質間で観察される変化が、起源の共通性を確立すると主張した。

スクロープがあっさりと認めた溶岩と高度に結晶化した深部岩石との関連性は、約50年後にJWジャッドによってハンガリーとインナー・ヘブリディーズ諸島の地域において解明された。 – 105 -ジャッドは一連の論文で顕微鏡を用いて自らの見解を裏付けたが、フランスとドイツではこれらの特徴が、新生代と先新生代火成岩の微妙な区別の根拠となった。ガラス質物質が微量に認められる溶岩は、典型的には白亜紀後期のものであり、ガラスが微細結晶質物質に置き換わったそれ以前のタイプの火成岩とは本質的に異なるとされた。一方、粗結晶質の火成岩は一様に先新生代とみなされた。ピッチストーンのようなガラス質岩石は、ペルム紀またはデボン紀の地層に同時期に挟在し、「ガラス質斑岩」と表現され、白亜紀後期のものとされるものは、安山岩、粗面岩、または流紋岩と称された。幸いなことに、この問題に関しては最近常識が勝利を収め、初期の地層におけるガラス質火成岩の相対的な少なさは、ガラスが二次結晶化しやすいためであると認識されるようになりました。議論は、地質学的時間経過中に噴出した物質の種類が世界的に変化したという証拠は存在しないことを示して終わりました。

現在、地下の大釜で起こるプロセスに注目が集まっており、ある種の岩石の噴出と他の種類の岩石の噴出の違いを説明できるのではないかと期待されている。降下に関する理論が精緻化されており、最も有力な説の一つは、 – 106 -火成岩の分類における微妙な体系[59]は、固結の過程で他の要因が加わらなかった場合に、火成岩が有していたであろう特性に基づいている。しかしながら、現在特定の特性を有する岩石を、それが起源となった溶融源まで遡って追跡しようとするならば、この分類の原理は明らかに正しい。

火成岩の特徴
火成岩の性質は、大気圧のみで固結したか、それとも上部の岩石の圧力下で固結したかによって大きく異なります。また、海底溶岩は水深30フィートごとに1気圧、つまり2000ファゾムでは400気圧の圧力に耐えなければならないことを忘れてはなりません。そして、そのような岩石は深部岩石とみなされるべきです。火成岩に含まれるガスは、おそらく溶融マグマの本質的な特徴として、臨界点を超える温度で、大部分が地表付近または地表で放出されます。溶岩中に発生する気泡（溶岩はスコリア質になります）、そして冷却する溶岩流や噴火中の火山の喉部から立ち上る水蒸気の雲は、この過程を十分に証明しています。ハワイのキラウエア火山の極めて流動性の高い溶岩は、蒸気をほとんど放出しませんが、例外として注目に値します。冷却する岩塊の場合、 – 107 -地下では、ガス、そして最終的には液体が、固結の非常に後期まで留まるため、地表流で結晶化が始まる温度よりも低い温度に達するまで結晶化が遅れます。A. ハーカーが指摘するように[60]、「これらの物質の損失はマグマの融点を上昇させ、実際の冷却と同じくらい結晶化の直接的な原因となる可能性がある」のです。

溶岩中の結晶の形成は急速であるため、平均的な結晶は小さく、網目状にフェルト化していることが多く、その隙間は残留ガラスで満たされています。

冷却の遅さは、火成岩の結晶の大きさ、すなわち粒子の粗さに影響を与える非常に重要な要因です。圧力は鉱物の融点を上昇させることで結晶化を促進する可能性がありますが、この方向への効果がある程度最大に達すると、圧力の上昇によって融点が実際に低下し、特定の鉱物がマグマ中に溶解したままになる可能性が十分にあります。圧力が特定の成分の大きさにどのように影響を与えるかは明らかではありませんが、ある成分が成長し続ける一方で、他の成分が溶解したまま、あるいはそれほど速く成長しないような条件を作り出す以外には明らかではありません。

このような状況は、フランスの地質学者が「鉱化者エージェント」と呼ぶものの保持に圧力が加わったことで生じたものかもしれない。 – 108 -アルバイト、正長石、石英などの鉱物は、その形成に水の存在を必要とする。最終生成物には利用されない揮発性物質も、同様に多くの岩石鉱物の形成を助けているのは間違いない。さらに、雲母やゼオライトとして知られる特定のケイ酸塩の生成に見られるように、マグマから結晶化した鉱物に水素がいくらか保持されることもある。雲母の形成にはフッ素の存在が必要であるように思われる。しかし、JP・イディングス[61]は、この場合、高温における水素の化学的活性に重点を置いた。

火成岩は、特異な速度で冷却されない限り、様々な種類の結晶を含む。溶岩中では、これらの結晶は球晶[62]として知られる球状の集合体を形成する場合もあれば、顕微鏡では完全には分離できない微細な粒子や針状の緻密な基質として堆積する場合もある。やや粗粒の岩石の多くでは、緻密な岩石質または石質組織が形成されており、顕微鏡では結晶質の棒状または顆粒の集合体として分離できる。このような緻密な岩石は、しばしばフェルサイト質と呼ばれる。他の種類の岩石、例えば通常の花崗岩では、構成鉱物は肉眼で容易に識別できる。

これらの構成要素がどのように発達したかは、ある鉱物が別の鉱物に取り込まれることで明らかになることがある。2つの物質が互いに溶解すると、ある割合で存在する。 – 109 -それらの間の共晶比は物質によって異なり、そのため、それらは順番にではなく同時に結晶化します。マグマ中の2つの鉱物がこの共晶比に達すると、それらの結晶は完全に絡み合います。これは、「グラフィカル・グラナイト」として知られる岩石の石英とアルカリ長石に見られるようにです。通常の非共晶マグマからの鉱物の結晶化の順序は、その構成物質が塊中に存在する割合に大きく影響されます。

鉱物は、分離すると、大部分がケイ酸塩鉱物であることが分かります。ルチル、マグネタイト、イルメナイトなどの酸化物も少量含まれることがありますが、特に後者2つは、鉄が岩石の重要な成分である場所で多く見られます。しかし、ほとんどすべての火成岩は、主に1種以上の長石から構成されており、シリカはアルミナ、カリ、ソーダ、石灰と結合しています。遊離シリカが残留する場合もあり、石英として、あるいはまれにトリジマイトとして分離します。淡色の雲母は、深部起源の多くの岩石に含まれています。これらの淡色の鉱物とは対照的に、鉄、マグネシウム、そしてカルシウムの一部は、通常暗い色の別のケイ酸塩系列に含まれており、この系列は広く「鉄マグネシウム鉱物」と呼ばれます。輝石（その代表が普通輝石）、角閃石（その代表が角閃石）、暗色雲母（主に黒雲母）、そしてカンラン石は、一般的な鉄マグネシウム鉱物です。

• 110 –

火成岩は、組織によって大きく分けて、(i) 完全に結晶質で鉱物が明瞭に見えるもの、(ii) 完全に結晶質だが結晶が非常に小さいため、緻密な岩石質基質を形成しているもの、(iii) ガラス質を含むものに分類されます。3つ目のグループは、肉眼では岩石質に見える場合もあれば、実際にはガラス質に見える場合もあります。

この区分法は自然史の観点から正当化されます。第一のグループには、地下でゆっくりと固まった岩石が含まれます。第二のグループには、マグマ盆地の縁辺、あるいはそこから派生した、より急速に冷却された岩石が含まれます。これらの岩石は周囲の岩石の亀裂を埋め、岩脈と呼ばれる壁状の塊を形成します。第三のグループは、主に岩脈や溶岩流に見られます。

岩脈が加熱された岩石の間に貫入し、急激な冷却を受けていない場合、比較的小規模であっても、粗い結晶構造になることがあります。一部の岩脈は、境界面に沿ってガラス質の冷却帯を示し、中心部は冷却が緩やかなため完全に結晶構造となっています。岩脈岩に特有の構造はなく、化学的または鉱物学的根拠に基づいてこのような岩石を分類することもできません。ただし、現在では、これらの小規模な貫入岩体の中にのみ、いくつかの特殊なタイプの火成岩が知られている場合があります。

• 111 –

図14.火山円錐の側面。 1906年にヴェスヴィオ山の西側斜面に堆積した火山灰層。背後にはモンテ・ソンマの爆発した火口の崖が見える。
火山灰と呼ばれる粒子の細かい火山塵の層と、スコリア質溶岩の塊がはっきりと見える粗い凝灰岩は、堆積岩と火成岩の間の橋渡しをしています。 – 112 -大規模な噴火の際には、塵は風によって数百平方マイルにも及ぶ地域に撒き散らされます。火山噴火口付近に堆積した凝灰岩は、日々粗さが変化し、顕著な成層構造を呈します。灰層や凝灰岩は湖沼や海中に堆積し、その層には有機質の残骸が含まれることがあります。波によって海岸で粒子が丸められ、粗い火山砂だけが残るまでふるいにかけられることもあります。

噴火後、新たに堆積した灰と凝灰岩は通常、国土の表面に明瞭な層を形成します。火山丘の側面で地滑りが発生すると、新たに堆積した層と、以前に層状になっていた物質の一部が露出することがあります（図14）。一部の地域では、下から剥がれ落ちた堆積岩やその他の岩石が、火山活動による破片状の堆積物の大部分を形成しています。特徴的な火山丘の形状は、火口付近で凝灰岩と灰がより多く堆積していることに起因しています（図15）。

スコリアで形成された緩い凝灰岩は水を容易に浸透させ、比較的粗い物質からなる円錐台は耐候性に優れています。オーヴェルニュの消滅した「シンダーコーン」が驚くほど新鮮である理由は、はるか昔にライエルによって説明されました。一方、灰の表面は雨によって容易に流され、危険な泥流となって低地に広がり、乾燥すると収縮する緻密な粘土層を形成します。

• 113 –

図15.基底部に凝灰岩層を有する凝灰岩円錐。ピュイ・ド・ラ・ヴァッシュ、ピュイ＝ド＝ドーム県、フランス。
溶岩流は、含まれていたガスの爆発によって粉々に砕かれることなく、火口から噴出した溶岩の塊です。その流れの速さは、 – 114 -流動性は、溶岩の化学組成、存在するガスの量、および噴出時の温度によって異なります。同じ温度で、珪酸分の多い溶岩は、玄武岩質に近いほうの溶岩（珪酸分が約 48 パーセントしか含まれていない）よりも粘性が高くなります。かなり流動性の高い溶岩は、滑らかでロープ状の表面を持つやや薄いシート状に固まります。流動性の低い溶岩は、蒸気がそこから逃げようとするため、著しくスコリア状になります。上部の冷却面に形成されたごつごつした地殻は、その下のより液体の塊の継続的な動きによって破壊され、こうして形成された岩塊は、前進する流れの前面で転がされ、まだ固まっていない部分に埋もれてしまうことがあります。

通常の溶岩流の表面は何世紀にもわたって荒れたままで、ゆっくりと崩れ落ちて風化して土壌を形成します。凝灰岩層は明るく肥沃な土地を提供しますが、溶岩流はその中で、曲がりくねった岩の帯として際立っており、不規則に生い茂る森林地帯に取って代わられています。溶岩は繰り返し流出することで、以前の溶岩流の間の隙間を埋める傾向があります。これは、溶岩が広がった土地の窪地を埋めてきたのと同じです。こうして均一な表面が形成され、最終的には溶岩平野が 丘陵や谷の多様な土地を埋め尽くします。多数の小さな噴出口が、おそらく地表の平行な亀裂に沿って開いている場所では、溶岩の洪水が起こります。 – 115 -火成岩の分布域では、数百平方マイルに及ぶ岩塊が成層構造を形成するように見えることがあります。しかし、火成岩系列の断面を見ると、個々の岩石の流れが互いに噛み合い、重なり合う様子が見られます。これは、通常の堆積岩系列を構成するレンズ状岩塊の場合よりも速い速度です。

溶岩の成分が結晶化し始め、岩石が固体とみなせるようになると、収縮による亀裂が生じます。溶岩流の上部は、熱を放射し、ガスを上空に放出することで比較的急速に固化し、亀裂は規則性なく発生します。時折、乾燥したデンプンのような柱状の構造が小規模に現れます。柱は様々な斜面から冷却され、結果として岩石内の様々な方向に伸びていきます。

JP・イディングスは、表面の一部が他の部分よりも急速に熱を失うと、柱状構造が湾曲することを示しています。柱状構造を囲む収縮亀裂が内側に広がるにつれて、収縮亀裂が溶岩中に到達する層は、冷却が速い部分から内側に広がる層よりも内側になります。したがって、収縮応力によって亀裂が生じている溶岩中の層、すなわち収縮亀裂の内側の端が到達する層は 、- 116 – 湾曲した形状となり、溶岩流の表面から遠ざかるにつれて曲率は増大します。収縮柱の軸は、広がるにつれてこの層に垂直になり、柱は発達が進むにつれて湾曲していきます。

しかし、巨大な溶岩流の底部は、はるかに均一な条件下で冷却され、地面から上方に伸びる柱状構造がゆっくりと収縮することで形成され、古くから「ジャイアンツ・コーズウェイ」として知られていた規則的な柱状構造を形成します。アントリム州にあった元々のジャイアンツ・コーズウェイは、玄武岩質の溶岩流の下部が海岸の侵食によって露出したものです。スタファ島のフィンガル洞窟は、上部から下方に冷却された溶岩流の部分が保存されているため、その堅固で緻密な天井を保っています。G・P・スクロープ[63]は、古くから柱状溶岩にこの二重構造を観察していました。

柱状構造、あるいは時に柱状構造を形作る不規則な節理ブロックは、さらなる収縮によって球状構造へと細分化されることが多く、岩石が風化するにつれて、その表面はタマネギのように剥がれ落ちていく。巨大な柱状構造の湾曲した交差節理は、上向きに凸状になったり凹状になったりするが、これは球状収縮への同様の傾向を示している。

溶岩流は、時には互いにぴったりと収まる大きな球状の塊に分かれ、 – 117 -表面に急速な冷却の痕跡が見られるもの。これらは特にモン・ジュネーヴル近郊の山々でコールとグレゴリー[64]によって観察され、彼らはこれらの形状を「互いに押し付けられた枕、あるいは柔らかいクッション」に例えた。粘性溶岩が沸騰し、塊が持ち上げられて倒れ、外層がガラス状になって冷却し、その後他の層と接触して変形することで形成されたと示唆されている。この枕状構造は広く認識されており、JJHティールは「枕状溶岩」が放散虫チャートとしばしば関連付けられていることを指摘している。したがって、彼はそれらを海底起源とみなした。さらに、サー・A・ゲイキー[65]は、球状の袋状の構造は、このような溶岩が水または水っぽいシルトに流れ込むことで形成されたと述べた。この鋭い示唆は、サモアで溶岩のローブが海に押し出され波に洗われる際に冷却する様子を観察したテンペスト・アンダーソン[66]によって検証された。H・デューイとJS・フレット[67]は、枕状構造は石灰ソーダ長石がアルバイトに変化した溶岩によく見られることを指摘した。この変化は、彼らが「スピリティック・スイート」と呼ぶ一連の岩石によく見られる。ソーダの持ち込みは、岩石の固結直後に流入した蒸気によるものとされ、過剰なケイ酸ナトリウムは海底に逃げ込んだに違いないとされている。 – 118 -枕状溶岩が生成された海水。したがって、（珪酸塩の分解が引き起こされると仮定すると）放散虫は付近で繁殖し、その残骸はやがて溶岩の空洞でフリントを形成するだろう。引用した論文には先行研究への多数の言及が含まれており、岩石学の研究が自然史の観点からの岩石の評価とどのように連携しうるかを示す示唆に富む例となっている。G.シュタインマン[68]が、重力測定によって海の下には塩基性物質が過剰であり、大陸の下にはシリカに富むより軽い物質が過剰であることを示し、放散虫とスピリティック溶岩の関係を同様に独創的に説明しているのは、岩石学という分野に特有のことである。したがって、深海の堆積物が地球の運動によって押し潰されると、蛇紋岩にまで発展した基本的な種類の岩石が、一部は押し出された溶岩として、通常は山脈形成の時代に注入された貫入岩層として、放散虫チャートと関連付けられるようになります。

岩脈状の火成岩、すなわち割れ目の中で固結したタイプの火成岩の特性は、多くの点で溶岩流の特性に類似しています。通常、両面の冷却速度は等しいため、両側にガラス質または緻密質の岩石が見られ、前述のように、岩脈は中心部で結晶質が多くなります。柱状構造は、 – 119 -岩脈は両面で収縮し、岩脈もその縁に沿って収縮する。このように形成された外層では、柱状構造は小さく、中心に近づくにつれて直径が大きくなる。小さな岩脈や鉱脈では、柱状構造は左右に連続的に走ることがあるが、大きな岩脈や鉱脈では、柱状構造は中央面で合流し、風化によって岩石に脆弱な面が形成される。こうして岩脈は摩耗し、中央部から腐食が広がり、より抵抗力のあるガラス質の部分が境界壁に張り付く。

しかし、よくあることですが、周囲の岩石が火成岩よりも容易に侵食される場合、岩脈は大きな肋骨や壁として地表に現れます。

深部大釜で冷却された岩石は、いわゆる深成岩条件下でガス放出が非常に遅いため、スコリア状構造を呈さない。スカンジナビアの花崗岩の多くと同様に、非常に粗い結晶構造になる可能性があり、さらに、地表近くでは不安定であったり、生成が困難な鉱物が生成されることもある。深成岩環境で形成された結晶は、部分的に固結した岩石が火山噴出孔まで押し上げられる際に前方に運ばれ、途中で吸収されることもある。しかし、多くの結晶は逃げ出し、溶岩に斑状構造を与える。深部岩石は、 – 120 -一つの鉱物が溶解して別の鉱物が保持されると、その場で「斑状」になったり、より小さな結晶になったり、さらには共晶相になったりして、最終的に地面を埋めてしまうこともあります。

火成岩の粘性により、いずれの種類においても流動的な構造が見られることがあります。塊が前進するにつれて、既に形成された成分は平行に連なって引きずられます。胚晶の密集によって生じた球晶、つまり「珪長質」物質の塊がシート状に引き伸ばされ、破砕面には縞状の構造が塊の特徴として現れます。これらの縞状の岩石は、くしゃくしゃで明らかに流動的な層の中に、塊がかつて溶融していた状態を記録しています。完全に結晶質の岩石であっても、固結の最終段階での流動や釜の壁からの圧力によって、鉱物が平行に配列することがあります。これらの圧力は、棒状または板状の結晶の位置に影響を与えます。

• 121 –

図16.花崗岩が雲母片岩を侵食している。ケープタウン近郊のクリフトン。隣接する断面はチャールズ・ダーウィンによって研究された（156ページ参照）。
しかしながら、変成片麻岩としばしば一緒に分類される一部の結晶質岩石に見られる顕著な縞状構造は、それらの複合起源によって最もよく説明され、その構造の起源は現場で容易に特定できる。よくある事例としては、おそらく既に結晶を含んだ花崗岩マグマが、遠方からの圧力を受けて、層理の整った堆積岩に貫入するケースが挙げられる。堆積岩は本の葉のように開き、その層理面に沿って侵入者を受け入れる。このように、石灰岩でさえ火成岩と層理されることがある。 – 122 -玄武岩が樹木の年輪を分離させることが知られているのと同様です。この密接な混合により、広範囲にわたる鉱物変化が起こり、おそらく地質年代が大きく異なる2種類の岩石が融合して複合片麻岩を形成します。この複合片麻岩は、しばしば広範囲に及ぶ接触変成作用によって互いに影響を与えています（図16）。

しかしながら、現地の貫入火成岩は通常、その地域の一般的な構造をどこかで横切ることでその特徴を証明します。他の場所では岩脈を形成する物質が、貫入岩シートとして地層間をかなりの距離貫入している場合でも、地層を横切る亀裂を利用した地点まで遡ることができるかもしれません。古い火山中心部の頸部や岩栓は、爆発によって上部の障害物を貫いて掘削された、あるいはむしろ粉砕された孔を占めているように見えることがあります。南アフリカのほぼ円形の頸部は、蛇紋岩の破砕された塊で満たされており、その顕著な例です。地下の釜自体は、削剥によって露出すると、結晶質岩の領域として現れ、周囲と様々な関係を持つ可能性があります。いずれの場合も、その縁には、ジェームズ・ハットンが花崗岩が、それが属する岩石よりも若いことを初めて証明した枝分かれした鉱脈を辿ることができます。しかし、露出された部分は単に – 123 -地殻の奥深くまで広がる巨大な火成岩体、あるいはバソライト の頂上。あるいは、局所的な塊の一部で、地殻変動によって生じた空洞を埋め尽くし、徐々にその空間が作られるにつれて浸透してきたものと考えられる。後者の場合、元々はドーム状あるいは背斜状にアーチ状に盛り上がった地層群によって上部が区切られていた。あるいは、地層が互いに離れ、上部の地層が下部の地層の上を滑り落ち、同時に上方に隆起して、ほぼ半球形の空洞を形成した可能性もある。このような空間は圧力を緩和するため、火成岩で占められる。火成岩は、その下の地層に直接貫入している可能性もあれば、そうでない可能性もある。このような場合、火成岩体は単に大きな貫入岩層が拡張したものに過ぎない。火成岩は上部の天井に向かって鉱脈を発しており、その下に成層岩が存在するかどうかによってのみバソライトと区別できる。この種の現象は、ユタ州ヘンリー山脈でG・K・ギルバートによって初めて記述され、彼はこれを「石の貯水槽」またはラコリス（現在ではラコライトと表記されることが多い）と名付けました。侵入した火成岩中のガスの膨張だけでラコライトドームが形成されるかどうかは疑問です。火成岩は、おそらく地殻変動を引き起こした力によって押し固められたものと考えられます。

多くの場合、バソライトは効果があったようだ – 124 -これらの岩石は、この地域の地盤変動とは一切関係なく、上方へと移動してきた。これらの岩石が他の岩石群の中にどのように位置するかについては、別途検討する必要がある。

火成岩の大規模貫入
堆積物の葉の間、いわば層の間に火成マグマが貫入して形成された複合片麻岩については、すでに注目されている。このような岩石は、バソライトやあらゆる種類の火成ドームの縁辺部によく見られ、貫入岩体を囲む壁から層が次々と剥がれ落ちていく様子を示していることは間違いない。これらの層が火成岩に吸収されれば、ドームの頂部は前進し、下から十分な熱が供給されればドーム自体も拡大する可能性がある。貫入岩体のための空間は、縁辺部の岩石を犠牲にして確保されるが、吸収された部分は単に火成岩体の総量を増加させるだけであることは明らかである。後者の組成もまた変化するはずである。その巨大な大きさは地殻の奥深くまで達しており、上層部に吸収された物質の量と比較して、最新の接触帯を超えてこのような変化を追跡することは非常に困難である。

岩石学者の間では、火成岩が上部岩石層にどの程度まで分布しているかについて、意見が大きく分かれている。 – 125 -地殻の様々な領域は、「ストッピング」、吸収、そして同化作用によって形成される。しかしながら、最近の著作における「同化作用仮説」は「一部のフランスの地質学者によって依然として支持されている」という記述は、アメリカ大陸およびヨーロッパ大陸における現代の見解の潮流を認識している人々を驚かせるものである。A.ミシェル・レヴィ、C.バロワ、A.ラクロワの見解は、国民的倒錯の表れとして生き残っているどころか、フィンランドのゼーデルホルム、ザクセンのレプシウスとH.クレドナー、北アメリカのA.ローソンとFDアダムスの観察、そして 主に自身の実験に基づくC.ドルター[69]の慎重な推論によって、驚くほどの程度まで裏付けられている。A.ハーカー[70]とJ.P.イディングス[71]は、同化作用は単に局所的な現象であり、火成岩貫入理論においてはほとんど重要性がないと主張している。しかし、クリスチャニア地域についてはラコライト説を強く支持するWCブリュッガー[72]は、はるかに慎重な意見を述べており、地殻下部における溶融物の吸収と混合に関する結論への道を残している。

ドールターは、高温、特に火成岩中の高温ガスが釜壁の腐食を促進することに重点を置いている。彼は、シリカを多く含むマグマがより大きな腐食力を持つとしており、RAデイリーの主張と同様に、急速に移動する塩基性マグマが – 126 -比較的純粋な状態で地殻の上層に達する。デイリー[73]はこの点で極端主義者とみなされるかもしれないが、深部のコールドロンが侵食によって切り取られた地域を研究した者にとって、火成岩の吸収という非常に大きな見解を避けることは難しい。火成岩塊と周囲の岩石との接触面は、バソライトやラクコライトの側面の断面でのみ見られることが多い。一方、始生代の岩石の領域では、長期にわたる侵食によって、ほぼ水平な表面上に数百平方マイルにわたって反復相互作用の層が露出しており、深部で依然として作用しているプロセスについて、ある程度の見当をつけることができる。

GVホーズ[74]は1881年、鉱山用語で「ストーピング」として知られるプロセスの重要性を認識しました。これは、火成岩が地殻を上昇する過程です。上部の天井の亀裂にマグマが入り込み、岩塊が押し出され、最終的に溶融岩塊に吸収されます。この点においてホーズは先駆者です。マグマの粘性は冷却中に増大するため、最後に分離した岩塊は縁辺部に埋め込まれたままになることがあります。しかし、この帯の顕著な純度は多くの場合明らかな問題を引き起こします。しかし、縁辺部および複合岩は、以下のいずれかの原因によって継続的に深部へ沈降する可能性があることが 指摘されています[75] 。- 127 – マグマの分化を促進する一方で、前進するドームの頂上には、ほぼ元の組成のかなり純粋なマグマが残る。RAデイリー[76]は、ストッピング理論をかなり大胆に展開した。火成岩体が周囲の岩石を犠牲にして貫入する可能性があることに疑問を抱く人々に最も説得力を与えるのは、広域的に縞状片麻岩が出現した地域である（ 160ページ参照）。

火成岩の組成範囲
火成岩を、色が薄く比重の軽いものと、色が濃く比重の重いものに大別するのは極めて自然な分類であり、ブンゼンとデュロシェは地殻を構成するマグマの2種類が基本であると主張した。その一つである「酸性」マグマは花崗岩や流紋岩を生成し、シリカは最終的な岩石の約70%を占める。もう一つのマグマは約50%を占め、その生成物は塩基性閃緑岩、斑れい岩、玄武岩である[77]。前者の岩石群はアルカリに富み、後者の「塩基性」グループはカルシウム、マグネシウム、鉄に富む。これらのより極端なタイプのマグマの混合は、現在「中間」岩石と呼ばれるものを生成すると考えられていた。

もちろん、他に2つの見方も考えられます。地球の構成が元々均一であったとすれば、 – 128 -2つのマグマは、中間的な性質を持つマグマから分離して生じたに違いない。したがって、地殻内のどの大釜でも、2つのマグマのうちの1つの代わりに、中間的なマグマが存在し、さまざまな原因でいくつかの部分に分裂し、それぞれが地表で別々に噴出すると考えられる。チャールズ・ダーウィン[78]は、冷却するマグマに結晶が沈み込み、その結果、同じ大釜で粗面岩と玄武岩が生成されるという指摘をしたが、これは ラコライトとバソライトにおけるマグマ分化の理論が広く受け入れられる道筋を開いた。WCブリュッガー[79]によるクリスチャニア地域の火成岩の種類の変化と継承に関する見事な説明は、他の分野の研究者に大きな影響を与え、おそらく同化による分化の並行した可能性から人々の注意をそらした。

同化説は、前述の2番目の可能性を提示する。マグマは貫入する岩石によって変質する可能性があり、「塩基性」流体は砂岩由来のシリカを帯び、花崗岩として結晶化する。一方、「酸性」流体は石灰岩を帯び、最終的に閃緑岩となる。A. ハーカー[80]は、両方の理論を明確に論じており、大釜におけるマグマの分化作用が唯一の重要な変動原因であると強く主張している。一方、RAデイリーは、 – 129 -少なくともフランスのラクロワまで、同化理論を支持する研究は行われていない。彼によれば、原始的な火成マグマは既に塩基性であり、したがって玄武岩は火成岩の代表的な種類である。しかも、玄武岩はかなり深いところから地球にまで到達する。酸性岩は、このマグマが地表近くの珪質物質と融合して形成される。アルカリに非常に富んだ火成岩、いわゆる「アルカリ性」岩は、マグマに石灰岩が吸収されて生成される。こうして、より密度の高い石灰含有珪酸塩が形成され、重力によって沈降し、上部に軽いマグマが残り、そこにソーダが濃縮される。石灰岩から放出される二酸化炭素も、下部に残留する可能性のあるアルカリを上昇させる役割を果たしている[81]。

EHLシュワルツ[82]は、デイリーの見解をほとんどロマンティックなまでに拡張している。彼はチェンバリンと共に、原始地球は基本的な隕石物質の集積によって形成されたと考えている。より珪質な地殻は、マグネシウムと鉄が長期間にわたる浸出と重力作用によって深部へ引き込まれた結果生じた。この地殻が溶融することで酸性火成岩が生成される。火成岩の大釜は、断層運動、崩壊、あるいは巨大隕石の衝突による熱によって形成される。溶融マグマが局所的に形成されると、周囲の異なる種類の物質が同化することでマグマに変化が生じる。

• 130 –

分化と同化については、対立する命題としてではなく、並行する確率として判断すべきであるが、その判断バランスはC.ドルター[83]によって見事に保持されており、この問題に関する彼の章はすべての地質学者に高く評価されるであろう。

もちろん、様々な原因による岩石の分化が地殻において既にかなり進行し、異なる地域で噴出した岩石に顕著な違いを生み出している可能性もある。チェンバレンの微惑星仮説によれば、地球内部は、誕生当初もその後も、必ずしも均一な構成であったわけではない。JWジャッド[84]は岩石区分 の存在に注目し、この概念は非常に有益な成果をもたらしている。ハーカー[85]はこれらの区分を、それぞれアルカリ岩石を多く含む岩石と石灰岩を多く含む岩石を特徴とする二つの系統に分類した。前者は、E.スースの「大西洋」型海岸を形成した、褶曲ではなく断層運動と地塊構造の動きと関連しているように思われる。一方、石灰岩を多く含む岩石は、太平洋沿岸諸国のように褶曲した地域に特徴的であると言われている。その結果、この二つの支流には「大西洋」と「太平洋」という名称が与えられたが、これらの用語はあまりにも地理的な意味合いを示唆しているように思われる。デューイとフレット[86]は、特に以下のマグマを生み出す第三のタイプのマグマを提唱している。 – 131 -アルバイトを主成分または副成分として含み、枕状溶岩の形成を特徴とする。このタイプの岩石は、大きな褶曲を伴わずに徐々に沈降した地域に見られると考えられている。しかし、G.シュタインマン[87]は、スピライトや「オフィオライト」と呼ばれる岩石を、激しい褶曲が生じた地域と関連付けている。

これまでのところ、岩石区分をこれらの部門のいずれかに割り当てることが難しい場合が多く、このシステムは、自然が許容する以上の単純さを区分内に要求しているように思われます。

変動の原因が何であれ、特定の種類の火成岩を名称で区別する必要があり、このように分類する分類法は化学組成に基づくのが最適であると一般に認められている。同時に、岩石中に存在する鉱物やその構造は、その歴史の特定の段階を記録しており、あらゆる分類体系において重要な位置を占めるに値する。火成岩の自然史はその産出様式に関係しており、孤立した標本だけでは地質学者を満足させることはできない。野外では、全体の化学組成に重要な影響を与える斑状結晶が、マグマとは別物であり、不完全に吸収された塊から生じたものであることが発見されることがある。花崗岩中の暗色の斑点や斑点は、しばしば「黒色」とされる。 – 132 -不思議なことに、マグマ中の局所的な「分離」により、変成作用を受けて微細に注入された異質な岩石の破片が繰り返し現れていることが判明している[88]。

それでも、化学的根拠に基づく大まかな分類は可能であり、ジャッドが採用した酸性、中性、塩基性、超塩基性というグループ分けは非常に便利であることがわかった。酸性岩石のうち、粗結晶型のものとして花崗岩があり、カリ長石が優勢で、シリカの過剰分が石英として現れる。より細粒で、時に緻密な岩石は、ユーライト、石英長石岩、または 石英斑岩である。岩石に多かれ少なかれ残留ガラスが含まれる場合、現在では 流紋岩として知られるものがあり、その中で最もガラス質が多いのは普通黒曜石である。

対照的なタイプ、すなわち塩基性グループには、粗い結晶構造を持つ斑れい岩と 塩基性閃緑岩が含まれます。結晶構造が細かいものはドレライトと呼ばれ 、微量のガラスを含むもの、あるいは少なくとも非常に細粒で緻密なものは玄武岩です。このグループでは、ガラス質タイプは化学組成が不適切であるため、当然ながら稀です。

花崗岩と斑れい岩の間には、様々な中間組成の岩石があり、その中にはカリよりもソーダ分を多く含むものもあります。閃長岩、花崗閃緑岩、そして石灰よりもソーダ分を多く含む閃緑岩は、粗結晶型です。もちろん、これらの中には緻密なタイプも存在します。しかし、ここではこれで十分でしょう。 – 133 -残留ガラスの痕跡を含む形態に名前を付けるには、粗面岩（カリウムを多く含むタイプ）から、 玄武岩につながる安山岩（最終的には石灰がソーダよりも優勢となるシリーズ）までの範囲があります。

超塩基性岩石群には、いくつかの例外的な種類があります。カンラン石はしばしば重要な成分となり、その後、岩石は蛇紋石、より正確には蛇紋岩として知られる、柔らかい緑色または赤みがかった塊へと分解します。

火成岩は、その鉱物組成と構造の多様性、そして全般的な硬さから、様々な経済用途に利用されています。花崗岩は研磨された状態で大気の侵食に見事に耐え、最も美しい建築用石材となっています。一方、ドレライトと細粒閃緑岩は、その強靭さを構成鉱物の相互関係に大きく依存しており、最も満足のいく道路用金属として利用されています。

火成岩の風景
火山活動がごく最近、あるいは現在も継続している地域では、特徴的な地形が数多く見られます。火口周辺に堆積した円錐丘は、その輪郭の規則性において他のどの丘よりも優れており、山頂の火口は比較的大きい場合が多いです。溶岩円錐丘は、北部の注目すべきドームのように、シリカを豊富に含む粘性岩の突起で形成される場合、急斜面の隆起となることがあります。 – 134 -ボヘミア地方特有の地形で、流動性のある塩基性溶岩が押し出された非常に緩やかな斜面を呈している場合もあります。

凝灰丘は、火口壁が支えきれないほどの溶岩の流出によって片側が破壊されやすく、氷河の影響で圏谷がくり抜かれた山の形をとる。

雨は巨大な火山円錐から砕けた岩石を洗い流し、山腹の凹状の曲線を強調します。日本の富士山の美しい形であり、葛飾北斎はそれを許されるほどの愛情のこもった誇張で、百枚の絵に再現しました。しかし最終的には、円錐の斜面に溝が現れ、そこに絶え間ない水流が集まり、斜面は切り裂かれ、削り取られます。この過程で、凝灰岩は急峻で幻想的な形状を呈し、その間から壁のような岩脈が風化します。岩脈は通常、最後に崩壊する地形です。

活動の終焉とともに溶岩で塞がれた場所では、岩の首が周囲の地形の上にそびえ立っていることがよくあります。中央ドイツ、新生代火山地域では、このようにして次々と円錐丘跡が見つかっています。粗面岩や玄武岩でできた突き出た岩山は、封建時代の城跡とよく言われ、その城下には、今でも日暮れになると、赤屋根の町に農民たちが集まっています。 – 135 -ヴュルテンベルク州南部のヘーガウにある切り立った崖、ホーエントヴィール、ホーエンクレーエンなどが、新生代の起伏のある土地の中で非常に印象的な景観を形成しています。

広大な地域を覆う溶岩床は、当然ながら基本的な組成を持つ。こうして玄武岩は、起伏に富んだ表面を持つ広大な平原を形成し、その上に最終的に赤褐色の土壌が堆積する。地域の端から内側に向​​かって侵食を受けると、顕著な段丘構造が形成され、河川はそこを貫いて急峻で険しい峡谷を刻む。棚や台地には草が生えることもあるが、溶岩の明確な垂直の節理によって支配される崖は鋭く突出したままであり、岩石はこれらの壁から柱状に崩れ落ちる。この構造は、マル島北部と隣接する小島に特徴的に見られるが、スカイ島中心部から北部にかけてはさらに印象的である。雨水が草と湿地、そしてわずかなオート麦畑に覆われた段丘を洗い流し、その間に黒い岩の階段が続く光景は、奇妙な単調さと荒涼とした景観を呈している。

嵐の影響を受けにくい地域では、溶岩台地が良質な土壌を提供することがあります。例えば、アントリム州とロンドンデリー州で玄武岩の海側の大きな崖を越えると、断層によってネイ湖に向かって削られた溶岩原が、豊かな農場で占められているのが見られます。しかし、乾燥地帯では、荒涼とした表面が – 136 -流れは、風と土地の隆起部分からの気温の変化によって磨耗した赤い塵とスコリア質の砂利によって変化するだけです。

成層構造を持つ地域において、溶岩層が層理面に沿って自由に侵食した場合、風化にさらされた部分では成層構造が強調されます。抵抗する火成岩は丘陵沿いの崖に現れ、侵食の時代以降に形成された褶曲を際立たせます。

地層が比較的平坦なまま隆起すると、貫入岩層によって平らな頂上を持つ丘陵が形成されます。これは、溶岩流に浸食された地域に削り出されたような丘陵です。結晶質の岩石（おそらくドレライト）は、その下にあるものを保護しています。喜望峰中央のグレート・カルーの北側にあるコプジェは、このように頂上が平坦で、急峻な岩壁、あるいはクラン（岩塊）によって区切られています。

スコットランドのハイランド地方の境界とタイン川の間の景観の多くは、同様の火成岩の「シル」の縁によって特徴づけられてきました。その好例が、ノーサンバーランドの石炭紀の地層に貫入したドレライトのシートであるグレート・ウィン・シルの陥没した崖です。この岩塊は荒々しい北海に面したバンバラ城の台地を形成しており、南西方向、カーライル方面まで辿ることができます。ヘクサムの北では、その崖にはハドリアヌスの長城が築かれ、ボルコヴィカスの町はノーサンブリア全体を見下ろす端に築かれました。

• 137 –

北ブリテンとアイルランドの農民たちは、古くから直立する火成岩の岩脈を、利益の出ない「風化岩」として認識してきました。非常に広い範囲にわたって岩脈の方向が規則的であることは、地殻の伸張によって生じた亀裂に沿って貫入したことを示しています。火山頸付近や、巨大な規模では月のティコの周りに見られるような放射状の岩脈の集まりは、爆発作用によるものと考えられますが、ほとんどの岩脈は地殻変動に伴って形成されたものと思われます。アイルランド北部、ダウン海岸からドニゴール海岸にかけて、デボン紀の緻密な岩脈がほぼ常に南北に分布しています。同じ地域の白亜紀後期の岩脈は、さらに均一な傾向を示し、北西から南東へと伸びています。このような岩脈の連なりは、岬や船着き場として利用しやすく、海岸の景観に変化をもたらしています。

巨大な貫入岩体の表面近くの支脈は、はるかに不規則である。私たちは攻撃帯である「破砕帯」に近く、上部の岩石の構造や規則的な破砕面は、貫入マグマの位置を部分的にしか制御していない。遠くまで広がるシート状の岩盤の代わりに不規則な節や隆起が現れ、調和のとれた岩脈のシステムの代わりに、交差する鉱脈のネットワークが形成される。結果として生じる地域は丘陵状で断層状となり、大釜自体が露出している場所では、地表の顕著なコントラストが見られる。 – 138 -火成岩の中心部からその側面のより古く、しばしば層状に広がる岩石に移ると、この景色が見えます。

しかしながら、貫入岩の中には、一枚一枚の層状に形成されたものもあり、風化によって層状の岩床のような構造が現れる。A・ゲイキー卿[89]は、スカイ島の黒色斑れい岩体の中心部の記述の中でこの点に注目している。しかし、一般的には、バソライトの構造の連続性と、互いに角度を成して配置された特徴的な節理面によって、バソライトは地形の中で規則的な線が通っていない巨大な塊のように見える。

花崗岩は、広い板状の節理を持ち、しばしば冷却面と平行に発達し、長期間にわたる風化によって丸みを帯びた斜面やドームを形成します。凍土帯の高い位置まで隆起すると、モンブランの巨大な「エギュイユ」のように、尖塔や小尖峰を形成します。しかし、風化が進むにつれて、岩石と砂が均一に崩れ、低い斜面に沿って広がる崖錐を形成します。一方、あまり密集していない湾曲した節理は、高地の平坦さを促進します。さらに、これらの節理は岩石をほぼ完成した状態の岩石に分割します。板状の構造が優勢になる場合もありますが、その場合でも、長石の結晶が粉末状になると、層の露出端はすぐに丸みを帯びます。一般的に、ダートムーアの多くの「岩山」に見られるように、粗い球状の構造が優勢であり、節理が広がることで滑り落ちた岩塊は、崖錐上で表面が崩れるにつれて、ますます丸みを帯びてきます（図 17）。

図17.風化した花崗岩。ランディ島。

• 140 –

In tropical lands, granite exfoliates under the alternations of clear hot days and clear cold nights, and the joint-structure allows of the formation of great round-backed surfaces, on which spheroidal boulders appear poised. These boulders are the relics of an overlying layer of granite, most of which has slipped away to the hill-foot. Their surfaces crumble, owing to the unequal expansion of the constituent minerals. When the rainy season sets in, the decomposed crust is washed away; during the dry season it falls off in flakes and powder. In this way the magnificent series of monoliths that surround the grave of Cecil Rhodes in the Matopo Hills have become separated out from a continuous sheet of granite. They stand now like glacial boulders on a surface almost as smooth as that of a roche moutonnée ( Fig. 18 ). 周囲数マイルの景観は、巨大な崩落岩塊と、今にも崩れ落ちそうな高台にそびえる岩塊が織りなす幻想的な光景です。インド中部でも同様の景観が知られており、カリフォルニアやブラジルの山岳ドームの形状は、剥離によって決定されています。J.C.ブランナー [90]は、丸い巨石の剥離を促進する要因として、表層部の温度変化に最も重点を置き、元々の球状節理についてはあまり言及していません。

• 141 –

図18.熱帯環境下における花崗岩の風化。南ローデシア、マトポ丘陵のローズの墓。巨石のような岩塊は、かつて丘陵を覆っていた花崗岩層の残骸である。
塩基性岩石ははるかに起伏のある輪郭を呈する。塩基性閃緑岩や斑れい岩で覆われた大釜が削剥作用を受けると、多数の – 142 -交差する節理はドームやテーブルの形成を妨げます。天候によって溝があちこちで広がり、岩石は広い表面に粉末状になるのではなく、角張った破片となって崩れ、稜線に沿って鋸歯状の縁やギザギザの尖峰が出現します。スコットランドやアイルランドの古い変成岩に含まれる閃緑岩は、かなり離れた場所からでも地平線上に確認できます。A・ギーキー卿は著書『スコットランドの風景』の中で、スカイ島中央部における花崗岩と斑れい岩の対比を、すべての地質学者に馴染み深いものにしています。ここでは、2種類の岩石が短い間隔で噴火し、同じ条件下で削剥作用を受けました。 J・マカロックは1819年[91]に、斑れい岩の相対的な抵抗力と花崗岩丘陵の急速な崩壊について論じ、後者について「緩い岩石は頂上から絶えず落下することで岩肌を覆い隠し、円錐状の岩石よりもさらに見苦しい赤い岩屑の長い奔流で側面を覆う」と風変わりな記述を残している。マカロックは、斑れい岩地域の緩い岩石は砂を生成せずに、落下したままの状態でほぼ横たわっていると指摘した。

褶曲によって形成された山脈のほとんどでは、火成岩が地殻変動に伴って隆起しています。局所的な節理やラコライト、あるいは特定の背斜に沿って認められる大きな核は、風化作用によって片岩層の中で際立っています。 – 143 -あるいは成層化した丘陵。その表面には偶然の産物があり、山頂が見えてくるたびに新たな驚きを与えてくれる。アントレーヴ近くの角度から見たモンブランの壁、フィスプ渓谷を見下ろすマッターホルンの巨大な岩壁は、すべての旅行者にこの風景における火成岩の優位性を示してきた。我が国の島々では、ベン・クルアチャンとケアン・ゴームの花崗岩が長年の侵食に耐えてきた。より細かい粒子の貫入岩がカデル・イドリスの長く切り立った壁を形成している。一方、灰色で鈍く結晶化した黒曜石の溶岩流は、スノードンにウェールズで最も美しい景色を添えている。エディンバラの要塞都市は死火山の跡に誕生した。そして、長らくイギリス人にとっての危険であったレンスターの高原には、デボン紀初頭から侵食にさらされてきた火成岩の大釜が記録されている。

第6章
変成岩
はじめに[92]
文献学的に考えると、「変成作用」という用語には、岩石が最初に堆積した後に起こるあらゆる変化が含まれる。ヴァン・ハイズは、その記念碑的な論文の中で、 – 144 -浸透水によるセメント化と変質、そして地殻変動や岩石の火成活動地域への移動に伴うより大規模な変化。確かに、この問題について明確な線引きは不可能である。しかし、「変成岩」とは、局所的または広域的に熱または圧力、あるいはその両方によって変質し、その結果、岩石中に新しい構造、新しい鉱物、あるいはその両方が生じた岩石であることについては、一般的に合意されている。熱のみ、圧力のみ、接触変成作用、あるいはダイナモ変成作用のいずれが、大きな変化をもたらすかについては、多くの議論がなされてきた。熱的変化のいくつかは、火成岩の章で既に言及されている。さらに、通常の粘板岩における新しい構造と雲母の発達は、粘板岩を変成岩グループに分類するが、我々は粘板岩を一般的な粘土と関連させて記述するのが便宜的であると判断した。これから扱う岩石は、より極端な変化の痕跡を示しており、その構成物質の結晶学的特徴は肉眼でも容易に観察できる。したがって、本章では主に片麻岩と片岩について扱う。ヨーロッパ大陸では「システ」と「シーファー」という用語が広く使用されているため、多くの国では変成岩を「結晶片岩」と呼ぶ必要がある。

特定の国の広い範囲、そして時には特定の地域の中心に近づくと、 – 145 -山脈では、岩石はその構成物質が平行に並んでおり、堆積物を思い起こさせます。しかし、その構成物質はすべて結晶質であり、通常の地層の場合よりも互いに絡み合っています。

このような岩石は古くから「葉状」であると言われてきた。この用語は1825年にG・P・スクロープによって既に用いられていたが、この著者は当時の多くの地質学者と同様に、鉱物の葉状構造は堆積作用によって生じたものとみなしていた。ドービュイソン・ド・ヴォワザン[93]は既に、片岩中の雲母の葉状構造の平行性について、岩石が塑性状態から固結する過程で何らかの原因が作用したことを示唆していた。しかし、葉状構造と成層構造を明確に区別したのは、1846年に変成岩に関する注目すべき観察を行ったチャールズ・ダーウィン[ 94 ]であった。

変成作用のあらゆるケースにおいて、その変化は化学的、物理的の両方の作用を伴う可能性があることを念頭に置く必要があります。岩石から物質が除去された場合もあれば、移入された場合もあります。現在存在する結晶成分は、必ずしも岩石の元々の物質の結晶化によって生じたものではありません。

雲母と角閃石片岩
片岩は細粒または中粒の一般的な葉状岩石です。葉状岩石は実際には平らなレンズ状の鉱物集合体であり、しばしば曲がったり波打ったりしており、 – 146 -板状の表面が平行な平面をなして、互いに重なり合ったり、あるいは反発したりしている。これらは、(i) 岩石中に既に存在する小石や結晶などの物体が圧力を受けて変形することによって生じる。(ii) 変成作用の過程で圧力を受けた鉱物が発達することによって生じる。この場合、圧力の作用方向と垂直な方向に鉱物がより容易に成長できるようになる。(iii) 成層または劈開によって生じた弱い面に沿って、特に雲母などの鉱物が発達することによって生じる。

ダーウィンが指摘したように、ある地域における葉理面の傾向はしばしば驚くほど規則的である。ある場合には成層構造の傾向に従い、またある場合には劈開の傾向に従う。葉理面のしわはその後の圧縮に起因すると思われ、粘板岩の「ひずみ滑り」構造（92ページ）に見られる特徴はすべて、片岩においてもやや粗いスケールで繰り返されている。

一部の片岩は、頁岩の接触変成作用によって生成されたことは間違いありません。山脈の斜面では、粘土質岩がドーム状にアーチ状に広がり、花崗岩が核として貫入しているため、堆積岩から片岩に至るまでの過程を全て追跡することができます。粘土質岩は、通常淡色の雲母の生成に適しており、紅柱石、そして時折珪線石や藍晶石も産出します。紅柱石は、しばしば不規則な灰色の柱状構造を形成します。 – 147 -雲母片岩は、スレート鉛筆のような輪郭を持ち、風化した表面では雲母の上に突き出ています。アルマンディン・ガーネットは、ほぼ必ず存在します。石英は条線や斑点で存在し、顕微鏡で調べると粒状の集合体になります。雲母は岩塊に明確な葉理を与えますが、元の層構造が保存されている場合が多く、鉱物はその面に沿って発達しています。元の地層の構成の小さな違いにより、異なるタイプの片岩が生まれ、互いに重なり合っています。たとえば、紅柱石は特定の粘土質の層にのみ存在し、他の層は元の砂の存在により石英質になります。 雲母片岩は、最も一般的な変成岩です。

広範囲にわたって鉱化が起こっている場合、片岩の葉理面が層理面なのか、それとも過剰誘導された劈開面なのか、あるいは圧力下での岩塊の滑り運動によってそれ以前の構造がすべて消滅したことを示しているのかを判断するのは難しい場合があります。

角閃石片岩（しばしばエピディオライトとも呼ばれる）は、葉状角閃石、あるいはその緑色に近いアクチノ閃石から成り、粒状の長石、時には同様に粒状の石英を伴います。角閃石は通常柱状で、結晶の長軸が平行な面をなして見られ、しばしば互いに平行な条線が見られます。微細なしわは、 – 148 -その後の降伏作用による変形は、雲母片岩ほど頻繁には見られません。角閃石片岩は、雲母片岩中に塊状やや不規則な塊としてよく見られ、堆積系列において互層または貫入した塩基性火成岩です。元の岩石の輝石は再結晶して角閃石となり、長石質成分は粒状に再配列しています。JJH Teall [95]は、サザーランドの古い岩石の例を興味深い詳細に記述しており、その論文には圧力変成作用に関する有用な議論が含まれています。

両輝石
角閃石片岩はしばしば真の閃緑岩へと変化することが知られていますが、両閃岩として知られるより不可解な岩石との関連性も持っています。両閃岩もまた、輝石を多く含み、粒状の石英と三斜晶系長石を含む輝岩、そしてザクロ石を含む輝岩と定義されるエクロジャイトへと変化します。

南アフリカの輝石エクロジャイトはダイヤモンドと関連があり[96]、爆発したエクロジャイトの破片はダイヤモンドが採掘される火成岩の噴出口に豊富に存在します。

「輝石グラニュライト」と呼ばれるものは、ザクセン州でガーネットと並んで斜方輝石を含む暗い粒状のエクロジャイトであり、 – 149 -そしてスカイ島には火成岩が貫入している。どちらの地域でも、玄武岩や斑れい岩などの塩基性岩が侵入したマグマの槽に包有されて生じたものであることが示されている。ザクセン岩塊のレンズのような形状や、細粒花崗岩と層状に重なる輝石-顆粒岩の層状化は、最近まで圧力変成作用によるものと考えられていた。H. クレドナーは、主に鉄道の新線開通により見解が完全に一転したと述べ、ザクセン州の粒状エクロジャイトは現在では火成岩の流出と組み合わされた極端な接触変質の産物であると見なされている[97]。A. ハーカー[98]も同様に、スカイ島の例は斑れい岩が貫入した玄武岩質溶岩に由来し、岩石の完全な再構成を生み出していると指摘している。

一連の火成岩と堆積物は、圧力によって既に変質している場合もあるが、花崗岩によって侵食され、部分的に溶融している。その混合岩石中に、両閃岩の塊が共通の残留物として見られる。花崗岩ドームを覆うマントルの珪岩と雲母片岩は、ストーピングと吸収によって消失した可能性がある（126ページ参照）。角閃石を多く含む岩石は残っており、一般的に輝石と角閃石を含む。スカイ島やザクセン州のように、塩基性火成岩に由来する場合もあるが、石灰岩に由来する可能性が高い場合もある。 – 150 -花崗岩のマグマと石灰質堆積物の相互作用により、どちらともまったく異なるケイ酸塩岩が生成されました。

レヴィ[99]とラクロワは、フランスの両閃岩が、時にはドレライト、時には石灰岩を呈する可能性があることを示した。彼らの研究は最近、カナダ地質調査所[100]の観察によって顕著な裏付けを得た。オンタリオ州の広い地域に分布する縞状の角閃石片麻岩は、かつて「基礎」花崗岩と考えられていたものが、上部の石灰岩を部分的に吸収したものと現在では考えられている。両閃岩の岩塊は、侵入した火成岩の流動構造に沿って帯状に引き伸ばされている。1900年には、アイルランド北西部で同様の小規模地域が研究された[101]。そこでは、石英とアルカリ長石からなる非常に純粋な花崗岩質岩石が、その中に含まれていた両閃岩の岩塊を消失させ、暗色の雲母が濃くなっている。

変成大理石と珪岩
石灰岩を結晶質大理石に変化させる変化のいくつかは、既に36ページと54ページで言及されている。石灰岩に含まれる雲母は、圧力が加わると葉理構造を形成し、石灰片岩を形成する可能性がある。雲母は砕屑性の場合もあれば、粘土質帯の変成作用によって生じた場合もあるが、いずれにせよ、弱い層を形成する。 – 151 -このせん断運動によって、塊は片理構造を形成します。純粋な粒状大理石も、結晶粒が各結晶内の滑面に沿って変形することで、石灰片岩へと変化することがあります。

珪岩を考える場合も、結晶質石灰岩の場合と同じ疑問が生じますが、珪岩の特性が変成作用によるものであると断言するのはしばしば困難です。顕微鏡下での観察では、大きな粒子が粉砕され粉末状になった状態で地圧の影響が明らかになることがあります。そして、動的変成作用の領域に時折含まれる粗い石英砂粒ほど、地圧による構造変化を顕著に示す岩石は他にありません。砂利も砂粒も同じように変形し、破砕面に沿って押し出され、最終的に粉末状の石英の帯状構造となります。これらの砂粒に長石質の砂利が含まれる場合、結果として生じる片岩質の塊は、ほぼ縞状の火成岩のような外観を呈し、カリ長石の変質作用によって縞状の白い雲母が生じることがあります。

砂岩の中には、熱変成作用を受けるとフラックスを形成するのに十分な量の長石や炭酸カルシウムを含むものがあります。その結果、粒子間にガラスが生じ、元の石英と反応することがあります。火成岩マグマが – 152 -砂岩または珪岩が溶解した場合、堆積物の塊は両方の岩石の混合・再結晶生成物に囲まれたまま残ることがあります。ライトとベイリー[102]はコロンゼー島で、角閃石が珪岩を部分的に溶解し、残った塊が石英とアルカリ長石からなる相互作用の「ハロー」に囲まれた例を研究しました。

片麻岩
片麻岩は、肉眼で長石が見える縞状の結晶質岩石と広く定義できます。これには多くの火成岩が含まれますが、より厳密な定義を与えることは困難です。実際、多くの片麻岩は、溶融状態での流動によって平行構造を形成しています。また、圧力によって変形した岩石もあり、その構成物質は固体流動面に沿って引き出されています。実際に剪断が行われた箇所では、流動面近傍の鉱物が特に変質、粉砕、変形する可能性があります。その場合、葉状構造は分化した帯状の外観を特徴とします。このような帯状構造は、圧力によって特定の大きな構成物質が広がることによっても生じます。例えば、長石の斑状結晶は白い帯状の縞模様を呈し、輝石は粒状の角閃石に変化して岩石全体に暗い条線を生じます。

• 153 –

図19.複合片麻岩。ドニゴール州ガータン・ラフ。雲母片岩の破片が片麻岩から突出しており、その縞状構造は片岩の葉理面に沿っている。右側の岩塊は片岩が少なく、花崗岩質が強い。
片麻岩は、堆積層または片岩の層の間に、さまざまな厚さのシート状の長石質火成岩が侵入して生成されることもあります（図19）。- 154 – または、ある火成岩が別の火成岩に侵入し、さまざまな程度の相互作用と吸収を伴って形成されたものです。

このような場合、侵入した火成岩は塑性状態にあったに違いないとしばしば推定されてきた。しかしながら、このような過程における地中からの熱供給と、ドールターが言うように「吹き矢の炎のように」腐食するガスの作用は、明らかに大きな岩石を溶解させるのに十分であり、残留物は侵入岩石中に細片や帯状となって運ばれる。

このように、多くの顕著な縞状片麻岩は複合起源である。長石質花崗岩質の縞状構造は野外で火成岩起源と特定できるが、より暗色で通常は雲母質の層は、隣接する片岩の侵食と混入に起因すると確信できる（図20）。しかし、他の場合には、縞状片麻岩が堆積岩であり、ジャッド[103]が「静的変成作用」と名付けた作用を受けている可能性も十分に考えられる。連続する縞状構造の違いは、連続する地層の元々の違いに起因する。つまり、ある層は花崗岩質層、ある層は珪岩質層、そしてある層はより粘土質で雲母片岩質層を形成した。このような片麻岩の縞状構造は、地層の成層構造を記録している。

• 155 –

図20.花崗岩が角閃石片岩に貫入して形成された複合片麻岩。スウェーデン、サルトシェバーデン近郊のアンニョ。
片麻岩は、石英、長石、雲母など、様々な鉱物が交互に層状に重なり合ってできているように説明されることが多い。実際には、層状に分化していない片麻岩も存在する。つまり、構成鉱物全体が引き伸ばされ、細長くなっているため、雲母が自然に目立つようになっているのである。 – 156 -扁平な糸のような形状をしています。一方、層状片麻岩は層構造が明らかですが、実際には異なる岩石種の帯状構造で構成されています。すべての層が花崗岩質である場合もありますが、ある層は石英と長石のみを含み、別の層は同じ鉱物を含み、雲母が混ざり、場合によっては雲母が圧倒的に多いこともあります。

1825年、 G・P・スクロープ[104]は、このような縞状岩石、すなわち「下位結晶帯」が「固体またはほぼ固体の状態で」他の岩石から押し出され、「突出」する可能性があることに気づき、大きな前進を遂げました。彼はさらに、「片麻岩、雲母片岩、粘土粘板岩などの葉理岩の突出は、主にそれらの特異な構造によって引き起こされました。すなわち、構成結晶、特に雲母の板状の結晶の平行な平面が互いに容易に滑り合うのです。一方、この過程でこれらの岩石の層状構造は強化され、結晶は粗面岩層のクリンクストーンやパールストーンの場合のように、その運動方向に引き伸ばされます」と述べています。この後、後のダイナモ変成作用の提唱者たちが提唱できるものはほとんどありませんでした。

ダーウィン[105]はケープタウンの花崗岩が片岩の層の間に巧妙に侵入してきたことを 認識していたが、縞状片麻岩の形成において、 リット・パー・リット注入と呼ばれるものが果たした役割を強調したのはミシェル・レヴィであった（- 157 – ロッセン、ヨハン・レーマン、そしてドイツの他の著名な研究者たちは、圧力が結晶質岩石の形成と再形成に及ぼす影響、さらには堆積性であった岩石中の特定の鉱物の結晶化を引き起こす影響を明らかにした。

ダイナモ変成学派は、レーマンの著書『アルカリ結晶質岩石の貫入』が出版された1884年以降、極めて重要な地位を占めるようになりました。そして一時期、ドイツとイギリス諸島の両方において、火成岩の貫入は変成作用として局所的な意義しか持たないと考えられていました。「広域変成作用」が語られる箇所では、圧力効果が支配的であると考えられていました。実際、地下の釜に沈められた岩石に生じる可能性のある深刻な変化は、今になってようやく広く認識され始めています。しかしながら、片麻岩の塊の構造が固体状態での変形と剪断によって必然的に形成されたと考える傾向は、既に消滅しています[106]。

もちろん、ほとんどの片麻岩には圧力の影響が明確に残っており、多くの変成岩地域において非常に重要な意味を持っています。しかし、岩石の固結後に生じる破砕によって、片麻岩の構造が発達するのではなく、むしろ損なわれていることが繰り返し発見されています。場合によっては、この構造が火成岩の流動によるものであることもあります。もちろん、火成岩の流動はしばしば – 158 -相当な圧力下で発生した場合、火成岩マグマに侵食された成層岩や葉状岩のひだは、侵食してきたシート状岩石の痕跡として残る。カナダの複合両閃岩片麻岩やアイルランドのオックス山脈の類似の岩石のように、混合された岩石の歪みは、明らかに侵食してきた粘性流によるものである。

1785年にジェームズ・ハットンによって提唱された反復熱変成作用に関する見解の理解が深まるにつれ、これまで「基底変成」および始生代と考えられていた多くの岩石に、はるかに若い年代が帰属されるようになりました。これらの岩石の中には、明らかに非常に古い年代のものもありますが、後期先カンブリア紀の地層中に貫入していることが分かっています。一方、サクソン・ラコライトやボヘミア北東部国境の片麻岩などは、現在では後期古生代であることが知られています。

根本的な片麻岩の問題
AC・ローソン[107]がカナダでローレンシアン片麻岩がどのようにしてその上にあるヒューロニアン岩石​​を侵食し、飲み込んだかを示して以来、「基礎的」片麻岩の学説に疑念が投げかけられ始めた。今、私たちは次のような疑問を自問自答すべきであろう。

（i）地球の初期の歴史において、片岩や片麻岩が堆積物として堆積した時代があったでしょうか？ – 159 -それ以来再発していない状況下で、一般的なタイプの堆積物が発生しましたか?

(ii) もしそうなら、これらの先カンブリア時代の岩石のどの特徴が元々のものであり、どの特徴がその後の変成作用によって獲得されたものなのか？

(iii) 一方、先カンブリア時代初期の岩石群に片麻岩と片岩が多く見られるのは、岩石が古ければ古いほど、繰り返される熱と圧力による変成作用がより多く受けている可能性が高いためでしょうか。

(iv) 地球が溶融状態から冷却しているというラプラス説、あるいは固体粒子の凝集体の固化と収縮によって熱が発生したという微惑星説を支持するかもしれない。しかし、いずれにせよ、地球の外層がかつては現在よりも地球の加熱された部分に近かったことを認めなければならない。そうであれば、初期の堆積物が溶融物質の浴に頻繁に浸かり、地域的な接触変成作用と混合作用によって、基本的な片麻岩[108]に帰せられる特徴がそれらに生じた可能性は高くないだろうか。

JJ・セデルホルム[109]は、フィンランドにおいて、深部から花崗岩が次々と侵食してきた始生代堆積物の4つのグループを追跡した。ハンゴ島の東に位置する、波にさらわれた裸のスピカルナ島は、追跡可能な構造のモデルとなっている。 – 160 -バルト海沿岸全域に分布しています。ある地域の最も古い片麻岩を次々と観察すればするほど、そこに、より古い時代の堆積物を吸収しようと試みた火成物質が見られるようになります。地殻変動が固体の結晶質地殻を変形させた力を示すとされる縞状構造は、多くの場合、火成物質が岩石の間に広がる前に既に変成作用を受けた岩石の葉理構造を記録していることを示しています。これらのケースの中には、この葉理構造が元々の成層面に沿っているものもあり、真の堆積構造が、節くれだったねじれた片麻岩の特徴を支配しているのではないかと結論せざるを得ません。溶融した球体の周りに形成された原始的な地殻を発見するにはまだ程遠く、有機界における進化の輝かしい証拠は、地質時代における岩石種の進化のいかなる証拠とも比肩できるものではありません。

変成岩と景観
変成岩は、山岳地帯、荒野、森林といった風景と結び付けられることが多い。高度に変質した珪質の塊は、土壌の質は劣るが、質の低い土壌を提供する。変成岩と地盤の崩壊、そして花崗岩の頻繁な貫入との関連により、起伏の激しい尾根や高地の荒野が形成され、そこでは侵食が進んでいる。 – 161 -ロマンチックな渓谷を切り開いた。片岩は谷壁に葉理面に沿って風化作用を受け、成層岩のような断崖が出現する。このような断崖の表面はジグザグに裂け、葉理面の鋭い角が空の輪郭に歯のように突き出ている。片岩に付随する片麻岩は、侵食が長く続いた場所では、より滑らかな表面とのコントラストを呈する。しかし、葉理面を持つ閃緑岩や両閃岩は、張り出したような荒々しい岩山を形成することがあり、一方、最近露出した片麻岩は、高地では尖峰や鋸歯状の岩山を形成することがある。

珪岩と雲母片岩が互層する場所では、地表の凹凸が容易に維持されます。片岩が供給する黄色い土壌にはヒースが生い茂り、その窪みには樹木が生い茂ることもありますが、珪岩はむき出しで優勢に立っています。後者の反転した層が、国土全体に岩脈のように風化している場合もあります。

アウター・ヘブリディーズ諸島の嵐に吹き荒れる平野や、サザーランド西部全域に広がる丘陵地帯（むき出しの灰色の岩と泥炭に覆われた窪地が広がる海）には、山地の痕跡ともいえる古代の片麻岩が削り取られた台地が見られる。雲母片岩の不規則な風化と、それが河川によって容易に削り取られる性質が、トロサックスからネス湖、そしてそこからさらに遠くまで続く高地の大胆な景観を支配している。 – 162 -再び北の海へ。荒れた荒野のあちこちに、貫入花崗岩の巨大なドームがそびえ立ち、時折、白い珪岩の円錐が雪のような輝きを放ち、目を奪われる。この地を横断することで、ノルウェーの変成岩地帯の高い氷河台地や深く刻まれた海側の斜面へと足を踏み入れることができるかもしれない。あるいは、アルプス山脈の中心部に近づくにつれて、ギザギザの片岩と抵抗力のある片麻岩のコントラストに出会うかもしれない。

参考文献
(巻数は全体を通じて太字で示され、日付は括弧内、ページ参照は通常の数字で続きます。 )

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[95]ティール「ドレライトから角閃石片岩への変成作用」Q. Journ. Geol. Soc., 41 (1885), 133.

[96]TGボニー、「南アフリカのダイヤモンドの母岩」、地質学雑誌（1899年）、309ページ。

[97]R. レプシウス、「ドイツの地質学」、2ter。テイル (1903)、146 および 169。 H. クレドナー、「Die Genesis des sächsischen Granulitgebirges」、Renuntiations-programm (1906)。

[98]ハーカー「スカイ島の火成岩」Mem. Geol. Surv. Scotland (1904)、115。

[99]レヴィ「アイダットの遠足」ブル。社会ゲオル。フランス (1883)、916。 「フラマンヴィルの花崗岩」ブル。カルトゲオル。フランス 5 (1893)、337。

[100]FDアダムス、「ハリバートンとバンクロフト地域」、Mem.Geol.Surv.Canada、No.6（1910）、120。

[101]GAJ Cole、「東ティロンと南ドニゴールの変成岩」、Trans. RI Acad.、31 (1900)、453。

[102]WBライトとEBベイリー、「コロンゼーの地質学」、Mem. Geol. Surv. Scotland（1911年）、28ページ。

[103]ジャッド、「静的および動的変成作用」、地質学雑誌（1889）、246。

• 169 –

[104]Scrope、前掲書、文献63、234ページ。

[105]ダーウィン、前掲書、78章、第VII章。

[106]特にJ. HorneとE. Greenlyの「E. Sutherlandの葉状花崗岩など」、Q. Journ. Geol. Soc.、52 (1896)、633を参照。

[107]ローソン、「レイニー湖地域の地質学」、カナダ地質調査協会誌1887年版（1888年）。

[108]チャンバーリンとサリスベリーの「大学地質学教科書」（1909 年）428 ページや、この著者の他の著作と比較してください。

[109]Sederholm, “Om granit och gneis i Fennoskandia”（英語の要約付き）Bull. Comm. géol. Finlande, No. 23 (1907)、その他。

地層体系表
第四紀層
鮮新世以降および近年
新生代グループ
鮮新世
中新世
漸新世 始新
世
中生代グループ
白亜紀
ジュラ紀
三畳紀
古生代グループ
ペルム紀
石炭紀
デボン紀
ゴットランド紀（シルル紀または上部シルル紀）
オルドビス紀（シルル紀前期）
カンブリア紀
先カンブリア紀グループ

ケンブリッジ： 大学出版局の
ジョン・クレイ（MA）によって印刷

• 177 –

ザ

ケンブリッジマニュアル

科学と文学の

ケンブリッジ大学出版局より出版。編集長はエマニュエル・カレッジ学長の P. Giles 博士とケンブリッジ大学植物学教授の AC Seward 神学博士です。

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歴史と考古学

42 古代アッシリア。CHWジョンズ牧師（博士）著。
51 古代バビロニア。CHWジョンズ牧師（博士）著。
40 パレスチナの文明史。RASマカリスター教授（MA、FSA）著
78 インドの人々。JDアンダーソン著、MA
49 中国と満州人。HAジャイルズ教授（法学博士）著
79 新日本流の進化。J・H・ロングフォード教授著。
43 古代メキシコの文明。ルイス・スペンス著。
60 ヴァイキング。アレン・マワー教授（修士）
24 ニュージーランド。ロバート・スタウト卿（KCMG、法学博士）およびJ・ローガン・スタウト（ニュージーランド法学士）著。
85 軍事史。J・W・フォーテスキュー名誉教授著。
84 イギリス海軍。ジョン・レイランド著。
76 海戦。JRサーズフィールド著（マサチューセッツ州）
15 英国教区教会の平面図。A. ハミルトン・トンプソン（MA、FSA）著
16 英国教区教会の歴史的発展。A・ハミルトン・トンプソン著（MA、FSA）- 178 –
68 英国の修道院。AHトンプソン著、MA、FSA
50 金管楽器。JSM Ward、BA、FRHist.S. 著。
59 古代のステンドグラスと彩色ガラス。FSエデン作。
80 英国紋章学の文法。WH St J. Hope 博士著。
経済

70 産業界における共同パートナーシップ。CRフェイ（MA）
6 現金とクレジット。DAバーカー著。
67 貨幣理論。DAバーカー著。
86 経済とサンディカリズム。AWカーカルディ教授著。
文学史

8 ヘブライ人の初期宗教詩。E・G・キング牧師著
21 ペルシアの初期宗教詩。J・ホープ・モールトン牧師教授（神学博士、神学博士）著（ベルリン）。
9 英語聖書の歴史。ジョン・ブラウン著
12 8世紀から現代までの英語方言。W・W・スキート著（Litt.D.、DCL、FBA）
22 歴史と伝説におけるアーサー王。W・ルイス・ジョーンズ教授（修士）著
54 アイスランドのサガ。WAクレイギー著（法学博士）
23 ギリシャ悲劇。JTシェパード著（MA）
33 文学におけるバラード。T.F.ヘンダーソン著。
37 ゲーテと20世紀。J・G・ロバートソン教授（修士、博士）著
39 トルバドゥール。H・J・チェイター牧師著（MA）
66 英語文学における神秘主義。CFEスポルジョン女史著。
哲学と宗教

4 初期の宗教における神の概念。 FBジェヴォンズ博士著。
57 比較宗教学。FBジェヴォンズ博士著。
69 プラトン：道徳的・政治的理想。J・アダム夫人著。
26 道徳的人生と道徳的価値。ソリー教授（文学博士）著。
3 イギリスのピューリタン。ジョン・ブラウン著
11 スコットランドにおける長老派教会の興隆と発展に関する歴史的記述。バーレイのバルフォア卿（KT、GCMG）著
41 メソジズム。HBワークマン牧師（文学博士）著。
教育

38 中世の大学生活。RSレイト（修士）著

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法

13 刑事事件における司法行政（イングランドおよびウェールズ） G. Glover Alexander（MA、LL.M）著
生物学

1 進化の到来。JW・ジャッド教授（CB、FRS）著
2 近年の研究から見た遺伝。L. ドンカスター博士著
25 原始的な動物たち。ジェフリー・スミス著（修士）
73 昆虫の生涯。G・H・カーペンター教授著。
48 動物界における個体。JSハクスリー（BA）著
27 海の中の生命。ジェームズ・ジョンストン（理学士）著
75 真珠。WJデイキン教授著。
28 鳥の渡り。TAカワード著。
36 クモ。C. ウォーバートン、MA著
61 ミツバチとスズメバチ。OH Latter, MA著
46 イエバエ。CGヒューイット博士著。
32 ミミズとその仲間たち。FEベダード（FRS）著
74 『ノミ』。H・ラッセル著。
64 動物たちの放浪。HF・ガドウ（FRS）著
人類学

20 人々の放浪。AC・ハドン博士（FRS）著
29 先史時代の人間。WLHダックワース博士著。
地質学

35 岩石とその起源。グレンヴィル・A・J・コール教授著。
44 雨と川の働き。TG・ボニー博士著
7 石炭の自然史。E・A・ニューウェル・アーバー博士著。
30 粘土の自然史。アルフレッド・B・サール著。
34 地震の起源。C. デイヴィソン（理学博士、FGS）著
62 水没林。クレメント・リード（FRS）著
72 土壌の肥沃さ。EJ・ラッセル博士著
植物学

5 植物と動物：共生に関する研究。FWキーブル教授著。
10 陸上植物学。FO・バウアー教授（理学博士、FRS）著
19 植物界における過去との繋がり。AC・スワード教授（FRS）

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物理

52 地球。J・H・ポインティング教授（FRS）
53 雰囲気。AJベリー、MA
81 ザ・サン。RAサンプソン教授（理学博士、FRS）
65 原子を超えて。ジョン・コックス著（修士）
55 音楽の物理的基礎。A. ウッド（MA）著
71 天然エネルギー源。AHギブソン教授（理学博士）著。
心理学

14 実験心理学入門。著者：C.S.マイヤーズ博士。
45 狂気の心理学。バーナード・ハート医学博士著
77 美しいもの。ヴァーノン・リー著。
工業機械科学

31 現代の機関車。C・エドガー・アレン著、AMIMech.E.
56 現代の軍艦。著者：ELアトウッド。
17 空中移動。EH Harper（修士）、Allan E. Ferguson（理学士）著。
18 運動における電気。AG Whyte（理学士）著
63 無線通信。CLフォーテスキュー教授（修士）
58 一斤のパンの物語。TB・ウッド教授（修士）
47 醸造。A・チャストン・チャップマン著、FIC
82 石炭採掘。TC カントリル著。
83 革。H・R・プロクター教授著。
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ケンブリッジ大学出版局
C. F. Clay マネージャー
ロンドン: Fetter Lane, EC
エディンバラ: 100 Princes Street

転写メモ

軽微な誤植を修正しました。本書の末尾注には、bis拡張子の付いた重複した番号が複数含まれていました。これらの番号は、元の番号に900を加えたものに変更されました。脚注37にはアンカーがなく、6と7には本文中に複数のアンカーがあります。

*** プロジェクト・グーテンベルク電子書籍「岩石とその起源」の終了 ***
《完》