SUSTITUCIÓN IONICA EN CRISTALES Uno de los principales objetivos de la geoquímica ha sido el de explicar la distribución de elementos elementos químicos en la Tierra (Capítulo 1). Antes de este objetivo se podría lograr, primero fue necesario para determinar cómo están realmente los elementos están distribuido mediante mediante el análisis de grandes grandes cantidades de rocas y minerales de todo el planeta. FW Clarke dio un paso gigante en esa dirección por su propio esfuerzo como químico analítico y mediante la presentación de los datos de la geoquímica en su libro, publicado por primera vez en 1908. 1 908. En los años siguientes, geoquímicos geoquímicos siguieron analizando materiales geológicos geológicos con el fin de determinar la composición química de la Tierra y en entregar razones de la variación observada en la composición química de diferentes tipos de rocas. Este no era un ejercicio ocioso, porque la información aporta directamente a la comprensión comprensión del origen de los yacimientos metálicos y no metálicos. La búsqueda de yacimientos minerales de todo tipo sigue siendo una de las principales tareas de los geólogos en la sociedad. En un sentido muy real, los geólogos aún esperan saber dónde encontrar "las rocas buenas" que son la fundación de nuestra sociedad industrial moderna. 8.1 Reglamento de Sustitución de Goldschmidt Un objetivo importante de la obra de Goldschmidt en geoquímica era descubrir las leyes de la distribución de los elementos químicos químicos (Goldschmidt, 1937). Él y Pauling (1927) vieron tal vez con más claridad que sus contemporáneos que la estructura interna de los cristales puede ser entendida en términos de tamaño y carga de los iones y que un ión de un elemento puede sustituir a la de iones de otro si es similar en tamaño y carga. Estas ideas se resumen en un conjunto de generalizaciones conocido como las normas de sustitución de Goldschmidt. 1. Los iones de un elemento ampliamente pueden sustituir a las de otro en los cristales iónicos si sus radios difieren por menos de un 15%. 2. Iones, cuyas cargas difieren en una unidad sustituyen fácilmente unos a otros siempre que la neutralidad eléctrica del cristal se mantenga. Si las cargas de los iones se diferencian por más de una unidad, la sustitución es generalmente leve. 3. Cuando dos iones diferentes pueden ocupar una posición particular en una red cristalina, el ion con el mayor potencial iónico forma un fuerte vínculo con los aniones circundantes al sitio. 4. La sustitución puede ser limitada, aun cuando los criterios de tamaño y la carga se cumplan, cuando los iones de la competencia tiene diferente electronegatividad electronegatividad y forma de enlaces enlaces de diferente diferente carácter carácter iónico. La cuarta regla fue formulada por Ringwood (1955) con el fin de explicar las discrepancias discrepancias que surgieron de las tres reglas propuestas por Goldschmidt. Goldschmidt. Por ejemplo, Na + y Cu + tienen la misma carga y sus radios son prácticamente idénticos (Ahrens, 1952). Por lo tanto, de acuerdo a las reglas de d e Goldschmidt, Cu + debe sustituir Na "en minerales de sodio tales como albita (NaAlSi3O8) o halita (NaCl). Sabemos, por supuesto, que esta sustitución no se produce. La
razón el cobre forma enlaces más covalentes que el sodio, según lo indicado por su electronegatividad. La presencia de elementos minerales y rocas, ya sea como componentes de mayor o menor depende de su abundancia y propiedades químicas. En general, los elementos más abundantes que forman el compuesto mineral dentro del cual los elementos de menor importancia pueden ser acomodados por la sustitución iónica, en posiciones de la red intersticial, en inclusiones fluidas, o las fases minerales como exsolved. Algunos elementos de menor importancia importancia también se dan en los minerales accesorios como circón y apatito. Las tendencias de los elementos para formar los minerales aparecen claramente durante durante la cristalización del enfriamiento del magma. Por lo tanto, las reglas de Goldschmidt se aplican principalmente en este proceso, que fue pensado para "ordenar" los iones según su tamaño y carga de los iones. Aquellos iones que no encajan en los principales minerales formadores de roca se dice que son incompatibles y por lo tanto se acumulan en el magma residual. En consecuencia, los elementos incompatibles son concentrados en la última etapa de los diferentes magmas, incluyendo incluyendo diques aplita, pegmatitas y venas hidrotermales. Los elementos de esta categoría incluyen K +, Rb +, Cs +, Salud sexual y reproductiva, Ba2 +, los elementos de tierras raras (REE), Zr4 +, + HF4, Nb5 +, + TA5, TH4 +, y U4t. Todos estos elementos en última instancia, se asocian con rocas compuest de minerales de silicato, si licato, por esa razón, también se conocen como el grupo lithophile de iones de gran tamaño (LIL). Las reglas de Goldschmidt Goldschmidt fueron revisados críticamente por geoquímicos, incluyendo Shaw (l953) y Burns y Fyfe (1967). Las reglas son las mejores en una primera aproximación a los que hay muchas excepciones que surgen debido a la sustitución de un ion por otro suele ser sitio específico, especialmente en los compuestos complejos. El problema se magnifica debido a los radios iónicos, que se utiliza como criterio en las reglas de Goldschmidt, dependerá del sitio donde se lleva a cabo la sustitución. A pesar de estas limitaciones, las reglas de Goldschmidt todavía sirven un propósito útil plantean mediante la identificación de algunos de los principales factores que deben tenerse en cuenta en la posible sustitución de los iones en los cristales que se forman en el enfriamiento de un magma o de una solución acuosa. 8.2 Camuflaje, captura y admisión De acuerdo con la primera regla de Goldschmidt, los iones que tienen radios similares y cargas iguales pueden sustituirse unos por otros ampliamente en los cristales iónicos. El grado de sustitución que realmente se lleva a cabo depende de la concentración de los iones en el medio en el que los cristales se forman, en la temperatura, y sobre la compatibilidad de sus bonos, índices de coordinación. coordinación. Los cristales que se forman a altas temperaturas son más tolerantes que los iones de cristales que se forman a una baja temperatura. Por lo tanto, la concentración de elementos traza en los cristales se pueden utilizar para estimar la temperatura de la formación de ciertos minerales. Por ejemplo, la concentración de Fe2 + en esfalerita (Fe, ZnS) aumenta con la temperatura, temperatura, siempre que se disponía de suficiente hierro para saturar el SPHA-lerite (Kullerud, 1959).
La segunda regla se aplica a la sustitución de los iones de tamaño similar pero con diferentes cargas. Cuando Cuando la diferencia de carga es mayor a uno, la sustitución es limitada debido a la dificultad de mantener la neutralidad eléctrica. Cargas deficientes que resultan de la sustitución de los iones de carga desigual debe ser compensado por una segunda sustitución que involucra a un ion con una carga diferente. Este proceso de sustitución junto a la diversificación contribuye la composición composición química de muchos minerales. Una alternativa a la sustitución acoplada mostrada por los minerales de arcilla es la adsorción de los iones en las superficies cargadas de pequeños cristales. La tercera regla describe el efecto del potencial iónico en la relación de fuerzas entre los enlaces iónicos de los iones que compiten por el mismo sitio. Los iones que tienen un mayor potencial iónico (carga / radio) forma un vínculo más fuerte que sus competidores y por lo tanto preferentemente incorporadas en el cristal. Del mismo modo, los iones que compiten con bajos potenciales iónicos son discriminados discriminados e inicialmente excluidos excluidos de la formación formación de cristales de un magma. En consecuencia, los iones con alto potencial iónico se concentra en los cristales formados tempranamente en el enfriamiento del magma, mientras que aquellos con bajo potencial iónico se concentran en el magma residual y entran al final de la formación de los cristales. De acuerdo con la cuarta regla, un ion menor puede reemplazar a un ion importante sólo sólo si sus electronegatividades electronegatividades son similares. Cuando Cuando dos iones menores que son similares en tamaño y carga compiten por el mismo mi smo sitio, aquel cuya electronegatividad electronegatividad es más similar a la de los iones principales se prefiere, porque los enlaces son más compatibles. Vemos que las reglas de sustitución de Goldschmidt Goldschmidt establecen criterios para predecir el grado en que los elementos de menor importancia pueden reemplazar los principales elementos en los minerales que forman. Como resultado, podemos predecir cómo los elementos de menor importancia se distribuyen a sí mismos cuando cuando los minerales cristalizan cristalizan a partir de un magma magma de refrigeración o de una sobresaturación acuosa solución. Algunos elementos se concentran selectivamente selectivamente en la fase sólida, mientras que otros permanecen permanecen en la fase líquida. Las diferentes maneras en que los iones de los elementos menores se reparten entre las fases sólida y líquida se describen los términos que forman el título de esta sección. Camuflaje se produce cuando el elemento de menor importancia tiene la misma carga y un radio similar iónico como el principal elemento que reemplaza. En este caso, el elemento de menor importancia no forma sus minerales, sino que está escondido en los cristales de otro elemento. El camuflaje es que aparecen por Zr4 + (0,80 A) y HF4 + (0,79 A) porque hafnio rara vez constituye sus propios minerales y está siempre presente en el mineral circón (ZrSi04). Podríamos decir que los cristales de circón no distinguen iones entre Zr4 y HF4+ y aceptan con la misma facilidad. De captura se produce cuando un elemento menor entra en un cristal preferentemente ya que tiene un mayor potencial iónico de los iones de los elementos principales. Ejemplos de la captura se producen en la formación de cristales de feldespato, que puede capturar Ba: + (1,44 A) o Sr + (1,21 A) en lugar de K (1,46 A)
Como resultado, las concentraciones de estos elementos en el magma residual disminuyen durante el cristalización de feldespato potásico. Sin embargo, la sustitución del iones univalentes univalentes K + por un ion bivalente requiere una sustitución junta de Al+ para +Si4 con el fin de preservar la neutralidad eléctrica de la red cristalina. La admisión incluye la entrada de un ion extranjera que tiene un menor potencial iónico de los iones principales, ya que tiene una carga más baja o un radio mayor, o ambas cosas. La aparición de Rb+ Rb+ en los minerales minerales K-feldespato y otros otros potásico es un ejemplo de admisión porque Rb+ (1.57 A) tiene un menor potencial iónico de K+ (1,46 A). Otros ejemplos son la sustitución de Ca2 + (1,08 A) por la SRF (1,21 A) en la calcita, y la sustitución de Cl (1,72 A) byBf (1,88 A) en cloruros. La medida en que los iones son admitidos en un sitio de red particular disminuye a medida que la diferencia en los radios de ion de la competencia aumenta. Por ejemplo, I- (2.13) reemplaza Cl- (1,72 A) mucho menos que el H. (1,88 A) y Ba2+ (1,44 A) es menos abundante en calcita de Sr2+(1,21 A) Evidentemente, Evidentemente, la admisión de iones extranjeros en el cristal de un elemento importante es controlada en última instancia por el tamaño de criterio expresado en la primera norma del artículo de Goldschmidt. La tercera regla hace una declaración sobre la relación entre los potenciales iónicos de los cationes y la fuerza de los lazos que forman con los aniones. Esta relación se manifiesta en algunos casos en las temperaturas de fusión de los compuestos que forma. Por ejemplo, el Mg silicato fosforita (Mg, Si04) tiene una temperatura de fusión más alto (1910°C) que el Fe silicato-alita (Fe2Si04), que funde a 1.503°C. Los dos minerales que forman una solución sólida conocido como el olivino ((Mg, Fe), Si04), que cristalizan del enfriamiento enfriamiento de magmas de composición composición basáltica. Primero Primero se forma el olivino enriquecido en fosforita (Mg), miembro del extremo, mientras que el olivino o livino que forman a temperaturas más bajas se enriquece en la fayalita (Fe), miembro del extremo. Una posible explicación es que los primeros forman captura olivino Mg2 + (0,67 A) en favor de Fe2+ (0,74 A), ya que tiene un alto a lto potencial iónico (Ahrens, 1952). Del mismo modo, la anortita de feldespato (CaAl2Si208) tiene una temperatura temperatura de fusión más alto que albita a lbita (NaAISi, S) presumiblemente presumiblemente porque Ca2 + (1,08 A) tiene un mayor potencial iónico de Na + (1.10) (Ahrens, 1952). Como resultado, primero se forma la plagioclasa enriquecida relativamente en calcio y potasio. El potencial iónico por sí mismo, sin embargo, no es un predictor fiable de las temperaturas de fusión de compuestos sólidos y los ejemplos presentados anteriormente anteriormente son más la excepción que la regla (Burns y Fyfe, 1967). 8.3 Cambio en el acoplado: La clave para el feldespatos Cuando el ión de un elemento importante es sustituido por un ion de extranjeros que tiene una carga diferente, la neutralidad electrica del cristal debe ser preservado por una sustitución complementarias en otras partes de la red cristalina. Este fenómeno ayuda a explicar la diversidad química de minerales de silicato, tales como los feldespatos, zeolitas, y micas. Minerales de silicato contiene un marco de silicio tetraédrico vinculados entre sí para formar diferentes tipos de estructuras. El anión silicato (SiOj) forma un
tetraedro en el que el átomo de silicio es localizado en el centro y está unido a los cuatro O átomos que ocupan las esquinas del tetraedro. El enlace Si-O es aproximadamente aproximadamente el 50% covalente basado en la diferencia de electronegatividades. electronegatividades. Cada átomo de O en la l a esquina de un tetraedro tiene un electrón no apareado en una hibridación p-orbital que pueden formar enlaces iónicos con cationes e ortosilicatos, como Mg2Si04, Fe2Si04 o Li4Si04. Los tetraedros de sílice también pueden formar enlaces entre sí mediante el intercambio intercambio de átomos de O en las esquinas para formar anillos, cadenas, cadenas dobles, sábanas, y las redes de tres dimensiones que figuran en la Tabla 8.1 ilustración en la Figura 8.1. Los feldespatos son "tectosilicatos" compuesto por una red tridimensional tridimensional de tetraedro de sílice vinculado en sus esquinas. En este acuerdo, los dos electrones no apareados de los átomos de O formar enlaces con los diferentes átomos de silicio y de este modo enlazar los tetraedros juntos. Cuando todos los átomos de O se comparten de este modo, cada átomo de silicio es el "dueño" sólo de la mitad de cada uno de los cuatro átomos de O situados en las esquinas de su tetraedro. Por lo tanto, en una red tridimensional de la relación de Si a O se reduce de 1: 4 a 1: 2 y su fórmula es SiO. Este marco de tetraedros de sílice vinculados puede admitir un número limitado de iones de Al3+ en lugar de Si4+. La sustitución se limita debido a que en Al3+ coordinación cuádruple + (0,47 A) es significativamente mayor que Si4 + (0,34 A) y, en realidad viola primera regla regla de Goldschmidt. Goldschmidt. Por otro lado, la relación de radio de Al3+ a O2+ es de 0,36, lo que le permite tener un número de coordinación de 4 como Si4 +, cuyo radio relación con O2+ es de 0,26 (ver Figura 7.4). Como resultado, uno de cada cuatro átomos de Si se sustituye para formar el aluminosilicato de aniones AlSi3Oj. Este anión no existe realmente en forma discreta, porque la red se extiende continuamente, en todas las direcciones. Sin embargo, la fórmula del anión aluminosilicato nos permite reconocer que la sustitución de uno de cada cuatro átomos de silicio por la Al3+ provoca un desequilibrio de la carga de -1 en el enrejado. Este exceso de carga negativa es neutralizado por la introducción de Na+ o K+. Los compuesto resultantes resultantes se conocen como feldespatos alcalinos: KAlSi3O8 (ortoclasa, microclina), NaAlSi3O8(albita) Cuando 2 de los 4 átomos son remplazados por Al3+, el anión de aluminosilicatos aluminosilicatos tiene una carga -2, que es neutralizado por la adición de Ca2+ o Ba2+ para formar: CaAl2Si2O8(anortita), CaAl2Si2O8(anortita), BaAl2Si2O8 (celsian “nosé que es eso” xD). xD). Albita y anortita forman una una solución solida conocida conocida como plagioclasas, plagioclasas, que es subdividida en seis especies mx, dependiendo de la concentración molar de la albita (Ab) o anortita (An).(tablita) La serie está dividida en 20% del aumento de Ab o An, excepto al final donde se incrementa un 10%. Los nombres de la serie de plagioclasa puede ser recordada por señalar que las primeras letras forman el nombre de la ficticia geoqca A. O. Alba. 8.4 Coeficientes de Distribución y geotermómetros geotermómetros Las reglas de Goldschmidt proporcionan una base racional para predecir cómo los elementos de menor importancia pueden entrar en la formación del de un
enfriamiento enfriamiento de cristales o o a partir de una solución acuosa. Esta se describe cualitativamente como "camuflaje". "captura" y "admisión". Sin embargo, las palabras por sí solas no son suficientes para describir la división de elementos menores entre los cristales y el líquido de la cual se formaron. Por lo tanto, definir la distribución de coeficientes D=Dˆx/Dˆ1 donde Cx es la concentración de un elemento menor en el cristal (x) de un mineral y C1 es la concentración concentración de ese elemento en el líquido (1) de la que forman cristales IHE en condiciones de equilibrio. El coeficiente de distribución de un elemento concreto en un mineral específico puede ser> 1, <1, o =1.la magnitud de D está relacionada con los descriptores verbales de la siguiente manera: D>1: captura D<1: admisión D=1: camuflaje Los valores numéricos de D debe ser determinado experimentalmente en el laboratorio o mediante el análisis de los sistemas naturales en los que ambos cristales y líquidos pueden ser degustados. La distribución observada de los elementos traza en los cristales se pueden utilizar para estimar la temperatura de la formación de minerales coexistentes. Recordemos Recordemos que en la medida de sustitución depende de la temperatura porque los cristales se vuelven más tolerantes a los iones extranjeros a medida que aumenta la temperatura. Por lo tanto, los coeficientes de distribución son, en general, dependiente de la temperatura y también se ven afectados por las composiciones del líquido y los cristales, así como por la presión. Si dos minerales A y B son coprecipitado o cristalizados a partir de la misma solución o magma, un elemento menor (y) puede entrar en ambos minerales A y B a una temperatura particular. Los coeficientes de distribución de los elementos son: (mirar formula) La relación de los coeficientes de distribución de elementos Y es la siguiente: (mirar form) La ecuación 8.3 indica que la relación entre las concentraciones concentraciones de elementos traza Y en minerales A y B es igual a una constante K, que es igual al cociente de los coeficientes de distribución de Y en los minerales a la temperatura de la formación. En principio, la dependencia de la temperatura de los coeficientes de distribución de un elemento de rastro en los diferentes minerales se puede determinar determinar experimentalmente. La temperatura de formación de muestras de Rx puede determinarse a partir de la relación entre las concentraciones concentraciones medidas deelementos trazas seleccionadas en estos dos minerales (Mclntyre, 1963). Consideremos, Consideremos, por ejemplo, la sustitución de Zn: + (0,68 A, la coordinación por cuatro) en esfalerita (ZnS) y Pb2 + (1,26 A, coordinación por seis) en la galena por Cd2+ (0.88 Una coordinación, coordinación, cuatro veces, 1,03 A, coordinación
seis veces). La electronegatividad de los tres elementos son similares y los enlaces que forman con el azufre son cerca de 85% covalente. Un estudio experimental experimental por Bethke y Barton (1971) indicó que el Cd está fuertemente dividida en esfalerita (sp) que coexiste con la galena (gn) entre 600 y 800° C y que la dependencia de la temperatura de los coeficientes de distribución es igual a: mirar formula8.4) C = concentración de CdS en porcentaje peso. T= temperatura absoluta en grados Kelvin, P = presión en atmósferas La relación entre K (Cd) y la temperatura se encuentra para ser altamente no lineales cuando la ecuación 8.4 se representa en coordenadas lineales en la Figura 8.2. Sin embargo, en las coordenadas del log K (coordenada y) y L / R (x-coordinar) la ecuación 8.4 es una línea recta en la forma pendienteintercepto: y = xm + b ec.(8,5) La pendiente m = 2080 - 0.0264P y la intersección con el eje Y es b = -1,08. La presión puede ser ignorado por los bajos valores de P. Otros geotermómetros estudiados por Bethke y Barton (1971) se basan en las distribuciones distribuciones de Mn (600-800°C) y Se (390 a 595°C) entre esfalerita, galena y calcopirita. Los resultados indican que el Mn2 +, como Cd2+, se incorporan incorporan preferentemente en esfarelita en lugar de galena, mientras que el orden de preferencia preferencia para Se2+ es galena, calcopirita y esfalerita, enumerados en orden decreciente de preferencia. preferencia. La aplicabilidad de estas trazas de elementos geotermómetros geotermómetros está limitada por el requisito de que los minerales que se han formado a la misma temperatura en la misma solución bajo condiciones de equilibrio y que los efectos de interferencia causada por la presencia de otros iones o variaciones de presión eran insignificantes o cancelados. Estas son serias limitaciones porque los minerales generalmente pricipitan secuencialmente en vez de simultáneamente, lo que significa que los minerales coexistentes no necesariamente se forman a la misma temperatura o de la misma solución. Figura 8.2 geotermómetro basado en la distribución de CDs entre esfalerita y galena (ecuación 8.4). La constante K es la relación entre las concentraciones concentraciones de CdS en esfalerita y galena en porcentaje en peso. La curva implica que el contenido de Cd de esfalerita disminuye ? real TIVO a la de galena al aumentar la temperatura de formación de estos minerales. La parte sólida de la línea se basa en los datos experimentales de Bethke y Barton (1971). La línea discontinua discontinua es una extrapolación de esos datos. 8.5 Ceochemical Clasificación de los Elementos La clasificación geoquímica de los elementos se basa en el camino. En el que los elementos efectivamente efectivamente se distribuyen entre los distintos tipos de líquidos y una fase de gas. Durante la fundición de minerales de óxido y sulfuro de tres líquidos diferentes se encontró que cada uno no se mezcla y que segregan en capas dependiendo de su densidad. Estos líquidos se componen de fundido Fe, sulfuros fundido (mate), y silicatos fundidos (escoria). Goldschmidt y sus contemporáneos consideraron que la Tierra probablemente probablement e era inicialmente inicialment e
completamente completamente fundido y que estos líquidos estaban separados el uno del otro bajo la influencia de la gravedad para formar un núcleo de Fe, una capa de sulfuro, y una capa de silicato en el interior de la Tierra. Los gases que se forman en la atmósfera, que posteriormente produjo la hidrosfera por la condensación del vapor de agua. El calor necesario para la fusión fue facilitada por los impactos de los "planetasimales", "planetasimales", por la compresión causada por la contracción gravitacional de la Tierra, por la migración de las fases densas hacia el centro de la Tierra, y por la descomposición descomposición de los isótopos radiactivos de U, Th y K, que fueron los más abundantes en el momento de formación de la Tierra hace 4.5x10ˆ9 años que en la actualidad. Aunque la Tierra o contiene una capa de sulfuro la clasificación de Goldschmidt geoquímicos todavía transmite información útil sobre sobre las tendencias de los elementos para introducir líquidos de diferente composición o para concentrarse en la fase gaseosa. La información en que se basa esta clasificación proviene del estudio de meteoritos y de la fundición del mineral Kupferschiefer (cobre pizarra) en Mansfeld en Alemania. Los meteoritos son fragmentos de órganos de los más grandes que se formaron entre las órbitas de Marte y Júpiter (Mason, 1962) (véase el cuadro 3.2). Algunas de las organizaciones patrocinadoras patrocinadoras fueron lo suficientemente suficientemente grande como para retener el calor suficiente para derretir y diferenciar en metálico Fe, las rx de silicato, y mx de sulfuro. Los órganos de los que posteriormente se divide por las mareas causadas por los campos gravitatorios de Júpiter y Marte, y por las colisiones entre ellos. Los restos de los órganos principales siguen ocupando el espacio entre Marte y Júpiter. Los fragmentos resultantes de colisiones entre ellos siguen siendo desviados en el cruce de las órbitas de la Tierra y el impacto en la Tierra T ierra como meteoritos. Goldschmidt, Goldschmidt, así como Ida I da y Noddack Walter en Berlín, analizó los sulfuros metálicos, y las fases de silicato de muchos meteoritos y decidieron de los resultados de como los elementos se habían dividido en los tres liquidos inmiscibles durante la diferenciación geoquímica de los cuerpos principales de los meteoritos (Noddack y Noddack, 1930). La información derivada del estudio de los meteoritos es coherente con las composiciones químicas de la escoria de silicato, mate Fe-Cu sulfuro, y metálicos Fe, todos los cuales se forman durante la fundición del mineral. La clasificación resultante de los elementos en la tabla 8.2 contiene cuatro grupos que Goldschmidt llamado siderofílos (líquido de hierro), calcofila (sulfuro líquido), litofíla (silicato líquido), y atmofila (fase gas). Tenga en cuenta que varios elementos se producen en más de un grupo y que esa afinidad secundaria se indica entre paréntesis. En general, lo vemos en la Figura 8.3 que los elementos en el grupo VIIIB son siderofila junto con C, Mo, Au, Ge, Sn, y P. Los congéneres de los grupos IB y IIb están unidos por los elementos Ga, In, TI, Pb, As, Sb y Bi, B i, así como por S, Se, y Te, para formar el grupos de calcofila. Los elementos litofila incluye los metales alcalinos (grupo 1A), tierras alcalinas (Grupo II), los halógenos (grupo VII A), así como B, Al, O, Si, y algunos a lgunos de los metales de transición como Sc, Ti, V, Cr, Mn, y algunos de sus congéneres. Los gases nobles, H y N forman el grupo atmofila. Hay algunas sorpresas en esta clasificación. clasificación. Por ejemplo, O es lithofila lit hofila en lugar de atmofila, y C, así como P, se disuelve en metálico Fe en la ausencia de O. El
talio es un elemento calcofila aunque comúnmente sustitutos de Kf en minerales de silicato. Observamos también que Au, Sn, y Mo son siderófilos, y presumiblemente se han dejado llevar por Fe metálicos para formar el núcleo de la Tierra. Lo mismo es cierto para la Co y Ni, que se producen como siderofila en depósitos de mineral, pero prefieren Fe líquido cuando se les da una opción. Por otro lado, Ti, Cr y Mn, que se asocian comúnmente con Fe en las rocas ígneas, no son sino elementos siderófilos litofilos. 8.6 Resumen Los iones de diferentes elementos pueden sustituir unos por otros siempre que su radio, cargas y elec-tronegativities son similares. Además, deben ser compatibles compatibles con el sitio de red en términos de sus relaciones de radio y los números de coordinación. reglas de Goldschmidt proporcionar una base racional para la comprensión de la distribución de elementos traza, pero no lo suficiente como para hacer hincapié hincapié en el carácter del lugar de la sustitución en la red cristalina. Figura 8.3 Clasificación geoquímica de los elementos de la tabla periódica. La clasificación se basa en la forma en que los elementos se distribuyen entre un líquido de hierro (siderófilos), un líquido sulfuro (calcofilos). un líquido de silicato (litofilos), y una fase gaseosa (atmofilos).
La medida en que la sustitución de iones tiene lugar es descrito en términos por camuflaje, la captura, y la admisión. Los oligoelementos cuyos iones se parecen mucho a las de los elementos más importantes en términos de tamaño, costo, y electronegatividad se camuflan en los cristales formados por los elementos más importantes. Los oligoelementos que son capturados durante la cristalización de un magma que se concentran en cristales formados tempranamente tempranamente y se agotan en el líquido residual. Los iones que son admitidos en los cristales de un elemento principal son inicialmente enriquecidos en el magma residual y, posteriormente, posteriormente, introducir cristales en la formación. La sustitución de Al3 + para Si4 + en la estructura del silicato provoca un desequilibrio de la carga en la red que se neutraliza por la introducción complementaria complementaria de ciertos cationes que sean compatibles con los sitios particulares de red. Este fenómeno de sustitución junto representa a la composición química de los feldespatos y de otros grupos de minerales de aluminosilicato. El coeficiente de distribución es una medida cuantitativa de la sustitución iónica. Los valores numéricos de los coeficientes de distribución deberá determinarse experimentalmente en función de la temperatura, composición química de los líquidos y los cristales, y de la presión. La distribución de los elementos traza entre los dos minerales que se formaron conviviendo en condiciones condiciones de equilibrio del mismo líquido se puede utilizar para determinar la temperatura de formación. Tales geotermómetros son de gran interés en geoquímica, geoquímica, pero su aplicación está limitada por las condiciones que deben imponerse. Las características geoquímicas geoquímicas de los elementos se reflejan en su distribución entre una fase gaseosa y entre los líquidos naturales compuesto por Fe metalico, sulfuros metálicos metálicos de transición, y silicatos. La clasificación geoqca de los elementos, que es basada en estos fenómenos es derivada de la
composición composición química de meteoritos y de estudios metalúrgicos en la fundición de sulfuros y oxidos Mx.
