Geoquímica

Parte de una serie sobre
Geología
Ciencia de la Tierra sólida
Índice Describir Categoría Glosario Historia ( Cronología )
Componentes clave Minerales Roca ( ígnea) Sedimentario Metamórfico ) Sedimento Tectónica de placas Estratos Desgaste Erosión Escala de tiempo geológico
Leyes, principios, teorías Principios estratigráficos Principio de horizontalidad original Ley de superposición Principio de continuidad lateral Principle of cross-cutting relationships Principle of faunal succession Principle of inclusions and components Walther's law
Topics Composition Geochemistry Mineralogy Sedimentology Petrology Structure of Earth Landform structures Geomorphology Glaciology Structural Geology Volcanology Geologic history Geological history of Earth
Research Branches of geology Geologist (List) Methods Geological survey
Applications Engineering Mining Forensics Military
Planetary geology Lists of geological features of the Solar System Geology of solar terrestrial planets By planet and body Mercury Venus Moon Mars Vesta Ceres Io Titan Triton Pluto Charon
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La geoquímica es la ciencia que utiliza las herramientas y principios de la química para explicar los mecanismos detrás de los principales sistemas geológicos como la corteza terrestre y sus océanos . ^{[1] : 1} El reino de la geoquímica se extiende más allá de la Tierra , abarcando todo el Sistema Solar , ^[2] y ha hecho importantes contribuciones a la comprensión de una serie de procesos, incluyendo la convección del manto , la formación de planetas y los orígenes del granito y el basalto . ^{[1] : 1} Es un campo integrado de la química y la geología .

El término geoquímica fue utilizado por primera vez por el químico suizo-alemán Christian Friedrich Schönbein en 1838: "debería iniciarse una geoquímica comparativa, antes de que la geognosia pueda convertirse en geología, y antes de que pueda revelarse el misterio de la génesis de nuestros planetas y su materia inorgánica". ^[3] Sin embargo, durante el resto del siglo el término más común fue "geología química", y hubo poco contacto entre geólogos y químicos . ^[3]

La geoquímica surgió como una disciplina independiente después de que se establecieran los principales laboratorios, comenzando con el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) en 1884, que comenzó a realizar estudios sistemáticos de la química de las rocas y los minerales. El químico jefe del USGS, Frank Wigglesworth Clarke , observó que los elementos generalmente disminuyen en abundancia a medida que aumentan sus pesos atómicos, y resumió el trabajo sobre la abundancia elemental en The Data of Geochemistry . ^{[3] [4] : 2}

La composición de los meteoritos se investigó y comparó con la de las rocas terrestres ya en 1850. En 1901, Oliver C. Farrington planteó la hipótesis de que, aunque existían diferencias, las abundancias relativas deberían seguir siendo las mismas. ^[3] Este fue el comienzo del campo de la cosmoquímica y ha aportado mucho de lo que sabemos sobre la formación de la Tierra y el Sistema Solar. ^[5]

A principios del siglo XX, Max von Laue y William L. Bragg demostraron que la dispersión de rayos X podía utilizarse para determinar las estructuras de los cristales. En las décadas de 1920 y 1930, Victor Goldschmidt y sus colaboradores de la Universidad de Oslo aplicaron estos métodos a muchos minerales comunes y formularon un conjunto de reglas sobre cómo se agrupan los elementos. Goldschmidt publicó este trabajo en la serie Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Leyes geoquímicas de la distribución de los elementos]. ^{[4] : 2  [6]}

La investigación de Manfred Schidlowski desde la década de 1960 hasta alrededor del año 2002 se centró en la bioquímica de la Tierra primitiva , con especial atención a la biogeoquímica isotópica y la evidencia de los primeros procesos de vida en el Precámbrico . ^{[7] [8]}

Algunos subcampos de la geoquímica son: ^[9]

• La geoquímica acuosa estudia el papel de varios elementos en las cuencas hidrográficas, incluidos el cobre , el azufre , el mercurio y cómo se intercambian los flujos elementales a través de interacciones atmosféricas-terrestres-acuáticas. ^[10]
• La biogeoquímica es el campo de estudio que se centra en el efecto de la vida en la química de la Tierra. ^{[11] : 3}
• La cosmoquímica incluye el análisis de la distribución de los elementos y sus isótopos en el cosmos . ^{[2] : 1}
• La geoquímica isotópica implica la determinación de las concentraciones relativas y absolutas de los elementos y sus isótopos en la Tierra y en la superficie de la Tierra. ^[12]
• Geoquímica orgánica , el estudio del papel de los procesos y compuestos que se derivan de organismos vivos o que alguna vez vivieron. ^[13]
• La fotogeoquímica es el estudio de las reacciones químicas inducidas por la luz que ocurren o pueden ocurrir entre los componentes naturales de la superficie de la Tierra. ^[14]
• La geoquímica regional incluye aplicaciones a estudios ambientales, hidrológicos y de exploración mineral. ^[15]

Los elementos químicos son los componentes básicos de los materiales . Estos se pueden identificar por su número atómico Z, que es el número de protones en el núcleo . Un elemento puede tener más de un valor para N, el número de neutrones en el núcleo. La suma de estos es el número másico , que es aproximadamente igual a la masa atómica . Los átomos con el mismo número atómico pero diferentes números de neutrones se denominan isótopos . Un isótopo determinado se identifica por una letra para el elemento precedida por un superíndice para el número másico. Por ejemplo, dos isótopos comunes del cloro son ³⁵ Cl y ³⁷ Cl. Hay alrededor de 1700 combinaciones conocidas de Z y N, de las cuales solo unas 260 son estables. Sin embargo, la mayoría de los isótopos inestables no se encuentran en la naturaleza. En geoquímica, los isótopos estables se utilizan para rastrear vías y reacciones químicas, mientras que los isótopos radiactivos se utilizan principalmente para datar muestras. ^{[4] : 13–17}

El comportamiento químico de un átomo (su afinidad por otros elementos y el tipo de enlaces que forma) está determinado por la disposición de los electrones en los orbitales , en particular los electrones más externos ( de valencia ). Estas disposiciones se reflejan en la posición de los elementos en la tabla periódica . ^{[4] : ​​13–17} Según la posición, los elementos se dividen en los amplios grupos de metales alcalinos , metales alcalinotérreos , metales de transición , semimetales (también conocidos como metaloides ), halógenos , gases nobles , lantánidos y actínidos . ^{[4] : ​​20–23}

Otro esquema de clasificación útil para la geoquímica es la clasificación de Goldschmidt , que coloca los elementos en cuatro grupos principales. Los litófilos se combinan fácilmente con el oxígeno. Estos elementos, que incluyen Na , K , Si , Al , Ti , Mg y Ca , dominan en la corteza terrestre , formando silicatos y otros óxidos. Los elementos siderófilos ( Fe , Co , Ni , Pt , Re , Os ) tienen afinidad por el hierro y tienden a concentrarse en el núcleo . Los elementos calcófilos ( Cu , Ag , Zn , Pb , S ) forman sulfuros ; y los elementos atmófilos ( O , N , H y gases nobles) dominan la atmósfera. Dentro de cada grupo, algunos elementos son refractarios , permaneciendo estables a altas temperaturas, mientras que otros son volátiles , evaporándose más fácilmente, por lo que el calentamiento puede separarlos. ^{[1] : 17  [4] : 23}

La composición química de la Tierra y otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: diferenciación y mezcla. En el manto terrestre , la diferenciación ocurre en las dorsales oceánicas a través de una fusión parcial , con más materiales refractarios que permanecen en la base de la litosfera mientras que el resto asciende para formar basalto . Después de que una placa oceánica desciende hacia el manto, la convección finalmente mezcla las dos partes. La erosión diferencia el granito , separándolo en arcilla en el fondo del océano, arenisca en el borde del continente y minerales disueltos en las aguas oceánicas. El metamorfismo y la anatexis (fusión parcial de las rocas de la corteza) pueden mezclar estos elementos nuevamente. En el océano, los organismos biológicos pueden causar la diferenciación química, mientras que la disolución de los organismos y sus desechos puede mezclar los materiales nuevamente. ^{[1] : 23–24}

Una fuente importante de diferenciación es el fraccionamiento , una distribución desigual de elementos e isótopos. Esto puede ser el resultado de reacciones químicas, cambios de fase , efectos cinéticos o radiactividad . ^{[1] : 2–3} En la escala más grande, la diferenciación planetaria es una separación física y química de un planeta en regiones químicamente distintas. Por ejemplo, los planetas terrestres formaron núcleos ricos en hierro y mantos y cortezas ricos en silicato. ^{[16] : 218} En el manto de la Tierra, la fuente principal de diferenciación química es la fusión parcial , particularmente cerca de las dorsales oceánicas. ^{[17] : 68, 153} Esto puede ocurrir cuando el sólido es heterogéneo o una solución sólida , y parte de la masa fundida se separa del sólido. El proceso se conoce como fusión en equilibrio o por lotes si el sólido y la masa fundida permanecen en equilibrio hasta el momento en que se elimina la masa fundida, y fusión fraccionada o de Rayleigh si se elimina de forma continua. ^[18]

El fraccionamiento isotópico puede tener formas dependientes de la masa e independientes de la masa. Las moléculas con isótopos más pesados ​​tienen energías de estado fundamental más bajas y, por lo tanto, son más estables. Como resultado, las reacciones químicas muestran una pequeña dependencia de los isótopos, y los isótopos más pesados ​​prefieren especies o compuestos con un estado de oxidación más alto; y en los cambios de fase, los isótopos más pesados ​​tienden a concentrarse en las fases más pesadas. ^[19] El fraccionamiento dependiente de la masa es mayor en los elementos ligeros porque la diferencia de masas es una fracción mayor de la masa total. ^{[20] : 47}

Las proporciones entre isótopos se comparan generalmente con un estándar. Por ejemplo, el azufre tiene cuatro isótopos estables, de los cuales los dos más comunes son ³² S y ³⁴ S. ^{[20] : 98} La relación de sus concentraciones, R = ³⁴ S/ ³² S , se informa como

${\displaystyle \delta {}^{34}\mathrm {S} =1000\left({\frac {R}{R_{\mathrm {s} }}}-1\right),}$

donde R _s es la misma proporción para un estándar. Debido a que las diferencias son pequeñas, la proporción se multiplica por 1000 para obtener partes por mil (denominadas partes por milésimas). Esto se representa con el símbolo ‰ . ^{[19] : 55}

El fraccionamiento de equilibrio se produce entre sustancias químicas o fases que están en equilibrio entre sí. En el fraccionamiento de equilibrio entre fases, las fases más pesadas prefieren los isótopos más pesados. Para dos fases A y B, el efecto puede representarse mediante el factor

${\displaystyle a_{\mathrm {A-B} }={\frac {R_{\mathrm {A} }}{R_{\mathrm {B} }}}.}$

En la transición de fase líquido-vapor del agua, un _l-v a 20 grados Celsius es 1,0098 para ¹⁸ O y 1,084 para ² H. En general, el fraccionamiento es mayor a temperaturas más bajas. A 0 °C, los factores son 1,0117 y 1,111. ^{[19] : 59}

Cuando no hay equilibrio entre fases o compuestos químicos, puede producirse un fraccionamiento cinético . Por ejemplo, en las interfases entre el agua líquida y el aire, la reacción directa se ve potenciada si la humedad del aire es inferior al 100% o si el vapor de agua se mueve por el viento. El fraccionamiento cinético generalmente se ve potenciado en comparación con el fraccionamiento en equilibrio y depende de factores como la velocidad de reacción, la vía de reacción y la energía de enlace. Dado que los isótopos más ligeros generalmente tienen enlaces más débiles, tienden a reaccionar más rápido y enriquecer los productos de reacción. ^{[19] : 60}

El fraccionamiento biológico es una forma de fraccionamiento cinético, ya que las reacciones tienden a ser en una sola dirección. Los organismos biológicos prefieren isótopos más ligeros porque hay un menor costo de energía en romper los enlaces energéticos. Además de los factores mencionados anteriormente, el entorno y la especie del organismo pueden tener un gran efecto en el fraccionamiento. ^{[19] : 70}

A través de una variedad de procesos físicos y químicos, los elementos químicos cambian de concentración y se mueven en lo que se denomina ciclos geoquímicos . Para comprender estos cambios se requiere tanto una observación detallada como modelos teóricos. Cada compuesto químico, elemento o isótopo tiene una concentración que es una función C ( r , t ) de la posición y el tiempo, pero no es práctico modelar la variabilidad completa. En cambio, en un enfoque tomado de la ingeniería química , ^{[1] : 81} los geoquímicos promedian la concentración en regiones de la Tierra llamadas reservorios geoquímicos . La elección del reservorio depende del problema; por ejemplo, el océano puede ser un solo reservorio o estar dividido en múltiples reservorios. ^[21] En un tipo de modelo llamado modelo de caja , un reservorio se representa mediante una caja con entradas y salidas. ^{[1] : 81  [21]}

Los modelos geoquímicos generalmente implican retroalimentación. En el caso más simple de un ciclo lineal, la entrada o la salida de un yacimiento es proporcional a la concentración. Por ejemplo, la sal se elimina del océano mediante la formación de evaporitas y, dada una tasa constante de evaporación en las cuencas de evaporitas, la tasa de eliminación de sal debería ser proporcional a su concentración. Para un componente dado C , si la entrada a un yacimiento es una constante a y la salida es kC para una constante k , entonces la ecuación de balance de masa es

${\displaystyle {\frac {dC}{dt}}=a-kC.}$

( 1 )

Esto expresa el hecho de que cualquier cambio en la masa debe ser equilibrado por cambios en la entrada o la salida. En una escala de tiempo de t = 1/k , el sistema se acerca a un estado estable en el que C ^estable = a / k . El tiempo de residencia se define como

${\displaystyle \tau _{\mathrm {res} }=C^{\text{steady}}/I=C^{\text{steady}}/O,}$

donde I y O son las tasas de entrada y salida. En el ejemplo anterior, las tasas de entrada y salida en estado estacionario son ambas iguales a a , por lo que τ _res = 1/ k . ^[21]

Si las tasas de entrada y salida son funciones no lineales de C , aún pueden estar estrechamente equilibradas en escalas de tiempo mucho mayores que el tiempo de residencia; de lo contrario, habrá grandes fluctuaciones en C . En ese caso, el sistema siempre está cerca de un estado estable y la expansión de orden más bajo de la ecuación de balance de masa conducirá a una ecuación lineal como la Ecuación ( 1 ). En la mayoría de los sistemas, una o ambas de la entrada y la salida dependen de C , lo que resulta en una retroalimentación que tiende a mantener el estado estable. Si una fuerza externa perturba el sistema, volverá al estado estable en una escala de tiempo de 1/ k . ^[21]

La composición del sistema solar es similar a la de muchas otras estrellas, y aparte de pequeñas anomalías se puede suponer que se formó a partir de una nebulosa solar que tenía una composición uniforme, y la composición de la fotosfera del Sol es similar a la del resto del Sistema Solar. La composición de la fotosfera se determina ajustando las líneas de absorción en su espectro a los modelos de la atmósfera del Sol. ^[23] Con mucho, los dos elementos más grandes por fracción de masa total son el hidrógeno (74,9%) y el helio (23,8%), y todos los elementos restantes contribuyen solo con el 1,3%. ^[24] Existe una tendencia general de disminución exponencial en abundancia con el aumento del número atómico, aunque los elementos con número atómico par son más comunes que sus vecinos de número impar (la regla de Oddo-Harkins ). En comparación con la tendencia general, el litio , el boro y el berilio se agotan y el hierro se enriquece de forma anómala. ^{[25] : 284–285}

El patrón de abundancia elemental se debe principalmente a dos factores. El hidrógeno, el helio y parte del litio se formaron unos 20 minutos después del Big Bang , mientras que el resto se creó en el interior de las estrellas . ^{[4] : 316–317}

Los meteoritos vienen en una variedad de composiciones, pero el análisis químico puede determinar si alguna vez estuvieron en planetesimales que se fundieron o se diferenciaron . ^{[23] : 45} Las condritas no están diferenciadas y tienen inclusiones minerales redondas llamadas cóndrulos . Con edades de 4.56 mil millones de años, datan del sistema solar temprano . Un tipo particular, la condrita CI , tiene una composición que coincide estrechamente con la de la fotosfera del Sol, excepto por el agotamiento de algunos volátiles (H, He, C, N, O) y un grupo de elementos (Li, B, Be) que son destruidos por la nucleosíntesis en el Sol. ^{[4] : 318  [23]} Debido a este último grupo, las condritas CI se consideran una mejor coincidencia para la composición del Sistema Solar temprano. Además, el análisis químico de las condritas CI es más preciso que para la fotosfera, por lo que generalmente se usa como fuente de abundancia química, a pesar de su rareza (solo se han recuperado cinco en la Tierra). ^[23]

Los planetas del Sistema Solar se dividen en dos grupos: los cuatro planetas interiores son los planetas terrestres ( Mercurio , Venus , Tierra y Marte ), con tamaños relativamente pequeños y superficies rocosas. Los cuatro planetas exteriores son los planetas gigantes , que están dominados por hidrógeno y helio y tienen densidades medias más bajas. Estos pueden subdividirse a su vez en los gigantes gaseosos ( Júpiter y Saturno ) y los gigantes de hielo ( Urano y Neptuno ) que tienen grandes núcleos helados. ^{[26] : 26–27, 283–284}

La mayor parte de nuestra información directa sobre la composición de los planetas gigantes proviene de la espectroscopia . Desde la década de 1930, se sabía que Júpiter contenía hidrógeno, metano y amonio . En la década de 1960, la interferometría aumentó en gran medida la resolución y la sensibilidad del análisis espectral, lo que permitió la identificación de una colección mucho mayor de moléculas, incluyendo etano , acetileno , agua y monóxido de carbono . ^{[27] : 138–139} Sin embargo, la espectroscopia basada en la Tierra se vuelve cada vez más difícil con planetas más remotos, ya que la luz reflejada del Sol es mucho más tenue; y el análisis espectroscópico de la luz de los planetas solo se puede utilizar para detectar vibraciones de moléculas, que están en el rango de frecuencia infrarrojo . Esto limita las abundancias de los elementos H, C y N. ^{[27] : 130} Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH ₃ ) y germanio en germano (GeH ₄ ). ^{[27] : 131}

El átomo de helio tiene vibraciones en el rango ultravioleta , que es fuertemente absorbido por las atmósferas de los planetas exteriores y la Tierra. Por lo tanto, a pesar de su abundancia, el helio solo fue detectado una vez que se enviaron naves espaciales a los planetas exteriores, y solo de manera indirecta a través de la absorción inducida por colisión en moléculas de hidrógeno. ^{[27] : 209} Se obtuvo más información sobre Júpiter de la sonda Galileo cuando fue enviada a la atmósfera en 1995; ^{[28] [29]} y la misión final de la sonda Cassini en 2017 fue ingresar a la atmósfera de Saturno. ^[30] En la atmósfera de Júpiter, se encontró que He estaba agotado por un factor de 2 en comparación con la composición solar y Ne por un factor de 10, un resultado sorprendente ya que los otros gases nobles y los elementos C, N y S estaban potenciados por factores de 2 a 4 (el oxígeno también estaba agotado, pero esto se atribuyó a la región inusualmente seca que Galileo muestreó). ^[29]

Los métodos espectroscópicos solo penetran en las atmósferas de Júpiter y Saturno hasta profundidades donde la presión es aproximadamente igual a 1 bar , aproximadamente la presión atmosférica de la Tierra al nivel del mar . ^{[27] : 131} La sonda Galileo penetró hasta 22 bares. ^[29] Esta es una pequeña fracción del planeta, que se espera que alcance presiones de más de 40 Mbar. Para restringir la composición en el interior, se construyen modelos termodinámicos utilizando la información sobre la temperatura de los espectros de emisión infrarroja y las ecuaciones de estado para las composiciones probables. ^{[27] : 131} Los experimentos de alta presión predicen que el hidrógeno será un líquido metálico en el interior de Júpiter y Saturno, mientras que en Urano y Neptuno permanece en estado molecular. ^{[27] : 135–136} Las estimaciones también dependen de los modelos para la formación de los planetas. La condensación de la nebulosa presolar daría lugar a un planeta gaseoso con la misma composición que el Sol, pero los planetas también podrían haberse formado cuando un núcleo sólido capturó gas nebular. ^{[27] : 136}

En los modelos actuales, los cuatro planetas gigantes tienen núcleos de roca y hielo que son aproximadamente del mismo tamaño, pero la proporción de hidrógeno y helio disminuye de aproximadamente 300 masas terrestres en Júpiter a 75 en Saturno y solo unas pocas en Urano y Neptuno. ^{[27] : 220} Por lo tanto, mientras que los gigantes gaseosos están compuestos principalmente de hidrógeno y helio, los gigantes de hielo están compuestos principalmente de elementos más pesados ​​(O, C, N, S), principalmente en forma de agua, metano y amoníaco. Las superficies son lo suficientemente frías para que el hidrógeno molecular sea líquido, por lo que es probable que gran parte de cada planeta sea un océano de hidrógeno superpuesto a uno de los compuestos más pesados. ^[31] Fuera del núcleo, Júpiter tiene un manto de hidrógeno metálico líquido y una atmósfera de hidrógeno molecular y helio. El hidrógeno metálico no se mezcla bien con el helio y, en Saturno, puede formar una capa separada debajo del hidrógeno metálico. ^{[27] : 138}

Se cree que los planetas terrestres provienen del mismo material nebular que los planetas gigantes, pero han perdido la mayoría de los elementos más ligeros y tienen historias diferentes. Se podría esperar que los planetas más cercanos al Sol tuvieran una mayor proporción de elementos refractarios, pero si sus últimas etapas de formación implicaron colisiones de objetos grandes con órbitas que muestrearon diferentes partes del Sistema Solar, podría haber poca dependencia sistemática de la posición. ^{[32] : 3–4}

La información directa sobre Marte, Venus y Mercurio proviene en gran parte de misiones espaciales. Utilizando espectrómetros de rayos gamma , la composición de la corteza de Marte ha sido medida por el orbitador Mars Odyssey , ^[33] la corteza de Venus por algunas de las misiones Venera a Venus, ^[32] y la corteza de Mercurio por la nave espacial MESSENGER . ^[34] Información adicional sobre Marte proviene de meteoritos que han aterrizado en la Tierra (las Shergottitas , Nakhlitas y Chassignitas , conocidos colectivamente como meteoritos SNC). ^{[35] : 124} Las abundancias también están limitadas por las masas de los planetas, mientras que la distribución interna de los elementos está limitada por sus momentos de inercia. ^{[4] : 334}

Los planetas se condensaron a partir de la nebulosa solar, y gran parte de los detalles de su composición están determinados por el fraccionamiento a medida que se enfriaban. Las fases que se condensan se dividen en cinco grupos. Los primeros en condensarse son los materiales ricos en elementos refractarios como el Ca y el Al. A estos les siguen el níquel y el hierro, luego los silicatos de magnesio . Por debajo de unos 700 kelvin (700 K), el FeS y los metales y silicatos ricos en volátiles forman un cuarto grupo, y en el quinto grupo entra el FeO en los silicatos de magnesio. ^[36] Las composiciones de los planetas y la Luna son condríticas , lo que significa que dentro de cada grupo las proporciones entre elementos son las mismas que en las condritas carbonáceas. ^{[4] : 334}

Las estimaciones de la composición planetaria dependen del modelo utilizado. En el modelo de condensación en equilibrio , cada planeta se formó a partir de una zona de alimentación en la que la composición de los sólidos estaba determinada por la temperatura en esa zona. Así, Mercurio se formó a 1400 K, donde el hierro permaneció en forma metálica pura y había poco magnesio o silicio en forma sólida; Venus a 900 K, por lo que todo el magnesio y el silicio se condensaron; la Tierra a 600 K, por lo que contiene FeS y silicatos; y Marte a 450 K, por lo que el FeO se incorporó a los silicatos de magnesio. El mayor problema con esta teoría es que los volátiles no se condensarían, por lo que los planetas no tendrían atmósferas y la Tierra no tendría atmósfera. ^{[4] : 335–336}

En los modelos de mezcla condrítica , las composiciones de las condritas se utilizan para estimar las composiciones planetarias. Por ejemplo, un modelo mezcla dos componentes, uno con la composición de condritas C1 y otro con solo los componentes refractarios de las condritas C1. ^{[4] : 337} En otro modelo, las abundancias de los cinco grupos de fraccionamiento se estiman utilizando un elemento índice para cada grupo. Para el grupo más refractario, se utiliza el uranio ; el hierro para el segundo; las proporciones de potasio y talio a uranio para los dos siguientes; y la relación molar FeO/(FeO+ MgO ) para el último. Usando modelos térmicos y sísmicos junto con el flujo de calor y la densidad, Fe puede restringirse a un 10 por ciento en la Tierra, Venus y Mercurio. U puede restringirse a un 30% aproximadamente en la Tierra, pero su abundancia en otros planetas se basa en "conjeturas fundamentadas". Una dificultad de este modelo es que puede haber errores significativos en su predicción de abundancias volátiles porque algunos volátiles están sólo parcialmente condensados. ^{[36] [4] : 337–338}

Los constituyentes más comunes de las rocas son casi todos óxidos ; los cloruros , sulfuros y fluoruros son las únicas excepciones importantes a esto y su cantidad total en cualquier roca suele ser mucho menor del 1%. En 1911, F. W. Clarke había calculado que un poco más del 47% de la corteza terrestre está compuesta de oxígeno . Se presenta principalmente en combinación como óxidos, de los cuales los principales son sílice , alúmina , óxidos de hierro y varios carbonatos ( carbonato de calcio , carbonato de magnesio , carbonato de sodio y carbonato de potasio ). La sílice funciona principalmente como un ácido, formando silicatos, y todos los minerales más comunes de las rocas ígneas son de esta naturaleza. A partir de un cálculo basado en 1672 análisis de numerosos tipos de rocas, Clarke llegó a la siguiente composición porcentual promedio de la corteza terrestre: 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 (total 99,22%). Todos los demás componentes se encuentran solo en cantidades muy pequeñas, generalmente mucho menos del 1%. ^[37]

Estos óxidos se combinan de forma aleatoria. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio) y la sosa ( carbonato de sodio ) se combinan para producir feldespatos . En algunos casos, pueden adoptar otras formas, como nefelina , leucita y moscovita , pero en la gran mayoría de los casos se encuentran como feldespato. El ácido fosfórico con cal (carbonato de calcio) forma apatita . El dióxido de titanio con óxido ferroso da lugar a ilmenita . Parte de la cal forma feldespato de cal. El carbonato de magnesio y los óxidos de hierro con sílice cristalizan como olivino o enstatita , o con alúmina y cal forman los silicatos ferromagnésicos complejos de los cuales los piroxenos , anfíboles y biotitas son los principales. Cualquier exceso de sílice por encima de lo necesario para neutralizar las bases se separará como cuarzo ; el exceso de alúmina cristaliza como corindón . Estas deben considerarse sólo como tendencias generales. Mediante el análisis de rocas es posible decir aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero existen numerosas excepciones a cualquier regla. ^[37]

Excepto en rocas ígneas ácidas o silíceas que contienen más del 66% de sílice , conocidas como rocas félsicas , el cuarzo no es abundante en rocas ígneas. En rocas básicas (que contienen 20% de sílice o menos) es raro que contengan tanto silicio, estas se conocen como rocas máficas . Si el magnesio y el hierro están por encima del promedio mientras que la sílice es baja, se puede esperar olivino ; donde la sílice está presente en mayor cantidad que los minerales ferromagnésicos, como augita , hornblenda , enstatita o biotita , aparecen en lugar de olivino. A menos que la potasa sea alta y la sílice relativamente baja, no habrá leucita presente, ya que la leucita no se encuentra con cuarzo libre. La nefelina , del mismo modo, se encuentra generalmente en rocas con mucha sosa y comparativamente poca sílice. Con altos álcalis , pueden estar presentes piroxenos y anfíboles que contienen sosa . Cuanto menor sea el porcentaje de sílice y álcalis, mayor será la prevalencia de feldespato de plagioclasa en combinación con feldespato de sodio o potasio. ^[37]

La corteza terrestre está compuesta en un 90% por minerales de silicato y su abundancia en la Tierra es la siguiente: feldespato plagioclasa (39%), feldespato alcalino (12%), cuarzo (12%), piroxeno (11%), anfíboles (5%), micas (5%), minerales arcillosos (5%); los minerales de silicato restantes constituyen otro 3% de la corteza terrestre. Sólo el 8% de la Tierra está compuesta por minerales no silicatados como carbonatos , óxidos y sulfuros . ^[38]

El otro factor determinante, es decir, las condiciones físicas que acompañan a la consolidación, desempeña, en general, un papel menor, pero de ningún modo es despreciable. Ciertos minerales están prácticamente confinados en rocas intrusivas profundas, por ejemplo, la microclina, la moscovita, el dialage. La leucita es muy rara en masas plutónicas; muchos minerales tienen peculiaridades especiales en el carácter microscópico según hayan cristalizado en profundidad o cerca de la superficie, por ejemplo, la hiperstena, la ortoclasa, el cuarzo. Hay algunos ejemplos curiosos de rocas que tienen la misma composición química, pero que consisten en minerales completamente diferentes, por ejemplo, la hornblendita de Gran, en Noruega, que contiene sólo hornblenda, tiene la misma composición que algunas de las camptonitas de la misma localidad que contienen feldespato y hornblenda de una variedad diferente. En relación con esto, podemos repetir lo que se ha dicho anteriormente sobre la corrosión de minerales porfídicos en rocas ígneas. En las riolitas y traquitas, se pueden encontrar en gran número cristales tempranos de hornblenda y biotita parcialmente convertidos en augita y magnetita. La hornblenda y la biotita eran estables bajo las presiones y otras condiciones bajo la superficie, pero inestables a niveles superiores. En la masa fundamental de estas rocas, la augita está presente casi universalmente. Pero los representantes plutónicos del mismo magma, granito y sienita contienen biotita y hornblenda con mucha más frecuencia que augita. ^[37]

Las rocas que contienen más sílice y que al cristalizar producen cuarzo libre forman un grupo generalmente denominado rocas "félsicas". Las que contienen menos sílice y más magnesio y hierro, de modo que el cuarzo está ausente mientras que el olivino suele ser abundante, forman el grupo "máfico". Las rocas "intermedias" incluyen aquellas caracterizadas por la ausencia general tanto de cuarzo como de olivino. Una subdivisión importante de estas contiene un porcentaje muy alto de álcalis, especialmente sosa, y en consecuencia tiene minerales como nefelina y leucita que no son comunes en otras rocas. A menudo se las separa de las demás como rocas "alcalinas" o "sódicas", y existe una serie correspondiente de rocas máficas. Por último, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato se ha denominado rocas "ultramáficas". Tienen porcentajes muy bajos de sílice pero mucho hierro y magnesia.

Excepto estos últimos, prácticamente todas las rocas contienen feldespatos o minerales feldespatoides. En las rocas ácidas, los feldespatos más comunes son la ortoclasa, la pertita, la microclina y la oligoclasa, todas ellas con gran cantidad de sílice y álcalis. En las rocas máficas predominan la labradorita, la anortita y la bytownita, que son ricas en cal y pobres en sílice, potasa y sosa. La augita es el ferromagnesiano más común en las rocas máficas, pero la biotita y la hornblenda son en general más frecuentes en las rocas félsicas. ^[37]

Las rocas que contienen leucita o nefelina, ya sea en reemplazo parcial o total del feldespato, no están incluidas en esta tabla. Son esencialmente de carácter intermedio o máfico. En consecuencia, podríamos considerarlas variedades de sienita, diorita, gabro, etc., en las que se encuentran minerales feldespatoides, y de hecho hay muchas transiciones entre sienitas de tipo ordinario y sienita nefelina (o leucita), y entre gabro o dolerita y teralita o essexita. Pero, como en estas rocas "alcalinas" se desarrollan muchos minerales que no son comunes en otras partes, es conveniente, en una clasificación puramente formal como la que se describe aquí, tratar todo el conjunto como una serie distinta. ^[37]

Esta clasificación se basa esencialmente en la constitución mineralógica de las rocas ígneas. Las distinciones químicas entre los diferentes grupos, aunque implícitas, quedan relegadas a una posición subordinada. Es cierto que es artificial, pero ha crecido con el desarrollo de la ciencia y todavía se adopta como base sobre la que se erigen subdivisiones más minuciosas. Las subdivisiones no tienen en absoluto el mismo valor. Las sienitas, por ejemplo, y las peridotitas, son mucho menos importantes que los granitos, las dioritas y los gabros. Además, las andesitas efusivas no siempre corresponden a las dioritas plutónicas, sino también en parte a los gabros. Como los diferentes tipos de rocas, considerados como agregados de minerales, se van transformando gradualmente unos en otros, los tipos de transición son muy comunes y a menudo son tan importantes que reciben nombres especiales. Las cuarzos-sienitas y nordmarkitas pueden interponerse entre el granito y la sienita, las tonalitas y adamelitas entre el granito y la diorita, las monzonitas entre la sienita y la diorita, las noritas e hiperitas entre la diorita y el gabro, etc. ^[37]

Los metales traza forman fácilmente complejos con los principales iones del océano, incluidos el hidróxido , el carbonato y el cloruro , y su especiación química cambia dependiendo de si el entorno está oxidado o reducido . ^[39] Benjamin (2002) define los complejos de metales con más de un tipo de ligando , además del agua, como complejos de ligando mixto. En algunos casos, un ligando contiene más de un átomo donante , formando complejos muy fuertes, también llamados quelatos (el ligando es el quelante). Uno de los quelantes más comunes es el EDTA ( ácido etilendiaminotetraacético ), que puede reemplazar seis moléculas de agua y formar enlaces fuertes con metales que tienen una carga más dos. ^[40] Con una complejación más fuerte, se observa una menor actividad del ion metálico libre. Una consecuencia de la menor reactividad de los metales complejados en comparación con la misma concentración de metal libre es que la quelación tiende a estabilizar los metales en la solución acuosa en lugar de en sólidos. ^[40]

Las concentraciones de los metales traza cadmio , cobre , molibdeno , manganeso , renio , uranio y vanadio en sedimentos registran la historia redox de los océanos. ^[41] Dentro de los ambientes acuáticos, el cadmio (II) puede estar en la forma CdCl ⁺ _(aq) en aguas óxicas o CdS (s) en un ambiente reducido. Por lo tanto, las concentraciones más altas de Cd en sedimentos marinos pueden indicar condiciones de potencial redox bajo en el pasado. Para el cobre (II), una forma predominante es CuCl ⁺ (aq) dentro de ambientes óxicos y CuS (s) y Cu ₂ S dentro de ambientes reducidos. El entorno de agua de mar reducida conduce a dos posibles estados de oxidación del cobre, Cu (I) y Cu (II). ^[41] El molibdeno está presente como el estado de oxidación Mo (VI) como MoO ₄ ²⁻ _(aq) en ambientes óxicos. Mo(V) y Mo(IV) están presentes en ambientes reducidos en las formas MoO ₂ ⁺ _(aq) y MoS _2(s) . ^[41] El renio está presente como el estado de oxidación Re(VII) como ReO ₄ ⁻ en condiciones óxicas, pero se reduce a Re(IV) que puede formar ReO ₂ o ReS ₂ . El uranio está en el estado de oxidación VI en UO ₂ (CO ₃ ) ₃ ⁴⁻ (aq) y se encuentra en la forma reducida UO ₂ (s). ^[41] El vanadio se encuentra en varias formas en el estado de oxidación V(V); HVO ₄ ²⁻ y H ₂ VO ₄ ⁻ . Sus formas reducidas pueden incluir VO ₂ ⁺ , VO(OH) ₃ ⁻ y V(OH) ₃ . ^[41] El predominio relativo de estas especies depende del pH .

En la columna de agua del océano o de lagos profundos, los perfiles verticales de los metales traza disueltos se caracterizan por seguir distribuciones de tipo conservador , tipo nutriente o tipo depurado . En estas tres distribuciones, los metales traza tienen diferentes tiempos de residencia y son utilizados en distintos grados por los microorganismos planctónicos . Los metales traza con distribuciones de tipo conservador tienen altas concentraciones en relación con su uso biológico. Un ejemplo de un metal traza con una distribución de tipo conservador es el molibdeno. Tiene un tiempo de residencia dentro de los océanos de alrededor de 8 x 10 ⁵ años y generalmente está presente como el anión molibdato (MoO ₄ ²⁻ ). El molibdeno interactúa débilmente con las partículas y muestra un perfil vertical casi uniforme en el océano. En relación con la abundancia de molibdeno en el océano, la cantidad requerida como cofactor metálico para las enzimas en el fitoplancton marino es insignificante. ^[42]

Los metales traza con distribuciones de tipo nutriente están fuertemente asociados con los ciclos internos de materia orgánica particulada, especialmente la asimilación por el plancton. Las concentraciones disueltas más bajas de estos metales están en la superficie del océano, donde son asimilados por el plancton. A medida que la disolución y descomposición ocurren a mayores profundidades, las concentraciones de estos metales traza aumentan. Los tiempos de residencia de estos metales, como el zinc, son de varios miles a cien mil años. Finalmente, un ejemplo de un metal traza de tipo depurado es el aluminio , que tiene fuertes interacciones con partículas, así como un corto tiempo de residencia en el océano. Los tiempos de residencia de los metales traza de tipo depurado son de alrededor de 100 a 1000 años. Las concentraciones de estos metales son más altas alrededor de sedimentos del fondo, respiraderos hidrotermales y ríos. Para el aluminio, el polvo atmosférico proporciona la mayor fuente de entradas externas al océano. ^[42]

El hierro y el cobre presentan distribuciones híbridas en el océano, influenciadas por el reciclaje y la intensa recolección de desechos. El hierro es un nutriente limitante en amplias áreas de los océanos y se encuentra en gran abundancia junto con el manganeso cerca de las fuentes hidrotermales, donde se encuentran muchos precipitados de hierro, principalmente en forma de sulfuros de hierro y compuestos de oxihidróxido de hierro oxidado. Las concentraciones de hierro cerca de las fuentes hidrotermales pueden ser hasta un millón de veces superiores a las que se encuentran en el océano abierto. ^[42]

Utilizando técnicas electroquímicas, es posible demostrar que los metales traza bioactivos (zinc, cobalto, cadmio, hierro y cobre) están unidos por ligandos orgánicos en el agua de mar superficial. Estos complejos de ligando sirven para reducir la biodisponibilidad de los metales traza dentro del océano. Por ejemplo, el cobre, que puede ser tóxico para el fitoplancton y las bacterias del océano abierto, puede formar complejos orgánicos. La formación de estos complejos reduce las concentraciones de complejos inorgánicos biodisponibles de cobre que podrían ser tóxicos para la vida marina en altas concentraciones. A diferencia del cobre, la toxicidad del zinc en el fitoplancton marino es baja y no hay ninguna ventaja en aumentar la unión orgánica de Zn ²⁺ . En regiones con alto contenido de nutrientes y baja clorofila , el hierro es el nutriente limitante, y las especies dominantes son complejos orgánicos fuertes de Fe (III). ^[42]

• La geoquímica de las rocas ígneas (Gunn Interactive Ltd.)