Podział pierwiastków wg. Goldschmidta
Geochemiczna klasyfikacja pierwiastków, klasyfikacja pierwiastków chemiczna opierająca się na ich pokrewieństwie chemicznym i zachowaniu się w środowisku geochemicznym. Najbardziej rozpowszechniona klasyfikacja V.M. Goldschmidta (1922) uwzględnia powinowactwo chemiczne pierwiastków względem tlenu i siarki w porównaniu z powinowactwem żelaza i wyróżna 5 geochemicznych grup pierwiastków:
pierwiastki syderofilne- żelazo, kobalt, niekiel
pierwiastki chalkofilne- miedż, srebro, cynk
pierwiastki litofilne- sód, potas, magnez
pierwiastki atmofilne- gazy szkachetne, wodór, azot
pierwiastki biofilne- węgiel, tlen, siarka

Zmiany w atmosferze

Skład atmosfery ziemskiej ulegał w przeszłości istotnym zmianom. Początkowo ziemska atmosfera składała się z najlżejszych frakcji pierwotnej materii Układu Słonecznego – wodoru i helu. Jednak stosunkowo szybko (w skali geologicznej) ta pierwotna atmosfera uległa rozproszeniu na skutek gwałtownych procesów geologicznych, zderzeń z planetoidami i oddziaływania z wiatrem słonecznym. W jej miejsce pojawiły się gazy uwalniane z głębi uformowanej już skorupy ziemskiej: dwutlenek węgla, para wodna, amoniak i pewna ilość azotu. 3–4 miliardy lat temu pojawiły się na Ziemi pierwsze bakterie. Ich gwałtowny rozwój, oraz późniejszy rozwój innych organizmów, spowodował pojawienie się w atmosferze tlenu. Ilość tlenu stopniowo wzrastała na skutek zachodzącej w tych organizmach fotosyntezy, której faza jasna opiera się na fotolizie wody do tlenu i wodoru, wodór jest włączany do glukozy zaś tlen jest wydalany. Zatem malała ilość CO2, natomiast wzrastała ilość O2 i azotu, który był uwalniany przez bakterie z amoniaku.

Reguła podstawień izomorficznych Goldschmidta

Reguła 1: Różnica promieni podstawiających się jonów nie może przekraczać 15% promienia większego z nich.

Reguła 2: Rzadko obserwuje się podstawienia jeśli różnica ładunków jest większa niż jeden. Podstawienie heterowalentne wymaga drugiej pary podstawień dla skompensowania ładunków.

Reguła 3: Silniejsze i bardziej prawdopodobne wiązania tworzą jony o wyższym potencjale jonowym (stosunku ładunku do promienia jonowego; φ = Z/r). (przy jednakowym ładunku preferowany jest mniejszy promień, przy jednakowych promieniach – wyższy ładunek)

Reguła 4: Nawet przy podobnych promieniach podstawienie jest praktycznie niemożliwe jeśli jony różnią się wyraźnie elektroujemnością (i charakterem tworzonych wiązań chemicznych).

Skład chemiczny wnętrza Ziemi

Wnętrze naszej planety różni się składem chemicznym w zależności od głębokości i rodzaju skał. Najlepiej poznany jest skład chemiczny warstwy przypowierzchniowej, ze względu na możliwość wydobycia i zbadania skał. Wraz ze wzrostem głębokości znajomość składu chemicznego poszczególnych skał maleje. Budowę jądra Ziemi określono na postawie meteorytów, które były jądrami dawnych planet podobnych budową do Ziemi. Jest prawdopodobne, że nasza planeta ma wiele wspólnych cech z innymi planetami, których pozostałością są właśnie meteoryty. W składzie chemicznym skorupy ziemskiej dominuje tlen, który stanowi 47 % wszystkich pierwiastków. Jest go tam więcej niż w powietrzu. Nie występuje on jednak w wolnej postaci, a tylko wchodzi w skład różnorodnych związków chemicznych. Krzem stanowi 29,5 % pierwiastków. W większej ilości występują także glin (8,2 %) i żelazo (4,7 %). Inny jest stosunek pierwiastków chemicznych w budowie Ziemi, jako całości, gdzie 44 % stanowi żelazo, 24,3 % tlen, natomiast krzem -12 %.

Niekiedy na skutek różnych procesów geologicznych dochodzi do koncentracji niektórych pierwiastków (np. żelaza, miedzi, czy złota), co prowadzi do powstania złóż surowców mineralnych.

Główne procesy metamorficzne:

Metamorfizm termiczny (kontaktowy) ma miejsce wówczas, gdy skały dostaną się w bezpośrednie sąsiedztwo magmy. Nastąpić to może np. na skutek intruzji, tj. przemieszczenia się magmy w wyższe partie skorupy ziemskiej. Procesy metamorficzne przebiegają w strefie kontaktu, pod wpływem temperatury intrudującej magmy. Metamorfizm ten ma charakter lokalny.

Metamorfizm dyslokacyjny (dynamiczny) przebiega w strefach fałdowych, gdzie skały podlegają dużemu ciśnieniu kierunkowemu. Czynnikiem dominującym jest tu stress, temperatura odgrywa rolę podrzędną. Pod wpływem tego procesu zachodzi kruszenie i rozcieranie skał przy nieznacznej rekrystalizacji i wolno przebiegających reakcjach chemicznych. Metamorfizm ten ma charakter lokalny.

Metamorfizm regionalny obejmuje swoim zasięgiem wielkie obszary. Przebiega wtedy, gdy wskutek ruchów tektonicznych skały zostają pogrążone na znaczne głębokości, gdzie panuje duże ciśnienie i temperatura.

Metamorfizm metasomatyczny (allochemiczny) ma miejsce wówczas, gdy do środowiska skalnego, podlegającego jednemu z powyżej opisanych rodzajów metamorfizmu doprowadzone zostaną z głębi roztwory i gazy. Substancje te indukują rozmaite reakcje chemiczne polegające na rozpuszczeniu i wypieraniu jednych minerałów przy jednoczesnym powstawaniu nowych, w skład których wchodzą substancje pochodzące z zewnątrz.

Metamorfizm progresywny i regresywny. Metamorfizm progresywny przebiega w kierunku osiągnięcia wyższego stopnia zmetamorfizowania skał. Jeżeli jednak skały już zmetamorfizowane, w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury zostaną szybko przemieszczone w strefę wyraźnie niższych temperatur i ciśnień to dochodzi wówczas do przeobrażeń wstecznych. Procesy te nazywamy metamorfizmem progresywnym.

Ultramorfizm obejmuje procesy będące na granicy między procesami magmowymi i metamorficznymi. Procesy ultrametamorficzne polegają między innymi na częściowym przetopieniu skał metamorficznych lub przepojeniu produktami przetopienia.

Ewolucja atmosfery

Jaki skład miała pierwotna atmosfera Ziemi? Wiadomo na pewno, że nie było w niej tlenu. Wskazują na to następujące przesłanki:
obecność skał osadowych zawierających minerały ulegające rozkładowi w warunkach tlenowych; jednym z takich minerałów jest piryt (tak zwane złoto głupców);
dane izotopowe; proporcje izotopów różnych pierwiastków pozwalają na stwierdzenie, czy w atmosferze znajdował się tlen; dzięki temu wiemy, że w archaiku (a zatem do 2,7 mld lat temu) tlen występował w znikomych ilościach;
skład atmosfer innych planet krążących wokół Słońca; powietrze, którym oddychamy nie ma swojego odpowiednika w naszym układzie planetarnym.

Jakie gazy tworzyły pierwotną atmosferę? Wydaje się, że był to przede wszystkim dwutlenek węgla, azot oraz para wodna, którym towarzyszył tlenek węgla i wodór. Starsze modele pierwotnej atmosfery ziemskiej zakładały duży udział metanu i amoniaku, a także wodoru. Taki skład wykorzystano zresztą w eksperymencie Millera – pierwszej próbie odtworzenia warunków panujących na powierzchni Ziemi na krótko po jej uformowaniu się. Doświadczenie to miało ponadto na celu ustalenie, w jaki sposób powstały cząsteczki budujące organizmy żywe oraz samo życie. Dokładny skład pierwotnej atmosfery może być trudny do oszacowania, ale jedno jest pewne – w powietrzu prawie w ogóle nie było tlenu. Pojawił się on dopiero u schyłku archaiku, a stał się istotnym składnikiem w paleoproterozoiku, począwszy od 2,5 mld lat temu.

Wielkie zdarzenie oksydacyjne

W skałach liczących sobie około 2,5-2,0 miliarda lat zapisane zostały informacje o ważnych zmianach, które zachodziły w tym okresie w ziemskiej atmosferze. Wszystkie te zjawiska określane są mianem wielkiego zdarzenia oksydacyjnego.

Żadna z zachodzących wówczas zmian nie byłaby możliwa, gdyby nie dopływ do atmosfery dużych ilości tlenu. Słowo „dużych” może być mylące. Choć objętościowo dopływ tlenu był olbrzymi, to jednak udział tego pierwiastka w powietrzu nadal nie przekraczał procenta. Tym niemniej nawet zawartość liczona w promilach całkowicie przeobraziła oblicze Ziemi.

Piryt (tak zwane złoto głupców) jest minerałem, który stosunkowo szybko ulega rozpadowi w warunkach tlenowych. Dlatego też nie jest on obecnie spotykany w skałach osadowych. W okresie poprzedzającym wielkie zdarzenie oksydacyjne sytuacja była jednak inna (zdjęcie:Rob Lavinsky, iRocks.com).

Wśród zmian, które stanowiły efekt wielkiego zdarzenia oksydacyjnego, najważniejsze to:
-zanik piasków uraninitowych i pirytowych
-powszechne występowanie wstęgowych złóż żelaza (BIF)
-coraz częstsze występowanie hematytu
-pojawienie się pierwszych zlodowaceń;
-ekspansja bardziej zaawansowanych form życia

Wymienionym zmianom towarzyszyły też inne, trudniejsze do zaobserwowania w zapisie geologicznym, ale stanowiące logiczną i pewną konsekwencję pojawienia się tlenu w powietrzu. Życiodajny pierwiastek nie tylko umożliwia oddychanie tlenowe, ale chroni też (tworząc ozon) przed zabójczym promieniowaniem ultrafioletowym docierającym do Ziemi z kosmosu.

Pierwotna atmosfera naszej planety nie stanowiła ochrony przed promieniowaniem niebezpiecznym dla organizmów. W efekcie utrudniało to ekspansję życia w płytkich morzach oraz na lądach. W czasach przed powstaniem tlenowej atmosfery jedyną ochronę stanowiła bowiem głęboka woda. Szkodliwe promieniowanie zanikało dopiero na głębokości około 10 metrów. Lądy i jeziora nie były zatem tak przyjazne i bezpieczne, jak po wielkim zdarzeniu oksydacyjnym.

Woda wiązania wodorowe ; fizykochemia; znaczenie w przyrodzie

Wiązanie wodorowe (mostek wodorowy) – rodzaj słabego wiązania chemicznego polegającego głównie na przyciąganiu elektrostatycznym między atomem wodoru i atomem elektroujemnym zawierającym wolne pary elektronowe. We wzorach oznaczany jest zazwyczaj linią przerywaną, np. X−H⋯Y–Z, gdzie X jest donorem wiązania wodorowego, a Y jego akceptorem.

Fizykochemia:
• ciecz bezbarwna, bezwonna, bez smaku
• mętność: woda klarowna (woda chemicznie czysta)
• twardość: 0 (woda chemicznie czysta)
• gęstość wody: w temperaturze 4° wynosi 1 g/cm3
• odczyn: 7
• masa cząsteczkowa: 18,01 Da
• wysokie ciepło właściwe (4187 J/kgK) – podwyższenie temperatury 1 g wody o 1°C wymaga dostarczenia średnio 1 cal ciepła
• wysokie ciepło topnienia (333,7 kJ/kg) – stopienie 1 g lodu w temperaturze 0°C wymaga dostarczenia 80 cal ciepła
• wysokie ciepło parowania (2257 kJ/kg)
• w wodzie występują siły kohezji – siły spójności cząsteczek wody
• w wodzie występują siły adhezji – siły powierzchniowego przylegania cząsteczek wody do innych cząsteczek
• woda wykazuje zdolność do asocjacji, czyli łączenia się cząsteczek wody dzięki elektrostatycznemu przyciąganiu dipoli wodnych
• woda wykazuje zdolność do hydratacji, czyli tworzenia płaszcza wodnego wokół jonów na skutek elektrostatycznego przyciągania jonów przez dipole wody

Znaczenie w przyrodzie
Woda na równi z powietrzem i glebą stanowią istotny składnik środowiska. Jest jednym z podstawowych elementów przyrody, decydującym o istnieniu życia na Ziemi. Jest niezastąpiona w życiu i gospodarce człowieka. Stanowi przedmiot konsumpcji, warunek higieny i rekreacji.

Facje geochemiczne osadów morskich

Facja siarkowowodorowa, środowisko redukcyjne. Wytrąca się FeS2, osadem charakterystycznym są bitumiczne łupki z siarczkami

Facja syderytowa, środowisko redukcyjne, deficyt tlenu. W tych warunkach wydziela się FeCO3, substancja organiczna utleniana jest do CO2. Charakterystycznym osadem jest bitumiczny łupek syderytowy.

Facja szamozytowa, warunki słabo redukcyjne, dużą rolę odgrywa koloidalna krzemionka. Warunki są zbyt redukujce by utlenić żelazo na wyższy stopień utlenienia, dlatego żelazo pozostaje jako Fe2+ w postaci szungitu i turyngitu. Charakterystycznym osadem są krzemionkowe rudy oolitowe żelaza.

Facja glaukonitowa, środowisko obojętne, żelazo przechodzi w pewnej ilości w Fe3+, tworzący glaukonit sorbuje K, Mg, Rb, Li. Osadem charakterystycznym są fosforyty.

Facja utleniona, dochodzi do utlenienia Fe, Mn. Brak substancji organicznej, gdyż została utleniona i rozłożona.

Hydroliza Krzemianów

Krzemiany sodowe ulegają w wodzie reakcji hydrolizy, w wyniku czego powstaje słaby kwas ortokrzemowy. Kwas ten wykazuje tendencję do odszczepiania cząsteczki wody i kondensowania z utworzeniem kwasów wielokrzemowych. Kwasy te mogą mieć strukturę prostych lub rozgałęzionych łańcuchów . Szybkość kondensacji zależy od pH roztworu i jest najwyższa w pH 7 (roztwór obojętny). Kwasy krzemowe słabo rozpuszczają się w wodzie, tworzą roztwory koloidalne lub galaretowate osady, przy czym cały roztwór może zakrzepnąć w jednolity żel. Mieszaninie kwasów krzemowych przypisuje się ogólny wzór . Stosunek ilościowy do wody jest zmienny, zależny od warunków otrzymania żelu. Suszenie żelu prowadzi do produktu o bardzo rozwiniętej powierzchni i doskonałych własnościach sorpcyjnych.

(RO)4Si + H2O = (RO)3SiOH + ROH

Wytrącanie się wodorotlenków z zależności od pH