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Geoquímica

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Geoquímica é uma ciência geológica que envolve o estudo da composição química da Terra e de outros planetas, processos químicos e reações que governam a composição de rochas, solos, corpos de água continentais e dos oceanos, e dos ciclos de matéria e energia que transportam os componentes químicos da Terra pelo tempo e espaço. A geoquímica é um ramo da geologia e da química, mas que se presta imensamente a outras ciências, como a ecologia e a oceanografia química.


O termo foi usado pela primeira vez pelo químico suíço-alemão Christian Friedrich Schönbein em 1838. No seu artigo, Schönbein previu o nascimento de um novo campo de estudo, afirmando:

"Numa palavra, a geoquímica comparativa deveria ser iniciada, antes de geoquímica podendo-se tornar geologia, e antes do mistério da génese de nossos planetas e sua matéria inorgânica poder ser revelada."

O campo começou a ser usado pouco tempo após o trabalho de Schönbein, mas o seu termo - 'geoquímica' - foi inicialmente utilizado nem por geólogos nem químicos e houve muito debate sobre qual das duas ciências devia ser o parceiro dominante. Foi pouca a colaboração entre geólogos e químicos no campo da geoquímica . No final do século XIX nasceu um suíço com o nome de Victor Goldschmidt , que mais tarde ficou conhecido como o pai da geoquímica. O seu trabalho, Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente, sobre a distribuição dos elementos na natureza tem sido referido como o início da geoquímica. Durante o século XX, um número de geoquímicos produziram trabalhos que começaram a popularizar a disciplina, incluindo Frank Wigglesworth Clarke, que havia começado a investigar as abundâncias de vários elementos no interior da Terra e como as quantidades foramestavam relacionados ao peso atômico. A composição de meteoritos e suas diferenças com as rochas terrestres estava sendo investigado desde 1850 e em 1901, Oliver C. Farrington colocou a hipótese que embora tenha havido diferenças, que a abundância relativa ainda deve ser o mesma. Este foi o início do campo da Cosmoquímica e tem contribuído para o muito do que sabemos sobre a formação da Terra e do Sistema Solar.

 

 

Subcampos

Alguns subconjuntos da geoquímica são:

Geoquímica isotópica envolve a determinação das concentrações relativas e absolutas dos elementos e seus isótopos na terra e na superfície da Terra. Exame da distribuição e movimentos de elementos em diferentes partes da terra (crosta, manto, hidrosfera etc.) e em minerais, com o objetivo de determinar o sistema subjacente de distribuição e movimento.

Cosmoquímica inclui a análise da distribuição dos elementos e seus isótopos no cosmos.

Biogeoquímica é o campo de estudo sobre o efeito da vida na química da terra.
Geoquimíca orgânica envolve o estudo do papel de processos e compostos que são derivados de organismos vivos .

Geoquímica aquosa estuda o papel de vários elementos em bacias hidrográficas, incluindo o cobre, enxofre, mercúrio, e como fluxos elementares são trocados através de interações atmosférica-terrestrel-aquático.

Geoquímica ambiental e exploração Regional inclui aplicações para estudos de exploração ambientais, hidrológicos e minerais.

Fotogeoquímica é o estudo das reacções químicas induzidas pela luz que ocorrem ou podem ocorrer entre os componentes naturais da superfície da terra.

Victor Goldschmidt é considerado por muitos como o pai da geoquímica moderna e as idéias do assunto foram formados por ele em uma série de publicações de 1922 sob o título "Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente" (leis geoquímicas de distribuição dos elementos).

 

Características químicas

Os constituintes de rochas mais comuns são quase todos os óxidos; cloretos, sulfetos e fluoretos são as únicas excepções importantes a este e seu montante total em qualquer rocha é geralmente muito menor do que 1%. FW Clarke calculou que um pouco mais de 47% da crosta terrestre é composta de oxigênio. Isto ocorre principalmente na combinação na forma de óxidos, dos quais o principal são sílica, alumina, óxidos de ferro, e vários carbonatos (carbonato de cálcio, carbonato de magnésio, carbonato de sódio, e carbonato de potássio). As funções de sílica, principalmente, como um ácido, formando silicatos, e todos os minerais mais comuns de rochas ígneas são desta natureza. A partir de um cálculo baseado em 1.672 análises de vários tipos de rochas Clarke chegou ao seguinte como a composição percentual média da crosta terrestre: SiO2 = 59,71, Al2O3 = 15,41, Fe2O3 = 2,63, FeO = 3,52, MgO = 4,36, CaO = 4,90 , Na2O = 3,55, K2O = 2,80, H2O = 1,52, TiO2 = 0,60, P2O5 = 0,22, (total 99,22%). Todos os outros constituintes ocorrem apenas em quantidades muito pequenas, normalmente, muito inferior a 1%.

Estes óxidos de combinam-se de forma casual. Por exemplo, a potassa (carbonato de potássio) e de sódio (carbonato de sódio) se combinam para produzir feldspatos.

Em alguns casos, eles podem ter outras formas, tais como nefelina, leucita, e muscovite, mas na grande maioria dos casos, eles são encontrados como feldspato.

O ácido fosfórico com cal (carbonato de cálcio) forma a apatita. Dióxido de titânio com óxido ferroso dá origem a ilmenite. Parte da cal faz cal feldspato. Carbonato de magnésio e óxidos de ferro com sílica cristalizam como olivina ou enstatite, ou com alumina e cal formar os silicatos ferro-magnesianos complexos dos piroxênios, anfibólios, e biotita . Qualquer excesso de sílica acima do que é necessário para neutralizar as bases irão separar-se como quartzo; excesso de alumina cristalizado como corindo. Estes devem ser considerados apenas como tendências gerais. É possível, por análise de pedras, para dizer aproximadamente o que os minerais da rocha contém, mas há inúmeras excepções a qualquer regra.

Constituição Mineral

Assim, podemos dizer que, excepto em rochas ácidas ou siliciosas contendo mais de 66% de sílica são conhecidas como rochas félsicas, e o Quartzo não é abundante.

Em rochas básicas (contendo 20% de sílica ou menos), é raro que elas contenham tanto silício, estas são referidos como rochas mafic. Se o magnésio e ferro são acima da média, enquanto a sílica é baixa, olivina pode ser encontrada; onde sílica está presente em maior quantidade sobre os minerais ferro-magnesianos, como augite, hornblenda, enstatite ou biotite, ocorrem em vez de olivina. A menos que o potássio ser alto e relativamente baixo de sílica, a leucita não estará presente, pois a leucita não acontece com quartzo livre. A nefelina, da mesma forma, é normalmente encontrada em rochas com muito refrigerante e comparativamente com pouca sílica.

Com alta álcalis, piroxênios e anfibólios portadores de refrigerante podem estar presente. Quanto mais baixa for a percentagem de sílica e de metais alcalinos , quanto maior é a prevalência de plagioclase como feldspato contraído com soda ou potassa feldspato. A crosta terrestre é composta de 90% de minerais de silicato e a sua abundância na terra é como se segue; plagioclásio (39%), feldspato alcalino (12%), quartzo (12%), piroxeno (11%), anfíbolas (5%), micas (5%), minerais de argila (5%), depois disto, o silicato restante de minerais compõem outros 3% da crosta terrestre. Apenas 8% da terra é composto de minerais de não-silicato , tal como o carbonato, óxidos e sulfuretos .

O outro factor determinante, ou seja, as condições físicas para a consolidação, desempenha de um modo geral uma parte mais pequena, mas não é de forma insignificante, como algumas instâncias provarão. Alguns minerais são praticamente confinados às rochas profundas intrusivas, por exemplo, microcline, moscovite, diallage. A leucita é muito rara em massas plutônicas; muitos minerais têm peculiaridades especiais em caráter microscópico, consoante se cristalizou em profundidade ou perto da superfície, por exemplo, hiperstênio, orthoclase, quartzo.

Existem alguns casos curiosos de rochas que tenham a mesma composição química, mas que consistem inteiramente diferentes minerais, por exemplo, o hornblendite de Gran, na Noruega, que contém apenas horneblenda, tem a mesma composição que alguns dos camptonites da mesma localidade que contêm feldspato e hornblenda de uma variedade diferente. Neste contexto, podemos repetir o que foi dito acima sobre a corrosão de sais minerais porfiríticos em rochas ígneas.

Em riolitos e traquitos, os primeiros cristais de hornblenda e biotita podem ser encontrados em grandes números parcialmente convertidos em augite e magnetita. Hornblenda biotite e mantiveram-se estáveis sob as pressões e as outras condições abaixo da superfície, mas instável a níveis mais elevados. Na massa dessas rochas, a augite é quase universalmente presente. Mas os representantes plutônicos do mesmo magma, granito e sienito podem conter biotita e hornblenda muito mais presente do que augite .

Felsic, intermediário e rochas ígneas máficas

Essas rochas que contêm o maior número de sílica, e no rendimento cristalização de quartzo livre, formam um grupo geralmente designado the rochas "félsicas". Aqueles mais uma vez que contêm menos de sílica e a maioria magnésio e ferro, de modo que o quartzo está ausente, enquanto a olivina é geralmente abundante, formam o grupo "mafic". As rochas "intermédias" incluem aquelas caracterizadas pela ausência geral tanto de quartzo e olivina. Uma subdivisão importante delas contém uma percentagem muito elevada de substâncias alcalinas, especialmente de sódio e, consequentemente Possui minerais como nefelina e não a leucita comum em outras rochas. Muitas vezes, é separado dos outros como os "alcalinos" pedras "ou soda", e há uma série correspondente de rochas mafic. Finalmente um pequeno sub-grupo rico em olivina e sem feldspato tem sido chamado de "rochas ultramáficas". Elas têm muito baixas percentagens de sílica, mas muito ferro e óxido de magnésio.

Excepto estas últimas, praticamente todas as rochas contêm felspars ou minerais feldspathoid. No ácido das rochas os feldspatos comuns são o ortoclásio, pertita, microcline, e oligoclase tendo muita silica e álcalis. No labradorite das rochas máficas, anorthite e bytownite prevalecem, sendo ricas em cal e pobre em sílica, potássio e sódio. A augite é o ferro-magnesiano mais comum nas rochas máficas, mas biotita e hornblenda são em geral mais freqüentes em rochas félsicas.

 

A maioria dos minerais comunsÁcidoIntermédioMaficUltramafic
Quartz
Orthoclase (and Oligoclase), Mica, Hornblende, Augite

Pouco ou nenhum quartzo:
Hornblende ortoclase, Augite, Biotite

Pouco ou nenhum quartzo:
Plagioclase Hornblende, Augite, Biotite

Sem Quartz
Plagioclase Augite, Olivina

Sem Felspar
Augite, Hornblende, Olivina

Plutônica ou tipo AbissalGranitoSienitoDioritoGabbroPeridotite
Tipo intruso ou hipabissaisQuartzo-pórfiroOrtoclase-pórfiroPorphyriteDoleritaPicrite
Lavas ou tipo efusivaRiolito, ObsidianaTraquiteandesitaBasaltoLimburgite

 

As rochas que contêm leucita ou nefelina, em parte ou totalmente substituindo feldspato, não estão incluídos nesta tabela. Eles são essencialmente de carácter intermediário ou de caráter máfico. Poderíamos, como consequência considerá-los como variedades de sienito, diorito, gabro, etc., em que os minerais feldspatos acontecem, e de facto existem muitas transições entre sienitos de tipo comum e a nefelina - ou leucita - sienito, e entre gabbro ou dolerite e theralite ou essexite. Mas, como muitos minerais desenvolvem nestas pedras "alcalinos" incomuns que estão em outros lugares, é conveniente numa classificação puramente formal como aquela aqui descrita para o tratamento de todo o conjunto como uma série distinta.

Nefelina e Resíduos de leucite de sustentação das rochas
A maioria dos minerais comunsFeldspato alcalino, Nefelina ou leucite, Augite e Hornblenda, BiotiteSoda de cal de feldspato, Nefelina ou leucite, Augite, Hornblende (Olivina)Nefelina ou leucite, Augite, Hornblende, Olivina
Tipo plutônicaNefelina sienito, leucite-sienito, nefelina-pórfiroEssexite e TheraliteIjolite e Missourite
Tipo efusiva ou LavasFonolite, LeucitophyreTephrite e basanitoNefelina-basalto, Resíduos de leucite-Basalto

Esta classificação baseia-se essencialmente na constituição mineralógica das rochas ígneas. Quaisquer distinções químicas entre os diferentes grupos, embora implícita, são relegadas a uma posição subordinada. É reconhecidamente artificial, mas cresceu com o crescimento da ciência e ainda é adoptado como a base sobre a qual subdivisões são erguidas. As subdivisões são por nenhum meio de igual valor. Os sienitos, por exemplo, e os peridotitos, são muito menos importantes do que os granitos, dioritos e gabros. Além disso, os andesites efusivos nem sempre correspondem aos dioritos plutônicos mas em parte também para os gabros. Como os diferentes tipos de rocha, considerados como agregados de minerais, passam gradualmente para um outro, tipos de transição são muito comuns e são muitas vezes tão importante quanto a receber nomes especiais. O quartzo-sienitos e nordmarkites pode ser interposto entre o granito e sienito, os tonalitos e adamellitos entre granito e diorite, os monzoaites entre sienito e diorite, norites e hyperites entre diorite e gabro, e assim por diante.

Geoquímica dos metais traço no oceano

Vestígios de metais prontamente formam complexos com grandes iões no oceano, incluindo hidróxido de sódio e de cloreto e as suas alterações químicas especiação consoante o ambiente é oxidado ou reduzido. Benjamin (2002) define os complexos de metais com mais do que um tipo de ligando, Com excepção da água, como misturados por ligando-complexos. Em alguns casos, um ligando contém mais de um átomo doador, formando complexos muito fortes, também chamados de quelatos (o ligando é o quelante). Um dos quelantes mais comuns é o EDTA (ácido etilenodiaminotetracético), a qual pode substituir a seis moléculas de água e formam ligações fortes com metais que têm uma mais dois carga. Com complexação mais forte, uma menor actividade do ião metálico livre é observado. Uma consequência da baixa reactividade de metais complexados em comparação com a mesma concentração de metais livre é que o quelante tende a estabilizar metais na solução aquosa, em vez de sólidos em .

As concentrações de metais vestigiais o cádmio, o cobre, o molibdénio, manganês, rénio, e urânio vanádio em sedimentos registam a história redox dos oceanos. Dentro de ambientes aquáticos, cádmio (II) pode ser na forma CdCl + (aq) em águas oxic ou CDs (s) em um ambiente reduzida. Assim, as concentrações mais elevadas de Cd em sedimentos marinhos podem indicar condições de baixa potencial redox no passado. Para cobre (II), uma forma predominante é CuCl + (aq) dentro de ambientes óxicas e CuS (s) e Cu2S dentro de ambientes reduzidos. O ambiente da água do mar reduzida conduz a duas possíveis estados de oxidação de cobre, Cu (I) e Cu (II). Molibdénio está presente como o Mo (VI), estado de oxidação como MoO42- (aq) em ambientes óxicas. Mo (V) e Mo (IV) estão presentes em ambientes reduzidas nas formas MoO2 + (aq) e MoS2 (s). Rénio está presente como o Re (VII) como ReO4- estado de oxidação dentro das condições óxicas, mas é reduzida a Re (IV), que podem formar ou RES2 ReO2. O urânio está no estado de oxidação VI em UO2 (CO3) 34- (aq) e encontra-se no reduzido UO2 (s) forma. O vanádio é em várias formas no estado de oxidação V (V); HVO42- e H2VO4-. As suas formas reduzidas podem incluir VO2 +, VO (OH) 3-, e V (OH) 3. Estes dominância relativa de estas espécies depende do pH.

Na coluna de água do oceano ou lagos profundos, perfis verticais de traço de metais dissolvidos são caracterizados como segue distribuições de tipo conservador, do tipo nutriente, ou do tipo eliminado. Através destas três distribuições, metais vestigiais tem diferentes tempos de permanência e são utilizados em diversos graus por microorganismos planctônicos. Metais traço com distribuições de tipo conservador têm altas concentrações relativas à sua utilização biológica. Um exemplo de um metal de rastreio com uma distribuição de tipo conservadora é molibdénio. Tem um tempo de permanência dentro dos oceanos de cerca de 8 x 105 anos e está geralmente presente como o anião molibdato (MoO42-). Molibdênio interage fracamente com partículas e exibe um perfil vertical quase uniforme no oceano. Relativa à abundância de molibdênio no oceano, a quantidade necessária como um co-fator de metal para enzimas no fitoplâncton marinho é insignificante.

Metais traço com distribuições do tipo de nutrientes estão fortemente associados com os ciclos internos de matéria orgânica em partículas, especialmente a assimilação pelo plâncton. As concentrações menor dissolvidos destes metais são a superfície do mar, onde eles são assimilados pelo plâncton. Como dissolução e decomposição ocorrem em maiores profundidades, as concentrações desses metais traço aumentam. Os tempos de residência destes metais, tais como o zinco, são vários de mil a cem mil anos. Por fim, um exemplo de um tipo de metais vestigiais é eliminado de alumínio, que tem fortes interacções com as partículas, bem como um tempo de residência curto no oceano. Os tempos de residência de tipo eliminado metais traço são em torno de 100 a 1000 anos. As concentrações destes metais são mais elevados em torno de sedimentos de fundo, as fontes hidrotermais e rios. Para alumínio, poeira atmosférica fornece a maior fonte de insumos externos para o oceano.

Ferro e cobre tendem mostrar distribuições híbridas no oceano. Eles são influenciados por reciclagem e intensa eliminação. O ferro é um nutriente limitante em vastas áreas dos oceanos, e é encontrado em grande abundância, juntamente com fontes hidrotermais de manganês fontes hidrotermais . Aqui, muitos precipitados de ferro são encontrados, principalmente nas formas de sulfuretos de ferro e compostos oxi-hidróxido de ferro oxidadas. As concentrações de ferro perto de fontes hidrotermais pode ser de até um milhão de vezes as em comparação com as concentrações encontradas no oceano aberto.

Usando técnicas eletroquímicas, é possível mostrar que metais traço bioativos (zinco, cobalto, cádmio, ferro e cobre) estão ligados por ligantes orgânicos na água superfície do mar . Estes complexos de ligandos servem para reduzir a biodisponibilidade dos metais vestigiais dentro do oceano. Por exemplo, o cobre, que pode ser tóxico para abrir fitoplâncton oceano e bactérias, podem formar complexos orgânicos. A formação destes complexos reduz as concentrações de complexos inorgânicos biodisponíveis de cobre que podem ser tóxicos para a vida marinha em altas concentrações. Ao contrário de cobre, zinco toxicidade em fitoplâncton marinho é baixo e não existe qualquer vantagem para o aumento da ligação de Zn2 + orgânico. Em regiões de alta em nutrientes baixo clorofila, o ferro é o nutriente limitante, com as espécies dominantes sendo de Fe (III) de ligação com complexos orgânicos.

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