Introducción del itrio

Y – introducción del itrio

 

El itrio pertenece el grupo 3 de la tabla periódica, que también incluye el Sc, el La y la CA. El elemento tiene un número atómico de 39, masa atómica de 89, un estado de oxidación (+3) y un isótopos naturales (⁸⁹ Y). Químicamente, Y se asemeja a los elementos de tierra rara más pesados (REEs). La mayor importancia de Y en geoquímica es que tiene un intermedio geoquímico del comportamiento entre el dysprosium más pequeño de los elementos del lantánido (Dy) y el holmio (Ho) (McLennan 1999b).

El itrio es un elemento metálico lithophile que forma varios minerales incluyendo el xenotime YPO₄ y el yttrialite (Y, Th) ₂ Si₂ O₇, pero está también presente como elemento accesorio en biotita, feldespato, piroxeno, granate y apatita.

 

La configuración del electrón y el radio iónico de Y asemejarse a los del REEs más pesado (Gd al Lu), al cual se asocia en minerales y rocas. Esto se ve durante procesos magmáticos, donde está muy similar el comportamiento de Y al del REEs pesado. Se divide fuertemente en el granate, la hornablenda, el clinopiroxeno y la biotita, pero sin embargo muestra el enriquecimiento leve en granítico (el magnesio kg-1 del CA 40) en relación con el intermedio (magnesio kg-1 del CA 35) y (el magnesio kg-1 del CA 32) rocas ígneas basálticas. Mielke (1979) da un valor 31 del magnesio kg-1 para la media cortical de Y, que es más alta que elementos tales como Sn y Pb. En basalto, su concentración es sensible al grado de fusión parcial (Wedepohl 1978). Las concentraciones desproporcionado bajas de Y pueden ocurrir en magmas calc-alcalinos como resultado de la estabilización de las fases ricas en REEs pesado en la región de la fuente y/o su fraccionamiento de los magmas. Los valores elevados de Y y de REE son generalmente indicativos de rocas felsic, especialmente de intrusives, y de los sedimentos del suelo y de corriente derivados de ellos.

 

Y y los complejos más estables pesados de la forma de REEs (Gd al Lu) que REEs ligero (La al SM), particularmente con carbonato, los aniones del fluoruro o del sulfato en soluciones alcalinas, y ellos son así una movilización hidrotérmica más propensa (Kosterin 1959). Sin embargo, hay pocas pruebas de la movilidad de Y durante metamorfismo (O'Nions y Pankhurst 1974, Drury 1978).

La concentración de Y en rocas sedimentarias es determinada en gran parte por la abundancia de minerales pesados del resistate, tales como zircon, xenotime y

granate. En ambientes deposicionales de poca energía, una cierta Y puede también ocurrir en compuestos orgánicos y complejos estables del carbonato del álcali. La pizarra (magnesio kg-1 del CA 40) y el greywacke (magnesio kg-1 del CA 30) se enriquecen típicamente en Y compararon con las rocas del carbonato (magnesio kg-1 del CA 4) y la piedra arenisca (magnesio kg-1 del CA 15). Hay evidencia de que Y se enriquece en arcilla y pizarra del origen marino en relación con sus contrapartes lacustres (Balashov y otros 1964). El enriquecimiento del itrio se ha divulgado en la laterita (Calliere y otros 1976) y los depósitos oolíticos del ferromanganeso (Goldberg y otros 1963). El valor medio de Y en loess se cita como 25 magnesio kg-1 (McLennan y Murray 1999).

2001) informes de Kabata-Pendias (que Y no se ha determinado sistemáticamente en muestras del suelo, por lo tanto, se saben poco sobre su comportamiento; el contenido del medio Y para el suelo inculto y cultivado se cita como 23 magnesio kg-1 y 15 el magnesio kg-1 respectivamente.

 

En el sedimento de corriente la mayor parte de la Y se lleva a cabo en los minerales accesorios, tales como granate, apatita, sphene, monazite y zircon, que son resistentes a la alteración por los agentes atmosféricos. La abundancia de Y en macropartículas del río se da como 28 magnesio kg-1 (McLennan y Murray 1999). En ambientes ácidos, Y se puede movilizar con la disolución de silicatos ferromagnesian, notablemente clinopiroxeno, pero la dispersión subsiguiente es restringida típicamente por la absorción a los óxidos del FE y a los minerales acuosos de la arcilla. En agua neutral y alcalina, la formación de complejos insolubles del carbonato fomenta inhibe movilidad y Y se convierte en precipitación propensa en mucho la misma manera como Al (Balashov y otros 1964).

El itrio exhibe movilidad muy baja bajo todas las condiciones ambientales. En la mayoría de los casos, puede ser tratado como REE trivalente (van Middlesworth y madera 1998) y, como el REEs, muchos de sus minerales portadores son resistate. Aunque en teoría el ion^de Y³⁺ sea soluble en un medio ácido, la solubilidad baja de la especie del fosfato, del hidróxido y del carbonato niega este (Brookins 1988). El itrio y el REEs en agua de la corriente están a menudo bajo la forma de partículas o coloides suspendidos bastante que en forma disuelta, y se piensan para coprecipitar con FE (OH) ₃ (van Middlesworth y madera 1998).

Las fuentes antropogénicas de Y incluyen la mina de REE y el polvo de cerámica (Reimann y de Caritat 1998). Es ampliamente utilizado en aparatos electrodomésticos, tales como televisiones de color, lámparas fluorescentes, lámparas ahorros de energía y vidrios. También se utiliza en la producción de catalizadores y pulir el vidrio.

El itrio se considera ser no esencial para los organismos vivos. Su toxicidad se mira generalmente como bajo, pero es más tóxica que algo del otro REE. El itrio es sobre todo peligroso en el ambiente de trabajo, potencialmente causando embolias del pulmón con la exposición a largo plazo. El itrio puede también causar el cáncer, y puede ser una amenaza para el hígado cuando acumula en el cuerpo humano.

El cuadro 74 compara las concentraciones medianas de Y en las muestras de FOREGS y en algunos grupos de datos de la referencia.

 

Cuadro 74. Concentraciones medianas de Y en las muestras de FOREGS y en algunos conjuntos de datos de referencia.
Itrio (y)	Origen – fuente		Numere de muestras		Fracción del tamaño milímetro		Extracción		Punto medio magnesio kg-1
Crust1)	Continental superior		n.a.		n.a.		Total		21
Subsuelo	FOREGS		788		<2>		Total (ICP-MS)		23,0
Tierra vegetal	FOREGS		845		<2>		Total (ICP-MS)		21,0
Soil2)	Mundo		n.a.		n.a.		Total		20
Agua		FOREGS		807		Filtrado <0>		0,064 (μg l-1)
Water3)		Mundo		n.a.		n.a.		0,7 (μg l-1)
Water2)		Mundo		n.a.		n.a.		0,04 (μg l-1)
Sedimento de corriente	FOREGS		848		<0>		Total (XRF)		25,7
Sedimento del terreno de aluvión	FOREGS		743		<2>		Total (XRF)		20,1
1)Rudnick y Gao 2004, 2)Koljonen 1992, 3)Ivanov 1996.

 

Itrio en suelo

El contenido mediano de Y es 23 el magnesio kg-1 en subsuelo y 21 el magnesio kg-1 en tierra vegetal; la gama varía a partir <3 to="" 88="" mg="" kg="">de la -1 en subsuelo y hasta 267 del magnesio kg-1 en tierra vegetal. La tierra vegetal media/subsuelo del ratio es 0,914.

El comportamiento geoquímico de Y es el más similar al del REEs pesado (Gd, TB, Dy, Ho, Er, TM, Yb y Lu).

El itrio en subsuelo muestra escasos valores (<15 mg="" kg="">- 1) en la mayor parte de Finlandia, Polonia, Alemania septentrional, Dinamarca y los Países Bajos, Irlanda del Norte, la Escocia del este, el Portugal central y la España meridional.

Los altos valores de Y en el subsuelo (>31 magnesio kg-1) están situados principalmente en el sótano cristalino del macizo ibérico en Portugal y Galicia septentrionales (España), en las provincias magmáticas alcalinas italianas y septentrionales de Grecia (planta y otros 2005), una anomalía del punto en Toscana, en el Massif Central, la Bretaña, en suelo residual en el karst de Eslovenia y Croacia, en Hungría y Austria meridional, Alemania del sudeste, el loess/área del palaeoplacer de Francia septentrional a Alemania, a Noruega al sudoeste, y a Suecia septentrional (Salpeteur y otros 2005). Las anomalías del punto aparecen en Grecia occidental, asociada a la mineralización del suelo y de la fosforita del rossa de la tierra, y en Irlanda del Norte cerca del granito de Mourne.

En tierra vegetal, Y es más baja en Noruega y Suecia, pero a otra parte el modelo es similar al del subsuelo. Hay una anomalía del punto en las islas Canarias asociadas al basalto del álcali.

La tierra vegetal media/subsuelo del ratio es 0,914 para Y, similar al REEs, particularmente el HREEs (elementos de tierra rara pesados).

El itrio en subsuelo tiene una correlación muy fuerte (>0.8) con la mayor parte del REEs (Dy, Er, Eu, Gd, Ho, Lu, Nd, SM, TB, TM, Yb), una correlación fuerte (>0.6) con Ce, el La, las RRPP, la NOTA, el Ti, el FE y adentro, y una buena correlación (>0.4) con el manganeso, el Co, el Cu, el Zn, el Pb, el Sc, V, Al, el GA, el Zr, el Hf, el Rb, TL, TA, Te y Th. En tierra vegetal, el mismo modelo de la correlación está presente, pero U y el Cd también tienen una buena correlación con el Y.

 

Itrio en agua de la corriente

Valores del itrio en la gama sobre tres órdenes de magnitud, de -1 a 6,53 μg l-1 <0>del agua de la corriente (excepto un afloramiento 26,6 del μg l-1), con un valor mediano de 0,064 μg l-1. Los datos del itrio correlacionan lo más de cerca posible con los elementos de tierras raras en general, y particularmente con erbio.

La Y más baja valora el agua de la corriente (<0>- 1) se encuentra predominante en la mayor parte de España del este, Francia occidental, del sudeste y del noreste, Italia meridional (Sicilia incluyendo y Cerdeña meridional) y la mayor parte de Italia septentrional, en Eslovenia occidental, Croacia y Austria occidental, Alemania del noreste y en Albania y Grecia. La mayor parte de las áreas de los valores más bajos de Y en agua de la corriente son caracterizadas por Variscan y los terrenos alpinos del orógeno (Southern Europe), mientras que otras áreas (principalmente Alemania septentrional) son representadas por la deriva glacial. Y baja y los valores bajos del agua de la corriente de REE en Suecia central se relacionan con los valores de gran alcalinidad causados por las rocas de Palaeozoic.

Las concentraciones más altas de Y fluyen el agua (>0.95 μg l-1) se encuentran predominante en Dinamarca septentrional, la Noruega más situada más al sur y en Suecia y Finlandia meridionales. Las áreas de los valores más altos son caracterizadas por los terrenos precámbricos (rocas sobre todo intrusas y metamórficas ácidas). Los valores aumentados del agua Y de la corriente (>0.34 μg l-1) también ocurren en Noruega central y meridional, en Suecia y Finlandia central y septentrional, del este e Irlanda del Norte, Escocia septentrional, caracterizada por Caledonides escandinavo e Irlandés-escocés, y en Francia (Bretaña y Massif Central) en los terrenos de Variscan (rocas intrusas y volcánicas). En Irlanda del Norte, los valores anómalo altos del agua de la corriente de Y se asocian al granito de Mourne. Los valores altamente anómalos de Y en Alemania septentrional se asocian a altos valores del doc.

La distribución de agua de la corriente de Y discutida arriba sigue lo más de cerca posible el REE y el modelo relacionado en ácido, mineralización baja, la alta agua de los elementos de la corriente del doc. que es claramente clima-dependiente. El itrio en agua de río ocurre predominante en complejos orgánicos. Una explicación geogenic aparece ser posible para las anomalías del agua de la corriente del itrio en España, Irlanda, Bretaña y Massif Central, y de intensidad más débil en Italia. En la mayor parte de estas áreas, una Y más alta se encuentra también en sedimentos y/o suelo.

 

Itrio en el sedimento de corriente

El contenido mediano de Y en el sedimento de corriente es 25,7 el magnesio kg-1, y la gama varía de 1,3 a 426 el magnesio kg-1.

El mapa de la distribución del sedimento de corriente de Y es similar a la distribución del REEs pesado. Los valores bajos de Y en el sedimento de corriente (<18>- 1) están presentes en la mayor parte de Finlandia del este, el llano europeo septentrional incluyendo Dinamarca, Irlanda occidental, España del este, las montañas occidentales, Apennines septentrional e Italia norte-easternmost, Grecia costera de Croacia, occidental y meridional.

Las dos áreas con los valores anómalos más altos de Y del sedimento de corriente (hasta 62,9 magnesio kg-1) son la pieza de Variscan de la península ibérica, es decir, Portugal, Galicia y Sierra de Gredos en Castilia viejo (España), y el Massif Central en Francia (granito de Variscan), extendiendo en la región de Poitou al noroeste. Alta Y en el sedimento de corriente (>33.6 magnesio kg-1) ^también ocurre en Noruega meridional (depósito incluyendo de Sovi), Suecia septentrional de Noruega, septentrional, meridional y del este, una anomalía del punto en Estonia septentrional (depósitos del fosfato), Escocia del este, el macizo bohemio (anomalía incluyendo del punto en el granito de Variscan cerca de la frontera de Austria, República Checa y Alemania, y una anomalía del punto cerca del depósito de U de Dolny Rozinka en la República Checa central), Roman Alkaline Province, Austria del sudeste, y cerca del granito de Mourne en Irlanda del Norte.

El itrio en el sedimento de corriente tiene correlaciones muy fuertes (>0.8) con Th y el REEs (excepto el Eu), una correlación fuerte (>0.6) con Eu y U, y una buena correlación (>0.4) con la NOTA, TA, el Ti, el Zr, el Hf, el Sn y el GA. Los minerales principales del Y-transporte son xenotime (fosfato del itrio) y monazite (también el portador principal de REEs, del Th y de U). Éstos se comportan como minerales pesados en sedimentos y se concentran así como otros minerales pesados tales como zircon, rutilo, columbo-tantalite y casiterita, así explicando el modelo de correlaciones.

 

Itrio en el sedimento del terreno de aluvión

La distribución de Y en el sedimento del terreno de aluvión varía a partir la 2-130 del magnesio kg-1, con un punto medio del magnesio 20,1 kg-1.

Los valores bajos de Y en el sedimento del terreno de aluvión (<14>- 1) ocurren sobre la mayor parte de Finlandia del este y Noruega del noreste en las rocas cristalinas del escudo de Fennoscandian, Irlanda del norte en los terrenos de Caledonide, sobre la deriva glacial cubierta claramente de Alemania del norte la mayor parte de a Polonia y Letonia, en partes de España del este y del noreste en rocas calcáreas y clásticas, los sedimentos aluviales más bajos del río de Garona en Francia, el lavabo de la melaza de Alemania y Austria meridional, y Calabria en Italia meridional.

Los altos valores de Y en el sedimento del terreno de aluvión (>26.9 magnesio kg-1) ocurren principalmente en áreas con la NOTA y la mineralización de REE como en muchas partes de Noruega (NOTA-REE-Th de Söve, pantano REE), incluyendo la Oslo graben, patchwise a través de Suecia, y en Finlandia al sudoeste en los terrenos cristalinos del escudo de Fennoscandian, en Irlanda y País de Gales occidentales (Cu mixto del pórfido de Y Brenin); en Francia en el Poitou, el Massif Central hacia los Pirineos asociados a las rocas felsic y a la mineralización; Córcega con granito y la mineralización, y Roman Alkaline Province. La correa de los altos valores de Y en el sedimento del terreno de aluvión que extiende de Bélgica encima a las montañas de Harz se puede relacionar con los minerales pesados en los depósitos del loess; los altos valores de Y se relacionan con las rocas ígneas felsic que ocurren en el Erzgebirge en Alemania, macizo bohemio y Moravia meridional en la República Checa a Austria del este y meridional, a Hungría occidental, Eslovenia, y en suelo cárstico en Croacia occidental. Los altos valores de Y en el sedimento del terreno de aluvión también ocurren en Hungría del este, su fuente que es las rocas intrusas y volcánicas calc-alcalinas de las montañas de Apuseni en Rumania, y sobre las rocas graníticas mineralizadas de Macedonia central en Grecia septentrional.

Los valores periféricos y altamente anómalos de Y en el sedimento del terreno de aluvión ocurren en el Skellefte mineralizaron área en Suecia septentrional (130 magnesio kg-1), en Suecia meridional (56,4 magnesio kg-1), la región de Poitou en Francia (56,1 magnesio kg-1), y en Northumberland en Inglaterra de nordeste (49,1 magnesio kg-1), que se puede relacionar con los depósitos de la fosforita.

El itrio en el sedimento del terreno de aluvión muestra un fuerte a la correlación positiva muy fuerte con el REEs, una correlación fuerte con el Al₂ O₃, GA, Ti₂ O, FE, V, NOTA y Th, y una buena correlación con K₂ O, Rb, Co, TL, Zr, Hf, sea, Li, TA, y U.

Puede ser concluido que el mapa de la distribución de Y en el sedimento del terreno de aluvión muestra las diferencias geoquímicas de la geología y de la mineralización de la roca de fondo, especialmente su asociación con las rocas cristalinas felsic.

 

Comparación del itrio entre los medios de la muestra

En general, hay semejanzas amplias entre todos los medios sólidos de la muestra. La tierra vegetal es relativamente baja en Y comparó al subsuelo en partes de Noruega y de Suecia, pero los modelos entre la tierra vegetal y el subsuelo son de otra manera virtualmente idénticos. Coastal Croacia y Eslovenia y las partes occidentales de Austria son bajos en Y en el sedimento de corriente comparado a otros medios sólidos de la muestra (explicados posiblemente por el retiro del material de grano fino del suelo residual y del karst). En sedimentos de la corriente y del terreno de aluvión, concentraciones más altas de Y se observan en Noruega meridional y septentrional comparada para manchar. En el sedimento de corriente, Estonia septentrional muestra dos anomalías del punto de Y que estén ausentes en otros medios sólidos de la muestra, relacionadas posiblemente con los sedimentos más bajos-Palaeozoic de la fosforita. Demostración central y septentrional una Y levemente más alta de Gran Bretaña en el sedimento de corriente solamente. En partes de Suecia, el sedimento de País de Gales y de Irlanda occidental, terreno de aluvión se enriquece en Y comparó a otros medios sólidos de la muestra. En la provincia volcánica alcalina de Italia y partes de Grecia occidental, Y es baja en los sedimentos comparados para manchar. En España central, Y es anómalo más alta en el sedimento de corriente que en suelo, mientras que el sedimento del terreno de aluvión no muestra esta característica. La República Checa y el área adyacente de Alemania se enriquece en Y en el sedimento de corriente comparado para manchar; las partes de esta anomalía son también visibles en el sedimento del terreno de aluvión que extiende a Alemania septentrional.

Un boxplot que compara la variación de Y en subsuelo, tierra vegetal, el sedimento de corriente y el sedimento del terreno de aluvión está en el cuadro 53.

La distribución de Y en agua de la corriente es compleja, pero generalmente formas enfrente de modelos a ésos observados en medios sólidos de la muestra, excepto en Bretaña y el macizo central de Francia y la pieza occidental de Variscan de la península ibérica. La solubilidad del itrio es controlada fuertemente por pH ácido y la presencia de doc., y las concentraciones más altas se observan en Fennoscandia.

Cuadro 53. Comparación de Boxplot de la variación del itrio en subsuelo, tierra vegetal, el sedimento de corriente y el sedimento del terreno de aluvión.