Elemek geokémiai rendszere és csoportosításuk

Elemek geokémiai rendszere és csoportosításuk

Az elemek geokémiai eloszlását a Földön számos tényező befolyásolja. Az elemek szerkezeti felépítéséből következő tulajdonságaik alapján jól csoportosíthatók és ez alapot ad a geokémiai osztályozásukra is. Dimitrij Mengyelejev az 1869-ben alkotta meg az elemek periódusos rendszerét, ami forradalmi változást hozott a tudományban.

A periódusos rendszerben az elemek ma már atomszámuk szerint sorakoznak, úgy tűnik ugyanis, hogy tulajdonságaikat leginkább az atommag szerkezetük (protonok és neutronok száma) határozza meg. Az atomtömeget a protonok és neutronok száma határozza meg, az elem tulajdonságai pedig leginkább a protonok számától függ. Egy adott protonszám mellett különböző számú neutron helyezkedhet el az atommagban, azaz egy elemnek különböző izotópja létezik. Az elektronok számát az atomszám határozza meg, az elektronok elhelyezkedése (elektronszerkezet) pedig az elem kémiai tulajdonságait szabja meg. Az elektronszerkezet szabályszerűsége határozza meg az elemek elhelyezkedését az egyes periódusokban. A 4. periódus elemeiben például a 4s, majd a 3d, végül a 4p elektronpályák népesülnek be.

A kémiai kötésben a legkülső, lazábban kötött elektronok vesznek részt, azaz azok az elemek, amelyeknek azonos számú elektronja van a legkülső elektronhéjon hasonló tulajdonsággal rendelkeznek. Ezek az elemek egymás alatt helyezkednek el a periódusos rendszerben (pl. Be, Mg, Ca, Sr, Ba, Ra) és egy csoportot alkotnak. Az elemek viselkedését a geokémiai rendszerekben jobban megérthetjük, ha ismerjük tulajdonságaikat, mint például ionizációs potenciáljukat (elektronok eltávolításához szükséges energia, azaz kation létrehozása), elektronaffinitásukat (elektron-befogóképesség, azaz anion létrehozása), elektronegativitásukat, töltésüket ionos állapotban, valamint ionsugarukat.

Az elemek jelenlegi geokémiai csoportosítása hozzávetőleg követi a periódusos rendszerben elfoglalt helyüket, habár vannak ettől eltérő beosztások is. Az elemek földkéregbeli gyakorisága alapján elkülönítünk főelemeket (átlagos földkéregbeli koncentrációjuk nagyobb mint 1t%, pl. Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, O) és nyomelemeket (átlagos földkéregbeli koncentrációjuk kisebb mint 1t%, pl. Rb, Ba, Pb, Nb, Zr). A főelemek koncentrációját oxidos formában adják meg, mivel ezek többnyire szilikátok fő alkotóiként jelennek meg a földkéregben, míg a nyomelemek részben a főelemeket helyettesítik, részben statisztikus eloszlásban, laza kötésben vannak a szilárd fázisokban. Emellett megkülönböztethetők az illó elemek, amelyek gáz vagy folyadék fázisban fordulnak elő.

Az elemek jelenleg általánosan használt geokémiai csoportosítása

Illó elemek Nem kötődnek ásványokhoz és kőzetekhez. A nemesgázok lezárt külső elektronhéja kémiailag semleges tulajdonságot ad, a természetben illékony fázisban jelennek meg. Erre vezethető vissza az is, hogy földi gyakoriságuk igen kicsi. Habár közvetlenül nem kötődnek szilárd fázisokhoz, azok felszínén van der Waals kötéssel adszorbeálódhatnak.

Félig illó elemek Az ún. félig illó elemek részben fluid vagy gáz fázisban jelennek meg (pl. Cl, Br), részben illékony vegyületet formálnak (pl. CO 2, SO 2 ). A félig illó tulajdonságra legjobb példa a szén viselkedése: a szén elemi formában magas olvadáspontú szilárd fázisban fordul elő (gyémánt, grafit), azonban oxigénnel együtt illékony vegyületet formál (CO 2 ). A halogén elemek külső elektronhéja egy elektron befogásával telítődik. Ezért ezek az elemek többnyire anionként fordulnak elő. A klór és a bróm elsősorban a tengervízben koncentrálódik.

LILE Az alkáli és alkáli földfém elemek külső elektronhéján egy vagy két elektron található, amelyek viszonylag könnyen eltávolíthatók. Ezekre a kationokra a kis iontöltés (+1 és +2) és nagy ionsugár (0,118-0,188 nm) jellemző. Ezért az alkáli és alkáli földfém elemeket nagy ionsugarú litofil elemeknek (LILE=large-ionlithophile elements) vagy más néven kis térerejű nyomelemeknek nevezik.

Ezeknek az elemeknek elektronegativitásuk kicsi (<1,0), ezért leginkább ionos kötésben szerepelnek vegyületekben. Mivel az ionos kötés vízben könnyen szétszakad, ezért ezek az elemek vizes oldatokban mobilisak, azaz metamorfózis és mállás során könnyen távoznak a kőzetekből. Szilikátos magmában a nagyobb rendszámú LIL elemek (pl. Rb, Ba, Cs, Sr) inkompatibilisen viselkednek, ami azt jelenti, hogy részleges olvadás, illetve frakcionációs kristályosodás során inkább az olvadékban maradnak, mintsem a szilárd fázisba lépnek be. Ez azzal magyarázható, hogy ionsugaruk olyan nagy, ami meghaladja a bazaltos magmából kiváló szilikátos ásványok még legnagyobb méretű oktaéderes helyét is, azaz energetikailag nem kedvező ezen elemek beépülése a kristályos fázisba. Az alkáli földfémek közé tartozó berillium ionsugara kisebb, mint a szilikátos ásványok oktaéderes helye, azonban főelemet való helyettesítése szintén kedvezőtlen energetikailag, mivel azokhoz képest túl kicsi a méretük. Az alkáli fém lítium ionsugara még összevethető a magnézium és vas ionsugarával, azonban iontöltése kisebb náluk. Ezért ez a két elem is inkompatibilisen viselkedik bazaltos magmás rendszerben.

A LIL elemek között a K és Rb egyes izotópjai radioaktívan bomlanak. A 40 K izotóp 40 Ca és 40 Ar izotópra bomlik, míg a 87 Rb radioaktív bomlása során 87 Sr izotóp keletkezik. Mindkét bomlási folyamatot felhasználják kőzetek kormeghatározási vizsgálatában. A stroncium izotópjainak aránya ( 87 Sr/ 86 Sr) zárt rendszerű magmás folyamatok során nem változik, értékét elsősorban az adott kőzet Rb/Sr aránya és az idő befolyásolja, ezért petrogenetikai jelentőssége igen nagy. A földköpeny 87 Sr/ 86 Sr izotóparánya jóval kisebb, mint a földkéregé. Ez azzal magyarázható, hogy a Rb erősebben inkompatibilis a Sr-nál, azaz részleges olvadás során a Rb nagyobb mértékben lép a magmába, mint a Sr. A keletkező magma Rb/Sr aránya tehát nagyobb lesz, mint a megolvadó kőzeté, az olvadás után visszamaradt kőzet Rb/Sr aránya viszont kisebb lesz. A több olvadási folyamaton keresztül ment kimerült felsőköpeny Rb/Sr aránya kicsi, azaz jóval kevesebb radiogén Sr képződik (a 87 Sr/ 86 Sr viszonylag alacsony; <0,704), mint a földkéregben (a földkéreg tömege a földköpeny olvadása során képződött magmák kikristályosodásával növekszik), aminek nagy a Rb/Sr aránya ( 87 Sr/ 86 Sr viszonylag magas; >0,707). A tengervíz 87 Sr/ 86 Sr aránya a földtörténet során különböző mértékben változott, ami a jelentősebb óceáni kéreg képződési, illetve a jelentősebb orogén tektonikai fázisokkal magyarázható.

A berrilium izotópjai közül a 7 Be és 10 Be kozmikus sugárzás következtében képződik a levegő oxigén és nitrogén izotópjaiból. A 7 Be izotóp felezési ideje 53,2 nap, azaz hamar elbomlik, a 10 Be izotóp felezési ideje azonban 1,5 millió év. Mindkét izotóp mennyiségi változását felhasználják a légköri vizsgálatokban, a kozmikus sugárzás mértékének nyomon követésére. A 10 Be izotópnak azonban jelentős geokémiai felhasználása is van. A szubdukciós övezetekben képződő vulkáni kőzetekben ugyanis viszonylag jelentős Be izotóp mennyiséget mértek. Mivel ez az izotóp az atmoszférában keletkezik, ezért a földköpeny-eredetű magmába csak úgy juthat be, ha a szubdukció során üledékes anyag kerül a mélybe. A Be izotóp ugyanis adszorbeálódik a kontinentális és pelágikus üledékekben, azaz ezekben a képződményekben nagy a Be izotóp mennyisége. A szubdukciós zónák vulkáni kőzeteiben mért magas Be izotóp mennyiség tehát egyértelmű bizonyítéka annak, hogy a földköpenybe üledékes anyag kerül be az óceáni lemez alábukása során.

HFSE A bazaltos magmás rendszerekben szintén inkompatibilisen viselkednek az úgynevezett nagy térerejű nyomelemek (HFSE=high-field-strength elements).

Ezeknek az elemeknek nagy az iontöltésük (+4, +5, +6), viszont ionsugaruk kicsi (<0,08 nm), azaz ionpotenciáljuk (=iontöltés/ionsugár) nagy (>2). A Zr, Hf, Nb és Ta mellett bizonyos szempontból ebbe a csoportba tartozik a Ti, a Th és U is (nagy az iontöltésük). Ezen elemek inkompatibilitását az adja, hogy nagy töltésük miatt nem tudják helyettesíteni a főelemeket csak akkor, ha további helyettesítések is történnek. Ez viszont energetikailag nem kedvező. A nagy iontöltésű HFS elemek elektronegativitása nagyobb (1,3-1,6), mint a LIL elemeknek, ami miatt az általuk létesített kötések kovalensebb jellegűek. Ezért ezeket az elemeket vizes oldatok nem mobilizálják, koncentrációjuk és elemarányuk alapvetően megmarad metamorf átalakulás és mállást követően is. Ez különösen emeli geokémiai fontosságukat, mivel még többé-kevésbé átalakult idősebb kőzetek esetében is utalnak az eredeti összetételbeli sajátságokra.

Az óceáni lemez szubdukciója során az alábukó óceáni lemez dehidratálódik, azaz fokozatosan elveszti víztartalmát. A HFS elemek azonban immobilis tulajdonságuk miatt nem távoznak el az óceáni lemezből. A szubdukciós övekben megjelenő vulkáni kőzetekben ezért viszonylag kicsi a HFS koncentráció a többi inkompatibilis nyomelemhez (pl. LIL elemek, könnyű RFF elemek) képest (pl. negatív Nb-Ta anomália). A földköpeny mélyebb részeibe jutó egykori óceáni lemezmaradványok a részben a mag-köpeny, részben az alsó és felső köpeny határán (670 km mélyen) halmozódnak fel. Ezekből a rétegekből indulnak ki az úgynevezett köpenycsóvák, amelyekből származó magmák a forró foltok tűzhányóit táplálják. Ezeknek a vulkáni kőzeteknek viszonylag magas a HFS elem tartalma, ami összhangban van a köpenycsóvák forrásaként szolgáló, HFS elemekben gazdag óceáni lemezmaradványok mélybeli felhalmozódásával.

RFFE (REE) A HFS elemekhez igen hasonlóan viselkednek a ritkaföldfém (RFF) elemek is. A lantanidák mellett ide sorolható az Y és bizonyos mértékben a Th és U is. Ezeknek az elemeknek elektronegativitása 1-1,2 körüli, ezért ionos kötést létesítenek. A RFF elemek közös tulajdonsága, hogy +3 iontöltésük van, csupán a Ce és Eu szerepelhet más iontöltéssel is (+4, illetve +2) bizonyos oxidációs körülmények között.

Az ionos kötés ellenére a RFF elemek kevéssé oldódnak vizes oldatokban, azaz alapvetően immobilisak. Ez elsősorban a viszonylag magas iontöltésükkel és nagy ionpotenciáljukkal magyarázható. A RFF elemek nagyon hasonló viselkedése elektronszerkezeti sajátságaikra vezethető vissza. Mivel a külső elektronhéjukon az elektronok száma azonos, ezért kémiailag nagyon hasonlóak. Ionsugaruk a lantántól fokozatosan csökken a lutécium felé, aminek következtében a lantán és közelében lévő RFF elemek erősebben inkompatibilisek, mint a nehéz RFF elemek. Ez utóbbiak (például ytterbium, lutécium, valamint az yttrium) bizonyos ásványok (például gránát) esetében helyettesíthetik az alumíniumot. Az Eu reduktív viszonyok között +2 töltésű kation formájában van jelen. Ebben az esetben hasonlóan viselkedik, mint a Sr és helyettesítheti a plagioklászban a kalciumot. A ritkaföldfém elemek hasonló tulajdonsága, azonban kissé eltérő inkompatibilitása miatt érzékenyen használhatók magmás folyamatok nyomon követésére, a Föld nagyléptékű fejlődésének leírására.

A primitív köpeny olvadása során az erősebben inkompatibilis könnyű RFF elemek a nagyobb részarányban léptek a magmába, mint a kevéssé inkompatibilis nehéz RFF elemek. A többszörös magmaeltávozás miatt, a kimerült felsőköpeny jellemzően könnyű RFF elemekben szegény kémiai összetételt mutat. A felső földköpeny és kontinentális földkéreg átlagos RFF eloszlása kondrit összetételre (Nakamura, 1974) normált diagramon

A RFF elemek között számos radioaktívan bomló izotóp van. Az izotópgeokémiai vizsgálatokban elsősorban a 147 Sm izotóp bomlásából származó 143 Nd és a stabil 144 Nd izotóp arányát használják fel petrogenetikai vizsgálatokban. A kimerült földköpeny 143 Nd/ 144 Nd izotóparánya nagyobb, mint a földkéregé, mivel a Sm kevéssé inkompatibilis a Nd-hoz képest, ezért a részleges olvadás során visszamaradt köpenyanyag Sm/Nd aránya nagyobb lesz, mint a magmák által táplált földkéregé. Emellett bizonyos ásványok (pl. gránát) keletkezési korának meghatározásában is használják a 147 Sm- 143 Nd radioaktív bomlási rendszert. Újabban, az analitikai technika fejlődésével egyre szélesebb körben használják a 176 Lu- 176 Hf radioaktív izotóprendszert is.

A thórium és urán az aktinidákhoz tartozik és részben a HFS, részben a RFF elemekhez hasonló tulajdonságot mutatnak, emellett azonban egyedi tulajdonságaik is vannak. Mindkét elem ugyanis radioaktívan bomló izotópokat (pl. 238 U, 235 U, 232 Th) tartalmaz. A hosszú felezési idejű radioaktív izotópok több rövid életű izotóp keletkezésén keresztül bomlanak stabil ólom izotópokra ( 206 Pb, 207 Pb, 208 Pb). Ezt a folyamatot széles körben használják a kormeghatározási vizsgálatokban. A Föld korát U-Pb izotópok segítségével határozták meg pontosan, a rövid életű izotópokat pedig a viszonylag recens (0-400 ezer éves) üledékes és magmás folyamatok időbeli lefolyásának vizsgálatában használják.

A radioaktív bomlás jelentős hőfelszabadulással jár, az urán és thórium radioaktív bomlása a 40 K bomlása mellett a Föld radioaktív energiájának jelentős részét adja. A Föld kialakulásának kezdetén a felszabaduló radioaktív energia még jóval nagyobb volt (kb. hatszorosa a mainak), 4,5 milliárd év alatt azonban jelentősen csökkent a radioaktív izotópok mennyisége. A földkéreg kőzeteiben a radioaktív hőtermelődés jóval nagyobb, mint a földköpenyben, mivel a thórium és urán erősen inkompatibilisen viselkedik bazaltos magmás rendszerben, azaz a magmában dúsulnak. A földköpeny többszöri olvadása során tehát a thórium és urán eltávozik a földköpenyből és a földkéregben dúsulnak. Vízben általában nem oldódnak, azonban az urán oxidatív körülmények között mobilizálódik vizes oldatokban, mivel az U 6+ jól oldódó UO 2 2- (uranil) komplexet képez. Ez a folyamat elkülöníti az uránt a thóriumtól.

FTSE Az átmeneti fémek első sorozatának nyomelemei (FTSE=First-transition-serieselements) a periódusos rendszerben a negyedik sorban helyezkednek el a szkandiumtól (Sc) a cinkig (Zn).

Elektronegativitásuk nagyobb, mint a LIL elemeké, azaz kötésükben erősebb a kovalens jelleg (például szulfidokban). Vízben való oldhatóságuk erősen függ az iontöltésüktől. A magmában szintén különbözően viselkednek. A Ti, a Cu és Zn bazaltos magma esetében inkompatibilis, míg a króm, nikkel és kobalt ebben a rendszerben a legerősebb kompatibilitást mutatja. Ezek a nyomelemek ugyanis könnyen helyettesíthetik a magnéziumot és a vasat, így a kristályosodás során a kezdetben kiváló mafikus szilikát ásványokba (olivin, piroxén, spinell) lépnek be.

PGE A platinafémek (PGE=Platinum-group elements) és nemesfémek csoportja viszonylag ritka elemeket tartalmaz. Ezek tipikusan sziderofil tulajdonságúak, a természetben elsősorban a földmagban dúsulnak. Bizonyos esetekben azonban kalkofil tulajdonságot is mutathatnak, az érclelőhelyeken például szulfidos ásványokban jelenhetnek meg. Magmás folyamatok során az Os, Ir, Ru (ruténium) és Rh (ródium) kompatibilis tulajdonságúak, a Pt és Pd ezzel szemben inkompatibilis nyomelem. Ha azonban szulfid fázis különül el a szilikátos magmából, akkor a platinacsoport elemei a szulfid fázisba lépnek be. E folyamat során jöhettek létre a viszonylag jelentős PGE koncentrációjú szulfid ércek.

A bór, a foszfor és az ólom Az előbbiekben ismertetett geokémiai csoportoktól különböznek. A bór geokémiai tulajdonságai csak az 1980-as évektől vált ismertté. Ennek egyik oka, hogy kimutatása nem egyszerű analitikai feladat, másrészt koncentrációja a kőzetek nagy részében alacsony. A bór elektronegativitása viszonylag nagy (2,0), azaz kötéseiben viszonylag erős a kovalens jelleg. Leggyakrabban borátok (BO 3 3- és BO 4 5- komplexek) formájában jelenik meg a természetben. A borátok vízben könnyen oldódnak, ezért a bór egyik legfontosabb felhalmozódási helye a tengervíz. A vízben hármas koordinációjú B(OH) 3- csoport (bórsav) és a négyes koordinációjú B(OH) 4- -ion (borát) formájában fordul elő, amelyek arányát a víz ph-tartalma határozza meg. A bór tehát fluid-mobilis tulajdonságú, azaz metamorfózis és mállás során - hasonlóan a LIL elemekhez - könnyen távozik a kőzetekből.

A bór koncentrációja a földköpenyben és az alsókéregben nagyon kicsi (<3 ppm), ezzel szemben a szubdukciós övezetekben megjelenő vulkáni kőzetekben viszonylag dúsul (B>10 ppm). Ez azzal magyarázható, hogy a szubdukció során a köpenybe lejutó üledékből és az alábukó óceáni litoszféra lemezből viszonylag jelentős mennyiségű bór távozik a felszabaduló vizes oldatokban és jut be a szubdukálódó lemez feletti köpenyékbe, a mészalkáli magmák forrásterületére. Bazaltos magmás rendszerben erősen inkompatibilis tulajdonságú, hasonlóan a káliumhoz és nióbiumhoz.

A foszfort hagyományosan a főelemekhez sorolják, azonban koncentrációja alapján inkább a nyomelemekhez tartozik. Iontöltése nagy (+5), ami miatt inkompatibilis elem bazaltos magmás rendszerben. Járulékos ásványokban PO 3-4 ion formájában jelenik meg (pl. apatit, monacit). A ólom geokémiailag nagyon fontos elem, mivel mérgező tulajdonságú és a környezetre jelentős veszélyt jelent. Több izotópja ( 206 Pb, 207 Pb, 208 Pb) radioaktív bomlás során keletkezik. Vízben többnyire jól oldódik, ami más elemekkel való komplexképző sajátságaival magyarázható. Az ólom a nehéz elemek (rendszám>60) közül a leggyakoribb elem a földkéregben (átlagos koncentrációja 16 ppm). Bazaltos magmás rendszerben közepesen inkompatibilis, hasonlóan a könnyű RFF elemekhez és a stronciumhoz. Az ólom elsősorban az üledékekben dúsul. A szubdukció során a köpenybe kerülő üledékek viszonylag jelentős mennyiségű ólmot szállítanak vissza a földköpenybe. Ezért a szubdukciós zónákban megjelenő vulkáni kőzetekben viszonylag magas az ólom koncentráció.

Településviszonyok, mintavételezés

LAMPROFÍR PETROGRÁFIA Porfiros, pánidiomorf szemcsés és felzikus globuláris szövet

GRÁNIT PETROGRÁFIA Gránit, szövet: szubhedrális szemcsés

STRECKEISEN DIAGRAM

TELJES KŐZET GEOKÉMIA

Na 2 +K 2 O wt% TAS DIAGRAM 14 Szienit (Trachit) 12 10 8 6 Foidolit (Foidit) Foid gabbró (Tefrit, bazanit) Foid monzogabbró (Fonotefrit) Gabbró Foid monzoszienit (Tefrifonolit) Bazaltos trachiandezit Monzonit (Trachiandezit Kvarc monzonit (Trachidácit) Gránit (Riolit) 4 2 Peridotit gabbró Gabbró (Bazalt) Gabbródiorit (Bazaltos andezit) Diorit (Andezit) Granodiorit (Dácit) 0 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 SiO2 wt%

gabbródiorit Na 2 +K 2 O DISZKRIMINÁCIÓS DIAGRAM 18 15 nefelinszienit (fonolit) 12 9 6 gabbró szienodiorit (mugerait) gabbró szienit (benmorit) monzonit diorit (andezit) szienit (trahit) kvarc diorit, granodiorit (dácit) gránit (riolit) 3 bazalt 0 35 40 45 50 55 60 65 70 75 SiO 2

DISZKRIMINÁCIÓS DIAGRAM

Na 2 +K 2 O wt% DISZKRIMINÁCIÓS DIAGRAM 20 15 Alkáli 10 5 Szubalkáli 0 30 40 50 60 70 80 SiO2 wt%

ANK DISZKRIMINÁCIÓS DIAGRAM 3,0 2,8 Peraluminiumos 2,6 2,4 2,2 Metaluminiumos 2,0 1,8 1,6 1,4 1,2 1,0 0,8 Peralkáli 0,6 0,4 0,5 1,0 1,5 2,0 ACNK

LAMPROFÍR HARKER DIAGRAMOK

LAMPROFÍR HARKER DIAGRAMOK

GRÁNIT HARKER DIAGRAMOK

GRÁNIT HARKER DIAGRAMOK