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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 El reino de la geoquímica se ha extendido más allá de la Tierra, abarcando todo el sistema solar​ 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

Mapa del cambio estimado del pH superficial de los océanos desde el siglo XVIII al siglo XX

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 geósferaslitósfera, 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.

Índice

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.

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 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].: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.​ 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.

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].:2

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:

  • ~ 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:

  • 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.
  • biogeoquímica, que es el campo de estudio que se centra en el efecto de la vida en la química de la tierra.:3
  • cosmoquímica, que incluye el análisis de la distribución de los elementos y de sus isótopos en el cosmos.: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.
  • geoquímica orgánica, que es el estudio del papel de los procesos y de los compuestos que se derivan de organismos vivos o antiguos.
  • 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.
  • geoquímica regional, que incluye aplicaciones a los estudios ambientales, hidrológicos y de exploración minera.
  • 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 siguientes:
  • 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:
Artículo principal: Elementos químicos

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.: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.: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.:20–23

Otro esquema de clasificación útil para la geoquímica es la clasificación de Goldschmidt, que emplaza los elementos en cuatro grupos principales:

  • 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.:17:23

Artículo principal: Diferenciación planetaria

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.:23-24

Fraccionamiento

Artículo principal: Diferenciación magmática

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.: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.: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.: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.

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.​ 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.: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.:98 La proporción de sus concentraciones,R=34S/32S, se reporta como

δ 34 S = 1000 ( R R s 1 ) , {\displaystyle \delta {}^{34}\mathrm {S} =1000\left({\frac {R}{R_{\mathrm {s} }}}-1\right),}

dondeRs 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.:55

Equilibrio

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

a A B = R A R B . {\displaystyle a_{\mathrm {A-B} }={\frac {R_{\mathrm {A} }}{R_{\mathrm {B} }}}.}

En la transición de fase líquido-vapor para el agua,al-v a 20 °C es de1,0098 para el 18O y de1,084 para el 2H. En general, el fraccionamiento es mayor a temperaturas más bajas. A 0 °C, los factores son1,0117 y1,111.:59

Cinética

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.: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.:70

Artículo principal: Ciclo geoquímico

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 funciónC(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 geoquímicos: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.​ En un tipo de modelo llamado «modelo de caja» (box model), un depósito está representada por una caja con entradas y salidas.:81

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 componenteC dado, si la entrada a un depósito es una constantea y la salida eskC para alguna constantek, entonces la ecuación de balance de materia es

(1) d C d t = a k C . {\displaystyle {\frac {dC}{dt}}=a-kC.}

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 det = 1/k, el sistema se aproxima a un estado estacionario en el queCestable = a/k. El tiempo de residencia se define como

τ r e s = C estable / I = C estable / O , {\displaystyle \tau _{\mathrm {res} }=C^{\text{estable}}/I=C^{\text{estable}}/O,}

dondeI yO son las tasas de entrada y salida. En el ejemplo anterior, las tasas de entrada y salida del estado estable son iguales aa, por lo queτres = 1/k.

Si las tasas de entrada y salida son funciones no lineales deC, todavía pueden estar muy equilibradas en escalas de tiempo mucho mayores que el tiempo de residencia; de lo contrario, habría grandes fluctuaciones enC. 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 deC, 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 de1/k.

Sistema solar

Abundancia de elementos del sistema solar

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.​ 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%.​ 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.: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.:316-317

Meteoritos

Artículo principal: Meteorito

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.: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.:318​ 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).

Planetas gigantes

Cortes que ilustran modelos de los interiores de los planetas gigantes
Artículo principal: Planeta gigante

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.: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.: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.:130 Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH3) y germanio en gas germano (GeH4).: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.:209 Se obtuvo más información sobre Júpiter con la sonda Galileo cuando fue enviada a la atmósfera en 1995;​ y la misión final de la sonda Cassini en 2017 que fue entrar en la atmósfera de Saturno.​ 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).

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.:131 La sonda Galileo penetró hasta los 22 bares.​ 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 emisión infrarroja y de las ecuaciones de estado para las composiciones probables..: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.: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.: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.: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.​ 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.:138

Planetas terrestres

Artículo principal: Composición de Marte

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.: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,​ la corteza de Venus por algunas de las misiones Venera a Venus,​ y la corteza de Mercurio por la nave espacial MESSENGER.​ Información adicional sobre Marte proviene de meteoritos que han aterrizado en la Tierra (shergottitas, nakhlitas y chassignitas, colectivamente conocidos como meteoritos SNC).: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.: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.​ 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.: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; 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.: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.: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.:337-338

Artículo principal: Corteza terrestre

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% .​ 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.

Constitución mineral

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 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.

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.

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.

Rocas ígneas félsicas, intermedias y máficas

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.

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.

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.

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.​ 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 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.​ Con una mayor formación de complejos, se observa una menor actividad del ión 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.

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 MoO42−(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)34−(aq) y se encuentra en la forma reducida UO2(s). El vanadio se encuentra en varias formas en el estado de oxidación V (V); HVO42− 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 (MoO42−). 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.

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.

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 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.

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).

  1. Albarède, Francis (2007). Geochemistry : an introduction. Translated from the French. (5th edición). Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521891486.
  2. McSween, Jr, Harry Y.; Huss, Gary R. (2010). Cosmochemistry. Cambridge University Press. ISBN 9781139489461.
  3. Kragh, Helge (2008). «From geochemistry to cosmochemistry: The origin of a scientific discipline, 1915-1955». En Reinhardt, Carsten, ed. Chemical Sciences in the 20th Century: Bridging Boundaries. John Wiley & Sons. pp. 160-192. ISBN 3-527-30271-9.
  4. McSween, Jr., Harry Y.; Richardson, Steven M.; Uhle, Maria E. (2003). Geochemistry pathways and processes (2nd edición). New York: Columbia University. ISBN 9780231509039.
  5. White, William M. Geochemistry (Unpublished). p. 1. Consultado el 14 de marzo de 2012.
  6. Mason, Brian (1992). Victor Moritz Goldschmidt : father of modern geochemistry. San Antonio, Tex.: Geochemical Society. ISBN 0-941809-03-X.
  7. «Welcome to GPS Geochemistry». GPS Research Program. California Institute of Technology. Consultado el 2 de octubre de 2017.
  8. Langmuir, Donald (1997). Aqueous environmental geochemistry. Upper Saddle River, N.J.: Prentice Hall. ISBN 9780023674129.
  9. Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013). Biogeochemistry : an analysis of global change (Third edición). Academic Press. ISBN 9780123858740.
  10. Kendall, Carol; Caldwell, Eric A. (1998). «Chapter 2: Fundamentals of Isotope Geochemistry». En Kendall, C.; McDonnell, J. J., eds. Isotope Tracers in Catchment Hydrology. Amsterdam: Elsevier Science. pp. 51-86. Consultado el 3 de octubre de 2017.
  11. Killops, Stephen D.; Killops, Vanessa J. (2013). Introduction to Organic Geochemistry. John Wiley & Sons. ISBN 9781118697207.
  12. Doane, TA (2017). «A survey of pho togeochemistry». Geochem Trans 18: 1. PMC 5307419. PMID 28246525. doi:10.1186/s12932-017-0039-y.
  13. Garrett, R.G.; Reimann, C.; Smith, D.B.; Xie, X. (November 2008). «From geochemical prospecting to international geochemical mapping: a historical overview: Table 1». Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis 8 (3–4): 205-217. doi:10.1144/1467-7873/08-174.
  14. McSween, Jr., Harry Y.; Huss, Gary R. (2010). Cosmochemistry. Cambridge University Press. ISBN 9781139489461.
  15. Olson, Gerald Schubert ; Donald L. Turcotte ; Peter (2001). Mantle convection in the earth and planets. Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521798365.
  16. Wilson, Marjorie (2007). Igneous petrogenesis. Dordrecht: Springer. ISBN 9789401093880.
  17. Kendall, Carol; Caldwell, Eric A. (2000). «Chapter 2: Fundamentals of Isotope Geochemistry». En Kendall, Carol; McDonnell, J. J., eds. Isotope tracers in catchment hydrology. Amsterdam: Elsevier. pp. 51-86. ISBN 9780444501554. Consultado el 24 de octubre de 2017.
  18. Hoefs, Jochen (2015). «Isotope fractionation processes of selected elements». Stable Isotope Geochemistry: 47-134. ISBN 978-3-319-19715-9. doi:10.1007/978-3-319-19716-6_2.
  19. Lasaga, Antonio C.; Berner, Robert A. (April 1998). «Fundamental aspects of quantitative models for geochemical cycles». Chemical Geology 145 (3-4): 161-175. Bibcode:1998ChGeo.145..161L. doi:10.1016/S0009-2541(97)00142-3.
  20. Datos de la tabla 6 deCameron, A.G.W. (September 1973). «Abundances of the elements in the solar system». Space Science Reviews 15 (1): 121. Bibcode:1973SSRv...15..121C. doi:10.1007/BF00172440.
  21. Palme, H.; Jones, A. (2003). «1.03 - Solar system abundance of the elements». En Holland, H.D.; Turekian, K.K., eds. Treatise on Geochemistry. Volume 1: Meteorites, Comets and Planets (1st edición). Oxford: Elsevier Science. pp. 41-61. ISBN 9780080437514. doi:10.1016/B0-08-043751-6/01060-4. Consultado el 3 de octubre de 2017.
  22. Lodders, Katharina (10 de julio de 2003). «Solar System Abundances and Condensation Temperatures of the Elements». The Astrophysical Journal 591 (2): 1220-1247. Bibcode:2003ApJ...591.1220L. doi:10.1086/375492.Parámetro desconocido |citeseerx= ignorado (ayuda)
  23. Middlemost, Eric A. K. (2014). Magmas, Rocks and Planetary Development: A Survey of Magma/Igneous Rock Systems. Routledge. ISBN 9781317892649.
  24. Encrenaz, Therese; Bibring, Jean-Pierre; Blanc, M.; Barucci, Maria-Antonietta; Roques, Francoise; Zarka, Philippe (2004). The solar system (3rd edición). Berlin: Springer. ISBN 9783540002413.
  25. Lewis, John (1995). Physics and Chemistry of the Solar System. Burlington: Elsevier Science. ISBN 9780323145848.
  26. Atreya, S.K; Mahaffy, P.R; Niemann, H.B; Wong, M.H; Owen, T.C (February 2003). «Composition and origin of the atmosphere of Jupiter—an update, and implications for the extrasolar giant planets». Planetary and Space Science 51 (2): 105-112. Bibcode:2003P&SS...51..105A. doi:10.1016/S0032-0633(02)00144-7.
  27. Fortney, Jonathan (22 de marzo de 2010). «Viewpoint: Peering into Jupiter». Physics 3: 26. Consultado el 10 de octubre de 2017.
  28. Netburn, Deborah (15 de septiembre de 2017). «As NASA’s Cassini mission flames out over Saturn, scientists mark bittersweet end of mission». The Los Angeles Times. Consultado el 10 de octubre de 2017.
  29. Lang, Kenneth R. (2010). «11. Uranus and Neptune». NASA's Cosmos. Tufts University. Consultado el 11 de octubre de 2017.
  30. Anderson, Don L. (2007). New Theory of the Earth. Cambridge University Press. ISBN 9781139462082.
  31. «GRS». Jet Propulsion Laboratory. USA.gov. Consultado el 17 de octubre de 2017.
  32. Rhodes, Edgar A.; Evans, Larry G.; Nittler, Larry R.; Starr, Richard D.; Sprague, Ann L.; Lawrence, David J.; McCoy, Timothy J.; Stockstill-Cahill, Karen R.; Goldsten, John O.; Peplowski, Patrick N.; Hamara, David K.; Boynton, William V.; Solomon, Sean C. (December 2011). «Analysis of MESSENGER Gamma-Ray Spectrometer data from the Mercury flybys». Planetary and Space Science 59 (15): 1829-1841. Bibcode:2011P&SS...59.1829R. doi:10.1016/j.pss.2011.07.018.
  33. Kieffer, Hugh H., ed. (1994). Mars (2nd edición). Tucson: University of Arizona Press. ISBN 9780816512577.
  34. Morgan, John W.; Anders, Edward (December 1980). «Chemical composition of Earth, Venus, and Mercury». Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 77 (12): 6973&ndash6977. Bibcode:1980PNAS...77.6973M. JSTOR 9538. PMC 350422. doi:10.1073/pnas.77.12.6973.
  35. Una o varias de las anteriores afirmaciones incorpora texto de una publicación sin restricciones conocidas de derecho de autor:Varios autores (1910-1911). «Petrology». En Chisholm, Hugh, ed. Encyclopædia Britannica. A Dictionary of Arts, Sciences, Literature, and General information(en inglés) (11.ª edición). Encyclopædia Britannica, Inc.; actualmente en dominio público.
  36. Según [1], que cita esto: Klein, C., Hurlbut, C. S. (1993) Manual of Mineralogy, 21st Edition. John Wiley & Sons.
  37. Nameroff, T; Balistrieri, L; Murray, J (2002). «Suboxic Trace Metal Geochemistry in the Eastern Tropic North Pacific». Geochimica et Cosmochimica Acta 66 (7): 1139-1158. Bibcode:2002GeCoA..66.1139N. doi:10.1016/s0016-7037(01)00843-2.
  38. Benjamin, M (2002). Water Chemistry. University of Washington. ISBN 1-57766-667-4.
  39. Bruland, K; Lohan, M (2003). «6.02 - Controls on Trace Metals in Seawater». En Holland, H.D.; Turekian, K.K., eds. Treatise on Geochemistry. Volume 6: The Oceans and Marine Geochemistry. pp. 23-47. Bibcode:2003TrGeo...6...23B. doi:10.1016/B0-08-043751-6/06105-3.
  • Faure, Gunter; Mensing, Teresa M. (2005). Isotopes : principles and applications (3rd edición). New Jersy: Wiley. ISBN 0471384372.
  • Holland, H.D.; Turekian, K.K., eds. (2003). Treatise on geochemistry (1st edición). Oxford: Elsevier Science. ISBN 978-0-08-043751-4.
  • Marshall, C.P.; Fairbridge, R.W., eds. (2006). Geochemistry. Berlin: SpringerLink. ISBN 1-4020-4496-8.
  • Natural Environment Research Council. «Geochemistry data model». EarthDataModels.org. Consultado el 9 de octubre de 2017.
  • Rollinson, Hugh R. (1996). Using geochemical data : evaluation, presentation, interpretation (Repr. edición). Harlow: Longman. ISBN 978-0-582-06701-1.
  • White, William M. Geochemistry (Unpublished). p. 1. Consultado el 14 de marzo de 2012.


Geoquímica
geoquímica, ciencia, aplica, química, sistemas, geológicos, idioma, vigilar, editar, geoquímica, ciencia, especialidad, ciencias, tierra, utiliza, herramientas, principios, química, geología, para, explicar, mecanismos, detrás, principales, sistemas, geológico. Geoquimica ciencia que aplica la quimica a sistemas geologicos Idioma Vigilar Editar La geoquimica es la ciencia una especialidad de las ciencias de la Tierra que utiliza las herramientas y los principios de la quimica y de la geologia para explicar los mecanismos detras de los principales sistemas geologicos como la corteza terrestre y sus oceanos 1 1 El reino de la geoquimica se ha extendido mas alla de la Tierra abarcando todo el sistema solar 2 y ha hecho importantes contribuciones a la comprension de una serie de procesos que incluyen la conveccion del manto la formacion de planetas y los origenes del granito y del basalto 1 1Mapa del cambio estimado del pH superficial de los oceanos desde el siglo XVIII al siglo XX Estudia la composicion y dinamica de los elementos quimicos en la Tierra determinando su abundancia absoluta y relativa y su distribucion Tambien estudia la migracion de esos elementos entre las diferentes geosferas litosfera hidrosfera atmosfera y biosfera utilizando como principales evidencias las transformaciones de las rocas y de los minerales que componen la corteza terrestre con el proposito de establecer leyes sobre las que se base su distribucion Los principales elementos quimicos en funcion de su abundancia denominados tambien como elementos mayoritarios en una escala de mayor a menor son oxigeno silicio aluminio hierro calcio sodio potasio y magnesio Indice 1 Historia 2 Subcampos 3 Areas de investigacion 4 Elementos quimicos 5 Diferenciacion y mezcla 5 1 Fraccionamiento 5 1 1 Equilibrio 5 1 2 Cinetica 6 Ciclos 7 Abundancia de los elementos 7 1 Sistema solar 7 2 Meteoritos 7 3 Planetas gigantes 7 4 Planetas terrestres 8 Corteza de la Tierra 8 1 Constitucion mineral 8 2 Rocas igneas felsicas intermedias y maficas 9 Metales traza en el oceano 10 Vease tambien 11 Notas 12 Referencias 13 Bibliografia 14 Enlaces externosHistoria Editar Victor Goldschmidt 1909 El termino geoquimica fue utilizado por primera vez por el quimico suizo aleman Christian Friedrich Schonbein en 1838 se debe lanzar una geoquimica comparativa antes de que la geoquimica se convierta en geologia y antes de que se revele el misterio de la genesis de nuestros planetas y su materia inorganica 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 Schonbein 3 Sin embargo durante el resto del siglo el termino mas comun fue geologia quimica y hubo poco contacto entre geologos y quimicos 3 La geoquimica surgio como una disciplina separada despues de que se establecieran algunos laboratorios importantes empezando con el del Servicio Geologico de los Estados Unidos USGS en 1884 y eso comenzo los estudios sistematicos de la quimica de las rocas y de los minerales El quimico jefe del USGS Frank Wigglesworth Clarke noto que los elementos generalmente disminuyen en abundancia a medida que aumentan sus pesos atomicos y resumio el trabajo sobre la abundancia de los elementos en The Data of Geochemistry Los datos de geoquimica 3 4 2 La composicion de los meteoritos se investigo y se comparo con las rocas terrestres ya desde 1850 En 1901 Oliver C Farrington planteo la hipotesis de que aunque existian diferencias las abundancias relativas aun deberian ser las mismas 3 Este fue el comienzo del campo de la cosmoquimica y ha contribuido mucho a lo que se sabe sobre la formacion de la Tierra y del Sistema Solar 5 A principios del siglo XX Max von Laue y William Lawrence Bragg demostraron que la dispersion de rayos X podia usarse para determinar las estructuras de los cristales En las decadas de 1920 y 1930 Victor Goldschmidt y sus asociados en la Universidad de Oslo aplicaron estos metodos a muchos de los minerales comunes y formularon un conjunto de reglas sobre como se agrupan los elementos Goldschmidt publico este trabajo en la serie Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente Leyes geoquimicas de la distribucion de elementos 4 2 6 La geoquimica como disciplina formal incluye mucha de la historia de la quimica y de la geologia pero como ciencia que explica la historia elemental en el planeta Tierra unicamente pudo formarse una vez que se hizo real la nocion de elemento quimico cuando se comprendio la construccion atomica y la configuracion electronica Por ello son importantes para esta disciplina algunos logros anteriores a su existencia 500 a C Democrito griego formulo el concepto del atomo como particula elemental 371 a C 286 a C Teofrasto griego fundador de la mineralogia y estudios de rocas y suelos ano 79 Plinio el Viejo romano trabajo con datos exactos de diferentes minerales y murio durante una erupcion del Vesubio siglo X Lucas Ben Serapion escribio El libro de las piedras piedras que huyen unas de otras piedras a las cuales otras alteran 975 1037 Avicena escribio un tratado sobre minerales estableciendo una clasificacion 1 piedras y tierras 2 Compuestos combustibles sulfurosos 3 Sales 4 Metales 975 1048 Al Biruni arabe compilo datos sobre minerales preciosos 1212 1224 Roger Bacon ingles redacto los primeros tratados sobre alquimia 1490 1555 Georg Bauer sajon alias Agricola establecio el mineral como una entidad quimica 1711 1765 Mijail Lomonosov ruso escribio el primer tratado sobre geoquimica aunque no utilizo este nombre en el libro hablaba de la constitucion de las capas de la tierra y del origen de los minerales de la peregrinacion de los metales de un lugar a otro En 1752 dicto el primer curso de quimica fisica Planteo una nueva metodologia de estudio para los sistemas naturales 1711 1765 Jons Jacob Berzelius sueco realizo los primeros analisis quimicos de minerales silicatados Subcampos EditarAlgunos subcampos de geoquimica son 7 geoquimica acuosa que estudia el papel de varios elementos en las cuencas hidrograficas incluidos el cobre el azufre el mercurio y la forma en que se intercambian los flujos elementales a traves de las interacciones atmosferica terrestre acuatica 8 biogeoquimica que es el campo de estudio que se centra en el efecto de la vida en la quimica de la tierra 9 3 cosmoquimica que incluye el analisis de la distribucion de los elementos y de sus isotopos en el cosmos 2 1 geoquimica de isotopos que implica la determinacion de las concentraciones relativas y absolutas de los elementos y de sus isotopos en la Tierra y en la superficie de la tierra 10 geoquimica organica que es el estudio del papel de los procesos y de los compuestos que se derivan de organismos vivos o antiguos 11 fotogeoquimica que es el estudio de las reacciones quimicas inducidas por la luz que ocurren o pueden ocurrir entre los componentes naturales de la superficie de la tierra 12 geoquimica regional que incluye aplicaciones a los estudios ambientales hidrologicos y de exploracion minera 13 Areas de investigacion EditarProspeccion geoquimica Geoquimica de reservorio Geoquimica de elementos traza Geoquimica de isotopos Esta dedicada al estudio de la variacion de la composicion isotopica en materiales naturales Las lineas de investigacion en esta area son las siguientes Geoquimica isotopica en la datacion radiometrica de minerales y rocas Geoquimica de isotopos estables Geoquimica ambiental se dedica al estudio de la distribucion de elementos quimicos y de compuestos inorganicos y organicos naturales y artificiales potencialmente nocivos en el ciclo exogeno sus transformaciones en ambientes naturales Los procesos que regulan su comportamiento y sus posibles cambios como consecuencia de la influencia antropogenica Las lineas de investigacion en esta area son Geoquimica de contaminacion hidrica contaminacion de aguas Geoquimica de contaminacion del suelo y sedimentos Geoquimica de contaminacion atmosferica Geoquimica forense Elementos quimicos EditarArticulo principal Elementos quimicos Los bloques de construccion de los materiales son los elementos quimicos Estos pueden identificarse por su numero atomico Z que es el numero de protones en el nucleo Un elemento puede tener mas de un valor para N el numero de neutrones en el nucleo La suma de estos numeros es el numero de masa que es aproximadamente igual a la masa atomica Los atomos con el mismo numero atomico pero diferentes numeros de neutrones se denominan isotopos Un isotopo dado se identifica con el simbolo del elemento precedido por un superindice con el numero de masa Por ejemplo dos isotopos 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 mayoria de los isotopos inestables no ocurren en la naturaleza En geoquimica los isotopos estables se utilizan para rastrear vias y reacciones quimicas mientras que los isotopos se usan principalmente para datar muestras 4 13 17 El comportamiento quimico de un atomo su afinidad por otros elementos y el tipo de enlaces que forma esta determinado por la disposicion de los electrones en los orbitales en particular de los electrones mas externos valencia Estas disposiciones se reflejan en la posicion de los elementos en la tabla periodica 4 13 17 En funcion de la posicion los elementos se dividen en amplios grupos de metales alcalinos metales alcalinoterreos metales de transicion semimetales tambien conocidos como metaloides halogenos gases nobles lantanidos y actinidos 4 20 23 Otro esquema de clasificacion util para la geoquimica es la clasificacion de Goldschmidt que emplaza los elementos en cuatro grupos principales litofilos que se combinan facilmente con el oxigeno Estos elementos que incluyen Na K Si Al Ti Mg y Ca dominan la corteza terrestre formando silicatos y otros oxidos siderofilos que se combinan facilmente con el hierro Fe Co Ni Pt Re Os y tienden a concentrarse en el nucleo calcofilos que se combinan facilmente con el cobre Cu Ag Zn Pb S y forman sulfuros atmofilos que se combinan facilmente con el oxigeno O N H y gases nobles y dominan la atmosfera Dentro de cada grupo algunos elementos son refractarios permanecen estables a altas temperaturas mientras que otros son volatiles evaporandose mas facilmente por lo que el calentamiento puede separarlos 1 17 4 23Diferenciacion y mezcla EditarArticulo principal Diferenciacion planetaria La composicion quimica de la Tierra y de otros cuerpos esta determinada por dos procesos opuestos la diferenciacion y la mezcla En el manto de la Tierra la diferenciacion se produce en las dorsales mediooceanicas a traves de la fusion parcial con mas materiales refractarios que permanecen en la base de la litosfera mientras que el resto se eleva para formar basalto Despues de que una placa oceanica descienda en el manto la conveccion finalmente mezclara las dos partes La erosion diferenciara el granito separandolo en arcilla en el fondo del oceano arenisca en el borde del continente y minerales disueltos en las aguas del oceano El metamorfismo y la anatexia fusion parcial de las rocas de la corteza pueden volver a mezclar esos elementos En el oceano los organismos biologicos pueden causar una diferenciacion quimica mientras que la disolucion de los organismos y sus desechos puede mezclar los materiales nuevamente 1 23 24 Fraccionamiento Editar Articulo principal Diferenciacion magmatica Una fuente importante de diferenciacion es el fraccionamiento una distribucion desigual de elementos e isotopos Esto puede ser el resultado de reacciones quimicas cambios de fase efectos cineticos o radioactividad 1 2 3 En la escala mas grande la diferenciacion planetaria es una separacion fisica y quimica de un planeta en regiones quimicamente distintas Por ejemplo los planetas terrestres formaron nucleos ricos en hierro y mantos y cortezas ricos en silicatos 14 218 En el manto de la Tierra la principal fuente de diferenciacion quimica es la fusion parcial particularmente cerca de las cordilleras del oceano medio 15 68 153 Esto puede ocurrir cuando el solido es heterogeneo o una solucion solida y parte de la masa fundida se separa del solido El proceso se conoce como equilibrio o fusion por lotes si el solido y la masa fundida permanecen en equilibrio hasta el momento en que se elimina la masa fundida y fusion fraccional o de Rayleigh si se elimina continuamente 16 El fraccionamiento isotopico puede tener formas dependientes de la masa e independientes de la masa Las moleculas con isotopos mas pesados tienen energias del punto cero mas bajas y por lo tanto son mas estables Como resultado las reacciones quimicas muestran una pequena dependencia de los isotopos prefiriendo los isotopos mas pesados las especies o compuestos con un estado de oxidacion mas alto y en los cambios de fase los isotopos mas pesados tienden a concentrarse en las fases mas pesadas 17 El fraccionamiento dependiente de la masa es mayor en los elementos ligeros debido a que la diferencia en las masas es una fraccion mayor de la masa total 18 47 Las proporciones entre isotopos se comparan generalmente con un estandar Por ejemplo el azufre tiene cuatro isotopos estables de los cuales los dos mas comunes son 32S y 34S 18 98 La proporcion de sus concentraciones R 34S 32S se reporta como d 34 S 1000 R R s 1 displaystyle delta 34 mathrm S 1000 left frac R R mathrm s 1 right donde Rs es la misma relacion para un estandar Debido a que las diferencias son pequenas la proporcion se multiplica por 1000 para hacerla partes por mil Esto esta representado por el simbolo 17 55 Equilibrio Editar El equilibrio de fraccionamiento ocurre entre sustancias quimicas o fases que estan en equilibrio entre si En el fraccionamiento de equilibrio entre fases las fases mas pesadas prefieren los isotopos mas pesados Para dos fases A y B el efecto puede representarse por el factor a A B R A R B displaystyle a mathrm A B frac R mathrm A R mathrm B En la transicion de fase liquido 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 mas bajas A 0 C los factores son 1 0117 y 1 111 17 59 Cinetica Editar Cuando no hay equilibrio entre fases o compuestos quimicos puede ocurrir un fraccionamiento cinetico Por ejemplo en las interfases entre el agua liquida y el aire la reaccion hacia adelante se mejora si la humedad del aire es inferior al 100 o el viento mueve el vapor de agua El fraccionamiento cinetico generalmente se mejora en comparacion con el fraccionamiento de equilibrio y depende de factores como la velocidad de reaccion la ruta de la reaccion y de la energia de enlace Dado que los isotopos mas ligeros generalmente tienen enlaces mas debiles tienden a reaccionar mas rapido y enriquecen los productos de la reaccion 17 60 El fraccionamiento biologico es una forma de fraccionamiento cinetico ya que las reacciones tienden a ser en una direccion Los organismos biologicos prefieren los isotopos mas ligeros porque hay un menor costo de energia al romper los enlaces de energia Ademas de los factores mencionados anteriormente el medio ambiente y las especies del organismo pueden tener un gran efecto en el fraccionamiento 17 70Ciclos EditarArticulo principal Ciclo geoquimico Vease tambien Modelo climatico modelos de caja Los elementos quimicos mediante una variedad de procesos fisicos y quimicos cambian en concentracion y se mueven en lo que se conoce como ciclos geoquimicos La comprension de estos cambios requiere tanto de la observacion detallada y de modelos teoricos Cada compuesto elemento o isotopo quimico tiene una concentracion que es una funcion C r t de la posicion y el tiempo pero que no es practica para modelar la variabilidad completa En cambio en un enfoque tomado de la ingenieria quimica los geoquimicos 1 81 promedian la concentracion sobre regiones de la tierra llamados depositos geoquimicas geochemical reservoirs La eleccion del deposito depende del problema por ejemplo el oceano puede ser un unico deposito o dividirse en multiples depositos 19 En un tipo de modelo llamado modelo de caja box model un deposito esta representada por una caja con entradas y salidas 1 81 19 Los modelos geoquimicos generalmente implican retroalimentacion En el caso mas simple de un ciclo lineal la entrada o la salida de un deposito es proporcional a la concentracion Por ejemplo la sal se elimina del oceano mediante la formacion de evaporitas y dada una tasa constante de evaporacion en las cuencas de evaporita la tasa de eliminacion de la sal debe ser proporcional a su concentracion Para un componente C dado si la entrada a un deposito es una constante a y la salida es kC para alguna constante k entonces la ecuacion de balance de materia es 1 d C d t a k C displaystyle frac dC dt a kC 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 t r e s C estable I C estable O displaystyle tau mathrm res C text estable I C text estable O 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 tres 1 k 19 Si las tasas de entrada y salida son funciones no lineales de C todavia pueden estar muy equilibradas en escalas de tiempo mucho mayores que el tiempo de residencia de lo contrario habria grandes fluctuaciones en C En ese caso el sistema siempre esta cerca de un estado estable y una expansion de orden mas bajo que el de la ecuacion de balance de masa conducira a una ecuacion lineal como la ecuacion 1 En la mayoria de los sistemas una o ambas de la entrada y salida dependen de C lo que da como resultado una retroalimentacion que tiende a mantener el estado estable Si un forzado externo perturba el sistema volvera al estado estable en una escala de tiempo de 1 k 19 Abundancia de los elementos EditarArticulo principal Abundancia de los elementos quimicos Sistema solar Editar Abundancia de elementos del sistema solar 20 La composicion del sistema solar es similar a la de muchas otras estrellas y aparte de las pequenas anomalias se puede suponer que se formo a partir de una nebulosa solar que tenia una composicion uniforme y que la composicion de la fotosfera del Sol es similar a la del resto del sistema solar La composicion de la fotosfera se determina ajustando las lineas de absorcion en su espectro electromagnetico a los modelos de la atmosfera del Sol 21 Con mucho los dos elementos mas grandes por fraccion de la masa total son el hidrogeno 74 9 y el helio 23 8 aportando todos los elementos restantes solo el 1 3 22 Hay una tendencia general de disminucion exponencial de la abundancia relacionada con un numero atomico creciente aunque los elementos con un numero atomico par son mas comunes que sus vecinos con numeros impares la regla de Oddo Harkins En comparacion con la tendencia general el litio el boro y el berilio se agotan y el hierro se enriquece de forma anomala 23 284 285 El patron de abundancia elemental se debe principalmente a dos factores el hidrogeno el helio y parte del litio se formaron unos 20 minutos despues del Big Bang mientras que el resto se creo en el interior de las estrellas 4 316 317 Meteoritos Editar Articulo principal Meteorito Los meteoritos vienen en una variedad de composiciones pero el analisis quimico puede determinar si una vez estuvieron en planetesimales que se fundieron o diferenciaron 21 45 Las condritas no estan diferenciadas y tienen inclusiones redondas de minerales llamadas condrulos Con edades de 4560 millones de anos datan del sistema solar temprano Un tipo particular la condrita CI tiene una composicion que se asemeja mucho a la de la fotosfera del Sol excepto por el agotamiento de algunos volatiles H He C N O y de un grupo de elementos Li B Be que se destruyen por nucleosintesis en el Sol 4 318 21 Debido a este ultimo grupo las condritas CI se consideran una mejor combinacion para la composicion del sistema solar temprano Ademas el analisis quimico de las condritas CI es mas preciso que el de la fotosfera por lo que generalmente se usan como fuente de la abundancia quimica a pesar de su rareza solo se han recuperado cinco en la Tierra 21 Planetas gigantes Editar Cortes que ilustran modelos de los interiores de los planetas gigantes Articulo principal Planeta gigante Los planetas del sistema solar se dividen en dos grupos los cuatro planetas interiores son los planetas terrestres Mercurio Venus Tierra y Marte con tamanos relativamente pequenos y superficies rocosas Los cuatro planetas exteriores son los planetas gigantes que estan dominados por el hidrogeno y el helio y tienen densidades medias mas bajas Estos pueden subdividirse en los gigantes gaseosos Jupiter y Saturno y los gigantes de hielo Urano y Neptuno que tienen grandes nucleos de hielo 24 26 27 283 284 La mayor parte de nuestra informacion directa sobre la composicion de los planetas gigantes proviene de la espectroscopia Desde la decada de 1930 se sabia que Jupiter contenia hidrogeno metano y amoniaco En la decada de 1960 la interferometria aumento considerablemente la resolucion y la sensibilidad del analisis espectral lo que permitio la identificacion de una coleccion mucho mayor de moleculas que incluyen etano acetileno agua y monoxido de carbono 25 138 139 Sin embargo la espectroscopia basada en la Tierra se vuelve cada vez mas dificil con los planetas mas remotos ya que la luz reflejada del Sol es mucho mas tenue y el analisis espectroscopico de la luz de los planetas solo se puede utilizar para detectar vibraciones de moleculas 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 fosforo en el gas fosfina PH3 y germanio en gas germano GeH4 25 131 El atomo de helio tiene vibraciones en el rango ultravioleta que es fuertemente absorbido por las atmosferas de los planetas exteriores y por la Tierra Por lo tanto a pesar de su abundancia el helio solo se detecto cuando se enviaron naves espaciales a los planetas exteriores y luego solo indirectamente a traves de la absorcion inducida por colision en las moleculas de hidrogeno 25 209 Se obtuvo mas informacion sobre Jupiter con la sonda Galileo cuando fue enviada a la atmosfera en 1995 26 27 y la mision final de la sonda Cassini en 2017 que fue entrar en la atmosfera de Saturno 28 En la atmosfera de Jupiter se encontro que el He estaba agotada por un factor de 2 en comparacion con la composicion 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 oxigeno tambien se agoto pero esto se atribuyo a la region inusualmente seca que Galileo muestreo 27 Los metodos espectroscopicos solo penetran en las atmosferas de Jupiter y Saturno a profundidades donde la presion es aproximadamente igual a 1 bar aproximadamente la presion atmosferica de la Tierra a nivel del mar 25 131 La sonda Galileo penetro hasta los 22 bares 27 Esta es una pequena fraccion del planeta que se espera alcance presiones de mas de 40 Mbar Para restringir la composicion en el interior los modelos termodinamicos se construyen utilizando informacion sobre la temperatura de los espectros de emision infrarroja y de las ecuaciones de estado para las composiciones probables 25 131 Los experimentos de alta presion predicen que el hidrogeno sera un liquido metalico en el interior de Jupiter y Saturno mientras que en Urano y Neptuno permanecera en estado molecular 25 135 136 Las estimaciones tambien dependen de los modelos para la formacion de los planetas La condensacion de la nebulosa presolar daria lugar a un planeta gaseoso con la misma composicion que el Sol pero los planetas tambien podrian haberse formado cuando un nucleo solido capturase gas nebuloso 25 136 En los modelos actuales los cuatro planetas gigantes tienen nucleos de roca y de hielo que son aproximadamente del mismo tamano pero la proporcion de hidrogeno y helio disminuye desde aproximadamente 300 masas terrestres en Jupiter a 75 en Saturno y solo unas pocas en Urano y Neptuno 25 220 Asi mientras que los gigantes gaseosos estan compuestos principalmente de hidrogeno y helio los gigantes del hielo estan compuestos principalmente de elementos mas pesados O C N S principalmente en forma de agua metano y amoniaco Las superficies son lo suficientemente frias para que el hidrogeno molecular sea liquido por lo que gran parte de cada planeta es probablemente un oceano de hidrogeno que se encuentra sobre compuestos mas pesados 29 Fuera del nucleo Jupiter tiene un manto de hidrogeno metalico liquido y una atmosfera de hidrogeno molecular y helio El hidrogeno metalico no se mezcla bien con el helio y en Saturno puede formar una capa separada situada por debajo del hidrogeno metalico 25 138 Planetas terrestres Editar Articulo principal Composicion de Marte Se cree que los planetas terrestres provienen del mismo material nebular que los planetas gigantes pero que han perdido la mayoria de los elementos mas ligeros y tienen diferentes historias Se podria esperar que los planetas mas cercanos al Sol tuvieran una fraccion mas alta de elementos refractarios pero si sus ultimas etapas de formacion involucraron colisiones con objetos grandes con orbitas que muestreaban diferentes partes del Sistema Solar podria haber poca dependencia sistematica de la posicion 30 3 4 La informacion directa sobre Marte Venus y Mercurio proviene en gran parte de las misiones de las naves espaciales Usando espectrometros de rayos gamma la composicion 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 Informacion 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 tambien estan limitadas por las masas de los planetas mientras que la distribucion interna de los elementos esta constrenida por sus momentos de inercia 4 334 Los planetas condensados de la nebulosa solar y muchos de los detalles de su composicion estan determinados por el fraccionamiento a medida que se enfrian 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 niquel y el hierro luego los silicatos de magnesio Por debajo de 700 kelvins 700 K los metales y silicatos ricos en volatiles 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 condriticas lo que significa que dentro de cada grupo las proporciones entre los elementos son las mismas que en las condritas carbonaceas 4 334 Las estimaciones de las composiciones planetarias dependen del modelo utilizado En el modelo de condensacion de equilibrio cada planeta se formo a partir de una zona de alimentacion feeding zone en la que las composiciones de los solidos quedaron determinadas por las temperaturas en esas zonas Asi Mercurio se formo a 1400 K cuando el hierro permanece en una forma metalica pura y habia poco magnesio o silicio en forma solida 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 incorporo FeO en silicatos de magnesio El mayor problema con esta teoria es que los volatiles no se condensarian por lo que los planetas no tendrian atmosferas y la Tierra no tendria atmosfera 4 335 336 En los modelos de mezcla condritica las composiciones de las condritas se utilizan para estimar las composiciones planetarias Por ejemplo un modelo mezcla dos componentes uno con la composicion 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 indice para cada uno de los grupos Para el grupo mas refractario se utiliza uranio hierro para el segundo las proporciones de potasio y talio con el uranio para los dos siguientes y la relacion molar FeO FeO MgO para el ultimo Usando modelos termicos y sismicos 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 prediccion de abundancias volatiles porque algunos volatiles solo estan parcialmente condensados 34 4 337 338Corteza de la Tierra EditarArticulo principal Corteza terrestre Los constituyentes mas comunes de las rocas son casi todos oxidos los cloruros sulfuros y fluoruros son las unicas 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 mas del 47 de la corteza terrestre esta compuesta de oxigeno Se presenta principalmente en combinacion como oxidos de los que los principales son la silice la alumina los oxidos de hierro y varios carbonatos carbonato de calcio carbonato de magnesio carbonato de sodio y carbonato de potasio La silice funciona principalmente como un acido formando silicatos y todos los minerales mas comunes de las rocas igneas son de esta naturaleza A partir de un calculo basado en 1672 analisis de numerosos tipos de rocas Clarke llego a la siguiente composicion 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 demas constituyentes aparecen solo en cantidades muy pequenas generalmente mucho menores del 1 35 Estos oxidos 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 mayoria de los casos se encuentran como feldespato El acido fosforico con cal carbonato de calcio forma la apatita El dioxido de titanio con oxido ferroso da lugar a la ilmenita Parte de la cal forma feldespato de cal El carbonato de magnesio y los oxidos de hierro con silice cristalizan en forma de olivino o enstatita o con alumina y cal forman el complejo de silicatos ferro magnesicos de los que los piroxenos anfiboles y biotitas son los principales Cualquier exceso de silice por encima de lo que se requiere para neutralizar las bases se separara como cuarzo el exceso de alumina cristaliza como corindon Estas deben considerarse solo como tendencias generales Es posible segun el analisis de la roca decir aproximadamente que minerales contiene la roca pero hay numerosas excepciones a cualquier regla 35 Constitucion mineral Editar Excepto en rocas acidas o igneas siliceas que contienen mas del 66 de silice conocidas como rocas felsicas el cuarzo no es abundante en las rocas igneas En las rocas basicas que contienen un 20 de silice o menos es raro que contengan tanto silicio y se conocen como rocas maficas Si el magnesio y el hierro estan por encima de la media mientras que la silice es baja puede esperarse olivino cuando la silice esta presente en mayor cantidad sobre los minerales ferro magnesicos en lugar del olivino ocurren otros como la augita hornblenda enstatita o biotita A menos que la potasa sea alta y la silice relativamente baja la leucita no estara 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 silice Con alcalis altos pueden estar presentes piroxenos y anfiboles que contienen sosa Cuanto menor es el porcentaje de silice y de alcalis mayor es la prevalencia del feldespato plagioclasa como contraido con el feldespato de soda o potasio 35 La corteza terrestre esta 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 anfiboles 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 esta compuesta de minerales que no son silicatos como carbonatos oxidos y sulfuros 36 El otro factor determinante a saber las condiciones fisicas que acompanan a la consolidacion juega en general una parte mas pequena pero de ninguna manera es despreciable Ciertos minerales estan practicamente confinados a rocas intrusivas profundas por ejemplo microclina moscovita diallage La leucita es muy rara en masas plutonicas muchos minerales tienen peculiaridades especiales en su caracter microscopico segun si cristalizaron en profundidad o cerca de la superficie por ejemplo hiperesteno ortoclasa cuarzo Hay algunos ejemplos curiosos de rocas que tienen la misma composicion quimica pero que consisten en minerales completamente diferentes por ejemplo la hornblendita de Gran en Noruega que contiene solo hornblenda tiene la misma composicion 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 corrosion de los minerales porfiriticos en las rocas igneas 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 mas altos En la masa del suelo de estas rocas el augito esta casi universalmente presente Pero los representantes plutonicos del mismo magma granito y sienita contienen biotita y hornblenda mucho mas comunmente que augita 35 Rocas igneas felsicas intermedias y maficas Editar Aquellas rocas que contienen la mayor cantidad de silice y al cristalizar dejan cuarzo libre forman un grupo generalmente denominado rocas felsicas Las que nuevamente contienen menos silice y la mayoria de magnesia y hierro de modo que el cuarzo esta ausente mientras que el olivino suele ser abundante forma el grupo mafico Las rocas intermedias incluyen aquellas caracterizadas por la ausencia general tanto de cuarzo como de olivino Una subdivision importante de estas contiene un porcentaje muy alto de alcalis 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 demas como rocas alcalinas o sodas y existe una serie correspondiente de rocas maficas Finalmente un pequeno subgrupo rico en olivino y sin feldespato se ha llamado rocas ultramaficas Tienen porcentajes muy bajos de silice pero mucho hierro y magnesia Excepto estas ultimas practicamente todas las rocas contienen feldespatos o minerales feldespatoides En las rocas acidas los feldespatos comunes son la ortoclasa la pertita la microclina y la oligoclasa todas con mucha silice y alcalis En las rocas maficas prevalecen labradorita anortita y bytownita que son ricas en cal y pobres en silice potasa y soda La augita es la ferromagnesia mas comun en las rocas maficas pero la biotita y la hornblenda son en general mas frecuentes en las rocas felsicas 35 Minerales mas comunes Felsico Intermedio Mafico UltramaficoCuarzo 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 olivinoPlutonica o tipo abisal granito sienita diorita gabro peridotitaIntrusiva o tipo hipoabisal Porfido de cuarzo ortoclasa porfirio porfirita dolerita PicritaLavas 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 caracter intermedio o mafico En consecuencia se podrian 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 clasificacion puramente formal como la que se describe aqui tratar todo el conjunto como una serie distinta 35 Rocas con nefelina y leucita Minerales mas comunes Alkali Feldespato nefelina o leucita augita hornblenda biotita Soda cal Feldespato nefelina o leucita augita hornblenda olivino Nefelina o leucita augita hornblenda olivinoTipo plutonico Nefelina sienita leucita sienita nefelina porfirio Essexita y theralita Ijolita y missouritaTipo efusivo o lavas Fonolita leucitophyra Tefrita y basanita Nefelina basalto leucita basalto Esta clasificacion se basa esencialmente en la constitucion mineralogica de las rocas igneas Cualquier distincion quimica entre los diferentes grupos aunque implicita se relega a una posicion subordinada Es cierto que es artificial pero ha crecido con el crecimiento de la ciencia y aun se adopta como la base sobre la cual se erigen subdivisiones aun mas pequenas 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 Ademas las andesitas efusivas no siempre corresponden a las dioritas plutonicas sino en parte tambien a los gabros A medida que los diferentes tipos de roca considerados como agregados de minerales pasan gradualmente unos sobre otros los tipos de transicion 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 asi sucesivamente 35 Metales traza en el oceano EditarLos metales traza forman facilmente complejos con iones principales en el oceano incluidos hidroxido carbonato y cloruro y sus cambios en la especiacion quimica dependen de si el ambiente esta oxidado o reducido 37 Benjamin 2002 define los complejos de metales con mas de un tipo de ligando distinto del agua como complejos de ligando mixto En algunos casos un ligando contiene mas de un atomo donante formando complejos muy fuertes tambien llamados quelatos el ligando es el quelante Uno de los quelantes mas comunes es el EDTA acido etilendiaminotetraacetico que puede reemplazar seis moleculas de agua y formar enlaces fuertes con metales que tienen una carga de mas de dos 38 Con una mayor formacion de complejos se observa una menor actividad del ion metalico libre Una consecuencia de la menor reactividad de los metales complejados en comparacion con la misma concentracion de metal libre es que la quelacion tiende a estabilizar los metales en la solucion acuosa en lugar de en solidos 38 Las concentraciones de algunos metales traza cadmio cobre molibdeno manganeso renio uranio y vanadio en ciertos sedimentos registran la historia redox de los oceanos En ambientes acuaticos el cadmio II puede estar en la forma CdCl aq en aguas oxicas 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 oxicos y de CuS s y Cu2S en ambientes reducidos El ambiente de agua de mar reducido conduce a dos posibles estados de oxidacion del cobre Cu I y Cu II El molibdeno esta presente como el estado de oxidacion del Mo VI como MoO42 aq en ambientes oxicos Mo V y Mo IV estan presentes en ambientes reducidos en las formas MoO2 aq y MoS2 s El renio esta presente como el estado de oxidacion Re VII como ReO4 en condiciones oxicas pero se reduce a Re IV que puede formar ReO2 o ReS2 El uranio esta en el estado de oxidacion VI en UUO2 CO3 34 aq y se encuentra en la forma reducida UO2 s El vanadio se encuentra en varias formas en el estado de oxidacion V V HVO42 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 oceano 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 traves de estas tres distribuciones los metales traza tienen diferentes tiempos de residencia y se utilizan en diferentes extensiones por los microorganismos planctonicos Los metales traza con distribuciones de tipo conservador tienen altas concentraciones en relacion con su uso biologico Un ejemplo de un metal traza con una distribucion de tipo conservador es el molibdeno Tiene un tiempo de residencia en los oceanos de alrededor de 8 x 105 anos y generalmente esta presente como el anion molibdato MoO42 El molibdeno interactua debilmente con las particulas y muestra un perfil vertical casi uniforme en el oceano En relacion con la abundancia de molibdeno en el oceano 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 estan fuertemente asociados con los ciclos internos de la materia organica en particulas especialmente la asimilacion por el plancton Las concentraciones mas bajas disueltas de estos metales se encuentran en la superficie del oceano donde son asimilados por el plancton A medida que la disolucion y la descomposicion 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 anos Finalmente un ejemplo de un metal traza de tipo barrido es el aluminio que tiene fuertes interacciones con las particulas y un corto tiempo de residencia en el oceano Los tiempos de residencia de los metales traza de tipo barrido son de alrededor de 100 a 1000 anos Las concentraciones de estos metales son mas altas alrededor de los sedimentos del fondo de las fuentes hidrotermales y de los rios Para el aluminio el polvo atmosferico proporciona la mayor fuente de entradas externas al oceano 39 El hierro y el cobre muestran distribuciones hibridas en el oceano Estan influenciados por el reciclaje y la limpieza intensa El hierro es un nutriente limitante en vastas areas de los oceanos y se encuentra en gran abundancia junto con el manganeso cerca de los respiraderos hidrotermales Aqui se encuentran muchos precipitados de hierro principalmente en forma de sulfuros de hierro y oxidados compuestos de oxihidroxido de hierro Las concentraciones de hierro cerca de los respiraderos hidrotermales pueden ser de hasta un millon de veces las concentraciones encontradas en el oceano abierto 39 Usando tecnicas electroquimicas es posible mostrar que los metales traza bioactivos zinc cobalto cadmio hierro y cobre estan unidos por ligandos organicos en la superficie del agua de mar Estos complejos de ligandos sirven para disminuir la biodisponibilidad de los metales traza en el oceano Por ejemplo el cobre que puede ser toxico para el fitoplancton y las bacterias del oceano abierto puede formar complejos organicos La formacion de estos complejos reduce las concentraciones de complejos inorganicos biodisponibles de cobre que podrian ser toxicos 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 union organica de Zn2 En las regiones altas en clorofila y bajas en nutrientes el hierro es el nutriente limitante y las especies dominantes son complejos organicos fuertes de Fe III 39 Vease tambien Editarcontaminacion cosmoquimica mineralogia petrologia quimica inorganica quimica medioambiental quimica organica sedimentologia suelo Ciclo biogeoquimico Ciclo geoquimico Important publications in geochemistry Publicaciones importantes en geoquimica TefrocronologiaNotas Editar a b c d e f g Albarede Francis 2007 Geochemistry an introduction Translated from the French 5th edicion Cambridge Cambridge Univ Press ISBN 9780521891486 a b McSween Jr Harry Y Huss Gary R 2010 Cosmochemistry Cambridge University Press ISBN 9781139489461 a b c d Kragh Helge 2008 From geochemistry to cosmochemistry The origin of a scientific discipline 1915 1955 En Reinhardt Carsten ed Chemical Sciences in the 20th Century Bridging Boundaries John Wiley amp Sons pp 160 192 ISBN 3 527 30271 9 a b c d e f g h i j k l m McSween Jr Harry Y Richardson Steven M Uhle Maria E 2003 Geochemistry pathways and processes 2nd edicion New York Columbia University ISBN 9780231509039 White William M Geochemistry Unpublished p 1 Consultado el 14 de marzo de 2012 Mason Brian 1992 Victor Moritz Goldschmidt father of modern geochemistry San Antonio Tex Geochemical Society ISBN 0 941809 03 X Welcome to GPS Geochemistry GPS Research Program California Institute of Technology Consultado el 2 de octubre de 2017 Langmuir Donald 1997 Aqueous environmental geochemistry Upper Saddle River N J Prentice Hall ISBN 9780023674129 Schlesinger William H Bernhardt Emily S 2013 Biogeochemistry an analysis of global change Third edicion Academic Press ISBN 9780123858740 Kendall Carol Caldwell Eric A 1998 Chapter 2 Fundamentals of Isotope Geochemistry En Kendall C McDonnell J J eds Isotope Tracers in Catchment Hydrology Amsterdam Elsevier Science pp 51 86 Consultado el 3 de octubre de 2017 Killops Stephen D Killops Vanessa J 2013 Introduction to Organic Geochemistry John Wiley amp Sons ISBN 9781118697207 Doane TA 2017 A survey of pho togeochemistry Geochem Trans 18 1 PMC 5307419 PMID 28246525 doi 10 1186 s12932 017 0039 y Garrett R G Reimann C Smith D B Xie X November 2008 From geochemical prospecting to international geochemical mapping a historical overview Table 1 Geochemistry Exploration Environment Analysis 8 3 4 205 217 doi 10 1144 1467 7873 08 174 McSween Jr Harry Y Huss Gary R 2010 Cosmochemistry Cambridge University Press ISBN 9781139489461 Olson Gerald Schubert Donald L Turcotte Peter 2001 Mantle convection in the earth and planets Cambridge Cambridge Univ Press ISBN 9780521798365 Wilson Marjorie 2007 Igneous petrogenesis Dordrecht Springer ISBN 9789401093880 a b c d e Kendall Carol Caldwell Eric A 2000 Chapter 2 Fundamentals of Isotope Geochemistry En Kendall Carol McDonnell J J eds Isotope tracers in catchment hydrology Amsterdam Elsevier pp 51 86 ISBN 9780444501554 Consultado el 24 de octubre de 2017 a b Hoefs Jochen 2015 Isotope fractionation processes of selected elements Stable Isotope Geochemistry 47 134 ISBN 978 3 319 19715 9 doi 10 1007 978 3 319 19716 6 2 a b c d Lasaga Antonio C Berner Robert A April 1998 Fundamental aspects of quantitative models for geochemical cycles Chemical Geology 145 3 4 161 175 Bibcode 1998ChGeo 145 161L doi 10 1016 S0009 2541 97 00142 3 Datos de la tabla 6 de Cameron A G W September 1973 Abundances of the elements in the solar system Space Science Reviews 15 1 121 Bibcode 1973SSRv 15 121C doi 10 1007 BF00172440 a b c d Palme H Jones A 2003 1 03 Solar system abundance of the elements En Holland H D Turekian K K eds Treatise on Geochemistry Volume 1 Meteorites Comets and Planets 1st edicion Oxford Elsevier Science pp 41 61 ISBN 9780080437514 doi 10 1016 B0 08 043751 6 01060 4 Consultado el 3 de octubre de 2017 Lodders Katharina 10 de julio de 2003 Solar System Abundances and Condensation Temperatures of the Elements The Astrophysical Journal 591 2 1220 1247 Bibcode 2003ApJ 591 1220L doi 10 1086 375492 Parametro desconocido citeseerx ignorado ayuda Middlemost Eric A K 2014 Magmas Rocks and Planetary Development A Survey of Magma Igneous Rock Systems Routledge ISBN 9781317892649 Encrenaz Therese Bibring Jean Pierre Blanc M Barucci Maria Antonietta Roques Francoise Zarka Philippe 2004 The solar system 3rd edicion Berlin Springer ISBN 9783540002413 a b c d e f g h i j Lewis John 1995 Physics and Chemistry of the Solar System Burlington Elsevier Science ISBN 9780323145848 Atreya S K Mahaffy P R Niemann H B Wong M H Owen T C February 2003 Composition and origin of the atmosphere of Jupiter an update and implications for the extrasolar giant planets Planetary and Space Science 51 2 105 112 Bibcode 2003P amp SS 51 105A doi 10 1016 S0032 0633 02 00144 7 a b c Fortney Jonathan 22 de marzo de 2010 Viewpoint Peering into Jupiter Physics 3 26 Consultado el 10 de octubre de 2017 Netburn Deborah 15 de septiembre de 2017 As NASA s Cassini mission flames out over Saturn scientists mark bittersweet end of mission The Los Angeles Times Consultado el 10 de octubre de 2017 Lang Kenneth R 2010 11 Uranus and Neptune NASA s Cosmos Tufts University Consultado el 11 de octubre de 2017 a b Anderson Don L 2007 New Theory of the Earth Cambridge University Press ISBN 9781139462082 GRS Jet Propulsion Laboratory USA gov Consultado el 17 de octubre de 2017 Rhodes Edgar A Evans Larry G Nittler Larry R Starr Richard D Sprague Ann L Lawrence David J McCoy Timothy J Stockstill Cahill Karen R Goldsten John O Peplowski Patrick N Hamara David K Boynton William V Solomon Sean C December 2011 Analysis of MESSENGER Gamma Ray Spectrometer data from the Mercury flybys Planetary and Space Science 59 15 1829 1841 Bibcode 2011P amp SS 59 1829R doi 10 1016 j pss 2011 07 018 Kieffer Hugh H ed 1994 Mars 2nd edicion Tucson University of Arizona Press ISBN 9780816512577 a b Morgan John W Anders Edward December 1980 Chemical composition of Earth Venus and Mercury Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 77 12 6973 amp ndash6977 Bibcode 1980PNAS 77 6973M JSTOR 9538 PMC 350422 doi 10 1073 pnas 77 12 6973 a b c d e f g Una o varias de las anteriores afirmaciones incorpora texto de una publicacion sin restricciones conocidas de derecho de autor Varios autores 1910 1911 Petrology En Chisholm Hugh ed Encyclopaedia Britannica A Dictionary of Arts Sciences Literature and General information en ingles 11 ª edicion Encyclopaedia Britannica Inc actualmente en dominio publico Segun 1 que cita esto Klein C Hurlbut C S 1993 Manual of Mineralogy 21st Edition John Wiley amp Sons Nameroff T Balistrieri L Murray J 2002 Suboxic Trace Metal Geochemistry in the Eastern Tropic North Pacific Geochimica et Cosmochimica Acta 66 7 1139 1158 Bibcode 2002GeCoA 66 1139N doi 10 1016 s0016 7037 01 00843 2 a b Benjamin M 2002 Water Chemistry University of Washington ISBN 1 57766 667 4 a b c d Bruland K Lohan M 2003 6 02 Controls on Trace Metals in Seawater En Holland H D Turekian K K eds Treatise on Geochemistry Volume 6 The Oceans and Marine Geochemistry pp 23 47 Bibcode 2003TrGeo 6 23B doi 10 1016 B0 08 043751 6 06105 3 Referencias EditarEsta obra contiene una traduccion derivada de Geochemistry de Wikipedia en ingles publicada por sus editores bajo la Licencia de documentacion libre de GNU y la Licencia Creative Commons Atribucion CompartirIgual 3 0 Unported Bibliografia EditarFaure Gunter Mensing Teresa M 2005 Isotopes principles and applications 3rd edicion New Jersy Wiley ISBN 0471384372 Holland H D Turekian K K eds 2003 Treatise on geochemistry 1st edicion Oxford Elsevier Science ISBN 978 0 08 043751 4 Marshall C P Fairbridge R W eds 2006 Geochemistry Berlin SpringerLink ISBN 1 4020 4496 8 Natural Environment Research Council Geochemistry data model EarthDataModels org Consultado el 9 de octubre de 2017 Rollinson Hugh R 1996 Using geochemical data evaluation presentation interpretation Repr edicion Harlow Longman ISBN 978 0 582 06701 1 White William M Geochemistry Unpublished p 1 Consultado el 14 de marzo de 2012 Enlaces externos Editar Wikimedia Commons alberga una categoria multimedia sobre Geoquimica The Geochemistry of Igneous Rocks Gunn Interactive Ltd Datos Q161764 Multimedia GeochemistryObtenido de https es wikipedia org w index php title Geoquimica amp oldid 132581175, wikipedia, wiki, leyendo, leer, libro, biblioteca,

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