Под називомгеохемија подразумева се изучавање саставаЗемље и других планета, хемијских процеса и реакција које су одговорне за састав стена и тла, као и кружење (миграција) материје и енергије које транспортују Земљине хемијске компоненте у времену и простору, и њихову интеракцију са хидросфером и атмосфером.[1]:1 У оквиругеографије,геохемија се проучава као гранична дисциплина, на међи сахемијом. Област геохемије се протеже изванЗемље, обухватајући читавСунчев систем,[2] и дала је важан допринос разумевању низа процеса, укључујућиконвекцију плашта, формирањепланета и пореклогранита ибазалта.[1]:1 То је интегрисано поље хемије игеологије.
Најважнија поља геохемије су:
Геохемија изотопа: Одређивање релативних и апсолутних концентрацијахемијских елемената и њиховихизотопа у земљи и на њој.
Проучавање дистрибуције и кретања елемената у различитим деловима земље (у кори, мантлу, хидросфери итд.) и у минералима са циљем да се утврди скривени систем дистрибуције и кретања.
Космохемија: Анализа дистрибуције елемената и њихових изотопа у свемиру.
Органска геохемија: Наука о улози процеса и састава који су настали од живих организама или оних који су некада живели.
Примена у студијама заштите животне средине, хидролошким и и минералошким проучавањима.
Сматра се да је да је Виктор Годшмит отац модерне геохемије, основне идеје је развио у серији публикација од 1922-ге под називом „Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente“.
Израз геохемија први пут је употребио швајцарско-немачки хемичарКристијан Фридрих Шјонбејн 1838: „требало би покренути компаративну геохемију, пре него што геохемија постане геологија, и пре него што се открије мистерија постанка наших планета и њихове неорганске материје.”[3] Међутим, током остатка века уобичајенији израз је био „хемијска геологија”, и није било много контаката измеђугеолога ихемичара.[3]
Геохемија се појавила као посебна дисциплина након што су основане велике лабораторије, почевши одГеолошког завода Сједињених Држава (USGS) 1884. године, који је започео систематска истраживања хемије стена и минерала. Главни хемичар USGS-а,Франк Виглсворт Кларк, приметио је да се елементи генерално смањују у количинској заступљености са повећањем њихове атомске тежине, и сумирао је свој рад на заступљености елемената у публикацији с насловомГеохемијски подаци.[3][4]
Саставметеорита је истраживан и упоређиван са земаљским стенама већ 1850. Године 1901.Оливер К. Фарингтон је поставио хипотезу да би, иако постоје разлике, релативне заступљености ипак требале бити исте.[3] Ово је био почетак пољакосмохемије, које је у многоме допринело ономе што се зна о формирању Земље и Сунчевог система.[5]
Почетком 20. века,Макс фон Лауе иВилијам Лоренс Браг показали су да се распршивање рендгенских зрака може користити за одређивање структуре кристала. Током 1920-их и 1930-их,Виктор Голдшмит и сарадници саУниверзитета у Ослу применили су ове методе на многе уобичајене минерале и формулисали скуп правила за груписање елемената. Голдшмит је ово дело објавио у серијиGeochemische Verteilungsgesetze der Elemente („Геохемијски закони расподеле елемената”).[4]:2[6]
Водена геохемија проучава улогу различитих елемената у сливовима, укључујућибакар,сумпор,живу, и како се елементарни токови размењују кроз атмосферско-копнено-водене интеракције.[8]
Биогеохемија је поље истраживања које се фокусира на утицај живота на хемију Земље.[9]
Градивни блокови материјала сухемијски елементи. Они се могу идентификовати по њиховоматомском броју Z, који је бројпротона ујезгру. Елемент може имати више вредности за N,број неутрона у језгру. Збир ових бројева јемасени број, који је отприлике једнакатомској маси. Атоми са истим атомским бројем, али различитим неутронским бројевима називају сеизотопи. Дати изотоп је идентификован словом за елемент којем претходи наднатпис за масени број. На пример, два уобичајена изотопахлора су35Cl и37Cl. Постоји око 1700 познатих комбинација Z и N, од којих је само око 260 стабилних. Међутим, већина нестабилних изотопа се не јавља у природи. У геохемији се стабилни изотопи користе за праћење хемијских путева и реакција, док се радиоактивни изотопи првенствено користе за датирање узорака.[4]:13–17
Још једна корисна шема класификације за геохемију јеГолдшмитова класификација, која елементе сврстава у четири главне групе.Литофили се лако комбинују са кисеоником. Ови елементи, који укључујуNa,K,Si,Al,Ti,Mg иCa, доминирају уЗемљиној кори, формирајућисиликате и друге оксиде.Сидерофилни елементи (Fe,Co,Ni,Pt,Re,Os) имају афинитет премагвожђу и имају тенденцију да се концентришу ујезгру.Халкофилни елементи (Cu,Ag,Zn,Pb,S) формирајусулфиде; аатмосферски елементи (O,N,H и племенити гасови) доминирају атмосфером. Унутар сваке групе, неки елементи суватростални, остају стабилни на високим температурама, док су други испарљиви, лакше испаравају, те их загревање може одвојити.[1][4]:23
Хемијски састав Земље и других тела одређују два супротна процеса: диференцијација и мешање. У Земљиномомотачу долази до диференцијације насредњеокеанским гребенима океанаделимичним топљењем, при чему више ватросталних материјала остаје у подножјулитосфере, док се остатак диже да би формираобазалт. Након што се океанска плоча спусти у плашт,конвекција на крају меша два дела заједно.Ерозија диференцирагранит, одвајајући га углину на дну океана,пешчар на ивици континента и растворене минерале у океанским водама.Метаморфизам ианатекса (делимично топљење камених кора) могу поново помешати ове елементе. У океану биолошки организми могу изазвати хемијску диференцијацију, док се растварањем организама и њиховог отпада може поново мешати материјал.[1]:23–24
Главни извор диференцијације јефракционисање, неједнака расподела елемената и изотопа. Ово може бити резултат хемијских реакција,фазних трансформација, кинетичких ефеката илирадиоактивности.[1]:2–3 У највећој мери,планетарна диференцијација је физичко и хемијско раздвајање планете на хемијски различите регионе. На пример, земаљске планете су формирале језгра богата гвожђем и омотаче и коре богате силикатима.[14] У Земљином омотачу, примарни извор хемијске диференцијације једелимично топљење, нарочито близу средњеокеанског гребена.[15]:68,153 То се може догодити када је чврста супстанца хетерогена или учврсти раствор, и део растопа се одвоји од чврсте материје. Процес је познат каоравнотежно илишаржно топљење, ако чврста супстанца и растоп остану у равнотежи до тренутка уклањања растопа, ифракционо илиРејлијеово топљење ако се растоп континуирано уклања.[16]
Изотопско фракционисање може имати форме зависне и независне од масе. Молекули са тежим изотопима имају нижеенергије основног стања и стога су стабилнији. Као резултат тога, хемијске реакције показују малу зависност од изотопа, при чему тежи изотопи преферирају врсте или једињења са вишим оксидационим стањем; а у фазним променама тежи изотопи се концентришу у тежим фазама.[17] Фракционисање зависно од масе највеће је у лаким елементима, јер је разлика у масама већи део укупне масе.[18]
Односи између изотопа се генерално упоређују са стандардом. На пример, сумпор има четири стабилна изотопа, од којих су два најчешћа32S и34S.[18]:98 Однос њихових концентрација,R=34S/32S, приказан је као
где јеRs исти однос за стандард. Пошто су разлике мале, однос се множи са 1000 да би се добили делови по хиљади (називају се делови по мил). Ово је представљено симболом‰.[17]:55
Равнотежно фракционисање се јавља између хемикалија или фаза које су у равнотежи једна са другом. У равнотежном фракционисању између фаза, теже фазе преферирају теже изотопе. За две фазе A и B, ефекат се може представити фактором
У фазном прелазу течност-пара за воду,al-v на 20 °C је 1,0098 за18O и 1,084 за2H. Генерално, фракционисање је веће на нижим температурама. На 0 °C, фактори су 1,0117 и 1,111.[17]:59
Када не постоји равнотежа између фаза или хемијских једињења, може доћи докинетичког фракционисања. На пример, на интерфејсу између течне воде и ваздуха, напредна реакција је појачана ако је влажност ваздуха мања од 100% или се водена пара помера ветром. Кинетичко фракционисање је генерално побољшано у поређењу са равнотежним фракционисањем и зависи од фактора као што су брзина реакције, реакциони пут и енергија везе. С обзиром да лакши изотопи углавном имају слабије везе, они теже брже реагују и обогаћују продукте реакције.[17]:60
Биолошко фракционисање је облик кинетичког фракционисања, јер реакције имају тенденцију да се одвијају у једном смеру. Биолошки организми преферирају лакше изотопе, јер су нижи трошкови енергије при прекидању енергетских веза. Поред претходно наведених фактора, околина и врсте организма могу имати велики утицај на фракционисање.[17]:70
^абвгдAlbarède, Francis (2007).Geochemistry : an introduction. Translated from the French. (5th изд.). Cambridge: Cambridge University Press. стр. 17.ISBN9780521891486.
^абMcSween, Jr, Harry Y.; Huss, Gary R. (2010).Cosmochemistry. Cambridge University Press. стр. 1.ISBN9781139489461.
^абвгдђMcSween, Jr., Harry Y.; Richardson, Steven M.; Uhle, Maria E. (2003).Geochemistry pathways and processes (2nd изд.). New York: Columbia University. стр. 2.ISBN9780231509039.
^Mason, Brian (1992).Victor Moritz Goldschmidt : father of modern geochemistry. San Antonio, Tex.: Geochemical Society.ISBN0-941809-03-X.
^„Welcome to GPS Geochemistry”.GPS Research Program. California Institute of Technology. Архивирано изоригинала 21. 09. 2017. г. Приступљено2. 10. 2017.CS1 одржавање: Формат датума (веза)
^Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013).Biogeochemistry : an analysis of global change (Third изд.). Academic Press. стр. 3.ISBN9780123858740.
^McSween, Jr., Harry Y.; Huss, Gary R. (2010).Cosmochemistry. Cambridge University Press. стр. 218.ISBN9781139489461.
^Olson, Gerald Schubert ; Donald L. Turcotte ; Peter (2001).Mantle convection in the earth and planets. Cambridge: Cambridge University Press.ISBN9780521798365.
