鉄分を多く含む堆積岩

鉄分を多く含む堆積岩は、鉄分を 15 重量% 以上含む堆積岩です。ただし、ほとんどの堆積岩には、さまざまな程度の鉄分が含まれています。これらの岩石の大部分は、先カンブリア時代( 38 億年前から 5 億 3900 万年前)、古生代初期 (5 億 3900 万年前から 4 億 1900 万年前)、中生代中期から後期(2 億 500 万年前から 6600 万年前) の特定の地質時代に堆積しました。全体として、これらは堆積記録全体のごく一部を占めています。

鉄分を豊富に含む堆積岩は、鉄鉱石として経済的に利用されています。鉄鉱床は南極を除くすべての主要大陸に存在しています。鉄鉱床は鉄の主要な供給源であり、商業目的で採掘されています。^{[1]主な鉄鉱石は、}ヘマタイト、ゲータイト、マグネタイトからなる酸化物グループ です。炭酸塩菱鉄鉱も一般的に採掘されています。鉄鉱石の生産帯は鉄鉱石地帯として知られています。^[2]

鉄分を多く含む堆積岩の一般的な分類法は、 鉄鉱石と鉄鉱石層の2つのセクションに分けることである ^[1]

鉄岩は、組成の15％以上の鉄で構成されています。これは、岩石が鉄を豊富に含む堆積岩と見なされるためにも必要です。一般的に、鉄岩は顕生代に由来し、現在から5億4000万年前までの年代に及びます。^[1]酸化物、炭酸塩、ケイ酸塩の グループの鉄鉱物を含むことがあります。酸化物を含む鉄を豊富に含む岩石の鉱物の例には、褐鉄鉱、赤鉄鉱、磁鉄鉱があります。炭酸塩を含む鉄を豊富に含む岩石の鉱物の例には菱鉄鉱があり、ケイ酸塩を含む鉄を豊富に含む岩石の鉱物の例にはシャムサイトがあります。^{[2]多くの場合、}石灰岩、頁岩、細粒砂岩 と互層になっています。通常は縞状ではありませんが、時には非常に粗い縞状になることがあります。^[1]硬く、チャート質 ではありません。^[2] 岩石の成分は砂から泥まで様々ですが、シリカを多く含みません。また、アルミニウムが多く含まれています。これらは層状ではなく、時にはウーイドを含みます。ウーイドは鉄鉱石の主成分ではありませんが、独特の特徴となることがあります。鉄鉱石の中で、ウーイドは鉄ケイ酸塩および/または酸化鉄で構成され、時には交互に層状に存在します。通常は化石の破片を含み、時には化石が部分的または完全に鉄鉱物に置き換わっています。その良い例が黄鉄鉱化です。それらは鉄鉱石よりもサイズが小さく、変形または変成される可能性が低いです。 ^[3]鉄球 という用語は、鉄鉱石の団塊を説明するために時々使用されます。^[2]

鉄鉱石や鉄分を多く含むすべての堆積岩と同様に、鉄層は少なくとも 15% の鉄を含有していなければなりません。しかし、鉄層は主に先カンブリア時代のものであり、つまり 46 億年から 5 億 9000 万年前のものです。鉄鉱石よりはるかに古いものです。チャート質である傾向がありますが、チャートは多くの種類の岩石に共通する成分であるため、鉄層を分類する方法として使用することはできません。それらはよく縞状になっており、縞状の厚さは数ミリメートルから数十メートルまであります。層は、チャートの層と交互になった鉄分を多く含む層で構成される非常に明確な縞状の連続体です。鉄層は、ドロマイト、石英を多く含む砂岩、および黒色頁岩と関連することがよくあります。それらは局所的にチャートまたはドロマイトに等級分けされることがあります。それらは石灰岩に似た多くの異なるテクスチャを持つことができます。これらの組織には、ミクリット質、ペレット質、砕屑内質、ペロイド質、魚卵質、ピソライト質、ストロマトライト質などがあります。^{[1]低品位の鉄鉱石では、}相 の種類に応じて異なる優勢鉱物が存在します。酸化物相の優勢鉱物は磁鉄鉱と赤鉄鉱です。ケイ酸塩相の優勢鉱物は、グリーナライト、ミネソタ石、海緑石です。炭酸塩相の優勢鉱物は菱鉄鉱です。硫化物相の優勢鉱物は黄鉄鉱です。ほとんどの鉄鉱石は、その非常に古い年齢のために変形または変成していますが、変成度が高くても独特の化学組成を保持しています。変成度が高いほど、変成が進んでいます。低品位の岩石は圧縮されているだけですが、高品位の岩石は識別できないことがよくあります。縞状鉄鉱層と粒状鉄鉱層が混在していることが多い。鉄鉱層は縞状鉄鉱層（BIF）と粒状鉄鉱層（GIF）と呼ばれる区分に分けられる。^[3]

上記の分類体系は最も一般的に使用され、受け入れられていますが、鉄分を多く含む堆積岩を、湿原鉄鉱床、鉄岩、鉄鉱石の 3 つのカテゴリに分ける古いシステムが使用されることもあります。湿原鉄鉱床は、酸化プロセスを通じて湿原や沼地で形成された鉄です。

縞状鉄鉱層（BIF）はもともと化学泥で、よく発達した薄い地層を含んでいます。先カンブリア時代には穴掘り動物がいなかったため、このような地層を持つことができました。BIFは、鉄とチャートに富む層が規則的に交互に現れ、その厚さは数ミリメートルから数センチメートルです。この層は、地層序学的に数十から数百メートルにわたって途切れることなく続くことがあります。これらの層には、交差層理、等級層理、荷重キャスト、さざ波、泥の割れ目、浸食溝などの堆積構造が含まれることがあります。GIFと比較すると、BIFにははるかに幅広い鉄鉱物が含まれており、より還元された相を持ち、より豊富です。^[1]

BIF は、その形成の性質と固有の物理的および化学的性質に関連する特徴に基づいて、タイプ カテゴリに分類されます。縞状鉄鉱層のカテゴリには、ラピタン タイプ、アルゴマ タイプ、スペリオル タイプなどがあります。

ラピタン型は、始生代および原生代初期の氷河形成層と関連している。この型の特徴は、この時期の他の層に比べて、熱水流入がこの層の希土類元素（REE）化学組成に著しく影響が少ないことである。 ^[5]

アルゴマ型は、火山岩やタービダイトと関連する小さなレンズ状の鉄鉱床です。^[6] このクラスの鉄含有量は10 ^{10トンを超えることはめったにありません。厚さは10～100メートルです。堆積は}島弧/背弧盆地およびクラトン内リフト帯で発生します。 ^[7]

優良型は、安定した棚や広い盆地に広がる、大きくて厚い広範囲の鉄鉱床である。^[6] このクラスの鉄含有量は10 ^{13トンを超え、10 5}キロメートル²以上に及ぶこともある。堆積は、海進海域の比較的浅い海洋条件で起こる。^[7]

粒状鉄鉱層（GIF）は、もともとよく分級された化学砂であった。不連続な層の形をとる、均一で連続した地層が欠けている。不連続な層は、嵐の波や海流によって生成されたベッドフォームを表している可能性が高い。数メートル以上の厚さで途切れのない層は、GIFではまれである。砂粒大の岩片とより細かい粒子のマトリックスを含み、一般的に酸化物またはケイ酸塩鉱物相に属します。^[1]

鉄分を多く含む堆積岩には、酸化物相、ケイ酸塩相、炭酸塩相、硫化物相の4つの相タイプがある。これらの相は海洋環境の水深に対応している。酸化物相は最も酸化的な条件下で沈殿する。ケイ酸塩相と炭酸塩相は中程度の酸化還元条件下で沈殿する。硫化物相は最も還元的な条件下で沈殿する。浅瀬には鉄分を多く含む堆積岩がないため、堆積環境は大陸棚と上部大陸斜面から深海平原まで及ぶと結論付けられる。（図には深海平原のラベルがないが、これは図の右端の海底に位置する）。^[7]

第一鉄と第二鉄は多くの鉱物、特に砂岩の成分です。Fe ^2+は粘土、炭酸塩、硫化物に含まれ、少量では長石にも含まれています。Fe ³⁺は酸化物、含水、無水、海緑岩に含まれています。^[8] 一般的に、鉄は酸化による特定の色によって岩石内に存在すると判断されます。酸化とは、元素から電子が失われることです。酸化は細菌または化学的酸化によって起こります。これは多くの場合、第一鉄イオンが水と接触し（表層水中の溶存酸素による）、水と鉱物の反応が起こると起こります。鉄の酸化/還元の式は次のとおりです。

Fe ²⁺ ↔ Fe ³⁺ + e ⁻

この式は、右方向への酸化、または左方向への還元に適用されます。

Fe ^{2+は鉄の第一鉄形態です。この形態の鉄は}電子を容易に放出し、穏やかな還元剤です。これらの化合物はより可動性が高いため、より溶解性があります。Fe ³⁺は鉄の第二鉄形態です。この形態の鉄は価電子殻が半分満たされているため、構造的に非常に安定しています。^[9]

ラテライゼーションは、温暖で湿潤な気候の広葉常緑樹林で起こる土壌形成プロセスです。ラテライゼーションによって形成された土壌は、高度に風化しており、鉄とアルミニウムの酸化物含有量が高い傾向があります。このプロセスによってゲータイトが生成されることが多く、堆積物中の鉄の主な供給源となっています。ただし、堆積すると、ヘマタイトと平衡状態になるために脱水する必要があります。脱水反応は次のとおりです。^[9]

2 FeO(OH) → Fe ₂ O ₃ + H ₂ O

黄鉄鉱化は差別的です。軟部組織生物に起こることはまれで、アラゴナイト 化石は方解石化石よりも影響を受けやすいです。一般的には、有機物がある海洋堆積環境で起こります。このプロセスは硫酸塩還元によって引き起こされ、炭酸塩の骨格（または殻）が黄鉄鉱（FeS ₂）に置き換わります。通常、細部は保存されず、黄鉄鉱は構造内に多数の微結晶として形成されます。淡水環境では、硫酸塩の量が少ないため、炭酸塩の殻が黄鉄鉱ではなく菱鉄鉱に置き換わります。 ^{[10]化石内で起こった}黄鉄鉱化 の量は、黄鉄鉱化度（DOP）と呼ばれることがあります。

• アンケライト（Ca(Mg,Fe)(CO ₃ ) ₂）とシデライト（FeCO ₃ ）は炭酸塩であり、アルカリ性の還元条件を好みます。これらは通常、泥岩やシルト岩の中に結核として存在します。
• 黄鉄鉱と白鉄鉱(FeS ₂ ) は硫化鉱物であり、還元条件を好みます。これらは、細粒で暗い色の泥岩に最もよく見られます。
• ヘマタイト(Fe ₂ O ₃ ) は通常、赤色層の顔料であり、酸化条件を必要とします。
• リモナイト（2Fe ₂ O ₃ ·3H ₂ O）は、未確認の塊状の鉄の水酸化物や酸化物に使用されます。^[11]

マグネタイトとヘマタイトは、顕微鏡で透過光の下では不透明です。反射光の下では、マグネタイトは金属的で銀色または黒色に見えます。ヘマタイトはより赤みがかった黄色になります。黄鉄鉱は不透明で、黄金色で金属的に見えます。 ^[12] シャモサイトは薄片ではオリーブグリーン色で、容易に酸化されてリモナイトになります。部分的にまたは完全に酸化されてリモナイトになると、緑色は黄褐色になります。リモナイトも顕微鏡下では不透明です。シャモサイトは鉄ケイ酸塩で、複屈折はほぼゼロです。シデライトは鉄炭酸塩で、複屈折が非常に高いです。薄片では、魚卵状鉄鉱内の海洋動物相がよく見られます。古いサンプルでは、​​魚卵状鉄鉱は圧縮により押しつぶされ、両端に鉤状の尾がある場合があります。^[13]