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 ámbito de la geoquímica se extiende más allá de la Tierra , abarcando todo el Sistema Solar , [2] y ha realizado importantes contribuciones a la comprensión de una serie de procesos, incluida la convección del manto , la formación de planetas y los orígenes del granito y 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: "se debe iniciar una geoquímica comparada, 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 separada después de que se establecieron importantes laboratorios, comenzando con el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) en 1884, que inició estudios sistemáticos de la química de rocas y minerales. El químico jefe del USGS, Frank Wigglesworth Clarke , señaló que la abundancia de los elementos generalmente disminuye 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 fue investigada y comparada con la de las rocas terrestres ya en 1850. En 1901, Oliver C. Farrington planteó la hipótesis de que, aunque había diferencias, las abundancias relativas deberían seguir siendo las mismas. [3] Este fue el inicio 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 asociados 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 aproximadamente el año 2002 se centró en la bioquímica de la Tierra primitiva , centrándose en la biogeoquímica de isótopos y la evidencia de los primeros procesos de vida en el Precámbrico . [7] [8]
Algunos subcampos de la geoquímica son: [9]
Los componentes básicos de los materiales son los elementos químicos . 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 diferente número de neutrones se llaman isótopos . Un isótopo determinado se identifica mediante una letra para el elemento precedida por un superíndice para el número de masa. Por ejemplo, dos isótopos comunes del cloro son el 35 Cl y el 37 Cl. Hay alrededor de 1700 combinaciones conocidas de Z y N, de las cuales sólo 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 rutas y reacciones químicas, mientras que los isótopos radiactivos se utilizan principalmente para fechar 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 , particularmente los electrones más externos ( de valencia ). Estos arreglos se reflejan en la posición de los elementos en la tabla periódica . [4] : 13–17 Según su posición, los elementos se clasifican en 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 ubica 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 , se evaporan más fácilmente, por lo que el calentamiento puede separarlos. [1] : 17 [4] : 23
La composición química de la Tierra y de otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: diferenciación y mezcla. En el manto de la Tierra , la diferenciación se produce en las dorsales oceánicas mediante fusión parcial , quedando más materiales refractarios en la base de la litosfera mientras el resto asciende para formar basalto . Después de que una placa oceánica desciende al 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 del océano. El metamorfismo y la anatexis (fusión parcial de las rocas de la corteza terrestre) pueden volver a mezclar estos elementos. En el océano, los organismos biológicos pueden causar 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 A mayor escala, 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 silicatos. [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 equilibrio o fusión por lotes si el sólido y la masa fundida permanecen en equilibrio hasta el momento en que se retira la masa fundida, y fusión fraccionada o Rayleigh si se retira de forma continua. [18]
El fraccionamiento isotópico puede tener formas dependientes 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, prefiriendo los isótopos más pesados 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 elementos ligeros porque la diferencia de masas es una fracción mayor de la masa total. [20] : 47
Las relaciones entre isótopos generalmente se comparan 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
donde R s es la misma relación para un estándar. Debido a que las diferencias son pequeñas, la proporción se multiplica por 1000 para convertirla en partes por mil (lo que se conoce como partes por mil). Esto está representado por el símbolo ‰ . [19] : 55
El fraccionamiento de equilibrio ocurre 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 por el factor
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 existe equilibrio entre fases o compuestos químicos se puede producir fraccionamiento cinético . Por ejemplo, en las interfaces entre el agua líquida y el aire, la reacción directa aumenta si la humedad del aire es inferior al 100% o el viento mueve el vapor de agua. El fraccionamiento cinético generalmente mejora en comparación con el fraccionamiento de equilibrio y depende de factores como la velocidad de reacción, la vía de reacción y la energía del 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 dirección. Los organismos biológicos prefieren isótopos más ligeros porque la ruptura de los enlaces energéticos supone un menor coste energético. 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 llama ciclos geoquímicos . Para comprender estos cambios se requieren tanto observaciones detalladas como modelos teóricos. Cada compuesto químico, elemento o isótopo tiene una concentración que es 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 geoquímicos promedian la concentración en regiones de la Tierra llamadas reservorios geoquímicos . La elección del depósito depende del problema; por ejemplo, el océano puede ser un único reservorio o estar dividido en múltiples reservorios. [21] En un tipo de modelo llamado modelo de caja , un depósito está representado por 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 depósito 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 debe ser proporcional a su concentración. Para un componente C dado , si la entrada a un depósito es una constante a y la salida es kC para alguna constante k , entonces la ecuación de balance de masa es
Esto expresa el hecho de que cualquier cambio de masa debe equilibrarse con cambios en la entrada o la salida. En una escala de tiempo de t = 1/k , el sistema se acerca a un estado estacionario en el que C estable = a / k . El tiempo de residencia se define como
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 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 estacionario 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 entradas y salidas dependen de C , lo que da como resultado una retroalimentación que tiende a mantener el estado estable. Si un forzamiento externo perturba el sistema, volverá al estado estacionario en una escala de tiempo de 1/ k . [21]
La composición del sistema solar es similar a la de muchas otras estrellas y, salvo 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 de muchas otras estrellas. del resto del Sistema Solar. La composición de la fotosfera se determina ajustando las líneas de absorción de su espectro a los modelos de la atmósfera del Sol. [23] Con diferencia, los dos elementos más grandes por fracción de masa total son el hidrógeno (74,9%) y el helio (23,8%), y el resto de elementos contribuyen sólo con el 1,3%. [24] Existe una tendencia general de disminución exponencial de la abundancia a medida que aumenta el número atómico, aunque los elementos con número atómico par son más comunes que sus vecinos impares (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 una 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 derritieron o se diferenciaron . [23] : 45 Las condritas son indiferenciadas y tienen inclusiones minerales redondas llamadas cóndrulos . Con una edad de 4.560 millones de años, datan del sistema solar primitivo . Un tipo particular, la condrita CI , tiene una composición que se asemeja mucho a 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 nucleosíntesis en el Sol. [4] : 318 [23] Debido al último grupo, las condritas CI se consideran una mejor combinación para la composición del Sistema Solar temprano. Además, el análisis químico de las condritas CI es más preciso que el de la fotosfera, por lo que generalmente se utiliza como fuente de abundancia química, a pesar de su rareza (sólo 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 , la Tierra y Marte ), con tamaños relativamente pequeños y superficies rocosas. Los cuatro planetas exteriores son los planetas gigantes , en los que predomina el hidrógeno y el helio y tienen densidades medias más bajas. Estos se pueden subdividir en gigantes gaseosos ( Júpiter y Saturno ) y 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 considerablemente la resolución y la sensibilidad del análisis espectral, permitiendo la identificación de una colección mucho mayor de moléculas, entre ellas etano , acetileno , agua y monóxido de carbono . [27] : 138-139 Sin embargo, la espectroscopia terrestre 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 sólo puede utilizarse para detectar vibraciones de moléculas que se encuentran en el rango de frecuencia infrarroja . Esto limita la abundancia de los elementos H, C y N. [27] : 130 Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH 3 ) y germanio en relación (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. Así, a pesar de su abundancia, el helio sólo se detectó una vez que las naves espaciales fueron enviadas a los planetas exteriores, y sólo indirectamente a través de la absorción inducida por colisiones en las 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 era entrar en la atmósfera de Saturno. [30] En la atmósfera de Júpiter, se encontró que He estaba agotado en un factor de 2 en comparación con la composición solar y Ne en un factor de 10, un resultado sorprendente ya que los otros gases nobles y los elementos C, N y S estaban potenciados. en factores de 2 a 4 (el oxígeno también se agotó, pero esto se atribuyó a la región inusualmente seca que Galileo tomó muestras). [29]
Los métodos espectroscópicos sólo 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] Se trata de una pequeña fracción del planeta, que se espera que alcance presiones superiores a los 40 mbar. Para limitar la composición en el interior, se construyen modelos termodinámicos utilizando la información sobre la temperatura procedente de espectros de emisión infrarroja y ecuaciones de estado para las composiciones probables. [27] : 131 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 permanecerá 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 como resultado 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 sólo unas pocas en Urano y Neptuno. [27] : 220 Así, 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 como para que el hidrógeno molecular sea líquido, por lo que gran parte de cada planeta es probablemente un océano de hidrógeno que se superpone 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 fracción de elementos refractarios, pero si sus últimas etapas de formación involucraran colisiones de objetos grandes con órbitas que tomaron muestras de 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 medida de misiones de naves 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 (los Shergottites , Nakhlites y Chassignites , 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 muchos 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 Ca y Al. A estos les siguen el níquel y el hierro, y 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 el FeO entra 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 carbonosas. [4] : 334
Las estimaciones de las composiciones planetarias 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 permanecía 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 se incorporó FeO a silicatos de magnesio. El mayor problema con esta teoría es que los volátiles no se condensarían, por lo que los planetas no tendrían atmósfera 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 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 uranio ; 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. Utilizando modelos térmicos y sísmicos junto con el flujo de calor y la densidad, el Fe puede limitarse al 10 por ciento en la Tierra, Venus y Mercurio. U puede limitarse a aproximadamente el 30% en la Tierra, pero su abundancia en otros planetas se basa en "conjeturas fundamentadas". Una dificultad con este modelo es que puede haber errores significativos en su predicción de la abundancia de volátiles porque algunos volátiles están sólo parcialmente condensados. [36] [4] : 337–338
Los constituyentes más comunes de las rocas son casi todos los óxidos ; Los cloruros , sulfuros y fluoruros son las únicas excepciones importantes a esto y su cantidad total en cualquier roca suele ser mucho menor que el 1%. En 1911, FW Clarke había calculado que poco más del 47% de la corteza terrestre estaba 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 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 lo siguiente como 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, Na2O = 3,55, K2O = 2,80, H2O = 1,52 , TiO2 =0,60, P2O5 = 0,22 , (total 99,22%). Todos los demás componentes se encuentran sólo en cantidades muy pequeñas, normalmente mucho menos del 1%. [37]
Estos óxidos se combinan de forma desordenada. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio) y la soda ( 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 la 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 complejos silicatos ferromagnesianos 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 en forma de cuarzo ; el exceso de alúmina cristaliza como corindón . Éstas deben considerarse sólo como tendencias generales. Es posible, mediante el análisis de rocas, decir aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero existen numerosas excepciones a cualquier regla. [37]
Excepto en las rocas ígneas ácidas o silíceas que contienen más del 66% de sílice , conocidas como rocas félsicas , el cuarzo no abunda en las rocas ígneas. En las rocas básicas (que contienen 20% de sílice o menos) es raro que contengan tanto silicio; se las conoce como rocas máficas . Si el magnesio y el hierro están por encima del promedio mientras que el sílice es bajo, se puede esperar olivino ; donde la sílice está presente en mayor cantidad que los minerales ferromagnesianos, como la augita , la hornblenda , la enstatita o la biotita , se producen en lugar de olivino. A menos que la potasa sea alta y la sílice relativamente baja, la leucita no estará presente, ya que la leucita no se encuentra con el cuarzo libre. La nefelina , asimismo, suele encontrarse en rocas con mucha soda y comparativamente poca sílice. Con un alto contenido de álcalis , pueden estar presentes piroxenos y anfíboles que contienen sodio . Cuanto menor es el porcentaje de sílice y álcalis, mayor es la prevalencia de feldespato plagioclasa como el que se contrae con el feldespato de sodio o potasa. [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 de minerales no silicatados como carbonatos , óxidos y sulfuros . [38]
El otro factor determinante, a saber, las condiciones físicas que acompañan a la consolidación, desempeña en general un papel menor, pero no es en modo alguno despreciable. Ciertos minerales están prácticamente confinados a rocas intrusivas profundamente arraigadas, por ejemplo, microclina, moscovita, dialage. La leucita es muy rara en masas plutónicas; Muchos minerales tienen peculiaridades especiales en su carácter microscópico según hayan cristalizado en profundidad o cerca de la superficie, por ejemplo, hipersteno, ortoclasa, cuarzo. Hay algunos casos 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 diferente variedad. A este respecto podemos repetir lo dicho anteriormente acerca de la corrosión de los minerales porfídicos en las rocas ígneas. En riolitas y traquitas se pueden encontrar grandes cantidades de cristales tempranos de hornblenda y biotita parcialmente convertidos en augita y magnetita. La hornblenda y la biotita se mantuvieron estables bajo las presiones y otras condiciones debajo de la superficie, pero inestables en niveles más altos. En la masa fundamental de estas rocas, la augita está presente casi universalmente. Pero los representantes plutónicos del mismo magma, el granito y la sienita, contienen biotita y hornblenda con mucha más frecuencia que augita. [37]
Aquellas rocas que contienen la mayor cantidad de sílice y que al cristalizar producen cuarzo libre, forman un grupo generalmente denominado rocas "félsicas". Aquellos que contienen menos sílice y más magnesia 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 éstas contiene un porcentaje muy alto de álcalis, especialmente soda, y en consecuencia tiene minerales como la nefelina y la leucita no comunes en otras rocas. A menudo se separa de las demás como rocas "alcalinas" o "sodadas", y existe una serie correspondiente de rocas máficas. Por último, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato ha sido denominado rocas "ultramáficas". Tienen porcentajes muy bajos de sílice pero mucho hierro y magnesia.
Exceptuando estas últimas, prácticamente todas las rocas contienen felspatos o minerales feldespatoides. En las rocas ácidas, los feldespatos comunes son la ortoclasa, la pertita, la microclina y la oligoclasa, todos ellos con mucha sílice y álcalis. En las rocas máficas predominan la labradorita, anortita y bytownita, siendo 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, que reemplazan total o parcialmente al felspato, no se incluyen en esta tabla. Son esencialmente de carácter intermedio o máfico. En consecuencia, podríamos considerarlos como 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 nefelina (o leucita), sienita, y entre gabro o dolerita y theralita. o essexita. Pero, como en estas rocas "alcalinas" se desarrollan muchos minerales que son poco comunes en otros lugares, es conveniente en una clasificación puramente formal como la aquí esbozada tratar todo el conjunto como una serie distinta. [37]
Esta clasificación se basa esencialmente en la constitución mineralógica de las rocas ígneas. Cualquier distinción química entre los diferentes grupos, aunque implícita, queda relegada 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 cual se erigen subdivisiones más pequeñas. Las subdivisiones no tienen 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. A medida que los diferentes tipos de rocas, consideradas como agregados de minerales, pasan gradualmente unas a otras, los tipos de transición son muy comunes y a menudo son tan importantes que reciben nombres especiales. Las cuarzo-sienitas y nordmarkitas pueden interponerse entre granito y sienita, las tonalitas y adamelitas entre granito y diorita, las monzonitas entre sienita y diorita, noritas e hiperitas entre diorita y gabro, etc. [37]
Los metales traza forman fácilmente complejos con los principales iones del océano, incluidos hidróxido , carbonato y cloruro , y su especiación química cambia dependiendo de si el entorno se oxida o se reduce . [39] Benjamin (2002) define los complejos de metales con más de un tipo de ligando , distinto del agua, como complejos de ligando mixto. En algunos casos, un ligando contiene más de un átomo donador , 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 los sólidos. [40]
Las concentraciones de metales traza cadmio , cobre , molibdeno , manganeso , renio , uranio y vanadio en los sedimentos registran la historia redox de los océanos. [41] En los ambientes acuáticos, el cadmio (II) puede estar en forma CdCl + (aq) en aguas óxicas o CdS(s) en un ambiente reducido. Por lo tanto, concentraciones más altas de Cd en sedimentos marinos pueden indicar condiciones de bajo potencial redox en el pasado. Para el cobre (II), una forma predominante es CuCl + (aq) en ambientes óxicos y CuS(s) y Cu 2 S en ambientes reducidos. El ambiente reducido de agua de mar conduce a dos posibles estados de oxidación del cobre, Cu(I) y Cu(II). [41] El molibdeno está presente en 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 en 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 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] Esta dominancia relativa de estas especies depende del pH .
En la columna de agua del océano o de los lagos profundos, los perfiles verticales de los metales traza disueltos se caracterizan por seguir distribuciones de tipo conservador , de tipo nutritivo o de tipo eliminador . En estas tres distribuciones, los metales traza tienen diferentes tiempos de residencia y los microorganismos planctónicos los utilizan en distintos grados . 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 en los océanos de alrededor de 8 x 10 5 años y generalmente está presente como 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 necesaria como cofactor metálico para las enzimas del fitoplancton marino es insignificante. [42]
Los metales traza con distribuciones de tipo nutritivo están fuertemente asociados con los ciclos internos de la materia orgánica particulada, especialmente la asimilación por el plancton. Las concentraciones disueltas más bajas de estos metales se encuentran en la superficie del océano, donde son asimilados por el plancton. A medida que se produce la disolución y descomposición a mayores profundidades, aumentan las concentraciones de estos metales traza. Los tiempos de residencia de estos metales, como el zinc, son de varios miles a cien mil años. Finalmente, un ejemplo de metal traza de tipo eliminado es el aluminio , que tiene fuertes interacciones con las partículas, así como un corto tiempo de residencia en el océano. Los tiempos de residencia de los metales traza de tipo recuperado son de alrededor de 100 a 1000 años. Las concentraciones de estos metales son más altas alrededor de los sedimentos del fondo, los respiraderos hidrotermales y los ríos. Para el aluminio, el polvo atmosférico constituye la mayor fuente de aportes externos al océano. [42]
El hierro y el cobre muestran distribuciones híbridas en el océano. Están influenciados por el reciclaje y la recolección intensa de basura. El hierro es un nutriente limitante en vastas áreas de los océanos y se encuentra en gran abundancia junto con el manganeso cerca de los respiraderos hidrotermales. Aquí se encuentran muchos precipitados de hierro, principalmente en forma de sulfuros de hierro y compuestos de oxihidróxido de hierro oxidados. Las concentraciones de hierro cerca de los respiraderos hidrotermales pueden ser hasta un millón de veces las concentraciones que se encuentran en el océano abierto. [42]
Utilizando técnicas electroquímicas, es posible demostrar que los trazas de metales bioactivos (zinc, cobalto, cadmio, hierro y cobre) están unidos por ligandos orgánicos en la superficie del agua de mar. Estos complejos de ligandos sirven para reducir la biodisponibilidad de trazas de metales en el océano. Por ejemplo, el cobre, que puede ser tóxico para el fitoplancton y las bacterias de mar abierto, puede formar complejos orgánicos. La formación de estos complejos reduce las concentraciones de complejos inorgánicos de cobre biodisponibles 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 existe ninguna ventaja en aumentar la unión orgánica del Zn 2+ . En regiones ricas en nutrientes y bajas en clorofila , el hierro es el nutriente limitante, siendo la especie dominante los fuertes complejos orgánicos de Fe (III). [42]
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