Diferenciacion-Quimica-de-La-Tierra

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Universidad Nacional Autónoma de México Facultad de 
Mexico 
 
 
 
CLASE “ QUIMICA” 
 
 
 
trabajo 
 
 
 
 
GRUPO:24 
 
 
 
NOMBRE DEL PROFESOR: JUAN GERMAN RIOS ESTRADA 
 
 
 
NOMBRE DEL ALUMNO: CORTES HERNANDEZ RICARDO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
DIFERENCIACIÓN QUÍMICA DE LA TIERRA 
La Tierra es un planeta altamente diferenciado, y su actividad geológica continúa produciendo 
suites diversificadas de rocas ígneas y sedimentarias. Aunque algunos de los otros planetas 
terrestres también pueden haber permanecido activos de ciertas maneras limitadas y específicas, 
la Tierra todavía tiene "fuego en su vientre" y está envuelta en sobres de agua corrosiva y gases 
atmosféricos. 
 
Estructura interna de la Tierra 
La Tierra probablemente fue fundida inicialmente y diferenciada muy temprano en su historia en 
varias capas o conchas que tienen diferentes composiciones químicas. La estructura interna 
resultante de la Tierra ha sido determinada por sismólogos basados en la reflexión y refracción de 
ondas sísmicas de compresión (P) y de cizallamiento (S). Sobre la base de estos resultados, el 
interior de la Tierra se ha dividido en el núcleo, el manto y la corteza, como se muestra en la figura 
4.1. Las densidades de estas unidades interiores principales de la Tierra oscilan entre 2,8 g / cm3 
para las rocas de la corteza y más de 12 g / cm3 para el núcleo. El aumento de la densidad y de las 
velocidades de las ondas sísmicas con profundidad es causado tanto por cambios en la 
composición química como por la recristalización de minerales en estructuras más compactas. La 
figura 4.1 muestra que las discontinuidades principales marcan los límites entre la corteza y el 
manto y entre el manto y el núcleo. La frontera entre la corteza y el manto, situada a una 
profundidad de unos 40 km bajo los continentes, se conoce como la discontinuidad de 
Mohorovicic o "Moho", mientras que el límite del manto-núcleo, a una profundidad de 2883 km, 
se denomina Wiechert- Gutenberg, y ambos tienen el nombre de eminentes sismólogos. Existen 
regiones de transición adicionales, pero más sutiles, dentro de la Tierra causadas por otros 
cambios importantes en sus propiedades físicas. La tabla 4.1 contiene un resumen de las 
propiedades físicas de la Tierra. 
 
El manto de la Tierra se ha subdividido en tres partes basadas en la presencia de límites a 
profundidades de 413 y 984 km. El manto superior, entre el Moho y el límite a unos 400 km, es 
probablemente heterogéneo debido a la formación de magma por fusión parcial, los xenolitos de 
rocas ultramáficas derivadas de esta región indican que el manto superior está compuesto de 
olivina, piroxeno y granate con menor cantidad de espinela, anfibol y phlogopite. La zona de 
transición, situada entre profundidades de unos 400 y 1000 km, es una región de 
transformaciones de fase inducida por presión de los ortosilicatos de Fe y Mg desde la estructura 
de olivina a la de espinela. El manto inferior, por debajo de una profundidad de unos 1000 km, es 
probablemente homogéneo y puede ser más rico en Fe que el manto superior. 
 La composición química del manto es difícil de determinar con certeza porque es inaccesible y 
heterogénea. Sin embargo, los xenólitos ultramáficos, así como los meteoritos pedregosos, han 
proporcionado pistas útiles. Además, grandes masas de peridotita de tipo alpino pueden haberse 
originado del manto superior en los límites de las placas convergentes. Las estimaciones de la 
composición química del manto deben cumplir ciertos requisitos geofísicos con respecto a la 
densidad. Las velocidades sísmicas y la producción de calor por la desintegración de U, Th y K. 
Además, el manto debe ser capaz de formar los principales tipos de magmas basálticos por fusión 
parcial bajo las condiciones físicas que puedan prevalecer en esa región de la Tierra. 
 
Estos requerimientos son generalmente satisfechos por una roca llamada pirolita inventada por 
Ringwood combinando peridotita y basalto en la proporción de 3 a 1. La composición química 
resultante del manto es similar a la propuesta por Mason (1996), que se basó en meteoritos, y 
también se asemeja a la estimación hecha por Hutchinson (1974), que se derivó de las inclusiones 
de lherzolite ultramáficas en rocas ígneas. Las estimaciones de la composición química del manto 
se recogen en la tabla 4.2. 
El gran interés por la comunidad científica en las composiciones químicas del manto y en el Moho 
causó uno de los episodios más coloridos de la historia de la ciencia. En el transcurso de una 
reunión de algunos miembros de la American Miscellaneous Society (AMSOC) en Washington DC 
presidida por el profesor Harry Hess de la Universidad de Princeton, alguien sugirió casualmente 
que se perforara un agujero a través de la corteza oceánica para averiguar qué causa el Moho. La 
idea encendió el entusiasta apoyo del grupo, y una propuesta fue rápidamente presentada a la 
Fundación Nacional de Ciencias para determinar la viabilidad de esta idea. Así comenzó el llamado 
Proyecto Mohole, que recibió mucha atención en la prensa popular pero nunca alcanzó su 
objetivo. Sin embargo, se realizaron estudios de ingeniería con el apoyo de la Fundación Nacional 
de Ciencias, se equipó un buque de perforación y se perforaron algunos orificios de prueba. Estos 
ensayos demostraron que era realmente posible perforar en aguas profundas de un barco situado 
sobre el sitio seleccionado. Eventualmente AMSOC se disolvió, pero el equipo fue tomado por el 
Deep-Sea Drilling Program, el cual ha estado explorando la historia de las cuencas oceánicas 
perforando primero el Glomar Challenger y luego el Glomar Explorer. El AMSOC abandonó la 
misión de perforar el Moho en parte porque se hizo evidente que este importante límite estaba 
realmente expuesto en algunas zanjas del mar y que las rocas del manto superior podían ser, y de 
hecho habían sido, recuperadas por dragado. 
 La corteza continental: elementos principales 
 La corteza de la Tierra es importante, contiene todos los recursos naturales que nos sostienen. 
Incluye la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera, así como parte de la litosfera. La litosfera se define 
ahora como la parte externa rígida de la Tierra que consiste en la corteza y el manto superior en 
contraste con la astenosfera subyacente, que se deforma plásticamente en respuesta a la tensión 
tectónica. El estudio de la composición química de la corteza continental y de los diferentes tipos 
de rocas de que se compone, ha sido un objetivo principal de la geoquímica. 
La corteza es la capa exterior de la Tierra, que se encuentra por encima del manto. No sólo 
compone los continentes, sino que también se produce bajo los océanos. La corteza oceánica 
tiene sólo 5-8 km de espesor y difiere de la corteza continental en composición química y origen. 
La corteza continental se compone principalmente de rocas ígneas y metamórficas. Las rocas 
metamórficas se concentran en las correas orogénicas, pero la distinción entre rocas ígneas y 
metamórficas no siempre es obvia porque la mayoría de las rocas ígneas de la corteza continental 
se han metamorfoseado. Las rocas sedimentarias y volcánicas se forman en la superficie de la 
Tierra y por lo tanto tienden a cubrir las rocas ígneas y metamórficas subyacentes. Las rocas 
sedimentarias y volcánicas también pueden plegarse en masas alargadas mediante la compresión 
de las cuencas tectónicas en las que fueron originalmente depositadas. Clarke y Washington 
estimaron que la corteza continental consta de 95% de rocas ígneas y metamórficas y 5% de rocas 
sedimentarias. Estos últimos incluyen 4% de esquisto, 0,75% de arenisca y 0,25% de piedra caliza. 
Evidentemente, las rocas sedimentarias constituyen sólo una porción menor de la corteza 
continental, pero su presencia en la superficie de los continentes aumenta su importancia. 
La composición química de la cortezacontinental se ha calculado promediando un gran número de 
análisis químicos, combinando análisis químicos de diferentes tipos de rocas ponderados en 
términos de sus abundancias, analizando sedimentos derivados del continente, combinando las 
composiciones de rocas ácidas y máficas en proporciones variables , y por modelado. Los 
resultados de estos diferentes métodos son sorprendentemente similares como se indica en la 
tabla 4.3. 
Clarke y Washington estimaron la composición química de la corteza no sólo haciendo un 
promedio de un gran número de análisis químicos de rocas ígneas de todos los continentes y de 
las cuencas oceánicas, sino también combinando y de las cuencas oceánicas, pero también 
combinando la composición química promedio de rocas ígneas con las de esquistos, areniscas y 
calizas de acuerdo con sus abundancias observadas. Los resultados de las columnas 1 y 2 de la 
tabla 4.3 son muy similares. Se requirió una enorme cantidad de trabajo para recolectar y analizar 
más de 5000 muestras de roca en las que se basa la estimación en la columna 1. Por lo tanto, 
V.M.Goldschmidt decidió a principios de la década de 1930 para analizar la fracción de arcilla de 
tamaño de till en el sur de Noruega, porque argumentó que el sedimento glacial de la edad 
Pleistoceno fue producido por la erosión mecánica de la roca madre en Escandinavia con poca 
meteorización química. Además, el transporte en la base de la capa de hielo y la posterior 
deposición por agua de fusión hizo que la arcilla glacial se mezclara bien, convirtiéndola en una 
muestra representativa de las rocas en la trayectoria de la capa de hielo. La composición química 
media de 77 muestras de arcilla glacial del sur de Noruega es, de hecho, bastante similar a las 
estimaciones de Clarke y Washington. Observamos, sin embargo, que las concentraciones de CaO 
y Na2O de la arcilla glacial son algo menores que sus valores en las columnas 1 y 2, 
presumiblemente porque estos elementos se perdieron parcialmente de la arcilla por lixiviación. 
Además, las arcillas glaciares tienen un menor contenido de TiO2 que los promedios de la corteza 
de Clarke y Washington, que puede ser una característica regional de las rocas de Escandinavia. 
Las columnas 4-8 de la tabla 4.3 contienen estimaciones de la composición química de la corteza 
continental derivada de diversos métodos. Daly estimó su composición combinando análisis de 
granito y basalto en proporciones iguales (columna 4, tabla 4.3), ya que estos tipos de rocas 
fueron originados por magmas fundamentales de composiciones graníticas y basálticas. Polvervaat 
construyó un modelo detallado dividiendo la corteza en los escudos continentales, los cinturones 
doblados jóvenes, la región suboceanic, y la región oceánica profunda. Atribuyó a cada región 
ciertas composiciones litológicas (indicadas en la tabla 4.4) y combinó las composiciones químicas 
de los diferentes tipos de roca según su abundancia. La columna 5 del cuadro 4.3 contiene su 
estimación de la composición química de la corteza continental en su conjunto. Las estimaciones 
de Poldervaart de la composición química de cada una de las cuatro unidades estructurales se 
muestran separadamente en la tabla 4.4. Estos resultados ilustran las diferencias en la 
composición química de la corteza continental (escudo continental + cinturones plegados jóvenes) 
y la corteza oceánica (cinturones profundos + cinturones plegados jóvenes). Es evidente que la 
corteza oceánica tiene concentraciones medias más altas de Fe2O3 + FeO, MgO, CaO, MnO, P2O5 
y TiO2 y menores concentraciones de SiO2, Al2O3, Na2O y K2O que la corteza continental 
(columna 5 tabla 4.4). Estas diferencias surgen porque la corteza continental se compone 
principalmente de rocas graníticas (granodiorita?), Mientras que la corteza oceánica fue asumida 
por Poldervaart consistente en gran parte de basalto olivino. Sin embargo, el estudio de los 
complejos de ofiolita, resumido por Moores, indica que la corteza oceánica está compuesta 
realmente de rocas máficas y ultramáficas, cuya composición promedio puede aproximarse a la 
del basalto, aunque las concentraciones de oligoelementos han sido alteradas por la interacción 
con el agua de mar calentada. Ronov y Yaroshevsky también modelaron la corteza continental y 
oceánica y llegaron a composiciones que son similares a las de Poldervaat. Su estimación de la 
composición química de la corteza continental se encuentra en la columna 6 de la tabla 4.3, 
mientras que la columna 5 de la tabla 4.4 contiene su estimación para la corteza oceánica. 
Taylor revivió el método de Daly para estimar la composición química de la corteza continental al 
demostrar que las concentraciones promedio de elementos de tierras raras en rocas 
sedimentarias pueden ser duplicadas combinando análisis químicos de rocas ígneas máficas y 
félsicas en las proporciones 1: 5. La composición química resultante se asemeja a la de diorita o 
andesita, por lo que este modelo de corteza se conoce generalmente como modelo de andesita. 
Posteriormente, Taylor y McLennan propusieron que la corteza continental consiste en un 75% de 
rocas arqueanas promedio y una corteza de 25% de andesita. La composición resultante se 
muestra en la columna 7 de la tabla 4.3. Difiere de todas las demás estimaciones enumeradas en 
la tabla 4.3 por tener concentraciones algo menores de SiO2, TiO2, Na2O y K2O y mayores 
concentraciones de Al2O3, Fe como FeO, MgO y CaO. En consecuencia, la composición química de 
la corteza continental propuesta por Taylor y McLennan es algo más mica que las de sus 
predecesores. Sin embargo, cumple las siguientes limitaciones importantes. 
1. Se satisface la tasa de flujo de calor observada sobre la base de la desintegración de U, Th y K. 
2. Es capaz de generar los granodioritos más altamente diferenciados de la corteza superior por 
fusión parcial. 
3. Limita el crecimiento de la corteza por el volcanismo andesítico de arco islámico al tiempo post-
Arqueano. 
4. Reconoce que el 75% de la corteza continental está compuesta por rocas de más de 2500 
millones de años de antigüedad, las cuales no necesariamente se formaron por los mismos 
procesos tectónico-magmáticos que se hicieron importantes en el tiempo post-Arqueano. 
En conclusión, observamos que la composición química de la corteza continental de la Tierra es 
muy diferente de la de la nebulosa solar y meteoritos pedregosos. Los nueve elementos más 
abundantes y su corteza continental son: 
CUADRO 
Todos los elementos restantes constituyen sólo una fracción muy pequeña de la corteza de la 
Tierra. 
 
Diferenciación de rocas ígneas y sedimentarias 
Las composiciones químicas de las rocas ígneas varían ampliamente debido a la diferenciación 
geoquímica que tiene lugar durante su formación. La diferenciación comienza durante la 
formación del magma por fusión parcial de las rocas en la corteza inferior o el manto superior. La 
composición química del magma resultante depende de la composición de las rocas fuente y del 
grado de fusión, que es controlado por la presión y las temperaturas en la fuente. La composición 
de los magmas puede modificarse posteriormente mediante la asimilación de las rocas del país o 
mezclándolas con los magmas procedentes de diferentes fuentes. La cristalización de los magmas 
depende de sus composiciones químicas y de las condiciones físicas en la cámara del magma. Las 
rocas producidas por la cristalización fraccionada del magma pueden variar ampliamente en su 
composición mineral a partir de acumulados ultramáficos de minerales ferromagnesianos de 
formación temprana (olivina o piroxeno) a diferenciados tardíos de cuarzo. 
La recopilación más completa de las composiciones químicas de las diversas rocas ígneas se puede 
encontrar en el Handbook of Geochemistry, editado por K.H. Wedepohl de 1969 a 1978. La 
recopilación de datos en la tabla 4.5 se basa en compilaciones anterioresde Turekian y Wedepohl 
y Vinogradov. Los datos se agrupan en rocas ultramáficas, basalto, granito de Ca alto y granito de 
bajo Ca y, por lo tanto, representan la mayor parte del espectro compositivo de las rocas ígneas. 
La categoría "basalto" incluye rocas volcánicas y plutónicas de composición basáltica, mientras que 
los "granitos de alto Ca" representan rocas ígneas de composición intermedia, que en realidad no 
pueden ser granitos en el sentido estricto de dicho término. 
Las rocas sedimentarias son tan diversificadas en sus composiciones químicas como las rocas 
ígneas. Sin embargo, los procesos que causan esta diversificación operan en la superficie de la 
Tierra más que en profundidad e incluyen meteorización, transporte, deposición y litificación. El 
estudio de estos procesos abarca una parte importante del tema de geoquímica y ocupará el resto 
de este libro. 
Las rocas sedimentarias se pueden dividir en dos grupos dependiendo de si están compuestos de 
partículas minerales y rocas de rocas preexistentes o si se precipitan a partir de una solución 
acuosa. Esta división no está completamente justificada porque las rocas sedimentarias clásticas 
pueden contener cementos minerales precipitados químicamente, mientras que los precipitados 
químicos pueden contener un componente de sedimento detrítico. Además, las composiciones 
químicas de las rocas en ambos grupos se modifican mediante procesos de intercambio iónico 
asociados con cargas superficiales eléctricas de granos minerales independientemente de si son 
detríticos o formados como precipitados químicos. 
La recopilación de datos de la tabla 4.4 incluye dos tipos de rocas predominantemente detríticas 
(pizarra y arenisca), uno predominantemente precipitado (rocas carbonatadas) y arcilla profunda, 
que es una mezcla de granos detríticos y precipitados químicos. La selección de estos tilos de roca 
tiene una virtud adicional porque incluye rocas que se forman en cuencas marinas poco profundas 
en las proximidades de los continentes, así como sedimentos depositados en cuencas oceánicas 
profundas lejos de la tierra. 
 La aparente diferenciación geoquímica indicada por estos datos refleja la forma en que los 
procesos geológicos que operan en la superficie de la Tierra "clasifican" los elementos sobre la 
base de sus propiedades químicas. Podemos pensar en el entorno superficial de la Tierra como 
una máquina gigante que procesa las rocas ígneas y metamórficas en una amplia variedad de 
rocas sedimentarias. Los productos de esta máquina son muy diversificados porque los elementos 
químicos, y los minerales que forman, responden de manera diferente al tratamiento que 
experimentan que pasan a través de la máquina. 
La representación de los procesos geológicos que actúan sobre la superficie de la Tierra como una 
máquina es útil porque enfatiza la coherencia de estos procesos y porque promueve una visión 
global de la geoquímica de la superficie de la Tierra. Volvemos a este tema en la Parte V de este 
libro, donde consideramos los ciclos geoquímicos de los elementos seleccionados. 
 
 Diferenciación de la hidrosfera 
La hidrosfera consiste en una serie de reservorios de agua que se conectan mediante el ciclo 
hidrológico. El Cuadro 4.6 indica que los océanos son, con mucho, los mayores reservorios de agua 
con un 97,25% del volumen total, seguido por las capas de hielo y glaciares (2,05%) y aguas 
subterráneas profundas (0,38%). Eso deja una pequeña fracción del agua en la hidrosfera en aguas 
subterráneas poco profundas (0,3%), lagos (0,01%) y ríos (0,0001%) donde es accesible a los 
humanos para uso municipal e industrial. 
Cuando las rocas metamórficas ígneas o sedimentarias entran en contacto con el agua en o cerca 
de la superficie de la Tierra, se producen diferentes tipos de reacciones químicas, las cuales 
constituyen colectivamente la meteorización química o la interacción agua-roca. El resultado de 
estas reacciones depende no sólo de las condiciones químicas y físicas en el sitio sino también de 
las propiedades de los minerales. Los minerales varían ampliamente en su susceptibilidad a la 
intemperización química, aunque la mayoría son bastante insolubles en agua. Por lo tanto, los 
elementos químicos no entran en la fase acuosa en las mismas proporciones en que se producen 
en las rocas de la corteza continental. Como resultado, las composiciones químicas de las aguas 
superficiales o subterráneas difieren de las de las rocas de la corteza continental superior de 
manera que reflejan las propiedades geoquímicas de los elementos y de los minerales expresaron 
estas diferencias en términos de coeficientes de reparto (agua / corteza superior ) y mostraron 
que están relacionados con el carácter iónico de los enlaces metal-oxígeno en los minerales. 
 Una vez que un elemento ha entrado en la hidrosfera, se somete a otros tipos de procesos que 
pueden afectar su concentración. Por ejemplo, algunos iones se adsorben selectivamente sobre 
las superficies cargadas de minerales de arcilla o partículas de óxidos e hidróxidos de Fe, Mn y Al. 
Otros elementos pueden entrar en la biosfera como nutrientes y asociarse con organismos y 
compuestos biogénicos de carbono. Los gases nobles se liberan en la atmósfera, mientras que el 
oxígeno, el dióxido de carbono y el nitrógeno de la atmósfera se disuelven en el agua. Por lo tanto, 
la composición química del agua varía ampliamente y refleja no sólo la composición mineral de las 
rocas con las que ha interactuado, sino que también se ve afectada por el entorno geoquímico, 
determinado por el clima, la topografía, la vegetación y la posible o residuos municipales. Estas 
cuestiones se examinan en mayor detalle en la parte V. 
Los arroyos transportan en última instancia los elementos que se disuelven en el agua a los 
océanos donde residen por períodos variables de tiempo. Los procesos geoquímicos que operan 
en el océano eliminan selectivamente los elementos de la solución de tal manera que el agua de 
mar no es simplemente agua de río promedio que se ha concentrado por evaporación. Esta 
afirmación se apoya en la inspección de las concentraciones promedio de los elementos en los 
arroyos y en los océanos. La quinta columna de la tabla 4.7 contiene factores de enriquecimiento 
calculados dividiendo la concentración en agua corriente de río. Los factores de enriquecimiento 
resultantes varían ampliamente de 3350 para Br a aproximadamente 0,0006 para Th. 
Evidentemente, los procesos geoquímicos en los océanos están cambiando su composición 
química en comparación con el agua del río y por lo tanto contribuyen a la diferenciación 
geoquímica de la hidrosfera. 
El destino eventual de todos los elementos y compuestos disueltos en el océano debe ser 
removido de él. La mayoría de los elementos se incorporan al sedimento que se acumula en el 
fondo de los océanos, pero algunos elementos escapan del océano a la atmósfera, cuya 
composición se resume en la tabla 4.8. Estos cambios en la residencia son parte de la migración de 
elementos en la superficie de la Tierra y contribuyen a la operación de ciclos geoquímicos. Todos 
los elementos se mueven de un depósito a otro por procesos geológicos, geoquímicos o biológicos 
que operan en la superficie de la Tierra. Esta es la máquina geoquímica de la que hablamos 
anteriormente. 
Los constituyentes disueltos en los océanos pueden dividirse en grupos conservadores (1 en la 
tabla 4.7) y no conservadores (II y III en la tabla 4.7). Los elementos conservadores ocurren en 
proporciones constantes a través de los océanos, aunque sus concentraciones pueden variar 
debido a la dilución o la concentración de evaporación. Este grupo incluye los elementos 
principales y aniones complejos - Na, K, Mg, Ca, Cl, sulfato y borato. La concentración de los 
elementos no conservadores varía la profundidad, así como regionalmente dentro de los océanos, 
y sus proporciones de concentracióncon el cloruro no son constantes. Los elementos no 
conservativos en agua de mar incluyen la mayoría de los oligoelementos junto con nitrato 
disuelto, bicarbonato, ácido silícico, fosfato y oxígeno disuelto. Las concentraciones de muchos 
constituyentes no conservadores varían con deoth porque están implicados en la actividad 
biológica de los océanos. Como resultado, tienen bajas concentraciones en la capa superficial de 
los océanos donde se concentra la mayor parte de la actividad biológica. Cuando los organismos 
mueren, sus cuerpos se hunden y se descomponen, devolviendo así nutrientes al agua. En 
consecuencia, el agua del océano profundo se enriquece en nutrientes en comparación con las 
aguas superficiales. 
 Los constituyentes conservadores tienen grandes factores de enriquecimiento, lo que indica que 
no son reactivos y por lo tanto se concentran en agua de mar en comparación con el agua del río. 
El factor de enriquecimiento medio de los principales constituyentes (conservadores) del agua de 
mar es 775. Estos elementos son generalmente unidos por sus congéneres, muchos de los cuales 
son elementos traza. Por ejemplo, los metales alcalinos, las tierras alcalinas (excepto Be y Ba), y los 
halógenos tienen concentraciones más altas en el agua de mar que en el agua del río. Sus factores 
de enriquecimiento promedio en el océano son. 
CUADRO 
Además, B y S, ambos elementos conservadores importantes, tienen grandes factores de 
enriquecimiento que indican que también tienden a acumularse en los océanos. Son seguidos por 
P, V, Ni, Ge, Se, Mo, Sb, W, Au y U, cuyos factores de enriquecimiento son todos <20 pero> 1. Sólo 
Mo y U son conservadores entre los elementos de este grupo. 
Los factores de enriquecimiento de los restantes elementos no conservativos son todos <1, una 
indicación de que son eliminados rápidamente del agua de mar por procesos geoquímicos. Las 
concentraciones de estos elementos en el agua de mar son controladas principalmente por 
reacciones de intercambio iónico con partículas, por sustitución iónica en carbonato de calcio, 
fosfato de calcio y sílice amorfo, que son en gran parte de origen biogénico, por precipitación 
directa causada por la evaporación del agua de mar, y por las reacciones de intercambio con las 
rocas volcánicas a lo largo de las crestas de extensión. Las concentraciones de la mayoría de los 
elementos en el agua de mar no están controladas por las solubilidades de sus compuestos. 
En contraste con los elementos conservadores (y algunos no conservadores), la mayoría de los 
elementos no conservadores no se acumulan en el océano, sino que se eliminan rápidamente de 
él por uno o varios de los procesos geoquímicos mencionados anteriormente. La adsorción de 
iones sobre las superficies cargadas de partículas inorgánicas y orgánicas juega un papel muy 
importante a este respecto y fue descrito por Broecker y Peng (1982) como "el gran barrido de 
partículas". Otros libros importantes sobre la geoquímica del agua de mar son Berner y Berner 
(1987), Holanda (1978), Goldberg (1972) y Riley y Chester (1971). 
La amplia variación de los factores de enriquecimiento que hemos estado discutiendo implica que 
los elementos conservadores no reactivos permanecen en el reservorio oceánico mucho más 
tiempo que los elementos reactivos no conservadores. Este fenómeno se refleja en el tiempo de 
residencia definido como: 
FÓRMULA 
donde t es el tiempo de residencia en años, Ax es la cantidad total de un elemento (x) en solución 
en los océanos, y dX / dt es la entrada anual promedio de ese elemento en los océanos. Se supone 
que la cantidad Ax de un elemento en los océanos es constante, lo cual es probablemente válido 
para el océano abierto, pero muchos no se aplican a las plataformas y estuarios continentales. La 
contribución anual a los océanos se puede estimar a partir de la descarga y la composición química 
de los principales ríos de la Tierra. Tales estimaciones son inciertas, sin embargo, porque tanto la 
descarga como las concentraciones elementales de corrientes varían estacionalmente y no se 
conocen para todos los ríos con igual certeza. Además, la ausencia de agua subterránea en los 
océanos es ignorada debido a la falta de información. Además, la descarga de aguas residuales 
industriales y municipales ha alterado significativamente la composición química de muchos ríos. 
Por esta razón, Taylor y McLennan (1985) estimaron la entrada anual promedio a los océanos a 
partir de la tasa de deposición y la composición química del sedimento de aguas profundas, como 
sugirió originalmente Li (1982). Por consiguiente, los tiempos de residencia oceánica media 
(MORT) indicados en la tabla 4.7 se calcularon mediante este método basado en las velocidades 
de sedimentación proporcionadas por Lisitsyn et al. (1982). Los MORTs calculados a partir de la 
salida a sedimentos de aguas profundas difieren de los obtenidos de los datos de entrada de los 
ríos, pero los dos conjuntos de resultados están bien correlacionados. 
En realidad, el tiempo de residencia de los elementos en los océanos, se utilizó por primera vez 
para estimar la edad de la Tierra. La idea fue propuesta inicialmente en 1715 por Edmund Halley, 
pero no se hizo nada al respecto durante casi 200 años. Finalmente, en 1899 John Joly tomó la 
sugerencia de Halley y calculó el tiempo de residencia de Na en los océanos. Su resultado fue de 
90 millones de años, que es menos de la mitad de los 200 millones de años calculados por Taylor y 
McLennan (1985). Sin embargo, el resultado de Joly fue un hito importante en la historia de la 
geología porque contradecía los cálculos de Lord Kelvin basados en el enfriamiento de la Tierra 
que indicaban que su edad era de menos de 40 millones de años. 
Las MORT de los elementos de la tabla 4.7 varían en nueve órdenes de magnitud de 0,69 años 
para Fe a 7,9 * 108 para Br. Como era de esperar, los elementos conservadores tienen largos 
tiempos de residencia, mientras que muchos elementos no conservadores tienen tiempos de 
residencia significativamente más cortos. Los tiempos medios de residencia en los océanos de los 
elementos conservadores son 
CUADRO 
Los otros dos elementos principales (B y S) tienen tiempos de residencia de 16 * 106 años, 
respectivamente. 
Los elementos litófilos tienen factores de enriquecimiento y tiempos de residencia muy diferentes, 
mientras que la mayoría de los elementos chalcófilos y siderófilos se agotan en agua de mar y 
tienen tiempos de residencia cortos. 
Evidentemente, los océanos desempeñan un papel muy importante en la diferenciación 
geoquímica de la corteza de la Tierra almacenando algunos elementos y dejando que otros pasen 
rápidamente al sedimento que se acumula en el fondo de los océanos. Los elementos que se 
retiran de los océanos en forma de sedimento pueden volver a entrar en el ciclo de la roca y 
convertirse en la entrada para otro paso a través de la máquina geoquímica. 
Resumen 
La Tierra se diferenció muy temprano en su historia en un núcleo, manto y corteza con 
composiciones químicas características. El núcleo consiste en Fe metálico, Ni, y elementos 
relacionados. El manto se compone principalmente de silicatos y óxidos de Mg y Fe. La 
composición química de la corteza continental se ha estimado de diferentes maneras con 
resultados generalmente concordantes. Los nueve elementos químicos más abundantes en la 
corteza continental de la Tierra son O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K y Ti. Todos los demás elementos 
constituyen una fracción muy pequeña de la corteza continental. 
La distribución de oligoelementos entre diferentes tipos de rocas ígneas depende de su capacidad 
para reemplazar los elementos principales en los cristales iónicos que se forman durante la 
cristalización del magma. Como resultado, diferentes tipos de rocas ígneas se enriquecen en 
elementos traza específicos, algunos de los cuales son importantes metalesindustriales. Por lo 
tanto, ciertos tipos de rocas ígneas pueden albergar depósitos de mineral de estos metales. 
Las composiciones químicas de las rocas sedimentarias son tan diversificadas como las de las rocas 
ígneas. Se forman por el desgaste químico de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias y por 
el transporte, deposición y litificación de los productos resultantes. Muchos elementos se 
concentran en sedimentos profundos en las zonas de subducción para formar magma. 
El océano juega un papel importante en la diferenciación química de la corteza porque algunos 
elementos se acumulan en el agua de mar, mientras que otros pasan a través de ella rápidamente. 
Los procesos geológicos y geoquímicos asociados con el desgaste químico de los minerales, el 
transporte de productos de meteorización y su deposición final en los océanos son los temas de la 
Parte III de este libro.