Geoquímica
Los principales elementos químicos en función de su abundancia, denominados también como «elementos mayoritarios» en una escala de mayor a menor, son: oxígeno, silicio, aluminio, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio.
El químico jefe del USGS, Frank Wigglesworth Clarke, notó que los elementos generalmente disminuyen en abundancia a medida que aumentan sus pesos atómicos, y resumió el trabajo sobre la abundancia de los elementos en The Data of Geochemistry [Los datos de geoquímica].
En 1901, Oliver C. Farrington planteó la hipótesis de que, aunque existían diferencias, las abundancias relativas aún deberían ser las mismas.
Un isótopo dado se identifica con el símbolo del elemento precedido por un superíndice con el número de masa.
Después de que una placa oceánica descienda en el manto, la convección finalmente mezclará las dos partes.
Por ejemplo, el azufre tiene cuatro isótopos estables, de los cuales los dos más comunes son 32S y 34S.
Debido a que las diferencias son pequeñas, la proporción se multiplica por 1000 para hacerla partes por mil.
Además de los factores mencionados anteriormente, el medio ambiente y las especies del organismo pueden tener un gran efecto en el fraccionamiento.
[4]: 316–317 Los meteoritos vienen en una variedad de composiciones, pero el análisis químico puede determinar si una vez estuvieron en planetesimales que se fundieron o diferenciaron.
[21]: 45 Las condritas no están diferenciadas y tienen inclusiones redondas de minerales llamadas condrulos.
[4]: 318 [21] Debido a este último grupo, las condritas CI se consideran una mejor combinación para la composición del sistema solar temprano.
Desde la década de 1930, se sabía que Júpiter contenía hidrógeno, metano y amoniaco.
Los primeros en condensar son los materiales ricos en elementos refractarios como el Ca y el Al.
A estos le siguen el níquel y el hierro, luego los silicatos de magnesio.
[34][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 es generalmente mucho menor del 1%.
Si el magnesio y el hierro están por encima de la media, mientras que la sílice es baja, puede esperarse olivino; cuando la sílice está presente en mayor cantidad sobre los minerales ferro-magnésicos, en lugar del olivino ocurren otros como la augita, hornblenda, enstatita o biotita.
La nefelina, igualmente, se encuentra generalmente en rocas con mucha soda y comparativamente poca sílice.
Ciertos minerales están prácticamente confinados a rocas intrusivas profundas, por ejemplo, microclina, moscovita, diallage.
La leucita es muy rara en masas plutónicas; muchos minerales tienen peculiaridades especiales en su carácter microscópico según si cristalizaron en profundidad o cerca de la superficie, por ejemplo, hiperesteno, ortoclasa, cuarzo.
En la masa del suelo de estas rocas, el augito está casi universalmente presente.
Finalmente, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato se ha llamado rocas «ultramáficas».
Excepto estas últimas, prácticamente todas las rocas contienen feldespatos o minerales feldespatoides.
Cualquier distinción química entre los diferentes grupos, aunque implícita, se relega a una posición subordinada.
[38] Con una mayor formación de complejos, se observa una menor actividad del ion metálico libre.
El renio está presente como el estado de oxidación Re (VII) como ReO4− en condiciones óxicas, pero se reduce a Re (IV) que puede formar ReO2 o ReS2 El uranio está en el estado de oxidación VI en UUO2(CO3)34−(aq) y se encuentra en la forma reducida UO2(s).
El molibdeno interactúa débilmente con las partículas y muestra un perfil vertical casi uniforme en el océano.
Las concentraciones más bajas disueltas de estos metales se encuentran en la superficie del océano, donde son asimilados por el plancton.
Para el aluminio, el polvo atmosférico proporciona la mayor fuente de entradas externas al océano.
[39] Usando técnicas electroquímicas, es posible mostrar que los metales traza bioactivos (zinc, cobalto, cadmio, hierro y cobre) están unidos por ligandos orgánicos en la superficie del agua de mar.
Por ejemplo, el cobre, que puede ser tóxico para el fitoplancton y las bacterias del océano abierto, puede formar complejos orgánicos.
