Post on 13-Apr-2016
description
1
CURS 2
GEOCHIMIA PROCESELOR MAGMATICE
Caracterizarea geochimică generală a proceselor magmatice
Procesele magmatice cuprind acele procese petrogenetice prin
care apar rocile plutonice şi rocile vulcanice. Minereurile formate în
această etapă de evoluţie urmează aceleaşi căi ca şi rocile în care sunt
găzduite, fiind parte integrantă a corpurilor geologice de roci. Ceea ce
le deosebeşte este compoziţia lor, care le conferă o utilitate practică.
Zăcămintele formate prin procese magmatice sunt exploatate fie
pentru utilizarea ca atare sau după o prelucrare nesemnificativă a
componentelor lor, ori pentru diferite substanţe nemetalifere sau
pietre preţioase. Ce trebuie remarcat încă de la început este faptul că
zăcămintele metalifere ale acestei etape sunt asociate magmelor
primare provenite prin topirea parţială a mantalei. Condiţiile
termobarice de formare a zăcămintelor magmatice sunt foarte largi,
cele mai extinse din câte cunoaştem până acum, de la câmpul de
stabilitate al diamantului (1200 - 1600C şi presiuni corespunzătoare
adâncimii de aproape 300 km) până la adâncimi apropiate de
suprafaţă şi temperaturi de 200C în cazul unor corpuri de sulfuri.
În cele ce urmează vor fi enumerate câteva caracteristici
geochimice generale ale proceselor magmatice, caracteristici care vor
fi dezvoltate ulterior:
2
în procesele magmatice apar preponderent silicaţi, dar şi oxizi,
sulfuri sau elemente native;
principalele elemente care participă sunt elementele cele mai
abundente în crusta terestră şi care au Z < 30 (Si, O, Ca, Mg,
Fe, Cr, Ti). Valenţa obişnuită este 2 şi 4, dar şi 1 sau 3 (Al,
Na, K, Cr);
cationii Rb, Cs, Ba, Pb, Tl tind să substituie potasiul, deci sunt
mai concentraţi în rocile felsice decât în cele mafice.
Abundenţa lor în roci este un indiciu al gradului de
diferenţiere faţă de materialul magmatic iniţial;
U, Th, B, Be, Mo, W, Nb, Ta, Sn şi Zr sunt şi ei concentraţi în
termenii finali ai seriilor felsice, dar nu din cauza
substituţiilor, ci din cauza că raza ionică mare le face
improprii pentru a substitui ionii majori din mineralele
silicatice comune. Pentru că nu încap în structurile silicaţilor,
acest grup poartă denumirea de elemente incompatibile.
Atunci când sunt prezente în cantităţi mari pot forma minerale
proprii: uraninit, beril, columbit, zircon etc.;
elementele cu raze ionice intermediare, în special metalele
tranziţionale, subtituie foarte uşor fierul şi magneziul, de aceea
şi ele sunt abundente în termenii finali ai secvenţei de
cristalizare. Unele dintre ele (Cr, Ni, Co) sunt puternic legate
de magneziu în rocile ultramafice; altele (Mn, V, Ti) sunt
abundente în gabbrouri şi bazalte;
printre elementele calcofile, câteva substituie cationii majori
în structurile silicaţilor (Pb şi Tl substituie K, Zn substituie
3
Mg iar Fe şi Bi substituie Ca), dar majoritatea lor tind să se
acumuleze în soluţiile reziduale şi, eventual, formează
zăcăminte sulfidice. În magmele bogate în sulf, o parte din
elementele calcofile se pot separa în stadiile finale ale
diferenţierii ca lichide sulfidice imiscibile;
câteva elemente minore sunt similare ca raza ionică şi
proprietăţi chimice cu elementele majore şi nu pot fi separate
efectiv prin diferenţiere de elementele majore cu care
seamănă. Galiul este un bun exemplu: el este prezent în
mineralele cu aluminiu dar nu suficient de segregat încât să
formeze minerale proprii. Alte asemănări se manifestă între
perechile de elemente Rb şi K, Hf şi Zr, Cd şi Zn;
nezosilicaţii au temperaturile de cristalizare cele mai ridicate,
ei având cea mai mare energie de cristalizare, iar tectosilicaţii
cristalizează la temperaturile cele mai scăzute;
pe măsură ce cristalizarea avansează, elementele părăsesc
topitura începând cu cele cu rază ionică mică
Al ............. Mg ........... Fe …… Na ......... K
ri = 0,51 Å ri = 0,78 Å ri = 1,33 Å
energia de reţea cristalină scade de la începutul cristalizării
spre sfârşitul ei. Din această cauză mineralele sunt din ce în ce
mai stabile şi rezistente la procesele de alterare
EcMg = 2,15 ………………………………….. EcK = 0,36
sunt favorizate substituţiile izomorfe (atât izovalente cât şi
heterovalente) şi apariţiile seriilor izomorfe;
4
coordinaţiile specifice faţă de oxigen în silicaţii lichid-
magmatici sunt: 4 pentru siliciu şi aluminiu, 6 pentru fier,
aluminiu, magneziu, mangan, sodiu şi potasiu, 8 pentru calciu,
sodiu şi potasiu;
potenţialele de ionizare ale caţionilor cuprinşi în silicaţi sunt
mici pentru configuraţiile de valenţe respective, la fel şi
electronegativităţile relative, care variază între 0,8 pentru
potasiu şi 1,8 pentru fier;
potenţialul redox creşte odată cu avansarea cristalizării. Prin
creşterea potenţialului redox al magmelor se concentrează
fierul, element care în forma de Fe3+
are preferinţă pentru
reţelele spinelilor, precum şi o serie de elemente capabile să
participe la reţelele de tip spinel, ca de exemplu Cr, Fe2+
, Al,
V, Ti şi Zn.
De procesele magmatice sunt legate zăcămintele de magnetit,
cromit, pirotină nicheliferă, platină şi elemente platinice.
Diferenţierea geochimică a magmelor prin cristalizare fracţionată
0 magmă cristalizează atunci când scade energia ei termică.
Cristalizarea poate fi cauzată de schimbări în compoziţie sau
schimbări de presiune. Fenomenul de cristalizare fracţionată se
manifestă în special în intruziunile de magme bazice cu fluiditate
ridicată, în apropierea suprafeţei sau în bazinele magmatice
superficiale ale unor vulcani.
5
Cristalizarea fracţionată se referă în general la procese în care
magma se scindează în fracţiuni care sunt incapabile de a mai
reacţiona reciproc şi nici cu lichidul rezidual; în schimb, în cazul
cristalizării la echilibru, lichidele şi solidele sunt constant
reechilibrate. Cristalizarea fracţionată este procesul cel mai plauzibil
în plan geologic, dar problema reechilibrării parţiale solid-lichid nu ar
trebui neglijată.
Legea fracţionării a lui Rayleigh ne dă evoluţia abundenţei
unui element în lichidul rezidual în cursul dezvoltării cristalizării
fracţionate, în care doar suprafaţa mineralului este în echilibru cu
topitura. Ea se poate scrie astfel:
)1D(
0
LF
C
C (1)
unde: F = fracţia de lichid rezidual; D = coeficientul de distribuţie
global în mineralul care precipită; C0 = concentraţia unui element în
lichidul iniţial; CL = concentraţia elementului în lichid. Raportul
CL/C0 tinde către ∞ când F tinde către 0, iar abundenţa unui element
compatibil (ex. Ni) tinde asimptotic către 0. Fig.1 ilustrează evoluţia
compoziţiei lichidelor în cazul cristalizării fracţionate.
Cristalizarea fracţionată implică precipitarea directă a
mineralelor din magmă şi are loc în special în stadiile timpurii ale
răcirii acesteia (T > 1200ºC). În stadiile timpurii ale cristalizării
magmatice se formează cristale mari care rămân suspendate în masa
lichidului. Funcţie de densitatea lor, ele pot flota sau pot cădea la
baza camerei magmatice. Procesul se poate repeta de mai multe ori şi
astfel se formează secvenţe acumulative de cristale. Acest proces,
6
denumit separare gravitaţională este un mecanism imperfect al
cristalizării fracţionate. Cantitatea de cristale segregate în acest fel
este în contact cu un volum de lichid interstiţial cu care în mod
obişnuit reacţionează. Într-un corp magmatic alcătuit dominant din
cristale, lichidul interstiţial poate fi "scos" la un moment dat, în afara
spaţiilor intersţiale, prin mişcarea compartimentelor camerei, proces
denumit filtrare sub presiune. În explicarea genezei unor corpuri de
minereu, în special de oxizi, aceste fenomene sunt considerate ca fiind
determinante.
Fig.1. Evoluţia compoziţiei
lichidelor în funcţie de
fracţia de lichid rezidual
(Arth, 1976).
7
Pe măsură ce procesul de cristalizare fracţionată avansează, se
observă o scădere a potenţialului ionic al elementelor care se separă.
Interesant este că la începutul cristalizării magmei, nu se separă ionii
cu cele mai mari valori ale potenţialului ionic (φ), cum ar fi P5+
(φ = 14,2), Si4+
(φ = 10,2) sau Al3+
(φ = 5,9). Contradicţia este numai
aparentă, deoarece în primele stadii ale fazei principale, aceste
elemente se combină în magma încă fluidă cu oxigenul, care este
anionul cu clarkul cel mai ridicat şi cu cel mai mare potenţial ionic
din magmă. Din această combinare rezultă anioni complecşi, a căror
potenţial ionic (φ) este relativ mic: PO 3
4 (φ = 1,0), SiO 4
4(φ = 1,38),
AlO 5
4 (φ = 1,59) şi, din acest motiv ei vor rămâne mai departe în
soluţie. Deci, la începuturile cristalizării magmei se separă elementele
care au 4 < φ < 5, ca de exemplu Ti3,4+
, V3,4+
, Fe3+
, Cr3+
, elemente
care, cu oxigenul rămas încă liber, formează oxizi de tipul
magnetitului titanifer şi vanadifer, respectiv cromiţi. După aceste
elemente urmează cele cu φ ~ 2,5, mai ales Mg2+
şi Fe2+
, care se
combină cu anionul complex cel mai abundent, SiO 4
4, formând
olivinele, apoi prin combinarea tetraedrilor de SiO 4
4, prin intermediul
atomilor de oxigen comuni, se formează hiperstenul şi piroxenii
magnezieni → piroxenii calco-magnezieni → amfibolii → biotitul →
feldspatul potasic → muscovitul → cuarţul.
Diferenţierile geochimice care se produc la cristalizarea
fracţionată îmbogăţesc fazele solide în elemente capabile să formeze
compuşi greu fuzibili, în special în magneziu, iar faza lichidă în
alcalii, silice şi parţial în aluminiu.
8
Primele elemente care intră în reţeaua silicaţilor care formează
serii izomorfe au caracteristic raza ionică relativ mică (Mg2+
cu
ri = 0,66 Å comparativ cu Fe2+
, ri = 0,78 Å) la acelaşi număr de
coordinaţie.
Elementele urmă asemănătoare ca rază ionică şi
electronegativitate cu elementele majore sunt reţinute în silicaţi la
nivelul reţelei (prin diadochie şi izomorfism), aşa cum este cazul
nichelului în olivine (ca substituent al magneziului) sau în defectele
de reţea ca în cazul cromului şi vanadiului în piroxeni. Bariul,
rubidiul şi stronţiul sunt substituenţi ai potasiului în feldspaţii alcalini
sau în biotit.
Conţinuturile în elemente urmă în minerale sunt, deasemenea,
în funcţie de concentraţia lor iniţială în magme; conform legii acţiunii
maselor, raportul dintre concentraţiile unui element între două faze
trebuie să fie constant la o temperatură şi o presiune dată.
Zăcămintele formate prin cristalizare fracţionată sunt în mod
obişnuit întâlnite în roci plutonice.
GEOCHIMIA CROMULUI
Cromul are numărul atomic Z = 24, greutatea atomică A = 51,996 şi
face parte din metalele tranziţionale (are orbitalul 3d incomplet şi
admite mai multe stări de oxidare). Denumirea îi vine de la termenul
grecesc chrôma = colorat (toţi compuşii lui sunt divers coloraţi; de ex.
cromul este cel care dă culoarea roşie rubinului şi pe cea verde
9
smaraldului). Metalul a fost descoperit în anul 1798 de catre chimistul
francez Nicolas-Louis Vauquelin.
Cromul are 4 izotopi stabili:
Izotop Abundenţa naturală relativă 50
Cr 4,35% 52
Cr 83,79% 53
Cr 9,50% 54
Cr 2,36%
Stări de oxidare:
În natură apar doar compuşi din stările de oxidare +3 şi +6, dintre
care starea +3 este cea mai stabilă. Cr3+
se găseşte în oxizi - cromit
(Fe,Mg)O(Cr,Al,Fe)2O4 (ultimul termen al seriei, ferricromitul
FeCr2O4 conţine 68% Cr2O3 şi 32% FeO); carbonaţi – stichtit
Mg6Cr2CO3(OH)16•4H2O şi silicaţi - uvarovit Ca3Cr2(SiO4)3. Cr6+
se
găseşte rar în natură sub forma mineralului crocoit PbCrO4.
Raza ionică pentru Cr3+
este 0,61 Å. Cea a Cr6+
este 0,26 Å în
coordinaţie 4 şi 0,44 Å în coordinaţie 6.
Cromul este cel de-al 21-lea element ca abundenţă în crustă,
având clarkul 126 ppm şi cel de-al 6-lea metal tranziţional.
Abundenţa lui în crustă este mai mare decât cea a Co, Cu, Zn, Mo, Pb
+6 CrO3 – oxid de crom (VI)
(CrO4)2-
– ion cromat
(Cr2O7)2-
– ion bicromat
+3 Cr2O3 – oxid cromic
Cr3+
– ion de crom (III)
+2 Cr2+
– ion de crom (II)
+1 Cr metalic
10
şi Ni. Oxidul cromic (Cr2O3) este printre primii 10 compuşi ai crustei
terestre – clark 1800 ppm.
Abundenţa (Reimann şi de Caritat, 1998):
Materialul Concentraţia medie (ppm)
Roci ultramafice 2300
Bazalte 250
Granite 10
Calcare 5
Gresii 35
Marne şi argile 120
Petrol 0,3
Cărbuni 20
Sol 80
Plante 1,5
Organismul uman 0,03
Râuri (dizolvat) 1 ppb
Râuri (în suspensie) 100 ppm
Apă marină 0,3 ppb
Cromul este unul dintre elementele care se concentrează prin
cristalizare fracţionată.
Caracterul său geochimic depinde de potenţialul redox al
sistemului în care se găseşte. În lipsa oxigenului, cromul are un
caracter calcofil, în prezenţa oxigenului el este însă litofil.
În procesele magmatice, cromul poate fi element urmă (în
crustă) / minor (în cumulatele ultramafice) / major (în zăcămintele de
cromit) în funcţie de corpul geologic de referinţă.
Aproape toate zăcămintele de cromit sunt de segregare
magmatică; cromitul care se formează în stadiile timpurii ale
cristalizării se prezintă ca lentile, strate continui sau diseminat.
11
Formarea crustei prin topirea parţială a mantalei lasă în urmă o
manta reziduală litosferică îmbogăţită în crom. Acest proces poartă
denumirea de îmbogăţire reziduală primară.
Diferenţierea prin cristalizare fracţionată a topiturilor bazice
favorizează formarea mineralelor cromifere (în special a spinelilor
cromiferi) în primele etape ale procesului, numai o parte redusă
separându-se în etapa târzie —→ îmbogăţire secundară (acest proces
este de interes economic). Explicaţia constă în tăria legăturilor dintre
atomii de crom şi atomii combinabili din topitură, care acuză legături
ionice şi legături covalente, ceea ce determină puncte de topire foarte
înalte pentru aceşti oxizi şi un grad ridicat de insolubilitate. Drept
urmare, reziduul magmatic de compoziţie peridotit-gabbroică este
extrem de sărac în crom. S-a constatat o zonare pe verticală a
complexelor peridotit-gabbroice: partea inferioară este dunitic-
cromitică iar partea superioară este gabbroic-magnetitică. Odată cu
accentuarea gradului de fracţionare a topiturii magmatice are loc
creşterea TiO2, ∑FeO şi scăderea conţinutului în Cr2O3, Al2O3 şi
MgO.
Datorită capacităţii izomorfe a elementelor Fe, Mg, Al, Cr,
prin cristalizare fracţionată rezultă o grupă de spineli cromiferi :
cromit FeCr2O4, magneziocromit Cr2MgO4, alumocromit
Fe(Cr,Al)2O4, picotit (Mg,Fe)(Al,Cr,Fe)2O4, minerale aflate în
parageneză.
Cromitul este asociat rocilor ultramafice, anortozitelor sau
produselor de alterare ale anortozitelor (serpentinitele), împreună cu
12
ilmenitul, apatitul, Cu, Ni şi mineralele din grupa platinei.
Anortozitele se găsesc de obicei în apropierea zăcămintelor de cromit.
Pornind de la observaţia că zăcămintele de cromit au o
frecvenţă mult mai mare în masivele serpentinice decât în
ultrabazitele proaspete, s-a emis ipoteza formării cromitelor în
procesul serpentinizării şi ca o consecinţă a acestuia. În favoarea
ipotezei postmagmatice vine zonarea granulelor de spineli cromiferi
(coroana ferrit-cromiferă de la marginea granulelor) care este
explicată printr-o migrare a Fe şi Cr din antigoritul cromifer
(component important al serpentinelor) sub efectul presiunii (cel mai
activ factor al difuziei conform datelor experimentale). Soluţiile
autometamorfice pot mobiliza o parte din crom, depunându-l ca
impurităţi în unii componenţi din asociaţia mineralelor serpentinice
silicatice (antigorit, crisotil, clorit) sau participă la formula chimică a
unor compuşi - uvarovit Ca3Cr2(SiO4)3, fără să rezulte concentraţii
notabile.
Dar explicaţia susţinută de cei mai mulţi cercetători a cauzei
zonalităţii spinelilor cromiferi este ipoteza magmatică (primară).
Cristalizarea zonei externe are loc după o anumită pauză (adică este o
supracreştere), timp în care compoziţia topiturii şi posibil condiţiile
termodinamice ale mediului se modifică. În zona bordurii externe are
loc o scădere a aluminei (Al2O3) şi oxidului cromic (Cr2O3). Scăderea
Al2O3 este explicată prin consumul aluminei în formarea piroxenilor
şi feldspaţilor, care cristalizează simultan cu formarea coroanei
spinelice.
13
Analizându-se elementele urmă (Mn, Ni, Ti) din spinelii
cromiferi s-au evidenţiat substituţiile MnO cu FeO, NiO cu MgO şi
TiO2 cu Al2O3, ceea ce constituie o nouă cale spre variaţia
compoziţiei acestora.
În contrast cu elementele majore, concentraţia elementelor
minore în lichidul iniţial nu influenţează ce minerale vor cristaliza şi
nici compoziţia lor. Ea reflectă doar condiţiile în care are loc
cristalizarea. Coeficientul de repartiţie (Kd) a cromului între două faze
(două faze solide sau una solidă şi una lichidă) este 1 << Kd (Cr) >> 1.
Acest lucru indică descreșterea concentrării Cr în lichid odată cu
avansarea cristalizării fracţionate.
În silicaţi, Cr3+
, datorită razei ionice asemănătoare, înlocuieşte
cu uşurinţă Fe3+
şi Al3+
şi în unele cazuri Mg2+
. Aluminiul este
înlocuit de crom doar în coordinaţie octaedrică – astfel se explică
lipsa cromului din feldspaţi. Silicaţii de crom sunt însă relativ rari şi
se formeză doar în cazul unui aport mai mare de crom în timpul
formării rocilor. Astfel de minerale sunt fuchsitul (mica cromiferă)
sau kämmereritul (cloritul cromifer). Mult mai important din punct de
vedere geochimic este cromul din reţeaua cristalină a mineralelor
silicatice comune. În aceste minerale silicatice, se găseşte cea mai
mare parte a cromului din litosfera superioară. S-au evidenţiat olivine
cu un conţinut de 1000 ppm Cr, augitul şi hornblenda pot conţine
1400 ppm Cr, deasemenea biotitul poate prezenta 1100 ppm Cr iar
muscovitul 500 ppm Cr.
În procesele metamorfice, cromul prezintă o oarecare
mobilitate, fiind prezent sub forma unui mineral independent –
14
uvarovit sau ascuns în reţeaua unor silicaţi – vezuvian cromifer sau
tawmawit (epidot cromifer).
În zonele de oxidare ale zăcămintelor de sulfuri se pot forma
cantităţi reduse de cromaţi de plumb – de ex.: phönicit Pb3O(CrO4)2 şi
crocoit PbCrO4.
Concentraţia cromului din sol este influenţată de materialul
parental şi de aportul antropic. Solurile formate pe roci serpentinice
au cele mai ridicate concentraţii de Cr. Sursele antropice de Cr sunt:
industria metalurgică, combustia cărbunelui în termocentrale,
industria cimentului, vopselurile şi fungicidele.
Cr(III) este foarte prezent în sol ca oxizi insolubili de Cr şi Cr-
Fe şi carbonaţi insolubili. Poate exista deasemenea ca substitut pentru
Al(III) în gruparea [AlO6] din alumosilicaţi.
Solubilitatea Cr(III) în sol este dependentă de pH, scăzând
foarte mult pentru un pH > 4,5 (care favorizează complexarea) iar
mobilitatea creşte odată cu formarea complexelor solubile cu materia
organică din sol. Pentru pH < 3 el este forma predominantă de
existenţă a Cr iar odată cu creşterea pH-ului hidrolizează. Cele mai
importante specii hidrolizate sunt: CrOH2+
, Cr(OH) 0
3 şi Cr(OH)
4 .
Cr(OH)
2 apare în proporţii semnificative doar la un pH de 6,27 -
6,84.
Cr(III) formează complexe stabile cu liganzii organici (de
tipul oxalat, citrat), la un pH > 8,5. Complexele se formează încet şi
odată formate sunt dificil de distrus. Prezenţa complexelor organice
15
poate influenţa foarte mult concentraţia Cr(III) total dizolvat, prezent
în apa din sol.
Cromul poate fi adsorbit de către suprafeţele încărcate pozitiv
ale oxizilor de Fe şi Al, iar această adsorbţie este considerabil mai
mică în cazul solurilor neutre sau alcaline. Intensitatea adsorbţiei mai
depinde şi de prezenţa unor liganzi competitivi, cum ar fi fosfaţii.
Cr(VI) nu este stabil termodinamic în sol, exceptând mediile
alcaline, oxidante şi de aceea el poate fi foarte uşor redus la Cr(III).
Această reducere este datorată prezenţei Fe(II), compuşilor reducători
cu sulf sau materiei organice. Reducerea Cr(VI) la Cr(III) de către
materia organică este mai rapidă în solurile acide. Reacţia de
principiu este următoarea:
Cr(VI) + 3Fe(II) → Cr(III) + 3Fe(III) (2)
sau mai specific:
HCrO
4 + 3Fe2+
+ 3H2O → CrOH2+
+ 3Fe(OH)
2 (3)
În cazul unei surse mai discrete de fier (de exemplu biotit sau
hematit):
3FeO + 6H+ + Cr(VI) → Cr(III) + 3Fe(III) + 3H2O (4)
Dar reacţia se poate petrece şi invers, adică poate avea loc
oxidarea Cr(III) la Cr(VI). Acest lucru este posibil în special în
solurile umede, datorită prezenţei oxizilor de mangan (de exemplu:
birnessit, pyrolusit). Reacţia de principiu este următoarea:
Cr(III) + Mn(III,IV) → Cr(VI) + Mn(II) (5)
sau mai specific:
Cr3+
+ 1,5δ-MnO2 + H2O → HCrO
4 + 1,5Mn2+
+ H+
(6)
birnessit
16
Cr(OH)2+
+ 3β-MnO2 + 3H2O → HCrO
4 + 3MnO(OH) + 3H+
pyrolusit (7)
Din reacţiile de mai sus se poate deduce că interconversia
Cr(VI) - Cr(III) poate să se desfăşoare simultan în solurile în care
materia organică şi oxi-hidroxizii de Fe(II) şi Mn(III,IV) sunt
abundenţi.
În ape şi soluri, Cr(VI) este considerabil mai mobil decât
Cr(III); cromul hexavalent este solubil şi mobilizabil, pe când cel
trivalent este insolubil şi imobil. Ionul cromat CrO 2
4 care este forma
predominantă pentru pH > 6, există într-un echilibru cu alte forme de
Cr(VI) – HCrO
4 şi Cr2O2
7 .
În fig.2 este prezentată distribuţia speciilor de Cr3+
în funcţie
de pH, precum şi diagrama Eh-pH de stabilitate a speciilor cu crom în
sisteme apoase. Din această figură rezultă că ionul Cr3+
este cea mai
abundentă specie pentru pH < 4, în timp ce ionii Cr(OH) 0
3 şi Cr(OH)
4
predomină pentru pH > 9. În sol, în condiţii oxidante, Cr6+
este
prezent sub formă de CrO 2
4 şi HCrO
4 . Sub aceaste forme el este
relativ solubil, mobil şi toxic pentru organisme.
17
Fig.2. A. Distribuiţia compuşilor cu Cr3+
în funcţie de pH, într-o
soluţie în echilibru cu Cr(OH)3 (s). B. Diagrama de stabilitate pentru
compuşii cu crom, la 25ºC şi 1 atm.
18
În soluţie apoasă nu se întâlneşte cationul Cr3+
, ci cationul
complex Cr(H2O) 3
6 , datorită tendinţei pronunţate a cromului trivalent
de a forma combinaţii complexe.
În ape, în anumite condiţii, ionul cromat reacţionează cu ionul
feros rezultând hidroxidul de crom care precipită:
CrO 2
4 + 3Fe2+
+ 8H2O ↔ 3Fe(OH)3 + Cr(OH)3 + 4H+
(8)
În apele de suprafaţă din România concentraţia medie a
cromului este 0,00113 ppm (Reimann şi de Caritat, 1998).
Pentru activitatea organismelor cromul are un caracter dual,
fiind un element benefic pentru nutriţia plantelor, animalelor şi
omului dar în acelaşi timp şi un metal toxic.
În cazul plantelor, nu se cunoaşte rolul fiziologic al cromului,
dar în cantităţi scăzute Cr stimulează creşterea, în lipsa lui plantele
fiind considerabil mai mici. Plantele pot absorbi atât Cr(VI) cât şi
Cr(III). În solurile normale, concentraţia Cr în plante este <1 ppm,
rareori depăşind 5 ppm. Cr(VI) este absorbit prin procese active, este
mai toxic decât Cr(III) şi este mai uşor translocat în interiorul plantei.
Cr3+
este reţinut prin procese pasive, non-metabolice. Limitele pentru
care concentraţia Cr6+
devine toxică pentru majoritatea plantelor sunt
5 – 500 ppm, iar pentru Cr3+
50 – 5000 ppm.
Cele mai multe plante acumulează preferenţial Cr în rădăcini
(peste 90% din cromul absorbit din sol fiind concentrat în rădăcini),
iar coeficientul lui de translocare spre părţile superioare ale plantelor
este foarte scăzut. Există însă plante care pot acumula cantităţi
apreciabile de Cr în părţile aeriene superioare – aşa numitele plante
19
hiperacumulatoare; de exemplu: Leptospermum scoparium, o plantă
din familia Myrtaceae originară din Noua Zeelandă, care acumulează
48000 ppm Cr, Dicoma niccolifera şi Sutera fodina (ambele din
Zimbabwe) care acumulează 1500 ppm Cr şi respectiv 2470 ppm Cr.
Cromul este un element esenţial pentru metabolismul
mamiferelor. Importanţa biologică a Cr pentru oameni şi animale,
depinde de starea lui de oxidare. La oameni, Cr(III) este necesar
pentru metabolismul glucozei şi al lipoproteinelor cu densitate mică
(colesterolul „rău”) precum şi pentru dezvoltarea muşchilor, iar
Cr(VI) este toxic şi carcinogenic. Cromul este considerat ca având cea
mai scăzută toxicitate dintre toţi nutrienţii ; toxicitatea sa apare doar
la doze masive sau după o expunere prelungită. Dieta zilnică necesară
de Cr(III) variază între 50 şi 200 μg/zi.
Bibliografie:
Arth J.G. (1976) – Behavior of trace elements during magmatic
process – a summary of theoretical models and their
applications. J.Res.U.S. Geological Survey, 4, pp. 41-47.
Reimann C., de Caritat P. (1998) - Chemical elements in the
environment: Factsheets for the geochemist and
environmental scientist. Springer-Verlag Berlin and
Heidelberg, 398 p.