Sucesión de hongos en estiércol de vaca experimento
Mapa pH océanos XVIII-XX
1. Mapa del cambio estimado del pH
superficial de los océanos desde el
siglo XVIII al siglo XX
Geoquímica
La geoquímica es la ciencia —una especialidad de las ciencias de
la Tierra— que utiliza las herramientas y los principios de la
química y de la geología para explicar los mecanismos detrás de los
principales sistemas geológicos como la corteza terrestre y sus
océanos.1
:1 El reino de la geoquímica se ha extendido más allá de
la Tierra, abarcando todo el sistema solar2 y ha hecho importantes
contribuciones a la comprensión de una serie de procesos que
incluyen la convección del manto, la formación de planetas y los
orígenes del granito y del basalto.1
:1
Estudia la composición y dinámica de los elementos químicos en la
Tierra, determinando su abundancia absoluta y relativa y su
distribución. También estudia la migración de esos elementos entre
las diferentes geósferas —litósfera, hidrósfera, atmósfera y biósfera— utilizando como principales
evidencias las transformaciones de las rocas y de los minerales que componen la corteza terrestre, con el
propósito de establecer leyes sobre las que se base su distribución.
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.
Historia
Subcampos
Áreas de investigación
Elementos químicos
Diferenciación y mezcla
Fraccionamiento
Equilibrio
Cinética
Ciclos
Abundancia de los elementos
Sistema solar
Meteoritos
Planetas gigantes
Planetas terrestres
Corteza de la Tierra
Constitución mineral
Rocas ígneas félsicas, intermedias y máficas
Metales traza en el océano
Índice
2. Victor Goldschmidt (1909)
Véase también
Notas
Referencias
Bibliografía
Enlaces externos
El término «geoquímica» fue utilizado por primera vez por el
químico suizo-alemán Christian Friedrich Schönbein en 1838:
(...) se debe lanzar una geoquímica comparativa, antes de
que la geoquímica se convierta en geología, y antes de que
se revele el misterio de la génesis de nuestros planetas y su
materia inorgánica.
(...) a comparative geochemistry ought to be launched,
before geochemistry can become geology, and before the
mystery of the genesis of our planets and their inorganic
matter may be revealed.
Christian Friedrich Schönbein3
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 establecieran algunos laboratorios importantes,
empezando con el del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) en 1884, y eso comenzó los
estudios sistemáticos de la química de las rocas y de los minerales. 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].3
4
:2
La composición de los meteoritos se investigó y se comparó con las rocas terrestres ya desde 1850. En
1901, Oliver C. Farrington planteó la hipótesis de que, aunque existían diferencias, las abundancias
relativas aún deberían ser las mismas.3 Este fue el comienzo del campo de la cosmoquímica y ha
contribuido mucho a lo que se sabe sobre la formación de la Tierra y del Sistema Solar.5
A principios del siglo XX, Max von Laue y William Lawrence 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 en la Universidad de Oslo aplicaron estos métodos a muchos de los 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 elementos].4
:2 6
La geoquímica como disciplina formal incluye mucha de la historia de la química y de la geología, pero
como ciencia que explica la historia elemental en el planeta Tierra, únicamente pudo formarse una vez que
se hizo real la noción de elemento químico, cuando se «comprendió» la construcción atómica y la
configuración electrónica. Por ello son importantes para esta disciplina algunos logros anteriores a su
existencia:
Historia
3. ~ 500 a. C.: Demócrito (griego) formuló el concepto del átomo como partícula elemental.
371 a. C.-286 a. C.: Teofrasto (griego), fundador de la mineralogía y estudios de rocas y
suelos.
año 79 Plinio el Viejo (romano): trabajó con datos exactos de diferentes minerales y murió
durante una erupción del Vesubio.
~ siglo X Lucas-Ben Serapion: escribió «El libro de las piedras» (...piedras que huyen unas
de otras, piedras a las cuales otras alteran...)
975-1037: Avicena escribió un tratado sobre minerales estableciendo una clasificación: 1)
piedras y tierras; 2) Compuestos combustibles sulfurosos; 3) Sales; 4) Metales.
975-1048: Al-Biruni (árabe), compiló datos sobre minerales preciosos.
1212-1224: Roger Bacon (inglés) redactó los primeros tratados sobre alquimia.
1490-1555: Georg Bauer (sajón, alias Agrícola), estableció el mineral como una entidad
química.
1711-1765: Mijaíl Lomonósov (ruso), escribió el primer tratado sobre "geoquímica" aunque
no utilizó este nombre; en el libro hablaba de la constitución de las capas de la tierra y del
origen de los minerales, de la «peregrinación» de los metales de un lugar a otro. En 1752
dictó el primer curso de química-física. Planteó una nueva metodología de estudio para los
sistemas naturales.
1711-1765: Jöns Jacob Berzelius (sueco) realizó los primeros análisis químicos de
minerales silicatados.
Algunos subcampos de geoquímica son:7
geoquímica acuosa, que estudia el papel de varios elementos en las cuencas hidrográficas,
incluidos el cobre, el azufre, el mercurio y la forma en que se intercambian los flujos
elementales a través de las interacciones atmosférica-terrestre-acuática.8
biogeoquímica, que es el campo de estudio que se centra en el efecto de la vida en la
química de la tierra.9
:3
cosmoquímica, que incluye el análisis de la distribución de los elementos y de sus isótopos
en el cosmos.2
:1
geoquímica de isótopos, que implica la determinación de las concentraciones relativas y
absolutas de los elementos y de sus isótopos en la Tierra y en la superficie de la tierra.10
geoquímica orgánica, que es el estudio del papel de los procesos y de los compuestos que
se derivan de organismos vivos o antiguos.11
fotogeoquímica, que es el estudio de las reacciones químicas inducidas por la luz que
ocurren o pueden ocurrir entre los componentes naturales de la superficie de la tierra.12
geoquímica regional, que incluye aplicaciones a los estudios ambientales, hidrológicos y de
exploración minera.13
Prospección geoquímica
Geoquímica de reservorio
Geoquímica de elementos traza
Geoquímica de isótopos. Está dedicada al estudio de la variación de la composición
isotópica en materiales naturales. Las líneas de investigación en esta área son las
Subcampos
Áreas de investigación
4. siguientes:
Geoquímica isotópica en la datación radiométrica de minerales y rocas.
Geoquímica de isótopos estables.
Geoquímica ambiental: se dedica al estudio de la distribución de elementos químicos y de
compuestos inorgánicos y orgánicos naturales y artificiales potencialmente nocivos en el
ciclo exógeno, sus transformaciones en ambientes naturales. Los procesos que regulan su
comportamiento y sus posibles cambios como consecuencia de la influencia antropogénica.
Las líneas de investigación en esta área son:
Geoquímica de contaminación hídrica|contaminación de aguas.
Geoquímica de contaminación del suelo y sedimentos.
Geoquímica de contaminación atmosférica.
Geoquímica forense.
Los bloques de construcción de los materiales son los elementos químicos. Estos pueden identificarse 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 números es el número de masa, que es
aproximadamente igual a la masa atómica. Los átomos con el mismo número atómico pero diferentes
números de neutrones se denominan isótopos. Un isótopo dado se identifica con el símbolo del elemento
precedido por un superíndice con el número de masa. Por ejemplo, dos isótopos comunes del cloro son
35Cl y 37Cl. Hay alrededor de 1700 combinaciones conocidas de Z y N, de las cuales solo 260 son
estables. Sin embargo, la mayoría de los isótopos inestables no ocurren en la naturaleza. En geoquímica, los
isótopos estables se utilizan para rastrear vías y reacciones químicas, mientras que los isótopos se usan
principalmente para datar 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, en particular de los electrones más
externos (valencia). Estas disposiciones se reflejan en la posición de los elementos en la tabla
periódica.4
:13-17 En función de la posición, los elementos se dividen 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 emplaza los
elementos en cuatro grupos principales:
litófilos, que se combinan fácilmente con el oxígeno. Estos elementos, que incluyen Na, K,
Si, Al, Ti, Mg y Ca, dominan la corteza terrestre, formando silicatos y otros óxidos.
siderófilos, que se combinan fácilmente con el hierro (Fe, Co, Ni, Pt, Re, Os) y tienden a
concentrarse en el núcleo.
calcófilos, que se combinan fácilmente con el cobre (Cu, Ag, Zn, Pb, S) y forman sulfuros;
atmófilos, que se combinan fácilmente con el oxígeno (O, N, H y gases nobles) y dominan la
atmósfera.
Dentro de cada grupo, algunos elementos son refractarios, permanecen estables a altas temperaturas,
mientras que otros son volátiles, evaporandose más fácilmente, por lo que el calentamiento puede
separarlos.1
:17 4
:23
Elementos químicos
5. 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 se produce en las dorsales
mediooceánicas a través de la fusión parcial, con más materiales refractarios que permanecen en la base de
la litosfera mientras que el resto se eleva para formar basalto. Después de que una placa oceánica descienda
en el manto, la convección finalmente mezclará las dos partes. La erosión diferenciará 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 anatexia (fusión parcial de las rocas de la corteza) pueden
volver a mezclar esos elementos. En el océano, los organismos biológicos pueden causar una 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
radioactividad.1
:2-3
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
mantos y cortezas ricos en silicatos.14
:218 En el manto de la Tierra, la principal fuente de diferenciación
química es la fusión parcial, particularmente cerca de las cordilleras del océano medio.15
: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 elimina la masa fundida, y «fusión fraccional o de
Rayleigh» si se elimina continuamente.16
El fraccionamiento isotópico puede tener formas dependientes de la masa e independientes de la masa. Las
moléculas con isótopos más pesados tienen energías del punto cero 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 las 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.17 El
fraccionamiento dependiente de la masa es mayor en los elementos ligeros debido a que la diferencia en las
masas es una fracción mayor de la masa total.18
:47
Las proporciones entre isótopos se comparan generalmente con un estándar. Por ejemplo, el azufre tiene
cuatro isótopos estables, de los cuales los dos más comunes son 32S y 34S.18
:98 La proporción de sus
concentraciones, R=34S/32S, se reporta como
donde Rs es la misma relación para un estándar. Debido a que las diferencias son pequeñas, la proporción
se multiplica por 1000 para hacerla partes por mil. Esto está representado por el símbolo ‰.17
:55
Diferenciación y mezcla
Fraccionamiento
Equilibrio
6. El equilibrio de fraccionamiento 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 para el agua, al-v a 20 °C es de 1,0098 para el 18O y de 1,084 para el
2H. En general, el fraccionamiento es mayor a temperaturas más bajas. A 0 °C, los factores son 1,0117 y
1,111.17
:59
Cuando no hay equilibrio entre fases o compuestos químicos, puede ocurrir un fraccionamiento cinético.
Por ejemplo, en las interfases entre el agua líquida y el aire, la reacción hacia adelante se mejora si la
humedad del aire es inferior al 100% o el viento mueve el vapor de agua. El fraccionamiento cinético
generalmente se mejora en comparación con el fraccionamiento de equilibrio, y depende de factores como
la velocidad de reacción, la ruta de la reacción y de 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 la
reacción.17
:60
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 las especies del organismo pueden tener un gran efecto en el fraccionamiento.17
:70
Véase también: Modelo climático#modelos de caja
Los elementos químicos , mediante una variedad de procesos físicos y químicos, cambian en concentración
y se mueven en lo que se conoce como «ciclos geoquímicos». La comprensión de estos cambios requiere
tanto de la observación detallada y de modelos teóricos. Cada compuesto, elemento o isótopo químico tiene
una concentración que es una función C(r,t) de la posición y el tiempo, pero que no es práctica para
modelar la variabilidad completa. En cambio, en un enfoque tomado de la ingeniería química, los
geoquímicos1
:81 promedian la concentración sobre regiones de la tierra llamados «depósitos geoquímicas»
(geochemical reservoirs). La elección del depósito depende del problema; por ejemplo, el océano puede ser
un único depósito o dividirse en múltiples depósitos.19 En un tipo de modelo llamado «modelo de caja»
(box model), un depósito está representada por una caja con entradas y salidas.1
:81 19
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 evaporita, la tasa de eliminación de la 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 materia es
Cinética
Ciclos
7. (1)
Abundancia de elementos del sistema
solar20
Esto expresa el hecho de que cualquier cambio en la masa debe ser equilibrado por 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
Cestable = 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 del estado
estable son iguales a a, por lo que τres = 1/k.19
Si las tasas de entrada y salida son funciones no lineales de C, todavía pueden estar muy equilibradas en
escalas de tiempo mucho mayores que el tiempo de residencia; de lo contrario, habría grandes fluctuaciones
en C. En ese caso, el sistema siempre está cerca de un estado estable y una expansión de orden más bajo
que el 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 de la entrada y salida dependen de C, lo que da como resultado una
retroalimentación que tiende a mantener el estado estable. Si un forzado externo perturba el sistema, volverá
al estado estable en una escala de tiempo de 1/k.19
La composición del sistema solar es similar a la de muchas
otras estrellas y, aparte de las pequeñas anomalías, se puede
suponer que se formó a partir de una nebulosa solar que tenía
una composición uniforme, y que la composición de la
fotosfera del Sol es similar a la del resto del sistema solar. La
composición de la fotosfera se determina ajustando las líneas
de absorción en su espectro electromagnético a los modelos de
la atmósfera del Sol.21 Con mucho, los dos elementos más
grandes por fracción de la masa total son el hidrógeno (74.9%)
y el helio (23.8%), aportando todos los elementos restantes
solo el 1.3%.22 Hay una tendencia general de disminución
exponencial de la abundancia relacionada con un número
atómico creciente, aunque los elementos con un número
atómico par son más comunes que sus vecinos con números
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.23
:284-285
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.4
:316-317
Abundancia de los elementos
Sistema solar
Meteoritos
8. Cortes que ilustran modelos de los
interiores de los planetas gigantes
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. Con edades de 4560 millones
de años, datan del sistema solar temprano. 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 de un grupo de elementos (Li, B, Be) que se destruyen por nucleosíntesis en el Sol.4
:318 21 Debido a
este 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 usan como fuente de la abundancia química, a pesar de su rareza (solo se han
recuperado cinco en la Tierra).21
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 el hidrógeno y el helio y tienen
densidades medias más bajas. Estos pueden subdividirse en los
gigantes gaseosos (Júpiter y Saturno) y los gigantes de hielo (Urano
y Neptuno) que tienen grandes núcleos de hielo.24
: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 amoniaco. 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 que incluyen etano, acetileno,
agua y monóxido de carbono.25
:138-139 Sin embargo, la espectroscopia basada en la Tierra se vuelve cada
vez más difícil con los 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 utilizar para detectar vibraciones de
moléculas, que se encuentran en el rango de frecuencia infrarroja. Esto restringe la abundancia de los
elementos H, C y N.25
:130 Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH3) y germanio en
gas germano (GeH4).25
:131
El átomo de helio tiene vibraciones en el rango ultravioleta, que es fuertemente absorbido por las
atmósferas de los planetas exteriores y por la Tierra. Por lo tanto, a pesar de su abundancia, el helio solo se
detectó cuando se enviaron naves espaciales a los planetas exteriores, y luego, solo indirectamente, a través
de la absorción inducida por colisión en las moléculas de hidrógeno.25
:209 Se obtuvo más información
sobre Júpiter con la sonda Galileo cuando fue enviada a la atmósfera en 1995;26
27 y la misión final de la
sonda Cassini en 2017 que fue entrar en la atmósfera de Saturno.28 En la atmósfera de Júpiter, se encontró
que el He estaba agotada 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 aumentaron con
factores de 2 a 4 (el oxígeno también se agotó, pero esto se atribuyó a la región inusualmente seca que
Galileo muestreó).27
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 a nivel
del mar.25
:131 La sonda Galileo penetró hasta los 22 bares.27 Esta es una pequeña fracción del planeta,
que se espera alcance presiones de más de 40 Mbar. Para restringir la composición en el interior, los
modelos termodinámicos se construyen utilizando información sobre la temperatura de los espectros de
Planetas gigantes
9. emisión infrarroja y de las ecuaciones de estado para las composiciones probables..25
:131 Los
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.25
:135-136 Las estimaciones
también dependen de los modelos para la formación de los planetas. La condensación de la nebulosa
presolar daría lugar a un planeta gaseoso con la misma composición que el Sol, pero los planetas también
podrían haberse formado cuando un núcleo sólido capturase gas nebuloso.25
:136
En los modelos actuales, los cuatro planetas gigantes tienen núcleos de roca y de hielo que son
aproximadamente del mismo tamaño, pero la proporción de hidrógeno y helio disminuye desde
aproximadamente 300 masas terrestres en Júpiter, a 75 en Saturno y solo unas pocas en Urano y
Neptuno.25
:220 Así, mientras que los gigantes gaseosos están compuestos principalmente de hidrógeno y
helio, los gigantes del 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 para que
el hidrógeno molecular sea líquido, por lo que gran parte de cada planeta es probablemente un océano de
hidrógeno que se encuentra sobre compuestos más pesados.29 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 situada por debajo del hidrógeno
metálico.25
:138
Se cree que los planetas terrestres provienen del mismo material nebular que los planetas gigantes, pero que
han perdido la mayoría de los elementos más ligeros y tienen diferentes historias. Se podría esperar que los
planetas más cercanos al Sol tuvieran una fracción más alta de elementos refractarios, pero si sus últimas
etapas de formación involucraron colisiones con objetos grandes con órbitas que muestreaban diferentes
partes del Sistema Solar, podría haber poca dependencia sistemática de la posición.30
:3-4
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,31 la corteza de Venus por algunas de las misiones Venera a Venus,30 y la
corteza de Mercurio por la nave espacial MESSENGER.32 Información adicional sobre Marte proviene de
meteoritos que han aterrizado en la Tierra (shergottitas, nakhlitas y chassignitas, colectivamente conocidos
como meteoritos SNC).33
:124 Las abaundancias también están limitadas por las masas de los planetas,
mientras que la distribución interna de los elementos está constreñida por sus momentos de inercia.4
:334
Los planetas condensados de la nebulosa solar, y muchos de los detalles de su composición, están
determinados por el fraccionamiento a medida que se enfrían. Las fases que se condensan se dividen en
cinco grupos. 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. Por debajo de 700 kelvins (700
K), los metales y silicatos ricos en volátiles forman un cuarto grupo, y en el quinto grupo de FeO entran los
silicatos de magnesio.34 Las composiciones de los planetas y de 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.4
:334
Las estimaciones de las composiciones planetarias dependen del modelo utilizado. En el modelo de
condensación de equilibrio, cada planeta se formó a partir de una zona de alimentación (feeding zone ) en
la que las composiciones de los sólidos quedaron determinadas por las temperaturas en esas zonas. Así,
Mercurio se formó a 1400 K, cuando el hierro permanece en una 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;
Planetas terrestres
10. la Tierra a 600 K, por lo que contiene FeS y silicatos; y Marte a 450 K, por lo que incorporó FeO en
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.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 las condritas C1.4
:337 En otro modelo, las
abundancias de los cinco grupos de fraccionamiento se estiman utilizando un elemento índice para cada
uno de los grupos. Para el grupo más refractario, se utiliza uranio; hierro para el segundo; las proporciones
de potasio y talio con el 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 restringirse
dentro del 10% en la Tierra, Venus y Mercurio. Se puede restringir el U dentro de aproximadamente el 30%
en la Tierra, pero su abundancia en otros planetas se basa en "conjeturas educadas" ("educated guesses").
Una dificultad con este modelo es que puede haber errores significativos en su predicción de abundancias
volátiles porque algunos volátiles solo están parcialmente condensados.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%. F. W. Clarke ha calculado que un poco más del 47% de la corteza terrestre está compuesta
de oxígeno. Se presenta principalmente en combinación como óxidos, de los que los principales son la
sílice, la alúmina, los óxidos de hierro y varios carbonatos (carbonato de calcio, carbonato de magnesio,
carbonato de sodio y carbonato de potasio). La sílice funciona principalmente como un 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 la siguiente composición
porcentual promedio de la corteza terrestre:
SiO2 =59.71 · Al2O3=15.41 · Fe2O3=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 constituyentes aparecen solo en cantidades muy pequeñas, generalmente mucho menores
del 1% .35
Estos óxidos se combinan de una manera casual. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio)
y la sosa (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 la 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 en forma de olivino o enstatita, o con alúmina y cal forman el complejo de
silicatos ferro-magnésicos, de los que 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. Estas deben considerarse solo como tendencias generales. Es
posible, según el análisis de la roca, decir aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero hay
numerosas excepciones a cualquier regla.35
Excepto en rocas ácidas o ígneas 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, y se conocen como rocas máficas. 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
Corteza de la Tierra
Constitución mineral
11. presente en mayor cantidad sobre los minerales ferro-magnésicos, en lugar del olivino ocurren otros como
la augita, hornblenda, enstatita o biotita. A menos que la potasa sea alta y la sílice relativamente baja, la
leucita no estará presente, ya que la leucita no se produce con el cuarzo libre. La nefelina, igualmente, se
encuentra generalmente en rocas con mucha soda y comparativamente poca sílice. Con álcalis altos, pueden
estar presentes piroxenos y anfíboles que contienen sosa. Cuanto menor es el porcentaje de sílice y de
álcalis, mayor es la prevalencia del feldespato plagioclasa como contraído con el feldespato de soda o
potasio.35
La corteza terrestre está compuesta de un 90% de 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 de arcilla (5%); los minerales de silicato restantes constituyen otro 3% de la
corteza terrestre. Solo el 8% de la Tierra está compuesta de minerales que no son silicatos, como
carbonatos, óxidos y sulfuros.36
El otro factor determinante, a saber, las condiciones físicas que acompañan a la consolidación, juega en
general una parte más pequeña, pero de ninguna manera es despreciable. 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. Hay algunos ejemplos 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 este sentido, se puede repetir
lo que se ha dicho anteriormente sobre la corrosión de los minerales porfiríticos en las rocas ígneas. En las
riolitas y traquitas, los cristales tempranos de hornblenda y biotita se pueden encontrar en grandes
cantidades 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 son inestables en niveles más
altos. En la masa del suelo de estas rocas, el augito está casi universalmente presente. Pero los
representantes plutónicos del mismo magma, granito y sienita contienen biotita y hornblenda mucho más
comúnmente que augita.35
Aquellas rocas que contienen la mayor cantidad de sílice, y al cristalizar dejan cuarzo libre, forman un
grupo generalmente denominado rocas «félsicas». Las que nuevamente contienen menos sílice y la mayoría
de magnesia y hierro, de modo que el cuarzo está ausente, mientras que el olivino suele ser abundante,
forma el grupo «máfico». Las rocas «intermedias» incluyen aquellas caracterizadas por la ausencia general
tanto de cuarzo como de olivino. Una subdivisión importante de estas contiene un porcentaje muy alto de
álcalis, especialmente de soda, y en consecuencia tiene minerales como la nefelina y la leucita que no son
comunes en otras rocas. A menudo se separa de las demás como rocas «alcalinas» o «sodas», y existe una
serie correspondiente de rocas máficas. Finalmente, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato
se ha llamado rocas «ultramáficas». 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, todas con
mucha sílice y álcalis. En las rocas máficas prevalecen labradorita, anortita y bytownita, que son ricas en cal
y pobres en sílice, potasa y soda. La augita es la ferromagnesia más común en las rocas máficas, pero la
biotita y la hornblenda son en general más frecuentes en las rocas félsicas.35
Rocas ígneas félsicas, intermedias y máficas
12. Minerales
más
comunes
Félsico Intermedio Máfico Ultramáfico
Cuarzo
ortoclasa (y
oligoclasa), mica,
hornblenda, augita
Poco o sin
cuarzo:
ortoclasa
hornblenda,
augita, biotita
Poco o sin
cuarzo:
Plagioclasa
hornblenda,
augita, biotita
Sin cuarzo
Plagioclasa,
augita,
olivino
Sin
feldespatos
Augita,
hornblenda,
olivino
Plutónica o
tipo abisal
granito sienita diorita gabro peridotita
Intrusiva o
tipo
hipoabisal
Pórfido de cuarzo ortoclasa-porfirio porfirita dolerita Picrita
Lavas o
tipo
efusivo
Riolita, obsidiana trachyta andesita basalto limburgita
No se incluyen en esta tabla las rocas que contienen leucita o nefelina, ya sea de forma parcial o totalmente
reemplazando a los feldespatos. Son esencialmente de carácter intermedio o máfico. En consecuencia, se
podrían considerar como variedades de sienita, diorita, gabbro, etc., en las que se producen feldespatoides,
y de hecho hay muchas transiciones entre las sienitas de tipo ordinario y la nefelina —o leucita— sienita, y
entre el gabbro o la dolerita y la mineralita. o essexita. Pero, dado que muchos minerales se desarrollan en
estas rocas "alcalinas" que no son comunes en otros lugares, es conveniente en una clasificación puramente
formal como la que se describe aquí, tratar todo el conjunto como una serie distinta. 35
Rocas con nefelina y leucita
Minerales
más
comunes
Alkali Feldespato, nefelina o
leucita, augita, hornblenda,
biotita
Soda cal Feldespato, nefelina o
leucita, augita, hornblenda
(olivino)
Nefelina o leucita,
augita, hornblenda,
olivino
Tipo
plutónico
Nefelina-sienita, leucita-sienita,
nefelina-porfirio
Essexita y theralita Ijolita y missourita
Tipo
efusivo o
lavas
Fonolita, leucitophyra Tefrita y basanita
Nefelina-basalto,
leucita-basalto
Esta clasificación se basa esencialmente en la constitución mineralógica de las rocas ígneas. Cualquier
distinción química entre los diferentes grupos, aunque implícita, se relega a una posición subordinada. Es
cierto que es artificial, pero ha crecido con el crecimiento de la ciencia y aún se adopta como la base sobre
la cual se erigen subdivisiones aún más pequeñas. Las subdivisiones no son de ninguna manera de igual
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
en parte también a los gabros. A medida que los diferentes tipos de roca, considerados como agregados de
minerales, pasan gradualmente unos sobre otros, los tipos de transición son muy comunes y, a menudo, son
tan importantes como para recibir nombres especiales. Las sienitas de cuarzo y las nordmarkitas pueden
interponerse entre el granito y la sienita, las tonalitas y las adamelitas entre el granito y la diorita, las
monzoaitas entre la sienita y la diorita, las noritas y las hiperitas entre la diorita y el gabro, y así
sucesivamente.35
Los metales traza forman fácilmente complejos con iones principales en el océano, incluidos hidróxido,
carbonato y cloruro, y sus cambios en la especiación química dependen de si el ambiente está oxidado o
reducido.37 Benjamin (2002) define los complejos de metales con más de un tipo de ligando, distinto del
Metales traza en el océano
13. agua, como complejos de ligando mixto. 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 de más de dos.38 Con una mayor
formación de complejos, 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 sólidos.38
Las concentraciones de algunos metales traza —cadmio, cobre, molibdeno, manganeso, renio, uranio y
vanadio— en ciertos sedimentos registran la historia redox de los océanos. En ambientes acuáticos, el
cadmio (II) puede estar en la forma CdCl+
(aq) en aguas óxicas o de CdS(s) en un ambiente reducido. Por
eso, mayores concentraciones de Cd en sedimentos marinos pueden indicar condiciones de bajo potencial
de redox en el pasado. Para el cobre (II), una forma prevalente es CuCl+(aq) en ambientes óxicos y de
CuS(s) y Cu2S en ambientes reducidos. El ambiente de agua de mar reducido conduce a dos posibles
estados de oxidación del cobre, Cu (I) y Cu (II). El molibdeno está presente como el estado de oxidación
del Mo (VI) como MoO4
2−
(aq) en ambientes óxicos. Mo (V) y Mo (IV) están presentes en ambientes
reducidos en las formas MoO2
+
(aq) y MoS2(s). 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)3
4−(aq) y se encuentra en la forma reducida UO2(s). El
vanadio se encuentra en varias formas en el estado de oxidación V (V); HVO4
2− y H2VO4
−. Sus formas
reducidas pueden incluir VO2
+, VO(OH)3
−, y V(OH)3. Este predominio relativo de estas especies depende
del pH.
En la columna de agua del océano o de lagos profundos, los perfiles verticales de los metales traza disueltos
se caracterizan por seguir las distribuciones siguientes: de tipo conservador (conservative–type), tipo
nutriente (nutrient–type) o tipo barrido (scavenged–type). A través de estas tres distribuciones, los metales
traza tienen diferentes tiempos de residencia y se utilizan en diferentes extensiones por los microorganismos
planctónicos. 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 105 años y generalmente está
presente como el anión molibdato (MoO4
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 requerida como un cofactor de metal para las enzimas en el fitoplancton marino es
insignificante.39
Los metales traza con distribuciones de tipo nutriente están fuertemente asociados con los ciclos internos de
la materia orgánica en partículas, especialmente la asimilación por el plancton. Las concentraciones más
bajas disueltas 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, las
concentraciones de estos metales traza aumentan. 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 barrido es el aluminio,
que tiene fuertes interacciones con las partículas y 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, de las fuentes hidrotermales y de los
ríos. Para el aluminio, el polvo atmosférico proporciona la mayor fuente de entradas externas al océano.39
El hierro y el cobre muestran distribuciones híbridas en el océano. Están influenciados por el reciclaje y la
limpieza 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
14. precipitados de hierro, principalmente en forma de sulfuros de hierro y oxidados compuestos de
oxihidróxido de hierro. Las concentraciones de hierro cerca de los respiraderos hidrotermales pueden ser de
hasta un millón de veces las concentraciones encontradas en el océano abierto.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. Estos complejos de
ligandos sirven para disminuir la biodisponibilidad de los 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 Zn2+. En las regiones altas en clorofila y bajas en nutrientes, el hierro es el nutriente
limitante, y las especies dominantes son complejos orgánicos fuertes de Fe (III).39
contaminación
cosmoquímica
mineralogía
petrología
química inorgánica
química medioambiental
química orgánica
sedimentología
suelo
Ciclo biogeoquimico
Ciclo geoquímico
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(Publicaciones importantes en
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16. Esta obra contiene una traducción derivada de «Geochemistry» de Wikipedia en inglés,
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derecho de autor: Flett, John Smith
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The Geochemistry of Igneous Rocks (http://www.Geokem.com) (Gunn Interactive Ltd.)
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Bibliografía
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