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地球化学は、化学のツールと原理を用いて、地球の地殻や海洋などの主要な地質システムの背後にあるメカニズムを説明する科学です。[ 1 ] : 1地球化学の領域は地球を超えて太陽系全体に及び、[ 2 ]マントル対流、惑星の形成、花崗岩や玄武岩の起源など、多くのプロセスの理解に重要な貢献をしてきました。[ 1 ] : 1これは化学と地質学の統合分野です。
地球化学という用語は、1838年にスイス系ドイツ人の化学者クリスティアン・フリードリヒ・シェーンバインによって初めて使用されました。「地球学が地質学になる前、そして惑星とその無機物の起源の謎が解明される前に、比較地球化学を開始すべきである。」 [ 3 ]しかし、その世紀の残りの期間、より一般的な用語は「化学地質学」であり、地質学者と化学者の間にはほとんど交流がありませんでした。[ 3 ]
地球化学は、1884年に設立された米国地質調査所（USGS）を皮切りに、岩石や鉱物の化学組成に関する体系的な調査を開始した主要な研究所が設立された後に、独立した学問分野として確立されました。USGSの主任化学者であるフランク・ウィグルスワース・クラークは、元素の存在量は一般的に原子量が増加するにつれて減少することに注目し、元素存在量に関する研究を『地球化学のデータ』にまとめました。[ 3 ] [ 4 ]： 2
The composition of meteorites was investigated and compared to terrestrial rocks as early as 1850. In 1901, Oliver C. Farrington hypothesised that, although there were differences, the relative abundances should still be the same.[3] This was the beginnings of the field of cosmochemistry and has contributed much of what we know about the formation of the Earth and the Solar System.[5]
In the early 20th century, Max von Laue and William L. Bragg showed that X-ray scattering could be used to determine the structures of crystals. In the 1920s and 1930s, Victor Goldschmidt and associates at the University of Oslo applied these methods to many common minerals and formulated a set of rules for how elements are grouped. Goldschmidt published this work in the series Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Geochemical Laws of the Distribution of Elements].[4]:2[6]
The research of Manfred Schidlowski from the 1960s to around the year 2002 was concerned with the biochemistry of the Early Earth with a focus on isotope-biogeochemistry and the evidence of the earliest life processes in Precambrian.[7][8]
Some subfields of geochemistry are:[9]
物質の構成要素は化学元素です。これらは原子番号Z（原子核中の陽子の数）によって識別されます。元素は原子核中の中性子の数Nについて複数の値を持つことができます。これらの合計が質量数であり、これはおおよそ原子質量に等しくなります。原子番号は同じでも中性子の数が異なる原子は同位体と呼ばれます。特定の同位体は、元素の文字に質量数の上付き文字を付けて識別されます。例えば、塩素の一般的な同位体は35Clと37Clです。ZとNの組み合わせは約1700種類知られていますが、そのうち安定なのは約260種類だけです。しかし、不安定な同位体のほとんどは自然界には存在しません。地球化学では、安定同位体は化学経路や反応を追跡するために使用され、放射性同位体は主に試料の年代測定に使用されます。[ 4 ]： 13-17
原子の化学的性質、すなわち他の元素との親和性や形成する結合の種類は、軌道における電子の配置、特に最外殻（価電子）の配置によって決まります。これらの配置は、周期表における元素の位置に反映されています。[ 4 ]： 13-17位置に基づいて、元素はアルカリ金属、アルカリ土類金属、遷移金属、半金属（メタロイドとも呼ばれる）、ハロゲン、希ガス、ランタノイド、アクチノイドという大まかなグループに分類されます。[ 4 ]： 20-23
地球化学におけるもう一つの有用な分類法は、元素を4つの主要なグループに分類するゴルトシュミット分類です。親石元素は酸素と容易に結合します。Na、K、Si、Al、Ti、Mg、Caなどのこれらの元素は地殻に多く存在し、ケイ酸塩やその他の酸化物を形成します。親鉄元素（Fe、Co、Ni、Pt、Re、Os ）は鉄との親和性が高く、核に濃縮される傾向があります。親硫元素（Cu、Ag、Zn、Pb、S）は硫化物を形成し、親気元素（O、N、H、希ガス）は大気中に多く存在します。各グループ内では、高温でも安定な難揮発性元素と、より容易に蒸発する揮発性元素があり、加熱によって分離することができます。[ 1 ] : 17 [ 4 ] : 23
地球やその他の天体の化学組成は、分化と混合という2つの相反するプロセスによって決定されます。地球のマントルでは、中央海嶺で部分溶融による分化が起こり、より耐火性の高い物質はリソスフェアの基底部に残り、残りの部分は上昇して玄武岩を形成します。海洋プレートがマントルに沈み込むと、対流によって最終的に2つの部分が混合されます。侵食によって花崗岩は分化し、海底では粘土、大陸縁辺では砂岩、海水中では溶解した鉱物に分離されます。変成作用とアナテクシス（地殻岩石の部分溶融）によって、これらの元素が再び混合されることがあります。海洋では、生物が化学的分化を引き起こす一方で、生物とその排泄物の溶解によって物質が再び混合されることがあります。[ 1 ]： 23-24
分化の主な原因は、元素と同位体の不均等な分布である分画です。これは、化学反応、相変化、速度論的効果、または放射能の結果である可能性があります。[ 1 ]： 2-3 最大規模では、惑星分化は、惑星が化学的に異なる領域に物理的および化学的に分離することです。たとえば、地球型惑星は、鉄に富む核とケイ酸塩に富むマントルと地殻を形成しました。[ 2 ]： 218地球のマントルでは、化学的分化の主な原因は部分溶融であり、特に中央海嶺付近で発生します。[ 16 ] ： 68、153これは、固体が不均質であるか固溶体であり、溶融物の一部が固体から分離される場合に発生する可能性があります。固体と溶融物が溶融物が除去される瞬間まで平衡状態にある場合、このプロセスは平衡溶融またはバッチ溶融として知られ、溶融物が連続的に除去される場合は分画溶融またはレイリー溶融として知られています。[ 17 ]
同位体分別は、質量依存型と質量非依存型の両方があり得る。重い同位体を持つ分子は基底状態エネルギーが低く、より安定である。その結果、化学反応は同位体依存性が小さく、重い同位体はより高い酸化状態の種または化合物を好む。また、相変化においては、重い同位体はより重い相に濃縮される傾向がある。[ 18 ]質量依存型分別は、質量の差が全質量に占める割合が大きいため、軽元素において最も大きくなる。[ 19 ] : 47
同位体間の比率は一般的に標準と比較されます。例えば、硫黄には4つの安定同位体があり、最も一般的なのは32Sと34Sです。[ 19 ] : 98これらの濃度の比、R = 34S / 32Sは次のように報告されます。
ここで、R s は標準における同じ比率です。差が小さいため、比率は 1000 倍されて 1000 分の 1 (parts per mil とも呼ばれる) となります。これは記号‰で表されます。[ 18 ] : 55
平衡分画は、互いに平衡状態にある化学物質または相の間で起こります。相間の平衡分画では、より重い相はより重い同位体を優先します。2つの相AとBの場合、その効果は次の係数で表すことができます。
水の液相-気相転移において、20℃でのl -v値は18Oで1.0098、2Hで1.084である。一般に、低温では同位体分別が大きくなる。0 ℃では、係数は1.0117と1.111である。[ 18 ]： 59
相間または化合物間に平衡がない場合、速度論的同位体分別が起こる可能性があります。例えば、液体の水と空気の界面では、空気の湿度が100%未満の場合、または水蒸気が風によって移動する場合、順方向反応が促進されます。速度論的同位体分別は一般的に平衡分別よりも促進され、反応速度、反応経路、結合エネルギーなどの要因に依存します。軽い同位体は一般的に結合が弱いため、より速く反応し、反応生成物を濃縮する傾向があります。[ 18 ]： 60
生物学的同位体分別は、反応が一方向に進行する傾向があるため、速度論的分別の一種である。生物は、エネルギー結合を切断する際のエネルギーコストが低いため、より軽い同位体を好む。前述の要因に加えて、生物の環境や種も分別に大きな影響を与える可能性がある。[ 18 ]： 70
さまざまな物理的および化学的プロセスを通じて、化学元素は濃度が変化し、地球化学的サイクルと呼ばれるものの中で移動します。これらの変化を理解するには、詳細な観察と理論モデルの両方が必要です。各化学化合物、元素、または同位体の濃度は、位置と時間の関数C ( r , t )ですが、完全な変動をモデル化することは非現実的です。代わりに、化学工学から借用したアプローチで、[ 1 ] : 81地球化学者は、地球化学的リザーバーと呼ばれる地球の領域で濃度を平均します。リザーバーの選択は問題によって異なります。たとえば、海洋は単一のリザーバーである場合もあれば、複数のリザーバーに分割されている場合もあります。[ 20 ]ボックスモデルと呼ばれるタイプのモデルでは、リザーバーは入力と出力を持つボックスで表されます。[ 1 ] : 81 [ 20 ]
Geochemical models generally involve feedback. In the simplest case of a linear cycle, either the input or the output from a reservoir is proportional to the concentration. For example, salt is removed from the ocean by formation of evaporites, and given a constant rate of evaporation in evaporite basins, the rate of removal of salt should be proportional to its concentration. For a given component C, if the input to a reservoir is a constant a and the output is kC for some constant k, then the mass balance equation is
This expresses the fact that any change in mass must be balanced by changes in the input or output. On a time scale of t = 1/k, the system approaches a steady state in which Csteady = a/k. The residence time is defined as
where I and O are the input and output rates. In the above example, the steady-state input and output rates are both equal to a, so τres = 1/k.[20]
If the input and output rates are nonlinear functions of C, they may still be closely balanced over time scales much greater than the residence time; otherwise, there will be large fluctuations in C. In that case, the system is always close to a steady-state and the lowest order expansion of the mass balance equation will lead to a linear equation like Equation (1). In most systems, one or both of the input and output depend on C, resulting in feedback that tends to maintain the steady-state. If an external forcing perturbs the system, it will return to the steady-state on a time scale of 1/k.[20]
太陽系の組成は他の多くの恒星の組成と類似しており、小さな異常を除けば、均一な組成を持つ太陽星雲から形成されたと推測され、太陽の光球の組成は太陽系の他の部分の組成と類似している。光球の組成は、そのスペクトルの吸収線を太陽大気のモデルに当てはめることで決定される。[ 22 ]全質量に占める割合で圧倒的に大きい2つの元素は水素（74.9%）とヘリウム（23.8%）であり、残りのすべての元素はわずか1.3%しか占めていない。[ 23 ]原子番号の増加に伴って存在量が指数関数的に減少する一般的な傾向があるが、偶数原子番号の元素は奇数原子番号の隣接元素よりも多く存在する（オッドー・ハーキンスの法則）。全体的な傾向と比較すると、リチウム、ホウ素、ベリリウムは枯渇しており、鉄は異常に豊富である。[ 24 ] : 284–285
元素存在量のパターンは主に2つの要因による。水素、ヘリウム、およびリチウムの一部はビッグバン後約20分で形成され、残りは恒星内部で生成された。[ 4 ]： 316-317
隕石はさまざまな組成で存在しますが、化学分析によって、かつて溶融または分化した微惑星であったかどうかを判断できます。[ 22 ] ： 45コンドライトは未分化で、コンドリュールと呼ばれる丸い鉱物包有物を含んでいます。45億6000万年前の年代を持つこれらの隕石は、初期の太陽系に由来します。特定の種類のCIコンドライトは、太陽の光球の組成とよく似ていますが、一部の揮発性物質（H、He、C、N、O）と、太陽での核合成によって破壊される元素群（Li、B、Be）が枯渇しています。[ 4 ]： 318 [ 22 ]後者のグループがあるため、CIコンドライトは初期の太陽系の組成によりよく一致すると考えられています。さらに、CIコンドライトの化学分析は光球よりも正確であるため、希少であるにもかかわらず（地球上で回収されたのはわずか5個）、一般的に化学組成の供給源として使用されている。[ 22 ]
太陽系の惑星は2つのグループに分けられます。内側の4つの惑星は地球型惑星（水星、金星、地球、火星）で、比較的小さく、岩石質の表面を持っています。外側の4つの惑星は巨大惑星で、水素とヘリウムが主成分であり、平均密度が低くなっています。これらはさらに、ガス惑星（木星と土星）と氷惑星（天王星と海王星）に細分化され、氷の核が大きくなっています。[ 25 ]： 26-27、283-284
Most of our direct information on the composition of the giant planets is from spectroscopy. Since the 1930s, Jupiter was known to contain hydrogen, methane and ammonium. In the 1960s, interferometry greatly increased the resolution and sensitivity of spectral analysis, allowing the identification of a much greater collection of molecules including ethane, acetylene, water and carbon monoxide.[26]:138–139 However, Earth-based spectroscopy becomes increasingly difficult with more remote planets, since the reflected light of the Sun is much dimmer; and spectroscopic analysis of light from the planets can only be used to detect vibrations of molecules, which are in the infrared frequency range. This constrains the abundances of the elements H, C and N.[26]:130 Two other elements are detected: phosphorus in the gas phosphine (PH3) and germanium in germane (GeH4).[26]:131
The helium atom has vibrations in the ultraviolet range, which is strongly absorbed by the atmospheres of the outer planets and Earth. Thus, despite its abundance, helium was only detected once spacecraft were sent to the outer planets, and then only indirectly through collision-induced absorption in hydrogen molecules.[26]:209 Further information on Jupiter was obtained from the Galileo probe when it was sent into the atmosphere in 1995;[27][28] and the final mission of the Cassini probe in 2017 was to enter the atmosphere of Saturn.[29] In the atmosphere of Jupiter, He was found to be depleted by a factor of 2 compared to solar composition and Ne by a factor of 10, a surprising result since the other noble gases and the elements C, N and S were enhanced by factors of 2 to 4 (oxygen was also depleted but this was attributed to the unusually dry region that Galileo sampled).[28]
分光法では、木星と土星の大気を、圧力が約 1 bar、つまり地球の海面気圧にほぼ等しい深さまでしか到達できません。[ 26 ] : 131ガリレオ探査機は 22 bar まで到達しました。[ 28 ]これは惑星のごく一部であり、40 Mbar を超える圧力に達すると予想されています。内部の組成を制約するために、赤外線放射スペクトルからの温度情報と、考えられる組成の状態方程式を使用して熱力学モデルが構築されます。[ 26 ] : 131高圧実験では、水素は木星と土星の内部では金属液体であると予測されていますが、天王星と海王星では分子状態のままです。[ 26 ] : 135–136推定値は、惑星の形成モデルにも依存します。太陽系形成前の星雲が凝縮すると、太陽と同じ組成のガス惑星が形成されるが、固体核が星雲ガスを捕らえた際に惑星が形成された可能性もある。[ 26 ]： 136
現在のモデルでは、4つの巨大惑星はほぼ同じ大きさの岩石と氷の核を持つが、水素とヘリウムの割合は木星の約300地球質量から土星の75地球質量、そして天王星と海王星ではわずか数地球質量へと減少する。[ 26 ]： 220したがって、ガス惑星は主に水素とヘリウムで構成されているのに対し、氷惑星は主に水、メタン、アンモニアの形でより重い元素（O、C、N、S）で構成されている。表面は分子状水素が液体になるほど低温であるため、各惑星の大部分はより重い化合物の上に重なる水素の海であると考えられる。[ 30 ]核の外側では、木星は液体の金属水素のマントルと分子状水素とヘリウムの大気を持つ。金属水素はヘリウムと混ざりにくく、土星では金属水素の下に別の層を形成している可能性がある。[ 26 ]： 138
地球型惑星は巨大惑星と同じ星雲物質から形成されたと考えられているが、軽い元素のほとんどを失っており、異なる歴史をたどってきた。太陽に近い惑星ほど難揮発性元素の割合が高いと予想されるが、形成後期の段階で太陽系の様々な領域を周回する軌道を持つ巨大天体の衝突が起こった場合、位置による系統的な依存性はほとんどない可能性がある。[ 31 ]： 3-4
火星、金星、水星に関する直接的な情報は、主に宇宙探査機のミッションから得られています。火星の地殻の組成は、ガンマ線分光計を用いてマーズ・オデッセイ探査機によって測定され[ 32 ] 、金星の地殻はベネラ探査機の一部によって測定され[ 31 ]、水星の地殻はメッセンジャー探査機によって測定されました[ 33 ]。火星に関する追加情報は、地球に落下した隕石（シャーゴッタイト、ナクライト、シャシニット、総称してSNC隕石と呼ばれる）から得られています[ 34 ] : 124 。元素の存在量は惑星の質量によって制約され、元素の内部分布は惑星の慣性モーメントによって制約されます[ 4 ] : 334
惑星は太陽星雲から凝縮して形成され、その組成の詳細の多くは冷却過程における分別作用によって決定される。凝縮する相は5つのグループに分類される。最初に凝縮するのは、CaやAlなどの難揮発性元素を豊富に含む物質である。これに続いてニッケルと鉄、そしてマグネシウムケイ酸塩が形成される。約700ケルビン（700 K）以下では、FeSと揮発性物質を豊富に含む金属およびケイ酸塩が第4のグループを形成し、第5のグループではFeOがマグネシウムケイ酸塩に加わる。[ 35 ]惑星と月の組成はコンドライト的であり、各グループ内の元素比は炭素質コンドライトと同じである。[ 4 ]： 334
惑星の組成の推定値は、使用するモデルによって異なります。平衡凝縮モデルでは、各惑星は供給ゾーンから形成され、そのゾーンの温度によって固体の組成が決定されます。したがって、水星は1400 Kで形成され、鉄は純粋な金属の形で残り、マグネシウムやケイ素は固体の形ではほとんど存在しませんでした。金星は900 Kで形成され、マグネシウムとケイ素はすべて凝縮しました。地球は600 Kで形成され、FeSとケイ酸塩を含み、火星は450 Kで形成され、FeOがケイ酸マグネシウムに取り込まれました。この理論の最大の問題点は、揮発性物質が凝縮しないため、惑星には大気がなく、地球にも大気がないことです。[ 4 ]： 335-336
コンドライト混合モデルでは、コンドライトの組成が惑星の組成の推定に使用されます。たとえば、あるモデルでは、C1 コンドライトの組成を持つものと、C1 コンドライトの難揮発性成分のみを持つものの 2 つの成分を混合します。[ 4 ] : 337別のモデルでは、5 つの分別グループの存在量が、各グループの指標元素を使用して推定されます。最も難揮発性のグループにはウランが使用され、2 番目のグループには鉄が使用され、次の 2 つのグループにはウランに対するカリウムとタリウムの比率が使用され、最後のグループには FeO/(FeO+ MgO ) のモル比が使用されます。熱モデルと地震モデル、熱流量と密度を使用すると、Fe は地球、金星、水星で 10 パーセント以内に制約できます。U は地球で約 30 パーセント以内に制約できますが、他の惑星でのその存在量は「経験に基づく推測」に基づいています。このモデルの難点の1つは、揮発性物質の中には部分的にしか凝縮されないものもあるため、揮発性物質の存在量の予測に大きな誤差が生じる可能性があることである。[ 35 ] [ 4 ]： 337-338
岩石の一般的な構成要素はほぼすべて酸化物です。塩化物、硫化物、フッ化物はこの例外ですが、岩石中のそれらの総量は通常 1% をはるかに下回ります。1911 年までに、FW クラークは地球の地殻の 47% 強が酸素で構成されていると計算しました。酸素は主に酸化物として結合して存在し、主なものはシリカ、アルミナ、酸化鉄、およびさまざまな炭酸塩(炭酸カルシウム、炭酸マグネシウム、 炭酸ナトリウム、炭酸カリウム) です。シリカは主に酸として機能し、ケイ酸塩を形成し、火成岩の最も一般的な鉱物はすべてこの性質のものです。クラークは、1672 種類の岩石の分析に基づく計算から、地球の地殻の平均組成を次のように算出しました。SiO 2 =59.71、Al 2 O 3 =15.41、Fe 2 O 3 =2.63、FeO=3.52、MgO=4.36、CaO=4.90、Na 2 O=3.55、K 2 O=2.80、H 2 O=1.52、TiO 2 =0.60、P 2 O 5 =0.22、（合計 99.22%）。その他の成分はすべてごく少量しか存在せず、通常は 1% をはるかに下回ります。[ 36 ]
これらの酸化物は無秩序に結合する。例えば、炭酸カリウムと炭酸ナトリウムは結合して長石を生成する。場合によっては、ネフェリン、リューサイト、白雲母などの他の形態をとることもあるが、大多数の場合は長石として見つかる。リン酸と石灰（炭酸カルシウム）はアパタイトを形成する。二酸化チタンと酸化鉄はイルメナイトを生成する。石灰の一部は石灰長石を形成する。炭酸マグネシウムと酸化鉄はシリカと結晶化してカンラン石またはエンスタタイトとなり、アルミナと石灰と結晶化して輝石、角閃石、黒雲母を主成分とする複雑な鉄マグネシウムケイ酸塩を形成する。塩基を中和するのに必要な量を超えるシリカは石英として分離し、アルミナの過剰はコランダムとして結晶化する。これらは一般的な傾向としてのみ捉えるべきである。岩石分析によって岩石に含まれる鉱物を概ね把握することは可能であるが、いかなる規則にも多くの例外が存在する。[ 36 ]
シリカを66%以上含む酸性または珪質の火成岩（フェルシック岩と呼ばれる）を除いて、火成岩には石英は豊富に含まれていません。塩基性岩（シリカを20%以下含む）では、シリカをそれほど多く含むことはまれで、これらは苦鉄質岩と呼ばれます。マグネシウムと鉄が平均より多く、シリカが少ない場合は、カンラン石が見られる可能性があります。シリカが鉄マグネシウム鉱物より多く存在する場所では、カンラン石ではなく、普通輝石、角閃石、エンスタタイト、黒雲母などが生成されます。カリウムが多く、シリカが比較的少ない場合を除き、白榴石は存在しません。白榴石は遊離石英とは共存しないためです。同様に、ネフェリンは通常、ソーダが多く、シリカが比較的少ない岩石に見られます。アルカリ度が高い場合は、ソーダを含む輝石や角閃石が存在する可能性があります。シリカとアルカリの割合が低いほど、ソーダ長石やカリ長石と混ざった斜長石の優勢度が高くなります。 [ 36 ]
地球の地殻は90%がケイ酸塩鉱物で構成されており、地球におけるそれらの存在量は以下の通りです。斜長石（39%）、アルカリ長石（12%）、石英（12% ）、輝石（11%）、角閃石（5%）、雲母（5%）、粘土鉱物（5%）。残りのケイ酸塩鉱物は、地球の地殻のさらに3%を占めています。地球のわずか8%が、炭酸塩、酸化物、硫化物などの非ケイ酸塩鉱物で構成されています。[ 37 ]
もう一つの決定要因、すなわち固結に伴う物理的条件は、全体としては小さな役割しか果たさないものの、決して無視できるものではありません。特定の鉱物は、例えば微斜長石、白雲母、ダイアラージュのように、深部の貫入岩にほぼ限定されています。リューサイトは深成岩塊では非常にまれです。多くの鉱物は、例えばハイパーステン、正長石、石英のように、深部で結晶化したか表面近くで結晶化したかによって、微細構造に特別な特徴があります。化学組成は同じでも、全く異なる鉱物で構成されている岩石の興味深い例がいくつかあります。例えば、ノルウェーのグランにある角閃石岩は角閃石のみを含みますが、同じ地域のカンプトナイトの中には、異なる種類の長石と角閃石を含むものがあり、これらは同じ組成を持っています。この点に関して、火成岩中の斑状鉱物の腐食について上で述べたことを繰り返しておきます。流紋岩や粗面岩では、角閃石や黒雲母の初期結晶が多数見られ、一部は普通輝石や磁鉄鉱に変化している。角閃石と黒雲母は地表下の圧力やその他の条件下では安定していたが、より高いレベルでは不安定であった。これらの岩石の基質には、普通輝石がほぼ普遍的に存在する。しかし、同じマグマの深成岩である花崗岩や閃長岩には、普通輝石よりも黒雲母や角閃石がはるかに多く含まれている。[ 36 ]
シリカを最も多く含み、結晶化時に遊離石英を生成する岩石は、一般的に「珪長質」岩と呼ばれるグループを形成します。シリカを最も少なく含み、マグネシアと鉄を最も多く含み、石英は存在せず、カンラン石が通常豊富である岩石は、「苦鉄質」グループを形成します。「中間質」岩石には、石英とカンラン石の両方が一般的に存在しない岩石が含まれます。これらの重要なサブグループは、アルカリ、特にソーダの割合が非常に高く、その結果、他の岩石では一般的ではないネフェリンやリューサイトなどの鉱物を含んでいます。これはしばしば「アルカリ岩」または「ソーダ岩」として他の岩石から区別され、対応する苦鉄質岩の系列があります。最後に、カンラン石が豊富で長石を含まない小さなサブグループは、「超苦鉄質」岩と呼ばれています。これらはシリカの割合が非常に低いですが、鉄とマグネシアが多く含まれています。
これら最後のものを除いて、事実上すべての岩石には長石または長石類鉱物が含まれています。酸性岩では、一般的な長石は正長石、パーサイト、微斜長石、オリゴクレースであり、これらはすべてシリカとアルカリを多く含んでいます。苦鉄質岩では、石灰に富み、シリカ、カリウム、ソーダが少ないラブラドライト、灰長石、バイトウナイトが優勢です。普通輝石は苦鉄質岩で最も一般的な鉄マグネシウム鉱物ですが、黒雲母と角閃石は全体的に珪長質岩でより頻繁に見られます。[ 36 ]
長石を部分的にまたは完全に置換する白榴石またはネフェリンを含む岩石は、この表には含まれていません。それらは本質的に中間的または苦鉄質です。したがって、それらを長石類鉱物を含む閃長岩、閃緑岩、斑れい岩などの変種とみなすことができ、実際、通常のタイプの閃長岩とネフェリン閃長岩または白榴石閃長岩の間、および斑れい岩またはドレライトとテラライトまたはエセックスサイトの間には多くの遷移があります。しかし、これらの「アルカリ」岩石には他の場所では珍しい多くの鉱物が発達するため、ここで概説したような純粋に形式的な分類では、集合体全体を独立した系列として扱うのが便利です。[ 36 ]
この分類は、基本的に火成岩の鉱物組成に基づいています。異なるグループ間の化学的な違いは暗黙のうちに示唆されているものの、二次的な位置づけにとどまっています。確かに人為的な分類ではありますが、科学の発展とともに発展し、より詳細な区分を構築する基礎として現在でも採用されています。これらの区分は決して同等の価値を持つものではありません。例えば、閃長岩やかんらん岩は、花崗岩、閃緑岩、斑れい岩に比べてはるかに重要性が低いとされています。さらに、噴出性安山岩は必ずしも深成閃緑岩に対応するわけではなく、部分的には斑れい岩にも対応します。鉱物の集合体とみなされる様々な種類の岩石は徐々に互いに変化していくため、中間的なタイプが非常に多く存在し、しばしば特別な名称が付けられるほど重要なものとなっています。石英閃長岩とノルマルカイトは花崗岩と閃長岩の間に、トーナル岩とアダメライトは花崗岩と閃緑岩の間に、モンゾナイトは閃長岩と閃緑岩の間に、ノーライトとハイペライトは閃緑岩と斑れい岩の間に挟まれることがある。[ 36 ]
微量金属は、海洋中の水酸化物、炭酸塩、塩化物などの主要イオンと容易に錯体を形成し、その化学種は環境が酸化されているか還元されているかによって変化する。[ 38 ] ベンジャミン（2002）は、水以外の複数の種類の配位子を持つ金属の錯体を混合配位子錯体と定義している。場合によっては、配位子が複数の供与原子を含み、非常に強い錯体（キレートとも呼ばれる）を形成する（配位子はキレート剤である）。最も一般的なキレート剤の1つはEDTA（エチレンジアミン四酢酸）であり、6分子の水を置換して、+2の電荷を持つ金属と強い結合を形成できる。[ 39 ] 錯体形成が強くなると、遊離金属イオンの活性は低下する。錯体化した金属の反応性が同じ濃度の遊離金属よりも低いことの1つの結果として、キレート化は金属を固体ではなく水溶液中で安定化させる傾向がある。[ 39 ]
堆積物中の微量金属であるカドミウム、銅、モリブデン、マンガン、レニウム、ウラン、バナジウムの濃度は、海洋の酸化還元履歴を記録している。[ 40 ]水生環境内では、カドミウム(II)は、好気性水中ではCdCl + (aq)の形、還元環境ではCdS(s)の形のいずれかで存在することができる。したがって、海洋堆積物中のCdの濃度が高いことは、過去の酸化還元電位条件が低いことを示している可能性がある。銅(II)については、好気性環境ではCuCl + (aq)が、還元環境ではCuS(s)とCu 2 Sが一般的な形態である。還元された海水環境では、銅の2つの可能な酸化状態、Cu(I)とCu(II)が生じる。[ 40 ]モリブデンは、好気性環境ではMoO 4 2− (aq)としてMo(VI)の酸化状態で存在する。 Mo(V)とMo(IV)は、還元環境ではMoO 2 + (aq)とMoS 2(s)の形で存在します。[ 40 ]レニウムは、好気性条件下ではReO 4 −としてRe(VII)の酸化状態で存在しますが、Re(IV)に還元され、ReO 2またはReS 2を形成する可能性があります。ウランはUO 2 (CO 3 ) 3 4− (aq)の酸化状態VIにあり、還元形態UO 2 (s)で見られます。[ 40 ]バナジウムは、酸化状態V(V)、HVO 4 2−、H 2 VO 4 −のいくつかの形で存在します。その還元形態には、VO 2 +、VO(OH) 3 −、V(OH) 3が含まれます。[ 40 ]これらの種の相対的な優位性はpHに依存します。
海洋や深湖の水柱では、溶存微量金属の鉛直分布は、保存型、栄養型、または除去型の分布として特徴づけられます。これら 3 つの分布では、微量金属の滞留時間が異なり、プランクトン微生物によってさまざまな程度で利用されます。保存型分布の微量金属は、生物学的利用に比べて濃度が高くなります。保存型分布の微量金属の 1 つはモリブデンです。モリブデンは海洋内で約 8 × 10⁵年滞留し、一般的にモリブデン酸アニオン (MoO₄²⁻ )として存在します。モリブデンは粒子と弱く相互作用し、海洋内でほぼ均一な鉛直分布を示します。海洋中のモリブデンの存在量に比べて、海洋植物プランクトンの酵素の金属補因子として必要な量はごくわずかです。[ 41 ]
栄養塩型の分布を示す微量金属は、粒子状有機物の内部循環、特にプランクトンによる同化と密接に関連しています。これらの金属の溶存濃度が最も低いのは海洋表面で、そこでプランクトンによって同化されます。溶解と分解がより深い場所で起こると、これらの微量金属の濃度は増加します。亜鉛などのこれらの金属の滞留時間は数千年から10万年です。最後に、除去型の微量金属の例としてアルミニウムがあり、これは粒子との相互作用が強く、海洋での滞留時間が短いです。除去型の微量金属の滞留時間は約100年から1000年です。これらの金属の濃度は、海底堆積物、熱水噴出孔、河川の周辺で最も高くなります。アルミニウムの場合、大気中の塵が海洋への外部流入の最大の供給源となります。[ 41 ]
鉄と銅は海洋でハイブリッドな分布を示します。これらはリサイクルと激しいスカベンジングの影響を受けています。鉄は海洋の広大な領域で制限栄養素であり、熱水噴出孔付近ではマンガンとともに高濃度で存在します。ここでは、主に硫化鉄と酸化鉄オキシ水酸化物化合物の形で、多くの鉄沈殿物が見られます。熱水噴出孔付近の鉄濃度は、外洋で見られる濃度の最大100万倍にもなります。[ 41 ]
電気化学的手法を用いることで、表層海水中の生物活性微量金属（亜鉛、コバルト、カドミウム、鉄、銅）が有機配位子と結合していることを示すことができる。これらの配位子錯体は、海洋中の微量金属の生物利用可能性を低下させる役割を果たす。例えば、外洋の植物プランクトンや細菌に毒性を示す可能性のある銅は、有機錯体を形成することができる。これらの錯体の形成により、高濃度では海洋生物に毒性を示す可能性のある銅の生物利用可能な無機錯体の濃度が低下する。銅とは異なり、亜鉛の海洋植物プランクトンに対する毒性は低く、Zn 2+の有機結合を増加させることに利点はない。栄養塩濃度が高くクロロフィル濃度が低い海域では、鉄が制限栄養素であり、Fe(III) の強力な有機錯体が優勢な形態である。[ 41 ]
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