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.