Compatibilidad (geoquímica)

Partición de elementos en un mineral.

Compatibilidad es un término utilizado por los geoquímicos para describir cómo los elementos se dividen en el sólido y se funden dentro del manto de la Tierra . En geoquímica , la compatibilidad es una medida de la facilidad con la que un oligoelemento particular sustituye a un elemento principal dentro de un mineral .

La compatibilidad de un ion está controlada por dos cosas: su valencia y su radio iónico . ^[1] Ambos deben aproximarse a los del elemento principal para que el oligoelemento sea compatible en el mineral. Por ejemplo, el olivino (un mineral abundante en el manto superior ) tiene la fórmula química (Mg,Fe)
₂SiO
₄. El níquel , con un comportamiento químico muy similar al del hierro y el magnesio , los sustituye fácilmente y, por tanto, es muy compatible en el manto.

La compatibilidad controla la partición de diferentes elementos durante la fusión . La compatibilidad de un elemento en una roca es un promedio ponderado de su compatibilidad en cada uno de los minerales presentes. Por el contrario, un elemento incompatible es aquel que es menos estable dentro de su estructura cristalina . Si un elemento es incompatible en una roca, se divide en una masa fundida tan pronto como comienza la fusión. En general, cuando se hace referencia a un elemento como "compatible" sin mencionar en qué roca es compatible, se implica el manto. Así, los elementos incompatibles son aquellos que se enriquecen en la corteza continental y se agotan en el manto. Los ejemplos incluyen: rubidio , bario , uranio y lantano . Los elementos compatibles se agotan en la corteza y se enriquecen en el manto, con ejemplos el níquel y el titanio .

Forsterita olivina, un mineral de silicato de hierro y magnesio formado en el manto superior de la Tierra.

La compatibilidad se describe comúnmente mediante el coeficiente de distribución de un elemento. Un coeficiente de distribución describe cómo se distribuirán las fases sólida y líquida de un elemento en un mineral. Los estudios actuales sobre los oligoelementos raros de la Tierra buscan cuantificar y examinar la composición química de los elementos de la corteza terrestre. Todavía existen incertidumbres en la comprensión de la corteza inferior y la región del manto superior del interior de la Tierra. Además, numerosos estudios se han centrado en observar los coeficientes de partición de ciertos elementos del magma basáltico para caracterizar la composición de la corteza oceánica. ^[2] Al tener una forma de medir la composición de los elementos en la corteza y el manto dada una muestra mineral, la compatibilidad permite determinar las concentraciones relativas de un oligoelemento particular. Desde un punto de vista petrológico, la comprensión de cómo se diferencian los oligoelementos principales y raros en el derretimiento proporciona una comprensión más profunda de la evolución química de la Tierra a lo largo de la escala de tiempo geológico. ^[3]

Cuantificar la compatibilidad

Coeficiente de distribución (partición)

Abundancia de elementos en la corteza terrestre. El eje x muestra el número atómico, comparado con la abundancia medida por millón de átomos de silicio.

En un mineral, casi todos los elementos se distribuyen de manera desigual entre la fase sólida y líquida. Este fenómeno se conoce como fraccionamiento químico y puede describirse mediante una constante de equilibrio , que establece una distribución fija de un elemento entre dos fases cualesquiera en equilibrio . ^[1] Una constante de distribución se utiliza para definir la relación entre la fase sólida y líquida de una reacción. Este valor es esencialmente una relación de la concentración de un elemento entre dos fases, típicamente entre la fase sólida y líquida en este contexto. A menudo se hace referencia a esta constante cuando se trata de oligoelementos , donde ${\displaystyle K}$ ${\displaystyle K_{D}}$ ${\displaystyle D}$

${\displaystyle K_{D}={\frac {C_{S}}{C_{L}}}={\frac {X_{i}^{solid}}{X_{i}^{liquid}}}}$

${\displaystyle K_{D}=D}$para oligoelementos

La constante de equilibrio es un valor determinado empíricamente. Estos valores dependen de la temperatura, la presión y la composición del mineral fundido . Los valores difieren considerablemente entre los elementos principales y los oligoelementos. Por definición, los elementos traza incompatibles tienen un valor constante de equilibrio menor que uno porque los elementos traza tienen concentraciones más altas en la masa fundida que los sólidos. ^[1] Esto significa que los elementos compatibles tienen un valor de . Así, los elementos incompatibles se concentran en la masa fundida, mientras que los elementos compatibles tienden a concentrarse en el sólido. Los elementos compatibles están fuertemente fraccionados y tienen concentraciones muy bajas en la fase líquida. ${\displaystyle D}$ ${\displaystyle D>1}$ ${\displaystyle D\gg 1}$

Coeficiente de distribución masiva

El coeficiente de distribución aparente se utiliza para calcular la composición elemental de cualquier elemento que constituya un mineral en una roca. El coeficiente de distribución global, , se define como ${\displaystyle {\overline {D}}_{i}}$

${\displaystyle {\overline {D}}_{i}=\Sigma W_{A}D_{i}^{A}}$

donde es el elemento de interés en el mineral y es la fracción en peso del mineral en la roca. es el coeficiente de distribución del elemento en el mineral . ^[1] Esta constante se puede utilizar para describir cómo los elementos individuales de un mineral se concentran en dos fases diferentes. Durante el fraccionamiento químico, ciertos elementos pueden volverse más o menos concentrados, lo que puede permitir a los geoquímicos cuantificar las diferentes etapas de diferenciación del magma. ^[4] En última instancia, estas mediciones se pueden utilizar para proporcionar una mayor comprensión del comportamiento elemental en diferentes entornos geológicos. ${\displaystyle i}$ ${\displaystyle W_{A}}$ ${\displaystyle A}$ ${\displaystyle D_{i}^{A}}$ ${\displaystyle A}$

Aplicaciones

Una de las principales fuentes de información sobre la composición de la Tierra proviene de la comprensión de la relación entre la peridotita y el derretimiento del basalto. La peridotita constituye la mayor parte del manto de la Tierra. El basalto , que está muy concentrado en la corteza oceánica de la Tierra, se forma cuando el magma llega a la superficie terrestre y se enfría a un ritmo muy rápido. ^[1] Cuando el magma se enfría, diferentes minerales cristalizan en diferentes momentos dependiendo de la temperatura de enfriamiento de ese mineral respectivo. En última instancia, esto cambia la composición química de la masa fundida a medida que diferentes minerales comienzan a cristalizar. También se ha estudiado la cristalización fraccionada de elementos en líquidos basálticos para observar la composición de la lava en el manto superior . ^[5] Los científicos pueden aplicar este concepto para dar una idea de la evolución del manto de la Tierra y de cómo las concentraciones de oligoelementos litófilos han variado en los últimos 3.500 millones de años. ^[6]

Comprender el interior de la Tierra

Estudios anteriores han utilizado la compatibilidad de oligoelementos para ver el efecto que tendrían en la estructura fundida de la peridotita solidus . ^[7] En tales estudios, se examinaron los coeficientes de partición de elementos específicos y la magnitud de estos valores dio a los investigadores alguna indicación sobre el grado de polimerización de la masa fundida. Un estudio realizado en el este de China en 1998 examinó la composición química de varios elementos que se encuentran en la corteza terrestre de China. Uno de los parámetros utilizados para caracterizar y describir la estructura de la corteza terrestre en esta región fue la compatibilidad de varios pares de elementos. ^[8] Esencialmente, estudios como este mostraron cómo la compatibilidad de ciertos elementos puede cambiar y verse afectada por las composiciones químicas y las condiciones del interior de la Tierra.

El vulcanismo oceánico es otro tema que comúnmente incorpora el uso de compatibilidad. Desde la década de 1960, los geoquímicos comenzaron a estudiar la estructura del manto terrestre. La corteza oceánica, rica en basaltos procedentes de la actividad volcánica, muestra distintos componentes que proporcionan información sobre la evolución del interior de la Tierra a lo largo de la escala de tiempo geológica. Los oligoelementos incompatibles se agotan cuando el manto se derrite y se enriquecen en la corteza oceánica o continental debido a la actividad volcánica. Otras veces, el vulcanismo puede producir un manto enriquecido que se derrite sobre la corteza. Estos fenómenos pueden cuantificarse observando los registros de desintegración radiactiva de los isótopos en estos basaltos, lo cual es una herramienta valiosa para los geoquímicos del manto. ^[2] Más específicamente, la geoquímica de las serpentinitas a lo largo del fondo del océano, específicamente las zonas de subducción, se puede examinar utilizando la compatibilidad de oligoelementos específicos. ^[9] La compatibilidad del plomo (Pb) con los circones en diferentes entornos también puede ser una indicación de la presencia de circones en rocas. Al observar niveles de plomo no radiogénico en circones, esto puede ser una herramienta útil para la datación radiométrica de circones. ^[10]

Referencias

1. McSween, Harry Y. (19 de noviembre de 2003). Geoquímica: caminos y procesos . Richardson, Steven McAfee., Uhle, María E., Richardson, Steven McAfee. (Segunda ed.). Nueva York. Código Bib :1995ChGeo.120..223M. doi :10.1016/0009-2541(94)00140-4. ISBN 9780231509039. OCLC  61109090.{{cite book}}: Mantenimiento CS1: falta el editor de la ubicación ( enlace )
2. Hofmann, AW (1997). "Geoquímica del manto: el mensaje del vulcanismo oceánico". Naturaleza . 385 (6613): 219–229. Código Bib :1997Natur.385..219H. doi :10.1038/385219a0. ISSN  1476-4687. S2CID  11405514.
3. McDonough, WF; Sol, S.-s. (1995). "La composición de la Tierra". Geología Química . 120 (3–4): 223–253. Código Bib :1995ChGeo.120..223M. doi :10.1016/0009-2541(94)00140-4.
4. Villemant, Benoît; Jaffrezic, Henri; Joron, Jean-Louis; Treuil, Michel (1981). "Coeficientes de distribución de elementos mayores y traza; cristalización fraccionada en la serie de basalto alcalino de Chaîne des Puys (Massif Central, Francia)". Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (11): 1997–2016. Código Bib : 1981GeCoA..45.1997V. doi :10.1016/0016-7037(81)90055-7. ISSN  0016-7037.
5. O'Hara, MJ (1977). "Evolución geoquímica durante la cristalización fraccionada de una cámara de magma que se rellena periódicamente". Naturaleza . 266 (5602): 503–507. Código Bib :1977Natur.266..503O. doi :10.1038/266503a0. ISSN  1476-4687. S2CID  4281431.
6. O'Nions, RK; Evensen, Nuevo México; Hamilton, PJ; Carter, SR; Hutchison, R. (1978). "Derretimiento del manto pasado y presente: evidencia [y discusión] de isótopos y oligoelementos". Transacciones filosóficas de la Royal Society A: Ciencias matemáticas, físicas y de ingeniería . 288 (1355): 547–559. doi :10.1098/rsta.1978.0033. ISSN  1364-503X. S2CID  121120298.
7. Gaetani, Glenn A. (2004). "La influencia de la estructura fundida en la partición de oligoelementos cerca de la peridotita solidus". Aportes a la Mineralogía y la Petrología . 147 (5): 511–527. Código Bib : 2004CoMP..147..511G. doi :10.1007/s00410-004-0575-1. ISSN  1432-0967. S2CID  128495655.
8. Gao, Shan; Luo, Ting-Chuan; Zhang, Ben-Ren; Zhang, Hong-Fei; Han, Yin-wen; Zhao, Zi-Dan; Hu, Yi-Ken (1998). "Composición química de la corteza continental revelada por estudios en el este de China". Geochimica et Cosmochimica Acta . 62 (11): 1959-1975. doi :10.1016/S0016-7037(98)00121-5. ISSN  0016-7037.
9. Kodolányi, János; Pettke, Thomas; Spandler, Carl; Kamber, Balz S.; Gméling, Katalin (2012). "Geoquímica del fondo oceánico y serpentinitas del antearco: limitaciones de la entrada ultramáfica a las zonas de subducción". Revista de Petrología . 53 (2): 235–270. Código Bib : 2012JPet...53..235K. doi : 10.1093/petrología/egr058 . ISSN  0022-3530.
10. Watson, EB; Chemiak, DJ; Hanchar, JM; Harrison, TM; Wark, DA (1997). "La incorporación de Pb al circón". Geología Química . 141 (1): 19–31. Código Bib : 1997ChGeo.141...19W. doi :10.1016/S0009-2541(97)00054-5. ISSN  0009-2541.