Geoquímica

La geoquímica es la ciencia que utiliza las herramientas y los principios de la química para explicar los mecanismos detrás de los principales sistemas geológicos, como la corteza terrestre y sus océanos. El ámbito de la geoquímica se extiende más allá de la Tierra, abarca todo el Sistema Solar 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 el basalto. Es un campo integrado de la química y la geología.

Historia

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

La geoquímica surgió como una disciplina separada después de que se establecieran los principales 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 los elementos generalmente disminuyen en abundancia a medida que aumentan sus pesos atómicos, y resumió el trabajo sobre la abundancia elemental en Los datos de la geoquímica.

La composición de los meteoritos se investigó y comparó con 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. 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.

A principios del siglo XX, Max von Laue y William L. Bragg demostraron que la dispersión de rayos X podía usarse 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].

La investigación de Manfred Schidlowski desde la década de 1960 hasta alrededor del año 2002 se ocupó de la bioquímica de la Tierra primitiva con un enfoque en la biogeoquímica de isótopos y la evidencia de los primeros procesos de vida en el Precámbrico.

Subcampos

Algunos subcampos de la geoquímica son:

• 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 las interacciones atmosféricas-terrestres-acuáticas.
• La biogeoquímica es el campo de estudio que se centra en el efecto de la vida en la química de la Tierra.
• La cosmoquímica incluye el análisis de la distribución de los elementos y sus isótopos en el cosmos.
• La geoquímica de isótopos 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.
• Geoquímica orgánica, el estudio del papel de los procesos y compuestos que se derivan de organismos vivos o que alguna vez vivieron.
• 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 terrestre.
• La geoquímica regional incluye aplicaciones a estudios ambientales, hidrológicos y de exploración minera.

Elementos químicos

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 de masa, 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 dado se identifica con una letra para el elemento precedida por un superíndice para el número de masa. Por ejemplo, dos isótopos comunes de cloro son Cl ycl. Hay alrededor de 1700 combinaciones conocidas de Z y N, de las cuales solo alrededor de 260 son estables. Sin embargo, la mayoría de los isótopos inestables no se encuentran en la naturaleza. En geoquímica, los isótopos estables se usan para rastrear rutas y reacciones químicas, mientras que los isótopos radiactivos se usan principalmente para fechar muestras.

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). Estos arreglos se reflejan en la posición de los elementos en la tabla periódica. Según su posición, los elementos se clasifican en los amplios grupos de metales alcalinos, metales alcalinotérreos, metales de transición, semimetales (también conocidos como metaloides), halógenos, gases nobles, lantánidos y actínidos.

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.

Diferenciación y mezcla

La composición química de la Tierra y de otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: la diferenciación y la mezcla. En el manto de la Tierra, la diferenciación ocurre en las dorsales oceánicas a través del derretimiento parcial, quedando más materiales refractarios en la base de la litosfera mientras que el resto asciende para formar basalto. Después de que una placa oceánica desciende al manto, la convección eventualmente 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) 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 pueden mezclar los materiales nuevamente.

Fraccionamiento

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. 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 capas y cortezas ricas en silicatos. En el manto de la Tierra, la principal fuente de diferenciación química es el derretimiento parcial, particularmente cerca de las dorsales oceánicas. 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 discontinuo.fusión 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 elimina continuamente.

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 dependencia isotópica pequeña, con isótopos más pesados ​​que 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. 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.

Las proporciones entre isótopos generalmente se comparan con un estándar. Por ejemplo, el azufre tiene cuatro isótopos estables, de los cuales los dos más comunes son S y S. La relación de sus concentraciones, R = S/ S, se reporta como{displaystyle delta {}^{34}mathrm {S} =1000left({frac {R}{R_{mathrm {s} }}}-1right),}

donde R _s es la misma relación para un estándar. Debido a que las diferencias son pequeñas, la relación se multiplica por 1000 para convertirla en partes por mil (denominadas partes por mil). Esto se representa con el símbolo ‰.

Equilibrio

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 ser representado por el factor{displaystyle a_{mathrm {AB} }={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 O y 1,084 para H. En general, el fraccionamiento es mayor a temperaturas más bajas. A 0 °C, los factores son 1,0117 y 1,111.

Cinético

Cuando no hay equilibrio entre fases o compuestos químicos, puede ocurrir el 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 si 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 de enlace. Dado que los isótopos más ligeros generalmente tienen enlaces más débiles, tienden a reaccionar más rápido y enriquecen los productos de reacción.

El fraccionamiento biológico es una forma de fraccionamiento cinético ya que las reacciones tienden a ser en una dirección. Los organismos biológicos prefieren los isótopos más ligeros porque hay un menor costo de energía al romper los enlaces de energía. Además de los factores mencionados anteriormente, el medio ambiente y la especie del organismo pueden tener un gran efecto en el fraccionamiento.

Ciclos

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. La comprensión de estos cambios 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, los geoquímicos promedian la concentración en regiones de la Tierra llamadas depósitos geoquímicos.. La elección del depósito depende del problema; por ejemplo, el océano puede ser un solo reservorio o estar dividido en múltiples reservorios. En un tipo de modelo llamado modelo de caja, un yacimiento está representado por una caja con entradas y salidas.

Los modelos geoquímicos generalmente involucran 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 extrae del océano mediante la formación de evaporitas y, dada una tasa constante de evaporación en las cuencas de evaporitas, la tasa de extracción 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

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

( 1 )

Esto expresa el hecho de que cualquier cambio en la masa debe equilibrarse con cambios en la entrada o salida. En una escala de tiempo de t = 1/k, el sistema se aproxima a un estado estacionario en el que C = a / k. El tiempo de residencia se define como{displaystyle tau_{mathrm {res} }=C^{text{constante}}/I=C^{text{constante}}/O,}

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

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 estacionario. Si un forzamiento externo perturba el sistema, volverá al estado estacionario en una escala de tiempo de 1/ k.

Abundancia de elementos

Sistema solar

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 de la 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 solar. Con mucho, los dos elementos más grandes por fracción de la masa total son el hidrógeno (74,9 %) y el helio (23,8 %), y todos los elementos restantes contribuyen solo con el 1,3 %.Existe una tendencia general de disminución exponencial en la abundancia con el aumento del 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 manera anómala.

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.

Meteoritos

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. Las condritas son indiferenciadas y tienen inclusiones minerales redondas llamadas cóndrulos. Con edades de 4.560 millones de años, datan del sistema solar primitivo. Un tipo particular, la condrita CI, tiene una composición que se parece 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.Debido a este último grupo, las condritas CI se consideran una mejor combinación para la composición del Sistema Solar primitivo. 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 (solo se han recuperado cinco en la Tierra).

Planetas gigantes

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 en gigantes gaseosos (Júpiter y Saturno) y gigantes de hielo (Urano y Neptuno) que tienen grandes núcleos helados.

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, lo que permitió la identificación de una colección mucho mayor de moléculas, como etano, acetileno, agua y monóxido de carbono. 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 usar para detectar vibraciones de moléculas, que están en el rango de frecuencia infrarroja. Esto restringe la abundancia de los elementos H, C y N. Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH₃ ) y germanio en germano (GeH ₄ ).

El átomo de helio tiene vibraciones en el rango ultravioleta, que es fuertemente absorbido por las atmósferas de los planetas exteriores y de la Tierra. Por lo tanto, a pesar de su abundancia, el helio solo se detectó una vez que las naves espaciales se enviaron a los planetas exteriores, y luego solo indirectamente a través de la absorción inducida por la colisión en las moléculas de hidrógeno. Se obtuvo más información sobre Júpiter de la sonda Galileo cuando se envió a la atmósfera en 1995; y la misión final de la sonda Cassini en 2017 fue ingresar a la atmósfera de Saturno.En la atmósfera de Júpiter, se encontró que el He se empobrecía por un factor de 2 en comparación con la composición solar y el 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 se agotó, pero esto se atribuyó a la región inusualmente seca que muestreó Galileo).

Los métodos espectroscópicos solo penetran en las atmósferas de Júpiter y Saturno a profundidades donde la presión es aproximadamente igual a 1 bar, aproximadamente la presión atmosférica de la Tierra al nivel del mar. La sonda Galileo penetró a 22 bares. 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. 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.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.

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 alrededor de 300 masas terrestres en Júpiter a 75 en Saturno y solo unas pocas en Urano y Neptuno. Así, mientras que los gigantes gaseosos se componen principalmente de hidrógeno y helio, los gigantes de hielo se componen 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 gran parte de cada planeta es probablemente un océano de hidrógeno que se superpone a uno de los compuestos más pesados.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.

Planetas terrestres

Se cree que los planetas terrestres proceden del mismo material nebular que los planetas gigantes, pero han perdido la mayoría de los elementos más ligeros y tienen historias diferentes. Se puede esperar que los planetas más cercanos al Sol tengan una fracción más alta de elementos refractarios, pero si sus últimas etapas de formación involucraron colisiones de objetos grandes con órbitas que muestrearon diferentes partes del Sistema Solar, podría haber poca dependencia sistemática de la posición.

La información directa sobre Marte, Venus y Mercurio proviene en gran parte de las misiones de las naves espaciales. Usando espectrómetros de rayos gamma, la composición de la corteza de Marte ha sido medida por el orbitador Mars Odyssey, la corteza de Venus por algunas de las misiones Venera a Venus y la corteza de Mercurio por la nave espacial MESSENGER. La información adicional sobre Marte proviene de los meteoritos que aterrizaron en la Tierra (los shergottitas, nakhlitas y chassignitas, conocidos colectivamente como meteoritos SNC). 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.

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 materiales ricos en elementos refractarios como Ca y Al. A estos les siguen el níquel y el hierro, luego los silicatos de magnesio. Por debajo de unos 700 kelvins (700 K), FeS y metales y silicatos ricos en volátiles forman un cuarto grupo, y en el quinto grupo FeO entran los silicatos de magnesio. Las composiciones de los planetas y la Luna son condríticas, lo que significa que dentro de cada grupo las proporciones entre los elementos son las mismas que en las condritas carbonáceas.

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 las composiciones de los sólidos estaban determinadas 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 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.

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.En otro modelo, las abundancias de los cinco grupos de fraccionamiento se estiman utilizando un elemento de 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. Usando modelos térmicos y sísmicos junto con el flujo de calor y la densidad, el Fe puede limitarse a un 10 por ciento en la Tierra, Venus y Mercurio. U puede estar limitado dentro de un 30% en la Tierra, pero su abundancia en otros planetas se basa en "suposiciones informadas". Una dificultad con este modelo es que puede haber errores significativos en su predicción de la abundancia de volátiles porque algunos volátiles solo están parcialmente condensados.

La corteza terrestre

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 muy inferior al 1%. Para 1911, FW Clarke había calculado que un poco más del 47% de la corteza terrestre se compone de oxígeno. Ocurre 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). El 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 análisis de 1672 de numerosos tipos de rocas, Clarke llegó a la siguiente composición porcentual promedio de la corteza terrestre: SiO ₂ = 59,71,₂ 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 O5 =0,22, (total 99,22%) _. Todos los demás componentes se encuentran solo en cantidades muy pequeñas, generalmente mucho menos del 1%.

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 tomar 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 apatito. 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 silicatos ferromagnesianos complejos de los cuales los piroxenos, anfíboles y biotitas son los principales. Cualquier exceso de sílice por encima de lo que se requiere para neutralizar las bases se separará como cuarzo; el exceso de alúmina cristaliza como corindón. Éstas deben considerarse sólo como tendencias generales.

Constitución mineral

Excepto en rocas ígneas ácidas o silíceas que contienen más del 66% de sílice, conocidas como rocas félsicas, el cuarzo no es abundante en las rocas ígneas. En las rocas básicas (que contienen un 20% de sílice o menos) es raro que contengan tanto silicio, por lo que se denominan rocas máficas. Si el magnesio y el hierro están por encima del promedio mientras que el sílice está bajo, se puede esperar olivino; donde el sílice está presente en mayor cantidad que los minerales ferromagnesianos, como augita, hornblenda, enstatita o 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 ocurre con el cuarzo libre. Asimismo, la nefelina se encuentra generalmente en rocas con mucha sosa y comparativamente poca sílice. Con altos niveles de álcali, pueden estar presentes piroxenos y anfíboles que contienen soda. Cuanto menor sea el porcentaje de sílice y álcali'

La corteza terrestre está compuesta en un 90% por minerales silicatados 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. Solo el 8% de la Tierra está compuesta de minerales no silicatados como carbonatos, óxidos y sulfuros.

El otro factor determinante, a saber, las condiciones físicas que acompañan a la consolidación, juega, en conjunto, un papel menor, pero no despreciable. Ciertos minerales están prácticamente confinados a rocas intrusivas profundas, por ejemplo, microclina, moscovita, dialaje. La leucita es muy rara en las masas plutónicas; muchos minerales tienen peculiaridades especiales en carácter microscópico según cristalicen 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 solo hornblenda, tiene la misma composición que algunas de las camptonitas de la misma localidad que contienen feldespato y hornblenda de una variedad diferente. En esta conexión, podemos repetir lo dicho anteriormente sobre la corrosión de los minerales porfídicos en las rocas ígneas. En riolitas y traquitas, se pueden encontrar cristales primitivos de hornblenda y biotita en gran número 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 a niveles más altos. En la masa del suelo de estas rocas, la augita está casi universalmente presente. Pero los representantes plutónicos del mismo magma, granito y sienita, contienen biotita y hornblenda mucho más comúnmente que augita. La hornblenda y la biotita se mantuvieron estables bajo las presiones y otras condiciones debajo de la superficie, pero inestables a niveles más altos. En la masa del suelo de estas rocas, la augita está casi universalmente presente. Pero los representantes plutónicos del mismo magma, granito y sienita, contienen biotita y hornblenda mucho más comúnmente que augita. La hornblenda y la biotita se mantuvieron estables bajo las presiones y otras condiciones debajo de la superficie, pero inestables a niveles más altos. En la masa del suelo de estas rocas, la augita está casi universalmente presente. Pero los representantes plutónicos del mismo magma, granito y sienita, contienen biotita y hornblenda mucho más comúnmente que augita.

Rocas ígneas félsicas, intermedias y máficas

Aquellas rocas que contienen la mayor cantidad de sílice, y al cristalizar producen cuarzo libre, forman un grupo generalmente designado como rocas "félsicas". De nuevo, 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 estos contiene un porcentaje muy alto de álcalis, especialmente sosa, y en consecuencia tiene minerales como la nefelina y la leucita que no son comunes en otras rocas. A menudo se separa de los demás como rocas "alcalinas" o "sodas", y hay una serie correspondiente de rocas máficas. Por último, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato ha sido denominado "ultramáfico". rocas Tienen porcentajes muy bajos de sílice pero mucho hierro y magnesia.

Excepto estas últimas, prácticamente todas las rocas contienen feldespatos o minerales feldespatoides. En las rocas ácidas, los feldespatos comunes son la ortoclasa, la pertita, la microclina y la oligoclasa, todos con mucho sílice y álcalis. En las rocas máficas predominan la labradorita, la anortita y la bytownita, ricas en cal y pobres en sílice, potasa y sosa. La augita es la ferromagnesiana más común en las rocas máficas, pero la biotita y la hornblenda son, en general, más frecuentes en las rocas félsicas.

Las rocas que contienen leucita o nefelina, ya sea en sustitución total o parcial del feldespato, 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 se desarrollan muchos minerales en estas rocas "alcalinas" que son poco comunes en otros lugares, es conveniente en una clasificación puramente formal como la que se describe aquí para tratar todo el conjunto como una serie distinta.

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. Se admite que es artificial, pero ha crecido con el crecimiento de la ciencia y todavía se adopta como base sobre la que se erigen subdivisiones más diminutas. Las subdivisiones no tienen el mismo valor. Las sienitas, por ejemplo, y las peridotitas, son mucho menos importantes que los granitos, dioritas y gabros. Además, las andesitas efusivas no siempre corresponden a las dioritas plutónicas sino en parte también a los gabros. Como los diferentes tipos de roca, considerados como agregados de minerales, pasan gradualmente unos de otros, los tipos de transición son muy comunes y, a menudo, son tan importantes que reciben nombres especiales.

Rastros de metales en el océano

Los metales traza forman fácilmente complejos con los iones principales en el océano, incluidos hidróxido, carbonato y cloruro, y su especiación química cambia dependiendo de si el entorno se oxida o se reduce. Benjamin (2002) define los complejos de metales con más de un tipo de ligando, además del agua, como complejos mixtos de ligandos. 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. Con una formación de complejos más fuerte, se observa una menor actividad del ion de metal 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.

Las concentraciones de los metales traza cadmio, cobre, molibdeno, manganeso, renio, uranio y vanadio en los sedimentos registran la historia redox de los océanos. Dentro de los ambientes acuáticos, el cadmio (II) puede estar en forma de CdCl _(aq) en aguas óxicas o CdS(s) en un ambiente reducido. Por lo tanto, las concentraciones más altas de Cd en los sedimentos marinos pueden indicar condiciones de bajo potencial redox en el pasado. Para el cobre (II), una forma frecuente es CuCl (aq) en ambientes óxicos y CuS(s) y Cu ₂ S en ambientes reducidos. El entorno reducido del agua de mar conduce a dos posibles estados de oxidación del cobre, Cu(I) y Cu(II). El molibdeno está presente como estado de oxidación Mo(VI) como MoO _{4 (aq)}en ambientes óxicos. Mo(V) y Mo(IV) están presentes en ambientes reducidos en las formas MoO _{2 (aq)} y MoS _2(s). El renio está presente como 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 se encuentra en estado de oxidación VI en UO ₂ (CO ₃ ) ₃ (aq) y se encuentra en forma reducida UO ₂ (s). El vanadio se encuentra en varias formas en el estado de oxidación V(V); HVO4 y H2VO4. _{_ _ _} Sus formas reducidas pueden incluir VO ₂, VO(OH) ₃ y V(OH)₃. Este dominio relativo 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 conservativo, de tipo nutritivo o de tipo barrido. En estas tres distribuciones, los metales traza tienen diferentes tiempos de residencia y los microorganismos planctónicos los utilizan en mayor o menor medida. Los metales traza con distribuciones de tipo conservador tienen concentraciones altas 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 años y generalmente está presente como anión molibdato (MoO ₄). 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.

Los metales traza con distribuciones de tipo de nutrientes están fuertemente asociados con los ciclos internos de la materia orgánica particulada, especialmente la asimilación por parte del 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 la disolución y la descomposición ocurren 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 un metal traza de tipo depurado es el aluminio, que tiene fuertes interacciones con las partículas, así como también un corto tiempo de residencia en el océano. Los tiempos de residencia de los metales traza de tipo barrido son de alrededor de 100 a 1000 años. Las concentraciones de estos metales son más altas alrededor de los sedimentos del fondo, fuentes hidrotermales y ríos. para aluminio,

El hierro y el cobre muestran distribuciones híbridas en el océano. Están influenciados por el reciclaje y la recolección intensa. 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 oxidado. 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.

Usando técnicas electroquímicas, es posible demostrar que los metales traza 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 metales traza en el 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. En las regiones ricas en nutrientes y bajas en clorofila, el hierro es el nutriente limitante, siendo las especies dominantes los complejos orgánicos fuertes de Fe(III).