Неорганическая геохимия - Хендерсон П.
Скачать (прямая ссылка):
Степень валентности Степень валентности Степень валентности
1 2 3 4 5 6
1 2 3 4 5 6
1 | 2 3 4 5 6
3 и + 31 йа + 59 Рг +
4 Ве
+ 32 + 60 N(1
5 В
+ 33 АБ + 62 Бт +
6 С
+ 34 Бе + 63 Ри + +
8 О —
35 Вг — 64 +
9 — 37 + 65 ТЬ +
11 № 38 Бг 66 оу +
12
39 У 67 Но -1-
13 А1 + 40 Ъх + 68 69 Ег +
14 Б!
41 ыь
Тт +
15 Р + 42 Мо + 70 УЬ +
16 — 44 ки + 71 Ьи +
17 С1 — 45 Шт + 72 нг +
19 К + 46 Рс1 + + 73 Та +
20 Са
47 А& + 74 \? +
21 Б с 48 Сс1 + 75 Р,е -1-
22 Т\ ( + ) 49 1п + 76 Оэ +
23 V +
50 Бп ' + 77 1г +
24 Сг + 51 БЬ + ( + ) 78 Р1 + +
25 Мп
52 Те _ + 79 Аи +
26 Ре + + 53 I — 80 н§ _|_ +
27 Со + 55 Сз + 81 Т1 + +
28 N1 + 56 Ва + 82 РЬ +
29 Си + 57 Ьа + 83 В1 +
30 2п
58 Се (+) 90 ТЬ +
92 и +
* Некоторые элементы имеют другие степени окисления в неземных минералах (например, в лунных минералах может быть Сг2+). Значения могут и не соответствовать водным и осадочным системам. Степени окисления формальны в том случае, если элементы в минералах связаны ковалеитио. Некоторые элементы встречаются также в форме самородных.
Состояние окисленности элемента в магматической или метаморфической системе зависит от температуры, состава и, что самое важное, от окислительно-восстановительного потенциала, В окислительных условиях реакция 2РеО„агма+Ч2О2—»-—ИРе203 магма сдвинута вправо. Это в свою очередь определяет последовательность фракционирования магм: например, при фракционной кристаллизации двух магм близкого состава окис-ные минералы будут образовываться раньше в той из них, которая сильнее окислена. Однако, как показывают данные табл. 6.8, в земных изверженных или метаморфических породах большинство элементов находится только в одном валентном состоянии. Существование двух состояний обычно можно объяснить на основе относительной стабильности электронных конфигураций, присущих различным ионам; например, ион Еи2+
6. Структурный контроль распределения элементов 141
обладает конфигурацией [Хе] 4f7, повышенная стабильность которой является результатом относительно низкой энергии заполненного наполовину f-уровня (см. приложение III). * В гл. 5 было показано, что многие элементы имеют очень низкие коэффициенты распределения в системе кристалл/базальтовая магма. Ионные радиусы элементов и (или) состояния окислеиности препятствуют их вхождению (в сколько-нибудь заметной степени) в породообразующие минералы. В результате они накапливаются в конечных продуктах фракционной кристаллизации или обогащают первые порции жидкой фазы при частичном плавлении. К этой группе относятся крупные (такие, как Rb+, Cs+, Ва2+) и высокозаряженные ионы (типа Zr4+ и Hf4+), хотя кристаллизация акцессорных минералов, например циркония, может приводить к отклонениям от этой общей тенденции. Элементы, обнаруживающие такое поведение, были названы несовместимыми элементами. Такие ионы, как Ва2+, К+, Sr2+, Rb+, и ионы лантаноидов были также названы крупными литофильными ионами (LIL-элементы). Однако употребление этих двух терминов несколько неопределенно, и иногда в LIL-rpynny включают не особенно крупные ионы (например, Zr4+VI, 0,72 А). Это означает, что в современном употреблении обозначение LIL стало почти синонимом термина «несовместимые элементы» и поэтому им лучше не пользоваться, за исключением случаев чрезвычайно крупных ионов.
Небольшие различия в ионных радиусах группы элементов, обладающих близкими химическими свойствами, можно использовать для решения петрологических проблем. В группе редкоземельных элементов лантаноидов (от La до Lu) радиусы ионов в состоянии окисленности 3+ монотонно уменьшаются от 1,03 А для La3+ (в шестерной координации) до 0,86 А для Lu3+. В большинстве магматических систем все редкоземельные элементы (р.з.э.) находятся в состоянии окисленности 3+. Исключение составляет европий, который может присутствовать в виде Еи2+ и Еи3+. Соотношение между этими ионами определяется такими факторами, как летучесть кислорода и состав родоиачалы-юй магмы. Данные, приведенные в гл. 5, показывают, что коэффициенты распределения k для отдельных р.з.э. иногда систематически меняются в зависимости от атомного номера и, следовательно, от ионного радиуса. Вхождение крупных (или «легких») ионов р.з.э. (от La до Sm) в гранаты затруднено, поэтому нормализованный по хондритам спектр распространенности р.з.э. для этого минерала часто обнаруживает заметное обогащение «тяжелыми» р. з. э. (см. рис. 5.1). В противоположность этому в плагиоклазы затруднено вхождение менее крупных ионов р.з.э. (от Gd до Lu). Возникающий в результате типичный нормализованный спектр распространенности показан на рис. 5.1. В гл. 5 также упоминалось о часто
