Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

Geoquímica

La geoquímica es la ciencia que utiliza las herramientas y los principios de la química para explicar los mecanismos que subyacen a los principales sistemas geológicos, como la ...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita

La geoquímica es la ciencia que utiliza las herramientas y los principios de la química para explicar los mecanismos que subyacen a los principales sistemas geológicos, como la corteza terrestre y sus océanos . [ 1 ] : 1 El ámbito de la geoquímica se extiende más allá de la Tierra , abarcando todo el Sistema Solar , [ 2 ] y ha realizado importantes contribuciones a la comprensión de una serie de procesos, incluyendo la convección del manto , la formación de planetas y los orígenes del granito y el basalto . [ 1 ] : 1 Es un campo integrado de la química y la geología .

Secuencia de vídeo a intervalos que muestra la formación de una gota de agua en la punta de una estalactita.
Secuencia de vídeo a cámara rápida que muestra la formación de una gota de agua en la punta de una estalactita en una cueva . A medida que el agua rica en minerales llega al aire de la cueva, el dióxido de carbono se libera y la solución se acerca a la saturación de carbonato de calcio . Cada gota deposita una capa microscópica de calcita antes de caer, lo que convierte este ciclo de goteo en un importante proceso a baja temperatura estudiado en geoquímica .

Historia

Víctor Goldschmidt (1909)

El término geoquímica fue utilizado por primera vez por el químico suizo-alemán Christian Friedrich Schönbein en 1838: «debería iniciarse una geoquímica comparativa antes de que la geognosia pueda convertirse en geología, y antes de que se revele el misterio de la génesis de nuestros planetas y su materia inorgánica». [ 3 ] Sin embargo, durante el resto del siglo, el término más común fue «geología química», y hubo poco contacto entre geólogos y químicos . [ 3 ]

La geoquímica surgió como una disciplina independiente tras el establecimiento de importantes laboratorios, comenzando con el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) en 1884, que inició estudios sistemáticos de la química de rocas y minerales. El químico jefe del USGS, Frank Wigglesworth Clarke , observó que la abundancia de los elementos generalmente disminuye a medida que aumenta su peso atómico, y resumió el trabajo sobre la abundancia elemental en The Data of Geochemistry . [ 3 ] [ 4 ] : 2

La composición de los meteoritos se investigó y comparó con la de las rocas terrestres ya en 1850. En 1901, Oliver C. Farrington planteó la hipótesis de que, aunque existían diferencias, las abundancias relativas debían ser las mismas. [ 3 ] Este fue el comienzo del campo de la cosmoquímica y ha contribuido en gran medida a nuestro conocimiento sobre la formación de la Tierra y el Sistema Solar. [ 5 ]

A principios del siglo XX, Max von Laue y William L. Bragg demostraron que la dispersión de rayos X podía utilizarse para determinar las estructuras de los cristales. En las décadas de 1920 y 1930, Victor Goldschmidt y sus colaboradores en la Universidad de Oslo aplicaron estos métodos a muchos minerales comunes y formularon un conjunto de reglas para la agrupación de los elementos. Goldschmidt publicó este trabajo en la serie Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Leyes geoquímicas de la distribución de los elementos]. [ 4 ] : 2 [ 6 ]

La investigación de Manfred Schidlowski desde la década de 1960 hasta alrededor del año 2002 se centró en la bioquímica de la Tierra primitiva, con especial atención a la biogeoquímica isotópica y la evidencia de los primeros procesos vitales en el Precámbrico . [ 7 ] [ 8 ]

Subcampos

Algunos subcampos de la geoquímica son: [ 9 ]

Elementos químicos

Los componentes básicos de los materiales son los elementos químicos . Estos se identifican por su número atómico Z, que es el número de protones en el núcleo . Un elemento puede tener más de un valor para N, el número de neutrones en el núcleo. La suma de estos es el número másico , que es aproximadamente igual a la masa atómica . Los átomos con el mismo número atómico pero diferente número de neutrones se denominan isótopos . Un isótopo se identifica mediante una letra que indica el elemento, precedida por un superíndice que indica el número másico. Por ejemplo, dos isótopos comunes del cloro son el ³⁵Cl y el ³⁷Cl . Existen alrededor de 1700 combinaciones conocidas de Z y N, de las cuales solo unas 260 son estables. Sin embargo, la mayoría de los isótopos inestables no se encuentran en la naturaleza. En geoquímica, los isótopos estables se utilizan para rastrear rutas y reacciones químicas, mientras que los isótopos radiactivos se utilizan principalmente para datar muestras. [ 4 ] : 13–17

El comportamiento químico de un átomo —su afinidad por otros elementos y el tipo de enlaces que forma— está determinado por la disposición de los electrones en los orbitales , en particular los electrones más externos ( de valencia ). Estas disposiciones se reflejan en la posición de los elementos en la tabla periódica . [ 4 ] : ​​13-17 Según su posición, los elementos se clasifican en los grandes grupos de metales alcalinos , metales alcalinotérreos , metales de transición , semimetales (también conocidos como metaloides ), halógenos , gases nobles , lantánidos y actínidos . [ 4 ] : ​​20-23

Otro esquema de clasificación útil para la geoquímica es la clasificación de Goldschmidt , que sitúa los elementos en cuatro grupos principales. Los litófilos se combinan fácilmente con el oxígeno. Estos elementos, que incluyen Na , K , Si , Al , Ti , Mg y Ca , predominan en la corteza terrestre , formando silicatos y otros óxidos. Los elementos siderófilos ( Fe , Co , Ni , Pt , Re , Os ) tienen afinidad por el hierro y tienden a concentrarse en el núcleo . Los elementos calcófilos ( Cu , Ag , Zn , Pb , S ) forman sulfuros ; y los elementos atmófilos ( O , N , H y gases nobles) predominan en la atmósfera. Dentro de cada grupo, algunos elementos son refractarios , permaneciendo estables a altas temperaturas, mientras que otros son volátiles , evaporándose más fácilmente, por lo que el calentamiento puede separarlos. [ 1 ] : 17 [ 4 ] : 23

Diferenciación y mezcla

La composición química de la Tierra y otros cuerpos está determinada por dos procesos opuestos: la diferenciación y la mezcla. En el manto terrestre , la diferenciación ocurre en las dorsales oceánicas mediante la fusión parcial , donde los materiales más refractarios permanecen en la base de la litosfera, mientras que el resto asciende para formar basalto . Después de que una placa oceánica desciende al manto, la convección finalmente mezcla ambas partes. La erosión diferencia el granito , separándolo en arcilla en el fondo oceánico, arenisca en el borde del continente y minerales disueltos en las aguas oceánicas. El metamorfismo y la anatexia (fusión parcial de las rocas de la corteza) pueden volver a mezclar estos elementos. En el océano, los organismos biológicos pueden causar diferenciación química, mientras que la disolución de los organismos y sus desechos pueden volver a mezclar los materiales. [ 1 ] : 23–24

Fraccionamiento

Una fuente importante de diferenciación es el fraccionamiento , una distribución desigual de elementos e isótopos. Esto puede ser el resultado de reacciones químicas, cambios de fase , efectos cinéticos o radiactividad . [ 1 ] : 2–3 A mayor escala, 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. [ 2 ] : 218 En el manto terrestre, la fuente primaria de diferenciación química es la fusión parcial , particularmente cerca de las dorsales oceánicas. [ 16 ] : 68, 153 Esto puede ocurrir cuando el sólido es heterogéneo o una solución sólida , y parte del fundido se separa del sólido. El proceso se conoce como fusión en equilibrio o por lotes si el sólido y el fundido permanecen en equilibrio hasta el momento en que se retira el fundido, y fusión fraccionada o de Rayleigh si se retira de forma continua. [ 17 ]

El fraccionamiento isotópico puede presentar formas dependientes e independientes de la masa. Las moléculas con isótopos más pesados ​​tienen energías de estado fundamental más bajas y, por lo tanto, son más estables. Como resultado, las reacciones químicas muestran una pequeña dependencia isotópica, con los isótopos más pesados ​​prefiriendo 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. [ 18 ] El fraccionamiento dependiente de la masa es mayor en los elementos ligeros porque la diferencia de masas representa una fracción mayor de la masa total. [ 19 ] : 47

Las proporciones entre isótopos generalmente se comparan con un estándar. Por ejemplo, el azufre tiene cuatro isótopos estables, de los cuales los dos más comunes son 32 S y 34 S. [ 19 ] : 98 La proporción de sus concentraciones, R = 34 S/ 32 S , se informa como

δ34S=1000(RRs−1),{\displaystyle \delta {}^{34}\mathrm {S} =1000\left({\frac {R}{R_{\mathrm {s} }}}-1\right),}

donde R s es la misma proporción para un estándar. Debido a que las diferencias son pequeñas, la proporción se multiplica por 1000 para obtener partes por mil (denominadas partes por mil). Esto se representa con el símbolo ‰ . [ 18 ] : 55

Equilibrio

El fraccionamiento de equilibrio 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 se puede representar mediante el factor

aA−B=RARB.{\displaystyle a_{\mathrm {AB} }={\frac {R_{\mathrm {A} }}{R_{\mathrm {B} }}}.}

En la transición de fase líquido-vapor del agua, el factor l-v a 20 grados Celsius es 1,0098 para 18O y 1,084 para 2H . En general, el fraccionamiento es mayor a temperaturas más bajas. A 0  °C, los factores son 1,0117 y 1,111. [ 18 ] : 59

Cinético

Cuando no existe equilibrio entre fases o compuestos químicos, puede producirse fraccionamiento cinético . Por ejemplo, en las interfaces entre agua líquida y aire, la reacción directa se ve favorecida si la humedad del aire es inferior al 100 % o si el vapor de agua es arrastrado por el viento. El fraccionamiento cinético suele ser más pronunciado que el fraccionamiento por equilibrio y depende de factores como la velocidad de reacción, la ruta de reacción y la energía de enlace. Dado que los isótopos más ligeros generalmente tienen enlaces más débiles, tienden a reaccionar más rápido y a enriquecer los productos de reacción. [ 18 ] : 60

El fraccionamiento biológico es una forma de fraccionamiento cinético, ya que las reacciones tienden a ocurrir en una sola dirección. Los organismos biológicos prefieren los isótopos más ligeros porque la ruptura de los enlaces químicos requiere menos energía. Además de los factores mencionados anteriormente, el entorno y la especie del organismo pueden influir considerablemente en el fraccionamiento. [ 18 ] : 70

Ciclos

Mediante diversos procesos físicos y químicos, los elementos químicos cambian de concentración y se desplazan en lo que se denominan ciclos geoquímicos . La comprensión de estos cambios requiere tanto una observación detallada como modelos teóricos. Cada compuesto químico, elemento o isótopo tiene una concentración que es función C ( r , t ) de la posición y el tiempo, pero resulta impracticable modelar toda la variabilidad. En cambio, en un enfoque tomado de la ingeniería química , [ 1 ] : 81 los geoquímicos promedian la concentración en regiones de la Tierra denominadas reservorios geoquímicos . La elección del reservorio depende del problema; por ejemplo, el océano puede ser un único reservorio o estar dividido en varios. [ 20 ] En un tipo de modelo denominado modelo de caja , un reservorio se representa mediante una caja con entradas y salidas. [ 1 ] : 81 [ 20 ]

Los modelos geoquímicos generalmente implican retroalimentación. En el caso más simple de un ciclo lineal, la entrada o la salida de un reservorio 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 evaporitas, la tasa de eliminación de sal debería ser proporcional a su concentración. Para un componente C dado , si la entrada a un reservorio es una constante a y la salida es kC para alguna constante k , entonces la ecuación de balance de masa es

Esto expresa el hecho de que cualquier cambio en la masa debe ser compensado por cambios en la entrada o la salida. En una escala de tiempo de t = 1/k , el sistema se aproxima a un estado estacionario en el que C estacionario = a / k . El tiempo de residencia se define como

τrmis=doestable/I=doestable/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 en estado estacionario son ambas iguales a a , por lo que τ res = 1/ k . [ 20 ]

Si las tasas de entrada y salida son funciones no lineales de C , aún pueden mantenerse estrechamente equilibradas en escalas de tiempo mucho mayores que el tiempo de residencia; de lo contrario, habrá grandes fluctuaciones en C. En ese caso, el sistema siempre está cerca de un estado estacionario y la expansión de orden más bajo de la ecuación de balance de masa conducirá a una ecuación lineal como la ecuación ( 1 ). En la mayoría de los sistemas, una o ambas entradas y salidas dependen de C , lo que resulta en una retroalimentación que tiende a mantener el estado estacionario. Si una fuerza externa perturba el sistema, este volverá al estado estacionario en una escala de tiempo de 1/ k . [ 20 ]

Abundancia de elementos

Sistema solar

Abundancia de elementos del Sistema Solar. [ 21 ]

La composición del Sistema Solar es similar a la de muchas otras estrellas, y salvo pequeñas anomalías, se puede suponer que se formó a partir de una nebulosa solar de composición uniforme. 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 de su espectro a modelos de la atmósfera solar. [ 22 ] Los dos elementos más abundantes en proporción a la masa total son, con diferencia, el hidrógeno (74,9 %) y el helio (23,8 %), mientras que el resto de los elementos contribuyen con tan solo un 1,3 %. [ 23 ] Existe una tendencia general de disminución exponencial de la abundancia con el aumento del número atómico, aunque los elementos con número atómico par son más comunes que sus vecinos con número atómico impar ( regla de Oddo-Harkins ). En comparación con la tendencia general, el litio , el boro y el berilio están empobrecidos, mientras que el hierro está anómalamente enriquecido. [ 24 ] : 284–285

El patrón de abundancia de elementos se debe principalmente a dos factores. El hidrógeno, el helio y parte del litio se formaron aproximadamente 20 minutos después del Big Bang , mientras que el resto se creó en el interior de las estrellas . [ 4 ] : 316–317

Meteoritos

Los meteoritos vienen en una variedad de composiciones, pero el análisis químico puede determinar si alguna vez fueron planetesimales que se fundieron o diferenciaron . [ 22 ] : 45 Las condritas no están diferenciadas y tienen inclusiones minerales redondas llamadas cóndrulos . Con edades de 4.56 mil millones de años, datan del sistema solar temprano . Un tipo particular, la condrita CI , tiene una composición que coincide estrechamente con la de la fotosfera del Sol, excepto por el agotamiento de algunos volátiles (H, He, C, N, O) y un grupo de elementos (Li, B, Be) que son destruidos por la nucleosíntesis en el Sol. [ 4 ] : 318 [ 22 ] Debido a este último grupo, las condritas CI se consideran una mejor coincidencia con 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 utiliza como fuente de abundancia química, a pesar de su rareza (solo se han recuperado cinco en la Tierra). [ 22 ]

planetas gigantes

Dibujos en sección que ilustran modelos del interior de los planetas gigantes.

Los planetas del Sistema Solar se dividen en dos grupos: los cuatro planetas interiores son los planetas terrestres ( Mercurio , Venus , la Tierra y Marte ), de tamaño relativamente pequeño y superficies rocosas. Los cuatro planetas exteriores son los planetas gigantes , compuestos principalmente de hidrógeno y helio, y con densidades medias más bajas. Estos se subdividen a su vez en gigantes gaseosos ( Júpiter y Saturno ) y gigantes de hielo ( Urano y Neptuno ), que poseen grandes núcleos helados. [ 25 ] : 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 amonio . En la década de 1960, la interferometría aumentó enormemente la resolución y la sensibilidad del análisis espectral, lo que permitió la identificación de una colección mucho mayor de moléculas, incluyendo etano , acetileno , agua y monóxido de carbono . [ 26 ] : 138–139 Sin embargo, la espectroscopia terrestre se vuelve cada vez más difícil con planetas más remotos, ya que la luz reflejada del Sol es mucho más tenue; y el análisis espectroscópico de la luz de los planetas solo puede usarse para detectar vibraciones de moléculas, que están en el rango de frecuencia infrarroja . Esto limita las abundancias de los elementos H, C y N. [ 26 ] : 130 Se detectan otros dos elementos: fósforo en el gas fosfina (PH 3 ) y germanio en germano (GeH 4 ). [ 26 ] : 131

El átomo de helio tiene vibraciones en el rango ultravioleta , que es fuertemente absorbido por las atmósferas de los planetas exteriores y la Tierra. Por lo tanto, a pesar de su abundancia, el helio solo se detectó una vez que se enviaron naves espaciales a los planetas exteriores, y entonces solo indirectamente a través de la absorción inducida por colisión en moléculas de hidrógeno. [ 26 ] : 209 Se obtuvo más información sobre Júpiter de la sonda Galileo cuando fue enviada a la atmósfera en 1995; [ 27 ] [ 28 ] y la misión final de la sonda Cassini en 2017 fue entrar en la atmósfera de Saturno. [ 29 ] En la atmósfera de Júpiter, se encontró que el He estaba empobrecido en un factor de 2 en comparación con la composición solar y el Ne en un factor de 10, un resultado sorprendente ya que los otros gases nobles y los elementos C, N y S estaban aumentados en factores de 2 a 4 (el oxígeno también estaba empobrecido, pero esto se atribuyó a la región inusualmente seca que Galileo muestreó). [ 28 ]

Los métodos espectroscópicos solo penetran las atmósferas de Júpiter y Saturno hasta profundidades donde la presión es aproximadamente igual a 1 bar , aproximadamente la presión atmosférica de la Tierra a nivel del mar . [ 26 ] : 131 La sonda Galileo penetró hasta 22 bares. [ 28 ] Esta es una pequeña fracción del planeta, que se espera que alcance presiones de más de 40 Mbar. Para restringir la composición en el interior, se construyen modelos termodinámicos utilizando la información sobre la temperatura de los espectros de emisión infrarroja y ecuaciones de estado para las composiciones probables. [ 26 ] : 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 permanece en estado molecular. [ 26 ] : 135–136 Las estimaciones también dependen de modelos para la formación de los planetas. La condensación de la nebulosa presolar daría como resultado un planeta gaseoso con la misma composición que el Sol, pero los planetas también podrían haberse formado cuando un núcleo sólido capturó gas nebular. [ 26 ] : 136

En los modelos actuales, los cuatro planetas gigantes tienen núcleos de roca y hielo de tamaño similar, pero la proporción de hidrógeno y helio disminuye desde unas 300 masas terrestres en Júpiter hasta 75 en Saturno y solo unas pocas en Urano y Neptuno. [ 26 ] : 220 Por lo tanto, mientras que los gigantes gaseosos están compuestos principalmente de hidrógeno y helio, los gigantes de 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 como para que el hidrógeno molecular sea líquido, por lo que es probable que gran parte de cada planeta sea un océano de hidrógeno superpuesto a uno de compuestos más pesados. [ 30 ] Fuera del núcleo, Júpiter tiene un manto de hidrógeno metálico líquido y una atmósfera de hidrógeno molecular y helio. El hidrógeno metálico no se mezcla bien con el helio, y en Saturno, puede formar una capa separada debajo del hidrógeno metálico. [ 26 ] : 138

Planetas terrestres

Se cree que los planetas terrestres se originaron a partir del mismo material nebular que los planetas gigantes, pero han perdido la mayoría de los elementos más ligeros y tienen historias diferentes. Cabría esperar que los planetas más cercanos al Sol tuvieran una mayor proporción de elementos refractarios, pero si sus etapas posteriores de formación implicaron colisiones de objetos grandes con órbitas que abarcaron diferentes partes del Sistema Solar, podría haber poca dependencia sistemática de la posición. [ 31 ] : 3–4

La información directa sobre Marte, Venus y Mercurio proviene principalmente de misiones espaciales. Mediante espectrómetros de rayos gamma , el orbitador Mars Odyssey ha medido la composición de la corteza de Marte , [ 32 ] la de Venus mediante algunas misiones Venera a Venus, [ 31 ] y la de Mercurio mediante la nave espacial MESSENGER . [ 33 ] Información adicional sobre Marte proviene de meteoritos que han caído en la Tierra (los shergottites , nakhlites y chassignites , conocidos colectivamente como meteoritos SNC). [ 34 ] : 124 Las abundancias también están limitadas por las masas de los planetas, mientras que la distribución interna de los elementos está limitada por sus momentos de inercia. [ 4 ] : ​​334

Los planetas se condensaron a partir de la nebulosa solar, y gran parte de los detalles de su composición están determinados por la fraccionación durante su enfriamiento. Las fases que se condensan se dividen en cinco grupos. Los primeros en condensarse son los materiales ricos en elementos refractarios como el Ca y el Al. A estos les siguen el níquel y el hierro, y luego los silicatos de magnesio . Por debajo de unos 700 kelvin (700 K), el FeS y los metales y silicatos ricos en volátiles forman un cuarto grupo, y en el quinto grupo el FeO se incorpora a los silicatos de magnesio. [ 35 ] Las composiciones de los planetas y la Luna son condríticas , lo que significa que dentro de cada grupo las proporciones entre los elementos son las mismas que en las condritas carbonáceas. [ 4 ] : 334

Las estimaciones de la composición planetaria dependen del modelo utilizado. En el modelo de condensación en equilibrio , cada planeta se formó a partir de una zona de alimentación en la que la composición de los sólidos estaba determinada por la temperatura de dicha zona. Así, Mercurio se formó a 1400 K, donde el hierro permaneció en estado metálico puro y había poco magnesio o silicio en estado sólido; 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 el FeO se incorporó a los silicatos de magnesio. El mayor problema de esta teoría es que los volátiles no se condensarían, por lo que los planetas no tendrían atmósferas y la Tierra tampoco. [ 4 ] : 335–336

In chondritic mixing models, the compositions of chondrites are used to estimate planetary compositions. For example, one model mixes two components, one with the composition of C1 chondrites and one with just the refractory components of C1 chondrites.[4]:337 In another model, the abundances of the five fractionation groups are estimated using an index element for each group. For the most refractory group, uranium is used; iron for the second; the ratios of potassium and thallium to uranium for the next two; and the molar ratio FeO/(FeO+MgO) for the last. Using thermal and seismic models along with heat flow and density, Fe can be constrained to within 10 percent on Earth, Venus, and Mercury. U can be constrained within about 30% on Earth, but its abundance on other planets is based on "educated guesses". One difficulty with this model is that there may be significant errors in its prediction of volatile abundances because some volatiles are only partially condensed.[35][4]:337–338

Earth's crust

The more common rock constituents are nearly all oxides; chlorides, sulfides and fluorides are the only important exceptions to this and their total amount in any rock is usually much less than 1%. By 1911, F. W. Clarke had calculated that a little more than 47% of the Earth's crust consists of oxygen. It occurs principally in combination as oxides, of which the chief are silica, alumina, iron oxides, and various carbonates (calcium carbonate, magnesium carbonate, sodium carbonate, and potassium carbonate). The silica functions principally as an acid, forming silicates, and all the commonest minerals of igneous rocks are of this nature. From a computation based on 1672 analyses of numerous kinds of rocks Clarke arrived at the following as the average percentage composition of the Earth's crust: 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%). All the other constituents occur only in very small quantities, usually much less than 1%.[36]

Estos óxidos se combinan de forma aleatoria. Por ejemplo, la potasa (carbonato de potasio) y la sosa ( carbonato de sodio ) se combinan para producir feldespatos . En algunos casos, pueden adoptar 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 apatita . El dióxido de titanio con óxido ferroso da lugar a ilmenita . Parte de la cal forma feldespato calcáreo. El carbonato de magnesio y los óxidos de hierro con sílice cristalizan como olivino o enstatita , o con alúmina y cal forman los complejos silicatos ferromagnesianos de los cuales los piroxenos , anfíboles y biotitas son los principales. Cualquier exceso de sílice por encima de lo necesario para neutralizar las bases se separará como cuarzo ; el exceso de alúmina cristaliza como corindón . Estas deben considerarse únicamente como tendencias generales. Mediante el análisis de rocas, es posible determinar aproximadamente qué minerales contiene la roca, pero existen numerosas excepciones a cualquier regla. [ 36 ]

Constitución mineral

Excepto en rocas ígneas ácidas o silíceas con más del 66% de sílice , conocidas como rocas félsicas , el cuarzo no es abundante en las rocas ígneas. En rocas básicas (con un 20% de sílice o menos) es raro que contengan tanto silicio; estas se denominan rocas máficas . Si el magnesio y el hierro están por encima del promedio, mientras que la sílice es baja, se puede esperar la presencia de olivino ; donde la sílice está presente en mayor cantidad que los minerales ferromagnesianos, como la augita , la hornblenda , la enstatita o la biotita , aparecen en lugar de olivino. A menos que el potasio sea alto y la sílice relativamente baja, no habrá leucita , ya que la leucita no se encuentra con el cuarzo libre. De igual manera, la nefelina se encuentra generalmente en rocas con mucho sodio y relativamente poca sílice. Con altos niveles de álcalis , pueden estar presentes piroxenos y anfíboles que contienen sodio . Cuanto menor sea el porcentaje de sílice y álcalis, mayor será la prevalencia del feldespato plagioclasa en contracción con feldespato sódico o potásico. [ 36 ]

La corteza terrestre está compuesta en un 90% por minerales de silicato, cuya abundancia en la Tierra es la siguiente: feldespato plagioclasa (39%), feldespato alcalino (12%), cuarzo (12%), piroxeno (11%), anfíboles (5%), micas (5%) y minerales arcillosos (5%). Los minerales de silicato restantes constituyen otro 3% de la corteza terrestre. Solo el 8% de la Tierra está compuesta por minerales no silicatos, como carbonatos , óxidos y sulfuros . [ 37 ]

El otro factor determinante, a saber, las condiciones físicas que acompañan a la consolidación, desempeña, en general, un papel menor, pero no por ello despreciable. Ciertos minerales se encuentran prácticamente confinados a rocas intrusivas profundas, por ejemplo, la microclina, la moscovita y el dialage. La leucita es muy rara en masas plutónicas; muchos minerales presentan peculiaridades especiales en su carácter microscópico según si cristalizaron en profundidad o cerca de la superficie, por ejemplo, la hiperstena, la ortoclasa y el cuarzo. Existen algunos casos curiosos de rocas con la misma composición química, pero formadas por minerales completamente diferentes, por ejemplo, la hornblendita de Gran, en Noruega, que contiene solo hornblenda, tiene la misma composición que algunas camptonitas de la misma localidad que contienen feldespato y hornblenda de una variedad diferente. En este sentido, podemos reiterar lo dicho anteriormente sobre la corrosión de los minerales porfídicos en rocas ígneas. En riolitas y traquitas, se pueden encontrar en gran cantidad cristales primitivos de hornblenda y biotita parcialmente transformados en augita y magnetita. La hornblenda y la biotita eran estables bajo las presiones y otras condiciones bajo la superficie, pero inestables a niveles superiores. En la matriz de estas rocas, la augita está presente casi universalmente. Sin embargo, los representantes plutónicos del mismo magma, el granito y la sienita, contienen biotita y hornblenda con mucha más frecuencia que augita. [ 36 ]

Rocas ígneas félsicas, intermedias y máficas

Las rocas con mayor contenido de sílice, que al cristalizar producen cuarzo libre, forman un grupo generalmente denominado rocas félsicas. Aquellas con menor contenido de sílice y mayor contenido de magnesia y hierro, de modo que el cuarzo está ausente mientras que el olivino suele ser abundante, forman el grupo máfico. Las rocas intermedias incluyen aquellas caracterizadas por la ausencia general de cuarzo y olivino. Una subdivisión importante de estas contiene un porcentaje muy alto de álcalis, especialmente sodio, y, en consecuencia, presenta minerales como la nefelina y la leucita, poco comunes en otras rocas. A menudo se las distingue de las demás como rocas alcalinas o sódicas, y existe una serie correspondiente de rocas máficas. Por último, un pequeño subgrupo rico en olivino y sin feldespato se ha denominado rocas ultramáficas. Estas presentan 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 ellas con alto contenido de sílice y álcalis. En las rocas máficas predominan la labradorita, la anortita y la bytownita, ricas en cal y pobres en sílice, potasio y sodio. La augita es el ferromagnesiano más común en las rocas máficas, pero la biotita y la hornblenda son, en general, más frecuentes en las rocas félsicas. [ 36 ]

Las rocas que contienen leucita o nefelina, ya sea reemplazando parcial o totalmente al feldespato, no se incluyen en esta tabla. Son esencialmente de carácter intermedio o máfico. En consecuencia, podríamos considerarlas variedades de sienita, diorita, gabro, etc., en las que aparecen minerales feldespáticos, y de hecho existen muchas transiciones entre las sienitas de tipo ordinario y la sienita con nefelina —o leucita—, y entre el gabro o la dolerita y la teralita o la essexita. Pero, dado que en estas rocas "alcalinas" se desarrollan muchos minerales que son poco comunes en otros lugares, resulta conveniente, en una clasificación puramente formal como la aquí descrita, tratar todo el conjunto como una serie distinta. [ 36 ]

Esta clasificación se basa esencialmente en la constitución mineralógica de las rocas ígneas. Cualquier distinción química entre los diferentes grupos, aunque implícita, queda relegada a un segundo plano. Si bien es cierto que es artificial, ha evolucionado con el desarrollo de la ciencia y aún se adopta como base para la creación de subdivisiones más específicas. Estas subdivisiones no tienen en absoluto la misma importancia. 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 que en parte también se corresponden con los gabros. Dado que los distintos tipos de roca, considerados como agregados de minerales, se transforman gradualmente unos en otros, los tipos de transición son muy comunes y a menudo tan importantes que reciben nombres específicos. 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 monzonitas entre la sienita y la diorita, las noritas y las hiperitas entre la diorita y el gabro, y así sucesivamente. [ 36 ]

Metales traza en el océano

Los metales traza forman fácilmente complejos con los iones principales del océano, incluidos hidróxido , carbonato y cloruro , y su especiación química cambia dependiendo de si el ambiente está oxidado o reducido . [ 38 ] 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 donador , 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 +2. [ 39 ] Con una complejación más fuerte, se observa una menor actividad del ion metálico libre. Una consecuencia de la menor reactividad de los metales complejados en comparación con la misma concentración de metal libre es que la quelación tiende a estabilizar los metales en la solución acuosa en lugar de en los sólidos. [ 39 ]

Las concentraciones de los metales traza cadmio , cobre , molibdeno , manganeso , renio , uranio y vanadio en los sedimentos registran la historia redox de los océanos. [ 40 ] Dentro de los ambientes acuáticos, el cadmio(II) puede estar en forma de CdCl + (aq) en aguas oxigenadas o CdS(s) en un ambiente reducido. Por lo tanto, concentraciones más altas de Cd en sedimentos marinos pueden indicar condiciones de bajo potencial redox en el pasado. Para el cobre(II), una forma predominante es CuCl + (aq) dentro de ambientes oxigenados y CuS(s) y Cu 2 S dentro de ambientes reducidos. El ambiente de agua de mar reducido conduce a dos posibles estados de oxidación del cobre, Cu(I) y Cu(II). [ 40 ] El molibdeno está presente como el estado de oxidación Mo(VI) como MoO 4 2− (aq) en ambientes oxigenados. Mo(V) y Mo(IV) están presentes en ambientes reducidos en las formas MoO 2 + (aq) y MoS 2(s) . [ 40 ] El renio está presente como el estado de oxidación Re(VII) como ReO 4 − en condiciones óxicas, pero se reduce a Re(IV) que puede formar ReO 2 o ReS 2 . El uranio está en estado de oxidación VI en UO 2 (CO 3 ) 3 4− (aq) y se encuentra en la forma reducida UO 2 (s). [ 40 ] El vanadio está en varias formas en estado de oxidación V(V); HVO 4 2− y H 2 VO 4 − . Sus formas reducidas pueden incluir VO 2 + , VO(OH) 3 − , y V(OH) 3 . [ 40 ] El predominio relativo de estas especies depende del pH .

In the water column of the ocean or deep lakes, vertical profiles of dissolved trace metals are characterized as following conservative–type, nutrient–type, or scavenged–type distributions. Across these three distributions, trace metals have different residence times and are used to varying extents by planktonic microorganisms. Trace metals with conservative-type distributions have high concentrations relative to their biological use. One example of a trace metal with a conservative-type distribution is molybdenum. It has a residence time within the oceans of around 8 × 105 years and is generally present as the molybdate anion (MoO42−). Molybdenum interacts weakly with particles and displays an almost uniform vertical profile in the ocean. Relative to the abundance of molybdenum in the ocean, the amount required as a metal cofactor for enzymes in marine phytoplankton is negligible.[41]

Trace metals with nutrient-type distributions are strongly associated with the internal cycles of particulate organic matter, especially the assimilation by plankton. The lowest dissolved concentrations of these metals are at the surface of the ocean, where they are assimilated by plankton. As dissolution and decomposition occur at greater depths, concentrations of these trace metals increase. Residence times of these metals, such as zinc, are several thousand to one hundred thousand years. Finally, an example of a scavenged-type trace metal is aluminium, which has strong interactions with particles as well as a short residence time in the ocean. The residence times of scavenged-type trace metals are around 100 to 1000 years. The concentrations of these metals are highest around bottom sediments, hydrothermal vents, and rivers. For aluminium, atmospheric dust provides the greatest source of external inputs into the ocean.[41]

Iron and copper show hybrid distributions in the ocean. They are influenced by recycling and intense scavenging. Iron is a limiting nutrient in vast areas of the oceans and is found in high abundance along with manganese near hydrothermal vents. Here, many iron precipitates are found, mostly in the forms of iron sulfides and oxidized iron oxyhydroxide compounds. Concentrations of iron near hydrothermal vents can be up to one million times the concentrations found in the open ocean.[41]

Mediante técnicas electroquímicas, es posible demostrar que los oligoelementos bioactivos (zinc, cobalto, cadmio, hierro y cobre) se unen a ligandos orgánicos en el agua de mar superficial. Estos complejos de ligandos reducen la biodisponibilidad de los oligoelementos en el océano. Por ejemplo, el cobre, que puede ser tóxico para el fitoplancton y las bacterias de mar 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 ventaja en aumentar la unión orgánica de Zn²⁺ . En regiones con alta concentración de nutrientes y baja concentración de clorofila , el hierro es el nutriente limitante, siendo las especies dominantes complejos orgánicos fuertes de Fe(III). [ 41 ]

Véase también

Referencias

  1. 1 2 3 4 5 6 7 Albarède, Francis (2007). Geoquímica  : una introducción . Traducido del francés. (5.ª  ed.). Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521891486.
  2. 1 2 3 McSween, Harry Y. Jr.; Huss, Gary R. (2010). Cosmoquímica . Cambridge University Press. ISBN 9781139489461.
  3. 1 2 3 4 Kragh, Helge (2008). «De la geoquímica a la cosmoquímica: El origen de una disciplina científica, 1915-1955». En Reinhardt, Carsten (ed.). Ciencias químicas en el siglo XX: Superando fronteras . John Wiley & Sons. pp. 160-192 . ISBN  978-3-527-30271-0Archivado del original el 17 de enero de 2023. Consultado el 3 de mayo de 2020 .
  4. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 McSween, Harry Y. Jr.; Richardson, Steven M.; Uhle, Maria E. (2003). Rutas y procesos geoquímicos (2.ª ed.). Nueva York: Universidad de Columbia. ISBN  9780231509039.
  5. ↑ White, William M. Geoquímica (Inédito) . pág. 1. Archivado del original el 16 de junio de 2014. Recuperado el 14 de marzo de 2012 . 
  6. ↑ Mason, Brian (1992). Victor Moritz Goldschmidt : padre de la geoquímica moderna . San Antonio, Texas: Geochemical Society. ISBN  0-941809-03-X.
  7. ↑ Manfred Schidlowski : Isótopos de carbono como registradores bioquímicos de la vida a lo largo de 3.8 Ga de historia de la Tierra: Evolución de un concepto. Archivado el 8 de diciembre de 2021 en Wayback Machine . En: Precambrian Research. Vol. 106, números 1-2, 1 de febrero de 2001, páginas 117-134.
  8. ↑ Harald Strauss: '' Obituario Archivado el 8 de diciembre de 2021 en Wayback Machine ''. En: Geowissenschaftiche Mitteilungen, nr. 50, diciembre 2012, página 102-103
  9. ↑ "Bienvenido a la geoquímica GPS" . Programa de investigación GPS . Instituto Tecnológico de California. Archivado del original el 21 de septiembre de 2017. Consultado el 2 de octubre de 2017 .
  10. ↑ Langmuir, Donald (1997). Geoquímica ambiental acuosa . Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall. ISBN 9780023674129.
  11. ↑ Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013). Biogeoquímica : un análisis del cambio global (Tercera ed.). Academic Press. ISBN   9780123858740.
  12. ↑ Kendall, Carol ; Caldwell, Eric A. (1998). "Capítulo 2: Fundamentos de la geoquímica de isótopos" . En Kendall, C .; McDonnell, JJ (eds.). Trazadores isotópicos en la hidrología de cuencas . Ámsterdam: Elsevier Science. pp. 51–86 . Archivado del original el 3 de mayo de 2019. Recuperado el 3 de octubre de 2017 . 
  13. ↑ Killops, Stephen D.; Killops, Vanessa J. (2013). Introducción a la geoquímica orgánica . John Wiley & Sons. ISBN 9781118697207.
  14. ↑ Doane, TA (2017). "Un estudio de la fotogeoquímica" . Geochem Trans . 18 (1) 1. Bibcode : 2017GeoTr..18....1D . doi : 10.1186/s12932-017-0039-y . PMC 5307419. PMID 28246525 .  
  15. ↑ Garrett, RG; Reimann, C.; Smith, DB; Xie, X. (noviembre de 2008). "De la prospección geoquímica al mapeo geoquímico internacional: una visión histórica: Tabla 1". Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis . 8 ( 3–4 ): 205–217 . doi : 10.1144/1467-7873/08-174 . S2CID 130836294 . 
  16. ↑ Olson, Gerald Schubert; Donald L. Turcotte; Peter (2001). Convección del manto en la Tierra y los planetas . Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521798365.{{cite book}}: CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
  17. ↑ Wilson, Marjorie (2007). Petrogénesis ígnea . Dordrecht: Springer. ISBN 9789401093880.
  18. 1 2 3 4 5 Kendall, Carol ; Caldwell, Eric A. (2000). «Capítulo 2: Fundamentos de la geoquímica de isótopos» . En Kendall, Carol; McDonnell, JJ (eds.). Trazadores isotópicos en la hidrología de cuencas . Ámsterdam: Elsevier. pp. 51–86 . ISBN  9780444501554Archivado del original el 14 de marzo de 2008. Consultado el 24 de octubre de 2017 .
  19. 1 2 Hoefs, Jochen (2015). "Procesos de fraccionamiento isotópico de elementos seleccionados". Geoquímica de isótopos estables . págs. 47–134 . doi : 10.1007/978-3-319-19716-6_2 . ISBN  978-3-319-19715-9. S2CID 100690717 . 
  20. 1 2 3 4 Lasaga, Antonio C.; Berner, Robert A. (abril de 1998). "Aspectos fundamentales de los modelos cuantitativos para los ciclos geoquímicos" . Chemical Geology . 145 ( 3–4 ): 161–175 . Bibcode : 1998ChGeo.145..161L . doi : 10.1016/S0009-2541(97)00142-3 .
  21. ↑ Datos de la tabla 6 de Cameron, AGW (septiembre de 1973). "Abundancias de los elementos en el sistema solar". Space Science Reviews . 15 (1): 121. Bibcode : 1973SSRv...15..121C . doi : 10.1007/BF00172440 . S2CID 120201972 . 
  22. 1 2 3 4 Palme, H.; Jones, A. (2003). "1.03 – Abundancia de los elementos en el sistema solar" (PDF) . En Holland, HD; Turekian, KK (eds.). Tratado de Geoquímica . Vol. 1: Meteoritos, Cometas y Planetas (1.ª ed.). Oxford: Elsevier Science. pp. 41–61 . doi : 10.1016/B0-08-043751-6/01060-4 . ISBN    9780080437514Archivado del original (PDF) el 3 de octubre de 2017. Consultado el 3 de octubre de 2017 .
  23. ↑ Lodders, Katharina (10 de julio de 2003). "Abundancias del sistema solar y temperaturas de condensación de los elementos". The Astrophysical Journal . 591 (2): 1220– 1247. Bibcode : 2003ApJ...591.1220L . CiteSeerX 10.1.1.695.5451 . doi : 10.1086/375492 . S2CID 42498829 .  
  24. ↑ Middlemost, Eric AK (2014). Magmas, rocas y desarrollo planetario: un estudio de los sistemas de magma/roca ígnea . Routledge. ISBN 9781317892649.
  25. ↑ Encreaz, Teresa ; Bibring, Jean-Pierre; Blanco, M.; Barucci, María-Antonietta; Roques, Françoise; Zarka, Philippe (2004). El sistema solar (3ª ed.). Berlín: Springer. ISBN  9783540002413.
  26. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Lewis, John (1995). Física y química del sistema solar . Burlington: Elsevier Science. ISBN 9780323145848.
  27. ↑ Atreya, SK; Mahaffy, PR; Niemann, HB; Wong, MH; Owen, TC (febrero de 2003). "Composición y origen de la atmósfera de Júpiter: una actualización e implicaciones para los planetas gigantes extrasolares". Planetary and Space Science . 51 (2): 105– 112. Bibcode : 2003P & SS...51..105A . doi : 10.1016/S0032-0633(02)00144-7 .
  28. 1 2 3 Fortney, Jonathan (22 de marzo de 2010). "Punto de vista: una mirada a Júpiter" . Física . 3 : 26. doi : 10.1103/Physics.3.26 .
  29. ↑ Netburn, Deborah (15 de septiembre de 2017). "Mientras la misión Cassini de la NASA se extingue sobre Saturno, los científicos conmemoran un final agridulce" . Los Angeles Times . Archivado del original el 16 de noviembre de 2017. Consultado el 10 de octubre de 2017 .
  30. ↑ Lang, Kenneth R. (2010). "11. Urano y Neptuno" . Cosmos de la NASA . Universidad de Tufts. Archivado del original el 9 de septiembre de 2018. Recuperado el 11 de octubre de 2017 .
  31. 1 2 Anderson, Don L. (2007). Nueva teoría de la Tierra . Cambridge University Press. ISBN 9781139462082.
  32. ↑ "GRS" . Laboratorio de Propulsión a Chorro . USA.gov. Archivado del original el 8 de febrero de 2018. Consultado el 17 de octubre de 2017 .
  33. ↑ 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. (diciembre de 2011). "Análisis de datos del espectrómetro de rayos gamma MESSENGER de los sobrevuelos de Mercurio". Planetary and Space Science . 59 (15): 1829– 1841. Bibcode : 2011P & SS...59.1829R . doi : 10.1016/j.pss.2011.07.018 .
  34. ↑ Kieffer, Hugh H., ed. (1994). Marte (2.ª ed.). Tucson: University of Arizona Press. ISBN  9780816512577.
  35. 1 2 Morgan, John W.; Anders, Edward (diciembre de 1980). "Composición química de la Tierra, Venus y Mercurio" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 77 (12): 6973– 6977. Bibcode : 1980PNAS...77.6973M . doi : 10.1073/pnas.77.12.6973 . JSTOR 9538. PMC 350422. PMID 16592930 .   
  36. 1 2 3 4 5 6 7 Una o más de las oraciones anteriores incorporan texto de una publicación que ahora es de dominio público : Flett, John Smith (1911). " Petrología ". En Chisholm, Hugh (ed.). Encyclopædia Britannica . Vol. 21 (11.ª ed.). Cambridge University Press. págs. 328–333 .     
  37. ↑ SegúnArchivado el 28 de abril de 2014 en Wayback Machine , que cita lo siguiente: Klein, C., Hurlbut, CS (1993) Manual de Mineralogía , 21.ª edición. John Wiley & Sons.
  38. ↑ Nameroff, T; Balistrieri, L; Murray, J (2002). "Geoquímica de metales traza subóxicos en el Pacífico Norte tropical oriental". Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (7): 1139– 1158. Bibcode : 2002GeCoA..66.1139N . doi : 10.1016/s0016-7037(01)00843-2 .
  39. 1 2 Benjamin, M (2002). Química del agua . Universidad de Washington. ISBN 1-57766-667-4.
  40. 1 2 3 4 5 Ferriday, Tim; Montenari, Michael (2016). "Quimioestratigrafía y quimiofacies de análogos de rocas madre: un análisis de alta resolución de sucesiones de lutitas negras de la Formación Formigoso del Silúrico Inferior (Montañas Cantábricas, noroeste de España)" . Stratigraphy & Timescales . 1 : 123–255 . doi : 10.1016/bs.sats.2020.07.001 . S2CID 229217907. Archivado del original el 20 de junio de 2022. Recuperado el 20 de junio de 2022 a través de Elsevier Science Direct. 
  41. 1 2 3 4 Bruland, K; Lohan, M (2003). "6.02 – Controles sobre metales traza en agua de mar". En Holland, HD; Turekian, KK (eds.). Tratado de geoquímica . Vol. 6: Los océanos y la geoquímica marina. pp. 23– 47. Bibcode : 2003TrGeo...6...23B . doi : 10.1016/B0-08-043751-6/06105-3 .  

Lecturas adicionales

  • Faure, Gunter ; Mensing, Teresa M. (2005). Isótopos  : principios y aplicaciones (3.ª  ed.). Nueva Jersey: Wiley. ISBN 0471384372.
  • Holland, HD; Turekian, KK, eds. (2003). Tratado de geoquímica (1.ª  ed.). Oxford: Elsevier Science. ISBN 978-0-08-043751-4.
  • Marshall, CP; Fairbridge, RW, eds. (2006). Geoquímica . Berlín: SpringerLink. ISBN 1-4020-4496-8.
  • Consejo de Investigación del Medio Ambiente Natural. "Modelo de datos geoquímicos" . EarthDataModels.org . Archivado del original el 23 de diciembre de 2014. Consultado el 9 de octubre de 2017 .
  • Rollinson, Hugh R. (1996). Uso de datos geoquímicos  : evaluación, presentación e interpretación (Ed. reimpresa  ). Harlow: Longman. ISBN 978-0-582-06701-1.
  • White, William M. Geoquímica (Inédito) . pág.  1. Archivado del original el 16 de junio de 2014. Recuperado el 14 de marzo de 2012 .
  • La geoquímica de las rocas ígneas (Gunn Interactive Ltd.)