Clasificación de oligoelementos
Los oligoelementos a menudo se estudian en grupos, y las desviaciones del comportamiento grupal o los cambios regulares en el comportamiento pueden usarse como signos del proceso diagenético. Las combinaciones de oligoelementos con comportamiento similar también pueden ayudarnos a simplificar datos difíciles de usar. Los oligoelementos se pueden clasificar en función de su posición en la tabla periódica, o en función de su comportamiento durante los procesos de magma, así como de los radios iónicos y las cargas de los elementos.
1. Clasificación general
White (2013) clasificó la parte silicatada de la tierra, es decir, la tierra silicatada total (Bulk Silicate Earth-BSE). Las concentraciones superiores al 1%, incluidos O, Mg, Si, Fe, Al, Ca y Na, se clasifican como oligoelementos. En la tabla periódica, los elementos se dividen en elementos volátiles (H, N, He, Ne, Ar, Kr, Xe), elementos semivolátiles (C, As, Sb, S, Se, Te y elementos halógenos), alcalinos/ oligoelementos alcalinotérreos (Li, K, Rb, Sr, Ba), elementos metálicos de la primera serie de transición, elementos de tierras raras, elementos de alta intensidad de campo, elementos de metales nobles y elementos de la serie de desintegración U/Th, etc.
Rollinson (1993) señaló que cada uno de los grupos de elementos anteriores en la tabla periódica tiene un significado geoquímico especial, el más obvio de los cuales son los siguientes tres grupos de elementos: lantánidos o tierras raras con números atómicos. de 57 a 71 Elementos (REE), elementos del grupo del platino (PGE) con números atómicos de 44 a 46 y de 76 a 79, o elementos de metales nobles (incluido Au), y elementos de la primera serie de transición con números atómicos de 21 a 30 (incluidos Fe y Mn). Estos tres grupos de elementos tienen propiedades geoquímicas similares y por lo tanto tienen comportamientos geoquímicos similares durante los procesos geológicos. Pero ese no es del todo así, ya que los procesos geológicos pueden utilizar sus diferencias microquímicas para separar un elemento del resto de su grupo. Por lo tanto, una de las tareas de la geoquímica de oligoelementos es descubrir qué proceso geológico produce tal efecto y estudiar cuantitativamente la intensidad y amplitud de este proceso especial.
2. Clasificar según el coeficiente de distribución
Después de establecer el coeficiente de distribución de los oligoelementos, los oligoelementos se pueden clasificar según la fase sólida y la fase líquida (fase gaseosa) en El proceso geológico endógeno, es decir, el proceso del magma, divide los elementos traza en dos categorías: elementos compatibles y elementos incompatibles (Figura 5-16).
Figura 5-16 Relación entre el radio del ion y la valencia de algunos elementos
(Según Marshall et al., 1999)
Cuando el material del manto se funde, Trace Los elementos mostrarán preferencia por la fase fundida o la fase sólida. Los oligoelementos que prefieren la fase sólida durante la fusión parcial de la fase sólida o la cristalización del magma se denominan elementos compatibles, como aquellos elementos que prefieren entrar en las posiciones de Mg y Fe de minerales comunes como el olivino y el piroxeno prefieren la fase sólida; fase Los elementos se denominan elementos incompatibles o elementos higromagmatófilos, como aquellos que son expulsados de la red mineral principal y acumulados en la masa fundida residual durante la separación y cristalización de las masas fundidas de silicato. Según el coeficiente de distribución de oligoelementos, todos los elementos con un coeficiente de distribución ≥1 entre la fase sólida (mineral) y la fase líquida (fundida) son elementos compatibles, y los elementos con un coeficiente de distribución <1 son elementos incompatibles.
En los procesos geológicos reales, la compatibilidad e incompatibilidad de los elementos varía en grado. En fundidos de diferentes composiciones, el comportamiento de los oligoelementos cambiará. Por ejemplo, el fósforo es un elemento incompatible en los minerales del manto y se concentrará rápidamente en la fase fundida durante la fusión parcial. Sin embargo, en el granito, incluso como oligoelemento, el fósforo es un elemento compatible porque se encuentra en una pequeña cantidad de accesorio. elementos en el mineral apatita.
3. Clasificación basada en la relación entre la carga del elemento y el radio del ion.
Los elementos incompatibles se pueden reclasificar según la relación carga/radio de los iones. Los elementos con proporciones similares exhiben un comportamiento geoquímico muy similar.
El potencial iónico de un elemento es igual a la relación entre la carga del ion y el radio del ion. El potencial iónico, también conocido como intensidad de campo, se refiere a la carga electrostática por unidad de superficie de los cationes y representa la capacidad de los iones para atraer electrones de valencia en reacciones químicas.
Los elementos traza incompatibles se dividen en elementos de alta intensidad de campo y elementos de baja intensidad de campo según la intensidad del campo (Figura 5-16).
Según el potencial iónico, los elementos incompatibles con iones grandes y/o altos precios de electricidad se dividen a su vez en elementos litófilos de iones grandes (LILE) y elementos de alta intensidad de campo (High Field Strength Elements, HFSE).
El potencial iónico de los elementos de alta intensidad de campo es superior a 2,0 y son cationes muy cargados con radios iónicos pequeños. En geoquímica, los elementos de alta intensidad de campo incluyen todos los iones de valencia +3 y +4, así como algunos iones de valencia +5 y +6, como Ti3+, Zr4+, Hf4+, Ta4+, Nb5+, Th4+, U4+. , y U6+ , algunos elementos de tierras raras, elementos del grupo del platino, etc. Aunque también están adaptados a las posiciones catiónicas en muchos minerales, estos pequeños iones que transportan más cargas pueden generar fuertes campos electrostáticos y son difíciles de reemplazar los elementos principales en los minerales formadores de rocas ordinarios. Se necesitan materiales más homogéneos y compensadores para lograr el equilibrio de carga. , tal sustitución es energéticamente desfavorable. Zr y Hf son elementos moderadamente incompatibles, y Nb y Ta son elementos altamente incompatibles. Su electronegatividad es ligeramente mayor que la de los elementos alcalinos, alcalinotérreos y REE, lo que los hace tener enlaces de valencia más fuertes al formar enlaces. sustitución con elementos en minerales.
Los elementos de alta intensidad de campo son generalmente particularmente insolubles en soluciones acuosas y son muy inactivos durante la meteorización y el metamorfismo. Se pueden utilizar para identificar el entorno tectónico en el que se forman las rocas ígneas. Bordes de placas discretos, las rocas ígneas de los márgenes de placas convergentes están agotadas de elementos de alta intensidad de campo, lo que se considera una característica distintiva del magmatismo asociado con zonas de subducción. Aunque no se comprende del todo el motivo de su pérdida, se debe al menos en parte a la baja solubilidad de estos elementos, lo que provoca su pérdida en la solución acuosa producida por deshidratación cuando la corteza oceánica los transporta hacia la zona de generación de magma, lo que puede utilizarse para estudiar la formación de antiguos entornos de rocas ígneas.
Los elementos litófilos de iones grandes también se denominan elementos de baja intensidad de campo (LHSE). Su potencial iónico es inferior a 2,0 y son cationes de baja carga con un gran radio iónico. Incluye K, Rb, Cs, Sr, Ba, REE, Th y U. Actualmente se cree que dichos elementos se limitan a elementos litófilos con potenciales iónicos pequeños, sus radios iónicos son mayores que el Ca2+ y el Na+, y generalmente son los cationes más grandes que forman minerales formadores de rocas. Según esta definición, los elementos litófilos de iones grandes con baja intensidad de campo se limitan a K, Rb, Cs, Sr, Ba y elementos ligeros de tierras raras LREE (Marshall et al., 1999).
Los radios iónicos y las cargas de este grupo de elementos condicionan su comportamiento durante los procesos de magma. Hay dos tipos de sitios de red catiónica en basaltos y rocas ultrabásicas: los sitios tetraédricos pequeños ocupados por Si y Al (a veces Fe3+ y Ti4+), y los sitios octaédricos más grandes ocupados por Ca, Mg o Fe o incluso Na. Los radios iónicos de los elementos básicos y alcalinotérreos son mayores que los sitios octaédricos, y la sustitución de estos elementos en estos sitios puede causar distorsiones locales de la red cristalina, lo que es energéticamente desfavorable. Por lo tanto, cuando se produce fusión o cristalización, estos elementos tienden a concentrarse en la fase fundida. En términos de actividad de los elementos, los elementos de baja intensidad de campo son muy móviles y son elementos activos. Durante el proceso de fusión parcial del manto en la historia geológica, el derretimiento hizo erupción o invadió la corteza terrestre, causando la corteza terrestre, especialmente la superior. corteza, para enriquecerse en estos elementos indeseables.
La figura 5-17 es la tabla periódica de clasificación geoquímica propuesta por White La clasificación se basa principalmente en el comportamiento geoquímico de los elementos. Según la tabla periódica ampliada de elementos y según su comportamiento geoquímico en los procesos geológicos, los elementos se dividen en 9 categorías: ① Elementos volátiles, incluidos 5 elementos de gas inerte y H y N ② Elementos semivolátiles, incluidos elementos halógenos, semi; -elementos volátiles S, Se, Te, As, Sb y C; ③Los elementos principales se refieren a los elementos que constituyen los principales componentes de la tierra y los materiales de la corteza terrestre, como O, Al, Si, Na, Mg, Ca, Fe ④Primero; elementos de la serie de transición; ⑤elementos de alta intensidad de campo; ⑥elementos de metales nobles; ⑦elementos alcalinos de la serie de desintegración; ⑧elementos de tierras raras y relacionados;
Figura 5-17 Tabla periódica geoquímica clasificada según el comportamiento geoquímico de los elementos
(Según White, 2013)