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지구화학

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지구화학(地球化學, 영어: geochemistry)은 지구의 지각과 대양과 같은 주요 지질학적 계 이면의 메커니즘을 설명하기 위해 화학의 도구와 원리를 사용하는 과학이다.[1]: 1  지구화학의 영역은 지구를 넘어 전 태양계를 아우르며,[2] 맨틀 대류설, 행성의 형성, 화강암과 현무암의 기원을 포함한 수많은 과정에 대한 이해에 중요한 기여를 해왔다.[1]: 1  이는 화학과 지질학이 통합된 분야이다.

Time-lapse sequence showing a water droplet forming at the tip of a stalactite.
동굴 안의 종유석 끝에서 형성되는 물 방울의 타임랩스 장면. 미네랄이 풍부한 지하수가 동굴 공기에 도달하면, 이산화 탄소가 빠져나가고 용액은 탄산 칼슘 포화 상태에 가까워진다. 각 물방울은 떨어지기 전에 미세한 방해석 층을 퇴적시키며, 이러한 낙수 순환은 지구화학에서 연구되는 중요한 저온 과정이다.

역사

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빅토르 골트슈미트 (1909)

지구화학이라는 용어는 1838년 스위스계 독일인 화학자인 크리스티안 쇤바인이 처음 사용했다. "지질학적 지식이 지질학이 되기 전, 그리고 우리 행성과 그 무기물의 발생에 대한 신비가 밝혀지기 전에 비교 지구화학이 시작되어야 한다."[3] 그러나 19세기의 나머지 기간 동안 더 흔한 용어는 "화학 지질학"이었으며, 지질학자와 화학자 사이의 교류는 거의 없었다.[3]

지구화학은 1884년 미국 지질조사국(USGS)을 시작으로 주요 연구소가 설립되어 암석과 광물의 화학적 성질에 대한 체계적인 조사가 시작된 후 별도의 학문으로 부상했다. USGS의 수석 화학자 프랭크 위걸즈워스 클라크는 원소의 풍부도가 일반적으로 원자량이 증가함에 따라 감소한다는 점을 주목했으며, 《지구화학의 자료》(The Data of Geochemistry)에서 원소 풍부도에 대한 연구를 요약했다.[3][4]: 2 

운석의 조성은 일찍이 1850년에 조사되어 지구 암석과 비교되었다. 1901년 올리버 C. 패링턴은 차이점이 있더라도 상대적인 풍부도는 여전히 동일해야 한다는 가설을 세웠다.[3] 이것이 우주화학 분야의 시작이었으며, 지구와 태양계의 형성에 대해 우리가 알고 있는 많은 부분에 기여했다.[5]

20세기 초, 막스 폰 라우에와 윌리엄 로런스 브래그는 X선 산란이 결정의 구조를 결정하는 데 사용될 수 있음을 보여주었다. 1920년대와 1930년대에 빅토르 골트슈미트와 오슬로 대학교의 동료들은 이러한 방법들을 많은 일반적인 광물에 적용하고 원소가 그룹화되는 방식에 대한 일련의 규칙을 공식화했다. 골트슈미트는 이 연구를 《원소의 지구화학적 분포 법칙》(Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente) 시리즈로 발표했다.[4]: 2 [6]

1960년대부터 2002년경까지 만프레드 시들로우스키의 연구는 선캄브리아 시대의 동위원소 생물지구화학 및 초기 생명 과정의 증거에 초점을 맞춘 초기 지구의 생화학과 관련이 있었다.[7][8]

세부 분야

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지구화학의 일부 세부 분야는 다음과 같다.[9]

  • 수용액 지구화학은 구리, 황, 수은을 포함한 유역 내 다양한 원소의 역할과 대기-지표-수계 상호작용을 통해 원소 플럭스가 교환되는 방식을 연구한다.[10]
  • 생물지구화학은 생명체가 지구의 화학에 미치는 영향에 초점을 맞춘 연구 분야이다.[11]: 3 
  • 우주화학은 우주 내의 원소 및 그 동위원소의 분포 분석을 포함한다.[2]: 1 
  • 동위원소 지구화학은 지구 내부와 표면에서의 원소와 그 동위 원소의 상대적 및 절대적 농도 결정을 포함한다.[12]
  • 유기 지구화학은 살아있거나 한때 살아있었던 유기체로부터 유래된 화합물과 과정의 역할에 대한 연구이다.[13]
  • 광지구화학은 지구 표면의 천연 성분 사이에서 발생하거나 발생할 수 있는 빛에 의한 화학 반응에 대한 연구이다.[14]
  • 지역 지구화학은 환경, 수문 및 광물 탐사 연구에 대한 응용을 포함한다.[15]

화학 원소

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물질의 구성 요소는 화학 원소이다. 이들은 원자핵에 있는 양성자의 수인 원자 번호 Z로 식별할 수 있다. 한 원소는 핵 내의 중성자 수인 N에 대해 하나 이상의 값을 가질 수 있다. 이들의 합은 질량수이며, 원자 질량과 거의 같다. 원자 번호는 같지만 중성자 수가 다른 원자를 동위 원소라고 한다. 특정 동위원소는 원소 기호 앞에 질량수를 위첨자로 붙여 식별한다. 예를 들어, 염소의 두 가지 흔한 동위원소는 35Cl과 37Cl이다. 알려진 Z와 N의 조합은 약 1700개이며, 그중 약 260개만이 안정적이다. 그러나 대부분의 불안정한 동위원소는 자연계에서 발생하지 않는다. 지구화학에서 안정 동위원소는 화학적 경로와 반응을 추적하는 데 사용되며, 방사성 동위원소는 주로 시료의 연대를 측정하는 데 사용된다.[4]: 13–17 

원자의 화학적 행동, 즉 다른 원소에 대한 친화력과 형성되는 화학 결합의 유형은 원자 궤도의 전자 배치, 특히 가장 바깥쪽의 (원자가 전자) 전자에 의해 결정된다. 이러한 배치는 주기율표에서의 원소 위치에 반영된다.[4]: 13–17  위치에 따라 원소는 알칼리 금속, 알칼리 토금속, 전이 금속, 준금속, 할로젠, 비활성 기체, 란타넘족, 악티늄족의 광범위한 그룹으로 나뉜다.[4]: 20–23 

지구화학에서 유용한 또 다른 분류 체계는 원소를 네 개의 주요 그룹으로 나누는 골트슈미트 분류이다. 친석성 원소(Lithophiles)는 산소와 쉽게 결합한다. Na, K, Si, Al, Ti, Mg, Ca를 포함하는 이 원소들은 지구의 지각에서 지배적이며 규산염 및 기타 산화물을 형성한다. 친철성 원소(Siderophiles: Fe, Co, Ni, Pt, Re, Os)는 철에 대한 친화력이 있어 핵에 집중되는 경향이 있다. 친황성 원소(Chalcophiles: Cu, Ag, Zn, Pb, S)는 황화물을 형성하며, 친대기성 원소(Atmophiles: O, N, H 및 비활성 기체)는 대기를 지배한다. 각 그룹 내에서 일부 원소는 내화물로 고온에서도 안정적으로 유지되는 반면, 다른 원소들은 휘발성이어서 더 쉽게 증발하므로 가열을 통해 분리될 수 있다.[1]: 17 [4]: 23 

분화와 혼합

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지구와 다른 천체들의 화학적 조성은 분화와 혼합이라는 두 가지 상반된 과정에 의해 결정된다. 지구의 맨틀에서 분화는 해령에서의 부분용융을 통해 발생하며, 더 내화적인 물질은 암석권의 바닥에 남고 나머지는 상승하여 현무암을 형성한다. 해양판이 맨틀 속으로 섭입된 후, 대류는 결국 두 부분을 다시 혼합한다. 침식은 화강암을 분화시켜 해저의 점토, 대륙 가장자리의 사암, 해수의 용존 미네랄로 분리한다. 변성 작용과 아나텍시스(지각 암석의 부분용융)는 이러한 원소들을 다시 혼합할 수 있다. 대양에서는 생물학적 유기체가 화학적 분화를 일으킬 수 있는 반면, 유기체와 그 폐기물의 용해는 물질을 다시 혼합할 수 있다.[1]: 23–24 

분별 작용

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분화의 주요 원인은 원소와 동위원소의 불균등한 분포인 분별 작용이다. 이는 화학 반응, 상전이, 운동학적 효과 또는 방사성의 결과일 수 있다.[1]: 2–3  가장 큰 규모에서, 행성 분화는 행성을 화학적으로 뚜렷한 영역으로 물리적 및 화학적으로 분리하는 것이다. 예를 들어, 지구형 행성은 철이 풍부한 핵과 규산염이 풍부한 맨틀 및 지각을 형성했다.[2]: 218  지구 맨틀에서 화학적 분화의 일차적 원인은 특히 해령 부근에서의 부분용융이다.[16]: 68, 153  이는 고체가 이질적이거나 고용체일 때 발생할 수 있으며, 용융물의 일부가 고체로부터 분리된다. 고체와 용융물이 용융물이 제거되는 순간까지 평형을 유지하면 평형 용융 또는 배치(batch) 용융이라고 하며, 연속적으로 제거되면 분별 용융 또는 레일리(Rayleigh) 용융이라고 한다.[17]

동위원소 분별은 질량 의존적 형태와 질량 독립적 형태를 가질 수 있다. 더 무거운 동위원소를 가진 분자는 더 낮은 영점 에너지를 가지므로 더 안정적이다. 결과적으로 화학 반응은 작은 동위원소 의존성을 보이며, 더 무거운 동위원소는 더 높은 산화 상태를 가진 종이나 화합물을 선호한다. 상전이에서는 무거운 동위원소가 더 무거운 상에 집중되는 경향이 있다.[18] 질량 의존적 분별은 질량 차이가 전체 질량에서 차지하는 비중이 더 크기 때문에 가벼운 원소에서 가장 크게 나타난다.[19]: 47 

동위원소 간의 비율은 일반적으로 표준과 비교된다. 예를 들어, 황은 4개의 안정 동위원소를 가지고 있으며 그중 가장 흔한 두 가지는 32S와 34S이다.[19]: 98  이들의 농도 비율 R=34S/32S는 다음과 같이 보고된다.

여기서 Rs는 표준에 대한 동일한 비율이다. 차이가 작기 때문에 비율에 1000을 곱하여 천분율(퍼밀)로 표시한다. 이는 기호 ‰로 나타낸다.[18]: 55 

평형

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평형 분별은 서로 평형 상태에 있는 화학 물질이나 상 사이에서 발생한다. 상 사이의 평형 분별에서 무거운 상은 무거운 동위원소를 선호한다. 두 상 A와 B에 대해, 그 효과는 다음과 같은 인자로 나타낼 수 있다.

물의 액체-기체 상전이에서, 섭씨 20도에서의 al-v는 18O의 경우 1.0098, 2H의 경우 1.084이다. 일반적으로 분별 작용은 낮은 온도에서 더 크게 일어난다. 0 °C에서 이 인자들은 각각 1.0117과 1.111이다.[18]: 59 

운동학적

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상 또는 화합물 사이에 평형이 없을 때 운동학적 분별이 발생할 수 있다. 예를 들어, 액체 물과 공기의 계면에서 공기의 습도가 100% 미만이거나 수증기가 바람에 의해 이동하면 정반응이 강화된다. 운동학적 분별은 일반적으로 평형 분별보다 강화되며 반응 속도, 반응 경로 및 결합 에너지와 같은 요인에 의존한다. 가벼운 동위원소는 일반적으로 결합력이 약하기 때문에 더 빨리 반응하여 반응 생성물에 풍부해지는 경향이 있다.[18]: 60 

생물학적 분별은 반응이 한 방향으로 진행되는 경향이 있기 때문에 운동학적 분별의 한 형태이다. 생물학적 유기체는 에너지 결합을 끊는 데 드는 에너지 비용이 적기 때문에 가벼운 동위원소를 선호한다. 앞서 언급한 요인 외에도 유기체의 환경과 종은 분별 작용에 큰 영향을 미칠 수 있다.[18]: 70 

순환

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다양한 물리적 및 화학적 과정을 통해 화학 원소는 농도가 변하며 지구화학적 순환이라고 불리는 과정을 통해 이동한다. 이러한 변화를 이해하려면 상세한 관찰과 이론적 모델이 모두 필요하다. 각 화합물, 원소 또는 동위원소는 위치와 시간의 함수 C(r,t)인 농도를 갖지만, 모든 가변성을 모델링하는 것은 비현실적이다. 대신 화학공학에서 빌려온 접근 방식에 따라[1]: 81  지구화학자들은 지구화학적 저장소라고 불리는 지구의 영역들에 대해 농도를 평균화한다. 저장소의 선택은 문제에 따라 달라진다. 예를 들어 대양을 단일 저장소로 보거나 여러 저장소로 나눌 수 있다.[20] 상자 모형(box model)이라고 불리는 모델 유형에서는 저장소가 입력과 출력이 있는 상자로 표현된다.[1]: 81 [20]

지구화학적 모델은 일반적으로 되먹임(feedback)을 포함한다. 선형 순환의 가장 단순한 경우, 저장소로부터의 입력 또는 출력은 농도에 비례한다. 예를 들어, 소금은 증발암의 형성을 통해 대양에서 제거되며, 증발암 분지에서 증발 속도가 일정하다고 가정하면 소금의 제거 속도는 농도에 비례해야 한다. 특정 성분 C에 대해 저장소로의 입력이 상수 a이고 출력이 어떤 상수 k에 대해 kC라면, 질량 수지 방정식은 다음과 같다.

 

 

 

 

(1)

이는 질량의 모든 변화가 입력 또는 출력의 변화에 의해 균형을 이루어야 한다는 사실을 나타낸다. t = 1/k의 시간 규모에서 시스템은 Csteady = a/k인 정상 상태에 도달한다. 체류 시간은 다음과 같이 정의된다.

여기서 I와 O는 입력 및 출력 속도이다. 위의 예에서 정상 상태의 입력 및 출력 속도는 모두 a와 같으므로 τres = 1/k이다.[20]

입력 및 출력 속도가 C의 비선형 함수인 경우에도 체류 시간보다 훨씬 긴 시간 규모에서는 여전히 밀접하게 균형을 이룰 수 있다. 그렇지 않으면 C에 큰 변동이 생길 것이다. 그 경우 시스템은 항상 정상 상태에 가깝고 질량 수지 방정식의 최저차 전개는 방정식 (1)과 같은 선형 방정식으로 이어진다. 대부분의 시스템에서 입력 또는 출력 중 하나 또는 둘 모두가 C에 의존하며, 이는 정상 상태를 유지하려는 되먹임을 초래한다. 외부 강제력이 시스템을 교란시키면 1/k의 시간 규모로 정상 상태로 돌아간다.[20]

원소의 풍부도

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태양계

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태양계 원소의 풍부도.[21]

태양계의 조성은 다른 많은 별들의 조성과 유사하며, 작은 변칙성을 제외하면 균일한 조성을 가진 태양 성운으로부터 형성되었다고 가정할 수 있다. 태양의 광구 조성은 태양계 나머지 부분의 조성과 유사하다. 광구의 조성은 스펙트럼상의 흡수선을 태양 대기 모델에 맞추어 결정된다.[22] 전체 질량 분율에서 단연 가장 큰 두 원소는 수소(74.9%)와 헬륨(23.8%)이며, 나머지 모든 원소를 합쳐도 단 1.3%에 불과하다.[23] 원자 번호가 증가함에 따라 풍부도가 지수적 감쇠를 보이는 일반적인 경향이 있지만, 짝수 원자 번호를 가진 원소가 홀수 번호의 이웃 원소보다 더 흔하다(오도-하킨스 규칙). 전반적인 경향과 비교하여 리튬, 붕소, 베릴륨은 고갈되어 있고 철은 변칙적으로 풍부하다.[24]: 284–285 

원소 풍부도 패턴은 주로 두 가지 요인에 기인한다. 수소, 헬륨, 그리고 일부 리튬은 빅뱅 후 약 20분 내에 형성된 반면, 나머지는 별의 내부에서 생성되었다.[4]: 316–317 

운석

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운석은 다양한 조성을 가지고 있으나, 화학 분석을 통해 그것들이 한때 융해되거나 행성 분화를 거친 미행성의 일부였는지 여부를 결정할 수 있다.[22]: 45  구립운석(콘드라이트)은 분화되지 않았으며 콘드률이라고 불리는 둥근 광물 함유물을 가지고 있다. 45억 6천만 년의 연대를 가진 이들은 초기 태양계 시기로 거슬러 올라간다. 특정 종류인 CI 구립운석은 태양의 광구 조성과 밀접하게 일치하는데, 다만 일부 휘발성 성분(H, He, C, N, O)과 태양의 핵합성에 의해 파괴되는 원소 그룹(Li, B, Be)이 고갈되어 있다.[4]: 318 [22] 후자의 원소 그룹 때문에 CI 구립운석은 초기 태양계 조성에 더 잘 맞는 것으로 간주된다. 더욱이 CI 구립운석의 화학 분석은 광구보다 더 정확하기 때문에, 희귀함에도 불구하고(지구에서 단 5개만 회수됨) 일반적으로 화학적 풍부도의 소스로 사용된다.[22]

거대 행성

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거대 행성의 내부 모델을 보여주는 절단면.

태양계의 행성들은 두 그룹으로 나뉜다. 4개의 내행성은 지구형 행성(수성, 금성, 지구, 화성)으로 상대적으로 크기가 작고 암석 표면을 가지고 있다. 4개의 외행성은 거대 행성으로, 수소와 헬륨이 지배적이며 평균 밀도가 낮다. 이들은 다시 거대 기체 행성(목성, 토성)과 큰 얼음 핵을 가진 거대 얼음 행성(천왕성, 해왕성)으로 세분될 수 있다.[25]: 26–27, 283–284 

거대 행성의 조성에 대한 대부분의 직접적인 정보는 분광학을 통해 얻는다. 1930년대부터 목성은 수소, 메테인, 암monium을 포함하고 있는 것으로 알려졌다. 1960년대에 간섭계가 스펙트럼 분석의 해상도와 감도를 크게 향상시켜 에테인, 아세틸렌, 물, 일산화 탄소를 포함한 훨씬 더 많은 분자 집합을 식별할 수 있게 되었다.[26]: 138–139  그러나 지구 기반의 분광학은 행성이 멀어질수록 반사되는 태양 빛이 훨씬 어두워지기 때문에 점점 더 어려워진다. 행성에서 오는 빛의 분광 분석은 적외선 주파수 범위에 있는 분자의 진동을 감지하는 데에만 사용될 수 있다. 이는 원소 H, C, N의 풍부도를 제한한다.[26]: 130  다른 두 원소도 감지되는데, 가스 형태인 포스핀(PH3)의 인과 저메인(GeH4)의 게르마늄이다.[26]: 131 

헬륨 원자는 자외선 범위에서 진동을 가지며, 이는 외행성과 지구의 대기에 의해 강하게 흡수된다. 따라서 풍부함에도 불구하고 헬륨은 우주선이 외행성으로 보내진 후에야 수소 분자의 충돌 유도 흡수를 통해 간접적으로만 감지되었다.[26]: 209  목성에 대한 추가 정보는 1995년 갈릴레오 탐사정이 대기권으로 진입했을 때 얻어졌다.[27][28] 2017년 카시니 탐사선의 마지막 임무는 토성의 대기권으로 진입하는 것이었다.[29] 목성 대기에서 헬륨은 태양 조성과 비교하여 2분의 1 정도로 고갈되어 있었고, 네온은 10분의 1로 고갈되어 있었다. 이는 다른 비활성 기체와 C, N, S 원소가 2~4배 강화된 것과는 놀라운 결과였다(산소 또한 고갈되었으나 이는 갈릴레오가 샘플링한 유난히 건조한 지역 때문으로 여겨진다).[28]

분광학적 방법은 압력이 약 1바(해수면에서의 지구 대기압과 거의 같음)인 깊이까지만 목성과 토성의 대기를 투과한다.[26]: 131  갈릴레오 탐사정은 22바까지 투과했다.[28] 이는 40Mbar 이상의 압력에 도달할 것으로 예상되는 행성의 아주 작은 부분일 뿐이다. 내부 조성을 제한하기 위해 적외선 방출 스펙트럼의 온도 정보와 유력한 조성에 대한 상태 방정식을 사용하여 열역학 모델을 구축한다.[26]: 131  고압 실험에 따르면 수소는 목성과 토성 내부에서 금속 액체 상태가 되지만, 천왕성과 해왕성에서는 분자 상태로 유지된다.[26]: 135–136  추정치는 행성 형성 모델에 따라서도 달라진다. 태양 이전 성운의 응축은 태양과 같은 조성을 가진 기체 행성을 초래하겠지만, 행성은 고체 핵이 성운 가스를 포획할 때 형성될 수도 있다.[26]: 136 

현재 모델에서 4개의 거대 행성은 대략 같은 크기의 암석과 얼음 핵을 가지고 있으나, 수소와 헬륨의 비율은 목성의 약 300 지구 질량에서 토성의 75, 그리고 천왕성과 해왕성의 단 몇 배로 감소한다.[26]: 220  따라서 거대 기체 행성은 주로 수소와 헬륨으로 구성되어 있는 반면, 거대 얼음 행성은 주로 물, 메테인, 암모니아 형태의 더 무거운 원소(O, C, N, S)로 구성되어 있다. 표면은 분자 수소가 액체가 될 만큼 충분히 차가우므로, 각 행성의 상당 부분은 무거운 화합물 층 위에 수소 대양이 덮인 형태일 가능성이 크다.[30] 핵 밖에서 목성은 액체 금속 수소의 맨틀과 분자 수소 및 헬륨의 대기를 가진다. 금속 수소는 헬륨과 잘 섞이지 않으며, 토성에서는 금속 수소 아래에 별도의 층을 형성할 수 있다.[26]: 138 

지구형 행성

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지구형 행성들은 거대 행성과 동일한 성운 물질에서 유래한 것으로 믿어지지만, 가벼운 원소의 대부분을 잃었고 서로 다른 역사를 가지고 있다. 태양에 더 가까운 행성들은 내화성 원소의 비율이 더 높을 것으로 예상될 수 있지만, 형성의 후기 단계에서 태양계의 서로 다른 부분을 샘플링한 궤도를 가진 거대 물체들의 충돌이 포함되었다면 위치에 따른 체계적인 의존성은 거의 없을 수 있다.[31]: 3–4 

화성, 금성, 수성에 대한 직접적인 정보는 주로 우주선 임무에서 나온다. Mars Odyssey 궤도선은 감마선 분광기를 사용하여 화성 지각의 조성을 측정했으며,[32] 베네라 계획 임무 중 일부는 금성 지각을, 메신저 우주선은 수성 지각의 조성을 측정했다.[33] 화성에 대한 추가 정보는 지구에 떨어진 운석(SNC 운석으로 통칭되는 셔고타이트, 나클라이트, 샤시나이트)에서 얻는다.[34]: 124  풍부도는 행성의 질량에 의해서도 제한되며, 원소의 내부 분포는 관성 모멘트에 의해 제한된다.[4]: 334 

행성들은 태양 성운에서 응축되었으며, 그 조성의 많은 세부 사항은 냉각 과정에서의 분별 작용에 의해 결정된다. 응축되는 상은 다섯 그룹으로 나뉜다. 가장 먼저 응축되는 것은 Ca와 Al이 풍부한 내화성 물질이다. 그 뒤를 니켈과 철, 그다음 마그네슘 규산염이 잇는다. 약 700 켈빈(700 K) 아래에서 FeS와 휘발성이 풍부한 금속 및 규산염이 네 번째 그룹을 형성하며, 다섯 번째 그룹에서는 FeO가 마그네슘 규산염으로 들어간다.[35] 행성과 달의 조성은 콘드라이트질(chondritic)인데, 이는 각 그룹 내에서 원소들 사이의 비율이 탄소질 구립운석에서와 같음을 의미한다.[4]: 334 

행성 조성의 추정치는 사용된 모델에 따라 달라진다. 평형 응축 모델에서 각 행성은 고체의 조성이 해당 구역의 온도에 의해 결정되는 공급 구역에서 형성되었다. 따라서 수성은 철이 순수 금속 형태로 남아 있고 고체 형태의 마그네슘이나 규소는 거의 없는 1400 K에서 형성되었다. 금성은 900 K에서 형성되어 모든 마그네슘과 규소가 응축되었고, 지구는 600 K에서 형성되어 FeS와 규산염을 포함하며, 화성은 450 K에서 형성되어 FeO가 마그네슘 규산염에 통합되었다. 이 이론의 가장 큰 문제는 휘발성 성분이 응축되지 않아 행성들이 대기를 갖지 못하고 지구에도 대기가 없어야 한다는 점이다.[4]: 335–336 

구립운석 혼합 모델에서는 구립운석의 조성을 사용하여 행성 조성을 추정한다. 예를 들어, 한 모델은 C1 구립운석 조성의 성분과 C1 구립운석의 내화성 성분만을 가진 성분을 혼합한다.[4]: 337  또 다른 모델에서는 각 그룹의 지표 원소를 사용하여 5개의 분별 그룹의 풍부도를 추정한다. 가장 내화적인 그룹에는 우라늄을, 두 번째 그룹에는 철을, 다음 두 그룹에는 우라늄에 대한 칼륨과 탈륨의 비율을, 마지막 그룹에는 FeO/(FeO+MgO) 몰비를 사용한다. 열 및 지진 모델과 지열 및 밀도를 결합하여 지구, 금성, 수성에서 Fe를 10% 이내로 제한할 수 있다. U는 지구에서 약 30% 이내로 제한될 수 있으나 다른 행성에서의 풍부도는 "학식 있는 추측"에 근거한다. 이 모델의 한 가지 어려움은 일부 휘발성 성분이 부분적으로만 응축되기 때문에 휘발성 풍부도 예측에 상당한 오류가 있을 수 있다는 점이다.[35][4]: 337–338 

지구의 지각

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더 일반적인 암석 구성 성분은 거의 모두 산화물이다. 염화물, 황화물, 플루오린화물만이 중요한 예외이며, 어떤 암석에서든 이들의 총량은 보통 1%보다 훨씬 적다. 1911년까지 F. W. 클라크는 지구 지각의 47% 이상이 산소로 구성되어 있다고 계산했다. 산소는 주로 산화물 결합 형태로 발생하며, 그중 주요한 것은 실리카, 알루미나, 산화 철, 그리고 다양한 탄산염(탄산 칼슘, 탄산 마그네슘, 탄산 나트륨, 탄산 칼륨)이다. 실리카는 주로 산의 역할을 하여 규산염을 형성하며, 화성암의 가장 흔한 미네랄은 모두 이러한 성질을 갖는다. 클라크는 수많은 종류의 암석에 대한 1672건의 분석 결과를 바탕으로 지구 지각의 평균 백분율 조성을 다음과 같이 산출했다. 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, (합계 99.22%). 다른 모든 성분은 아주 소량으로만 발생하며 보통 1%보다 훨씬 적다.[36]

이러한 산화물들은 임의적인 방식으로 결합한다. 예를 들어, 포타시(탄산 칼륨)와 소다(탄산 나트륨)는 결합하여 장석을 만든다. 어떤 경우에는 네펠린, 백류석, 백운모와 같은 다른 형태를 취할 수도 있지만, 대다수의 경우 장석으로 발견된다. 인산은 석회(탄산 칼륨)와 결합하여 인회석을 형성한다. 이산화 타이타늄은 제일산화 철과 결합하여 타이타늄철석을 만든다. 석회의 일부는 석회 장석을 형성한다. 탄산 마그네슘과 산화 철은 실리카와 함께 감람석이나 엔스타타이트로 결정화되거나, 알루미나 및 석회와 결합하여 휘석, 각섬석, 흑운모를 주성분으로 하는 복잡한 철-마그네슘 규산염을 형성한다. 염기를 중화시키는 데 필요한 양보다 과잉된 실리카는 석영으로 분리되고, 과잉된 알루미나는 강옥으로 결정화된다. 이는 일반적인 경향으로만 보아야 한다. 암석 분석을 통해 암석이 대략 어떤 광물을 포함하고 있는지 말할 수 있으나, 어떤 규칙에도 수많은 예외가 존재한다.[36]

광물 구성

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규장질 암석으로 알려진 실리카 함량이 66% 이상인 산성암을 제외하면, 석영은 화성암에 풍부하지 않다. 실리카 함량이 20% 이하인 염기성 암석에서는 실리카를 그만큼 많이 포함하는 경우가 드물며, 이들은 고철질 암석으로 불린다. 마그네슘과 철이 평균 이상이면서 실리카가 적으면 감람석이 나타날 것으로 예상된다. 실리카가 철-마그네슘 광물보다 더 많은 양으로 존재할 경우, 감람석보다는 보통휘석, 호른블렌드, 엔스타타이트 또는 흑운모가 나타난다. 포타시가 높고 실리카가 상대적으로 낮지 않으면 백류석은 존재하지 않는데, 백류석은 유리 석영과 함께 나타나지 않기 때문이다. 마찬가지로 네펠린은 보통 소다가 많고 실리카가 비교적 적은 암석에서 발견된다. 알칼리 금속이 높으면 소다를 함유한 휘석과 각섬석이 존재할 수 있다. 실리카와 알칼리의 비율이 낮을수록 소다 또는 포타시 장석 대신 사장석이 더 널리 퍼지게 된다.[36]

지구의 지각은 90%의 규산염 광물로 구성되어 있으며 그 풍부도는 다음과 같다. 사장석(39%), 알칼리 장석(12%), 석영(12%), 휘석(11%), 각섬석(5%), 운모(5%), 점토 광물(5%). 나머지 규산염 광물이 지구 지각의 또 다른 3%를 차지한다. 지구의 단 8%만이 탄산염, 산화물, 황화물과 같은 비규산염 광물로 구성되어 있다.[37]

또 다른 결정 요인인 고결 시의 물리적 조건은 전체적으로 보아 작은 역할을 하지만 결코 무시할 수 없다. 특정 광물들은 사실상 심성 관입암에 한정된다(예: 미사장석, 백운모, 다이알리지). 백류석은 심성암체에서 매우 드물다. 많은 광물들이 결정화된 깊이나 표면 근처 여부에 따라 현미경적 특성에서 특별한 특징을 가진다(예: 하이퍼스틴, 정장석, 석영). 동일한 화학 조성을 가졌으나 완전히 다른 광물로 구성된 암석의 흥미로운 사례들도 있다. 예를 들어 노르웨이 그란(Gran)의 호른블렌다이트는 각섬석만을 포함하고 있는데, 이는 장석과 다른 종류의 각섬석을 포함하는 같은 지역의 일부 캠프토나이트와 조성이 같다. 이와 관련하여 화성암 내의 반정 광물의 부식에 대해 위에서 언급한 내용을 반복할 수 있다. 유문암과 조면암에서는 초기에 형성된 각섬석과 흑운모 결정들이 부분적으로 휘석과 자철석으로 변한 채 대량으로 발견될 수 있다. 각섬석과 흑운모는 지표 아래의 압력과 기타 조건에서는 안정적이었으나 더 높은 고도에서는 불안정했다. 이러한 암석의 석기(ground-mass)에서는 휘석이 거의 보편적으로 존재한다. 그러나 동일한 마그마의 심성암 대표 격인 화강암과 섬장암은 휘석보다 흑운모와 각섬석을 훨씬 더 흔하게 포함한다.[36]

규장질, 중간질 및 고철질 화성암

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실리카를 가장 많이 포함하고 결정화 시 유리 석영을 생성하는 암석들은 일반적으로 "규장질" 암석 그룹을 형성한다. 반대로 실리카가 가장 적고 마그네시아와 철이 가장 많아 석영이 없고 감람석이 대개 풍부한 암석들은 "고철질" 그룹을 형성한다. "중간질" 암석에는 일반적으로 석영과 감람석이 모두 없는 특징을 가진 암석들이 포함된다. 이들의 중요한 세부 분류는 특히 소다와 같은 알칼리 함량이 매우 높아 다른 암석에서는 흔하지 않은 네펠린과 백류석 같은 광물을 포함한다. 이는 종종 "알칼리" 또는 "소다" 암석으로 분류되며, 이에 대응하는 고철질 암석 시리즈도 존재한다. 마지막으로 장석이 없고 감람석이 풍부한 작은 하위 그룹은 "초고철질" 암석이라 불린다. 이들은 실리카 비율이 매우 낮지만 철과 마그네시아가 많다.

이 마지막 그룹을 제외하면 사실상 모든 암석은 장석 또는 준장석 광물을 포함한다. 산성암에서 흔한 장석은 정장석, 퍼사이트, 미사장석, 올리고클레이스로 모두 실리카와 알칼리가 많다. 고철질 암석에서는 라브라도라이트, 아노르다이트, 바이토나이트가 우세하며, 이들은 석회는 풍부하고 실리카, 포타시, 소다는 부족하다. 휘석은 고철질 암석에서 가장 흔한 철-마그네슘 광물이지만, 흑운모와 각섬석은 전체적으로 보아 규장질 암석에서 더 빈번하다.[36]

가장 흔한 광물 규장질 중간질 고철질 초고철질
석영
정장석 (및 올리고클레이스), 운모, 각섬석, 보통휘석		 석영이 거의 없거나 없음:
정장석, 각섬석, 보통휘석, 흑운모		 석영이 거의 없거나 없음:
사장석, 각섬석, 보통휘석, 흑운모		 석영 없음
사장석, 보통휘석, 감람석		 장석 없음
보통휘석, 각섬석, 감람석
심성암 또는 심해암 유형 화강암섬장암섬록암반려암감람암
관입암 또는 반심성암 유형 석영반암정장반암포르피라이트도레라이트픽라이트
용암 또는 분출암 유형 유문암, 흑요석조면암안산암현무암코마티아이트

장석을 부분적으로 또는 완전히 대체하는 백류석이나 네펠린을 포함하는 암석은 이 표에 포함되지 않았다. 이들은 본질적으로 중간질 또는 고철질 성격이다. 결과적으로 이들을 준장석 광물이 나타나는 섬장암, 섬록암, 반려암 등의 변종으로 간주할 수 있으며, 실제로 일반적인 유형의 섬장암과 네펠린 또는 백류석 섬장암 사이, 그리고 반려암이나 도레라이트와 테랄라이트 또는 에섹사이트 사이에는 많은 전이 단계가 존재한다. 그러나 이러한 "알칼리" 암석에서는 다른 곳에서 드문 많은 광물이 발달하기 때문에, 여기 기술된 것과 같은 순수하게 형식적인 분류에서는 전체 집합을 별개의 시리즈로 취급하는 것이 편리하다.[36]

네펠린 및 백류석 함유 암석
가장 흔한 광물 알칼리 장석, 네펠린 또는 백류석, 보통휘석, 각섬석, 흑운모 소다 석회 장석, 네펠린 또는 백류석, 보통휘석, 각섬석 (감람석) 네펠린 또는 백류석, 보통휘석, 각섬석, 감람석
심성암 유형 네펠린-섬장암, 백류석-섬장암, 네펠린-반암 에섹사이트 및 테랄라이트 아이졸라이트 및 미주라이트
분출암 유형 또는 용암 포놀라이트, 백류석반암 테프라이트 및 바사나이트 네펠린-현무암, 백류석-현무암

이 분류는 기본적으로 화성암의 광물학적 구성에 기초한다. 각 그룹 간의 화학적 구별은 함축되어 있기는 하지만 부차적인 위치로 밀려나 있다. 이는 인위적임을 인정하나 과학의 성장과 함께 발전해 왔으며 여전히 더 세밀한 구분을 세우는 기초로 채택되고 있다. 하위 분류들의 가치가 모두 동일한 것은 아니다. 예를 들어 섬장암과 감람암은 화강암, 섬록암, 반려암보다 훨씬 덜 중요하다. 더욱이 분출암인 안산암은 항상 심성암인 섬록암에 대응하는 것이 아니라 부분적으로 반려암에 대응하기도 한다. 광물의 집합체인 서로 다른 종류의 암석들이 점진적으로 서로 전이되기 때문에 전이 유형이 매우 흔하며 종종 특별한 이름을 가질 만큼 중요하다. 화강암과 섬장암 사이에 석영-섬장암과 노르드마카이트가, 화강암과 섬록암 사이에 토날라이트와 아다멜라이트가, 섬장암과 섬록암 사이에 몬조나이트가, 섬록암과 반려암 사이에 노라이트와 하이퍼라이트가 놓일 수 있다.[36]

대양의 미량 금속

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미량 금속은 수산화물, 탄산염, 염화물을 포함한 대양의 주요 이온과 쉽게 착물을 형성하며, 그 화학적 종 분화는 환경이 산화되었는지 환원되었는지에 따라 달라진다.[38] 벤저민(2002)은 물 이외의 두 종류 이상의 리근드를 가진 금속 착물을 혼합 리간드 착물로 정의한다. 어떤 경우에는 리간드가 두 개 이상의 공여 원자를 포함하여 매우 강한 착물, 즉 킬레이트를 형성한다(이때 리간드를 킬레이트제라고 한다). 가장 흔한 킬레이트제 중 하나는 EDTA(에틸렌다이아민테트라아세트산)로, 6개의 물 분자를 대체하고 +2 전하를 가진 금속과 강한 결합을 형성할 수 있다.[39] 착물화가 강할수록 유리 금속 이온의 활동도는 낮아진다. 유리 금속과 비교하여 착물화된 금속의 반응성이 낮아지는 결과 중 하나는 킬레이트화가 금속을 고체 상태가 아닌 수용액 상태로 안정화시키는 경향이 있다는 점이다.[39]

퇴적물 내 미량 금속인 카드뮴, 구리, 몰리브데넘, 망가니즈, 레늄, 우라늄, 바나듐의 농도는 대양의 산화환원 역사를 기록한다.[40] 수권 환경 내에서 카드뮴(II)은 산소가 풍부한 물에서는 CdCl+(aq) 형태로, 환원된 환경에서는 CdS(s) 형태로 존재할 수 있다. 따라서 해양 퇴적물에서 높은 Cd 농도는 과거의 낮은 산화환원 전위 조건을 나타낼 수 있다. 구리(II)의 경우, 산소 환경에서는 CuCl+(aq)가, 환원 환경에서는 CuS(s)와 Cu2S가 우세한 형태이다. 환원된 해수 환경은 구리의 두 가지 가능한 산화 상태인 Cu(I)와 Cu(II)를 초래한다.[40] 몰리브데넘은 산소 환경에서 MoO42−(aq)로서 Mo(VI) 산화 상태로 존재한다. Mo(V)와 Mo(IV)는 환원 환경에서 MoO2+(aq) 및 MoS2(s) 형태로 존재한다.[40] 레늄은 산소 조건 내에서 ReO4−로서 Re(VII) 산화 상태로 존재하지만, ReO2 또는 ReS2를 형성할 수 있는 Re(IV)로 환원된다. 우라늄은 UO2(CO3)34−(aq)에서 산화 상태 VI이며 환원된 형태인 UO2(s)로 발견된다.[40] 바나듐은 산화 상태 V(V)에서 HVO42− 및 H2VO4− 등 여러 형태를 띤다. 환원된 형태로는 VO2+, VO(OH)3−, V(OH)3 등이 있다.[40] 이러한 종들의 상대적 우세는 pH에 따라 달라진다.

대양 또는 깊은 호수의 수권 기둥에서 용존 미량 금속의 수직 프로파일은 보존형(conservative-type), 영양염형(nutrient-type) 또는 소거형(scavenged-type) 분포를 따르는 특징이 있다. 이 세 가지 분포에 걸쳐 미량 금속은 서로 다른 체류 시간을 가지며 플랑크톤 미생물에 의해 서로 다른 정도로 사용된다. 보존형 분포를 가진 미량 금속은 생물학적 사용량에 비해 높은 농도를 나타낸다. 보존형 분포를 보이는 미량 금속의 한 예는 몰리브데넘이다. 대양 내 체류 시간은 약 8 × 105년이며 일반적으로 몰리브데넘산염 음이온(MoO42−)으로 존재한다. 몰리브데넘은 입자와 약하게 상호작용하며 대양에서 거의 균일한 수직 프로파일을 나타낸다. 대양 내 몰리브데넘의 풍부함에 비해 해양 식물성 플랑크톤의 효소에 금속 보조 인자로 필요한 양은 미미하다.[41]

영양염형 분포를 가진 미량 금속은 입자상 유기물의 내부 순환, 특히 플랑크톤에 의한 동화 작용과 강하게 연관되어 있다. 이러한 금속의 용존 농도가 가장 낮은 곳은 플랑크톤에 의해 동화되는 대양 표면이다. 더 깊은 곳에서 용해와 분해가 일어나면서 이러한 미량 금속의 농도는 증가한다. 아연과 같은 금속의 체류 시간은 수천 년에서 수십만 년이다. 마지막으로 소거형 미량 금속의 예로는 알루미늄이 있는데, 이는 입자와 강한 상호작용을 할 뿐만 아니라 대양 내 체류 시간도 짧다. 소거형 미량 금속의 체류 시간은 약 100~1000년이다. 이러한 금속의 농도는 저층 퇴적물, 열수분출공, 강 주변에서 가장 높다. 알루미늄의 경우 대기 먼지가 대양으로 유입되는 외부 입력의 가장 큰 소스를 제공한다.[41]

철과 구리는 대양에서 하이브리드 분포를 보인다. 이들은 재순환과 강한 소거 작용의 영향을 받는다. 철은 광활한 대양 지역에서 제한 영양소이며 열수분출공 근처에서 망가니즈와 함께 풍부하게 발견된다. 이곳에서는 많은 철 침전물이 주로 황화 철 및 산화된 철 옥시수산화물 화합물 형태로 발견된다. 열수분출공 근처의 철 농도는 외해에서 발견되는 농도의 최대 백만 배에 달할 수 있다.[41]

전기화학 기술을 사용하여 생물 활성 미량 금속(아연, 코발트, 카드뮴, 철, 구리)이 표층 해수에서 유기 리간드에 의해 결합되어 있음을 보여줄 수 있다. 이러한 리간드 착물은 대양 내 미량 금속의 생물 이용 가능성을 낮추는 역할을 한다. 예를 들어, 외해 식물성 플랑크톤과 박테리아에 독성이 있을 수 있는 구리는 유기 착물을 형성할 수 있다. 이러한 착물의 형성은 높은 농도에서 해양 생물에 독성이 될 수 있는 구리의 생물 이용 가능 무기 착물의 농도를 감소시킨다. 구리와 달리 해양 식물성 플랑크톤에 대한 아연의 독성은 낮으며, Zn2+의 유기 결합을 증가시켜 얻는 이점은 없다. 고영양 저엽록소 지역에서 철은 제한 영양소이며, 지배적인 종은 Fe(III)의 강한 유기 착물이다.[41]

같이 보기

[편집]

각주

[편집]
  1. 1 2 3 4 5 6 7 Albarède, Francis (2007). 《Geochemistry : an introduction》 5판. Translated from the French. Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521891486.
  2. 1 2 3 McSween, Harry Y. Jr.; Huss, Gary R. (2010). 《Cosmochemistry》. Cambridge University Press. ISBN 9781139489461.
  3. 1 2 3 4 Kragh, Helge (2008). 〈From geochemistry to cosmochemistry: The origin of a scientific discipline, 1915–1955〉. Reinhardt, Carsten (편집). 《Chemical Sciences in the 20th Century: Bridging Boundaries》. John Wiley & Sons. 160–192쪽. ISBN 978-3-527-30271-0. 2023년 1월 17일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2020년 5월 3일에 확인함.
  4. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 McSween, Harry Y. Jr.; Richardson, Steven M.; Uhle, Maria E. (2003). 《Geochemistry pathways and processes》 2판. New York: Columbia University. ISBN 9780231509039.
  5. ↑ White, William M. 《Geochemistry (Unpublished)》. 1쪽. 2014년 6월 16일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2012년 3월 14일에 확인함.
  6. ↑ Mason, Brian (1992). 《Victor Moritz Goldschmidt : father of modern geochemistry》. San Antonio, Tex.: Geochemical Society. ISBN 0-941809-03-X.
  7. ↑ Manfred Schidlowski: Carbon isotopes as biochemical recorders of life over 3.8 Ga of Earth history: Evolution of a concept 보관됨 2021-12-08 - 웨이백 머신. In: Precambrian Research. Vol. 106, Issues 1-2, 1 February 2001, pages 117-134.
  8. ↑ Harald Strauss: ’’Obituary 보관됨 2021-12-08 - 웨이백 머신’’. In: Geowissenschaftiche Mitteilungen, Nr. 50, december 2012, page 102-103
  9. ↑ “Welcome to GPS Geochemistry”. 《GPS Research Program》. California Institute of Technology. 2017년 9월 21일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 2일에 확인함.
  10. ↑ Langmuir, Donald (1997). 《Aqueous environmental geochemistry》. Upper Saddle River, N.J.: Prentice Hall. ISBN 9780023674129.
  11. ↑ Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013). 《Biogeochemistry : an analysis of global change》 Thi판. Academic Press. ISBN 9780123858740.
  12. ↑ Kendall, Carol; Caldwell, Eric A. (1998). 〈Chapter 2: Fundamentals of Isotope Geochemistry〉. Kendall, C.; McDonnell, J. J. (편집). 《Isotope Tracers in Catchment Hydrology》. Amsterdam: Elsevier Science. 51–86쪽. 2019년 5월 3일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 3일에 확인함.
  13. ↑ Killops, Stephen D.; Killops, Vanessa J. (2013). 《Introduction to Organic Geochemistry》. John Wiley & Sons. ISBN 9781118697207.
  14. ↑ Doane, TA (2017). “A survey of photogeochemistry”. 《Geochem Trans》 18 (1). Bibcode:2017GeoTr..18....1D. doi:10.1186/s12932-017-0039-y. PMC 5307419. PMID 28246525.
  15. ↑ Garrett, R.G.; Reimann, C.; Smith, D.B.; Xie, X. (November 2008). “From geochemical prospecting to international geochemical mapping: a historical overview: Table 1”. 《Geochemistry: Exploration, Environment, Analysis》 8 (3–4): 205–217. doi:10.1144/1467-7873/08-174. S2CID 130836294.
  16. ↑ Olson, Gerald Schubert; Donald L. Turcotte; Peter (2001). 《Mantle convection in the earth and planets》. Cambridge: Cambridge Univ. Press. ISBN 9780521798365.
  17. ↑ Wilson, Marjorie (2007). 《Igneous petrogenesis》. Dordrecht: Springer. ISBN 9789401093880.
  18. 1 2 3 4 5 Kendall, Carol; Caldwell, Eric A. (2000). 〈Chapter 2: Fundamentals of Isotope Geochemistry〉. Kendall, Carol; McDonnell, J. J. (편집). 《Isotope tracers in catchment hydrology》. Amsterdam: Elsevier. 51–86쪽. ISBN 9780444501554. 2008년 3월 14일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 24일에 확인함.
  19. 1 2 Hoefs, Jochen (2015). 〈Isotope Fractionation Processes of Selected Elements〉. 《Stable Isotope Geochemistry》. 47–134쪽. doi:10.1007/978-3-319-19716-6_2. ISBN 978-3-319-19715-9. S2CID 100690717.
  20. 1 2 3 4 Lasaga, Antonio C.; Berner, Robert A. (April 1998). “Fundamental aspects of quantitative models for geochemical cycles”. 《Chemical Geology》 145 (3–4): 161–175. Bibcode:1998ChGeo.145..161L. doi:10.1016/S0009-2541(97)00142-3.
  21. ↑ Data from table 6 of Cameron, A.G.W. (September 1973). “Abundances of the elements in the solar system”. 《Space Science Reviews》 15 (1): 121. Bibcode:1973SSRv...15..121C. doi:10.1007/BF00172440. S2CID 120201972.
  22. 1 2 3 4 Palme, H.; Jones, A. (2003). 〈1.03 – Solar system abundance of the elements〉 (PDF) 1판. Holland, H.D.; Turekian, K.K. (편집). 《Treatise on Geochemistry》. 1: Meteorites, Comets and Planets. Oxford: Elsevier Science. 41–61쪽. doi:10.1016/B0-08-043751-6/01060-4. ISBN 9780080437514. 2017년 10월 3일에 원본 문서 (PDF)에서 보존된 문서. 2017년 10월 3일에 확인함.
  23. ↑ Lodders, Katharina (2003년 7월 10일). “Solar System Abundances and Condensation Temperatures of the Elements”. 《The Astrophysical Journal》 591 (2): 1220–1247. Bibcode:2003ApJ...591.1220L. CiteSeerX 10.1.1.695.5451. doi:10.1086/375492. S2CID 42498829.
  24. ↑ Middlemost, Eric A. K. (2014). 《Magmas, Rocks and Planetary Development: A Survey of Magma/Igneous Rock Systems》. Routledge. ISBN 9781317892649.
  25. ↑ Encrenaz, Therese; Bibring, Jean-Pierre; Blanc, M.; Barucci, Maria-Antonietta; Roques, Francoise; Zarka, Philippe (2004). 《The solar system》 3판. Berlin: Springer. ISBN 9783540002413.
  26. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Lewis, John (1995). 《Physics and Chemistry of the Solar System》. Burlington: Elsevier Science. ISBN 9780323145848.
  27. ↑ Atreya, S.K; Mahaffy, P.R; Niemann, H.B; Wong, M.H; Owen, T.C (February 2003). “Composition and origin of the atmosphere of Jupiter—an update, and implications for the extrasolar giant planets”. 《Planetary and Space Science》 51 (2): 105–112. Bibcode:2003P&SS...51..105A. doi:10.1016/S0032-0633(02)00144-7.
  28. 1 2 3 Fortney, Jonathan (2010년 3월 22일). “Viewpoint: Peering into Jupiter”. 《Physics》 3: 26. doi:10.1103/Physics.3.26.
  29. ↑ Netburn, Deborah (2017년 9월 15일). “As NASA's Cassini mission flames out over Saturn, scientists mark bittersweet end of mission”. 《The Los Angeles Times》. 2017년 11월 16일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 10일에 확인함.
  30. ↑ Lang, Kenneth R. (2010). 〈11. Uranus and Neptune〉. 《NASA's Cosmos》. Tufts University. 2018년 9월 9일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 11일에 확인함.
  31. ↑ Anderson, Don L. (2007). 《New Theory of the Earth》. Cambridge University Press. ISBN 9781139462082.
  32. ↑ “GRS”. 《Jet Propulsion Laboratory》. USA.gov. 2018년 2월 8일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 17일에 확인함.
  33. ↑ Rhodes, Edgar A.; Evans, Larry G.; Nittler, Larry R.; Starr, Richard D.; Sprague, Ann L.; Lawrence, David J.; McCoy, Timothy J.; Stockstill-Cahill, Karen R.; Goldsten, John O.; Peplowski, Patrick N.; Hamara, David K.; Boynton, William V.; Solomon, Sean C. (December 2011). “Analysis of MESSENGER Gamma-Ray Spectrometer data from the Mercury flybys”. 《Planetary and Space Science》 59 (15): 1829–1841. Bibcode:2011P&SS...59.1829R. doi:10.1016/j.pss.2011.07.018.
  34. ↑ Kieffer, Hugh H. 편집 (1994). 《Mars》 2판. Tucson: University of Arizona Press. ISBN 9780816512577.
  35. 1 2 Morgan, John W.; Anders, Edward (December 1980). “Chemical composition of Earth, Venus, and Mercury”. 《Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America》 77 (12): 6973–6977. Bibcode:1980PNAS...77.6973M. doi:10.1073/pnas.77.12.6973. JSTOR 9538. PMC 350422. PMID 16592930.
  36. 1 2 3 4 5 6 7 본 문서에는 현재 퍼블릭 도메인에 속한 브리태니커 백과사전 제11판의 내용을 기초로 작성된 내용이 포함되어 있습니다.
  37. ↑ According to 보관됨 2014-04-28 - 웨이백 머신, which cites this: Klein, C., Hurlbut, C. S. (1993) Manual of Mineralogy, 21st Edition. John Wiley & Sons.
  38. ↑ Nameroff, T; Balistrieri, L; Murray, J (2002). “Suboxic Trace Metal Geochemistry in the Eastern Tropic North Pacific”. 《Geochimica et Cosmochimica Acta》 66 (7): 1139–1158. Bibcode:2002GeCoA..66.1139N. doi:10.1016/s0016-7037(01)00843-2.
  39. 1 2 Benjamin, M (2002). 《Water Chemistry》. University of Washington. ISBN 1-57766-667-4.
  40. 1 2 3 4 5 Ferriday, Tim; Montenari, Michael (2016). “Chemostratigraphy and Chemofacies of Source Rock Analogues: A High-Resolution Analysis of Black Shale Successions from the Lower Silurian Formigoso Formation (Cantabrian Mountains, NW Spain)”. 《Stratigraphy & Timescales》 1: 123–255. doi:10.1016/bs.sats.2020.07.001. S2CID 229217907. 2022년 6월 20일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2022년 6월 20일에 확인함 – Elsevier Science Direct 경유.
  41. 1 2 3 4 Bruland, K; Lohan, M (2003). 〈6.02 – Controls on Trace Metals in Seawater〉. Holland, H.D.; Turekian, K.K. (편집). 《Treatise on Geochemistry》. 6: The Oceans and Marine Geochemistry. 23–47쪽. Bibcode:2003TrGeo...6...23B. doi:10.1016/B0-08-043751-6/06105-3.

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