Gequimica

Uno de los principales objetivos de la geoquímica ha sido el de explicar la distribución de elementos químicos en la Tierra (Capítulo 1). Antes de este objetivo se podría lograr, primero fue necesario para determinar cómo los elementos son en realidad dis ¬ contribuido mediante el análisis de grandes cantidades de rocas y minerales de todo el planeta. FW Clarke dio un paso de 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. En los años siguientes, geoquímicos siguió ana ¬ lizar materiales geológicos con el fin de determinar la composición química de la Tierra y en ¬ pie las razones de la variación observada en la composición química de diferentes tipos de rocas.
Este no era un ejercicio ocioso, porque la información aportada directamente a la 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 se espera saber dónde encontrar "las rocas buenas" que son la dación ¬ fundaciones de nuestra sociedad industrial moderna.
8.1 Goldschmidt Reglamento de Sustitución
Un objetivo importante de la obra de Goldschmidt en geoquímica era descubrir las leyes de la distribución ¬ des de los elementos químicos (Goldschmidt, 1937). Él y Pauling (1927) vio tal vez con más claridad que sus contemporáneos que la interna

estructura de los cristales puede ser entendida en términos de tamaño y carga de los iones y que un ion de un elemento puede sustituir a la de iones de otro si es similar en tamaño y precio. Estas ideas se resumen en un conjunto de generalizaciones conocido como Goldschmidt normas de sustitución.
1. Los iones de un elemento ampliamente puede
sustituyen a las de otro en los cristales iónicos si
sus radios se diferencian por menos de un 15%.
2. Iones, cuyas tarifas difieren en una unidad de sub ¬
constituyen fácilmente unos a otros siempre
neutralidad eléctrica del cristal es ¬ principal
sostenido. Si las cargas de los iones se diferencian por
más de una unidad, la sustitución es ¬ gener
aliado leve.
3. Cuando dos iones diferentes pueden ocupar un par ¬
posición particular en una red cristalina, el ion
con el mayor potencial de una forma iónica
fuerte vínculo con los aniones rodean ¬
ción del sitio.
4 La sustitución puede ser limitada, aun cuando los criterios de tamaño y la carga se cumplen, cuando los iones de la competencia han electronegatives diferentes y bonos forma de dife ¬ rentes carácter iónico.
La cuarta regla fue formulado por Ringwood (1955) con el fin de explicar las discrepancias que surgieron de las tres reglas propuestas por 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 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 es que las formas de cobre más cova-lente bonos de sodio, según lo indicado por su elec-tronegatives.
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 forman el min ? compuestos general 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 también se dan en los minerales accesorios como circón y apatito.
Las tendencias de los elementos para formar los minerales son más claramente que aparecen durante la cristalización de un magma de refrigeración. Por lo tanto, las reglas de Goldschmidt se aplican principalmente en este proceso, que fue pensado para "ordenar" los iones según su tamaño y los iones charge.Those que no encajan en los principales minerales formadores de roca-se dice que son compatibles ? incompleto y por lo tanto se acumulan en el magma residual. En consecuencia, los elementos incompatibles son concentrados en diferencia a la última etapa de los magmas, 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 compuesto de silicato als ? minero y, por esa razón, también se conocen como el lithophile de iones de gran tamaño (LIL) grupo.
reglas de 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 muchos ciones ? 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 ? ciones, 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 se forman en un magma de refrigeración 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 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 tura ? temperatura, y sobre la compatibilidad de sus bonos, índices de coordinación. Los cristales que forman a altas temperaturas son más tolerantes de los iones de extranjeros que se formen cristales a una temperatura baja. 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, 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 la diferencia de carga es mayor que uno, ? ción sustitución es limitada debido a la dificultad de ? principales Taining neutralidad eléctrica. Cargue las deficiencias que resultan de la sustitución de los iones de carga desigual debe ser compensado por una sustitución ción ? segundo que involucra a un ion con una carga diferente. Tliis proceso de sustitución junto contribuye a la diversificación de la composición química de muchos minerales. Una alternativa a la sustitución ción junto ? 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 y se ini-cialmente excluidos de la formación de cristales de un magma. En consecuencia, los iones con alta tials iónicos potencial ? se concentran en los cristales temprana formado en un magma de refrigeración, mientras que aquellos con bajo potencial iónico se concentran en el magma residual y entrar en cristales fines de formación.

De acuerdo con la cuarta regla, un ion puede reemplazar a un menor de iones importantes sólo si su electronegativi-dades son similares. Cuando dos iones de menores que son ILAR ? sim en tamaño y carga compiten por el mismo sitio, aquel cuya electronegatividad es más similar a la de los iones principales se prefiere, porque los bonos son más compatibles.
Vemos que las reglas de Goldschmidt ción ? sustitución establecer criterios para predecir el grado en que los elementos de menor importancia puede reemplazar los principales gobiernos ? elementos en los minerales que forman. Como resultado, podemos predecir cómo los elementos de menor importancia distribuirlos ? mismos cuando los minerales cristalizan a partir de un magma de refrigeración o de una sobresaturación ción acuosa ? solución. Algunos elementos se concentra selectivamente en la fase sólida, mientras que otros permanecen en el líquido phase.The maneras diferentes 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 su propia minerales y está siempre presente en el mineral circón (ZrSi04). Podríamos decir que los cristales de circón no distinguen entre Zr4 y HF4 iones + y aceptan con la misma facilidad.
De captura se produce cuando un elemento menor entra en un cristal preferentemente hecause 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. disminuir durante el tallization ? cristales de feldespato potásico. Sin embargo, la sustitución ción ? del univalente iones 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 ya sea un cargo más bajo o un radio mayor, o ambas cosas.
La aparición de * Rb en los minerales potasio K-feldespato y otros 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 ? ción 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 la competencia aumenta iones. Por ejemplo, yo "(2.13) reemplaza Cl (1,72 A) mucho menor que el H. (1,88 A) y B bis:" (1,44 A) es menos abundante en calcita de Sor "(1,21 A) Evidentemente, la admisión de extranjeros. iones en el cristal de un elemento importante es controlada en última instancia por el tamaño de ? criteri expresado en el artículo primero 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 sili ? forsterita Cate (Mg, Si04) tiene una temperatura de fusión más alto (1910 ? C) que el hada Fe silicato-alita (Fe2Si04), que funde a 1.503 T. Los dos minerales que forman una solución sólida conocido como el olivino ((Mg, Fe), Si04), que ? cristal lizes de enfriamiento de magmas basálticos ción ? composición. olivino temprana formado es enriquecido en el forsterita (Mg), miembro del extremo, mientras que la olivina que forman a temperaturas más bajas se enriquece en la fayalite (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 potencial iónico (Ahrens, 1952). Del mismo modo, la anortita feldespato (CaAl2Si208) tiene una temperatura de fusión más alto que albita (NaAISi, S) presumiblemente hecause Ca2 + (1,08 A) tiene un mayor potencial iónico de Na + (1.10) (Ahrens, 1952). Como resultado, plagiodase temprana formado es 

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 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 electricidad neutralidad ¬ cal 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 ¬ ca tetmhedra vinculados entre sí para formar diferentes tipos de estructuras. El anión silicato (SiOj) forma un tetraedro en el que el átomo de silicio es ¬ Locat ed en el centro y está unido a los cuatro 0 átomos que ocupan las esquinas del tetraedro. El Si-0 bonos son aproximadamente el 50% covalente basado en la diferencia de electronegatividades. Cada átomo de O en la esquina de un tetraedro tiene un electrón no apareado en un p hydridized-orbital que pueden formar enlaces iónicos con cationes en orthosili-cados, como Mg2Si04, Fe2Si04 o Li4Si04. Los tetraedros de sílice también puede formar enlaces entre sí mediante el intercambio de 0 átomos en las esquinas para formar

anillos, cadenas, cadenas dobles, sábanas, y las redes de tres dimensiones que figuran en la Tabla 8.1 y ilus ¬ ilustra en la Figura 8.1.
Los feldespatos son "tektosilicates" compuesto por una red tridimensional de la dra ¬ sílice tetraedro vinculados 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 ese modo el vínculo tetraedros juntos. Cuando todos los átomos 0 se comparten de este modo, cada átomo de silicio es el "dueño" sólo la mitad de cada uno de los cuatro 0 átomos situados en las esquinas de su tetraedro. Por lo tanto, en una red tridimensional de la relación de Si a 0 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 Al3 "iones en lugar de Si4 +. La sustitución se limita debido a que en A13 coordinación cuádruple + (0,47 A) es significativamente mayor que Si4 + (0,34 A) y, de hecho la violencia lates-Goldschmidt primera regla. Por otro lado, la relación de radio de A13 + a 02 ~ 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 conti ¬ 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 A13 + provoca un desequilibrio de la carga de -1

inicialmente enriquecida en calcio con respecto al sodio. 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 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 electricidad neutralidad ¬ cal 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 ¬ ca tetmhedra vinculados entre sí para formar diferentes tipos de estructuras. El anión silicato (SiOj) forma un tetraedro en el que el átomo de silicio es ¬ Locat ed en el centro y está unido a los cuatro 0 átomos que ocupan las esquinas del tetraedro. El Si-0 bonos son aproximadamente el 50% covalente basado en la diferencia de electronegatividades. Cada átomo de O en la esquina de un tetraedro tiene un electrón no apareado en un p hydridized-orbital que pueden formar enlaces iónicos con cationes en orthosili-cados, como Mg2Si04, Fe2Si04 o Li4Si04. Los tetraedros de sílice también puede formar enlaces entre sí mediante el intercambio de 0 átomos en las esquinas para formar

anillos, cadenas, cadenas dobles, sábanas, y las redes de tres dimensiones que figuran en la Tabla 8.1 y ilus ¬ ilustra en la Figura 8.1.
Los feldespatos son "tektosilicates" compuesto por una red tridimensional de la dra ¬ sílice tetraedro vinculados 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 ese modo el vínculo tetraedros juntos. Cuando todos los átomos 0 se comparten de este modo, cada átomo de silicio es el "dueño" sólo la mitad de cada uno de los cuatro 0 átomos situados en las esquinas de su tetraedro. Por lo tanto, en una red tridimensional de la relación de Si a 0 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 Al3 "iones en lugar de Si4 +. La sustitución se limita debido a que en A13 coordinación cuádruple + (0,47 A) es significativamente mayor que Si4 + (0,34 A) y, de hecho la violencia lates-Goldschmidt primera regla. Por otro lado, la relación de radio de A13 + a 02 ~ 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 conti ¬ 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 A13 + provoca un desequilibrio de la carga de -1

8.4 Coeficientes de Distribución y geotermómetros
Reglas de Goldschmidt proporcionar una base racional para predecir cómo los elementos de menor importancia pueden entrar en la formación de cristales de un enfriamiento o de una fusión efectos solution.These acuosa se describen 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 ¬ ciente (£>):

donde C1 es la concentración de un elemento menor en el cristal (x) de un mineral y C1 es la concentración ¬ de ese elemento en el líquido (1) de la que forman cristales IHE en equilibrio con ¬ diciones. El coeficiente de distribución de un elemento concreto en un mineral específico puede ser> 1, <l, o = magnitud l.The de D está relacionada con los descriptores verbales de la siguiente manera:

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 ¬ tura de la formación de minerales coexistentes. Recordemos que en la medida de sustitución depende de la temperatura porque los cristales se vuelven más hormigas ¬ tolerancia de los iones de extranjeros a medida que aumenta la temperatura. Por lo tanto, los coeficientes de distribución son, en ¬ gener al, dependiente de la temperatura y también se ven afectados por las composiciones del líquido y los cristales ¬ hospitales, así como por la presión. Si dos minerales A y B coprecipitado o cristalizar a partir de la misma solución o magma, un elemento menor (y) puede entrar en ambos minerales A y B a una temperatura tem ¬ particular. Los coeficientes de distribución de los elementos ¬ ción y son:
Un I / - | I
V Ly 'A
La relación de los coeficientes de distribución de elementos v ¬ ción es la siguiente:
7T = 77 ^ = K (co »constante) (8-3)
^ Wy B / B

La ecuación 8.3 indica que la relación entre la concen-traciones de la v elemento traza en minerales A y B es igual a una constante K, que es igual al cociente de los coeficientes de distribución de y de 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 recuento ¬ experimental. La temperatura de formación de muestras de roca ¬ muestras puede determinarse a partir de la relación entre las concentraciones medidas de la traza seleccionada elemento en estos dos minerales (Mclntyre, 1963).
Consideremos, por ejemplo, la sustitución de Zn: + (0,68 A, la coordinación por cuatro) en SPHA ¬ lerite (ZnS) y Pb2 + (1,26 A, ción por seis ¬ coordinación) en la galena por Cd2t (0.88 Una coordinación, cuatro veces, 1,03 A, coordinación seis veces). La electronegatividad de los tres elementos son simi lar ¬ y los vínculos que forman con azufre son cerca de 85% covalente. Un estudio 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 8UO ° C y que la dependencia de la temperatura de los coeficientes de distribución ¬ coeficiente es igual a:
C = concentración de CdS en T por ciento del peso = temperatura absoluta en grados Kelvin, P = presión en atmósferas
La relación entre K (Cd) y la temperatura tem ¬ 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 (i-coordinar) la ecuación 8.4 es una línea recta en la forma pendiente-intercepto:
y = \ m + b (8,5)
La pendiente m = 2080 - 0.0264P y la intersección con el ') del eje es b = -1,08. La presión puede ser d es-

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 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 es una extrapolación de esos datos.
considerado por los bajos valores de P. Otros geotérmica-termómetros estudiado por Bethke y Barton (1971) se basan en las distribuciones de Mn (600-800 ? C) y SE (390 a 595 ? C) entre esfalerita, galena y calcopirita. Los resultados indican que el Mn2 +, como CD24, se incorporan preferentemente en ? SPHA lerite en lugar de galena, mientras que el orden de preferencia para Se2 "es galena, calcopirita y esfalerita, enumerados en orden decreciente de preferencia. La aplicabilidad de estas trazas de geo elemento -termómetros está limitada por el requisito de que los minerales que se han formado en la tem peratura ? mismo de la misma solución en Equilibri condiciones um ? y que los efectos de interferencia causada por la presencia de otros iones o variaciones de presión ciones ? fueron insignificantes o cancelar. Estas serias limitaciones porque los minerales en general, de forma secuencial en lugar de precipitar ? simultáneamente riormente, lo que significa que los minerales coexistentes no necesariamente forma a la misma temperatura o de la misma solución.

8.5 Ceochemical Clasificación de los Elementos
La clasificación geoquímica de los elementos se basa en el camino. En el que los elementos 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 encuentran que no se mezclan en cada uno 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 Con ? que sidered probable que la Tierra era inicialmente com ? completamente fundido y que estos líquidos 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 "planetesimales", 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 thedecay de los isótopos radiactivos ? DEFECTUOSA U, Th y K, que fueron más abundantes en el momento de formación de la Tierra 4.5 Si X) hace 9 años que en la actualidad y hay ? tanto genera más calor que lo hacen en la actualidad. Aunque la Tierra no contiene realmente un depósito de buena fe sul ?, la clasificación de Goldschmidt geoquímicos todavía transporta la información útil sobre la tenden ? cie de los elementos que introducir líquidos de composición diferente o que se concentra 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 fueron lo suficientemente grande como para retener el calor suficiente para derretir y diferenciado en metálico Fe, las rocas de silicato, y minerales de sulfuro. Los órganos rectores se rompieron posteriormente por las mareas causadas por los campos gravitatorios de Júpiter y Marte, y por las colisiones entre ellos. Los restos de la

órganos principales siguen ocupando el espacio entre Marte y Júpiter. Los fragmentos resultantes de colisiones entre ellos siguen siendo desviado en el cruce de las órbitas de la Tierra y el impacto en la Tierra como Orites ¬ mete. Goldschmidt, así como Ida y Noddack Walter en Berlín, analizó los sulfuros metálicos, y las fases silicato de muchos meteoritos y disuadir ¬ extraídos de los resultados de cómo los elementos se habían repartido en los tres líquidos inmiscibles ¬ ción durante la diferenciación geoquímica de la órganos principales de los meteoritos (Noddack y Noddack, 1930). La información derivada del estudio de los meteoritos es coherente con las posiciones com ¬ química 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 sideropliile (líquido de hierro), chalcophile (sul líquido ¬ fe), lithopliile (silicato líquido), y atmophile (fase gas). Tenga en cuenta que varios elementos se producen en más de un grupo y que ese segundo de afinidad secundaria ¬ se indica entre paréntesis. En ge ne ral ¬, lo vemos en la Figura 8.3 que los elementos en el grupo VIHB son sideropliile junto con C, Mo, Au, Ge, Sn, y P. Los congéneres de los grupos IB y I1b están unidos por los elementos Ga, In, TI , Pb, As, Sb y Bi, así como por S, Se, y Te, para formar el chalcophile group.The elementos liilwpliile los metales alcalinos (grupo 1A), tierras alcalinas

(Grupo II), los halógenos (grupo VII A), así como B, Al, O, Si, y algunos 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 atmophile.
Hay algunas sorpresas en esta clasificación. Por ejemplo, 0 es lithophile en lugar de atmophile, y C, así como P, se disuelve en metálico Fe en la ausencia de 0. El talio es un elemento chalcophile aunque comúnmente sustitutos de Kf en minerales de silicato. Observamos también que Au, Sn, y Mo se siderófilos, y presumiblemente se han dejado llevar por metálicos Fe para formar el núcleo de la Tierra. Lo mismo es cierto para la Cooperación y Ni, que se producen como sul-fides en depósitos de mineral, pero prefieren líquido Fe cuando se les da una opción. Por otro lado, "música, Cr y Mn, que se asocian comúnmente con Fe en las rocas ígneas, no son sino elementos siderófilos lithophile.
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 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 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 (chalcophile). un líquido de silicato (lithophile), y una fase gaseosa (atmophile).

La medida en que la sustitución de iones tiene lugar es descrito por el camuflaje términos, 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 ¬ ción cristalización de un magma se concentran en cristales temprana formado y se agotan en el líquido residual. Los iones que son admitidos en los cristales de un ¬ ción elementos principales son inicialmente enriquecido en el magma residual y, posteriormente, pasar fines de la formación de cristales.
La sustitución de A13 + para Si4 + en silicato ¬ ciones estructura provoca un desequilibrio de la carga en la red que se neutraliza por la introducción complementaria de ciertos cationes que sean compatibles con los sitios de red par ¬ ticular. Este fenómeno de sustitución de las cuentas, junto a la composición química-

ción de los feldespatos y de otros grupos de minerales de aluminosilicato.
El coeficiente de distribución es una medida cuantitativa de la sustitución iónica. La UES numérica ¬ val de los coeficientes de distribución deberá determinarse experimentalmente ¬ minadas 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 de equilibrio del mismo líquido se puede utilizar para determinar la temperatura ¬ temperatura de la formación. Geotermómetros Estas son de gran interés en geoquímica, pero su aplicación está limitada por las condiciones que deben imponerse.
Las características geoquímicas de los elementos se reflejan en su distribución entre una fase gaseosa y entre los líquidos naturales compuesto por