Tema Nº3: Evolución geoquímica y diferenciación de la tierra. BIBLIOGRAFIA Fyfe, S. González *: Abarca parcialmente el tema, 1981 Bonorino, C: Capítulo, p: páginas F, 1972 C:6,p:37-40 Distribución de los elementos en el C:2*,p:7, C:3*,p:11núcleo, manto y corteza 12 Distribución y clasificación geoquímica de los elementos según Goldschmidt, su relación con la clasificación periódica La composición química del Núcleo, Manto y Corteza Terrestre Evidencias a partir de datos geofísicos Distribución de los elementos mayoritario, minoritarios y trazas. AUTOR FAURE, G.

AÑO 1992

FYFE, W.S. GONZALEZ BONORINO, F HENDERSON, P., KRAUSKOPF, K.

1981 1972 1982 1979

ROBIN GILL,

1996

Henderson, Robin Gill (2) P., 1982 1996 C:4,p:59-74

C:8,p:45-47

Krauskopf, Faure K. 1979 G., 1992 C:20p: 464

C:20p: 464

C:10,p:155163

C:20p: 464

C:10,p:155163

C:10,p: 246 C:2*,p:1-3 C:5*,p:4345 C:2,p:5-10

C:7,p:41-44

C:10,p: 234

C:4,p:59-74

C:9,

C:7,p:171

C:6,p:37-40

C:10,p:153 C:10,p:155163

TITULO Principles and Applications inorganic geochemistry Introducción a la geoquímica Introducción a la geoquímica Inorganic Geochemistry Introduction to Geochemistry

EDITORIAL of Maxwell MacMillan International Editions Ed. Reverté Springer Verlag Pergamon Press McGraw-Hill Book Company 2° Edi. 617p Chemical fundamentals of geology Chapman & Hall

Tema Nº3: Evolución geoquímica y diferenciación de la tierra.Distribución de los elementos en el núcleo, manto y corteza El fraccionamiento de los materiales de La Tierra durante o subsiguientemente a la acreción o acumulación, ha provisto a la misma de capas o niveles, estas estructuras están dadas en la Tabla 1 (Henderson, P., 1982. Tabla 4.1, pp 60). El conocimiento de la composición de todo el conjunto que representa La Tierra y de cada uno de las mayores capas, es importante para nuestro entendimiento de la formación del planeta, su historia posterior, la tectónica y los procesos petrogenéticos que operan actualmente. Hay un consenso de que nuestro planeta Tierra se ha formado directamente por acreción o acumulación de materiales formados en la nebulosa solar. El modo de acreción es aún discutido, siendo homogéneo o heterogéneo. La acreción homogénea se produce cuando la tasa de acreción es baja comparada con la tasa de enfriamiento de la nebulosa, de tal modo que el equilibrio químico es mantenido entre lo condensado y los gases de la nebulosa, la acreción heterogénea surge cuando la acreción es relativamente rápida por lo que, los condensados formados al final están aislados y no pueden equilibrarse con los primeros y los gases nebulosos remanentes. Los modelos teóricos de acreción heterogénea (Clarke et al. 1972) suponen que se produce una acumulación de alta temperatura inicial de aleaciones de Fe-Ni formando, el proto-núcleo de La Tierra, seguido por acreción a baja temperatura de las partes externas. Las consideraciones teóricas de la secuencia de condensación, a menudo, indican que los silicatos y óxidos ricos en Ca y Al se condensan antes del metal Fe-Ni. • Anderson y Hanks (1972) han sugerido por lo tanto que los núcleos de la Proto-Tierra consiste de tales condensados de alta temperatura y eran ricos en Ca, Al, Ti, Th, U y REE (rare earth elements). Después de la formación de los núcleos, el hierro condensa a continuación, después los silicatos de Mg, seguido por los condensados ricos en K y los volátiles, incluyendo agua. Otros autores (Ringwood, 1966a) considera que la acreción homogénea es más probable, y que la reducción química, pérdida de volátiles fundido y diferenciación se producen simultáneamente y como un resultado directo de los procesos de acreción. Es más fácil responsabilizar a las diferencias en la composiciones de la masa de La Tierra y La Luna, así como la diversidad de tipos de meteoritos y los rasgos, en los términos de acreción heterogénea más que homogénea. Pero la presencia de gran cantidad de compuestos que sólo pueden estar en equilibrio en relación con la acreción homogénea,

arroja una gran incertidumbre sobre el modo de condensación. También hay incertidumbre sobre el tiempo requerido para que se produzca la acreción. El cese del proceso, o al menos el tiempo cuando La Tierra comienza a cerrar el sistema se produce aproximadamente hace 4.600 Ma. atrás, esta es la edad de La Tierra La evidencia de la estructura en capas de la tierra es principalmente geofísica. Algunos datos básicos son expuestos en la Tabla 1 y en las Figuras 1 y 2 (Henderson, P., 1982. Figuras 4.1 y 4.2, pp 62 y 63). La presión, densidad y variaciones de temperatura dentro de La Tierra han sido estimadas con la ayuda de modelos teóricos de su estructura. Modelo: Se representa un proceso natural intentando incorporar todas sus variables. Al introducir cambios en las mismas se puede estimar o prever el comportamiento de dicho proceso. Composición de La Tierra. Solamente una muy pequeña fracción de la masa de La Tierra esta disponible para su estudio y análisis, La Corteza, hidrosfera y atmósfera. Juntas conforman menos del 1% de la masa y por lo tanto es necesario usar métodos indirectos para estimar la composición completa de La Tierra. Se tienen dos posibles puntos de partida para su estimación y son los siguientes: • Uno es intentar determinar la composición de cada uno de las mayores subdivisiones de su interior e integrarlas juntas de acuerdo a su fracción de masa estimada. • La segunda es postular el parentesco de los materiales de La Tierra y entonces, determinando la composición de los padres, arribar a la composición de toda La Tierra. Ambas aproximaciones están restringidas por los resultados de los experimentos geofísicos, pero la aproximación anterior podría no obstante producir muchas posibles composiciones, al menos que hubiera restricciones más amplias, tal como que sean impuestos, la naturaleza de posibles materiales padres. Esto tiene siempre apareado, como una razonable acepción, que el Sol, planetas y meteoritos del sistema solar están relacionados en composición, puesto que ellos fueron probablemente derivados del mismo conjunto de eventos de nucleosíntesis. Es justificable postular que la abundancia de los elementos no-volátiles están en la misma proporción en La Tierra, que en el Sol, o los meteoritos, o como las compilaciones realizadas sobre la “abundancia cósmica”. Mason en 1966 asumió que: • El Manto y La Corteza tienen la misma composición que la del promedio de Los Condritos • Que las aleaciones de hierro en el núcleo tienen la composición de los condritos de Ni-Fe, más la cantidad promedio (5,3%) de Troilita encontrada en esos meteoritos. Sus estimaciones junto con las de Ringwood (1966a), están dadas en la Tabla 2 (Henderson, P., 1982. Tabla 4.2, pp 64). Ringwood asume que La Tierra está conformada por material con la composición de los condritos CI. La validez de usar la composición de los condritos como un indicador de la composición de La Tierra necesita ser chequeado. Larimer en 1971 desarrolló la aproximación iniciada por Hurley (1968a,b) quien ha intentado definir los límites más altos y más bajos para las concentraciones de K y Rb en toda La Tierra, sin recurrir a la composición de los meteoritos. Los métodos pueden ser ejemplificados para el K. Un límite absoluto más bajo para la abundancia terrestre de este elemento puede ser arreglado, si se asume que todo el 40Ar de La Tierra está en la atmósfera y ha sido derivado a través del decaimiento radioactivo del 40K. Larimer mostró que el modelo de condritos de La Tierra es aceptable y determinó que: Los condritos son sobreabundantes en Na, K y Rb. Para los elementos volátiles tales como el B, Hg, Pb y Tl la abundancia terrestre cae por debajo o dentro de la abundancia de los condritos. Pero algunos están por encima del nivel, es en las eucritas (acondritos). También, las eucritas tienen seguramente mucho más abundancia de elementos refractarios y alcalinos. Debido a ello es preferible un modelo de Condrito a uno de Acondrito para la composición de La Tierra. Las estimaciones de Larimer de la abundancia terrestre en Condritos ordinarios (Condritos H: alto cont. de Fe, L: bajo en Fe y LL: bajo en Fe y metales - Fig. 1.2. Henderson, 1982) y eucritas están en la Tabla 3 (Henderson, P., 1982. Tabla 4.3, pp 65). Los únicos puntos de comparación entre las estimaciones de Mason y Ringwood son para el Na y Ca, y puede verse que la concordancia es pobre (Tablas 2 y 3). A menudo con las dudas que todavía existen sobre el origen de los meteoritos es importante tratar de determinar la composición de La Tierra, por la mayor cantidad de

medios como sea posible. Probablemente uno de los acercamientos más exitosos en la actualidad, ha sido el realizado por Ganapathy y Anders (1974), quienes sostienen que La Tierra y la luna, cada una consiste, de al menos 7 diferentes componentes del mismo tipo que comprende a los Condritos ordinarios. Conociendo las restricciones geoquímica, similares en tipo a aquellas usadas en el cálculo de la composición de La Luna permitió a los autores estimar la proporción de los siete componentes en La Tierra, como sigue: a) Condensados primarios b) Metales fundidos c) Metales no fundidos d) Troilita

0.092 0.24 0.071 0.050

e) Silicatos fundidos f) Silicatos no fundidos g) Materiales ricos en volátiles

0.418 0.114 0.015

En contraste con La Luna, se estima que La Tierra es mucho más rica en componentes metálicos y ricos en volátiles, pero pobre en la fracción condensada tempranamente. La estimación de la abundancia de sus elementos es presentada en la Tabla 4 (Henderson, P., 1982. Tabla 4.4, pp 66) y en la Figura 3 (Henderson, P., 1982. Figura 4.3, pp 67). Los diagramas reflejan la acepción que cada elemento traza está asociado exclusivamente con un componente y consecuentemente esos elementos similares cosmoquímicamente están enriquecidos o disminuidos por el mismo factor. La estimación puede ser contrastada con una realizada por Smith (1977, 1979) (Tabla 4). Quien partió para testear el modelo de Ganapathy y Anders (1974), usando varias fuentes de datos acerca de la composición de las capas individuales de La Tierra. Asumió que el Manto consiste predominantemente de una peridotita granatífera y el Núcleo sería de una composición representada por meteoritos de hierro mezclada con troilita. Es interesante notar que a pesar de las diferentes aproximaciones, las dos aproximaciones muestran razonables concordancias (excepto tal vez para Na y K) y permiten tener algún crédito sobre ellas. Estas son, en la actualidad, las mejores evaluaciones razonables de la composición que nosotros tengamos. Distribución y clasificación geoquímica de los elementos según Goldschmidt, su relación con la clasificación periódica Clasificación Cosmoquímica Los meteoritos diferenciados contienen tres amplias categorías de materiales sólidos: Silicatos, metales y sulfuros. Los análisis de esas fases muestran que muchos elementos tienen una gran afinidad con uno de ellos que con los otros. El Mg, por ejemplo, es segregado abrumadoramente hacia dentro de las fases silicáticas, mientras que el Cu es muchas veces concentrado en los sulfuros. El geoquímico Noruego Goldschmidt introdujo la siguiente subdivisión: 1. Elementos Litófilos: son aquellos concentrados en la fase silicática. 2. Elementos Siderófilos: son aquellos que prefieren en la fase metálica. 3. Elementos Calcófilos: son aquellos como el Cu, los cuales se concentran en la fase de los sulfuros. 4. Elementos Atmósfilos: son aquellos relacionados con los gases de la atmósfera e hidrósfera. 5. Elementos Biófilos: son aquellos esenciales para la vida vegetal y animal. En la Figura 4 (Robin Gill, 1996. Figura 10. 4, pp 247) se observa la afinidad de los elementos en La Tierra y los meteoritos. Las áreas de solapamiento muestran elementos comunes a dos o más fases. El diseño con las letras más grandes indica los minerales principales. Los elementos hallados principalmente en la fase del Fe son mostrados en Itálica. En la Figura 5 (González Bonorino, 1972. Tabla XI, pp 45). En esta tabla se observa otra clasificación de Goldschmidt, en la misma se agrega una columna correspondiente a los elementos Biófilos*. Tal como los elementos están divididos en esas categorías son mostrados en la Figura 4, esa recopilación implica un compromiso, y la versión de un autor diferiría levemente de la de otro. Entre los metales hay una significativa correlación con la electronegatividad (Box 9.8, Robin Gill, 1996., pp 224). La composición química del Núcleo, Manto y Corteza Terrestre La Tierra es actualmente un planeta altamente diferenciado y su actividad geológica continúa produciendo diversos grupos de rocas ígneas y sedimentarias. Aunque algunos de los otros planetas como la tierra pueden también tener actividad remanente en ciertos límites y sentido específico, la tierra aún tiene “fuego” en su interior y está cubierta por una envoltura de agua corrosiva y gases atmosféricos.

Estructura interna de la Tierra Evidencias a partir de datos geofísicos La Tierra probablemente estuvo inicialmente fundida y diferenciada muy tempranamente en su historia en varios capas o niveles, con diferente composición química. La estructura interna resultante ha sido determinada por sismología en bases de la sísmica de reflexión y refracción de las ondas sísmicas P y S. Las ondas S: son de alta frecuencia, corta longitud de onda, vibraciones transversales, que se propagan en todas las direcciones a partir del foco y viajan a diferentes velocidades (proporcional a la densidad), a través de las partes sólidas de la corteza y del manto de la tierra. Las ondas P: son de alta frecuencia, corta longitud de onda, ondas longitudinales que presentan muchas características de las ondas S. Siendo la diferencia principal el que estas ondas se propagan , no sólo a través de la parte sólida de la Tierra, sino también a través de la parte líquida del Núcleo. En función de esos resultados las Tierra ha sido dividida en Núcleo, El Manto y La Corteza como se observa en la figura 6 (Faure G., 1992, figura 10.1, pp 154). Las densidades de esas unidades interiores mayores de La Tierra varían de 2,8 gr/cm3 para rocas de la corteza a mas de 12 gr/cm3 para el núcleo. El incremento de la velocidad de las ondas sísmicas con la profundidad es causado por cambios en la composición química y por la recristalización de minerales en estructuras empaquetadas más cerradamente. La figura 6 muestra que las velocidades sísmicas y las densidades tienen dos grandes discontinuidades, marcando los límites entre la Corteza, El Manto y El Núcleo. El límite corteza-manto esta localizado a una profundidad aproximada de 40 km., bajo los continentes, es la Discontinuidad de Mohorovicic o Moho, mientras que el límite entre el manto-núcleo está a una profundidad de 2883 km., y es referido como la Discontinuidad de Gutenberg. Hay otras adicionales pero son regiones de transición más refinadas dentro de la tierra, causadas por otros importantes cambios en las propiedades físicas. La tabla 5 (Faure G., 1992, Tabla 10.1, pp155) contiene un resumen de las propiedades físicas de la tierra. El manto ha sido subdividido en tres partes basado en la presencia de límites a profundidades de 413 y 984 km. El manto superior, entre el Moho y un límite a 400 km., es probablemente heterogéneo, porque se han realizado observaciones en la formación de magma por fundido parcial. Los Xenolitos de las rocas ultramáficas derivadas de esta región indican que el manto esta compuesto por olivino, piroxenos y granate con menores cantidades de espinelo, anfíbol y flogopita. La zona de transición localizada entre una profundidad de 400 y 1000 km., es una región de transformación de fase de presión- inducida de ortosilicados de Fe y Mg de la estructura del olivino a la del espinelo. El manto inferior, por debajo de una profundidad de 1000 km. es probablemente homogéneo y puede ser más rico en Fe que la zona del manto superior. La composición química del manto es difícil de determinar con certeza porque esta es inaccesible y heterogénea. A pesar de todo los xenolitos ultramáficos, así como los meteoritos rocosos, han provisto de datos muy útiles. Además, grandes masas de peridotitas tipo alpinas pueden haberse originado del manto superior en los límites de placas convergentes. La estimación de la composición química del manto necesita reunir ciertos requerimientos geofísicos, es decir determinación de la densidad, velocidades sísmicas y producción de calor por el decaimiento de U, Th y K. Además el manto puede formar muchos tipos de magmas basálticos por fundido parcial bajo las condiciones físicas probablemente como prevalecieron en esa región de La Tierra. Esos requerimientos son generalmente satisfechos por una roca llamada Pirolito, inventada por Ringwood en 1966, combinando peridotitas y basaltos en una relación de 3:1. La composición química del manto es similar a una propuesta por Mason en 1966, la cual estaba basada en meteoritos, y también se parece a la estimada por Hutchinson en 1974, la cual derivaba de inclusiones Lherzolita ultramáfica en rocas ígneas. La tabla 6 y tabla 6a contienen un resumen de la composición química estimada para el manto. En la figura 6a se observa un modelamiento del manto con respecto a un zonado químico Distribución de los elementos mayoritarios, minoritarios y trazas. La Corteza continental La Corteza de La Tierra es importante porque contiene todos los recursos naturales que nos sustentan. Esto incluye la Atmósfera, hidrosfera, biosfera y litosfera. La composición de la Corteza Continental ha sido estimada por: 1. Promedios de gran cantidad de datos químicos. 2. Por la combinación de análisis químicos de diferentes tipos de rocas pesadas en términos de su abundancia. 3. Por análisis de sedimentos derivados de los continentes. 4. Combinando la composición de rocas ácida y básicas en proporciones variables 5. Por modelamiento. Los resultados son expuestos en la siguiente Tabla 7 (Tema 1: Tabla 1).

Clarke y Washington en 1924 estimaron la composición química de la corteza no solo promediando una gran cantidad de datos de análisis químicos de rocas ígneas de todos los continentes también por la combinación de la composición química promedio de las rocas ígneas con aquellas de lutitas, areniscas y calizas, en concordancia con las abundancias observadas. Los resultados en las columnas 1 y 2 de la Tabla 7 son muy similares. Faure noto que, a veces, la concentración de CaO y Na2O de las arcillas glaciarias son un tanto más bajas que sus valores en la columna 1 y 2, presumiblemente porque esos elementos fueron parcialmente perdidos de las arcillas por lixiviación. Además las arcillas de los glaciares tienen un menor contenido de Ti2O que el promedio de la corteza de Clarke y Washington, lo cual puede ser una característica regional de las rocas de Escandinavia. Las columnas 4 – 7 tienen estimaciones de la composición química de la Corteza Continental obtenida a través de varios métodos. Daly en 1914 estimo su composición por análisis combinados de granitos y basaltos en iguales proporciones (columna 4) Tabla 7, Poldervaart (1955) construyó un modelo detallado con la subdivisión de la corteza en: • Escudos continentales. • Cinturones plegados más jóvenes. • Regiones suboceánicas. • Regiones oceánicas profundas. El asignó a cada región cierta composición litológica Tabla 8 (Tema 1: Tabla 2) y combina la composición química de diferentes tipos de rocas de acuerdo a su abundancia. La columna 5 contiene sus estimaciones de la composición química de la Corteza Continental como un todo. Ronov y Yaroshevsky en 1976 también modelaron la Corteza Continental y Corteza Oceánica y arribaron a aquellas de Poldervaart. Sus estimaciones de la composición química de la Corteza Continental están listadas en la columna 6 de la Tabla 7, mientras que la columna 5 de la segunda Tabla 8 contiene las estimaciones de la Corteza Oceánica. Taylor en 1964 revive el método de Daly de estimación de la composición química de la Corteza Continental demostrando que la concentración de elementos de las tierras raras (REE) en rocas sedimentarias pueden ser duplicadas por combinación de análisis químicos de rocas ígneas máficas y félsicas en la proporción 1:5. La composición química resultante se parece a la de dioritas o andesitas. En conclusión se observa que la composición química de la Corteza Continental de La Tierra es muy diferente de la nebulosa solar y meteoritos. Los nueve elementos más abundantes de la corteza continental y sus concentraciones promedios son los de la Tabla 8a (Tema 1: Tabla 3). Todos los elementos restantes constituyen solamente una pequeña fracción de la corteza de La Tierra. Elementos Trazas en la Corteza Continental Taylor y McLennan en 1985 también estimaron la concentración de los elementos trazas en la Corteza Continental basándose en el modelo bosquejado, el cual fue citado anteriormente. Esas estimaciones están listadas en la Tabla 9. Comparación de la abundancia de elementos en la Corteza Continental con aquellos del sistema solar Tabla 10. Un plot de la abundancia cortical de la Tabla 9 versus el número atómico en la figura 7 muestra que la abundancia de cierto grupo de elementos ha cambiado con relación a otros. Las diferencias en composición pueden ser expresadas por factores de enriquecimiento, los cuales son calculados dividiendo la abundancia cortical de un elemento (Tabla 9) por la abundancia de este elemento en el Sistema Solar (Tabla 10), cuando ambos están expresados en términos de átomos por 106 átomos de Si. Un plot de ese factor de enriquecimiento en la figura 7 (Faure, 1992, Figura 10.2B, pp 159) indica claramente que la corteza continental de La Tierra está enriquecida en muchos elementos Litófilos con relación al Sistema Solar, pero están en proporciones muy reducidas los elementos Siderófilos y Calcófilos (Tabla 11). Un punto notable para mencionar es el extremo empobrecimiento de las rocas de la corteza en Ir y otros metales de grupo del Pt, aproximadamente 12.500 veces menor que en el sistema solar. En las arcillas del límite Cretácico-Terciario es anormalmente alto debido posiblemente al impacto de un meteorito. Las REE son de naturaleza Litófila y están fuertemente enriquecidas en la corteza continental. Los datos en la Tabla 12 muestran que su factor de enriquecimiento decrece con el aumento del Nº atómico desde 26.8 para La (Lantanio, Z=57) a 4.9 para Lu (Lutecio, Z=71). La figura 8 muestra esta tendencia e incluye Ba (z=56), cuyo factor de enriquecimiento es 43,6. La sistemática variación de la abundancia de las REE en la correlación de corteza continental con la disminución de su radio iónico se conoce como la contracción de los lantánidos. De acuerdo a los datos de la Tabla 12 el radio iónico de las REE decrece desde el La3+ al Lu3+ como resultado de esto el potencial iónico se incrementa de 2,65 a 3,19

respectivamente, lo cual sugiere que el Lu3+ forma uniones iónicas mas fuertes que el La3+. Por consiguiente la contracción de los lantánidos estaría reflejada en una variación sistemática del coeficiente de distribución cristal/líquido de las REE. El coeficiente de distribución cristal/líquido de las REE para clinopiroxenos. En general las REE livianas (La-Sm) están concentradas en los diferenciados félsicos de estadío tardío del magma, mientras que las REE pesadas están concentradas en los productos máficos formados tempranamente. Puesto que la corteza continental está compuesta principalmente de rocas graníticas (diferenciadas en el estadío tardío), la corteza está fuertemente enriquecida en las REE livianas (Figura 8). En general los rasgos de las REE sugieren que los elementos litófilos que constituyen iones altamente cargados tienden a enriquecerse en los diferenciados del estadío tardío, durante la cristalización del magma y consiguientemente están altamente concentrados en la corteza continental. Estos elementos son denominados incompatibles porque ellos están excluidos de las rocas comunes formadas por silicatos durante la cristalización del magma. Los LIL (Grandes iones litófilos) o elementos incompatibles incluyen: K, Rb, Cs, Sr, Ba, Y, REE, Zr, Hf, Nb, Ta, W, Th y U. figura 7: Todos estos elementos tienen un gran factor de enriquecimiento atómico y están fuertemente concentrados en la corteza continental con respecto al sistema solar. Diferenciación de las Rocas Igneas La composición de las rocas ígneas varía ampliamente debido a la diferenciación geoquímica que ha tenido lugar durante su formación. La diferenciación comienza durante la formación del magma por fundido parcial de las rocas en la corteza inferior o manto superior. La composición química del magma resultante depende de la composición de la fuente de rocas y en la cantidad del fundido, la cual es controlada por la presión y temperatura de la fuente. La composición del magma puede ser modificado por la asimilación de la roca de caja o por mezclas magmas derivados de diferentes fuentes. La cristalización de los magmas depende de su composición química y de sus condiciones físicas en la cámara magmática. Las rocas producidas por la cristalización fraccionada del magma pueden variar ampliamente en su composición, desde cumulatos ultramáficos (masas formadas por acumulaciones laminares de rocas ultramáficas) de minerales ferromagnesianos formados tempranamente (olivinos y piroxenos) a diferenciados de estadío tardío ricos en cuarzo. La Tabla 13 de Turekian y Wedepohl (1961) los datos están agrupados en los distintos tipos de rocas, ultramáficas, etc. La composición química de las rocas ígneas de la Tabla 13 está interpretada en la figura 9 y en la figura 10 en términos de factor de enriquecimiento Para mostrar la composición de las rocas ígneas en términos de factor de enriquecimiento cortical, reconocemos tres tipos de rasgos geoquímicos: 1? El factor de enriquecimiento se incrementa monótonamente con el incremento de la concentración de Si de las rocas ultramáficas a granitos con bajo Ca. 2? El factor de enriquecimiento se incrementa a un máximo en las rocas basálticas o granitos con alto Ca y entonces decrece con el incremento de la concentración de Si. 3? El factor de enriquecimiento decrece exponencialmente con la concentración de Si. Los elementos litófilos (figura 9) muestran todos los tres tipos de características, los LIL (Grandes iones litófilos o elementos incompatibles) están altamente enriquecidos en los granitos de bajo Ca, comparados a la corteza continental. Esos elementos están unidos al Li, Be, B y Si, los cuales no son miembros del grupo LIL, pero están también progresivamente concentrados en los diferenciados de estadío tardío. Los halógenos, los cuales no están incluidos en esta recopilación también se unen al grupo LIL. Un segundo grupo de elementos litófilos: Na, Al, Ca, Sc, Ti, V, Mn y Sr) son mas abundantes en rocas de composición basáltica a intermedia, pero son escasos en las rocas ultrabásicas y en los granitos pobres en Ca. Un tercer grupo consiste de Mg y Cr, los cuales están fuertemente enriquecidos en rocas ultramáficas y están asociados con los elementos siderófilos. Los elementos Siderófilos (Fe, Co, Ni, Au y elemento del grupo del Pt) están altamente concentrados las rocas ultramáficas y tienen un decrecimiento exponencial en la abundancia en las rocas basáltica y graníticas. Están unidos con Mg y Cr los cuales se comportan como elementos siderófilos, aunque son clasificados como litófilos. A veces algunos siderófilos se separan del grupo, como por ejemplo Mo y Re, siguiendo los elementos calcófilos. Los elementos Calcófilos (Cu, Zn, Ga, Ag, Cd, S, As, y Sb) están más altamente enriquecidos en basaltos y rocas ígneas intermedias y son escasos en las rocas ultrabásicas y en los granitos pobres en Ca. La principal excepción son In, Hg, Tl y Pb los cuales siguen los elementos litófilos incompatibles y son más abundantes en los granitos

pobres en Ca. Diferenciación de las rocas sedimentarias Las rocas sedimentarias están tan altamente diferenciadas en su composición química 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, depositación y litificación. Las rocas sedimentarias se pueden dividir en dos grupos, dependiendo de, si están compuestas de partículas de rocas preexistentes y minerales o si provienen de la precipitación de soluciones acuosas. La recopilación de la Tabla 13 incluye dos tipos de rocas que son predominantemente detríticas (lutitas y areniscas), una que es predominantemente precipitada (rocas carbonáticas) y arcillas de mar profundo, lo cual es una mezcla de granos detríticos y precipitados químicos. La interpretación de los datos en la figura 11 intenta mostrar como los elementos están distribuidos entre las rocas clásticas (lutitas y areniscas), las químicamente precipitadas (rocas carbonáticas) y las arcillas de mares profundos. Las concentraciones de los elementos en las lutitas y areniscas fueron combinadas en la proporción de 4 a 0,75, de acuerdo con su abundancia relativa en la corteza continental. Los diagramas triangulares en la figura 11 muestran los puntos que más elementos químicos están concentrados preferencialmente en uno de los tres tipos de rocas consideradas aquí. De este estudio surge que una gran cantidad de elementos están concentrados en las arcillas de los mares profundos. Aunque estos datos pueden ser deficientes, las evidencias muestran claramente que muchos elementos litófilos, calcófilos y siderófilos están fuertemente concentrados en esos sedimentos. Están particularmente enriquecidos en: • Calcófilos: Cu, Pb, Zn, Ag y Cd. • Siderófilos: Fe, Co, Ni, P y Mo. • Litófilos: Mn, Ba y REE. A grandes rasgos podemos decir que muchos elementos calcófilos y REE, son absorbidos en la superficie de los granos y en los recubrimientos de óxidos e hidróxidos de Fe y Mn. La sorpresivamente alta abundancia de Cl, Br y Na en las arcillas de los mares profundos, es causada por la presencia de agua de mar en los espacios de los poros de los sedimentos. El B está asociado con ciertos minerales de arcillas (illita y glauconita). Las rocas carbonáticas son más puras y están más enriquecidas solamente en Ca, Sr y Mg, otros elementos presentes en estas rocas son: • Calcófilos: S. • Siderófilos: P. • Litófilos: U, I, Y, Mn, F y W. El Sr puede reemplazar al Ca pero es inhibido por la presencia de calcita, es más fácil para el Sr realizar la substitución en el aragonito que en el otro mineral.