toooda la materia 2ª prueba fisico

7/25/2019 Toooda La Materia 2 Prueba Fisico

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MINERALOGA Y GEOQUMICA DEL MANTO

Todos los minerales principales ocurren como una serie de solucin slida. Por ejemplo, elGranate tiene 32 miembros finales.

Pero, en la prctica, slo los 6 ms comunes se utilizan.

Cpx y granate principales ocurren como una serie de solucin slida. Por ejemplo, elGranatetiene 32 miembros finales.

Pero, en la prctica, slo los 6 ms comunes se utilizan.

Rocas Plutnicas Ultramficas:Definicin

Terminologa de rocas ultramficas

Las Peridotitas se distinguen de laspiroxenitas por contener> 40%olivino.

Las peridotitas se subdividen en:dunita, harzburgita, lherzolita yWehrlitasLas piroxenitas se subdividen en:ortopiroxenita, websterita, yclinopiroxenita


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Dnde est el aluminio?

Estratigrafa mineralgica de los 100 km superiores del manto superior litosfrico. Notar quelas lherzolitas con plagioclasa no ocurren en todos los niveles del mantolitosfrico a pocaprofundidad y es probable que est ausente en la litsfera subcontinental. Dentro de estasbandas de todos los minerales pueden coexistir en una relacin de reaccin.

Clasificacion de las rocas del manto

Rocas ultramficas que contienen granate o espinela debe ser calificado como tal:

Si granate

o espinela es >5% garnet peridotiteSi granate o espinela es


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Peridotita:

Lherzolita

Mx: Ol, Cpx, Opx, Gt.Su superficie es a menudo meteorizada"Olivino y ortopiroxeno se alteranprimero

Granate y clinopiroxeno son los ms notables debido a su color y preservacinBotaderos Kimberley (colas antiguas) tienen numerosas muestras de gran tamao

Harzburgita

Mx: Ol, Opx, Cpx, Gt (+Chr).Otros minerales comunes: SulfurosA partir del Metasomatismo de Kimberlitas : Oxides, Phlogopita, Anfibol, Kelyphita(microcristalina)

Mx: Ol, Opx, Cpx, Gt, Chr, diamante.(granate Macricyst): AHM D1 Las inclusiones del diamante son muy importantes

porque representan el "manto" en el momento de encapsulamiento y no puedeequilibrarse en el tiempo con el manto adyacente si las condiciones cambian, esdecir,PT, metasomatismo del manto, fusin. este

El diamante previene equilibrio. Lasdataciones revelan que la mayora de los diamantes tienen muchos billones de edad.

Websterita

Mx: Ol, Opx, Cpx, Gt, Chr

Eclogita:

Mx: Ol, Cpx, Opx, Gt, Cianita, Diamante.Otros minerales comunes:

Sulfuros, Rutilo, CianitaA partir del Metasomatismo de Kimberlitas : Oxides, Phlogopita, Anfibol, Kelyphita(microcristalina).


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Las paragnesis se basan en la composicin mineral, no en la mineraloga.

Su clasificacinprecisa requiere un conocimiento de la geoqumica de minerales. (Tabla)

Comentarios cerca de los xenolitos del manto

Olivino y Orthopiroxeno: Alto Mg#Granate:AltoCr, Bajo CaCromita: Alto CrGeotermobarometra

Ni en Granate: 30 120 ppmNi en Olivino: 3000 ppmNi en Granate incrementa con temperatura Geoterma de Kimberlita Newlands es 37 mW/m2

Combinations of geothermometers and geobarometers used in this study and the resultantgeotherm.*One or more samples scatter outside the specified geotherm range.

.1 The 30 and 40 mW/m2 geotherms used in this study were obtained from Pollack andChapman (1977); intermediate geotherms were interpolated from these two. The

startof the diamond stability field is where the calculated geotherm intersects the diamondgraphitestability line of Kennedy and Kennedy (1976).

.2 Minimum and maximum geotherms determined for each geothermobarometer

combination is based on limits containing the majority of xenoliths while ignoringthose that represent scatter outside of the errors of the

xenolithsgeothermobarometers.


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Granate: Xenolitos de Kimberlitas Etaki,Canad

Granate: composiciones de Cr2O3 and CaOseparados por localidad. Alto Mg # indicativode la naturaleza altamente reducida delmanto:harzburgita > lherzolita

Granate: Xenolitos de Kimberlitas Newlands,Sudfrica

Granates de diferentes rocas de cajamuestran diferentes patrones de tierras raras (REE)

Granates de harzburgitas que contienen diamantes tienen distintos patrones de tierras raras(REE).Los granates tienen un alto coeficiente de particin de las tierras raras livianas. Estos sondistintivos de enriquecimiento de tierras raras livianas (LREE) en consonancia con un eventode agotamiento.

Geotermobarometria: Eclogitas

Determine Pressure?No Geobaromter for Eclogites.Assume PressureUse know GeothermFournier Transform Infra-red (FTIR) Microspectroscopy

The time-temperature constraints are dependent on the accurate determination ofnitrogenconcentration and aggregation state, which, in turn, are dependent on the quality of thespectra and various constants.

Diamantes:Los diamantes pueden contener nitrgeno (hasta 5000ppm).

Los enlaces de nitrgeno de diversas maneras con elcarbono y el s mismo. Con el tiempo estos enlaces cambianpreferencialmente a pares de nitrgeno. La tasa a la que estoocurre depende del tiempo y la temperatura.Edad definida 3.5 de (Re-Os)

en billones aos Rango de

temperatura de formacin

Harzburgita ms caliente que eclogita,por lo tanto ms profunda


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As can be scene from the changes above, time is more sensitive than temperatureto anychange. As a result any time estimates are only relevant on an order of magnitude scale, i.e.billions, hundreds of millions, tens of millions etc, particularly as current geothermometers canonly constrain temperature at best to ~30 C. Temperature, on theother hand, is invariantcompared to time. As a result the calculations are morerobust and any changes are far lessthan the accuracy of any geothermometer.

Peridotita: Macrocyst y Diamante :Mx: Ol, Opx, Cpx, Gt, Cianita, DiamanteOtros Minerales:

Kelyphite Reaccin entre Kimberlita and Granate Kelyphite estacompuesta of micro-crystaline anfbol, biotita

Conclusiones: Los Procesos antiguos

Las composiciones de rocas del manto pueden ser explicadas por extraccin (y cristalizacin)de magmas baslticos. Estos procesos son evidenciados en las composiciones minerales del

manto.Los residuos reducidos muestran:

Enriquecimiento de Mg sobre Fe minerales de alto Mg/(Mg+Fe)(Forsterita, Enstatita)Merma de Al relativa a Cr minerales de alto Cr/(Cr+Al)(Cr-piropo, Cromita, Cr-diopsido)Reduccin de Ca abundancia relativa baja de minerales clcicos(Clinopiroxeno)Las fusionescristalizadas lgicamente muestran lo opuesto:Megacrysts, piroxenitas y eclogitas tienen minerales con elevado Fe, Ca (y Ti),y bajo en Cr

Formacin de los primeros ncleos continentales con races litosfricas empobrecidas (~3.5billn aos).Los primeros eventos metasomticos causados por los fluidos carbonatiticos llevaron a laformacin de la mayora de las harzburgitas con diamantes asociadas a carbonatos congranates G10 y cromitas con alto cromo (~ 3.2 billn aos).Acrecin del cratn Kaapvaal por subduccin de fondo ocanico y procesos de colisin;formacin de diamantes eclogticos (3.0-2.5 billn aos).La raz del cratn se vio afectada por diversos procesos amistosos y hostiles de laraz delmanto que aumentaron o disminuyeron el contenido de diamantes en rocas de origenlitosfrico (2.5 billn aos a la edad de emplazamiento).


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Limites del Manto Superior

Modelo de Base del Manto

Modelo observado del Manto

Modelo Modificado del Manto


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Seccin esquemtica de un cratn

Peridotita: Baja T (gruesa) vs Alta T (cizalladas)Se encuentra:

Peridotita Baja T (grueso) en la litosfera rgida..Peridotita Alta T (cizalladas) en la zona de conveccin plstica de la astensferaEl olivino y ortopiroxeno se deforman y recristalizan


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DIAMANTES: ESPECTROSCOPIA DE INFRARROJOS POR TRANSFORMADA DEFOURIER

Espectroscopia de FTIR

There are four major types of diamond:

Ia,Ib,

IIa andIIb.Type I diamonds are the nitrogen-containing ones.

They are the most abundant diamonds in nature.Type I when the concentration of nitrogen in it is above the sensitivity limit o

fconventional IR absorption spectroscopy, is about 1 ppm.Practically, nitrogen content in natural type I diamonds exceeds 10 ppm and maybe ashigh as 3,000 ppm.Type I diamonds with nitrogen content below 10 ppm are frequently referred to aslownitrogentype I diamonds.Subdivisions of type I are type Ia and type Ib.

Type Ia diamonds are those containing nitrogen in aggregated forms, when the

majority of nitrogen is present in complexes of two and more nitrogen atoms.The major aggregates of nitrogen are A-, B-and B-defect (Platelets).Type Ib diamonds contain nitrogen predominantly in form of single substitutionalnitrogen atoms (C defects) and only minor amount of nitrogen is aggregated.Single substitutional nitrogen atoms are omnipresent impurity in diamond.It is a very rare event that the presence of C defects in a natural diamond could not bedetected (Sobolev et al. 1986; Fisher 2012).

The highest concentration of single substitutional nitrogen, which can be foundinnatural type Ib diamonds, may reach a value of 500 ppm.


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Additional labeling of type Iadiamonds with letters A, B, C andBis used to indicate thedominating form of nitrogendefects. For instance, type IaAdiamonds contain nitrogenpredominantly in the form of Aefects.Type IaABb diamonds are thesecontaining comparableconcentrations of A-, B-and Cdefects.

Type II diamonds are thosecontaining no measurable amount of nitrogen.

Practically, to be of type II, a diamond has to contain less than 1 ppm nitrogen. Furtherdivision of type II into types IIa and type IIb is used to distinguish between diamonds, whichdo not contain boron (type IIa) and those, which contain boron impurity (type IIb)

Boron concentration in natural type IIb diamonds is usually low and it rarely ex

ceeds 1 ppm.Type IIb diamonds are also the most low nitrogen natural diamonds with typical nitrogenconcentration in the range of 0.01 ppm. Type IIb diamonds show characteristic boron-relatedbroad-range optical absorption starting in IR and spreading through the red towards greenspectral range. This absorption makes type IIb diamonds blue.

Low-nitrogen diamonds are rare in nature. Type IIa diamonds amount to less than2 % of allrecovered diamonds in major diamond deposits. The relative number of low-nitrogen and typeIIa diamonds increases with size. Many large cut diamonds are of type IIa including thebiggest and the most famous: Golden Jubilee (545.7 carats), Cullinan I (530.2 carats),

Cullinan II (317.4 carats), Centenary (273.8 carats), De Beers Millennium Star (203 carats).

FTIR: Diamantes Newlands:

Diamonds from peridotitic xenoliths, eclogitic xenoliths and run-of-mine production fromNewlands kimberlite. The diamonds can be classified into three groups; namelydiamonds from peridotitic (P-type) or eclogitic (E-type) xenoliths, and run-of-mineproduction of unknown (U-type) paragenesis. Diamonds of peridotitic genesis canbefurther subdivided into harzburgitic (H-type) or lherzolitic (L-type) on the basis of garnetgeochemistry. Hereafter these diamonds will be respectively referr

ed to as P(subdivided into H-or L-), E-and ROM-type diamonds.


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Diamantes: Transformacin de Fourier de infrarrojos (FTIR):Los diamantes pueden contener nitrgeno (hasta 5000 ppm).

Los enlaces de nitrgenode diversas maneras con el carbono y el s mismo. Con el tiempo estos enlacescambian preferencialmente a pares de nitrgeno. La tasa a la que esto ocurre dependedeltiempo y la temperatura.

The diamonds from Newlands have FTIR nitrogen concentrations ranging from undetectableup to a maximum of 3600 at. ppm. A noticeable percentage of diamonds contain very little orno nitrogen (Type II or near Type II diamonds) -all of which are either H-type or of unknownparagenesis (U-Type).In contrast, every E-and L-type diamond contains substantial nitrogen. Therefore, anyspecimen from Newlands that is a Type II or near Type II diamond should invariably be ofharzburgitic genesis.

There is a clear distinction between E-and H-type diamonds: the maximum nitrogenconcentration of harzburgitic diamonds is 595 at. ppm whilst the minimum for eclogiticdiamonds is greater than 600 at. ppm.

The variation of nitrogen concentration within a single diamond can be up to several hundredat. ppm, whilst the range for diamonds from a single xenolith can span that of the entirediamond type. As examples:

Harzburgite AHM D2 contains 3 diamonds: diamond A has a calculated N range from295 to 595 at. ppm, diamond B, 41 to 113 at. ppm, and diamond C, 52 to 352 at. ppm;

Eclogite AHM K12 has three diamonds: diamond A has a range of 658 to 980 at. ppm.,diamond B, 730 to 1500 at. ppm., and diamond C, 314 to 435 at. ppm.

The largest absolute range shown by a single diamond is 1800 to 3600 at. ppm (sample AHMK14 diamond A), whilst that for diamonds from a single xenolith is 900 to 3600 at. ppm(sample AHM K14).The time-temperature constraints are dependent on the accurate determination ofnitrogenconcentration and aggregation state, which, in turn, are dependent on the quality of thespectra and various constants.FTIR time-temperature constraints based on nitrogen kinetics require that one ofthe twovariables are fixed.Reliably define the values for both time and/or temperature: Re-Os radiogenic isotopes on thediamond-bearing xenoliths constrain the age whilst geothermobarometry constrains theambient temperature (Menzies, 2001).

Therefore, ages can be fixed to obtain accurate time-averaged mantle residencetemperatures, or alternatively, the ambient temperatures can be used as a proxyfor the timeaveragedmantle residence temperatures to obtain formation ages of the diamond.

There are, however, inherent problems if, as is very likely, temperature and possibly pressurehave varied with time. Furthermore, the diamond may not have a homogeneous nitrogenconcentration and aggregation state. Nevertheless, FTIR can yield relevant geological


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constraints.


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Eclogite diamonds:

FTIR time averaged temperatures

Applying the eclogitic age constraints given above, E-type diamonds are restricted to between1060 C and a 1100 C.If the age is changed to the isochron's error limits (2.96 or 4.16 Ga) then theminimum andmaximum temperatures change by only 10 C up or down respectively, insignificant for uppermantle geothermobarometry.The range of E-type diamond temperatures is unusually limited compared to diamond suitesfrom other locations Independent of which Archan age is used, the eclogitic diamond suitesshow a temperature range of 40 to 60 C.

As can be scene from the changes above, time is more sensitive than temperatureto anychange. As a result any time estimates are only relevant on an order of magnitude scale, i.e.

billions, hundreds of millions, tens of millions etc, particularly as current geothermometers canonly constrain temperature at best to ~30 C.Temperature, on the other hand, is invariant compared to time. As a result the calculationsare more robust and any changes are far less than the accuracy of any geothermometer.

Harzburgitic diamonds:

FTIR time averaged temperatures

Applying the harzburgitic and lherzolitic age constraints given above, H-and L-type diamondsare restricted to temperatures predominantly between 1100 C to 1150 C.There is a noticeable scatter displayed by diamonds with nitrogen concentrationsless than150 at. ppm (log 150 = 2.2).At these levels the IR spectra are close to detection limits and thus errors areaccentuateddue to the extremely small and fragmented nature of the diamonds resulting in greater scatterin the data. If the low N concentration data is ignored due to its inaccuracy, then the maximumtemperature becomes 1120 C.

FTIR: Diamantes Newlands: Peridotitic

Peridotitic diamonds occur in two primary forms, namely single octahedra or octa

hedralaggregates, both commonly less than 1 mm. In contrast, eclogitic diamonds display a widevariety of morphologies including octahedra, cubes and dodecahedrons.They range in size from approximately 100 um within diamond aggregates to largesinglecrystals up to 3 mm.Cathodoluminescence indicates that the eclogitic diamonds grew in at least threedistinctperiods.


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FTIR spectra show that the peridotitic and eclogitic diamonds are distinctly different.Specifically, many of harzburgitic diamonds are Type II (or near Type II) or have Nconcentrations less than 600 at. ppm. and have relatively low Platelet peak positions.


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Eclogitic Diamonds from Newlands

Based on FTIR results, all eclogitic diamonds contain nitrogen ranging from 500to3000 at. ppm. and are thus classified as Type I diamonds. Any diamond that hasNconcentrations over 600 at. ppm. at Newlands can be confidently ascribed to theeclogitic paragenesis.The diamonds are low aggregation type IaAB ranging from almost pure Type IaA tolevels of up to 20% B aggregates.Cathodoluminescence indicates that the eclogitic diamonds have at least three majordistinctive growth phases, as well as periods of diamond resorption.Calculated ambient temperatures for diamond-bearing eclogites combined with theEtypediamond nitrogen concentrations and aggregation states are consistent withdiamond formation in the Archan.Assumed Archan ages, combined with the nitrogen concentration and aggregationstates of the E-type diamonds fall along an isotherm and define a narrow range of ti

meaveragedtemperatures of 1060 to 1080 C.Relatively narrow temperature and age relationships imply a similar origin and mantlestorage for the eclogitic diamonds, consistent with their derivation from asolitarydiamondiferous eclogitic unit.Therefore the nitrogen concentrations and aggregation state of the E-type diamonds isconsistent with storage in the lithospheric mantle at temperatures of between 1050 1100C on a billion year time scale.If they were stored at time-averaged temperatures lower than 1050 C, such as most

ofthe current ambient temperatures recorded just prior to capture in the kimberlite, thenthe calculated diamond ages would be older than the Earth. Therefore,it appears thatthe eclogitic unit in which the diamonds resided has cooled on the order of at least 100C since formation in the Archan.FTIR: Diamantes Newlands: Eclogitic

Eclogitic diamonds are Type I with significantly higher N concentrations (> 600at. ppm.) andhave relatively higher Platelet peak positions.Both sets of diamonds have type IaAB aggregation states ranging from 0 to 20 %.Based on these criteria the majority unknown diamonds analysed by FTIR at Newlands are ofeclogitic origin.

This difference implies that the peridotitic and eclogitic diamonds at Newlandsare derivedfrom separate sources.Temperature-averaged ages indicate diamond formation in the Archan for bothparageneses, consistent with Re-Os results of the host xenoliths (Menzies et al., 1999;Menzies, 2001).Time-averaged temperatures imply that the diamonds formed at higher temperaturesthantheir ambient levels at the time of kimberlite eruption.


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Peridotitic Diamonds from Newlands

Based on FTIR results a significant proportion of harzburgitic diamonds are TypeII ornear Type II. Any diamond found to contain little or no nitrogen is a H-type diamond.Those peridotitic diamonds that do contain N are predominantly at concentrationslessthan 200 at. ppm. (with a maximum of 600 at. ppm.).The diamonds are low aggregation type IaAB ranging from almost pure Type IaA tolevels of up to 20% B aggregates.L-type diamonds yield nitrogen concentrations that fall into the boundary zonethatseparates the H-type and E-type diamonds. However the lherzolitic diamond dataset istoo small to draw any definitive conclusions, yet the diamonds all have nitrogenconcentrations at the limits of that observed in the larger harzburgitic diamond data set,leaving open the question of whether they may be a separate paragenesis or not.Calculated ambient temperatures for the diamond-bearing garnet macrocrystscombined with the P-type diamond nitrogen concentrations and aggregation states areconsistent with diamond formation in the Archan.

Assumed Archan ages, combined with the nitrogen concentration and aggregationstates of the P-type diamonds fall along an isotherm range of time-averagedtemperatures of 1100 to 1120 C.Firstly, if the calculated time-averaged residence temperatures for the diamondswas50 to 100 C greater than some of the current ambient temperatures, thus implyingmantle cooling over the geological ons, then the data would be compatible.The diamonds from all three parageneses that contain IR detectable nitrogen, withoutexception, have low aggregation IaAB spectra ranging from almost pure Type IaA to levels ofup to 20% B aggregates.

Spectra of the diamonds, indicative of the nitrogen aggregation state at Newlands.The majority of diamonds (regardless of paragenesis) yield less than 12% B-typeaggregation(observable in the spectra as when the 1214 cm-1 peak exceeds the 1174 cm-1 peak).

Re-Os isotope studies of diamondiferous xenoliths from Newlands yield early Proterozoic tomid-Archan model and isochron ages for both the peridotitic garnet macrocrysts andeclogites (Menzies et al., 2001; Menzies et al., 2004).

Due to the implied old age of the xenoliths, the temperature constraints are relatively robust.Geothermometry on the Newlands xenoliths has constrained ambient temperatures tobetween 900 and 1100 C for both diamond-bearing peridotitic garnet macrocrysts andeclogites (Menzies, 2001).


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CONCEPTOS FISICOQUMICOS: PROPIEDADES COLIGATIVAS

Propiedades fsicas

Las propiedades fsicas se pueden dividir en dos categoras.Las propiedades extensivas (tales como la masa y el volumen) dependen del tamaode la muestra.Las propiedades intensivas (como la densidad y la concentracin) son propiedadescaractersticas de la sustancia; que no dependen del tamao de la muestra que estsiendoestudiado.Propiedades coligativas

Una tercera categora es un subconjunto de las propiedades intensivas de un sistema. Estatercera categora, conocida como propiedades coligativas, slo se puede aplicar a lassoluciones.Por definicin, una de las propiedades de una solucin es una propiedad coligativa si slodepende de la relacin entre el nmero de partculas de soluto y solvente en la soluci

, nola identidad del soluto.Propiedades coligativas son:

1. Relativa disminucin de la presin de vapor.2. La elevacin del punto de ebullicin.3. La depresin del punto de congelacin.4. La presin osmtica.Para una relacin de masa de soluto-solvente dado, todas las propiedades coligativas soninversamente proporcional a la masa molar de soluto.

Como ejemplo de este conjunto limitado de propiedades fsicas, considere lo que oc

urre conla presin de vapor del solvente cuando aadimos un soluto para formar una solucin.DefinirP como la presin de vapor del lquido puro o el solvente yP como la presin de vapor del solvente despus de la adicin de un soluto.

Cuando la temperatura del lquido que est por debajo de su punto deebullicin, podemos asumir que las nicas molculas que puedenescapar del lquido para ormar un gas son aquellos que se encuentrancerca de la superficie del lquido. Cuando se aade un soluto aldisolvente, algunas de las molculas de soluto ocupan el espacio cercade la superficie del lquido. Cuando se disuelve un soluto en un solvente,el nmero de molculas de solvente cerca de la superficie disminuye, yla presin de va

por del solvente disminuye.

Esto no tiene efecto sobre la velocidad a la que las molculas desolvente en la fase gaseosa se condensan para formar un lquido. Pero


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disminuye la velocidad a la que las molculas de solvente en el lquido pueden escapar en lafase de gas. Como resultado, la presin de vapor del solvente escapar de una solucin debeser menor que la presin de vapor del solvente puro.Entre 1887 y 1888, Francois-Marie Raoult mostr que la presin de vapor de una solucin esigual a la fraccin molar de solvente multiplicado la presin de vapor del lquido puro.

P = XsolvP

Esta ecuacin, que es conocida como la ley de Raoult.Cuando el solvente es puro, y la fraccin molar del solvente es igual a 1, P es igual a P .Cuando la fraccin molar del solvente se hace ms pequeo, la presin de vapor del solvntese escapa de la solucin tambin se hace ms pequeo.

Supongamos que el solvente es el nico componente de la solucin que es lo

suficientemente voltil para tener una presin de vapor medible.Si esto es cierto, la presin de vapor de la solucin ser igual a la presin de vapor elsolvente se escapa de la solucin. La ley de Raoult sugiere que la diferencia entre la presinde vapor del solvente puro y la solucin aumenta a medida que la fraccin molar de solventesdisminuciones. Por consiguiente, el cambio en la presin de vapor que se produce cuando seaade un soluto a un solvente es una propiedad coligativa. Si depende de la fraccinmolardel soluto, entonces debe depender de la relacin del nmero de partculas de soluto asolvente en la solucin, pero no la identidad del soluto.

La figura muestra las consecuencias que solutos disminuyen la presin de vapor deunsolvente.La lnea continua que une los puntos B y C en este diagrama de fases contiene lascombinaciones de temperatura y presin a la que el solvente puro y su vapor estn en


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equilibrio. Cada punto en esta lnea, por tanto, describe la presin de vapor del solvente puroa esa temperatura. La lnea de puntos en esta figura se describen las propiedades de unasolucin obtenida por disolucin de un soluto en el solvente. A cualquier temperatura dada, lapresin de vapor del solvente se escapa de la solucin esmenor que la presin de vapor delsolvente puro. Por tanto, la lnea de puntos est por debajo de la lnea continua.

La figura muestra las consecuencias del hecho de que los solutos disminuyen la presin devapor de un solvente. La lnea continua que une los puntos B y C en este diagrama de fasescontiene las combinaciones de temperatura y presin a la que el solvente puro y su vaporestn en equilibrio.Cada punto en esta lnea, por tanto, describe la presin de vapor del disolvente puro a esatemperatura. La lnea de puntos en esta figura se describen las propiedadesde una solucinobtenida por disolucin de un soluto en el solvente. A cualquier temperatura dada, la presinde vapor del solvente se escapa de la solucin es menor quela presin de vapor del solventepuro.Por tanto, la lnea de puntos est por debajo de la lnea continua.

La disminucin de la presin de vapor del solvente que se produce cuando se aade unsoluto al solvente provoca un aumento en el punto de ebullicin y la disminucin en elpuntode fusin de la solucin.

De acuerdo con esta cifra, la solucin no puede hervir a la misma temperatura queeldisolvente puro. Si la presin de vapor del solvente se escapa de la solucin es menor que lapresin de vapor del solvente puro a cualquier temperatura dada, la solucin debe sercalentada a una temperatura ms alta antes de que hierva. La disminucin de la presindevapor del solvente que se produce cuando se utiliza para formar una solucin, por tanto,aumenta el punto de ebullicin del lquido.

Cuando se introdujeron los diagramas de fase, el punto triple se defini como la nicacombinacin de temperatura y presin a la que el gas, lquido y slido puede existir l mismotiempo. La figura anterior muestra que el punto triple de la solucin de se

produce a unatemperatura menor que el punto triple del solvente puro. Pero resulta en un cambio en latemperatura a la que la solucin se congela o se derrite. Para entender por qu, tenemos queprestar atencin a la lnea que separa las regiones sldas y lquidas en el diagrama de fase.Esta lnea es casi vertical debido a que el punto de fusin de una sustancia no es muysensible a la presin.

La adicin de un soluto a un solvente no cambia la forma en que el punto de fusin dependede la presin. Por tanto, la lnea que separa las regiones slidas y lquidas de a solucin esparalela a la lnea que sirve la misma funcin para el solvente puro. Sinembargo, esta lneadebe pasar a travs del punto triple para la solucin. La disminucin en el punto triple que seproduce cuando se disuelve un soluto en un solvente,por tanto, disminuye el punto de fusinde la solucin.

La figura anterior muestra cmo el cambio en la presin de vapor que se produce cuando unsoluto se disuelve en un solvente conduce a cambios en el punto de fusin y el punto deebullicin del disolvente tambin. Debido a que el cambio en la presin de vapor es una


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propiedad coligativa, que depende slo del nmero relativo de partculas de soluto y solvente,los cambios en el punto de ebullicin y el punto de fusin del disolvente son tambinpropiedades coligativas.

Propiedades coligativas:

Presin de vapor de una solucin

La mejor manera de demostrar la importancia de las propiedades coligativas es examinar lasconsecuencias de la ley de Raoult. Raoult encontr que la presin de vapordel disolvente deescapar de una solucin es proporcional a la fraccin molar del disolvente.

P = Xsolvent P

Pero la presin de vapor de un solvente no es una propiedad coligativa. Slo el cambio en lapresin de vapor que se produce cuando se aade un soluto al solvente puedeser incluidoentre las propiedades coligativas de una solucin.

Dado que la presin es una funcin de estado, el cambio en la presin de vapor del solventeque se produce cuando se aade un soluto al solvente puede ser definido comola diferenciaentre la presin de vapor del solvente puro y la presin de vapor del s

olvente escapar de lasolucin..P=P -PSustituyendo la ley de Raoult en esta ecuacin da el siguiente resultado:

.P = P -Xsolvent P = (1 -Xsolvent) P

Esta ecuacin se puede simplificar por recordar la relacin entre la fraccin molar del soluto yla fraccin molar del solvente.

Xsolute + Xsolvent = 1

Sustituyendo esta relacin en la ecuacin que define P da otra forma de la ley de Ra

oult.

P = Xsolute P

Esta ecuacin nos recuerda que el cambio en la presin de vapor del solvente que seproduce cuando se aade un soluto al solvente es proporcional a la fraccin molar delsoluto.Como se disuelve ms soluto en el solvente,

la presin de vapor del solvente disminuye, yelcambio en la presin de vapor de los aumentos de solventes.

Propiedades coligativas: Punto de ebullicin

Debido a cambios en el punto del disolvente (.TBP) que se producen cuando se aadeunsoluto a un solvente resultado de los cambios en la presin de vapor de ebullicin delsolvente, la magnitud del cambio en el punto de ebullicin tambin es proporcional a lafraccin molar de el soluto.

.TBP = kb solute


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En soluciones diluidas, la fraccin molar del soluto es proporcional a la molalidad de lasolucin, como se muestra en la siguiente figura.

La ecuacin que describe la magnitud de la elevacin del punto de ebullicin que se producecuando se aade un soluto a un disolvente, por tanto, a menudo se escribe como sigue.

.TBP = kbmAqu, TBP es la elevacin del punto de ebullicin -el cambio en el punto de ebullicin ue seproduce cuando un soluto se disuelve en el solvente y kb es una constante deproporcionalidad conocida como la elevacin del constante molal del punto de ebullicion parael solvente.

Propiedades coligativas: Punto de congelacin

Una ecuacin similar se puede escribir para describir lo que sucede con el punto decongelacin (o punto de fusin) de un solvente cuando se aade un soluto al solvente.

.TFP = -kfm

En esta ecuacin, la TFP es la depresin del punto de congelacin el cambio en el punto decongelacin que se produce cuando el soluto se disuelve en el solvente y kf esel constantemolal del punto de congelacin para el solvente.

Un signo negativo se utiliza en esta ecuacin para indicar que el punto de congelacin del disolventedisminuye cuando se aade un soluto.

Punto de ebullicin y congelacin

Los valores de kb y kf , as como los puntos de congelacin y puntos de ebullicin para unnmero de disolventes puros se dan en las siguientes tablas.


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En 1884 van't Hoff introdujo otro trmino en el punto de congelacin y ebullicin depresinexpresiones elevacin punto de explicar las propiedades coligativas de solucionesdecompuestos que se disocian cuando se disuelven en agua.

.TFP= -kf (i) m

Sustituyendo el valor experimental para la depresin del punto de congelacin de unasolucin 0.100 m HCl en esta ecuacin da un valor para el trmino i de 1,89.Si HCl no se disocian en el agua, yo sera 1. Si se disocia completamente, yo sera2.El valor experimental de 1,89 sugiere por lo menos 95% de las molculas se disocian de HClen esta solucin.

Propiedades coligativas: La presin osmtica

En 1784, Jean Antoine Nollet descubrieron que la vejiga de un cerdo llena de unasolucinconcentrada de alcohol en agua se expandi cuando se sumerge en agua. La vejiga actucomo una membrana semipermeable, que permiti que las molculas de agua entr

en en lasolucin, pero mantiene las molculas de alcohol de movimiento en la otra direccin.Movimiento de un componente de una solucin a travs de una membrana para diluir lasolucin se llama smosis, y la presin que esto produce se llama la presin osmtica (p

La presin osmtica se puede demostrar con el aparato mostrado en la figura siguiente. Unamembrana semipermeable est ligado a travs del extremo abierto de un tubo decardo. Eltubo se llena parcialmente con una solucin de azcar o de alcohol en aguay se sumergi enun vaso de precipitados de agua. El agua fluir en el tubo hasta quela presin sobre lacolumna de agua debido a la fuerza de gravedad equilibra la presin osmtica del aguaconduce a travs de la membrana.

El agua fluye a travs de la membranasemipermeable para diluir la solucin dealcohol

hasta que la fuerza de lagravedad tirando hacia abajo de lacolumna de esta solucin equilibra lapresin osmtica que empuja el agua atravs de la membrana.

La presin osmtica Ley de Raoult

El mismo ao que Raoult descubri la relacin entre la presin de vapor de una solucinlapresin de vapor de un solvente puro, Jacobus Henricus van't Hoff encontr que lapresinosmtica de una solucin diluida (p) obedeca a una ecuacin anloga a la ecuacin de gideal .

p= nRT/ V


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Esta ecuacin sugiere que la presin osmtica es otro ejemplo de una propiedad coligativa,porque esta presin depende de la relacin entre el nmero de partculas de soluto con lvolumen de la solucin de n / V y no la identidad de las partculas de soluto.De acuerdo con esta ecuacin, una solucin 1,00 M tiene una presin osmtica de 22,4 ata 0oC.

PROPIEDADES COLIGATIVAS: LA DETERMINACIN DE MASA MOLAR

La determinacin de masa molar

Podemos utilizar una medicin de una cualquiera de las propiedades siguientes paradeterminar la masa molar (peso molecular) de un desconocido que es el soluto enunasolucin de:

Punto de ebullicin elevacinPunto de congelacin depresinPresin osmticaDesde punto de ebullicin elevacin

1. Determinar el cambio en el punto de ebullicin desde el punto de ebullicin observado dela solucin y el punto de ebullicin del solvente puro.2. Determinar la concentracin molal, m, a partir del cambio en el punto de ebullicin y elpunto de ebullicin elevacin constante.3. Determinar los moles de desconocido (el soluto) de la molalidad de la soluciny la masade solvente (en kilogramos) utilizada para hacer la solucin.4. Determinar la masa molar de la masa de lo desconocido y el nmero de moles dedesconocido.Desde Punto de congelacin Depresin

1. Determinar el cambio en el punto de congelacin del punto de congelacin observado de lasolucin y el punto de congelacin del solvente puro. (Este ser un nmero negatvo.)

2. Determinar la concentracin molal, m, a partir del cambio en el punto de congelacin y elpunto de congelacin depresin constante.3. Determinar los moles de desconocido (el soluto) de la molalidad de la soluciny la masade solvente (en kilogramos) utilizada para hacer la solucin.4. Determinar la masa molar de la masa de lo desconocido y el nmero de moles dedesconocido.


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De presin osmtica

1. Determinar la concentracin molar de lo desconocido en la solucin de la presin osmticaobservado.2. Determinar los moles de soluto (desconocido) de la molaridad de la solucin y el volumen(en litros) de la solucin.3. Determinar la masa molar de la masa de lo desconocido y el nmero de moles dedesconocido.Ejemplo:

Calcular el peso molecular de azufre si 35,5 gramos de azufre se disuelven en 100,0 gramosde CS2 para producir una solucin que tiene un punto de ebullicin 49,48C.

35,5 gramos de azufre100,0 gramos de CS249,48C punto de ebullicin

La relacin entre el punto de ebullicin de la solucin y el peso molecular de azufreno esinmediatamente evidente.Por lo tanto, comenzar preguntando: Qu sabemos acerca de este problema?

Sabemos que el punto de ebullicin de la solucin, por lo que podramos empezar por mirarhasta el punto de ebullicin del solvente puro con el fin de calcular el cambio enel punto deebullicin que se produce cuando se disuelve el azufre en CS2.

.TBP = 49,48C 46,23C = 3,25C

Sabemos tambin que el cambio en el punto de ebullicin es proporcional a la molalidad dela solucin.

.TBP = kbm

Ya que sabemos que el cambio en el punto de ebullicin (TBP) y la elevacin del punto deebullicin constante para el solvente (kb) puede ser visto en una tabla, calcularla molalidadde la solucin.

m= .TBP/kb = 3,25C/ 2,35 C= 1,38m

Calcular el nmero de moles de azufre presente en 100,0 gramos de disulfuro de carbono.

1,38 mol sulphur / 1000 g CS2 * 100.0 g CS2 = 0,138 mol sulphur

Calcular el nmero de gramos por mol de azufre.

35,5g / 0,138 mol = 257 g /mol


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La nica manera de explicar este peso molecular es asumir que cada molcula de azufrecontiene ocho tomos de azufre.

257 g/mol / 32 g/mol = 8

El azufre elemental, por lo tanto se comporta como si contiene molculas S8.

Ejemplo -Respuesta:

Determinar el peso molecular de cido actico si una solucin que contiene 30,0 gramosdecido actico por kilogramo de agua se congela a -0.93C.Estos resultados concuerdan con la hiptesis de que el cido actico tiene la CH3CO2Hfrmula?

The freezing point depression for this solution is equal to the difference between the freezingpoint of the solution (-0.93C) and the freezing point of pure water (0C).

TFP = -0.93C -0.0C = -0.93C

We now turn to the equation that defines the relationship between the freezing pointdepression and the molality of the solution.

TFP = -kfm

Since we know the change in the freezing point, and we can look up the freezingpointdepression constant in a table, we have enough information to calculate themolality of the

solution.

At this point, we might return to the statement of the problem, to see if we aremaking anyprogress toward an answer. According to this calculation, there are 0.50 moles of acetic acidper kilogram of water in this solution. The problem stated that there were 30.0 grams of aceticacid per kilogram of water in the solution. Since we simultaneously know the number of gramsand the number of moles of acetic acid in this sample, we can calculate the molecular weightof acetic acid.

30.0 g/ 0.50 mol = 60 g/mol

The results of this experiment are in good agreement with the molecular weight (60.05 g/mol)expected if the formula for acetic acid is CH3CO2H.


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Ejemplo -Respuesta 2:

Explique por qu una solucin de HCl 0,100 m disuelto en benceno tiene un punto decongelacin de la depresin 0.512C, mientras que una solucin de HCl 0,100 m en el aguatene un punto de congelacin de la depresin 0.352C.

We can predict the change in the freezing point that should occur in these solutions from thefreezing point depression constant for the solvent and the molalityof the solution. Forbenzene, the results of this calculation agree with the experimental value.TFP = -kfm = -(5.12C/m)(0.100 m) = -0.512C

For water, however, this calculation gives a predicted value for the freezing pointdepression that is half of the observed value.

TFP = -kfm = -(1.853C/m)(0.100 m) = -0.185C

In order to explain these results, it is important to remember that colligativeproperties dependon the relative number of solute particles in a solution, not their identity. If the acid dissociatesto an appreciable extent, the solution wil

l contain more solute particles than we might expectfrom its molality.If HCl dissociates completely in water, the total concentration of solute particles (H3O+ and Clions)in the solution will be twice as large as the molality of the solution. The freezing pointdepression for this solution therefore will be twice as large as the change that would beobserved if HCl did not dissociate.

HCl(g) + H2O(l) H3O+(aq) + Cl-(aq)

If we assume that 0.100 m HCl dissociates to form H3O+ and Cl-ions in water, thefreezingpoint depression for this solution should be -0.371C, which is slightly larger th

an what isobserved experimentally.

TFP = -kfm = -(1.853C/m)(2 x 0.100 m) = -0.371C

This exercise suggests that HCl does not dissociate into ions when it dissolvesin benzene,but dilute solutions of HCl dissociate more or less quantitatively in water.


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REGLA DE LAS FASES DE GIBBS

Los minerales son los monitores de las condiciones fsicas y qumicas en las que seformaron.Las ocurrencias de minerales, sus paragnesis (asociaciones estables), tipos de reacciones,y la variacin de la composicin (por ejemplo, minerales zonados) todos proporcionaninformacin importante sobre la historia y los procesos geolgicos.

De particular importancia para los gelogos son:

Las estimaciones de la Presin y la Temperatura (Geotermobarometra)Las estimaciones de otras condiciones fsico-qumicas tales como la acidez (pH) yestado de oxidacin (Eh)Las presiones parciales de los gases (por ejemplo fugacidades de H2O, CO2, etc.)

La Particin o distribucin de elementos mayores y traza entre fases (por ejemplo,minerales, fundido y/o fluidos) para caracterizar y cuantificar los procesos petrolgicos;yEl uso de los minerales en la geocronologa y termocronologaLa Regla de las fases de Gibbs proporciona el fundamento terico, basado en latermodinmica, para caracterizar el estado qumico de un sistema (geolgico), y predecir lasrelaciones de equilibrio de las fases (minerales, fundidos, lquidos, vapores) presentes comouna funcin de las condiciones fsicas, tales como la presin y la temperatura.La Regla de las fases de Gibbs tambin nos permite construir diagramas de fases pararepresentar e interpretar equilibrio de fases en sistemas geolgicos heterogneos.

En su concepcin ms simple, los diagramasde fases representan las asociacionesminerales estables en camposen el espacioP-T, y los lmites entre las asociacionesfases estables se definen por lneas (o curvas)que representan las reacciones entre lasasociaciones de fases.


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Las curvas de reaccin en realidad representan la condicin (o el lugar geomtrico delospuntos en el espacio PT) donde .Gr = 0

vase Energa Libre de Gibbs.Se requiere una slida comprensin de la Regla de las fases de Gibbs para dominar conxito las aplicaciones de equilibrio de fases heterogneas que se presentan en estosapuntes.La Regla de las Fases de Gibbs se expresa por la ecuacin simple:F = C P+ 2

P es el nmero de fases en el sistema.Una fase es cualquier material fsicamente separable en el sistema.

oCada mineral nico es una fase (incluyendo polimorfos); fundidos gneos,lquidos (soluciones acuosas), y tambin se considera vapor como fasesnicas.oEs posible tener dos o ms fases en el mismo estado de la materia (porejemplo, asociaciones de minerales, fundidos de silicato y sulfuro inmiscibles,

lquidos no miscibles como agua e hidrocarburos, etc.).oLas fases pueden ser o bien compuestos puros o mezclas tales como solucinslida o soluciones acuosas, pero deben "comportarse" como una sustanciacoherente con propiedades qumicas y fsicas fijas.C es el nmero mnimo de componentes qumicos necesarios para constituirtodas las fases en el sistema.

oPor razones histricas, los gelogos normalmente definen los componentes entrminos delos xidos simples (por ejemplo, SiO2, Al2O3, CaO, etc.).oSi ocurriera 2 posibles componentes en las mismas proporciones en variasfases en

un sistema, stos se pueden combinar en 1 slo componente(recordemos que siempre estamos tratando de definir el nmero mnimo decomponentes necesarios para conformar todas las fases en el sistema).Consideremos la reaccin:

CaMg(CO3)2 + 2SiO2 CaMgSi2O6 + 2CO2Dolomita + 2Cuarzo Dipsido + 2Dixido de Carbono

Normalmente, los componentes se representan por los xidos como se sealanteriormente y, en este caso, seleccionamos los 4 componentes: CaO, MgO, SiO2 yCO2 basado en los simples xidos.Sin embargo, debido a que la relacin CaO/MgO es la misma en la dolomita y en el

dipsido, el equilibio ser univariante (CaO y MgO no estn presentes en el cuarzo nien el dixido de carbono), podemos considerar, entonces, como un sistema ternariocon componentes: (CaMg)O , SiO2 , y CO2.En estos casos, se habla de reacciones degeneradas dentro del sistema. Otro casodedegeneracin es el de la transicin polimrfica andalucita sillimanita.

En algunos sistemas geolgicos es conveniente definir los componentes en trminosdelas composiciones de los miembros extremos.


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Por ejemplo, sistemas binarios tales como:

oCarbonatos, CaCO3 -MgCO3 ;oFeldespatos alcalinos, NaAlSi3O8 -KAlSI3O8;oPiroxene, CaMgSi2O6 -CaAl2Si2O8;oOlivinos Mg2SiO4 -Fe2SiO4.

F es el nmero de grados de libertad en el sistema (tambin conocida como lavarianzadel sistema).

Para aplicaciones geolgicas, esto generalmente se refiere al nmero de las variables(por ejemplo, presin y temperatura) que se puede cambiar de forma independiente,sin alterar el estado del sistema (es decir, el nmero de fases y sus composicionesson constantes).

Son posibles tres tipos comunes de equilibrios:

Equilibrios Invariante,Equilibrios Univariante,Equilibrios Divariante,Son posibles tres tipos comunes de equilibrios:

Equilibrios Invariante,Equilibrios Univariante,

Equilibrios Divariante,Son posibles tres tipos comunes de equilibrios:

Equilibrios univariante, en la que P o T se pueden cambiar de forma independiente,pero para mantener el estado del sistema, tiene que haber un cambio correspondienteen la otra variable.En un diagrama de fase esto se conoce como una curva univariante.


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Son posibles tres tipos comunes de equilibrios:

Equilibrios Divariante, en la que P y T son libres de cambiar de forma independientesin necesidad de cambiar el estado del sistema (pero limitada por las condicionesdefinidas por el equilibrio de univariante).El nmero entero en la Regla de las Fases de Gibbs est relacionado con el nmero deparmetros intensivos (es decir, aquellos que son independientes de la masa, talescomopresin y temperatura) que se est considerando.Tenga en cuenta que muchos diagramas de fase consideran slo un parmetro intensiva(porejemplo, T-Xfluid, donde T es intensiva, y la fraccin molar (X) de fluido est relacionada conla cantidad de masa de los componentes del fluido); en este caso, la Regla de fases de Gibbssera: F = C-P + 1.

Es generalmente el caso de que a medida que el nmero de componentes aumenta, lavarianza del sistema tambin debe aumentar.Por el contrario, a medida que el nmero de fases aumenta en el sistema, la varianza del

sistema debe disminuir consecuentemente.Un corolario a la Regla de las Fases de Gibbs es la Regla de las Fases Mineralgica deGoldschmidt: para una roca dada en equilibrio a una P y T fija, el nmero de faseses =queel nmero de componentes.

Los sistemas geolgicos son realmente bastante simples.Esto significa que tenemos una expectativa razonable para poder interpretar correctamentelas condiciones de formacin de las rocas en su entorno natural, y modelar su

comportamiento utilizando las bases de datos y programas termodinmicas computacionales.

Definiciones Bsicas de la Termodinmica

La Termodinmica como la ciencia nos dice cules minerales o asociaciones deminerales sern estables en diferentes condiciones.En trminos prcticos, la termodinmica no slo nos permite predecir qu minerales sefon en diferentes condiciones, sino que tambin nos permite utilizar asociacionesminerales y composiciones minerales para determinar las condiciones en las que unar

oca se form (termobarometra).Los clculos son a menudo complejos y se llevan a cabo mejor utilizando programasde modelamiento termodinmico o programas diseados especficamente paratermobarometra.Todas las fases, ya sea mineralgica o no, tienen asociada un valor de Energa LibredeGibbs de Formacin abreviado .Gf.El valor .Gf describe la cantidad de energa que se libera o se consume cuando secrea unafase a partir de otras fases.Podemos calcular la Energa Libre de Gibbs de cualquier reaccin (.Gr) sumando las


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energas del lado derecho (productos) de la reaccin y restando las energas del ladoizquierdo (reactantes).


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Podemos calcular la Energa Libre de Gibbs de cualquier reaccin (.Gr) sumando lasenergas del lado derecho (productos) de la reaccin y restando las energas del ladoizquierdo (reactantes).

Si el clculo revela que:

Si el .Gr < 0, la reaccin procede a la derecha,Si el .Gr > 0, la reaccin procede a la izquierda.

Considere la reaccin: albita = jadeta + cuarzo.En condiciones normales de la superficie terrestre, la Energa Libre de Gibbs de estareaccin es mayor que cero.En consecuencia, la albita es estable y la asociacin jadeta + cuarzo es inestable.Diagrama de fases que muestra la reaccin:

Albita jadeta + cuarzo.

A lo largo de la lnea de reaccin, .Gr = 0.Por encima de la lnea .Gr < 0.; debajo de la lnea .Gr > 0El .Gf de un mineral vara con los cambios en la presin (P), temperatura (T) ycomposicin del mineral (X).

En consecuencia, la .Gr para cualquier reaccin variar con P, T y X, siendo positivo enalgunas porciones de espacio PTXy negativo en otros.El resultado es que podemos trazar las reacciones de los diagramas de fase. A lolargo decualquier lnea de reaccin, tal como la que separa los campos de la albita y de jadeta +

cuarzo mostrado en el diagrama de aqu, se debe cumplir que .Gr = 0.

Analicemos el Diagrama de Fases:

NaAlSi3O8 NaAlSi2O6 + SiO2Albita Jadeta + CuarzoNmero de componentes = 2 (NaAlSi2O6 y SiO2)

Punto X:P= 2 (Jadeta + Cuarzo)

C=2F= 2-2+ 2= 2 (bivariante)

Punto Y:P= 3 (Albita + Jadeta + Cuarzo)C=2


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F = 2-3 +2 = 1 (univariante)

Punto Z: Podramos pensar de igual manera que el puntoX; es decir:F= 2-1+ 2= 3 (trivariante)

Nmero de componentes = 2 (NaAlSi2O6 y SiO2)


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Punto Z: Podramos pensar de igual manera que el punto X; es decir:F= 2 -1 + 2 = 3 (trivariante).Nos indica que hay 3 variables a determinar.Es decir, analizando el campo de la albita de esta manera aparece necesario especificar losvalores de 3 variables para definir el estado del sistema.Por tanto Cul es la tercera variable?

Para clarificar esta situacin, debemos preguntarnos qu requerimientos debe cumplirse sial pasar de X a Z, generamos slo albita?

Si la mezcla jadeta + cuarzo contiene ms molculas de SiO2 que NaAlSi2O6,entonces una cierta cantidad de cuarzo quedar en exceso una vez que toda la jadetase haya consumido. La asociacin resultante es Z ser, por tanto, Albita + Cuarzo.La presencia de estas dos fases conduce a la 2 grados de libertad (varianza)(bivariante) para este campo de estabilidad, como se esperaba originalmente.Por el contrario, si hacemos reaccionar SiO2 con un exceso de molculas deNaAlSi2O6, entonces la asociacin resultante en Z consistira de albita + jadeta, yotra vez tendramos 2 grados de libertad (varianza) (bivariante).

La nica manera de formarse una sola fase mineralgica (albita) es combinar jadetaconcuarzo en proporciones moleculares exactamente iguales, de manera que nosobrenicuarzo ni jadeta, por tanto, jadeta/cuarzo es una razn importante.En otras palabras, para formar estrictamente albita al pasar de X a Z se debe controlarno solamente la T y P sino tambin la composicin del sistema, esto es la raznjadeta/uarzo.En este caso queda en evidencia que el requisito composicional del sistema es eltercer grado de libertad insospechado, cuya existencia lo deja en evidencia la regla delas Fases.

Carbon dioxide pressure-temperature phasediagram showing the triplepoint and critical point of carbondioxide


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The liquid-vapor critical point in a pressuretemperaturephase diagram is at the high-temperature

ofthe liquidgas phase boundary. The dotted green lineshows the anomalous behavior of water

extremeBoiling Point Diagram: F = C -P+ 1


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EQUILIBRIO SOLUCION-MINERAL: SOLUBILIDAD DEL SILICATOS

1. IntroduccinLos compuestos que contienen silicio y oxgeno (slice y silicatos) son los materiales msabundantes en la mayora de las rocas, suelos y sedimentos. El conjunto de losmineralessilicatados (incluyendo las formas de la slice, la cual no es estrictamente un silicato pero essimilar en su comportamiento qumico) constituyen casi el90% de la corteza terrestre.Debido a que ellos son tan abundantes y se forman de manera tan diferentes que unconocimiento del comportamiento geoqumico de los silicatos es esencial para lacomprensin de muchos procesos geolgicos.

Para comenzar el estudio de estos compuestos, abordaremos en primer lugar las reaccionesque describen los equilibrios heterogneos entre soluciones y los silicatos comunesformadores de rocas.El concepto de equilibrio qumico analizado anteriormente, se aplicar a la solubilidad deminerales simples, tales como el cuarzo y caolinita, luego abordaremos elcaso de silicatosms complejos como los feldespatos plagioclsicos.

Finalmente, estudiaremos las relaciones de fases y paragnesis de los silicatos, lo que nospermitir realizar posibles inferencias acerca del origen e historia de m

uchos tipos de rocas,incluyendo cambios en su composicin y mineraloga y las temperaturas y presiones bajo lascuales ocurrieron estos cambios qumicos.

Slice y silicatos son los minerales ms abundantes en la corteza

Slice y los silicatos comprenden ~ 90% de la corteza terrestreSu formacin y alteracin durante las reacciones de agua-roca son una parte importante delos procesos de:Meteorizacin

DiagnesisMetamorfismoEstas reacciones determinan:Asociaciones mineralesAlcance de la transferencia de masa metasomtico entre solucin acuosa y losmineralesPuede ser reproducida experimentalmente, pero muy difcil debido a:

Velocidades de reaccin lenta

Fases metaestablesEquilibrio entre una solucin acuosa y los silicatos comunes:CuarzoCaolinitaFeldespato potsicoLas solubilidades y estabilidades relativas de estos mineralesson funciones complejas de:


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TemperaturaPresin y

Composicin de la Solucin


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EQUILIBRIO SOLUCION-MINERAL: SOLUBILIDAD DEL CUARZO

Silica constituye aproximadamente el 12% de la corteza

SiO2 (slice): cuarzo, amatista, gata, palo

Los diferentes polimorfos de slice:oa-cuarzo,ob-cuarzo,otridimita,ocristobalita,ostishovita andocoesitaoy ms formas amorfas

a-cuarzo, b-cuarzo, tridimita, cristobalita, stishovita and coesitay ms formas amorfasoChert (calcedonia) es una forma impura de un microcristalina de cuarzooOpal es slice amorfa que contiene aguaA temperaturas y presiones superficiales estos minerales son muy insolubleSin embargo, a menudo se encuentran en forma de cristales o fases amorfas:

Dentro de las cavidades

Las venas en las rocas gneas o metamrficasSinter alrededor de aguas termalesMaterial cementante en las rocas sedimentariasA temperaturas y presiones superficiales estos minerales son muy insolubleSin embargo, a menudo se encuentran en forma de cristales o fases amorfas:

dentro de las cavidadeslas venas en las rocas gneas o metamrficas

sinter alrededor de aguas termalesmaterial cementante en las rocas sedimentariasEsta es una evidencia emprico que deben ser soluble bajo diferentes condiciones detemperatura y presin y la solucinLos cristales de cuarzo, amatista, gata, palo son formas familiares del dixido de silicio oslice (SiO2).Se hace difcil pensar que estas sustancias se formaron a partir de soluciones acu


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osas,porque a las temperaturas y presiones normales son muy insolubles.

Sin embargo, su ocurrencia comn como cristales o masas amorfas rellenando cavidades yvetas en rocas gneas y metamrficas, como sinter alrededor de aguas termales, y comomaterial cemento en las rocas sedimentarias es una buena evidencia de que la slice ha sidotransportada y depositada de una solucin acuosa.De esta aparente contradiccin , lgicamente que la solubilidad debe ser diferente bajo otrascondiciones de temperatura, presin y composicin de la solucin.


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Los diferentes polimorfos (formas cristalinas) de la slice encontrados en la naturalezaincluyen al cuarzo-a, cuarzo-b, tridimita, cristobalita, stishovita, moganita, ycoesita, ademsde varias formas amorfas.El chert es una mezcla de microcristales de cuarzo-a y moganita, a menudo llamadacalcedonia; el palo es slice amorfa que contiene algo de agua.El conjunto de estos minerales constituyen casi el 12% en peso de la corteza terrestre. En lafigura se muestra las temperaturas y presiones a las cuales los diferentes polimorfos sonestables.Para nuestro estudio centraremos la atencin en el cuarzo-a, el polimorfo SiO2 ms comnen la corteza terrestre.

En la figura se muestra las temperaturas y presionesa las cuales los diferentespolimorfos son estables.Para nuestro estudio centraremos la atencin en elcuarzo-a, el polimorfo SiO2 ms comn en la cortezaterrestre.

Estudiar experimentalmente la solubilidad del cuarzono ha sido tarea fcil, debidaa que las reaccionesque conducen al equilibrio son lentas y porque laslice tiende a formar suspensiones coloidales, demanera que es difcil estar seguro cuando se haalcanzado el equilibrio.

La siguiente figura muestra algunos resultados de solubilidad del cuarzo como tambin de laslice amorfa; observe que a solubilidad de ambas formas de la slice incrementarpidamente con el incremento de la temperatura, que las solubilidades difieren por msde un orden de magnitud en la parte inferior del rango de temperatura, y quelas solubilidadesreportadas por diferentes investigadores no son totalmente consistentes.Las discrepancias pueden atribuirse probablemente a las dificultades en alcanzarelequilibrio, pero el tamao de las partculas disueltas y las incertidumbres analticastambinjuegan un rol.

Solubilidad de a-quartz y slice amorfo

Solubilidad de dos formas son rdenes de magnitudaparte

Nota variabilidad de los resultados experimentales(smbolos)


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El cuarzo puede disolverse por una reaccin de Hidratacin:

Estos equilibrios permiten calcular la solubilidad ya sea del cuarzo o de la slice amorfa, enfuncin del pH.En la siguiente figura, se aprecia que a valores bajos de pH y temperatura, la solubilidad delcuarzo es cerca de 10 ppm, en cambio, la de la slice amorfa es un orden mayor (102 ppm).No obstante, tanto para la slice amorfa como para el cuarzo la solubilidad aumentarpidamente con el incremento del pH (pH > 8).A valores ms alto de pH (8 a 9) el cido silcico (cido muy dbil) se disocia ligerame (verecuacin anterior), lo que hace aumentar la solubilidad del cuarzo.

a) Solubilidad de la slice en funcin de la temperatura a pH < 7b) Solubilidad de la slice en funcin del pH a 25C.

La concentracin de la slice (H4SiO4) en las aguas continentales superficiales ysubsuperficiales es generalmente menor que la solubilidad de la slice amorfa y mayor que lasolubilidad del cuarzo.La mayora de la slice disuelta proviene, ms que de la disolucin propiamente tal delcuarzo, probablemente de otras reacciones de meteorizacin.Las solubilidades de las otras formas de slice son menores. Sin embargo, el gel de slice,particularmente deshidratado, tiene la misma solubilidad que la slice amorfa.

Para el cuarzo, el palo y la calcedonia las medidas del grado de solubilidad sonextremadamente difciles, se puede suponer que las solubilidades varan con la estru

ctura y


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el grado de cristalizacin de las formas naturales de la slice, pero lo esencial esque ellasson muy inferiores a la solubilidad de la slice amorfa.

Las diferencias de solubilidades entre el cuarzo y la slice amorfa es similar a aquella entrecalcita y aragonito, en que ambos son ejemplos de la regla general que los polimorfos de uncompuesto dado muestran diferentes solubilidades:

la forma ms estable tiene menor solubilidad yla forma menos estable la mayor solubilidad.La constante de equilibrio de esta ecuacin a 25C es 10-4,01 . Como resultado de esto, laactividad de H4SiO4 en una solucin saturada con cuarzo es 9,7710-5 moles/litros, lo que esequivalente a 5,9 mg/l de SiO2 en solucin.

a 10-2,74

Siendo la constante de equilibrio para esta reaccin a 25 C, igual .Es decir, la slice amorfa es mucha ms soluble que el cuarzo-a.Por consiguiente, y en primera instancia, podra pensarse que el cuarzo no es una

fuenteimportante de cido silcico en las soluciones naturales debido a que es bastante insoluble,sin embargo, debemos de analizar la influencia que tiene la temperatura sobre lassolubilidades.Esto implica que la SiO2 principalmente como especies

de equilibrio para la Ec. (4-1):

Nosotros asumimos que el coeficiente de actividad para H4SiO4 es la unidad, supo

sicin quees bastante razonable para este tipo de solucin difluida.El valor de K(4-1) , y por ende la concentracin del cido silcico acuoso en equilibrio concuarzo, es aproximadamente 10-4 m a 25 C y 1 bar.El H4SiO4 es un cido dbil, y su etapa de disociacin es similar a la del H2CO3:

Cuando se ha alcanzado el equilibrio entre el cuarzo-a y una solucin de slice a pHmenorque 9, la reaccin se puede representar por una simple ecuacin:Si consideramos la slice amorfa, la reaccin se representa por:(ac) en la solucin existe

monomricas no-cargada combinada con 2 dipolos H2O.Esto no es correcto para soluciones de pH alto o cerca del punto crtico del H2O.Si el cuarzo y el H2O son casi puros, y por lo tanto tienen actividades igual a1, la constante


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10-9,9 10-11,7

Para las cuales las constantes de equilibrio K(4-3) y K(4-4) son y ,respectivamente, a 25 C y 1 bar. Mediciones de la concentracin total de la slice acuosa enla solucin puede ser representada por la suma de todas las especies slice:

Si la solucin est en equilibrio con cuarzo, su concentracin de slice total es funcide laconcentracin de los hidrogeniones (pH) y de las constantes de equilibrio para las reacciones(4-1), (4-3) y (4-4).Matemticamente esto se expresa combinando las expresiones de las constantes deequilibrio para estas tres reacciones con la Ec. (4-5) para obtener:

En esta ecuacin hemos asumido que los coeficientes de actividad para todas las especiesacuosas (gamma-i) son iguales a la unidad.Cuando la molalidad de H+ es un poco menor que 10-9 (pH >9), los dos terminos del ladoderecho de la Ec. (4-6) llegan a ser importantes, requiriendo de este modo que laconcentracion de silice acuosa en equilibrio con cuarzo se incremente, como se muestra enla Fig. 4-3.

Las lneas delgadas en la siguiente figura destaca las composiciones de los fluidosconsistentes con la reacciones:

La curva slida gruesa en la Figurarepresenta la concentracin total de slicenecesaria para el equilibrio con cuarzo. Lasposiciones de las lneas en esta figura soncalculadas por procedimientos similares utilizados, por ejemplo, para el caso de H2CO3HCO3--CO32-.

Interpretaciones Geolgicas a partir de la Solubilidad del Cuarzo

El efecto de la temperatura y la presin sobre la solubilidad del cuarzo, como lodemuestrannumerosos estudios experimentales, se resumen en la siguiente figura.Estas curvas fueron calculadas a partir del anlisis de datos experimentales en que laevaluacin de la solubilidad del cuarzo se realiz en la regin en que hay independiente delpH (es decir, a pH > 9 a 25C y 1 bar; ver Fig. 4-3).


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Solubilidad de cuarzo en agua como una funcin de la temperatura y la presinLa solubilidad expresada por tres gradientes geotrmicos Nota cada a alta T y bajaP.

Las curvas muestran que la solubilidad del cuarzo-aincrementa con el aumento de la presin a temperaturaconstante. Tambin aumenta con el incremento de latemperatura a presin constante, excepto a temperaturasaltas y a presiones menoresque 1000 bar, donde lasolubilidad a presin constante disminuye con el incrementode la temperatura.Esta ltima tendencia es ms marcada cerca del puntocrtico del agua (ver la curva desolubilidad a 250 bar en laFigura. Estas variaciones de temperatura y presin sobre lasolubilidad del cuarzo se pueden expresar en trminos derelaciones de calor dereaccin y volumen; es decir,mediante ecuaciones termodinmicas.

Las solubilidades del cuarzo-a calculadas para gradientesgeotrmicas representativas de zona de subduccin, cortezacontinental y terrenos subvolcnicos se muestran enla Figura.Este grfico constituye la base para el anlisis cualitativo detransporte y depositacin de slice en estos ambientesgeolgicos. Por ejemplo, considerar los fluidos entrampadosen los poros que experi

mentan descompresin y enfriamientoa medida que ascienden hacia las partes superiores de lacorteza terrestre.

Si la temperatura inicial es aproximadamente menor que 400C, bajo cualquiera de losgradientes geotrmicos la solubilidad del cuarzo disminuye a medida que el fluido asciende.Esto significa que el fluido se sobresaturar y el cuarzo puede precipitar, formando vetas decuarzo a lo largo de los canales por donde circula el fluido. El mismo proceso de precipitacinpuede ocurrir a temperaturas mayores si el gradiente estpico de aquel de los ambientes dezona de subduccin o continental.

Pero en regiones con gradientes de temperatura de reas subvolcnicos la situacin esmscomplicada; sobre los 400C aproximadamente, como lo muestra el grfico, la solubilidad delcuarzo incrementa en vez de disminuir, y la sobresaturacin causada por elenfriamientopuede tener lugar solamente bajo esta temperatura.Consecuente con esta prediccin de la Fig. 4-4(b), las temperaturas de formacin medidasde las numerosas vetas de cuarzo en los ambientes subvolcnicos son uniformementeinferiores a 400C (por ejemplo, mtodo de medicin de temperatura a travs de inclusioesfluidas en cuarzo).Las fuentes termales en regiones de actividad volcnica proporcionan un ejemplo natural deltransporte y depositacin de slice por soluciones acuosas. Estos sumiderosdescargan


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aguas subterrneas que han sido calentadas en un reservorio geotrmico subsuperficial yque por reaccin con rocas encajantes han alcanzado el equilibrio local (logranla saturacin)con el cuarzo. El movimiento del fluido saturado con cuarzo hacia la superficieconducecomnmente a la precipitacin del sinter que es una fase metaestable rica enslice amorfaalrededor del orificio del manantial.

En algunas fuentes termales el fluido asciende tan rpido que el equilibrio no tiene el tiempopara ajustarse a las condiciones de cambio de temperatura y presin. Si no ocurre ebullicin

o mezcla con agua diluida ms fra, la concentracin de slice en los fluidos sobresatuadosde descarga puede ser la misma, o casi la misma, como la del reservorio subsuperficial decual provienen los fluidos.La medicin de concentraciones de slice en estas fuentes termales, junto con las relacionesde solubilidad mostradas en la figura proporciona un medio para la estimacin de lastemperaturas en el reservorio geotrmico.Esta sencilla tcnica de geotermometra ha sido utilizada exitosamente en la exploracinmundial de reservorios geotrmicos. Estos reservorios de aguas subterrneas calientes en lacorteza terrestre se utilizan en muchos lugares para proporcionar energatrmica para lacalefaccin de locales y para generacin de electricidad.Aplicacin Termodinmica a la Solubilidad de la Slice

En general, la termodinamica nos permite evaluar la influencia que tiene la presin sobre elequilibrio de minerales.En este caso particular analizaremos el efecto de la presin sobre la solubilidadde la slice.Influencia de la presin sobre la Energa Libre:Sin embargo, es muy importante mantener los estados estndar en mente. Si se escoge unestado estndar de presin fija, entonces no influye la presin porque (dP = 0):

De manera que se calcular solamente los estados estndares de presin variable, dondelapresin del estado estndar es equivalente a la presin sobre el sistema.

Integrando la Ec. 01 obtenemos:

Asumiendo que .Vr es independiente de la presin.


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Para demostrar el efecto de la presin sobre el equilibrio mineral, abordemos un ejemplo degran importancia en los sistemas geolgicos y que qumicamente es bastantesimple: lasolubilidad de la slice, la cual se puede representar por la siguienteecuacin:

Para calcular el efecto de la presin sobre este equilibrio se requiere el conocimiento de losvolmenes molares parciales del slido (cuarzo) y de la slice acuosa. Lareaccin dehidratacin real de la slice en solucin involucra 2 molculas de agua:

Volumen molar del cuarzo-a: 22,688 cc/molVolumen molar de slice amorfa: 13,60 cc/molSustituyendo y teniendo presente que = 41,84 ccbar, R = 1,987cal/molK y In1cal =2,303 log, la Ec. 02 queda:

Para este clculo se asume que los potenciales qumicos () de ambos son iguales:Sabemos que hay varios polimorfos de la slice: cuarzo-a, cuarzo-b, cristobalita,tridimita,

calcedonia, y slice amorfa. Vamos a considerar uno de los polimorfos ms comunes yestables a 298 K y 1 bares, esto es el cuarzo-a.Esta ecuacin muestra que al aumentar la presin se incrementa la solubilidad del cuarzo-a.En la figura siguiente se representa un ploteo de la Ec. 03 a tres valores de temperatura:25C, 100C y 300C:

EQUILIBRIO SOLUCION-MINERAL: SOLUBILIDAD DE LA ALMINA

Solubilidad de la Almina

La almina hidratada Al(OH)3 es un hidrxido anftero.


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una sustancia anftera es aquella que puede reaccionar ya sea como un cido ocomo una baseLa almina es soluble en medio cido, dando origen a cationes Al3+ .Pero es igualmente soluble en un medio alcalino bajo forma de aniones H2AlO3-.La almina hidratada Al(OH)3 es un hidrxido anftero.

una sustancia anftera es aquella que puede reaccionar ya sea como un cido ocomo una baseHidrxido de Aluminio es as:Base (neutralizando un cido): Al(OH)3 + 3HCl .AlCl3 + 3H2Ocido (neutralizando una base): Al(OH)3 + NaOH .Na[Al(OH)4]Comparacin de Solubilidades entreSlice y Almina

Solubilidad de la slice amorfa y del hidrxidode aluminio en funcin del pH a 25C.Superponiendo la curva de solubilidad de laalmina con la curva de solubilidad de laslice, se observa:

En medio cido, la almina es mssoluble que la slice.En medio neutro, la almina esinsoluble, mientras que la slicemantiene su solubilidad.

En medio alcalino, las dossolubilidades se unen e incrementanjuntas.Influencia de iones presentes en la Solucin

La solubilidad de H4SiO4 en el agua no es afectada por la presencia de iones enla solucin,particularmente en el agua de mar.Sin embargo, el ion Al3+ en el agua del mar es capaz de reducir la solubilidad de la slice, porejemplo 20 ppm Al3+ reducen la solubilidad de la slice a 15 ppm en las proximidades de los

pH8 a 9.El ion Mg2+ tambin ejerce cierta influencia en la solubilidad de la slice.

EQUILIBRIO SOLUCION-MINERAL: SOLUBILIDAD DE LA CAOLINITA


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La caolinita se forma por la meteorizacin y alteracin hidrotermal de otros aluminosilicatos,principalmente los feldespatos. La hidrlisis de los feldespatos conducente a la formacin decaolinita es una reaccin qumica compleja.A objeto de ayudar a la comprensin de la hidrlisis, se analizar primeramente:

1. La estabilidad de la caolinita con respecto a otros minerales en el sistema Al2O3-SiO2H2O,y2. El equilibrio heterogneo entre caolinita, cuarzo y una solucin.En la siguiente Figura se representa grficamentela composicin de la caolinita Al2Si2O5(OH)4, juntoa otros minerales formadores de roca, en el sistemaAl2O3-SiO2-H2O.Adems de la caolinita, se muestra otros 2aluminosilicatos: pirofilita Al2Si4O10(OH)2 y los 3polimorfos de Al2SiO5 denominados andalucita,cianita y sillimanita.La gibbsita Al(OH)3 y la dispora AlO(OH) sonhidrxidos de aluminio, en tanto que el corindn esel xido Al2O3.Las lneas de la figura que conectan los minerales yel agua, representan las posibles combinaciones defases que pueden darse en la naturaleza.

Por ejemplo, el tringulo A-B-C seala una asociacin de caolinita-cuarzo-agua. Taleslneasse llaman lneas de unin (tie lines), y los tringulos que forman se conocen comotrinulos de compatibilidad. Ambos se usan para representar asociaciones estables entreminerales y soluciones. Al igual que con los minerales en el sistema SiO2-H2O,cada mineralindicado en la figura es estable en un rango especfico de T, P y X del fluido.

La siguiente figura ilustra la estabilidad deestos minerales en funcin de la T yconcentracin de SiO2 (ac), en la fase fluida auna presin fija de 1 kbar.

Las lneas marcadas D y P en la figura definenel campo de estabilidad de la caolinita enpresencia de agua.Estas dos curvas representan el equilibrio delas siguientes reacciones:

Se aprecia en la figura que a la presin de 1 kbar la caolinita es estable a temperatura 375C, la andalucita es la nica fase estable con cuarzo.

Por su parte, el dispora y corindn son las nicas fases estables en solucionessubsaturadas con cuarzo; y con excepcin de un estrecho rango de temperatura ycomposicin del fluido, resulta que la pirofilita es la nica forma estable con solucionessobresaturadas con respecto al cuarzo.

Los datos experimentales resumidos en la figura muestran que la caolinita puedecoexistircon soluciones que tienen un amplio rango de slice.En esta figura no se muestra la dependencia del equilibrio caolinita-solucin conrespecto alpH de la solucin ni en relacin a la concentracin y grado de complejidad de la formaacuosa del aluminio.Para demostrar esta dependencia consideremos primero el equilibrio de la caolinita consoluciones cidas diluidas (donde aH2O = 1), equilibrio que se puede representar p

or laecuacin:

constante de equilibrio de la ecuacin es:La ecuacin logartmica de la constante de equilibrio es:

Dividiendo por 2 y reordenando:

Esta expresin define una lnea recta con una pendiente de -1 y una intercepcin en eleje Yigual a 0,5log K , lo que se aprecia en el grfico de la siguiente figura en

que se plotea

Si los coeficientes de actividad de las especies acuosas (gamma-i) son cercanosa la unidad,como sera en el caso de soluciones diluidas, los ejes de este grfico se pueden expresarcomo:


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Esto permite que las composiciones de lassoluciones medidas sean fcilmente ploteadassobre el diagrama.

(El cociente de la actividad de un catin por laactividad del hidrogenin como se representaen el eje-Y de la figura, es una variable usadacomnmente para ilustrar las relaciones defases entre minerales y soluciones).La lnea en la figura muestra la composicin delas soluciones en equilibrio con caolinita.

Losfluidos que plotean sobre la lnea sonsobresaturados con caolinita, aquellos queplotean debajo son subsaturados.

Este tipo de diagrama de fase, llamadodiagrama de actividad-actividad, proporcionauna base para la representacin del equilibrioentre minerales y soluciones, y para mostrar cambios en las propiedadesde las solucionesdurante las reacciones qumicas entre estas soluciones y los minerales formadores de rocas.

Por ejemplo, las flechas en la figura ilustran cambios en la composicin de la sol

ucinmedidos durante trabajos experimentales donde se deja a la caolinita reaccionar consoluciones que eran subsaturada (flecha A) o sobresaturada (flecha B) con respecto a lacaolinita.

De todas maneras hay que tener presente que los clculos para los aluminosilicatoscomocaolinita se complican debido que los iones Al3+ se hidrolizan para formarcomplejos con OH-.Los complejos ms importantes son:La concentracin total medida de Al ( mAl total) en la solucin se expresa ahora como:

Para ilustrar el efecto de la especiacin de aluminio y el pH sobre las solubilidades de losminerales aluminosilicatos, consideremos los equilibrios heterogneos entre caolinita, cuarzoy una solucin diluida a 1 bar y 25C. Puesto que la caolinitay cuarzo son fases puras o casipuras, asumimos que acaolinita = acuarzo = 1,0 en las ecuaciones de abajo. Adems,restringiremos la discusin a soluciones diluidas (aH2O = 1,0), en la cual los coeficientes deactividad de las especies acuosas (gamma-i) son cercanos a la unidadde manera que ai =mi.


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Tres reacciones describen estos equilibrios, uno para cada especie de aluminio:

Las concentraciones de las especies de aluminio se pueden expresar (en forma logartmica)en trminos de las constantes de equilibrio para estas reacciones:

Cada ecuacin se muestra por una lnearecta sobre un grfico del logaritmo de lamolalidad de las especies de aluminioversus pH.

Observe que las lneas delgadas querepresentan estas ecuaciones tienendiferentes pendientes:

las concentraciones de Al3+ ydisminuyen elcon

Al(OH)2+incremento de pH,

la concentracin

peroAl(OH)4-incrementa.de

Observe que las lneas delgadas querepresentan estas ecuaciones tienendiferentes pendientes:

las concentraciones de Al3+ yAl(OH)2+ disminuyen con elincremento depH,

pero la concentracin de Al(OH)4-incrementa.Las pendientes de las lneas sondeterminadas por la estequiometra de las reacciones

que describen los equilibriosmineral-solucin, y las posiciones de las lneas son determinadas por lasconstantes de equilibrio de las reacciones.

Las relaciones lineales son aquellasrequeridas por el equilibrio heterogneo entrecaolinita, cuarzo y solucin.


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La concentracin total de Al en la solucin se calcula sustituyendo las formas exponencialesde las ecuaciones para obtener:

como se muestra por la curva gruesa en la figura.

La caolinita muestra un mnimo en susolubilidad a pH donde las concentraciones de los complejos de Al cargados positivamente ynegativamente son casi iguales (por ejemplo, donde las lneas marcadas Al(OH)2+ y Al(OH)4seinterceptan en la figura).

Solubilidad de la slice amorfa y del hidrxido dealuminio en funcin del pH a 25C.Meteorizacin Regolitos


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EQUILIBRIO SOLUCION-MINERAL: SOLUBILIDAD DE LA FELDESPATOS

Los feldespatos, junto al cuarzo, son los minerales ms abundantes de la cortezaterrestre, encontrndose en muchos tipos de rocas sedimentaria, metamrfica e gnea.Los feldespatos muestran mucha variedad en la composicin qumica y complejidadesensus estructuras cristalinas.Sin embargo, para nuestro objetivo de estudiar el equilibrio entre mineral y solucin,consideraremos los feldespatos como un feldespato alcalino de frmula generalKAlSi3O8.Los feldespatos forman un grupo de 3componentes las cuales son:

Los minerales mixtos con un composicinel feldespato potsico y la albita sedenominan feldespatos alcalinos.Los minerales mixtos de composicin entrealbita y anortita forman el grupo de lasplagioclasas.


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Esta frmula representa la composicinaproximada de varios minerales familiares(ortoclasa, microclima, sanidina, adularia) quetienen pequeas diferencias de estabilidad bajodiferentes condiciones de temperatura y presin.Por tanto, para nuestro propsito se lesdenominar feldespato-K.

Los feldespato-K se forman durante la diagnesis y metamorfismo de una variedad detiposde rocas, y tambin durante la cristalizacin de ciertos tipos de magmas. Debido a su granabundancia y diversidad de ambientes geolgicos en que se encuentran,los cambios queellos experimentan durante la meteorizacin, diagnesis y alteracin hidrotermal son de granimportancia para los estudios geoqumicos.Medir la solubilidad del feldespato-K, as como la de otros silicatos comunes, nose puederealizar por los procedimientos relativamente simples que hemos utilizado para los mineralescarbonatos.Aparentemente, calcular la solubilidad del feldespato-K a 25C sera un asunto simple deencontrar la concentracin total de K, Al y slice en una solucin en reposo con el feldespato,pero esto ignora complicaciones de disolucin incongruentes de los slidos, reaccioneslentas y la formacin de minerales secundarios.

Sin embargo, las reacciones a temperatura alta son ms rpidas y sus productos son msdefinidos, por tal razn que abordaremos el comportamiento experimental del feldespato-Kagua a temperaturas entre 250C y 500C.A partir de trabajos experimentales de laboratorio se sabe que el feldespato-K puesto encontacto con agua en un aparato sellado y calentado a una temperatura cercana a los 100Creaccionar con la solucin para formar mica o varios tipos de arcillas. La naturaleza de losminerales producidos depende de la temperatura, de la cantidad de aguay cantidades deotros materiales que puedan estar presentes, como por ejemplo HCly xidos o cloruros demetales.

La caolinita se forma a temperatura inferior a 275oC, con o sin HCl, siempre queloscompuestos metlicos estn en baja concentracin o ausentes.La mica moscovita [KAl2(AlSi3O10)OH)2] aparece a temperaturas ms altas y a unaraznmayor de KCl/HCl.


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La arcilla ms compleja montmorillonita es favorecida por la presencia de xidos ocloruros de Na y metales alcalino-trreos.Caolinita: [Al2Si2O5(OH)4]Moscovita: [KAl2(AlSi3O10)OH)2]Montmorillonita:[(Na,Ca)0.33(Al,Mg)2(Si4O10)(OH)2nH2O]

Estos resultados confirman, en general, las observaciones derivadas de la meteorizacin defeldespato-K cerca de la superficie terrestre, y la alteracin de feldespato-K en los sistemashidrotermales subvolcnicos.

Observaciones cualitativas de este tipohan sido refinadas en trabajosexperimentales de Hemley y Jones (1964),resultados que en parte son resumidos enla figura.

Estos investigadores controlaron lasvariables operacionales y obtuvieron lassiguientes conclusiones:

Mantuvieron durante todo el tiempouna presin de vapor de aguaequivalente a 1000 bar yconstantemente controlada.Las soluciones en sus trabajosexperimentales fueron saturadascon respecto al cuarzo.Las cantidades de HCl y KCl sevariaron sistemticamente, y losproductos fueron identificados adistintas temperaturas.

La Figure muestra los productos obtenidos en el sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O bajouna presin de 1000 bar de presin de agua.A temperaturas aproximadamente menores de 350C, hay dos equilibrios principales en estesistema:

Estas reacciones de hidrlisis muestran que el equilibrio, en ambos casos, dependedela razn K+/H+ .El cociente de equilibrio a una temperatura dada es mayor para la primera reaccin

que para la segunga reaccin.


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Para cada reaccin, el cociente incrementa a medida que disminuye la temperatura.Se puede inferir del diagrama de fase que el feldespato-K es estable con respecto a lamoscovita y minerales arcillosos a mayor temperatura y mayor cociente HCl/KCl en elfluido.Al aumentar HCl con respecto a KCl provoca que el feld-K reaccione con la solucinpara formar primero moscovita y luego caolinita o pirofilita.El diagrama de fase representado en la Figura es til para la prediccin de procesospor los cuales el feldespato-K se forma o se altera en los sistemas geolgicos. Porejemplo, en numerosas rocas gneas y metamrficas los feldespatos cerca vetas sonreemplazados primero por la mica y luego por las arcillas.Del diagrama de fase podemos ver que esta paragnesis mineralgica podraproducirse por:ouna disminucin de la temperatura manteniendo una composicin constante delfluido enla veta (flecha A), oopor una disminucin del cociente HCl/KCl de los fluidos en la veta manteniendocons

tante la temperatura (flecha B).oEstas dos posibilidades, as como tambin combinaciones de las dos, han sidopropuesta para explicar la zonacin mineralgica que involucra el reemplazo delfeldespato-Kpor minerales hidratados de alteracin en numerosos sistemashidrotermales subvolcnicos.Este proceso, comnmente se llama metasomatismo de hidrogenin, porque el H+ esagregado a la roca durante la alteracin hidrotermal del feldespato-K.Observaciones cualitativas de este tipo han sido refinadas en trabajos experimentales deHemley y Jones (1964), resultados que en parte son resumidos en la figura.

Relaciones de Equilibrio entre Caolinita-Moscovita-PirofilitaEn el metamorfismo progresivo de lutitas, es de particular importancia el comportamiento delos minerales arcillosos.

La ms simple de las arcillas, caolinita, se sabe que se descompone por calentamiento enpirofilita, almina y agua:La almina puede formar corindn o en caso contrario una de las dos formas hidratadas dealuminio: boehmita o disporo, dependiendo de la temperatura.La aparicin de una fase fluida (H2O) indica que la temperatura de equilibrio paraladescomposicin de la caolinita aumentara con el incremento de la presin de H2O, igualcomo ocurre con la reaccin de calcita-wollastonita en que la temperatura aumenta

con elincremento de la presin de CO2.El lmite superior de estabilidad de la caolinita pura es 450C a 6

toooda la materia 2ª prueba fisico

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