Introduzione dell'ittrio

Y – introduzione dell'ittrio

 

L'ittrio appartiene gruppo 3 della tavola periodica, che inoltre comprende lo Sc, la La ed il CA. L'elemento ha un numero atomico di 39, un peso atomico di 89, uno stato di ossidazione (+3) ed un isotopo naturale (⁸⁹ Y). Chimicamente, Y somiglia alle lantanidi più pesanti (REEs). L'importanza grande di Y in geochimica è che ha un mediatore geochimico di comportamento fra il più piccolo disprosio degli elementi della lantanide (Dy) e l'olmio (noioso) (McLennan 1999b).

L'ittrio è un elemento metallico lithophile che forma parecchi minerali compreso la xenotima YPO₄ e il yttrialite (Y, Th) ₂ si₂ O₇, ma è inoltre presente come elemento accessorio in biotite, feldspato, pirosseno, granato ed apatite.

 

La configurazione dell'elettrone ed il raggio ionico di Y somigliare a quelli del REEs più pesante (Gd a LU), con cui è associato in minerali ed in rocce. Ciò è veduta durante i processi magmatici, dove il comportamento di Y è molto simile a quello del REEs pesante. È divisa forte in granato, in orneblenda, in clinopirosseno ed in biotite, ma tuttavia mostra il leggero arricchimento in granitico (mg kg-1 di CA 40) riguardante il mediatore (mg kg-1 di CA 35) e (mg kg-1 di CA 32) le rocce eruttive basaltiche. Mielke (1979) dà un valore di 31 mg kg-1 per la media della crosta terrestre di Y, che è superiore agli elementi quali Sn e Pb. In basalto, la sua concentrazione è sensibile al grado di fusione parziale (Wedepohl 1978). Le concentrazioni sproporzionatamente basse di Y possono accadere in magma calc-alcalini come conseguenza della stabilizzazione delle fasi ricche di REEs pesante nella regione di fonte e/o nel loro frazionamento dai magma. I valori elevati di REE e di Y sono generalmente indicativi delle rocce felsic, particolarmente dei intrusives e del suolo e dei depositi alluvionali derivati da loro.

 

Sia Y che i complessi più stabili pesanti della forma di REEs (Gd a LU) che REEs leggero (La a MP), specialmente con carbonato, anioni del solfato o del fluoruro nelle soluzioni alcaline ed essi sono così a mobilizzazione idrotermale più incline (Kosterin 1959). Tuttavia, c'è poca prova di mobilità di Y durante il metamorfismo (O'Nions e Pankhurst 1974, Drury 1978).

La concentrazione di Y in rocce sedimentarie in gran parte è determinata dall'abbondanza di minerali pesanti del resistate, quale lo zircone, xenotima e

granato. Negli ambienti deposizionali a bassa energia, un certo Y può anche accadere in composti organici e nei complessi stabili del carbonato dell'alcali. Lo scisto (mg kg-1 di CA 40) e il greywacke (mg kg-1 di CA 30) sono arricchiti tipicamente in Y hanno paragonato alle rocce del carbonato (mg kg-1 di CA 4) ed all'arenaria (mg kg-1 di CA 15). È provato che Y è arricchito in argilla e scisto dell'origine marina riguardante le loro controparti lacustri (Balašov et al. 1964). L'arricchimento nell'ittrio è stato riferito in laterite (Calliere et al. 1976) e nei giacimenti oolitic del ferromanganese (Goldberg et al. 1963). Il valore medio di Y in loess è citato come 25 mg kg-1 (McLennan e Murray 1999).

2001) rapporti di Kabata-Pendias (che Y non è stato determinato sistematicamente sui campioni del suolo, quindi, poco è conosciuto circa il suo comportamento; i contenuti di media Y per suolo incolto e coltivato sono citati come 23 mg kg-1 e 15 mg kg-1 rispettivamente.

 

In deposito alluvionale la maggior parte di Y è tenuto in minerali accessori, quali granato, l'apatite, lo sphene, il monazite e lo zircone, che sono resistenti all'azione corrosiva degli elementi. L'abbondanza di Y nelle particelle del fiume è data come 28 mg kg-1 (McLennan e Murray 1999). Negli ambienti acidi, Y può essere mobilizzato con la dissoluzione dei silicati ferromagnesian, considerevolmente clinopirosseno, ma la dispersione successiva è limitata tipicamente da assorbimento assorbimento agli ossidi idrati ed ai minerali argillosi del Fe. In acqua neutrale ed alcalina, la formazione di complessi insolubili del carbonato avanza inibisce la mobilità e Y si trasforma in ain precipitazione incline più o meno lo stesso nel modo come Al (Balašov et al. 1964).

L'ittrio visualizza la mobilità molto bassa in tutte le condizioni ambientali. Nella maggior parte dei casi, può essere trattato come un REE trivalente (van Middlesworth ed il legno 1998) e, come il REEs, molti dei suoi minerali di trasportatore sono resistate. Sebbene nella teoria lo ione^di Y³⁺ sia solubile in ambiente acido, la solubilità bassa delle specie del fosfato, dell'idrossido e del carbonato nega questa (Brookins 1988). L'ittrio e il REEs in acqua di ruscello sono spesso sotto forma di particelle o di colloidi sospesi piuttosto che nella forma dissolta e sono pensati per coprecipitare con il Fe (OH) ₃ (van Middlesworth e legno 1998).

Le fonti antropogeniche di Y includono l'estrazione mineraria di REE e la polvere ceramica (Reimann e de Caritat 1998). È ampiamente usato in elettrodomestici, quali le televisioni di colore, le lampade fluorescenti, le lampade economizzarici d'energia ed i vetri. Inoltre è utilizzato nella produzione dei catalizzatori e lucidare il vetro.

L'ittrio è considerato come non indispensabile per gli organismi viventi. La sua tossicità è considerare generalmente come in basso, ma è più tossica di alcuno dell'altro REE. L'ittrio è principalmente pericoloso nel luogo di lavoro, potenzialmente causante le embolie del polmone con l'esposizione a lungo termine. L'ittrio può anche causare il cancro e può essere una minaccia contro il fegato quando si accumula nel corpo umano.

La tabella 74 confronta le concentrazioni mediane di Y nei campioni di FOREGS ed in alcuni gruppi di dati di riferimento.

 

Tabella 74. Concentrazioni mediane di Y nei campioni di FOREGS ed in alcuni insiemi di dati di riferimento.
Ittrio (y)	Origine – fonte		Numeri di campioni		Frazione di dimensione millimetro		Estrazione		Mediana mg kg-1
Crust1)	Continentale superiore		n.a.		n.a.		Totale		21
Sottosuolo	FOREGS		788		<2>		Totale (ICP-MS)		23,0
Terriccio	FOREGS		845		<2>		Totale (ICP-MS)		21,0
Soil2)	Mondo		n.a.		n.a.		Totale		20
Acqua		FOREGS		807		Filtrato <0>		0,064 (μg l-1)
Water3)		Mondo		n.a.		n.a.		0,7 (μg l-1)
Water2)		Mondo		n.a.		n.a.		0,04 (μg l-1)
Deposito alluvionale	FOREGS		848		<0>		Totale (XRF)		25,7
Sedimento del terreno alluvionale	FOREGS		743		<2>		Totale (XRF)		20,1
1)Rudnick & Gao 2004, 2)Koljonen 1992, 3)Ivanov 1996.

 

Ittrio in suolo

Il contenuto mediano di Y è 23 mg kg-1 in sottosuolo e 21 mg kg-1 in terriccio; la gamma varia <3 to="" 88="" mg="" kg="">da -1 in sottosuolo e da fino a 267 mg kg-1 in terriccio. Il terriccio medio/sottosuolo di rapporto è 0,914.

Il comportamento geochimico di Y è più simile a quello del REEs pesante (Gd, TB, Dy, uff, Er, TM, Yb e LU).

L'ittrio in sottosuolo mostra i valori bassi (<15 mg="" kg="">- 1) in tutto la maggior parte della Finlandia, la Polonia, la Germania del Nord, la Danimarca ed i Paesi Bassi, l'Irlanda del Nord, la Scozia orientale, il Portogallo centrale e la Spagna del sud.

Gli alti valori di Y in sottosuolo (>31 mg kg-1) sono situati pricipalmente nel basamento cristallino del massiccio iberico nel Portogallo e la Galizia del Nord (Spagna), nelle province magmatiche alcaline italiane e nordiche della Grecia (pianta et al. 2005), in un'anomalia del punto in Toscana, nel Massif Central, Bretagna, in suolo residuo sulla morfologia carsica della Slovenia e la Croazia, in Ungheria e l'Austria del sud, la Germania sudorientale, il loess/regione del palaeoplacer della Francia del Nord in Germania, in Norvegia sudoccidentale ed in Svezia del Nord (Salpeteur et al. 2005). Le anomalie del punto compaiono in Grecia occidentale, connessa con mineralizzazione del suolo e della fosforite di terra rossa ed in Irlanda del Nord vicino al granito di Mourne.

In terriccio, Y è più basso in Norvegia ed in Svezia, ma altrove il modello è simile a quello del sottosuolo. C'è un'anomalia del punto in isole Canarie connesse con il basalto dell'alcali.

Il terriccio medio/sottosuolo di rapporto è 0,914 per Y, simile al REEs, in particolare il HREEs (lantanidi pesanti).

L'ittrio in sottosuolo ha una correlazione molto forte (>0.8) con la maggior parte del REEs (Dy, Er, Eu, Gd, uff, LU, ND, MP, TB, TM, Yb), una forte correlazione (>0.6) con Ce, la La, il PR, la N.B.:, il Ti, il Fe e dentro e una buona correlazione (>0.4) con il mn, il Co, il Cu, lo Zn, il Pb, lo Sc, il V, Al, GA, Zr, l'HF, il Rb, il Tl, i tum, Te e Th. In terriccio, lo stesso modello di correlazione è presente, ma U ed il CD inoltre hanno una buona correlazione con il Y.

 

Ittrio in acqua di ruscello

Indici dell'ittrio nel comprendere dell'acqua di ruscello tre ordini di grandezza, <0>da -1 6,53 a μg l-1 (a parte un valore erratico 26,6 di μg l-1), con un valore mediano di 0,064 μg l-1. I dati dell'ittrio correlano il più molto attentamente con gli elementi di terre rare in generale ed in particolare con l'erbio.

Y più basso stima l'acqua di ruscello (<0>- 1) principalmente è trovato nella maggior parte della Spagna orientale, la Francia occidentale, sudorientale e di nordest, l'Italia del sud (Sicilia compresa e la Sardegna del sud) e la maggior parte dell'Italia del Nord, in Slovenia occidentale, in Croazia ed in Austria occidentale, Germania di nordest ed in tutto l'Albania e la Grecia. La maggior parte delle aree dei valori di Y più bassi in acqua di ruscello sono caratterizzate da Variscan e dai terreni alpini di orogene (Europa meridionale), mentre altre aree (pricipalmente Germania del Nord) sono rappresentate da deriva glaciale. Y basso ed i valori bassi dell'acqua di ruscello di REE in Svezia centrale sono collegati con i valori a pH elevato causati dalle rocce di Palaeozoic.

Le più alte concentrazioni di Y scorrono l'acqua (>0.95 μg l-1) principalmente sono trovate in Danimarca del Nord, Norvegia più a sud ed in Svezia ed in Finlandia del sud. Le aree di più alti valori sono caratterizzate dai terreni precambriani (rocce principalmente intrusive e metamorfiche acide). I valori migliorati dell'acqua di ruscello Y (>0.34 μg l-1) inoltre si presentano in tutto la Norvegia centrale e del sud, in Svezia ed in Finlandia centrale e del Nord, orientale ed in Irlanda del Nord, Scozia del Nord, caratterizzata da Caledonides scandinavo ed Irlandese-scozzese ed in Francia (Bretagna e Massif Central) sui terreni di Variscan (rocce intrusive e vulcaniche). In Irlanda del Nord, i valori in modo anomalo alti dell'acqua di ruscello di Y sono associati con il granito di Mourne. I valori altamente anomali di Y in Germania del Nord sono associati con gli alti valori del documento.

La distribuzione dell'acqua di ruscello di Y discussa sopra segue il più molto attentamente il REE ed il modello relativo in acido, la mineralizzazione bassa, l'alta acqua degli elementi di ruscello del documento che è chiaramente clima-dipendente. L'ittrio in acqua di fiume si presenta principalmente nei complessi organici. Una spiegazione geogenic sembra essere possibile per le anomalie dell'acqua di ruscello dell'ittrio in Spagna, in Irlanda, Bretagna e Massif Central e dell'intensità più debole in Italia. In la maggior parte di queste aree, più alto Y è trovato inoltre in sedimenti e/o in suolo.

 

Ittrio in deposito alluvionale

Il contenuto mediano di Y in deposito alluvionale è 25,7 mg kg-1 e la gamma varia 1,3 - 426 mg kg-1.

La mappa di distribuzione del deposito alluvionale di Y è simile alla distribuzione del REEs pesante. I valori bassi di Y in deposito alluvionale (<18>- 1) sono presenti nella maggior parte della Finlandia orientale, la pianura europea nordica compresi la Danimarca, l'Irlanda occidentale, la Spagna orientale, le alpi occidentali, Apennines nordico e l'Italia Nord-orientale, la Grecia occidentale e del sud costiera della Croazia.

Le due aree con gli più alti valori anomali di Y in deposito alluvionale (fino a 62,9 mg kg-1) sono la parte di Variscan della penisola iberica, cioè, Portogallo, Galizia e la sierra de Gredos in vecchio Castilia (Spagna) ed il Massif Central in Francia (granito di Variscan), avanzante nella regione di Poitou fino il nord-ovest. Alto Y in deposito alluvionale (>33.6 mg kg-1) ^inoltre si presenta in Norvegia del sud (deposito compreso di Sovi), la Svezia del Nord, del sud ed orientale del Nord della Norvegia, un'anomalia del punto in Estonia del Nord (giacimenti del fosfato), la Scozia orientale, il massiccio della Boemia (anomalia compresa del punto in granito di Variscan vicino al confine dell'Austria, la repubblica Ceca e la Germania e un'anomalia del punto vicino al deposito di U di Dolny Rozinka in repubblica Ceca centrale), Roman Alkaline Province, Austria sudorientale e vicino al granito di Mourne in Irlanda del Nord.

L'ittrio in deposito alluvionale ha correlazioni molto forti (>0.8) con Th e il REEs (eccetto Eu), una forte correlazione (>0.6) con Eu ed U e una buona correlazione (>0.4) con N.B.:, i tum, il Ti, lo Zr, l'HF, lo Sn e GA. I minerali principali del Y-cuscinetto sono xenotima (fosfato dell'ittrio) e monazite (anche il trasportatore principale di REEs, di Th e di U). Questi si comportano come minerali pesanti in sedimenti e sono concentrati insieme ad altri minerali pesanti quali lo zircone, il rutilo, il columbo-tantalite ed il cassiterite, così spiegando il modello delle correlazioni.

 

Ittrio in sedimento del terreno alluvionale

La distribuzione di Y in sedimento del terreno alluvionale varia 2-130 da mg kg-1, con una mediana di mg 20,1 kg-1.

I valori bassi di Y in sedimento del terreno alluvionale (<14>- 1) si presentano sopra la maggior parte della Finlandia orientale e la Norvegia di nordest sulle rocce cristalline dello schermo di Fennoscandian, Irlanda del nord sui terreni di Caledonide, sopra la deriva glaciale coperta semplicemente dalla Germania del nord alla maggior parte della Polonia e la Lettonia, nelle zone della Spagna orientale e di nordest sulle rocce calcaree e clastiche, i sedimenti alluvionali più bassi del fiume della Garonna in Francia, il bacino della molassa della Germania e l'Austria del sud e la Calabria in Italia del sud.

Gli alti valori di Y in sedimento del terreno alluvionale (>26.9 mg kg-1) si presentano pricipalmente nelle aree con N.B.: e mineralizzazione di REE come in molte zone della Norvegia (N.B.:-REE-Th di Söve, palude REE), compreso Oslo graben, patchwise attraverso la Svezia ed in Finlandia sudoccidentale sui terreni cristallini dello schermo di Fennoscandian, in Irlanda e Galles occidentali (Cu misto del porfido di Y Brenin); in Francia nel Poitou, in Massif Central verso Pirenei connessi con le rocce felsic e la mineralizzazione; La Corsica con granito e mineralizzazione e Roman Alkaline Province. La cinghia di alti valori di Y in sedimento del terreno alluvionale che si estende dal Belgio più fino le montagne di Harz può essere collegata con i minerali pesanti nei giacimenti del loess; gli alti valori di Y sono collegati con le rocce eruttive felsic che accadono nel Erzgebirge in Germania, massiccio della Boemia e la Moravia del sud in repubblica Ceca in Austria orientale e del sud, in Ungheria occidentale, Slovenia ed in suolo carsico in Croazia occidentale. Gli alti valori di Y in sedimento del terreno alluvionale inoltre si presentano in Ungheria orientale, la loro fonte che è le rocce intrusive e vulcaniche calc-alcaline delle montagne di Apuseni in Romania e sopra le rocce granitiche mineralizzate della Macedonia centrale in Grecia del Nord.

I valori periferici ed altamente anomali di Y in sedimento del terreno alluvionale si presentano nello Skellefte hanno mineralizzato l'area in Svezia del Nord (130 mg kg-1), in Svezia del sud (56,4 mg kg-1), la regione di Poitou in Francia (56,1 mg kg-1) ed in Northumberland in Inghilterra di nordest (49,1 mg kg-1), che può essere collegata con i giacimenti della fosforite.

L'ittrio in sedimento del terreno alluvionale mostra un forte a correlazione positiva molto forte con il REEs, una forte correlazione con Al₂ O₃, GA, Ti₂ O, Fe, V, N.B.: e Th e una buona correlazione con K₂ la O, il Rb, il Co, il Tl, lo Zr, HF, è, Li, tum ed U.

Può essere concluso che la mappa di distribuzione di Y in sedimento del terreno alluvionale evidenzia le differenze geochimiche della geologia e della mineralizzazione della roccia fresca, particolarmente la sua associazione con le rocce cristalline felsic.

 

Confronto dell'ittrio fra i media del campione

In generale, ci sono vaste similarità fra tutti i media solidi del campione. Il terriccio è relativamente basso in Y ha confrontato a sottosuolo nelle zone della Norvegia e della Svezia, ma i modelli fra terriccio e sottosuolo sono altrimenti virtualmente identici. La Croazia e la Slovenia costiera e le zone occidentali dell'Austria sono basse in Y in deposito alluvionale confrontato ad altri media solidi del campione (possibilmente spiegati tramite la rimozione di materiale a grana fine da suolo residuo e dalla morfologia carsica). In sedimenti del terreno alluvionale e della corrente, le più alte concentrazioni di Y sono osservate in Norvegia del sud e del Nord confrontata per sporcare. In deposito alluvionale, l'Estonia del Nord mostra due anomalie del punto di Y che sono assenti in altri media solidi del campione, possibilmente relative ai sedimenti più bassi-Palaeozoic della fosforite. Manifestazione centrale e nordica Y leggermente più alto della Gran-Bretagna in deposito alluvionale soltanto. Nelle zone della Svezia, il sedimento dell'Irlanda occidentale e di Galles, terreno alluvionale è arricchito in Y ha confrontato ad altri media solidi del campione. Nella provincia vulcanica alcalina dell'Italia e nelle zone della Grecia occidentale, Y è basso in sedimenti confrontati per sporcare. In Spagna centrale, Y è in modo anomalo più alto in deposito alluvionale che in suolo, mentre il sedimento del terreno alluvionale non mostra questa caratteristica. La repubblica Ceca e la regione adiacente della Germania è arricchita in Y in deposito alluvionale confrontato per sporcare; le parti di questa anomalia sono inoltre visibili nel sedimento del terreno alluvionale che estendere in Germania del Nord.

Un boxplot che confronta la variazione di Y in sottosuolo, terriccio, deposito alluvionale e sedimento del terreno alluvionale è nella figura 53.

La distribuzione di Y in acqua di ruscello è complessa, ma generalmente forme di fronte ai modelli a quelle osservate in media solidi del campione, eccetto in Bretagna ed il massiccio centrale della Francia e la parte occidentale di Variscan della penisola iberica. La solubilità dell'ittrio è controllata forte dal pH acido e dalla presenza di documento e le più alte concentrazioni sono osservate in tutto il Fennoscandia.

Figura 53. Confronto di Boxplot di variazione dell'ittrio in sottosuolo, terriccio, deposito alluvionale e sedimento del terreno alluvionale.