UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERIAFACULTAD DE INGENIERIA GEOLÓGIA MINERA Y METALURGICA QUINTO INFORME REACCIONE DE HIDROLISIS CURSO SECCION PROFESOR ALUMNO : GEOQUIMICA : “R” : Ing. Tuiro Salvador, María Carmen : Escobar Calderón Carlos 20081277b -2012- 1. EXPLICAR COMO OCURRE EL PROCESO DE HIDROLISIS Y QUE ELEMENTOS FORMAN HIDROLISIS ACIDAS E HIDROLISIS ALCALINAS La hidrolisis consiste en la reacción química que se produce entre los iones de los minerales (químicamente una sal constituida por una base débil o un acido débil) y los iones del agua (H+ y OH-), lo que conduce a la formación de nuevos componentes. La temperatura tiene una influencia notable en este proceso de disociación, siendo proporcionalmente mayor cuanto más nos alejamos de los polos hacia el ecuador, y alcanzando su máxima intensidad en las regiones húmedas. Mediante la hidrólisis se producen las escisiones de las redes cristalinas de los feldespatos (como la ortosa presente en el granito) y feldespatoides (como la nefelina y la leucita), originándose así los minerales arcillosos más comunes, como son la caolinita, montmorillonita e illita. Las moléculas de agua se disocian para dar los muy reactivos iones hidrógeno (H +) e hidroxilo (OH-). Son los (H+) los que atacan y sustituyen a otros iones positivos del retículo cristalino de ciertos minerales. Este proceso es el mas efectivo en la alteración de minerales alumnino - silicaticos debido a la presencia de cargas eléctricas en la superficie de los cristales. tal como ocurre con el feldespato potásico (componente del granito), atacando al K+ y dando lugar a un mineral de las arcillas denominado “caolinita”, muy estable. Resultado de la descomposición de una roca granítica por hidrolisis ALGUNOS TIPOS DE HIDROLISIS 1. Hidrólisis de sal de ácido fuerte-base fuerte como, por ejemplo, NaCl (Na+ Cl-). Esta sal proviene del HCl (ácido fuerte) y del NaOH (base fuerte), por tanto Na + y Cl, serán respectivamente débiles. Na+ + H2O no hay reacción Cl- + H2O no hay reacción Por tanto el pH será neutro (no sufre hidrólisis ni el catión ni el anión). 2. Hidrólisis de sal de ácido débil-base fuerte como, por ejemplo, NaCN (Na+CN-). Esta sal proviene del HCN (ácido débil) y del NaOH (base fuerte), por tanto Na+ será débil y CN- fuerte. Na+ + H2O no hay reacción; CN- + H2O HCN + OH-. Se generan iones hidroxilo (iones hidróxido), es decir el pH será básico (sufre hidrólisis el anión) 3. Hidrólisis de sal de ácido fuerte-base débil como, por ejemplo, NH4Cl (NH4+ Cl-). Esta sal proviene del HCl (ácido fuerte) y del NH3 (base débil), por tanto NH4+ será fuerte y Cl- será débil. Cl- + H2O no hay reacción NH4+ + H2O NH3 + H3O+. Se generan iones hidronio (hidróxido), el pH será ácido (sufre hidrólisis el catión) 4. Hidrólisis de sal de ácido débil-base débil como, por ejemplo, NH4CN (NH4+ CN-). Esta sal proviene del HCN (ácido débil) y del NH3 (base débil), por tanto NH4+ y CNserán fuertes. NH4+ + H2O NH3 + H3O+ La constante de este equilibrio representará la Ka del NH4+; CN- + H2O HCN + OH- La constante de este equilibrio representará la Kb del CN- Si Ka > Kb , pH ácido; Si Ka < Kb , pH básico; Si Ka = Kb , pH neutro En este caso concreto Ka(NH4+) = 5,6x10-10 y Kb(CN-) = 2,0x10-5 Para el ejemplo: 2,0x10-5 > 5,6x10-10 el pH será básico HIDROLISIS DEL FELDESPATO POTASICO A LA CAOLINITA 4KAlSi3O8 + 22H2O 4K+ + 4(OH)- + Al4(OH)8Si4O10 + 8H4SiO4 HIDROLISIS DE LA CAOLINITA A LA GIBSITA (componente de la bauxita) Al4(OH)8Si4O10 + 10H2O 4Al(OH)3 + 4H4SiO4 DEPOSITOS DE BAUXITA (SE DE FRANCIA) 2. CALCULE EL pH DE LA HIDRÓLISIS DEL MgSO4 Tenemos la hidrólisis de MgSO4 MgSO4 + Mg+2 + SO4-2 + H2O 2H2O H2O Mg+2 Mg(OH)2 SO4-2 + + SO4-2 2H+ Podemos observar según las reacciones que el ion sulfato SO4-2 no se hidroliza, mientras que el ion magnesio forma hidróxido dejando iones H+ libres por lo tanto tenemos una idea de que la solución tendrá un pH acido. [ ] [ [ [ [ ] ] ] ] [ ] [ ] [ [ [ ] ] ] 3. EXPLICAR LOS LIMITES DE Ph Y Eh QUE OCURREN EN LA NATURALEZA LÍMITES DE PH Las soluciones más ácidas presentes en la naturaleza son aquellas ricas en ácido sulfúrico disuelto (H2SO4), por ejemplo: Las soluciones más ácidas que podemos encontrar en la naturaleza se encuentran cerca de centros volcánicos donde se disuelven gases de origen magmático, y cerca de masas de sulfuros sujetos a procesos de oxidación. En dichos lugares las soluciones pueden alcanzar valores de pH menores a 0. Sin embargo estos valores son muy extremos y difíciles de conservarse, se ha comprobado que el valor de pH más bajo que se puede encontrar de manera natural son los suelos del horizonte A con un pH de 3.5. Las soluciones más básicas o alcalinas presentes en la naturaleza son aquellas pobres en ácidos, por ejemplo: Agua libre de CO2 en contacto con carbonatos (pH~10) Agua libre de CO2 en contacto con silicatos de rocas ultramáficas (pH~12) Cuencas desérticas (pH~12) De la misma manera que el caso anterior, estos son limites muy inusuales en la naturaleza, se podría fijar un pH de 9 como un extremo razonable. ZONA DE OXIDACION - REDUCCION LÍMITES DE EH Límite superior de oxidación El agente de oxidación más fuerte comúnmente encontrado en la naturaleza es el oxígeno de la atmósfera. Agentes más fuertes que no pueden persistir en esto por la razón que ellos reaccionarían con el agua para liberar el oxígeno. Así el límite superior del potencial redox está definido por la reacción: H2O = ½ O2 + 2H+ + 2eEº= +1.23 volts Límite inferior de oxidación (límite de reducción) Los reductores de la misma manera son limitados con las sustancias que no reaccionan con el agua, la reacción esta vez que causa la liberación de hidrógeno. El potencial de redox restrictivo es él de la reacción de electrodo de hidrógeno, Ya que la presión de gas de hidrógeno, en ambientes cercanos a la superficie no puede exceder 1 atm, el potencial máximo posible que reduce en la presencia de agua sería en condiciones evidentemente locales para que puedan permitir reacciones más fuertes que reducen, particularmente dentro de los cuerpos de material orgánico (carbón o petróleo) de contacto con el agua. DIAGRAMA DE LAS BARRERAS GEOQUÍMICAS DE KRUMBEIN Y GARRELS (1952) 4. EXPLICAR EL PROCESO DE SEDIMENTACION GEOQUIMICA DE UNA CUENCA DEL PERU (UTILIZANDO LA COLUMNA ESTRATIGRAFICA) Estratigrafía del Mesozoico – Paleógeno al noroeste del Lago Titicaca FORMACION MUÑANI (PALEOCENO SUPERIOR - EOCENO INFERIOR) Y GRUPO PUNO (PALEOCENO SUPERIOR - OLIGOCENO) FORMACIÓN MUÑANI Dominada por canales arenosos entrecruzados local mente con depósitos rojos de llanura de inundación y paleosuelos. La parte inferior de la Formaci6n Muñani es dominada por pelitas rojas, que representan facies de llanura aluvial. En ella se intercala un delgado pero característico miembro gris oscuro a verdoso, localmente calcáreo, que contrasta fuertemente con las pelitas rojas espesas en las cuales se inserta. La faja verde dentro de este miembro representa una perturbación climática corta pero notable, la cual aparentemente coincide con una importante perturbación climática de amplitud global fechada en 55.5 Ma (Bains et al., 1999). En la parte superior de la Formación Mufiani, las pelitas rojas van intercalándose con canales arenosos en forma creciente. Existen en estos canales de escasos ni veles conglomeradicos, con clastos centimetritos. El techo de la Formación Mufiani corresponde a niveles de erosión del Neógeno superior. GRUPO PUNO Su descripción original pone de manifiesto que, la parte de la base, se trata de una espesa sucesión eminentemente grano y estrato creciente. El Grupo Puno consiste mayormente de facies fluviales y de llanura aluvial, y se deposito en una extensa cuenca de tipo antepais. Medidas preliminares de paleocorrientes muestran que en esta cuenca el material clástico era transportado globalmente de sur a norte. GRUPO VILQUECHICO (CAMPANIANO - PALEOCENO INFERIOR) El Grupo Vilquechico descansa sobre la Formación Ayabacas, sellando los olistolitos caóticos característicos de ésta, y subyace a la Formación Muñani. Las tres formaciones se componen mayormente de pelitas, cuyo color varia a lo largo del perfil estratigráfico. En función de su posición estratigráfica, características y facies asociadas, estas pelitas se depositaron en ambientes de llanura aluvial distal, lago, llanura costera, y/o marino restringido y somero. La Formaci6n ViIquechico Inferior es mayormente pelitica. Presenta un aspecto abigarrado que resulta de la interestratificacion de pelitas rojas (dominantes) y de pelitas verdosas yesiferas. En la mitad NE de la Faja de Putina, la Formaci6n Vilquechico Inferior presenta en su base un miembro arenoso espeso de pocas decenas de metros y compuesto de areniscas arcillosas rojas toscamente estratificadas en bancos plurimétricos. Hacia arriba, pasan transicionalmente a las pelitas típicas de la Formación Vilquechico Inferior. Contraste litológico entre la parte superior de la Formación Vilquechico inferior y la parte inferior de la Formación Vilquechico media La base de La Formación Vilquechico Media está marcada por un miembro arenoso de 15 m de espesor, regularmente estratificado y levemente estratocreciente. Sobreyacen varias decenas de metros de facies peliticas grises a verdosas, en las cuales se encuentra un miembro característico de lutitas negras con delgadas intercalaciones carbonatadas. Más arriba, la sucesión continua con interestratificaciones de pelitas rojas y verdosas. En la parte superior de la formación se observa una intercalación plurimétrica de facies carbonatadas y margosas que proporcionaron fósiles marinos y representan una transgresión. Por sus facies, el miembro de lutitas negras presente en la parte inferior de la unidad representa también una superficie de inundación máxima, que marca la culminación de la transgresión iniciada en la base de la unidad. FORMACION AYABACAS (CRETÁCICO MEDIO TARDÍO) La Formación Ayabacas es una megabrecha y su espesor puede sobrepasar varios centenares de metros y se observa sobre un área superior a 50.000 km, lo que la convierte en una de las megabrechas más voluminosas en el mundo. La matriz alrededor de los bloques es una brecha con clastos grandes y pequeños de calizas y areniscas fracturadas, e incluye partículas extremadamente fragmentadas de pelitas multicolores y areniscas. Los clastos grandes pueden alcanzar 12 m, y es común observar una transición continua entre los tamaños de los bloques más grandes y de los clastos más pequeños de la brecha. En casi todas las áreas de afloramiento del Grupo Murco al noroeste y suroeste del Lago Titicaca, hay claras pruebas de violentas perturbaciones estructurales. La caliza de Ayavacas ha sido generalmente contorsionada y fracturada de una manera muy característica. La Formación Ayabacas fue depositada en un contexto tectónico marcadamente extensional, como lo demuestran afloramientos de fallas normales controlando deslizamientos de calizas y selladas por el Grupo Vilquechico, proceso que se llevo a cabo entre el Cenomaniano y el Campaniano. FORMACIONES ANGOSTURA, MURCO YARCURQUINA (CRETACICO MEDIO A INFERIOR) Esta superficie corresponde a una superficie de erosión notable, y, más local mente, a una superficie de no deposición. En las áreas occidentales de la zona de estudio, este conjunto empieza con estratos arenosos a conglomeradicos que conforman la Formación Angostura la cual descansa en forma discordante sobre el Paleozoico, sobre granitoides permicos, sobre el Grupo Mitu. La Formación Angostura es grano y estrato decreciente, con un aumento de las intercalaciones de limolitas y pelitas rojas hacia arriba, y, en algunas localidades (Colque, Huertas), contiene intercalaciones de bancos de caliza de espesor métrico. La Formación Murco consiste mayormente de pelitas y limolitas rojas, y de escasas intercalaciones de canales arenosos. La resedimentacion en masa que genero la Formacion Ayabacas retrabajo mayormente un material proveniente de estas dos fomaciones. La sección muestra relaciones estratigráficas entre las formaciones Huancané Las facies arenosas y localmente conglomeradicas que caracterizan la Formación Huancané indican que se depositó en un ambiente fluvial de tipo trenzado, localmente bastante proximal, donde se desarrollaban episódicamente procesos eólicos que retrabajaban la arena disponible en forma de dunas. Las facies finas rojas de la Formación Muni representan depósitos de lIanura aluvial, bastante distal, a lIanura castera (puesto que esta unidad contiene intercalaciones marinas hacia el suroeste). Geólogo sobre la superficie de discontinuidad que separa las formaciones Huancane y Murco. UNIDAD QUILCAPUNCO Y FORMACION SIPIN (LIÂSICO –DOGGER INFERIOR) La Formación Sipin tiene 15 m de espesor y consiste de calizas, calizas margosas y margas negruzcas. Sobreyace transicionalmente a areniscas finas blanquecinas que a su vez sobreyacen al Paleozoico (aunque el contacto no aflora, la relación cartográfica es clara). La Formación Sipin está también representada por calizas negras que afloran por debajo de la Formaci6n Muni, mostrando la misma paleoalteración en su tope. Sin embargo, esta unidad calcárea parece estar ausente entre este punto y Chupa, probablemente debido a los fenómenos de erosión. La Formacion Sipin vuelve a aparecer al SE deChupa (UTM 400-8326), donde se la observa bajo una facies dolomítica de pocos metros de espesor. En las localidades donde presenta facies francamente calcáreas, la Formación Sipin contiene fósiles marinos generalmente mal preservados, indeterminables pero de aspecto mesozoico. La Formacion Sipin sobreyace a una unidad mayormente arenosa que descansa en discontinuidad sobre el Grupo Mitu y en discordancia sobre el Paleozoico. GRUPO MITU (PÉRMICO SUPERIOR -TRIASICO) Comprende facies rajas de abanicos aluviales, ríos proximales a distales, lIanura aluvial y lagos, en las cuales se intercalan niveles de calizas, cuerpos evaporíticos y coladas volcánicas cuyos espesores pueden sobrepasar varias decenas de metros. Se observa con relativa frecuencia cuerpos ígneos que intruyen al grupo Mitu sin afectar a las unidades que le sobreyacen, sugiriendo que este magmatismo se desarrolló durante el mismo período de rifting. Apenas 4 km al sureste de Bichoco, el afloramiento de Grupo Copacabana mapeado por INGEMMET entre los puntos UTM 404-8324 y 405-8323 representa probablemente un enorme olistolito de esta formación dentro del grupo Mitu local, que tal vez fue la fuente de estas clastos calcáreos. En Bichoco, el mencionado olistolito de Paleozoico sobreyace a una masa también resedimentada de areniscas arcillosas amarillentas mezcladas con pelitas rosadas, el Paleozoico regularmente estratificado encontrándose todavía mas abajo en la sucesión. AI norte y noroeste de Nuñoa, es comun observar calizas grises replegadas, de pocos metros de espesor, resedimentadas dentro del Grupo Mitu, así como areniscas y/o pelitas rojas también deslizadas. 5.- EXPLICAR EL ORIGEN DEL GAS, PETROLEO Y CARBON EL GAS NATURAL La mayor parte del gas natural se ha formado a partir del plancton (pequeños organismos acuáticos, incluyendo algas y protozoos) acumulado en el lecho oceánico. Esos organismos fueron enterrados y comprimidos lentamente bajo capas de sedimentos. A lo largo de millones de años, la presión y el calor generados por los sedimentos acumulados convirtieron ese material orgánico en gas natural. El gas natural se compone principalmente de metano y otros hidrocarburos ligeros. El gas natural suele emigrar con el petróleo a través de los poros y fracturas de la roca almacén y se acumula en depósitos subterráneos. Debido a su densidad (menor que la del petróleo), se sitúa por encima del petróleo. El gas natural también se puede formar en depósitos de carbón, donde a menudo se encuentra disperso en los poros y fracturas del lecho de carbón. El gas natural consiste en una mezcla de gases, en proporciones variables, pero donde el metano (CH4) constituye más del 70%. Otros gases que pueden estar presentes en proporciones apreciables son el nitrógeno (hasta el 20%), dióxido de carbono (hasta el 20%) Y etano (C2H8, hasta el 10%). EL PETROLEO Existen varias teorías sobre la formación del petróleo. Sin embargo, la más aceptada es la teoría orgánica que supone que se originó por la descomposición de los restos de animales y algas microscópicas acumuladas en el fondo de las lagunas y en el curso inferior de los ríos. Esta materia orgánica se cubrió paulatinamente con capas cada vez más gruesas de sedimentos, al abrigo de las cuales, en determinadas condiciones de presión, temperatura y tiempo, se transformó lentamente en hidrocarburos (compuestos formados de carbón e hidrógeno), con pequeñas cantidades de azufre, oxígeno, nitrógeno, y trazas de metales como hierro, cromo, níquel y vanadio, cuya mezcla constituye el petróleo crudo. Estas conclusiones se fundamentan en la localización de los mantos petroleros, ya que todos se encuentran en terrenos sedimentarios. Además los compuestos que forman los elementos antes mencionados son característicos de los organismos vivientes. Existen dos teorías acerca de la formación del petróleo: TEORIA DE ENGLER 1ª etapa: Depósitos de organismos de origen vegetal y animal se acumulan en el fondo de mares internos (lagunas marinas). Las bacterias actúan, descomponiendo los constituyentes carbohidratos en gases y materias solubles en agua, y de esta manera son desalojados del depósito. Permanecen los constituyentes de tipo ceras, grasas y otras materias estables, solubles en aceite. 2ª etapa: A condiciones de alta presión y temperatura, se desprende CO2 de los compuestos con grupos carboxílicos, y H2O de los ácidos hidroxílicos y de los alcoholes, dejando un residuo bituminoso. La continuación de exposiciones a calor y presión provoca un craqueo ligero con formación de olefinas (protopetróleo). 3er etapa: Los compuestos no saturados, en presencia de catalizadores naturales, se polimerizan y ciclizan para dar origen a hidrocarburos de tipo nafténico y parafínico. Los aromáticos se forman, presumiblemente, por reacciones de condensación acompañando al craqueo y ciclización, o durante la descomposición de las proteínas. Formación y preservación del petróleo a partir de la materia orgánica La materia orgánica proveniente de los seres vivos es reciclada en el Ciclo del Carbono, pero alrededor del 0.1% escapa de él y es enterrada. Se estima que ese 0.1% supone un total de 20x1035 Tm3 de materia orgánica fósil. A pesar de la magnitud de esta cantidad, sólo una molécula de CO2 de cada millón se convierte en económicamente explotable. Las condiciones que llevan a la acumulación de combustibles fósiles son: Abundancia de materia orgánica. En determinadas ocasiones es también importante la diversidad. Aporte de materia orgánica a los sedimentos. Medio de baja energía en que pueda sedimentar. Alto potencial de preservación. El Fitoplacton, es el principal contribuyente para la materia orgánica, y su producción está relacionada a variable física y químicas: Así, la luz es fundamental, pues determina la zona fótica También es importante el aporte de nutrientes, de los que los más importantes son fosfatos y nitratos, que se generan a través de descomposición bacteriana. En este sentido son muy importantes en los océanos las zonas de productividad, en las que las corrientes provocan el ascenso de los nutrientes. La preservación de la materia orgánica también es importante, y se da con dos condiciones: Zonas con altas tasas de deposición que entierran los restos orgánicos impidiendo que los carroñeros los consuman. De todos modos, este punto ha sido puesto en duda en los últimos años, dado que en presencia de las otras condiciones, el enterramiento puede ser lento. Cuerpos de agua estratificados con fondos anóxicos, que se generan cuando un cuerpo de agua dulce llega a otro salado más denso y flota por encima de él, impidiendo la mezcla de aguas y, por tanto, la renovación del contenido en oxígeno. En medios continentales la acumulación se da en lagos estratificados o pantanos anaeróbicos. En resumidas cuentas: El petróleo se origina de una materia prima formada principalmente por detritos de organismos vivos acuáticos, vegetales y animales, que vivían en los mares, las lagunas o las desembocaduras de los ríos, o en las cercanías del mar. Se encuentra únicamente en los medios de origen sedimentario. La materia orgánica se deposita y se va cubriendo por sedimentos; al quedar cada vez a mayor profundidad, se transforma en hidrocarburos, proceso que, es una degradación producida por bacterias aerobias primero y anaerobias después. Estas reacciones desprenden oxígeno, nitrógeno y azufre, que forman parte de los compuestos volátiles de los hidrocarburos. A medida que los sedimentos se hacen compactos por efectos de la presión, se forma la "roca madre". Posteriormente, por fenómenos de "migración", el petróleo pasa a impregnar arenas o rocas más porosas y más permeables (areniscas, calizas fisuradas, dolomías), llamadas "rocas almacén", y en las cuales el petróleo se concentra y permanece en ellas si encuentra alguna trampa que impida la migración hasta la superficie donde se oxida y volatiliza, perdiendo todo interés como fuente de energía. Trampas estructurales: responde a fractura, fallamiento donde se desplaza un bloque respecto del otro, y a plegamiento. El petróleo se acumula en los laterales de la falla y en la cresta de los pliegues. EL CARBON El carbón se origina por descomposición de vegetales terrestres, hojas, maderas, cortezas, esporas, etc., que se acumulan en zonas pantanosas, lagunares o marinas, de poca profundidad. Los vegetales muertos se van acumulando en el fondo de una cuenca. Quedan cubiertos de agua, y por lo tanto protegidos del aire que los destruiría. Comienza una lenta transformación por la acción de bacterias anaerobias, un tipo de microorganismos que no pueden vivir en presencia de oxígeno. Con el tiempo se produce un progresivo enriquecimiento en carbono. Posteriormente pueden cubrirse con depósitos arcillosos, lo que contribuirá al mantenimiento del ambiente anaerobio, adecuado para que continúe el proceso de carbonización. Los geólogos estiman que una capa de carbón de un metro de espesor proviene de la transformación por el proceso de diagénesis, de más de diez metros de limos carbonosos. BIBLIOGRAFIA Dr. Luis A. Spalletti Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. 2007. http://cig.museo.unlp.edu.ar/docencia/sed/meteorizacion.pdf - OXIDACION REDUCCION http://es.scribd.com/doc/98616009/Eh-Ph - http://intrawww.ing.puc.cl/siding/public/ingcursos/cursos_pub/descarga.phtml?id_c urso_ic=1286&id_archivo=43735 http://www.enagas.gob.ve/info/gasnatural/origen.php http://www.ugr.es/~agcasco/personal/restauracion/teoria/Tema09.htm http://www.4shared.com/get/2s_zsCIe/apuntes_de_clases_de_geoquimic.html Dr. Thierry Sempere Estratigrafía del Mesozoico y Paleógeno al Norte del Lago Titicaca CONVENIO IRD-UNSAAC (PUBLICACION ESPECIAL SGP) http://horizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/divers10-06/010036849.pdf -