지구 화학

Geochemistry
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지질학
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행성 지질학
  • 행성별 및 신체별

지구화학은 지구의 지각과 [1]: 1 해양과 같은 주요 지질 체계 뒤에 있는 메커니즘을 설명하기 위해 화학의 도구와 원리를 사용하는 과학이다.지구화학의 영역은 태양계 [2]전체를 아우르며 지구 너머로 확장되며 맨틀 대류, 행성의 형성, 화강암과 [1]: 1 현무암의 기원을 포함한 많은 과정을 이해하는 데 중요한 기여를 했다.그것은 화학과 지질학의 통합 분야이다.

역사

빅토르 골드슈미트(1909)

지구화학이라는 용어는 1838년 스위스-독일의 화학자 크리스티안 프리드리히 쇤바인에 의해 처음 사용되었습니다: "지구화학이 지질학이 되기 전에, 그리고 우리의 행성과 그 무기물질의 기원에 대한 신비가 [3]밝혀지기 전에, 비교 지구화학이 시작되어야 합니다."하지만, 나머지 세기 동안 더 흔한 용어는 "화학 지질학"이었고 지질학자들과 화학자들 [3]사이의 접촉은 거의 없었다.

지구화학은 1884년 미국 지질조사국(USGS)이 암석과 광물의 화학을 체계적으로 조사하기 시작한 것을 시작으로 주요 연구소가 설립되면서 별도의 학문으로 부상했다.USGS의 수석 화학자인 프랭크 위글스워스 클라크는 원소가 원자량이 증가함에 따라 일반적으로 풍부하게 감소한다는 것을 지적하고 지구화학의 데이터(Data of Geochemistry)[3][4]: 2 에 원소 풍부성에 대한 연구를 요약했다.

운석의 구성은 1850년 초에 조사되었고 육지 암석과 비교되었다.1901년, 올리버 C. 패링턴은 비록 차이는 있었지만 상대적 풍부성은 여전히 [3]동일해야 한다는 가설을 세웠다.이것은 우주화학 분야의 시작이었고 지구와 태양계의 [5]형성에 대해 우리가 알고 있는 많은 것에 기여했습니다.

20세기 초에 막스 폰 라우에와 윌리엄 L. 브래그는 X선 산란이 결정의 구조를 결정하는 데 사용될 수 있다는 것을 보여주었다.1920년대와 1930년대에, 오슬로 대학의 빅터 골드슈미트와 동료들은 이 방법들을 많은 일반적인 광물에 적용했고 원소들이 어떻게 분류되는지에 대한 일련의 규칙을 만들었다.Goldschmidt는 이 연구를 Gechemische Vertilungsegese der Elemente 시리즈에 발표했다.[4]: 2 [6]

맨프레드 시들로프스키의 연구는 1960년대부터 2002년 경까지 동위원소 생물 지구 화학과 선캄브리아 [7][8]초기 생명 과정의 증거에 초점을 맞춘 초기 지구의 생화학에 관한 것이었다.

서브필드

지구화학의 하위 분야는 다음과 같습니다.[9]

  • 수성 지구화학은 구리, 황, 수은을 포함한 유역에서 다양한 원소의 역할과 대기-지상-수상 [10]상호작용을 통해 원소 플럭스가 어떻게 교환되는지를 연구합니다.
  • 생물 지구 화학은 지구의 [11]: 3 화학에 생명체가 미치는 영향에 초점을 맞춘 연구 분야이다.
  • 우주화학은 우주의 [2]: 1 원소 분포와 동위원소 분석을 포함한다.
  • 동위원소 지구화학은 지구 및 [12]지표에 있는 원소와 그 동위원소의 상대적이고 절대적인 농도의 측정을 포함한다.
  • 유기 지구 화학, 살아있는 유기체 또는 한때 살아있는 [13]유기체로부터 파생된 과정과 화합물의 역할에 대한 연구.
  • 포토 지구 화학은 지구 [14]표면의 자연 성분들 사이에서 발생하거나 발생할 수 있는 빛에 의한 화학 반응을 연구하는 학문이다.
  • 지역 지구화학은 환경,[15] 수문 및 광물 탐사 연구에 대한 응용을 포함한다.

화학 원소

재료의 구성 요소는 화학 원소입니다.이것들은 원자 번호 Z로 식별될 수 있는데, 이것은 핵에 있는 양성자의 숫자이다.원소는 핵에 있는 중성자의 수인 N에 대해 둘 이상의 값을 가질 수 있다.이 합은 질량수이며, 원자 질량과 거의 같다.원자 번호는 같지만 중성자 번호는 다른 원자는 동위원소라고 불립니다.주어진 동위원소는 질량수의 윗첨자 뒤에 이어지는 원소의 문자로 식별된다.예를 들어 염소 동위원소로는 Cl과 Cl이 있다.Z와 N의 조합은 약 1700개이며, 그 중 260개만이 안정적입니다.그러나 대부분의 불안정한 동위원소는 자연에서 발생하지 않는다.지구화학에서는 안정적인 동위원소가 화학적 경로와 반응을 추적하는 데 사용되는 반면, 방사성 동위원소는 주로 [4]: 13–17 샘플의 연대를 측정하는 데 사용된다.

원자의 화학적 거동, 즉 다른 원소에 대한 친화력과 원자가 형성하는 결합 유형은 궤도에서의 전자, 특히 가장 바깥쪽의 전자 배열에 의해 결정됩니다.이러한 배열은 [4]: 13–17 주기율표에서 원소의 위치에 반영된다.위치에 따라 원소는 알칼리 금속, 알칼리 토류 금속, 전이 금속, 세미 금속(메탈로이드라고도 함), 할로겐, 귀가스, 란타니드 [4]: 20–23 및 악티니드의 광범위한 그룹으로 분류됩니다.

지구화학의 또 다른 유용한 분류 체계는 원소를 네 개의 주요 그룹으로 분류하는 골드슈미트 분류이다.친석성은 산소와 쉽게 결합한다.Na, K, Si, Al, Ti, Mg, Ca를 포함한 이 원소들은 규산염과 다른 산화물을 형성하면서 지각에서 지배적이다.친철성 원소(Fe, Co, Ni, Pt, Re, Os)는 철에 대한 친화력을 가지며 코어 내에 집중되는 경향이 있다.칼코필 원소(Cu, Ag, Zn, Pb, S)는 황화물을 형성하고, 아토필 원소(O, N, H 및 귀가스)는 대기를 지배한다.각 그룹 내에서 일부 원소는 내화성이며 고온에서 안정적으로 유지되는 반면, 다른 원소는 휘발성이 있어 더 쉽게 증발하므로 가열 [1]: 17 [4]: 23 시 분리될 수 있습니다.

차별화 혼합

지구와 다른 물체의 화학적 조성은 분화와 혼합이라는 두 가지 상반된 과정에 의해 결정된다.지구의 맨틀에서, 분화는 부분 용융을 통해 중앙 해양 능선에서 일어나며, 더 많은 내화 물질이 암석권 바닥에 남아 있고 나머지는 현무암을 형성합니다.해양 판이 맨틀로 내려온 후, 대류는 결국 두 부분을 함께 섞는다.침식은 화강암을 해저의 점토, 대륙 가장자리의 사암, 바닷물에 용해된 광물로 분리하여 분화시킨다.변성과 아나텍시스는 이 요소들을 다시 섞을 수 있다.바다에서 생물은 화학적 분화를 일으킬 수 있는 반면 생물과 폐기물은 [1]: 23–24 다시 혼합될 수 있다.

Fractionation

참고 항목: 마그마의 차이점

분화의 주요 원천은 원소 및 동위원소의 불균등한 분포인 분화이다.이것은 화학 반응, 위상 변화, 운동 효과 또는 방사능의 [1]: 2–3 결과일 수 있습니다.가장 큰 규모로, 행성 분화는 행성을 화학적으로 구별되는 영역으로 분리하는 물리적이고 화학적인 것이다.예를 들어, 지구형 행성들은 철이 풍부한 핵과 규산염이 풍부한 맨틀과 [16]: 218 지각들을 형성했다.지구 맨틀에서 화학적 분화의 주요 원천은 부분적인 융해이며, 특히 중앙해령 [17]: 68, 153 부근에 있다.이는 고체가 이종 또는 고체 용액일 때 발생할 수 있으며, 용해액의 일부가 고체에서 분리될 때 발생할 수 있습니다.이 과정은 용융이 제거되는 순간까지 고체와 용융이 평형을 유지하면 평형 또는 배치 용해라고 하며,[18] 연속적으로 제거되면 부분 또는 레일리 용해라고 합니다.

동위원소 분류는 질량에 의존적인 형태와 질량에 의존하지 않는 형태를 가질 수 있다.더 무거운 동위원소를 가진 분자는 더 낮은 지면 상태의 에너지를 가지고 있기 때문에 더 안정적입니다.그 결과 화학반응은 동위원소 의존성이 적고 무거운 동위원소는 산화 상태가 높은 종이나 화합물을 선호하며, 상변화 시 무거운 동위원소는 무거운 [19]동위원소에 집중되는 경향이 있다.질량의 차이가 전체 [20]: 47 질량의 더 큰 부분이기 때문에 질량의존적 분화는 가벼운 요소에서 가장 크다.

동위원소 간의 비율은 일반적으로 표준과 비교된다.예를 들어, 유황은 네 개의 안정적인 동위원소를 가지고 있으며, 그 중 가장 일반적인 것은 S와 [20]: 98 S이다.농도의 비율인 R=34S/32S는 다음과 같이 보고된다.

여기서s R은 표준과 같은 비율입니다.차이가 작기 때문에 1000을 곱하여 1000당 부품 수(parts per mil)로 합니다.이것은 기호 [19]: 55 ‰로 나타납니다.

균형

평형분화는 서로 평형 상태에 있는 화학 물질 또는 위상 사이에서 발생한다.위상간의 평형분할에서는 무거운 위상이 무거운 동위원소를 선호한다.두 단계 A와 B의 경우, 효과는 인자로 나타낼 수 있다.

물의 액체-증기 상전이에서 20l-v℃에서의 a는 O는 1.0098, H는 1.084이다.일반적으로 낮은 온도에서 분화가 더 커집니다.0°C에서 인자는 1.0117과 1.111입니다.[19]: 59

키네틱

상이나 화합물 사이에 평형이 없을 때, 운동 분화가 일어날 수 있다.예를 들어 액체 상태의 물과 공기의 계면에서는 공기의 습도가 100% 미만이거나 수증기가 바람에 의해 이동하면 전진 반응이 향상된다.운동 분화는 일반적으로 평형 분화에 비해 강화되며 반응 속도, 반응 경로 및 결합 에너지와 같은 요인에 따라 달라진다.가벼운 동위원소는 일반적으로 약한 결합을 가지고 있기 때문에, 더 빨리 반응하고 반응 생성물을 [19]: 60 풍부하게 하는 경향이 있다.

생물학적 분획은 반응이 한 방향으로 진행되는 경향이 있기 때문에 운동 분획의 한 형태이다.생물학적 유기체는 에너지 결합을 끊는 데 드는 에너지 비용이 낮기 때문에 더 가벼운 동위원소를 선호한다.앞서 언급한 요인 외에도, 생물들의 환경과 종은 분류에 [19]: 70 큰 영향을 미칠 수 있다.

사이클

주요 기사:지구 화학적 순환
다음 항목도 참조하십시오.기후 모델 » 박스 모델

다양한 물리적, 화학적 과정을 통해, 화학 원소는 지구 화학적 순환이라고 불리는 곳에서 농도를 변화시키고 움직입니다.이러한 변화를 이해하려면 상세한 관찰과 이론 모델이 모두 필요합니다.각 화합물, 원소 또는 동위원소는 위치와 시간의 함수 C(r,t)인 농도를 가지고 있지만 완전한 변동성을 모델링하는 것은 실용적이지 않다.대신에, 화학 [1]: 81 공학에서 차용한 접근법에서, 지구 화학자들은 지구 화학적 저장고라고 불리는 지구의 지역들의 농도를 평균화한다.저장소의 선택은 문제에 따라 달라집니다. 예를 들어, 바다는 단일 저장소로 구성되거나 여러 [21]저장소로 분할될 수 있습니다.박스 모델이라고 불리는 모델에서 저장소는 입력과 [1]: 81 [21]출력이 있는 박스로 표현됩니다.

지구화학적 모델은 일반적으로 피드백을 포함한다.선형 사이클의 가장 단순한 경우, 저장소의 입력 또는 출력은 농도에 비례합니다.예를 들어, 소금은 증발물의 형성에 의해 바다에서 제거되며, 증발 분지의 증발 속도가 일정할 경우 소금의 제거 속도는 농도에 비례해야 한다.특정 성분 C에 대해 저장장치에 대한 입력이 상수 a이고 출력이 일정 k에 대해 kC일 경우 질량 균형 방정식은 다음과 같습니다.

(1)

이는 질량의 변화가 입력 또는 출력의 변화에 의해 균형을 이루어야 한다는 사실을 나타냅니다.t = 1/k의 시간 척도에서 시스템은 C = a/k인 정상steady 상태에 접근합니다.상주 시간은 다음과 같이 정의됩니다.

여기서 I와 O는 입력 및 출력 속도입니다.위의 예에서 정상 상태 입력 및 출력 속도는 모두 a이므로 θres = 1/k입니다.[21]

입력 및 출력 속도가 C의 비선형 함수인 경우, 여전히 거주 시간보다 훨씬 큰 시간 척도에 따라 밀접하게 균형을 유지할 수 있습니다. 그렇지 않으면 C에서 큰 변동이 발생할 수 있습니다.이 경우 시스템은 항상 정상 상태에 가깝고 질량 균형 방정식의 가장 낮은 차수의 확장은 식 (1)과 같은 선형 방정식으로 이어집니다.대부분의 시스템에서는 입력과 출력의 한쪽 또는 양쪽이 C에 의존하기 때문에 정상 상태를 유지하는 경향이 있는 피드백이 발생합니다.외부 힘에 의해 시스템이 교란되면 1/k의 [21]시간 척도로 정상 상태로 돌아갑니다.

요소의 Abundance

주요 기사: 화학 원소의 풍부함

태양계

태양계 [22]원소의 풍부함.

태양계의 구성은 다른 많은 별들과 비슷하며, 작은 이상 징후를 제외하고는 균일한 조성을 가진 태양 성운에서 형성되었다고 가정할 수 있으며, 태양의 광구 구성은 태양계의 나머지 별들과 유사합니다.광구의 구성은 스펙트럼의 흡수선을 태양 [23]대기 모델에 적합시킴으로써 결정된다.지금까지 총 질량의 몇 분의 일로 가장 큰 두 원소는 수소(74.9%)와 헬륨(23.8%)이며, 나머지 모든 원소는 1.3%[24]에 불과하다.원자번호가 증가함에 따라 풍부도가 기하급수적으로 감소하는 일반적인 경향이 있지만 짝수 원자번호를 가진 요소는 홀수 인접 요소보다 더 일반적입니다(Oddo-Harkins 규칙).전체적인 경향에 비해 리튬, 붕소, 베릴륨이 고갈되고 철분이 비정상적으로 [25]: 284–285 농축된다.

원소적 풍요의 패턴은 주로 두 가지 요인에 기인한다.수소, 헬륨, 그리고 리튬의 일부는 빅뱅 후 약 20분 후에 형성되었고, 나머지는 [4]: 316–317 별의 내부에서 생성되었다.

Meteorites

운석에는 다양한 성분이 있지만, 화학 분석을 통해 운석이 한때 녹았는지, 아니면 [23]: 45 분화된 미행성이었는지를 확인할 수 있습니다.콘드라이트는 분화되지 않고 콘드룰이라 불리는 둥근 광물 함유물을 가지고 있다.45억 6천만 년의 나이를 가진 그것들은 초기 태양계로 거슬러 올라간다.특정 종류인 CI 콘드라이트는 태양에서 [4]: 318 [23]핵합성에 의해 파괴되는 일부 휘발성 물질(H, He, C, N, O)과 원소 그룹(Li, B, Be)의 고갈을 제외하고 태양 광구와 거의 일치하는 조성을 가지고 있다.후자 그룹 때문에 CI 콘드라이트는 초기 태양계의 구성에 더 적합한 것으로 여겨진다.또한 CI 콘드라이트의 화학적 분석은 광구보다 정확하기 때문에 희귀성에도 불구하고 일반적으로 화학적 풍부성의 원천으로 사용된다(지구에서는 [23]5개만 회수되었다).

거대한 행성

거대 행성 내부의 모델을 보여주는 절단된 그림.

태양계의 행성은 두 개의 그룹으로 나뉘는데, 네 개의 내행성은 상대적으로 작은 크기와 바위가 많은 지표면들을 가진 지상 행성들은 수성, 금성, 지구, 화성이다.4개의 외부 행성은 수소와 헬륨이 지배하고 평균 밀도가 낮은 거대 행성이다.이들은 큰 얼음 [26]: 26–27, 283–284 핵을 가진 가스 거성(목성과 토성)과 얼음 거성(우라누스와 해왕성)으로 더 세분될 수 있습니다.

거대 행성들의 구성에 대한 우리의 직접적인 정보는 대부분 분광학에서 나온 것이다.1930년대부터 목성은 수소, 메탄, 암모늄을 함유하고 있는 것으로 알려져 있었다.1960년대에 간섭계는 스펙트럼 분석의 분해능과 감도를 크게 증가시켜 에탄, 아세틸렌, 물 및 [27]: 138–139 일산화탄소를 포함한 분자의 훨씬 더 많은 수집을 식별할 수 있게 했다.그러나 태양의 반사광이 훨씬 더 어둡기 때문에 지구에 기반을 둔 분광학은 더 멀리 떨어져 있는 행성들과 함께 점점 더 어려워지고, 행성들의 빛에 대한 분광 분석은 적외선 주파수 범위에 있는 분자들의 진동을 감지하는 데만 사용될 수 있습니다.이것은 H, C, [27]: 130 N 원소의 풍부함을 제한한다.가스 포스핀(PH3)의 인과 제르만(GeH4)의 게르마늄의 두 가지 다른 원소가스 포스핀(PH)의 인과 게르마늄(GeH)[27]: 131 의 게르마늄이다.

헬륨 원자는 외부 행성과 지구의 대기에 강하게 흡수되는 자외선 범위에서 진동을 일으킨다.따라서 헬륨은 풍부함에도 불구하고 우주선이 외부 행성으로 보내지고 수소 [27]: 209 분자의 충돌로 인한 흡수를 통해서만 간접적으로 검출되었다.목성에 대한 더 많은 정보는 [28][29]1995년 갈릴레오 탐사선이 대기 중으로 보내졌을 때 얻었으며, 2017년 카시니 탐사선의 최종 임무는 [30]토성 대기권으로 들어가는 것이었다.목성 대기에서 그는 태양 조성에 비해 2배, Ne는 10배 정도 고갈된 것으로 밝혀졌는데, 이는 다른 희가스들과 C, N, S 원소가 2에서 4배까지 증가했기 때문에 놀라운 결과이다(산소도 고갈되었지만 이는 갈릴레오가 표본으로 [29]삼은 비정상적으로 건조한 영역에 기인한다).

분광법은 목성과 토성의 대기압을 해수면의 대기압과 [27]: 131 거의 같은 압력인 약 1bar의 깊이까지만 침투시킨다.갈릴레오 탐사선은 22바까지 [29]관통했다.이것은 행성의 작은 부분이며 40 Mbar 이상의 압력에 도달할 것으로 예상됩니다.내부 구성을 제한하기 위해 적외선 방출 스펙트럼의 온도 정보와 가능한 구성에 [27]: 131 대한 상태 방정식을 사용하여 열역학 모델을 구성합니다.고압 실험에서는 목성과 토성 내부에서는 수소가 금속성 액체가 되고 천왕성과 해왕성에서는 수소가 분자 [27]: 135–136 상태를 유지할 것으로 예측하고 있다.추정치는 또한 행성 형성에 대한 모델에 따라 달라집니다.태양 전 성운의 응축은 태양과 같은 조성을 가진 가스 행성을 만들 것입니다. 그러나 행성들은 고체 핵이 [27]: 136 성운 가스를 포착했을 때 형성되었을 수도 있습니다.

현재 모형에서, 네 개의 거대 행성들은 거의 같은 크기의 바위와 얼음의 핵을 가지고 있지만, 수소와 헬륨의 비율은 목성의 약 300개의 지구 질량에서 토성의 75개로 감소하며, 천왕성과 [27]: 220 해왕성의 일부만 가지고 있다.따라서, 거대 가스 행성들은 주로 수소와 헬륨으로 구성되어 있는 반면, 거대 얼음 행성들은 주로 물, 메탄, 암모니아 형태의 무거운 원소들로 구성되어 있습니다.표면은 수소 분자가 액체가 될 정도로 차갑기 때문에, 각 행성의 대부분은 무거운 화합물 [31]중 하나를 덮고 있는 수소 바다일 가능성이 높다.중심핵 바깥쪽에 목성은 액체 금속 수소로 이루어진 맨틀과 수소 분자와 헬륨 분자로 이루어진 대기를 가지고 있다.금속성 수소는 헬륨과 잘 섞이지 않으며 토성에서는 금속성 [27]: 138 수소 아래에 별도의 층을 형성할 수 있다.

지구형 행성

다음 항목도 참조하십시오.화성의 구성

지구형 행성은 거대 행성들과 같은 성운 물질에서 왔다고 믿어지지만, 그들은 대부분의 가벼운 원소들을 잃었고 다른 역사를 가지고 있다.태양에 가까운 행성들은 더 높은 내화성 원소들을 가지고 있을 것으로 예상될 수 있지만, 만약 그들의 후반 형성 단계가 태양계의 다른 부분들을 표본으로 삼은 궤도와 큰 물체들의 충돌을 포함한다면,[32]: 3–4 위치에 대한 체계적인 의존성은 거의 없을 것이다.

화성, 금성, 수성에 대한 직접적인 정보는 주로 우주선 임무에서 나온다.감마선 분광계를 사용하여, 화성 지각의 구성은 화성 오디세이 [33]궤도선에 의해 측정되었고,[32] 금성에 대한 베네라 우주선의 일부 임무에 의해 측정되었으며, 수성의 지각은 메신저 [34]우주선에 의해 측정되었다.화성에 대한 추가 정보는 지구에 착륙한 운석(SNC [35]: 124 운석으로 통칭되는 쉐르고트 운석, 나크힐 운석, 샤시니트 운석)에서 나온다.풍부함 또한 행성의 질량에 의해 제약을 받는 반면, 원소의 내부 분포는 관성 [4]: 334 모멘트에 의해 제약을 받습니다.

태양 성운에서 응축된 행성들과 그 구성들의 많은 세부 사항들은 그들이 식으면서 분류에 의해 결정됩니다.압축되는 단계는 5개의 그룹으로 나뉩니다.첫 번째로 응축되는 것은 Ca, Al 등의 내화원소가 풍부한 재료입니다.이것들은 니켈과 철, 그리고 규산 마그네슘으로 이어진다.약 700K 이하에서는 FeS와 휘발성이 풍부한 금속 및 규산염이 네 번째 그룹을 형성하고 다섯 번째 그룹에서는 FeO가 규산 [36]마그네슘에 들어갑니다.행성과 달의 구성은 연골암으로,[4]: 334 각 그룹 내에서 탄소질 연골암과 같은 원소 간의 비율을 의미합니다.

행성 구성의 추정치는 사용된 모델에 따라 달라집니다.평형 응축 모델에서 각 행성은 고형물의 조성이 그 구역의 온도에 의해 결정되는 공급 구역에서 형성되었다.따라서, 수성은 1400K에서 철이 순수한 금속 형태로 남아 있고 고체 형태의 마그네슘이나 규소가 거의 존재하지 않는 수성, 900K에서 모든 마그네슘과 규소가 응축된 금성, 600K에서 FeS와 규산염이 포함된 지구, 450K에서 FeO가 마그네슘 규산염에 통합되었습니다.이 이론의 가장 큰 문제는 휘발성 물질이 응축되지 않기 때문에 행성에는 대기가 없고 지구에는 [4]: 335–336 대기가 없다는 것이다.

콘드라이트 혼합 모델에서는 콘드라이트 조성이 행성 조성을 추정하기 위해 사용된다.예를 들어, 한 모델은 C1 콘드라이트의 조성과 C1 [4]: 337 콘드라이트의 내화성분만을 포함하는 두 가지 성분을 혼합합니다.또 다른 모델에서는 각 그룹에 대한 지수 요소를 사용하여 5개의 분류 그룹의 풍부도를 추정한다.가장 내화성이 높은 그룹은 우라늄, 두 번째 그룹은 철, 두 번째 그룹은 우라늄에 대한 칼륨과 탈륨의 비율, 그리고 마지막 그룹은 몰비 FeO/(FeO+MgO)를 사용한다.열 흐름과 밀도와 함께 열 및 지진 모델을 사용하여 Fe는 지구, 금성, 수성에서 10% 이내로 제한될 수 있습니다.지구에서는 U가 약 30% 이내로 제한될 수 있지만, 다른 행성에서는 U가 풍부하다는 것은 "지식적인 추측"에 기초한다.이 모델의 한 가지 어려움은 일부 휘발성 물질이 부분적으로만 [36][4]: 337–338 응축되기 때문에 휘발성 물질에 대한 예측에 상당한 오류가 있을 수 있다는 것이다.

지구의 지각

참고 항목: 지구 지각에 풍부한 원소

보다 일반적인 암석 구성 요소는 거의 모든 산화물입니다. 염화물, 황화물 및 불화물은 이에 대한 유일한 중요한 예외이며 암석 내 총량은 보통 1% 미만입니다.1911년까지, F. W. 클라크는 지구 지각의 47퍼센트 이상이 산소로 이루어져 있다고 계산했다.주로 산화물과 결합하여 발생하며, 그 중 주류는 실리카, 알루미나, 철산화물 및 다양한 탄산염(탄산칼슘, 탄산마그네슘, 탄산나트륨, 탄산칼륨)이다.실리카는 주로 규산염을 형성하며 산으로 기능하며 화성암에서 가장 흔한 모든 광물은 이런 성질의 것이다.클라크는 수많은 종류의 암석에 대한 1672개의 분석에 기초한 계산에서 지구 지각의 평균 백분율 성분으로 SiO2=59.71, AlO23=15.41, FeO23=2.63, FeO=3.52, MgO=4.36, CaO=490,5532 Na=3에 도달했다.다른 모든 성분은 보통 [37]1%보다 훨씬 적은 양의 매우 적은 양에서만 발생합니다.

이 산화물들은 아무렇게나 결합한다.예를 들어, 칼륨(탄산칼륨)과 소다(탄산나트륨)가 결합하여 장석을 만듭니다.어떤 경우에는 네펠린, 류카이트, 머스코바이트와 같은 다른 형태를 취하기도 하지만 대부분의 경우 장석으로 발견됩니다.인산 및 석회(탄산칼슘)는 아파타이트를 형성합니다.이산화티타늄과 산화철은 일메나이트를 발생시킨다.석회의 일부는 석회 장석을 형성한다.탄산마그네슘 및 산화철과 실리카가 감람석 또는 엔스타타이트로 결정화되거나 알루미나 및 석회와 함께 피록센, 양서류 및 비오타이트가 주성분인 복합강자석 규산염이 형성된다.염기를 중화시키는 데 필요한 이상의 실리카는 석영으로 분리되고, 알루미나의 과잉은 코런덤으로 결정화됩니다.이것들은 일반적인 경향으로만 간주되어야 한다.암석 분석을 통해 그 암석에 대략 어떤 광물이 함유되어 있는지 알 수 있지만,[37] 어떤 규칙에도 수많은 예외가 있다.

헌법 광물

66% 이상의 실리카를 함유하고 있는 산성 또는 규소질 화성암을 제외하고, 석영은 화성암에 풍부하지 않습니다.기본 암석(실리카 함유량의 20% 이하)에서 실리콘을 많이 함유하는 경우는 드물며, 이를 마픽 암석이라고 합니다.마그네슘과 철분이 평균 이상이고 실리카가 낮은 경우 올리빈을 예상할 수 있다.실리카가 다량 존재하는 경우 올리빈보다는 아그나이트, 혼블렌드, 엔스타타이트 또는 비오타이트와 같은 강자석 광물보다 더 많이 발생한다.포타쉬가 높고 실리카가 상대적으로 낮지 않은 한 류카이트는 존재하지 않습니다. 류카이트는 유리 석영과 함께 발생하지 않기 때문입니다.마찬가지로, 네펠린은 보통 많은 소다와 상대적으로 적은 실리카가 있는 암석에서 발견됩니다.알칼리가 높을 경우 소다 함유 피록센 및 양서류가 존재할 수 있습니다.실리카와 알칼리의 비율이 낮을수록 탄산음료나 포타시 [37]장석과 수축되는 사장석 장석의 유병률이 높아진다.

지구의 지각은 90%의 규산염 광물로 구성되어 있으며, 지구 내에 존재하는 규산염 광물은 사장석(39%), 알칼리 장석(12%), 석영(12%), 화석(11%), 양서류(5%), 운모(5%), 점토 광물(5%)이 지구 지각의 또 다른 3%를 차지한다.지구의 8%만이 탄산염, 산화물,[38] 황화물과 같은 비규산염 광물로 구성되어 있다.

다른 결정 요소, 즉 통합에 수반되는 물리적 조건은 전체적으로 더 작은 부분을 담당하지만 결코 무시할 수 없는 것은 아니다.특정 광물은 마이크로클라인, 머스코바이트, 이할라지 등과 같이 실질적으로 깊이 박힌 관입암에 한정된다.류카이트는 금성질량에서 매우 드물다; 많은 광물들은 그들이 깊이 또는 표면 근처에서 결정화되었는지에 따라 미세한 특징에 특별한 특징을 가진다. 예를 들어, 하이퍼스틴, 오르토클라아제, 석영.같은 화학조성을 가진 암석의 몇 가지 신기한 예가 있지만, 완전히 다른 광물들로 구성된, 예를 들어 뿔블렌드만을 포함하는 노르웨이의 그란의 뿔블렌다이트는 다른 종류의 장석과 뿔블렌드를 포함하는 같은 지역의 캠프톤라이트 중 일부와 같은 조성을 가지고 있다.이와 관련하여, 우리는 화성암에서 포르피라이트 광물의 부식에 대해 위에서 말한 것을 반복할 수 있다.라임라이트 및 트라키트에서는 혼블렌드 및 비오타이트의 초기 결정이 부분적으로 오거타이트 및 마그네타이트로 변환되는 것을 발견할 수 있다.혼블렌드와 비오타이트는 지표면 아래의 압력과 다른 조건에서는 안정적이지만, 높은 수준에서는 불안정했다.이 암석들의 땅덩어리에는 징조가 거의 보편적으로 존재한다.그러나 같은 마그마, 화강암, 시엔나이트의 플루토닉 대표물은 비오타이트와 뿔블렌드를 훨씬 더 흔하게 함유하고 있다.[37]

규장질, 중급과 고 철질 화성암.

실리카를 가장 많이 함유하고 결정화 시 유리 석영을 산출하는 암석은 일반적으로 "장석"이라고 불리는 군을 형성합니다.실리카가 가장 적고 마그네슘과 철이 가장 많이 함유되어 있어 일반적으로 올리빈이 풍부하지만 석영은 존재하지 않는 '마픽' 그룹을 형성한다."중간" 암석에는 석영과 감람석이 모두 없는 것이 특징이다.이들 중 중요한 세분류는 매우 높은 비율의 알칼리, 특히 소다를 포함하고 있으며, 그 결과 다른 암석에서는 흔하지 않은 네펠린이나 류카이트 등의 광물을 함유하고 있다.그것은 종종 "알칼리" 또는 "소다" 암석으로 다른 암석들과 분리되며, 그에 상응하는 일련의 암석들이 있다.마지막으로, 감람석이 풍부하고 장석이 없는 작은 아군은 "울트라라마픽" 암석이라고 불립니다.그들은 실리카의 비율은 매우 낮지만 철과 마그네슘이 많이 함유되어 있다.

이러한 마지막을 제외하고, 사실상 모든 암석에는 장석이나 장석 광물이 포함되어 있습니다.산성암에서 일반적인 장석은 오르토클라아제, 퍼타이트, 마이크로클라인, 올리고클라아제이며, 모두 실리카와 알칼리가 많이 함유되어 있습니다.마피크 암석 래브라도이트에는 아노르사이트와 바이타운라이트가 우거하여 석회가 풍부하고 실리카, 포타쉬, 소다 함량이 낮습니다.오가이트는 암석에서는 가장 흔한 강자석이지만, 바이오타이트와 혼블렌드는 전반적으로 장석암에서 [37]더 자주 발생한다.

가장 일반적인 광물 장해 중간의 마픽 울트라마픽
석영
오르토클라아제(및 올리고클라아제), 마이카, 혼블렌데, 오가이트		 쿼츠가 적거나 적거나 없음:
오르토클라제 뿔블렌데, 오거사이트, 비오타이트		 쿼츠가 적거나 적거나 없음:
비오타이트, 오귀이트, 플라기오클라세 혼블렌데		 석영 없음
올리빈 주 오귀스트 주		 Felspar 없음
오귀이트, 혼블렌데, 올리빈
플루토닉형 또는 아비살형 화강암 시나이트 디오라이트 갑브로 주변석
침입형 또는 하이파비살형 석영 형태학 오르토클라아제-포르피리 포르피라이트 돌라이트 Picrite
라바 또는 유출형 유올라이트, 옵시디언 트라키테 안데스석 현무암 코마티파

류카이트 또는 네펠린이 함유된 암석은 펠스파를 부분적으로 또는 전체적으로 대체하며 이 표에 포함되지 않는다.그것들은 본질적으로 중간 또는 메픽 성격의 것이다.따라서 장석, 디올라이트, 개브로 등의 다양한 광물이 발생하는 것으로 간주할 수 있으며, 실제로 일반형 시네나이트와 네페라인(또는 류카이트) 사이, 개브로, 돌레라이트, 테랄라이트 또는 에식스라이트 사이에 많은 변화가 있다.하지만, 다른 곳에서는 보기 드문 이 "알칼리" 암석에서는 많은 광물이 개발되기 때문에, 전체 집단을 별개의 [37]계열로 취급하는 것은 여기서 개략적으로 설명한 것과 같은 순수한 형식적인 분류에서 편리하다.

네펠린과 류카이트가 있는 바위
가장 일반적인 광물 알칼리 펠드스파르, 네펠린 또는 루카이트, 오가이트, 혼블렌드, 비오타이트 소다 라임 장석, 네펠린 또는 루카이트, 오귀이트, 혼블렌데(올리빈) 네펠린 또는 루카이트, 오귀이트, 혼블렌데, 올리빈
플루토닉형 네펠린-시엔나이트, 류카이트-시엔나이트, 네펠린-포르피리 에식스 및 테랄라이트 이졸라이트 및 미스우라이트
유출형 또는 라바 포놀라이트, 백혈병 테프라이트 바사나이트 네펠린 현무암, 류카이트 현무암

이 분류는 기본적으로 화성암의 광물학적 구성에 기초한다.다른 그룹 간의 화학적 차이는 암시적이기는 하지만 하위 위치로 밀려납니다.그것은 분명히 인공적이지만 과학의 성장과 함께 성장했고 여전히 더 많은 미세한 세분화가 세워지는 기초로 채택되고 있다.그 세분들은 결코 동등한 가치가 없다.예를 들어, 시네나이트와 주변은 화강암, 디오라이트, 갑브로스보다 훨씬 덜 중요하다.또한 유출성 안데스산염은 플루토닉 디오라이트와 항상 일치하는 것이 아니라 부분적으로 갑브로스와도 일치한다.광물의 집합체로 간주되는 다양한 종류의 암석이 점차 서로 통과하기 때문에, 과도기는 매우 흔하고 종종 특별한 이름을 얻을 정도로 중요하다.화강암과 시엔라이트 사이에 석영-시엔라이트 및 노드마크를, 화강암과 디오라이트 사이에 톤라이트 및 아다멜라이트, 시엔라이트 및 디오라이트 사이에 몬조나이트, 디오라이트 및 하이퍼라이트 등을 개재시킬 수 있다.[37]

바다에 소량 금속이다.

미량금속은 수산화물, 탄산염화물, 염화물 등 해양의 주요 이온과 쉽게 복합체를 형성하며 환경의 [39]산화 여부에 따라 화학적 사양이 달라진다.Benjamin(2002)은 물을 제외한 둘 이상의 배위자를 가진 금속 착체를 혼합 배위자 착체로 정의합니다.어떤 경우에, 배위자는 하나 이상의 공여 원자를 포함하고 킬레이트라고도 불리는 매우 강한 복합체를 형성합니다.가장 흔한 킬레이트 중 하나는 EDTA(에틸렌디아민테트라아세트산)로, 6개의 물 분자를 대체하고 +2 전하를 [40]가진 금속과 강한 결합을 형성할 수 있습니다.착화성이 강할수록 유리 금속 이온의 활성이 낮아집니다.같은 농도의 유리 금속에 비해 복합 금속의 반응성이 낮은 결과 중 하나는 킬레이션이 고체 [40]대신 수용액에서 금속을 안정시키는 경향이 있다는 것이다.

퇴적물 중 미량 금속 카드뮴, 구리, 몰리브덴, 망간, 레늄, 우라늄 및 바나듐의 농도는 바다의 [41]산화환원 이력을 기록한다.수생 환경 내 카드뮴(II) 산소가 있는 물에서는+(aq) CdCl, 감소된 환경에서는 CdS의 형태를 취할 수 있다.따라서 해양 퇴적물에서 높은 농도의 Cd는 과거에 낮은 산화환원 잠재 조건을 나타낼 수 있다.구리(II)의 일반적인 형태는 독성 환경 내에서는 CuCl(aq)이고+ 감소 환경 내에서는 CuS와2 CuS이다.해수 환경의 감소는 구리의 두 가지 산화 상태, 즉 Cu(I)와 Cu(II)[41]로 이어질 수 있습니다.몰리브덴은 독성 환경에서 MoO로42−(aq) Mo(VI) 산화 상태로 존재합니다.Mo(V) 및 Mo(IV)는 축소된 환경에서 MoO2+(aq) 및 MoS2(s) [41]형태로 존재합니다.레늄은 산소가 있는 상태에서는 Re(VII) 산화 상태로4− ReO로 존재하지만 Re(IV)로 환원되어 ReO 또는2 ReS를2 형성할 수 있습니다.우라늄은 UO(CO3)(34−aq)에서2 산화 상태 VI이며 환원된2 UO에서 발견됩니다.[41]바나듐은 여러 가지 산화 상태 V(V)이며42−, HVO와24− HVO입니다.축소된 형태에는 VO,3− VO(OH),3[41] V(OH)가 포함될2+ 수 있습니다.이 종들의 상대적 우세는 pH에 달려있다.

해양 또는 깊은 호수의 물기둥에서 용해된 미량 금속의 수직 프로파일은 다음과 같은 보수적 유형, 영양소 유형 또는 소거된 유형 분포를 특징으로 한다.이 세 가지 분포에서 미량 금속은 서로 다른 거주 시간을 가지며 플랑크톤 미생물에 의해 다양한 범위에 사용됩니다.보존형 분포의 미량 금속은 생물학적 용도에 비해 농도가 높습니다.보수적인 유형의 분포를 가진 트레이스 금속의 예로는 몰리브덴이 있습니다.그것은 약 8 x5 10년의 해양 내 거주 시간을 가지며, 일반적으로 몰리브덴테 음이온(MoO42−)으로 존재한다.몰리브덴은 입자와 약하게 상호작용하며 바다에서 거의 균일한 수직 프로파일을 보여줍니다.해양에 몰리브덴이 풍부한 것에 비해 해양 식물성 플랑크톤의 효소에 대한 금속 보조 인자로 필요한 양은 무시할 [42]수 있다.

영양소형 분포의 미량 금속은 입자 유기물의 내부 주기, 특히 플랑크톤에 의한 동화와 강하게 관련되어 있다.이 금속들의 가장 낮은 용해 농도는 플랑크톤에 의해 동화되는 바다 표면입니다.용해와 분해가 더 깊어질수록 이러한 미량 금속의 농도가 높아집니다.아연과 같은 이 금속들의 거주기간은 몇 천 년에서 십만 년입니다.마지막으로, 소거형 미량 금속의 예로는 알루미늄이 있는데, 알루미늄은 입자와의 상호작용이 강할 뿐만 아니라 바다에 머무는 시간이 짧습니다.소거형 미량 금속의 거주기간은 약 100년에서 1000년이다.이러한 금속의 농도는 바닥 퇴적물, 열수 분출구 및 강 주변에서 가장 높습니다.알루미늄의 경우,[42] 대기 중의 먼지는 바다로 유입되는 외부 입력의 가장 큰 원천을 제공합니다.

철과 구리는 바다에 혼성된 분포를 보여준다.그들은 재활용과 강도 높은 청소의 영향을 받습니다.철분은 해양의 광대한 지역에서 제한적인 영양소이며 열수 분출구 근처의 망간과 함께 매우 풍부하게 발견됩니다.여기서 많은 철 침전물이 발견되는데, 주로 황화철과 산화철 옥시히드화합물의 형태이다.열수 분출구 근처의 철분 농도는 [42]외양에서 발견되는 농도의 백만 배까지 될 수 있다.

전기화학적 기법을 이용하여 생물활성 미량금속(아연, 코발트, 카드뮴, 철, 구리)이 표면 바닷물에 유기배위자에 의해 결합되어 있음을 알 수 있다.이러한 배위자 복합체는 해양에서 미량 금속의 생물학적 가용성을 낮추는 역할을 한다.예를 들어 해양 식물성 플랑크톤과 박테리아에 독성이 있을 수 있는 구리는 유기 복합체를 형성할 수 있다.이러한 복합체의 형성은 고농도의 해양 생물에 독성이 있을 수 있는 구리의 생물학적 가용 무기 복합체의 농도를 감소시킨다.구리와 달리 해양 식물성 플랑크톤의 아연 독성은 낮고 Zn의2+ 유기 결합을 증가시키는 데 아무런 이점이 없다.고영양, 저클로로필 영역에서 철분은 제한 영양소이며, 지배적인 종은 Fe(II)[42]의 강한 유기 복합체입니다.

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