En geología, un tampón redox es un conjunto de minerales o compuestos que limita la fugacidad del oxígeno en función de la temperatura. El conocimiento de las condiciones redox (o equivalentemente, las fugacidades del oxígeno) en las que se forma y evoluciona una roca puede ser importante para interpretar la historia de la roca. El hierro , el azufre y el manganeso son tres de los elementos relativamente abundantes en la corteza terrestre que se presentan en más de un estado de oxidación . Por ejemplo, el hierro, el cuarto elemento más abundante en la corteza, existe como hierro nativo , hierro ferroso (Fe 2+ ) y hierro férrico (Fe 3+ ). El estado redox de una roca afecta las proporciones relativas de los estados de oxidación de estos elementos y, por lo tanto, puede determinar tanto los minerales presentes como sus composiciones. Si una roca contiene minerales puros que constituyen un tampón redox, entonces la fugacidad de oxígeno de equilibrio se define mediante una de las curvas del diagrama de fugacidad-temperatura adjunto.
Los tampones redox se desarrollaron en parte para controlar las fugacidades de oxígeno en experimentos de laboratorio para investigar las estabilidades minerales y las historias de las rocas. Cada una de las curvas trazadas en el diagrama de fugacidad-temperatura corresponde a una reacción de oxidación que ocurre en un tampón. Estos tampones redox se enumeran aquí en orden decreciente de fugacidad de oxígeno a una temperatura dada; en otras palabras, desde condiciones más oxidantes a más reductoras en el rango de temperatura trazado. Mientras todos los minerales puros (o compuestos) estén presentes en un conjunto de tampones, las condiciones oxidantes se fijan en la curva para ese tampón. La presión tiene solo una influencia menor en estas curvas de tampón para las condiciones en la corteza terrestre .
NiNiO: níquel -óxido de níquel:
FMQ: fayalita - magnetita - cuarzo :
QIF: cuarzo - hierro - fayalita :
La proporción de Fe 2+ a Fe 3+ dentro de una roca determina, en parte, el conjunto de minerales de silicato y minerales de óxido de la roca. Dentro de una roca de una composición química dada, el hierro entra en los minerales en función de la composición química a granel y las fases minerales que son estables a esa temperatura y presión. Por ejemplo, en condiciones redox más oxidantes que el tampón MH (magnetita-hematita), es probable que al menos gran parte del hierro esté presente como Fe 3+ y la hematita es un mineral probable en rocas que contienen hierro. El hierro solo puede entrar en minerales como el olivino si está presente como Fe 2+ ; Fe 3+ no puede entrar en la red del olivino de fayalita . Sin embargo, los elementos en el olivino como el magnesio estabilizan el olivino que contiene Fe 2+ a condiciones más oxidantes que las requeridas para la estabilidad de la fayalita. La solución sólida entre la magnetita y el miembro final que contiene titanio , ulvospinel , amplía el campo de estabilidad de la magnetita. De la misma manera, en condiciones más reductoras que el tampón IW (hierro-wustita), los minerales como el piroxeno aún pueden contener Fe 3+ . Por lo tanto, los tampones redox son solo guías aproximadas de las proporciones de Fe 2+ y Fe 3+ en minerales y rocas.
Las rocas ígneas terrestres comúnmente registran cristalización en fugacidades de oxígeno más oxidantes que el tampón WM ( wüstita - magnetita ) y más reducidas que una unidad logarítmica o más por encima del tampón níquel-óxido de níquel (NiNiO). Por lo tanto, sus condiciones oxidantes no están lejos de las del tampón redox FMQ ( fayalita - magnetita - cuarzo ). No obstante, existen diferencias sistemáticas que se correlacionan con el entorno tectónico . La roca ígnea emplazada y erupcionada en arcos de islas generalmente registra fugacidades de oxígeno 1 o más unidades logarítmicas más oxidantes que las del tampón NiNiO. En contraste, el basalto y el gabro en entornos sin arco generalmente registran fugacidades de oxígeno desde aproximadamente las del tampón FMQ hasta una unidad logarítmica o más reductoras que ese tampón.
Las condiciones oxidantes son comunes en algunos ambientes de deposición y diagénesis de rocas sedimentarias. La fugacidad del oxígeno en el tampón MH ( magnetita - hematita ) es de sólo alrededor de 10 −70 a 25 °C, pero es de alrededor de 0,2 atmósferas en la atmósfera terrestre , por lo que algunos ambientes sedimentarios son mucho más oxidantes que los de los magmas. Otros ambientes sedimentarios, como los ambientes de formación de esquisto negro , son relativamente reductores.
Las fugacidades de oxígeno durante el metamorfismo alcanzan valores más altos que los de los entornos magmáticos, debido a las composiciones más oxidantes heredadas de algunas rocas sedimentarias. En algunas formaciones de hierro bandeado metamorfoseadas se encuentra hematita casi pura. Por el contrario, en algunas serpentinitas se encuentra níquel-hierro nativo .
Dentro de los meteoritos , el tampón redox hierro - wüstita puede ser más apropiado para describir la fugacidad del oxígeno de estos sistemas extraterrestres.
Los minerales de sulfuro , como la pirita (FeS 2 ) y la pirrotita (Fe 1−x S), se encuentran en muchos depósitos minerales. La pirita y su polimorfo marcasita también son importantes en muchos depósitos de carbón y esquistos . Estos minerales de sulfuro se forman en entornos más reductores que el de la superficie de la Tierra. Cuando entran en contacto con aguas superficiales oxidantes, los sulfuros reaccionan: se forma sulfato (SO 4 2− ), y el agua se vuelve ácida y se carga con una variedad de elementos, algunos potencialmente tóxicos. Las consecuencias pueden ser perjudiciales para el medio ambiente, como se analiza en la entrada sobre drenaje ácido de minas .
La oxidación del azufre a sulfato o dióxido de azufre también es importante en la generación de erupciones volcánicas ricas en azufre, como las de Pinatubo [3] en 1991 y El Chichón en 1982. Estas erupciones aportaron cantidades inusualmente grandes de dióxido de azufre a la atmósfera de la Tierra , con los consiguientes efectos sobre la calidad atmosférica y el clima. Los magmas fueron inusualmente oxidantes, casi dos unidades logarítmicas más que el tampón NiNiO. El sulfato de calcio , anhidrita , estaba presente como fenocristales en la tefra erupcionada . Por el contrario, los sulfuros contienen la mayor parte del azufre en magmas más reductores que el tampón FMQ.