Alguns subcampos da geoquímica são:[7]​.

Os blocos de construção dos materiais são elementos químicos. Estes podem ser identificados pelo seu número atômico, Z, que é o número de prótons no núcleo. Um elemento pode ter mais de um valor para N, o número de nêutrons no núcleo. A soma desses números é o número de massa, que é aproximadamente igual à massa atômica. Átomos com o mesmo número atômico, mas diferentes números de nêutrons são chamados de isótopos. Um determinado isótopo é identificado pelo símbolo do elemento precedido por um número de massa sobrescrito. Por exemplo, dois isótopos comuns de cloro são Cl e Cl. Existem cerca de 1.700 combinações conhecidas de Z e N, das quais apenas 260 são estáveis. No entanto, a maioria dos isótopos instáveis ​​não ocorre na natureza. Na geoquímica, os isótopos estáveis ​​são usados ​​para traçar caminhos e reações químicas, enquanto os isótopos são usados ​​principalmente para datar amostras.[4]​.

O comportamento químico de um átomo - sua afinidade por outros elementos e o tipo de ligações que forma - é determinado pelo arranjo dos elétrons nos orbitais, particularmente os elétrons mais externos (valência "Valência (química)"). Esses arranjos são refletidos na posição dos elementos na tabela periódica.[4]​ Dependendo da posição, os elementos são divididos em amplos grupos de metais alcalinos, metais alcalino-terrosos, metais de transição, semimetais (também conhecidos como metalóides), halogênios, gases nobres, lantanídeos e actinídeos.[4]​.

Outro esquema de classificação útil para geoquímica é a classificação de Goldschmidt, que classifica os elementos em quatro grupos principais:

Dentro de cada grupo, alguns elementos são refratários, permanecendo estáveis ​​em altas temperaturas, enquanto outros são voláteis&action=edit&redlink=1 "Volatiidade (química) (ainda não escrita)"), evaporando mais facilmente, então o aquecimento pode separá-los.[1]​[4]​.

Contenido

La composición química de la Tierra y de otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: la diferenciación y la mezcla. En el manto "Manto (geología)") de la Tierra, la diferenciación se produce en las dorsales mediooceánicas a través de la fusión parcial, con más materiales refractarios que permanecen en la base de la litosfera mientras que el resto se eleva para formar basalto. Después de que una placa oceánica descienda en el manto, la convección finalmente mezclará las dos partes. La erosión diferenciará el granito separándolo en arcilla, en el fondo del océano, arenisca, en el borde del continente, y minerales, disueltos en las aguas del océano. El metamorfismo y la anatexia (fusión parcial de las rocas de la corteza) pueden volver a mezclar esos elementos. En el océano, los organismos biológicos pueden causar una diferenciación química, mientras que la disolución de los organismos y sus desechos puede mezclar los materiales nuevamente.[1]​.

Divisão

Uma importante fonte de diferenciação é o fracionamento, uma distribuição desigual de elementos e isótopos. Isto pode ser o resultado de reações químicas, mudanças de fase, efeitos cinéticos ou radioatividade.[1]​.

Na maior escala, a diferenciação planetária é uma separação física e química de um planeta em regiões quimicamente distintas. Por exemplo, os planetas terrestres formaram núcleos ricos em ferro e mantos e crostas ricos em silicatos.[14] No manto da Terra, a principal fonte de diferenciação química é o derretimento parcial, particularmente perto das dorsais meso-oceânicas.[15] Isto pode ocorrer quando o sólido é heterogêneo ou uma solução sólida, e parte do fundido se separa do sólido. O processo é conhecido como "equilíbrio" ou "fusão em lote" se o sólido e o fundido permanecerem em equilíbrio até que o fundido seja removido, e "fusão fracionada ou Rayleigh" se for removido continuamente.

Fracionamento isotópico") pode ter formas dependentes de massa e independentes de massa. Moléculas com isótopos mais pesados têm energias de ponto zero mais baixas e são, portanto, mais estáveis. Como resultado, as reações químicas mostram pouca dependência de isótopos, com isótopos mais pesados preferindo espécies ou compostos com um estado de oxidação mais alto; e nas mudanças de fase, os isótopos mais pesados tendem a se concentrar nas fases mais pesadas. da massa total.[18]​.

As proporções entre isótopos são geralmente comparadas a um padrão. Por exemplo, o enxofre tem quatro isótopos estáveis, dos quais os dois mais comuns são S e S.[18]​ A proporção de suas concentrações, , é relatada como.

onde é o mesmo relacionamento para um padrão. Como as diferenças são pequenas, a proporção é multiplicada por 1.000 para torná-la partes por mil. Isso é representado pelo símbolo .[17]​.

O equilíbrio de fracionamento ocorre entre produtos químicos ou fases que estão em equilíbrio entre si. No fracionamento de equilíbrio de fases, as fases mais pesadas preferem os isótopos mais pesados. Para duas fases A e B, o efeito pode ser representado pelo fator.

Na transição de fase líquido-vapor para a água, a 20 °C é para O e para H. Em geral, o fracionamento é maior em temperaturas mais baixas. A 0 °C, os fatores são e .[17]​.

Quando não há equilíbrio entre fases ou compostos químicos, pode ocorrer fracionamento cinético. Por exemplo, nas interfaces entre a água líquida e o ar, a reação direta é aumentada se a umidade do ar for inferior a 100% ou se o vento mover o vapor d'água. mais fracos, eles tendem a reagir mais rápido e enriquecer os produtos da reação.[17]​.

O fracionamento biológico é uma forma de fracionamento cinético, uma vez que as reações tendem a ocorrer em uma direção. Os organismos biológicos preferem isótopos mais leves porque há um menor custo de energia na quebra de ligações energéticas. Além dos fatores mencionados acima, o ambiente e as espécies do organismo podem ter um grande efeito no fracionamento.[17]​.

Os elementos químicos, através de uma variedade de processos físicos e químicos, mudam de concentração e movem-se no que é conhecido como “ciclos geoquímicos”. A compreensão dessas mudanças requer observação detalhada e modelos teóricos. Cada composto químico, elemento ou isótopo tem uma concentração que é função da posição e do tempo, mas que não é prática para modelar a variabilidade completa. Em vez disso, numa abordagem emprestada da engenharia química, os geoquímicos[1] calculam a média da concentração em regiões da Terra chamadas “reservatórios geoquímicos”. A escolha do depósito depende do problema; Por exemplo, o oceano pode ser um único reservatório ou dividido em vários reservatórios.[19]​ Em um tipo de modelo denominado modelo de caixa, um reservatório é representado por uma caixa com entradas e saídas.[1][19]​.

Os modelos geoquímicos geralmente envolvem feedback. No caso mais simples de um ciclo linear, a entrada ou saída de um tanque é proporcional à concentração. Por exemplo, o sal é removido do oceano pela formação de evaporitos e, dada uma taxa constante de evaporação nas bacias evaporíticas, a taxa de remoção de sal deve ser proporcional à sua concentração. Para um determinado componente, se a entrada para um reservatório for uma constante e a saída for alguma constante, então a equação de balanço de materiais é.

Isto expressa o fato de que qualquer mudança na massa deve ser equilibrada por mudanças na entrada ou na saída. Em uma escala de tempo de, o sistema se aproxima de um estado estacionário no qual. O tempo de residência é definido como.

onde e são as taxas de entrada e saída. No exemplo acima, as taxas de entrada e saída no estado estacionário são iguais a , então .[19]​.

Se as taxas de entrada e saída forem funções não lineares de , ainda podem ser muito equilibradas em escalas de tempo muito mais longas do que o tempo de residência; Caso contrário, haveria grandes flutuações. Nesse caso, o sistema está sempre próximo de um estado estável e uma expansão de ordem inferior à da equação de balanço de massa levará a uma equação linear como a equação (1). Na maioria dos sistemas, uma ou ambas as entradas e saídas dependem de , resultando em feedback que tende a manter o estado estável. Se um forçamento externo perturbar o sistema, ele retornará ao estado estável em uma escala de tempo de .[19]​.

Sistema solar

A composição do sistema solar é semelhante à de muitas outras estrelas e, salvo pequenas anomalias, pode-se supor que se formou a partir de uma nebulosa solar de composição uniforme, e que a composição da fotosfera do Sol é semelhante à do resto do sistema solar. A composição da fotosfera é determinada ajustando as linhas de absorção em seu espectro eletromagnético aos modelos da atmosfera solar. De longe, os dois maiores elementos em fração da massa total são o hidrogênio (74,9%) e o hélio (23,8%), com todos os elementos restantes contribuindo com apenas 1,3%. Há uma tendência geral de diminuição exponencial da abundância relacionada ao aumento do número atômico, embora elementos com número atômico par sejam mais comuns do que seus vizinhos de número ímpar (a regra de Oddo-Harkins), em comparação com a tendência geral, lítio, boro e berílio estão esgotados e o ferro é enriquecido anormalmente.[23]​.

O padrão de abundância elementar se deve principalmente a dois fatores: o hidrogênio, o hélio e parte do lítio foram formados cerca de 20 minutos após o Big Bang, enquanto o restante foi criado dentro das estrelas.[4]​.

Meteoritos

Os meteoritos vêm em uma variedade de composições, mas a análise química pode determinar se eles já estiveram em planetesimais que se fundiram ou se diferenciaram.[21] Os condritos são indiferenciados e possuem inclusões redondas de minerais chamados côndrulos. Com idades de 4,56 bilhões de anos, datam do início do sistema solar. Um tipo particular, o condrito CI, tem uma composição que se assemelha muito à da fotosfera do Sol, exceto devido ao esgotamento de alguns voláteis (H, He, C, N, O) e um grupo de elementos (Li, B, Be) que são destruídos pela nucleossíntese no Sol.[4]​[21]​ Devido a este último grupo, os condritos CI são considerados uma combinação melhor para a composição do início do sistema solar. Além disso, a análise química dos condritos CI é mais precisa do que a da fotosfera, pelo que são geralmente utilizados como fonte de abundância química, apesar da sua raridade (apenas cinco foram recuperados na Terra).[21]​.

planetas gigantes

Os planetas do sistema solar são divididos em dois grupos: os quatro planetas internos são os planetas terrestres (Mercúrio "Mercúrio (planeta)"), Vênus "Vênus (planeta)"), Terra e Marte "Marte (planeta)")), com tamanhos relativamente pequenos e superfícies rochosas. Os quatro planetas exteriores são os planetas gigantes, dominados por hidrogénio e hélio e têm densidades médias mais baixas. Estes podem ser subdivididos em gigantes gasosos (Júpiter "Júpiter (planeta)") e Saturno "Saturno (planeta)") e os gigantes de gelo (Urano "Urano (planeta)") e Netuno "Netuno (planeta)")) que possuem grandes núcleos de gelo.

A maior parte da nossa informação direta sobre a composição dos planetas gigantes vem da espectroscopia. Desde a década de 1930, sabia-se que Júpiter continha hidrogênio, metano e amônia. Na década de 1960, a interferometria aumentou muito a resolução e a sensibilidade da análise espectral, permitindo a identificação de uma coleção muito maior de moléculas, incluindo etano, acetileno, água e monóxido de carbono.[25] No entanto, a espectroscopia baseada na Terra torna-se cada vez mais difícil com planetas mais remotos, pois a luz refletida do Sol é muito mais fraca; e a análise espectroscópica da luz dos planetas só pode ser usada para detectar vibrações de moléculas, que estão na faixa de frequência infravermelha. Isso restringe a abundância dos elementos H, C e N.[25]​ Dois outros elementos são detectados: fósforo no gás fosfina (PH) e germânio no gás germano (GeH).[25]​.

O átomo de hélio possui vibrações na faixa ultravioleta, que é fortemente absorvida pelas atmosferas dos planetas exteriores e pela Terra. Portanto, apesar da sua abundância, o hélio só foi detectado quando naves espaciais foram enviadas para os planetas exteriores, e apenas indirectamente, através da absorção induzida por colisão em moléculas de hidrogénio.[25] Mais informações sobre Júpiter foram obtidas com a sonda Galileo quando esta foi enviada à atmosfera em 1995; Saturno.[28]​ Na atmosfera de Júpiter, descobriu-se que He estava esgotado por um fator de 2 em comparação com a composição solar e Ne por um fator de 10, um resultado surpreendente, uma vez que os outros gases nobres e os elementos C, N e S aumentaram por fatores de 2 a 4 (o oxigênio também foi esgotado, mas isso foi atribuído à região incomumente seca que Galileu amostrou).[27]​.

Os métodos espectroscópicos apenas penetram nas atmosferas de Júpiter e Saturno em profundidades onde a pressão é aproximadamente igual a 1 bar "Bar (unidade)"), aproximadamente a pressão atmosférica da Terra ao nível do mar. Para restringir a composição no interior, modelos termodinâmicos são construídos usando informações de temperatura de espectros de emissão infravermelha e equações de estado para composições prováveis. Experimentos de alta pressão prevêem que o hidrogênio será um líquido metálico no interior de Júpiter e Saturno, enquanto em Urano e Netuno permanecerá em estado molecular. As estimativas também dependem dos modelos de formação dos planetas. A condensação da nebulosa pré-solar daria origem a um planeta gasoso com a mesma composição do Sol, mas os planetas também poderiam ter se formado quando um núcleo sólido capturou gás nebuloso.[25]​.

Nos modelos actuais, os quatro planetas gigantes têm núcleos de rocha e gelo que são aproximadamente do mesmo tamanho, mas a proporção de hidrogénio e hélio diminui de cerca de 300 massas terrestres em Júpiter, para 75 em Saturno e apenas algumas em Urano e Neptuno.[25] Assim, enquanto os gigantes gasosos são compostos principalmente por hidrogênio e hélio, os gigantes gelados são compostos principalmente por elementos mais pesados ​​(O, C, N, S), principalmente na forma de água, metano e amônia. As superfícies são frias o suficiente para que o hidrogénio molecular seja líquido, pelo que grande parte de cada planeta é provavelmente um oceano de hidrogénio situado no topo de compostos mais pesados. Fora do núcleo, Júpiter possui um manto de hidrogênio metálico líquido e uma atmosfera de hidrogênio molecular e hélio. O hidrogênio metálico não se mistura bem com o hélio e, em Saturno, pode formar uma camada separada abaixo do hidrogênio metálico.[25]​.

planetas terrestres

Pensa-se que os planetas terrestres provêm do mesmo material nebular que os planetas gigantes, mas perderam a maior parte dos elementos mais leves e têm histórias diferentes. Pode-se esperar que os planetas mais próximos do Sol tenham uma fração maior de elementos refratários, mas se seus estágios posteriores de formação envolvessem colisões com grandes objetos com órbitas que amostravam diferentes partes do Sistema Solar, poderia haver pouca dependência sistemática da posição.[30]​.

As informações diretas sobre Marte, Vênus e Mercúrio vêm em grande parte de missões espaciais. Usando espectrômetros de raios gama), a composição da crosta de Marte foi medida pelo orbitador Mars Odyssey,[31]​ a crosta de Vênus por algumas das missões Venus Venera,[30]​ e a crosta de Mercúrio pela espaçonave MESSENGER.[32]​ Informações adicionais sobre Marte vêm de meteoritos que pousaram na Terra (shergotitos, nakhlites e chassignitos), conhecidos coletivamente como SNC. meteoritos).[33]​ As abundâncias também são limitadas pelas massas dos planetas, enquanto a distribuição interna dos elementos é limitada pelos seus momentos de inércia.[4]​.

Os planetas condensados ​​da nebulosa solar, e muitos dos detalhes da sua composição, são determinados por fraccionamento à medida que arrefecem. As fases de condensação são divididas em cinco grupos. Os primeiros a condensar são materiais ricos em elementos refratários como Ca e Al. Estes são seguidos por níquel e ferro, depois silicatos de magnésio. Abaixo de 700 Kelvins (700 K), metais e silicatos ricos em voláteis formam um quarto grupo, e o quinto grupo FeO inclui silicatos de magnésio.[34]​ As composições dos planetas e da Lua são condríticas, o que significa que dentro de cada grupo as proporções entre os elementos são as mesmas que nos condritos carbonáceos.[4]​.

As estimativas das composições planetárias dependem do modelo utilizado. No modelo de condensação de equilíbrio, cada planeta formou-se a partir de uma zona de alimentação na qual as composições dos sólidos foram determinadas pelas temperaturas nessas zonas. Assim, Mercúrio formou-se a 1400 K, quando o ferro permanece na forma metálica pura e havia pouco magnésio ou silício na forma sólida; Vênus a 900 K, então todo o magnésio e silício foram condensados; A Terra está a 600 K, portanto contém FeS e silicatos; e Marte a 450 K, por isso incorporou FeO em silicatos de magnésio. O maior problema com esta teoria é que os voláteis não se condensariam, então os planetas não teriam atmosferas e a Terra não teria atmosfera.[4]​.

Nos modelos de mistura condrítica, as composições de condritos são usadas para estimar as composições planetárias. Por exemplo, um modelo mistura dois componentes, um com a composição de condritos C1 e outro apenas com os componentes refratários dos condritos C1.[4]​ Em outro modelo, as abundâncias dos cinco grupos de fracionamento são estimadas usando um elemento de índice para cada um dos grupos. Para o grupo mais refratário, utiliza-se urânio; ferro para o segundo; as proporções de potássio e tálio em relação ao urânio para os dois seguintes; e a razão molar FeO/(FeO+MgO) para este último. Usando modelos térmicos e sísmicos juntamente com fluxo de calor e densidade, o Fe pode ser restringido em 10% na Terra, Vênus e Mercúrio. Você pode estar restrito a cerca de 30% na Terra, mas sua abundância em outros planetas é baseada em “suposições fundamentadas”. Uma dificuldade com este modelo é que pode haver erros significativos na sua previsão de abundâncias voláteis porque alguns voláteis são apenas parcialmente condensados.[34]​[4]​.

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 principalmente 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:.

Todos los demás constituyentes aparecen solo en cantidades muy pequeñas, generalmente mucho menores del 1% .[35]​

Estos óxidos se combinan de una manera casual. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio) y la sosa (carbonato de sodio) se combinan para producir feldespatos. En algunos casos, pueden tomar otras formas, como nefelina, leucita y moscovita, pero en la gran mayoría de los casos se encuentran como feldespato. El ácido fosfórico con cal (carbonato de calcio) forma la apatita. El dióxido de titanio con óxido ferroso da lugar a la ilmenita. Parte de la cal forma feldespato de cal. El carbonato de magnesio y los óxidos de hierro con sílice cristalizan en forma de olivino o enstatita, o con alúmina y cal forman el complejo de silicatos ferro-magnésicos, de los que los piroxenos, anfíboles y biotitas son los principales. Cualquier exceso de sílice por encima de lo que se requiere para neutralizar las bases se separará como cuarzo; el exceso de alúmina cristaliza como corindón. Estas deben considerarse solo como tendencias generales. Es posible, según el análisis de la roca, decir aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero hay numerosas excepciones a cualquier regla.[35]​.

constituição mineral

Exceto em rochas ígneas ácidas ou siliciosas contendo mais de 66% de sílica, conhecidas como rochas félsicas, o quartzo não é abundante em rochas ígneas. Rochas básicas (contendo 20% de sílica ou menos) raramente contêm tanto silício e são conhecidas como rochas máficas. Se o magnésio e o ferro estiverem acima da média, enquanto a sílica estiver baixa, pode-se esperar olivina; Quando a sílica está presente em maior quantidade nos minerais de ferromagnésio, ocorrem outros minerais como augita, hornblenda, enstatita ou biotita em vez da olivina. A menos que o potássio seja alto e a sílica relativamente baixa, a leucita não estará presente, uma vez que a leucita não é produzida com quartzo livre. A nefelina, da mesma forma, é geralmente encontrada em rochas com muito refrigerante e comparativamente pouca sílica. Em álcalis elevados, piroxênios e anfibólios contendo soda podem estar presentes. Quanto menor a porcentagem de sílica e álcalis, maior a prevalência de feldspato plagioclásio contraído em feldspato soda ou potássico.[35]​.

A crosta terrestre é composta por 90% de minerais de silicato e sua abundância na Terra é a seguinte: feldspato plagioclásio "(39%), feldspato alcalino (12%), quartzo (12%), piroxênio (11%), anfibólios (5%), micas (5%), minerais argilosos (5%); os restantes minerais de silicato constituem outros 3% da crosta terrestre. Apenas 8% da Terra é composta de minerais que Eles não são silicatos, como carbonatos"), óxidos e sulfetos.[36]​.

O outro factor determinante, nomeadamente as condições físicas que acompanham a consolidação, desempenha geralmente um papel menor, mas não é de forma alguma negligenciável. Certos minerais estão praticamente confinados a rochas intrusivas profundas, por exemplo, microclina, moscovita, dialage. A leucita é muito rara em massas plutônicas; Muitos minerais têm peculiaridades especiais em seu caráter microscópico dependendo se cristalizaram em profundidade ou perto da superfície, por exemplo, hiperstênio, ortoclásio, quartzo. Existem alguns exemplos curiosos de rochas com a mesma composição química, mas constituídas por minerais completamente diferentes, por exemplo, a hornblenda de Gran, na Noruega, que contém apenas hornblenda, tem a mesma composição de algumas camptonitas da mesma localidade que contêm feldspato e hornblenda de uma variedade diferente. Nesse sentido, pode-se repetir o que foi dito anteriormente sobre a corrosão de minerais porfiríticos em rochas ígneas. Em riolitos e traquitos, os primeiros cristais de hornblenda e biotita podem ser encontrados em grandes quantidades parcialmente convertidos em augita e magnetita. Hornblenda e biotita permaneceram estáveis ​​sob pressões e outras condições abaixo da superfície, mas são instáveis ​​em níveis mais elevados. Na massa de solo dessas rochas, a augita está quase universalmente presente. Mas os representantes plutônicos do mesmo magma, granito e sienito contêm biotita e hornblenda muito mais comumente do que augita.[35]​.

Rochas ígneas félsicas, intermediárias e máficas

Aquelas rochas que contêm maior quantidade de sílica e quando cristalizadas deixam quartzo livre, formam um grupo geralmente denominado rochas "félsicas". Aqueles que novamente contêm menos sílica e mais magnésia e ferro, de modo que o quartzo está ausente, enquanto a olivina é geralmente abundante, formam o grupo "máfico". Rochas "intermediárias" incluem aquelas caracterizadas pela ausência geral de quartzo e olivina. Uma subdivisão importante destas contém uma percentagem muito elevada de álcalis, especialmente soda, e consequentemente possui minerais como a nefelina e a leucita que não são comuns em outras rochas. Muitas vezes é separada das outras como rochas "alcalinas" ou "sodas", e há uma série correspondente de rochas máficas. Finalmente, um pequeno subgrupo rico em olivina e carente de feldspato foi chamado de rochas “ultramáficas”. Eles têm porcentagens muito baixas de sílica, mas muito ferro e magnésia.

Exceto esta última, praticamente todas as rochas contêm feldspatos ou minerais feldspatóides. Em rochas ácidas, os feldspatos comuns são ortoclásio, pertita, microclina e oligoclásio, todos com muita sílica e álcalis. Labradorita, anortita e bytownita predominam nas rochas máficas, ricas em cal e pobres em sílica, potássio e soda. Augita é o ferromagnesiano mais comum em rochas máficas, mas biotita e hornblenda são geralmente mais comuns em rochas félsicas.[35]​.

Rochas contendo leucita ou nefelina, substituindo parcial ou totalmente os feldspatos, não estão incluídas nesta tabela. Eles são essencialmente de caráter intermediário ou máfico. Conseqüentemente, eles podem ser considerados como variedades de sienito, diorito, gabro, etc., nos quais ocorrem feldspatóides, e de fato há muitas transições entre sienitos do tipo comum e nefelina - ou leucita - sienito, e entre gabro ou dolerito e mineralita. ou sexy. Mas, uma vez que muitos minerais se desenvolvem nestas rochas "alcalinas" que não são comuns em outros lugares, é conveniente, numa classificação puramente formal como a descrita aqui, tratar todo o conjunto como uma série distinta.[35]​.

Esta classificação baseia-se essencialmente na constituição mineralógica das rochas ígneas. Qualquer distinção química entre os diferentes grupos, embora implícita, é relegada a uma posição subordinada. É verdade que é artificial, mas cresceu com o crescimento da ciência e ainda é adotado como base sobre a qual se erguem subdivisões ainda menores. As subdivisões não têm, de forma alguma, o mesmo valor. Os sienitos, por exemplo, e os peridotitos, são muito menos importantes que os granitos, dioritos e gabros. Além disso, os andesitos efusivos nem sempre correspondem aos dioritos plutônicos, mas em parte também aos gabros. À medida que diferentes tipos de rochas, consideradas agregados de minerais, passam gradualmente uns sobre os outros, os tipos transicionais são muito comuns e muitas vezes importantes o suficiente para receberem nomes especiais. Sienitos de quartzo e nordmarkitos") podem estar entre granito e sienito, tonalitos e adamelitos entre granito e diorito, monzoaitos entre sienito e diorito, noritos e hiperitos") entre diorito e gabro, e assim por diante.

Os metais traço formam prontamente complexos "Complexos (química)") com os principais íons no oceano, incluindo hidróxido, carbonato e cloreto, e suas mudanças na especiação química dependem se o ambiente está oxidado ou reduzido. Benjamin (2002) define complexos de metais com mais de um tipo de ligante, além da água, como complexos de ligantes mistos. Em alguns casos, um ligante contém mais de um átomo doador, formando complexos muito fortes, também chamados quelatos (o ligante é o quelante). Um dos quelantes mais comuns é o EDTA (ácido etilenodiaminotetracético), que pode substituir seis moléculas de água e formar ligações fortes com metais com carga superior a duas. Uma consequência da menor reatividade dos metais complexados em comparação com a mesma concentração de metal livre é que a quelação tende a estabilizar os metais em solução aquosa e não em sólidos.[38]​.

As concentrações de alguns metais vestigiais – cádmio, cobre, molibdênio, manganês, rênio, urânio e vanádio – em certos sedimentos registram a história redox dos oceanos. Em ambientes aquáticos, o cádmio(II) pode estar na forma CdCl em águas óxicas ou CdS(s) em ambiente reduzido. Portanto, concentrações mais elevadas de Cd em sedimentos marinhos podem indicar condições de baixo potencial redox no passado. Para o cobre (II), uma forma predominante é CuCl(aq) em ambientes óxicos e CuS(s) e CuS em ambientes reduzidos. O ambiente reduzido de água do mar leva a dois possíveis estados de oxidação do cobre, Cu(I) e Cu(II). O molibdênio está presente como estado de oxidação do Mo (VI) como MoO em ambientes óxicos. O rênio está presente no estado de oxidação Re (VII) como ReO sob condições óxicas, mas é reduzido a Re (IV) que pode formar ReO ou ReS O urânio está no estado de oxidação VI em UUO(CO)(aq) e é encontrado na forma reduzida UO(s). O vanádio ocorre em várias formas no estado de oxidação V (V) e HVO; Esta predominância relativa destas espécies depende do pH.

Na coluna de água do oceano ou de lagos profundos, os perfis verticais de metais traço dissolvidos são caracterizados por seguir as seguintes distribuições: tipo conservador (tipo conservador), tipo nutriente (tipo nutriente) ou tipo eliminado*. Através destas três distribuições, os metais vestigiais têm diferentes tempos de residência e são utilizados em diferentes extensões pelos microrganismos planctónicos. Os metais traço com distribuições conservadoras apresentam altas concentrações em relação ao seu uso biológico. Um exemplo de metal traço com distribuição conservadora é o molibdênio. Tem um tempo de residência nos oceanos de cerca de 8 x 10 anos e está geralmente presente como o ânion molibdato (MoO). O molibdênio interage fracamente com as partículas e mostra um perfil vertical quase uniforme. no oceano. Em relação à abundância de molibdênio no oceano, a quantidade necessária como cofator metálico para enzimas no fitoplâncton marinho é insignificante.[39]​.

Os metais vestigiais com distribuições semelhantes a nutrientes estão fortemente associados aos ciclos internos da matéria orgânica particulada, especialmente à assimilação pelo plâncton. As menores concentrações dissolvidas desses metais são encontradas na superfície do oceano, onde são assimilados pelo plâncton. À medida que a dissolução e a decomposição ocorrem em maiores profundidades, as concentrações desses metais vestigiais aumentam. Os tempos de residência destes metais, como o zinco, variam de milhares a cem mil anos. Finalmente, um exemplo de metal traço do tipo varrido é o alumínio, que tem fortes interações com partículas e um curto tempo de residência no oceano. Os tempos de residência para metais traço do tipo varredura são de cerca de 100 a 1000 anos. As concentrações desses metais são mais altas em torno de sedimentos de fundo, fontes hidrotermais e rios. Para o alumínio, a poeira atmosférica fornece a maior fonte de insumos externos para o oceano.[39]​.

Ferro e cobre apresentam distribuições híbridas no oceano. Eles são influenciados pela reciclagem e pela limpeza intensa. O ferro é um nutriente limitante em vastas áreas dos oceanos e é encontrado em grande abundância junto com o manganês perto de fontes hidrotermais. Aqui, muitos precipitados de ferro são encontrados, principalmente na forma de sulfetos de ferro e compostos de oxihidróxido de ferro oxidado. As concentrações de ferro perto das fontes hidrotermais podem ser até um milhão de vezes maiores que as concentrações encontradas no oceano aberto.[39]​.

Utilizando técnicas eletroquímicas, é possível mostrar que vestígios de metais bioativos (zinco, cobalto, cádmio, ferro e cobre) estão ligados por ligantes orgânicos na superfície da água do mar. Esses complexos de ligantes servem para diminuir a biodisponibilidade de vestígios de metais no oceano. Por exemplo, o cobre, que pode ser tóxico para o fitoplâncton e as bactérias do oceano aberto, pode formar complexos orgânicos. A formação destes complexos reduz as concentrações de complexos de cobre inorgânicos biodisponíveis que podem ser tóxicos para a vida marinha em altas concentrações. Ao contrário do cobre, a toxicidade do zinco no fitoplâncton marinho é baixa e não há vantagem em aumentar a ligação orgânica do Zn. Em regiões com alto teor de clorofila e baixo teor de nutrientes, o ferro é o nutriente limitante, e as espécies dominantes são fortes complexos orgânicos de Fe(III).[39]​.

Alguns subcampos da geoquímica são:[7]​.

Os blocos de construção dos materiais são elementos químicos. Estes podem ser identificados pelo seu número atômico, Z, que é o número de prótons no núcleo. Um elemento pode ter mais de um valor para N, o número de nêutrons no núcleo. A soma desses números é o número de massa, que é aproximadamente igual à massa atômica. Átomos com o mesmo número atômico, mas diferentes números de nêutrons são chamados de isótopos. Um determinado isótopo é identificado pelo símbolo do elemento precedido por um número de massa sobrescrito. Por exemplo, dois isótopos comuns de cloro são Cl e Cl. Existem cerca de 1.700 combinações conhecidas de Z e N, das quais apenas 260 são estáveis. No entanto, a maioria dos isótopos instáveis ​​não ocorre na natureza. Na geoquímica, os isótopos estáveis ​​são usados ​​para traçar caminhos e reações químicas, enquanto os isótopos são usados ​​principalmente para datar amostras.[4]​.

O comportamento químico de um átomo - sua afinidade por outros elementos e o tipo de ligações que forma - é determinado pelo arranjo dos elétrons nos orbitais, particularmente os elétrons mais externos (valência "Valência (química)"). Esses arranjos são refletidos na posição dos elementos na tabela periódica.[4]​ Dependendo da posição, os elementos são divididos em amplos grupos de metais alcalinos, metais alcalino-terrosos, metais de transição, semimetais (também conhecidos como metalóides), halogênios, gases nobres, lantanídeos e actinídeos.[4]​.

Outro esquema de classificação útil para geoquímica é a classificação de Goldschmidt, que classifica os elementos em quatro grupos principais:

Dentro de cada grupo, alguns elementos são refratários, permanecendo estáveis ​​em altas temperaturas, enquanto outros são voláteis&action=edit&redlink=1 "Volatiidade (química) (ainda não escrita)"), evaporando mais facilmente, então o aquecimento pode separá-los.[1]​[4]​.

Contenido

La composición química de la Tierra y de otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: la diferenciación y la mezcla. En el manto "Manto (geología)") de la Tierra, la diferenciación se produce en las dorsales mediooceánicas a través de la fusión parcial, con más materiales refractarios que permanecen en la base de la litosfera mientras que el resto se eleva para formar basalto. Después de que una placa oceánica descienda en el manto, la convección finalmente mezclará las dos partes. La erosión diferenciará el granito separándolo en arcilla, en el fondo del océano, arenisca, en el borde del continente, y minerales, disueltos en las aguas del océano. El metamorfismo y la anatexia (fusión parcial de las rocas de la corteza) pueden volver a mezclar esos elementos. En el océano, los organismos biológicos pueden causar una diferenciación química, mientras que la disolución de los organismos y sus desechos puede mezclar los materiales nuevamente.[1]​.

Divisão

Uma importante fonte de diferenciação é o fracionamento, uma distribuição desigual de elementos e isótopos. Isto pode ser o resultado de reações químicas, mudanças de fase, efeitos cinéticos ou radioatividade.[1]​.

Na maior escala, a diferenciação planetária é uma separação física e química de um planeta em regiões quimicamente distintas. Por exemplo, os planetas terrestres formaram núcleos ricos em ferro e mantos e crostas ricos em silicatos.[14] No manto da Terra, a principal fonte de diferenciação química é o derretimento parcial, particularmente perto das dorsais meso-oceânicas.[15] Isto pode ocorrer quando o sólido é heterogêneo ou uma solução sólida, e parte do fundido se separa do sólido. O processo é conhecido como "equilíbrio" ou "fusão em lote" se o sólido e o fundido permanecerem em equilíbrio até que o fundido seja removido, e "fusão fracionada ou Rayleigh" se for removido continuamente.

Fracionamento isotópico") pode ter formas dependentes de massa e independentes de massa. Moléculas com isótopos mais pesados têm energias de ponto zero mais baixas e são, portanto, mais estáveis. Como resultado, as reações químicas mostram pouca dependência de isótopos, com isótopos mais pesados preferindo espécies ou compostos com um estado de oxidação mais alto; e nas mudanças de fase, os isótopos mais pesados tendem a se concentrar nas fases mais pesadas. da massa total.[18]​.

As proporções entre isótopos são geralmente comparadas a um padrão. Por exemplo, o enxofre tem quatro isótopos estáveis, dos quais os dois mais comuns são S e S.[18]​ A proporção de suas concentrações, , é relatada como.

onde é o mesmo relacionamento para um padrão. Como as diferenças são pequenas, a proporção é multiplicada por 1.000 para torná-la partes por mil. Isso é representado pelo símbolo .[17]​.

O equilíbrio de fracionamento ocorre entre produtos químicos ou fases que estão em equilíbrio entre si. No fracionamento de equilíbrio de fases, as fases mais pesadas preferem os isótopos mais pesados. Para duas fases A e B, o efeito pode ser representado pelo fator.

Na transição de fase líquido-vapor para a água, a 20 °C é para O e para H. Em geral, o fracionamento é maior em temperaturas mais baixas. A 0 °C, os fatores são e .[17]​.

Quando não há equilíbrio entre fases ou compostos químicos, pode ocorrer fracionamento cinético. Por exemplo, nas interfaces entre a água líquida e o ar, a reação direta é aumentada se a umidade do ar for inferior a 100% ou se o vento mover o vapor d'água. mais fracos, eles tendem a reagir mais rápido e enriquecer os produtos da reação.[17]​.

O fracionamento biológico é uma forma de fracionamento cinético, uma vez que as reações tendem a ocorrer em uma direção. Os organismos biológicos preferem isótopos mais leves porque há um menor custo de energia na quebra de ligações energéticas. Além dos fatores mencionados acima, o ambiente e as espécies do organismo podem ter um grande efeito no fracionamento.[17]​.

Os elementos químicos, através de uma variedade de processos físicos e químicos, mudam de concentração e movem-se no que é conhecido como “ciclos geoquímicos”. A compreensão dessas mudanças requer observação detalhada e modelos teóricos. Cada composto químico, elemento ou isótopo tem uma concentração que é função da posição e do tempo, mas que não é prática para modelar a variabilidade completa. Em vez disso, numa abordagem emprestada da engenharia química, os geoquímicos[1] calculam a média da concentração em regiões da Terra chamadas “reservatórios geoquímicos”. A escolha do depósito depende do problema; Por exemplo, o oceano pode ser um único reservatório ou dividido em vários reservatórios.[19]​ Em um tipo de modelo denominado modelo de caixa, um reservatório é representado por uma caixa com entradas e saídas.[1][19]​.

Os modelos geoquímicos geralmente envolvem feedback. No caso mais simples de um ciclo linear, a entrada ou saída de um tanque é proporcional à concentração. Por exemplo, o sal é removido do oceano pela formação de evaporitos e, dada uma taxa constante de evaporação nas bacias evaporíticas, a taxa de remoção de sal deve ser proporcional à sua concentração. Para um determinado componente, se a entrada para um reservatório for uma constante e a saída for alguma constante, então a equação de balanço de materiais é.

Isto expressa o fato de que qualquer mudança na massa deve ser equilibrada por mudanças na entrada ou na saída. Em uma escala de tempo de, o sistema se aproxima de um estado estacionário no qual. O tempo de residência é definido como.

onde e são as taxas de entrada e saída. No exemplo acima, as taxas de entrada e saída no estado estacionário são iguais a , então .[19]​.

Se as taxas de entrada e saída forem funções não lineares de , ainda podem ser muito equilibradas em escalas de tempo muito mais longas do que o tempo de residência; Caso contrário, haveria grandes flutuações. Nesse caso, o sistema está sempre próximo de um estado estável e uma expansão de ordem inferior à da equação de balanço de massa levará a uma equação linear como a equação (1). Na maioria dos sistemas, uma ou ambas as entradas e saídas dependem de , resultando em feedback que tende a manter o estado estável. Se um forçamento externo perturbar o sistema, ele retornará ao estado estável em uma escala de tempo de .[19]​.

Sistema solar

A composição do sistema solar é semelhante à de muitas outras estrelas e, salvo pequenas anomalias, pode-se supor que se formou a partir de uma nebulosa solar de composição uniforme, e que a composição da fotosfera do Sol é semelhante à do resto do sistema solar. A composição da fotosfera é determinada ajustando as linhas de absorção em seu espectro eletromagnético aos modelos da atmosfera solar. De longe, os dois maiores elementos em fração da massa total são o hidrogênio (74,9%) e o hélio (23,8%), com todos os elementos restantes contribuindo com apenas 1,3%. Há uma tendência geral de diminuição exponencial da abundância relacionada ao aumento do número atômico, embora elementos com número atômico par sejam mais comuns do que seus vizinhos de número ímpar (a regra de Oddo-Harkins), em comparação com a tendência geral, lítio, boro e berílio estão esgotados e o ferro é enriquecido anormalmente.[23]​.

O padrão de abundância elementar se deve principalmente a dois fatores: o hidrogênio, o hélio e parte do lítio foram formados cerca de 20 minutos após o Big Bang, enquanto o restante foi criado dentro das estrelas.[4]​.

Meteoritos

Os meteoritos vêm em uma variedade de composições, mas a análise química pode determinar se eles já estiveram em planetesimais que se fundiram ou se diferenciaram.[21] Os condritos são indiferenciados e possuem inclusões redondas de minerais chamados côndrulos. Com idades de 4,56 bilhões de anos, datam do início do sistema solar. Um tipo particular, o condrito CI, tem uma composição que se assemelha muito à da fotosfera do Sol, exceto devido ao esgotamento de alguns voláteis (H, He, C, N, O) e um grupo de elementos (Li, B, Be) que são destruídos pela nucleossíntese no Sol.[4]​[21]​ Devido a este último grupo, os condritos CI são considerados uma combinação melhor para a composição do início do sistema solar. Além disso, a análise química dos condritos CI é mais precisa do que a da fotosfera, pelo que são geralmente utilizados como fonte de abundância química, apesar da sua raridade (apenas cinco foram recuperados na Terra).[21]​.

planetas gigantes

Os planetas do sistema solar são divididos em dois grupos: os quatro planetas internos são os planetas terrestres (Mercúrio "Mercúrio (planeta)"), Vênus "Vênus (planeta)"), Terra e Marte "Marte (planeta)")), com tamanhos relativamente pequenos e superfícies rochosas. Os quatro planetas exteriores são os planetas gigantes, dominados por hidrogénio e hélio e têm densidades médias mais baixas. Estes podem ser subdivididos em gigantes gasosos (Júpiter "Júpiter (planeta)") e Saturno "Saturno (planeta)") e os gigantes de gelo (Urano "Urano (planeta)") e Netuno "Netuno (planeta)")) que possuem grandes núcleos de gelo.

A maior parte da nossa informação direta sobre a composição dos planetas gigantes vem da espectroscopia. Desde a década de 1930, sabia-se que Júpiter continha hidrogênio, metano e amônia. Na década de 1960, a interferometria aumentou muito a resolução e a sensibilidade da análise espectral, permitindo a identificação de uma coleção muito maior de moléculas, incluindo etano, acetileno, água e monóxido de carbono.[25] No entanto, a espectroscopia baseada na Terra torna-se cada vez mais difícil com planetas mais remotos, pois a luz refletida do Sol é muito mais fraca; e a análise espectroscópica da luz dos planetas só pode ser usada para detectar vibrações de moléculas, que estão na faixa de frequência infravermelha. Isso restringe a abundância dos elementos H, C e N.[25]​ Dois outros elementos são detectados: fósforo no gás fosfina (PH) e germânio no gás germano (GeH).[25]​.

O átomo de hélio possui vibrações na faixa ultravioleta, que é fortemente absorvida pelas atmosferas dos planetas exteriores e pela Terra. Portanto, apesar da sua abundância, o hélio só foi detectado quando naves espaciais foram enviadas para os planetas exteriores, e apenas indirectamente, através da absorção induzida por colisão em moléculas de hidrogénio.[25] Mais informações sobre Júpiter foram obtidas com a sonda Galileo quando esta foi enviada à atmosfera em 1995; Saturno.[28]​ Na atmosfera de Júpiter, descobriu-se que He estava esgotado por um fator de 2 em comparação com a composição solar e Ne por um fator de 10, um resultado surpreendente, uma vez que os outros gases nobres e os elementos C, N e S aumentaram por fatores de 2 a 4 (o oxigênio também foi esgotado, mas isso foi atribuído à região incomumente seca que Galileu amostrou).[27]​.

Os métodos espectroscópicos apenas penetram nas atmosferas de Júpiter e Saturno em profundidades onde a pressão é aproximadamente igual a 1 bar "Bar (unidade)"), aproximadamente a pressão atmosférica da Terra ao nível do mar. Para restringir a composição no interior, modelos termodinâmicos são construídos usando informações de temperatura de espectros de emissão infravermelha e equações de estado para composições prováveis. Experimentos de alta pressão prevêem que o hidrogênio será um líquido metálico no interior de Júpiter e Saturno, enquanto em Urano e Netuno permanecerá em estado molecular. As estimativas também dependem dos modelos de formação dos planetas. A condensação da nebulosa pré-solar daria origem a um planeta gasoso com a mesma composição do Sol, mas os planetas também poderiam ter se formado quando um núcleo sólido capturou gás nebuloso.[25]​.

Nos modelos actuais, os quatro planetas gigantes têm núcleos de rocha e gelo que são aproximadamente do mesmo tamanho, mas a proporção de hidrogénio e hélio diminui de cerca de 300 massas terrestres em Júpiter, para 75 em Saturno e apenas algumas em Urano e Neptuno.[25] Assim, enquanto os gigantes gasosos são compostos principalmente por hidrogênio e hélio, os gigantes gelados são compostos principalmente por elementos mais pesados ​​(O, C, N, S), principalmente na forma de água, metano e amônia. As superfícies são frias o suficiente para que o hidrogénio molecular seja líquido, pelo que grande parte de cada planeta é provavelmente um oceano de hidrogénio situado no topo de compostos mais pesados. Fora do núcleo, Júpiter possui um manto de hidrogênio metálico líquido e uma atmosfera de hidrogênio molecular e hélio. O hidrogênio metálico não se mistura bem com o hélio e, em Saturno, pode formar uma camada separada abaixo do hidrogênio metálico.[25]​.

planetas terrestres

Pensa-se que os planetas terrestres provêm do mesmo material nebular que os planetas gigantes, mas perderam a maior parte dos elementos mais leves e têm histórias diferentes. Pode-se esperar que os planetas mais próximos do Sol tenham uma fração maior de elementos refratários, mas se seus estágios posteriores de formação envolvessem colisões com grandes objetos com órbitas que amostravam diferentes partes do Sistema Solar, poderia haver pouca dependência sistemática da posição.[30]​.

As informações diretas sobre Marte, Vênus e Mercúrio vêm em grande parte de missões espaciais. Usando espectrômetros de raios gama), a composição da crosta de Marte foi medida pelo orbitador Mars Odyssey,[31]​ a crosta de Vênus por algumas das missões Venus Venera,[30]​ e a crosta de Mercúrio pela espaçonave MESSENGER.[32]​ Informações adicionais sobre Marte vêm de meteoritos que pousaram na Terra (shergotitos, nakhlites e chassignitos), conhecidos coletivamente como SNC. meteoritos).[33]​ As abundâncias também são limitadas pelas massas dos planetas, enquanto a distribuição interna dos elementos é limitada pelos seus momentos de inércia.[4]​.

Os planetas condensados ​​da nebulosa solar, e muitos dos detalhes da sua composição, são determinados por fraccionamento à medida que arrefecem. As fases de condensação são divididas em cinco grupos. Os primeiros a condensar são materiais ricos em elementos refratários como Ca e Al. Estes são seguidos por níquel e ferro, depois silicatos de magnésio. Abaixo de 700 Kelvins (700 K), metais e silicatos ricos em voláteis formam um quarto grupo, e o quinto grupo FeO inclui silicatos de magnésio.[34]​ As composições dos planetas e da Lua são condríticas, o que significa que dentro de cada grupo as proporções entre os elementos são as mesmas que nos condritos carbonáceos.[4]​.

As estimativas das composições planetárias dependem do modelo utilizado. No modelo de condensação de equilíbrio, cada planeta formou-se a partir de uma zona de alimentação na qual as composições dos sólidos foram determinadas pelas temperaturas nessas zonas. Assim, Mercúrio formou-se a 1400 K, quando o ferro permanece na forma metálica pura e havia pouco magnésio ou silício na forma sólida; Vênus a 900 K, então todo o magnésio e silício foram condensados; A Terra está a 600 K, portanto contém FeS e silicatos; e Marte a 450 K, por isso incorporou FeO em silicatos de magnésio. O maior problema com esta teoria é que os voláteis não se condensariam, então os planetas não teriam atmosferas e a Terra não teria atmosfera.[4]​.

Nos modelos de mistura condrítica, as composições de condritos são usadas para estimar as composições planetárias. Por exemplo, um modelo mistura dois componentes, um com a composição de condritos C1 e outro apenas com os componentes refratários dos condritos C1.[4]​ Em outro modelo, as abundâncias dos cinco grupos de fracionamento são estimadas usando um elemento de índice para cada um dos grupos. Para o grupo mais refratário, utiliza-se urânio; ferro para o segundo; as proporções de potássio e tálio em relação ao urânio para os dois seguintes; e a razão molar FeO/(FeO+MgO) para este último. Usando modelos térmicos e sísmicos juntamente com fluxo de calor e densidade, o Fe pode ser restringido em 10% na Terra, Vênus e Mercúrio. Você pode estar restrito a cerca de 30% na Terra, mas sua abundância em outros planetas é baseada em “suposições fundamentadas”. Uma dificuldade com este modelo é que pode haver erros significativos na sua previsão de abundâncias voláteis porque alguns voláteis são apenas parcialmente condensados.[34]​[4]​.

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 principalmente 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:.

Todos los demás constituyentes aparecen solo en cantidades muy pequeñas, generalmente mucho menores del 1% .[35]​

Estos óxidos se combinan de una manera casual. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio) y la sosa (carbonato de sodio) se combinan para producir feldespatos. En algunos casos, pueden tomar otras formas, como nefelina, leucita y moscovita, pero en la gran mayoría de los casos se encuentran como feldespato. El ácido fosfórico con cal (carbonato de calcio) forma la apatita. El dióxido de titanio con óxido ferroso da lugar a la ilmenita. Parte de la cal forma feldespato de cal. El carbonato de magnesio y los óxidos de hierro con sílice cristalizan en forma de olivino o enstatita, o con alúmina y cal forman el complejo de silicatos ferro-magnésicos, de los que los piroxenos, anfíboles y biotitas son los principales. Cualquier exceso de sílice por encima de lo que se requiere para neutralizar las bases se separará como cuarzo; el exceso de alúmina cristaliza como corindón. Estas deben considerarse solo como tendencias generales. Es posible, según el análisis de la roca, decir aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero hay numerosas excepciones a cualquier regla.[35]​.

constituição mineral

Exceto em rochas ígneas ácidas ou siliciosas contendo mais de 66% de sílica, conhecidas como rochas félsicas, o quartzo não é abundante em rochas ígneas. Rochas básicas (contendo 20% de sílica ou menos) raramente contêm tanto silício e são conhecidas como rochas máficas. Se o magnésio e o ferro estiverem acima da média, enquanto a sílica estiver baixa, pode-se esperar olivina; Quando a sílica está presente em maior quantidade nos minerais de ferromagnésio, ocorrem outros minerais como augita, hornblenda, enstatita ou biotita em vez da olivina. A menos que o potássio seja alto e a sílica relativamente baixa, a leucita não estará presente, uma vez que a leucita não é produzida com quartzo livre. A nefelina, da mesma forma, é geralmente encontrada em rochas com muito refrigerante e comparativamente pouca sílica. Em álcalis elevados, piroxênios e anfibólios contendo soda podem estar presentes. Quanto menor a porcentagem de sílica e álcalis, maior a prevalência de feldspato plagioclásio contraído em feldspato soda ou potássico.[35]​.

A crosta terrestre é composta por 90% de minerais de silicato e sua abundância na Terra é a seguinte: feldspato plagioclásio "(39%), feldspato alcalino (12%), quartzo (12%), piroxênio (11%), anfibólios (5%), micas (5%), minerais argilosos (5%); os restantes minerais de silicato constituem outros 3% da crosta terrestre. Apenas 8% da Terra é composta de minerais que Eles não são silicatos, como carbonatos"), óxidos e sulfetos.[36]​.

O outro factor determinante, nomeadamente as condições físicas que acompanham a consolidação, desempenha geralmente um papel menor, mas não é de forma alguma negligenciável. Certos minerais estão praticamente confinados a rochas intrusivas profundas, por exemplo, microclina, moscovita, dialage. A leucita é muito rara em massas plutônicas; Muitos minerais têm peculiaridades especiais em seu caráter microscópico dependendo se cristalizaram em profundidade ou perto da superfície, por exemplo, hiperstênio, ortoclásio, quartzo. Existem alguns exemplos curiosos de rochas com a mesma composição química, mas constituídas por minerais completamente diferentes, por exemplo, a hornblenda de Gran, na Noruega, que contém apenas hornblenda, tem a mesma composição de algumas camptonitas da mesma localidade que contêm feldspato e hornblenda de uma variedade diferente. Nesse sentido, pode-se repetir o que foi dito anteriormente sobre a corrosão de minerais porfiríticos em rochas ígneas. Em riolitos e traquitos, os primeiros cristais de hornblenda e biotita podem ser encontrados em grandes quantidades parcialmente convertidos em augita e magnetita. Hornblenda e biotita permaneceram estáveis ​​sob pressões e outras condições abaixo da superfície, mas são instáveis ​​em níveis mais elevados. Na massa de solo dessas rochas, a augita está quase universalmente presente. Mas os representantes plutônicos do mesmo magma, granito e sienito contêm biotita e hornblenda muito mais comumente do que augita.[35]​.

Rochas ígneas félsicas, intermediárias e máficas

Aquelas rochas que contêm maior quantidade de sílica e quando cristalizadas deixam quartzo livre, formam um grupo geralmente denominado rochas "félsicas". Aqueles que novamente contêm menos sílica e mais magnésia e ferro, de modo que o quartzo está ausente, enquanto a olivina é geralmente abundante, formam o grupo "máfico". Rochas "intermediárias" incluem aquelas caracterizadas pela ausência geral de quartzo e olivina. Uma subdivisão importante destas contém uma percentagem muito elevada de álcalis, especialmente soda, e consequentemente possui minerais como a nefelina e a leucita que não são comuns em outras rochas. Muitas vezes é separada das outras como rochas "alcalinas" ou "sodas", e há uma série correspondente de rochas máficas. Finalmente, um pequeno subgrupo rico em olivina e carente de feldspato foi chamado de rochas “ultramáficas”. Eles têm porcentagens muito baixas de sílica, mas muito ferro e magnésia.

Exceto esta última, praticamente todas as rochas contêm feldspatos ou minerais feldspatóides. Em rochas ácidas, os feldspatos comuns são ortoclásio, pertita, microclina e oligoclásio, todos com muita sílica e álcalis. Labradorita, anortita e bytownita predominam nas rochas máficas, ricas em cal e pobres em sílica, potássio e soda. Augita é o ferromagnesiano mais comum em rochas máficas, mas biotita e hornblenda são geralmente mais comuns em rochas félsicas.[35]​.

Rochas contendo leucita ou nefelina, substituindo parcial ou totalmente os feldspatos, não estão incluídas nesta tabela. Eles são essencialmente de caráter intermediário ou máfico. Conseqüentemente, eles podem ser considerados como variedades de sienito, diorito, gabro, etc., nos quais ocorrem feldspatóides, e de fato há muitas transições entre sienitos do tipo comum e nefelina - ou leucita - sienito, e entre gabro ou dolerito e mineralita. ou sexy. Mas, uma vez que muitos minerais se desenvolvem nestas rochas "alcalinas" que não são comuns em outros lugares, é conveniente, numa classificação puramente formal como a descrita aqui, tratar todo o conjunto como uma série distinta.[35]​.

Esta classificação baseia-se essencialmente na constituição mineralógica das rochas ígneas. Qualquer distinção química entre os diferentes grupos, embora implícita, é relegada a uma posição subordinada. É verdade que é artificial, mas cresceu com o crescimento da ciência e ainda é adotado como base sobre a qual se erguem subdivisões ainda menores. As subdivisões não têm, de forma alguma, o mesmo valor. Os sienitos, por exemplo, e os peridotitos, são muito menos importantes que os granitos, dioritos e gabros. Além disso, os andesitos efusivos nem sempre correspondem aos dioritos plutônicos, mas em parte também aos gabros. À medida que diferentes tipos de rochas, consideradas agregados de minerais, passam gradualmente uns sobre os outros, os tipos transicionais são muito comuns e muitas vezes importantes o suficiente para receberem nomes especiais. Sienitos de quartzo e nordmarkitos") podem estar entre granito e sienito, tonalitos e adamelitos entre granito e diorito, monzoaitos entre sienito e diorito, noritos e hiperitos") entre diorito e gabro, e assim por diante.

Os metais traço formam prontamente complexos "Complexos (química)") com os principais íons no oceano, incluindo hidróxido, carbonato e cloreto, e suas mudanças na especiação química dependem se o ambiente está oxidado ou reduzido. Benjamin (2002) define complexos de metais com mais de um tipo de ligante, além da água, como complexos de ligantes mistos. Em alguns casos, um ligante contém mais de um átomo doador, formando complexos muito fortes, também chamados quelatos (o ligante é o quelante). Um dos quelantes mais comuns é o EDTA (ácido etilenodiaminotetracético), que pode substituir seis moléculas de água e formar ligações fortes com metais com carga superior a duas. Uma consequência da menor reatividade dos metais complexados em comparação com a mesma concentração de metal livre é que a quelação tende a estabilizar os metais em solução aquosa e não em sólidos.[38]​.

As concentrações de alguns metais vestigiais – cádmio, cobre, molibdênio, manganês, rênio, urânio e vanádio – em certos sedimentos registram a história redox dos oceanos. Em ambientes aquáticos, o cádmio(II) pode estar na forma CdCl em águas óxicas ou CdS(s) em ambiente reduzido. Portanto, concentrações mais elevadas de Cd em sedimentos marinhos podem indicar condições de baixo potencial redox no passado. Para o cobre (II), uma forma predominante é CuCl(aq) em ambientes óxicos e CuS(s) e CuS em ambientes reduzidos. O ambiente reduzido de água do mar leva a dois possíveis estados de oxidação do cobre, Cu(I) e Cu(II). O molibdênio está presente como estado de oxidação do Mo (VI) como MoO em ambientes óxicos. O rênio está presente no estado de oxidação Re (VII) como ReO sob condições óxicas, mas é reduzido a Re (IV) que pode formar ReO ou ReS O urânio está no estado de oxidação VI em UUO(CO)(aq) e é encontrado na forma reduzida UO(s). O vanádio ocorre em várias formas no estado de oxidação V (V) e HVO; Esta predominância relativa destas espécies depende do pH.

Na coluna de água do oceano ou de lagos profundos, os perfis verticais de metais traço dissolvidos são caracterizados por seguir as seguintes distribuições: tipo conservador (tipo conservador), tipo nutriente (tipo nutriente) ou tipo eliminado*. Através destas três distribuições, os metais vestigiais têm diferentes tempos de residência e são utilizados em diferentes extensões pelos microrganismos planctónicos. Os metais traço com distribuições conservadoras apresentam altas concentrações em relação ao seu uso biológico. Um exemplo de metal traço com distribuição conservadora é o molibdênio. Tem um tempo de residência nos oceanos de cerca de 8 x 10 anos e está geralmente presente como o ânion molibdato (MoO). O molibdênio interage fracamente com as partículas e mostra um perfil vertical quase uniforme. no oceano. Em relação à abundância de molibdênio no oceano, a quantidade necessária como cofator metálico para enzimas no fitoplâncton marinho é insignificante.[39]​.

Os metais vestigiais com distribuições semelhantes a nutrientes estão fortemente associados aos ciclos internos da matéria orgânica particulada, especialmente à assimilação pelo plâncton. As menores concentrações dissolvidas desses metais são encontradas na superfície do oceano, onde são assimilados pelo plâncton. À medida que a dissolução e a decomposição ocorrem em maiores profundidades, as concentrações desses metais vestigiais aumentam. Os tempos de residência destes metais, como o zinco, variam de milhares a cem mil anos. Finalmente, um exemplo de metal traço do tipo varrido é o alumínio, que tem fortes interações com partículas e um curto tempo de residência no oceano. Os tempos de residência para metais traço do tipo varredura são de cerca de 100 a 1000 anos. As concentrações desses metais são mais altas em torno de sedimentos de fundo, fontes hidrotermais e rios. Para o alumínio, a poeira atmosférica fornece a maior fonte de insumos externos para o oceano.[39]​.

Ferro e cobre apresentam distribuições híbridas no oceano. Eles são influenciados pela reciclagem e pela limpeza intensa. O ferro é um nutriente limitante em vastas áreas dos oceanos e é encontrado em grande abundância junto com o manganês perto de fontes hidrotermais. Aqui, muitos precipitados de ferro são encontrados, principalmente na forma de sulfetos de ferro e compostos de oxihidróxido de ferro oxidado. As concentrações de ferro perto das fontes hidrotermais podem ser até um milhão de vezes maiores que as concentrações encontradas no oceano aberto.[39]​.

Utilizando técnicas eletroquímicas, é possível mostrar que vestígios de metais bioativos (zinco, cobalto, cádmio, ferro e cobre) estão ligados por ligantes orgânicos na superfície da água do mar. Esses complexos de ligantes servem para diminuir a biodisponibilidade de vestígios de metais no oceano. Por exemplo, o cobre, que pode ser tóxico para o fitoplâncton e as bactérias do oceano aberto, pode formar complexos orgânicos. A formação destes complexos reduz as concentrações de complexos de cobre inorgânicos biodisponíveis que podem ser tóxicos para a vida marinha em altas concentrações. Ao contrário do cobre, a toxicidade do zinco no fitoplâncton marinho é baixa e não há vantagem em aumentar a ligação orgânica do Zn. Em regiões com alto teor de clorofila e baixo teor de nutrientes, o ferro é o nutriente limitante, e as espécies dominantes são fortes complexos orgânicos de Fe(III).[39]​.