Elemek geokémiai csoportosítása
Elemek geokémiai csoportosítása
Az elemek kémiai csoportosítása alapvetően elektronszerkezetük alapján történik, amint azt a Mengyelejev-féle periódusos rendszerben láthatjuk. A geokémiában a kémiai elemek különböző szempontok szerint csoportosíthatók: relatív mennyiségük, kémiai tulajdonságuk, geológiai folyamatokban való viselkedésük stb. alapján. Azokat az elemeket, amelyek a földkéreg felső részének felépítésében leginkább részt vesznek, azaz koncentrációjuk meghaladja az egy súlyszázalékot, főelemeknek nevezzük. Ide tartozik az oxigén, szilícium, alumínium, vas, kalcium, nátrium, kálium és magnézium (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg). Ezek az elemek alkotják a kőzetalkotó ásványokat [(pl. olivin – (FeMg)2SiO4, piroxén – (Ca, MgFe)2Si2O6, földpátok – CaAl2Si2O8 vagy (Na,K)AlSi3O8 stb.)] is. Az ún. nyomelemeknek, amelyeknek földkéregbeli koncentrációjuk kisebb, mint egy súlyszázalék, kevés kivételtől eltekintve (pl. réz, cink, ólom, amelyek kénnel vegyülve ércásványokat alkotnak) nincs önálló ásványuk; általában főelemeket helyettesítenek, vagy laza kötődésben, statisztikus eloszlásban találhatók az ásványok kristályrácsában. Az elemhelyettesítés attól függ, mennyire hasonló a fő- és nyomelem ionsugara és iontöltése. A nikkel például a magnéziumot helyettesítheti, a rubídium a káliumot, a stroncium a kalciumot stb.
A nyomelemek eloszlása a geológiai rendszerekben sokkal pontosabban követhető, mint a főelemeké, ezért geokémiai jelentőségük jóval nagyobb. Kémiai egyensúly esetén egy adott nyomelemnek a szilárd (ásvány-) illetve olvadék- (magma-) fázisban mért koncentrációjának aránya állandó. Ezt az állandót megoszlási együtthatónak nevezik. Ebből kiindulva számos folyamat (pl. részleges olvadás, frakcionációs kristályosodás) matematikai képletek segítségével leírható, azaz a nyomelemek gazdagodása vagy kimerülése számszerűen is nyomon követhető. Vannak olyan nyomelemek, amelyek inkább az olvadékfázisban dúsulnak (magmafil tulajdonságúak), ezeket inkompatibilis elemeknek nevezzük. Ezekre az elemekre vagy a nagy ionméret (pl. rubídium, bárium) vagy a nagy iontöltés (pl. tórium, urán, nióbium, tantál) jellemző, ami megakadályozza, hogy beépüljenek az ásványokba („összeférhetetlenek”, inkompatibilisak). Az inkompatibilis elemek és egymáshoz viszonyított arányaik fontos információkat nyújtanak egy kőzet előéletéről. Segítségükkel megadható, hogy milyen típusú földköpeny olvadása eredményezte az elsődleges magmát, milyen mértékű volt a szilárd kőzetanyag megolvadása, milyen tektonikai helyzetben (távolodó vagy közeledő lemezszegélyek mentén vagy litoszféra-lemezek belső területein) történt a magmatizmus, hogyan zajlott a kristályosodás folyamata stb. (lásd később). Azokat az elemeket, amelyek egy olvadási vagy kristályosodási folyamat során inkább az ásványokban dúsulnak, kompatibilis elemeknek nevezzük. E csoportba tartozik pl. a nikkel, króm, kobalt és vanádium.
V. Goldschmidt norvég geokémikus az 1930-as években dolgozta ki a kémiai elemek máig használatos geokémiai csoportosítását. Ebben az elemeknek a Föld különböző öveiben való dúsulását, valamint eltérő vegyületképző hajlamát vette figyelembe. A sziderofil elemek (pl. vas, kobalt, nikkel, platina) elsősorban a földmagban koncentrálódnak és többnyire terméselemként fordulnak elő. A kalkofil elemek (pl. réz, ezüst, cink, ólom) szulfidokat képeznek, leggyakrabban érctelepekben jelennek meg. A litofil elemek (pl. nátrium, kálium, magnézium, kalcium, alumínium, szilícium) oxigénhez kapcsolódnak és a földköpeny és földkéreg anyagának fő építőkövei. Az atmofil (vagy könnyen illó) elemek (pl. oxigén, nitrogén, nemesgázok) felszíni körülmények között gáz halmazállapotban vannak és a légkör alkotói. Ez a rendszer természetesen nem merev, bizonyos elemek több csoportba is tartozhatnak (pl. a vas és nikkel kalkofil tulajdonságokat is mutat).
Bizonyos elemek különböző tömegsúlyban fordulnak elő a természetben. Ezeket az azonos rendszámú, de eltérő tömegű atomfajtákat izotópoknak nevezzük. A nagy rendszámú elemek (pl. urán, tórium, szamárium, rubídium) izotópjainak egy része nem stabilis. Atommagjuk minden külső hatás nélkül átalakul más rendszámú, stabilis atommaggá, miközben α- vagy β-sugárzást bocsátanak ki (ezt kis hullámhosszú elektromágneses sugárzás, ún. γ-sugárzás is kíséri). Ezt a természetes jelenséget radioaktivitásnak nevezzük. Felfedezése a századforduló előtt két évvel történt, tíz évvel később azonban már geológiai vizsgálatokban is szerepet kapott. Azokat az izotópokat, amelyek radioaktív folyamat során bomlanak el, illetve keletkeznek, radiogén izotópoknak nevezzük. Mivel a radiogén izotópok mennyiségét nehéz pontosan mérni, a radioaktív bomlás során keletkező elem valamely stabil izotópjához viszonyítják menynyiségüket. Például a 87Rb (87-es tömegszámú rubídium) izotóp radioaktív bomlása során 87Sr (87-es tömegszámú stroncium) izotóp keletkezik. A 87Rb és 87Sr mennyiségét a stabil – azaz a radioaktív bomlásban részt nem vevő – 86Sr izotópéhoz mérik. A tömegspektrometria módszerével nagy pontossággal meghatározható ugyanazon elem különböző tömegszámú izotópjainak aránya. E módszernek az 1950-es évektől való fokozatos térhódítása ugrásszerű fejlődést eredményezett a geokémiai kutatásokban. A radiogén izotópok segítségével történik az ásványok, kőzetek korának meghatározása (lásd a Radiometrikus kormeghatározás című részt), valamint a Föld különböző összetételű egységeinek jellemzése. Míg a nyomelemek egy statikus – jelenlegi – geokémiai állapotot tükröznek, addig az izotóparányok segítségével több száz vagy milliárd éves fejlődést is rekonstruálhatunk.
Az izotópok természetes változékonyságát nemcsak a radioaktív bomlási folyamatok határozzák meg, hanem kémiai reakciók is. A könnyű elemek (pl. hidrogén, nitrogén, oxigén, szén, kén) izotópjai némileg eltérő kémiai tulajdonságúak, ezért kémiai folyamatokban különböző módon viselkednek (hasonlóan, mint a nyomelemek). Létüket és relatív mennyiségüket nem a radioaktív bomlás határozza meg, hanem a geokémiai folyamatok, ezért ezeket az izotópokat stabil izotópoknak nevezik.
