El californio (Cf) es un elemento químico artificial de la tabla periódica, con número atómico 98. Fue descubierto en 1950 en la Universidad de California, Berkeley, de donde proviene su nombre. Este elemento, perteneciente a la serie de los actínidos, es extremadamente raro y costoso, con aplicaciones limitadas pero de alto valor en áreas como la investigación nuclear, la exploración de recursos y la medicina.
Propiedades Físicas y Químicas
Símbolo químico: Cf
Número atómico: 98
Peso atómico: 251 (promedio de sus isótopos más comunes)
Estado físico: Sólido a temperatura ambiente
Color: Plateado-blanquecino
Radioactividad: Altamente radiactivo
El isótopo más útil, Californio-252, tiene una vida media de 2.645 años y emite neutrones en cantidades significativas, lo que lo hace valioso en análisis de materiales y detección de metales en minería y petróleo
Aplicaciones
Exploración y minería: El Californio-252 es usado como fuente de neutrones para detectar depósitos de minerales y petróleo mediante técnicas de análisis no destructivo.
Medicina: Se utiliza en tratamientos contra ciertos tipos de cáncer debido a su capacidad para irradiar tejidos tumorales.
Investigación científica: Es esencial en estudios de fisión nuclear y como herramienta para sintetizar elementos más pesados en el laboratorio.
Producción y Costo
El californio se produce en cantidades extremadamente pequeñas, principalmente en reactores nucleares como el de Oak Ridge National Laboratory en EE.UU. La producción anual global es inferior a 1 gramo. Su costo puede superar los 27 millones de dólares por gramo, lo que lo convierte en el elemento más caro del mundo. Este alto costo se debe a la complejidad y el tiempo requerido para su síntesis y purificación.
Seguridad y Manejo
Debido a su alta radiactividad, el californio debe manejarse con estrictas medidas de seguridad, incluyendo el uso de blindajes especializados y la limitación del tiempo de exposición. La radiación que emite puede causar daños graves a los tejidos vivos y requiere almacenamiento seguro durante siglos.
El logueo (ingles: log, logging) se refiere al mapeo o registro de los testigos de perforación, sean estos fragmentos o núcleos cilíndricos. Las perforaciones se realizan para extraer información de diferentes profundidades. En exploración, estos son programados según la interpretación basada en la geología de la superficie, resultados de muestreo geoquímico, prospección geofísica. Las interpretaciones son realizadas tanto en secciones verticales como en secciones horizontales, así poder tener una visión tridimensional.
Existen diferentes métodos de perforación, en exploraciones mayormente se realizan dos métodos: perforación diamantina (diamond drill hole, DDH) y perforación de aire reverso (reverse circulation drilling, RC). En el caso de perforación diamantina, se extrae un testigo o núcleo de roca. Pedazos pequeños de roca, si la perforación es por el método de circulación de aire reverso (RC).
Caja de testigo de perforación diamantina, cada medida corresponde a un tramo de perforación. En este tipo de caja la medida de canal es de 1 metro.Foto de caja de fragmentos extraidos de perforación por circulación reversa. En este caso se observan medidas de los tramos en la parte superior y anotaciones posteriores indicadas de resultado de muestreo.
Como se puede asumir, un núcleo cilíndrico de sondaje nos brindará la mayor información geológica: textura litológica, estructuras, etc. El primer paso de un buen registro de testigos de roca corresponde a las mediciones de recuperación, si bien muchas veces es realizado a pie de maquina (en plataforma de perforación), debe ser siempre verificado revisando que las piezas encajen correctamente, al extraer el núcleo de roca en perforación diamantina, este puede estar fracturado o ser masivo. Cuando está fracturada la roca puede tener perdidas en la recuperación, es decir, lo extraído por la perforación no tiene la misma medida que lo perforado. La poca recuperación de un testigo es una perdida de información. El porcentaje de recuperacion se registra en porcentaje.
% recuperacion = (longitud medida del tramo / longitud de perforación) x 100
Evitar las perdidas de testigos de roca debe ser una de las prioridades en la perforación aunque es difícil evitar en terrenos fallados o fracturados, se debe minorizar dentro de la operación. Un método de control de la operación realizada por los perforistas es medir las recuperaciones cada extracción de testigo (corrida, tramo de perforación).
El logueo geológico puede dividirse en dos tipos: logueo rápido y el logueo detallado. El logueo rápido sirve para entregar información resaltante y resumida de manera inmediata indicando la unidad litológica, la presencia o ausencia de mineralización y alteración, donde el objetivo es entregar información para toma de decisiones. En cambio, en el logueo detallado, las unidades deben ser descritas de forma mas profunda, es decir, indicando las características generales y únicas de cada tramo, especificando grados de alteración y mineralización, midiendo los ángulos de fracturamiento y su intensidad, al igual que las venillas presentes. El registro se puede realizar en forma de códigos y nomenclaturas que son definidas por la empresa o por las necesidades propias del proyecto.
Pasos generales para realizar un logueo geológico. Desde que este es extendido para revisar sus caracteristicas:
Identificar la roca. Color, textura, minerales componentes, etc.
Reconocer estructuras. Reconocer las discontinuidades de la roca como son las fallas, fracturas, venillas.
Definir la alteración. Se debe reconocer los minerales que estén presentes y definir si pertenecen a una alteración. Las alteraciones mas recurrentes es la propilitización, silicificación, sericitización, etc.
Definir contactos. El testigo de perforación puede extraer diferentes unidades de roca y alteración, por lo tanto, existen contactos entre estas diferentes unidades. Definir si el contacto entre las rocas es gradual o definido es primordial para la descripción. Marcarlos es un buen paso para diferenciar las unidades en el registro que se realiza.
Medir las observaciones. Las diferencias entre tramos observado por presencia de contactos o por la aparición de una nueva caracteristica, debe ser acotado y medido. Definir donde comienzan y terminan estas observaciones geológicas, es decir medir los tramos de testigo.
El paso final es describir estas observaciones en las hojas de logueo, se debe realizar de manera clara que pueda ser entendida por los demás geólogos. La manera de estandarizar será según el formato que cada empresa. Estos podrán necesitar gráficos o codificaciones, por lo tanto, entender bien las nomenclaturas y protocolos de logueo de la empresa contratante es uno de los pasos mas importantes, pues uno tiene el conocimiento geológico pero como registrarlos depende de cada empresa.
En el fascinante mundo de la geología, la exploración de los misterios que yacen bajo la superficie de la Tierra es una aventura constante que requiere herramientas precisas y metodologías innovadoras. Una de estas técnicas es la «Solución de Euler», un método integral en la interpretación de datos geofísicos, esencial para la exploración mineral y la identificación de otras características geológicas significativas.
¿Qué es la Solución de Euler?
La Solución de Euler se refiere a un procedimiento matemático aplicado en la exploración geofísica para localizar y estimar la profundidad de cuerpos geológicos subterráneos. Esta técnica se utiliza principalmente con datos gravimétricos y magnéticos, esenciales para detectar variaciones en la densidad y la magnetización de las rocas, respectivamente. Estas variaciones pueden indicar la presencia de minerales, cavidades, o incluso fallas geológicas.
Cómo Funciona el Método de Euler
El proceso comienza con la recopilación de datos en el campo mediante instrumentos que miden las anomalías magnéticas o gravitatorias. Estas anomalías son alteraciones en los campos naturales de la Tierra que pueden ser causadas por características geológicas como depósitos de minerales o estructuras rocosas. El análisis de estos datos a través del método de Euler permite a los geólogos estimar la ubicación, profundidad y tamaño de estos cuerpos con una precisión notable.
El método de Euler utiliza un enfoque matemático para resolver de manera eficiente el problema de localización, relacionando directamente la magnitud de la anomalía observada con la profundidad del cuerpo que la provoca. Esto se traduce en un modelo que puede ser interpretado por especialistas para guiar la exploración y la planificación de la extracción de recursos.
Aplicaciones del Método de Euler
Las aplicaciones de la solución de Euler son vastas y profundamente impactantes en la industria de la exploración mineral. En proyectos de minería, por ejemplo, este método puede ayudar a determinar con más precisión dónde iniciar la excavación, maximizando la eficiencia y minimizando los costos asociados con la extracción de minerales. Además, en el campo de la ingeniería civil, la identificación precisa de cavidades y estructuras subterráneas puede prevenir problemas estructurales en la construcción de grandes edificaciones y infraestructuras.
Beneficios de Integrar el Método de Euler
La integración de la solución de Euler en la exploración geofísica ofrece varios beneficios. Entre ellos, la capacidad de reducir la incertidumbre en la exploración mineral y de optimizar la planificación de los trabajos de excavación. Además, esta metodología aporta un importante ahorro económico al permitir que las empresas se concentren en las áreas más prometedoras, evitando el gasto innecesario en zonas de baja probabilidad mineral.
Durante los últimos 50 años, los métodos analíticos estándar han evolucionado desde XRF y espectroscopia de absorción atómica hasta análisis de activación de neutrones instrumentales, espectroscopia de emisión atómica ICP y espectroscopia de masas ICP. Ajustados a la inflación, los laboratorios de análisis comerciales ahora ofrecen análisis para la mitad de la tabla periódica con una precisión y límites de detección sorprendentes por el mismo precio que media docena de metales básicos realizados por la AAS hace 50 años. La digestion en cuatro acidos con una combinación de ICP-AES e ICP-MS se está convirtiendo gradualmente en un estándar de la industria. Este es el paquete de ensayo más adecuado para empresas mineras y de exploración para análisis de rutina a un precio asequible. No es la mejor combinación analítica y de resumen para cada elemento, pero es la mejor técnica para la mayoría de los metales. ICP-MS también es un excelente método analítico para oligoelementos y es bastante adecuado para los elementos principales. A pesar de que se están generando grandes cantidades de datos, la mayoría de las empresas todavía se limitan a trazar Cu, Au y algunos elementos traza, y no saben realmente qué hacer con los otros 50 elementos. Tanto las empresas mineras como los laboratorios de análisis tienen estrictos protocolos QAQC para metales comerciales. Estos procedimientos incluyen la inserción de muestras de referencia con concentraciones de metales conocidas, la realización de ensayos duplicados y encuestas por turnos para comparar el rendimiento del laboratorio con otros laboratorios. No se aplican los mismos procedimientos de QAQC a todos los elementos reportados en los cuatro paquetes ICP AES e ICP MS de digestión ácida. Todos los laboratorios añaden un descargo de responsabilidad a los análisis mediante este método, advirtiendo que algunos metales pueden no disolverse completamente con una digestión de 4 ácidos. La realidad es que existe una diferencia significativa reportada por diferentes laboratorios para las mismas muestras. Todos los laboratorios utilizan los mismos instrumentos ICP AES y MS. Las diferencias en los resultados se deben a diferentes procedimientos de preparación de muestras y especialmente a diferentes protocolos de digestión ácida. La preparación de la muestra es de vital importancia, porque la mayoría de los metales que se disuelven tienen una solubilidad muy baja, por lo que sólo se puede utilizar una porción muy pequeña de polvo. Es de vital importancia utilizar procedimientos de trituración y molienda que homogeneicen la muestra lo más completamente posible para obtener análisis repetibles. Sabemos que algunos metales no se disuelven totalmente en una digestión de 4 ácidos y, en algunas circunstancias, algunos metales no permanecen totalmente en la solución. Zr es el más obvio. En rocas más antiguas que tienen más daño por radiación en los cristales de circón, los análisis de Zr mediante ICP-MS con digestión en cuatro acidos suelen ser bastante cercanos al Zr total. Sin embargo, en rocas magmáticas jóvenes es común que ICP-MS con digestión en cuatro acidos reporte entre 20% y 50% del Zr total. El Cr mediante digestión en 4 ácidos ICP-MS suele ser del 50 al 75 % del Cr informado por XRF. También es común que el Al mediante ICP-MS con digestión ren cuatro acidos no se reporte entre un 5 y un 10 %. El grado en que muchos elementos se disuelven de forma incompleta se relaciona comúnmente con los tipos de alteración. Los elementos refractarios son más difíciles de disolver en rocas de facies de alteración ácida. La mayoría de los geólogos desconocen por completo las diferencias entre los laboratorios de ensayo cuando se trata de análisis de ICP y simplemente suponen que todos los laboratorios son iguales. El punto a enfatizar aquí es que, si bien todos los laboratorios estarán configurados para informar datos de buena calidad para elementos calcófilos, por ejemplo, existen diferencias muy significativas en la calidad de los análisis para elementos más refractarios. Si intentamos utilizar estos elementos para caracterizar tipos de rocas y mapear procesos magmáticos, la calidad de los datos depende en gran medida de los protocolos de digestión que utilizan los laboratorios. Algunos laboratorios hacen esto muy bien. Muchos no lo hacen bien. La alternativa es utilizar una fusión de Li-borato, pero esto da como resultado límites de detección más altos y una precisión más baja. La mejor opción es encontrar un laboratorio que se especialice en realizar bien ICP-MS con digestión en cuatro acidos. Si está interpretando datos geoquímicos, siempre que sea posible, regrese al núcleo de perforación. ¡Habrá aspectos de la interpretación que serán ambiguos pero que se resolverán fácilmente mirando las rocas!
El modelo financiero usa costos y variables relacionadas para estimar la recompensa económica de encontrar y desarrollar un depósito mineral. Para depósitos de mineral no descubiertos, se puede calcular el retorno económico potencial usando estimados razonables de minado y costos de capital, precio de venta de producto y reservas explotables. Al usar rangos razonables en los valores de estas variables, uno puede determinar la sensibilidad del retorno económico estimado en la inversión (ROI) Para las variaciones en estos factores. Combinando cualquier estimado subjetivo u objetivo de la probabilidad relativa de estas variaciones con el impacto de cualquier variación En el retorno económico genera el riesgo global del proyecto. La aplicación del procedimiento a proyectos alternativos permite la comparación de oportunidades de inversión que compiten por los recursos finitos del inversor. Aquí un modelo financiero típico es extendido, para un prospecto, para incluir consideraciones de probables variaciones sí tamaño o ley del depósito. Usando un programa de computadora y modelamiento financiero comercial, interactive Financial planning system (IFPS), un modelo financiero fue construido de un depósito hipotético de oro hospedado en sedimentos es un particular país latinoamericano, para evitar tanto en la exploración de un depósito mineral y la negociación de un contrato equitativo de exploración y explotación. El modelo toma en cuenta la explotación existente y códigos comerciales, un tipo de yacimiento específico asumido con una distribución tonelaje ley único, y supuestos de costos razonables. El modelo apropiado de tonelaje ley fue obtenido de Mosier y otros (1992), y los costos de minado y capital fueron obtenidos del Mining Cost Service Handbook (Western Mine Engineering, 1987).
Los valores iniciales asumidos para las variables del modelo, ahora varios años desactualizados, están listados en la tabla 1. El modelo calcula en el ROI del proyecto, el tiempo para recuperar la inversión inicial (payback, retorno), la suma de impuestos y regalías para ser pagadas al gobierno, y el flujo de efectivo anual de la compañía. Para determinar la sensibilidad de estos resultados a las variaciones en los costos de minado, precio del oro y radio de regalías Es variado cada uno de estos componentes separadamente y calculados los índices financieros resultantes. El impacto de las variaciones en esos factores en la vida de la mina, flujo de caja, payback y ROI son mostrados en la tabla 2. La sensibilidad del retorno financiero estimado a las variaciones en estos factores críticos es fácilmente demostrado por los simples gráficos. La figura 1 por ejemplo muestra cambios en el ROI como una función de cambios en el precio del oro. Aunque estos métodos documentan la sensibilidad del retorno económico a cambios en el los variables del modelo, no indica el impacto de la probabilidad cambiante de los del descubrimiento de depósitos de la suficiente medida y ley para producir un retorno adecuado.
El impacto de las variables financieras en el éxito de la exploración Aunque muchos exploradores saben desde la experiencia que medida y ley del depósito generará suficientes retornos en la región donde ellos trabajaron estas líneas guía pueden no ser aplicables bajo las diferentes condiciones legales y económicas. Para ayudar a asegurar el deseado ratio de retorno, el modelo financiero fue usado para calcular la mínima ley y tamaño económico del depósito dando variaciones en los otros factores económicos.
La figura 2 gráficamente despliega el rango aproximado de depósitos quedarían al menos un ROI de 10% para el caso base (Tabla I) en un plot de ley típico de un modelo típico ley-tonelaje.
Al hacer al tamaño del deposito una variable, podemos también usar estos resultados para estimar la probabilidad de descubrimiento de un depósito suficiente grande para garantizar la exploración y explotación bajo las condiciones económicas actuales o anticipadas. Un estimado independiente del número de depósitos no descubiertos en un área (basado en la experiencia de los exploradores en esta área) combinado con las probabilidades que un depósito descubierto es lo suficientemente grande para ser potencialmente económico (derivado de los gráficos tonelaje ley), se aproxima al riesgos de exploración.
Como es común en la mayoría de depósitos, el precio del oro tiene un impacto significativo en el número de depósitos que sean económicos. La magnitud de la inversión del capital y la ley mineral también tienen un efecto dramático en la economía de un prospecto. El alto precio, costo de capital bajo o ley alta de oro aumenta el número de depósitos que pueden retornar al menos un 10% de ROI a casi la mitad de los depósitos de oro hospedados en sedimentos conocidos en El Mundo. La suma de regalías tiene un efecto muy pequeño en el número de depósitos que probablemente retornen al menos 10% del ROI. Así, el potencial económico de un depósito de oro hipotético es menos sensible a los ratios de regalía y más sensible a los precios del oro, inversión de capital y ley.
Otra forma de retratar los cambios en las variables económicas que afectan la viabilidad del proyecto es graficar el 10% del ROI para una variable dada en un diagrama de dispersión metal total contenido. Se muestra en la figura 7 los rangos de depósitos que tendrían al menos un 10% de ROI por radios de impuestos del 25 y 45%. Un número significativo de depósitos se vuelven económicamente potencial les en ratios bajos de impuestos. Se debe tener en cuenta el efecto dramático que las indemnizaciones por agotamiento y agendas de depreciación pueden tener un ratio de impuesto efectivo. El impacto de la variación en estas políticas de impuestos pueden ser modeladas de una forma similar. Los efectos de todas las clases de impuestos especiales que pueden afectar operaciones, como los impuestos de exportación, podrían también ser modeladas.
Sumario Los efectos de las variaciones en los costos de minado, precios de resultados, ratios de impuestos, etc. En la probabilidad que hunde depósito de descubiertos sea económico en tamaño y medida puede ser fácilmente computados usando modelos financieros y pueden ser convenientemente desplegados en gráficos tonelaje ley un punto usado en conjunto con la geología de la región, las características tonelaje ley de tipos de depósitos específicos probablemente ocurran, estimados e independientes de la probabilidad de descubrir un número dado de depósitos, y un efecto de nivel de exploración dado, una estimación del riesgo de exploración puede ser obtenido. Esta rápida evaluación y técnica de comparación es especialmente útil en contrastar cambios en las leyes de minería e impuestos, seleccionando los mejores países para la exploración mineral, comparando oportunidades de exploración disponibles y predecir el éxito de un esfuerzo de exploración.
Extraído y traducido de G.E. McKelvey; Economic application of deposit models to mineral exploration – A rapid comparison technique
La lixiviación en autoclaves es un proceso crucial en la industria minera, utilizado para extraer metales valiosos de minerales y concentrados. Este método implica el uso de autoclaves, recipientes metálicos de paredes gruesas capaces de soportar altas presiones y temperaturas. A continuación, exploramos los aspectos más destacados y aplicaciones de la lixiviación en autoclaves.
¿Qué es un Autoclave?
Un autoclave es un equipo esencial en la industria, utilizado para realizar diversas reacciones industriales bajo condiciones controladas de alta presión y temperatura. La presión elevada en un autoclave permite que el agua alcance temperaturas superiores a su punto de ebullición, lo que es fundamental para la esterilización y otras aplicaciones industriales.
Lixiviación a Presión en Autoclaves
La lixiviación a presión en autoclaves se realiza para acelerar la disolución de metales y mejorar la eficiencia del proceso de extracción. Este método es especialmente útil para minerales que son difíciles de disolver bajo condiciones atmosféricas normales. Los autoclaves permiten mantener una alta concentración de reactivos gaseosos como el oxígeno, lo que aumenta la velocidad de disolución de los minerales.
Aplicaciones en Sulfuros de Cobre
La lixiviación de sulfuros de cobre, como la calcopirita y la bornita, es un ejemplo destacado del uso de autoclaves en la minería. Estos minerales son lixiviados en soluciones acuosas que contienen amoníaco, permitiendo una recuperación eficiente del cobre. Este proceso evita la necesidad de tratamientos preliminares como la tostación oxidante.
Ventajas de la Lixiviación en Autoclaves
Mayor Eficiencia: Permite la disolución rápida de minerales difíciles.
Control de Condiciones: Las altas presiones y temperaturas aceleran la reacción química.
Menor Impacto Ambiental: Reduce la necesidad de procesos que generan emisiones contaminantes.
Estudios de Caso y Resultados Experimentales
En estudios experimentales, se ha observado que la adición de agentes tensoactivos como el quebracho puede mejorar significativamente la extracción de metales como el zinc y el cobre a altas temperaturas. Esto se debe a la reducción de la tensión superficial del medio acuoso, facilitando la difusión del oxígeno y la disolución del azufre elemental.
Conclusión
La lixiviación en autoclaves representa un avance significativo en la minería, ofreciendo un método más eficiente y ambientalmente responsable para la extracción de metales. Este proceso no solo mejora la recuperación de minerales valiosos sino que también optimiza los costos operativos, haciendo que la minería sea más sostenible y económica.
Referencias
Encuentro Tecnología e Investigación – 32 Convención Minera
Pressure Hydrometallurgy 2012 – Editors M.J. Collins, D. Filippou, J.R. Harlamovs, E. Peek
Pressure Hydrometallurgy: A New Approach to Non-Polluting Processes
Resumen Los sulfuros masivos asociados a volcánicos varían desde cuerpos en forma de lentes a tipo mantos de rocas ricas en sulfuros espacialmente asociados con rocas volcánicas que varían en composición de basalto a riolita. Los depósitos VMS pueden ser divididos en tres categorías generales. Los depósitos tipo Chipre (Singer, 1986) tienden hacer depósitos pequeños de ley media ricos en cobre y zinc. Generalmente acumulaciones en forma de lentes o montículos de pirita masiva desarrollada en secuencias de basalto extrusivo relacionados a ofiolitas. Son típicamente subyacidos por zonas del estrechas ricas en cobre compuestas de vetas de cuarzo sulfuro anastomosado en basalto extensamente cloritizados. Los depósitos tipo Kuroko (Singer, 1986) están típicamente desarrollados en rocas volcánicas félsicas a intermedias y generalmente se interpretan como formados en ambientes extensionales asociados con arcos volcánicos. Comúnmente son de alta ley y puede ser muy grandes. En comparación a los depósitos tipo Chipre, ellos generalmente tienen alto contenido de zinc, plomo, plata y antimonio, el cual refleja la composición de su roca huésped volcánica félsica. También tienen morfología tipo montículo y abundancia de minerales sulfuros clásticos gruesos dentro de muchos de estos depósitos atestiguan una configuración deposicional de fondo marino de energía moderadamente alta. Los yacimientos de tipo Kuroko también tienden a ser subyacidos por zonas ricas en cobre y suelen presentar una zonación geoquímica bien desarrollada con enriquecimiento progresivo en zinc, plomo y plata, tanto vertical como lateralmente, alejándose de los centros de ventilación. Los depósitos de tipo Besshi (Cox, 1986) están presentes en ambientes mixtos volcánicos y sedimentarios. Los depósitos de este tipo se alojan comúnmente en turbiditas que han sido intruidas por sills basálticos. Estos depósitos son típicamente ricos en cobre y contienen pequeñas abundancias de plomo y otros elementos litófilos. A diferencia de otros yacimientos de origen volcánico, muchos de los yacimientos de tipo Besshi forman delgados y extensos mantos finas de roca de sulfuro masivo rico en pirrotita y/o pirita; sin embargo, las características de los yacimientos de tipo Besshi varían considerablemente. Slack (1993) presenta una definición ampliada de los depósitos de tipo Besshi que incluye yacimientos como los del distrito de Ducktown, Tennessee, y el gran yacimiento de Windy Craggy en la Columbia Británica.
Figura 1. Características primordiales de un depósito de sulfuro masivo volcanogénico. Abreviaturas minerales: Sp, esfalerita; Py, pirita; Ba, barita; Cpy, calcopirita; Po, pirrotita; y Hem, hematita.
Tipos de yacimientos relacionados espacial y/o genéticamente Los yacimientos de VMS están asociados a otros tipos de yacimientos minerales (Cox y Singer, 1986). Algunos depósitos VMS, especialmente los depósitos de tipo Besshi, tal y como los define Slack (1993), son transicionales en configuración deposicional con algunos depósitos sedex, como Sullivan, Columbia Británica. Los depósitos VMS están comúnmente asociados con sedimentos metalíferos ricos en hierro y (o) manganeso desarrollados regionalmente y con chert desarrollado en el mismo horizonte de tiempo estratigráfico que los depósitos de sulfuros masivos. Algunos depósitos VMS arcaicos pueden ser transicionales a la formación de hierro asociada a volcánicos. Los depósitos de VMS, especialmente en los terrenos arcaicos, tienden a estar espacialmente asociados con depósitos de oro mesotermales y formaciones de hierro bandeado tipo Algoma.
Exploración geofísica Las propiedades eléctricas de los sulfuros, combinados con grandes concentraciones de minerales de sulfuro en los depósitos VMS, hacen que este tipo de depósito mineral un objetivo especialmente favorable para su localización mediante una variedad de técnicas geofísicas. Auto potencial, polarización inducida, y una amplia gama de métodos electromagnéticos han sido exitosamente usados para localizar depósitos VMS enterrados. Los depósitos de sulfuros masivos ricos en pirrotita y magnetita pueden localizarse mediante estudios magnéticos detallados. Las técnicas de sensores remotos multi espectrales aerotransportadas han sido usadas para identificar áreas que contienen roca alterada hidrotermalmente y vegetación estresada que puede estar asociada a rocas mineralizadas.1
Extracto traducido de Cliff D. Taylor, Robert A. Zierenberg, Richard J. Goldfarb, James E. Kilburn, Robert R. Seal II, and M. Dean Kleinkopf; VOLCANIC-ASSOCIATED MASSIVE SULFIDE DEPOSITS (MODELS 24a-b, 28a; Singer, 1986a,b; Cox, 1986) ↩︎
La anomalía del Atlántico Sur es hoy en día una de las características más importantes del campo magnético de la Tierra. Su extensión en la superficie de la Tierra crece continuamente desde que se dispone de mediciones instrumentales de intensidad que cubren parte del hemisferio sur y se centran en América del Sur. Varios estudios asocian esta anomalía como un indicador de una próxima transición geomagnética, como una excursión o una inversión. En este artículo llevamos a cabo un estudio detallado sobre esta cuestión utilizando los modelos más recientes que también incluyen datos de la última misión Swarm de la ESA. Nuestros resultados revelan que uno de los parches de polaridad invertida ubicados en el CMB bajo el Océano Atlántico Sur está creciendo a una tasa pronunciada de −2,54·10 5 nT por siglo y con deriva hacia el oeste. Además, demostramos que el campo cuadrupolo controla principalmente este parche de inversión junto con la rápida decadencia del campo dipolar. La presencia de parches de inversión en el CMB parece ser característica durante la fase de preparación de una transición geomagnética. Sin embargo, el valor actual del momento dipolar (7,7 10 22 A·m 2 ) no es tan bajo en comparación con los datos paleomagnéticos recientes para el Holoceno (últimos 12 ka) y para toda la polaridad geomagnética normal de Brunhes (últimos ~0,8 Ma). , aunque la tasa de desintegración es similar a la dada por inversiones o excursiones geomagnéticas documentadas anteriormente.
Introducción
La dinámica del núcleo de la Tierra es un desafío hoy en día para la comunidad geofísica y el conocimiento detallado de la variación secular (SV) del campo magnético de la Tierra puede arrojar luz sobre este tema. Los datos geomagnéticos históricos ( Jonkers et al., 2003 ) están disponibles sólo desde el siglo XVI. Este es el caso de los datos direccionales (es decir, inclinación y declinación), pero no de los datos de intensidad porque Carl-Friedrich Gauss realizó las primeras mediciones de intensidad absoluta en 1832 ( Gauss, 1833 ). El uso de estos datos históricos ha permitido tener una imagen del comportamiento del campo geomagnético durante los últimos cuatro siglos tal y como refleja el primer modelo histórico publicado por Jackson et al. (2000) : el modelo GUFM1. A finales del siglo XIX, se establecieron observatorios geomagnéticos permanentes que proporcionaban series temporales continuas de datos geomagnéticos. Sólo a partir de mediados del siglo XX los datos geomagnéticos terrestres se complementaron con datos de satélite a diferentes altitudes sobre la superficie de la Tierra. La era de la medición por satélite comenzó con la anterior serie POGO, cuando en octubre de 1965 se lanzó el primer satélite, el OGO-2, para medir la intensidad total del campo geomagnético. La inclusión de los componentes vectoriales de las misiones satelitales (Magsat, Ørsted, CHAMP, SAC-C) ha proporcionado los modelos globales más precisos, como los modelos integrales de campo geomagnético ( Sabaka et al., 2015 y referencia allí, entre otros) . Desde finales de 2013 el esfuerzo por estudiar la evolución espacial y temporal del campo geomagnético experimenta una clara mejora gracias a una nueva misión de la Agencia Espacial Europea (ESA) ( Olsen y Haagmans, 2006 y referencias allí) dedicada específicamente a monitorear y estudiar el campo geomagnético. Complejidad del campo geomagnético actual: la constelación Swarm. La misión se basa en tres satélites gemelos que proporcionan mediciones de alta calidad del campo geomagnético en tres planos orbitales diferentes. Proporciona la posibilidad de obtener modelos “dinámicos” en tiempo real del campo geomagnético. Estos modelos sólo son posibles cuando tenemos mediciones simultáneas (a nivel del suelo y en el espacio) en diferentes emplazamientos, para separar con precisión las variaciones espaciales y temporales y explotar todo el potencial de la precisión con la que se puede medir el campo geomagnético en presente. Los últimos modelos globales que contienen los datos de Swarm son el IGRF-12 ( Thébault et al., 2015 ) o el CHAOS-5 ( Finlay et al., 2015 ), entre otros.
La Figura 1 muestra un mapa global del elemento de intensidad geomagnética en 2015.0 según los datos de Swarm (modelo proporcionado por el producto Level 2 Long-term de la ESA). Como se puede observar, existe una característica anómala sobresaliente que domina las características del campo total en la superficie de la Tierra: la llamada Anomalía del Atlántico Sur (SAA). Esta gran anomalía de la intensidad del campo geomagnético (aquí delimitada operativamente por la línea blanca de 32.000 nT) se extiende desde el Pacífico Oriental hasta Sudáfrica cubriendo latitudes entre 15 y 45°S con un valor mínimo alrededor de 22.500 nT ubicada cerca de la ciudad de Asunción ( Paraguay). Esta característica no sólo es característica del campo geomagnético actual sino que se ha presentado casi durante la era histórico-instrumental geomagnética, es decir, los últimos 400 años ( Jackson et al., 2000 ). Un estudio muy reciente ( Tarduno et al., 2015 ) analiza la antigüedad de esta anomalía mediante datos paleomagnéticos (de 1000 a 1600 d.C.) infiriendo la persistencia de la anomalía también durante esas antiguas épocas.
FIGURA 1. MAPA DE INTENSIDAD DEL CAMPO GEOMAGNÉTICO EN 2015.0 . Los valores de intensidad se generaron utilizando los coeficientes de Gauss del producto Swarm Level2 (modelo de campo MCO—L2 DCO Core).
La región sobre la SAA (ver Figura 1 ) se caracteriza por una alta radiación cerca de la superficie de la Tierra debido al muy débil campo geomagnético local y, en consecuencia, representa la entrada favorita de partículas de alta energía en la magnetosfera, junto con la regiones polares ( Vernov et al., 1967 ; Heirtzler, 2002 ). Este efecto no sólo es problemático a gran altura, donde los satélites u otros objetos que orbitan alrededor de la Tierra se ven afectados por una alta densidad de partículas de rayos cósmicos, sino también a nivel de la superficie, donde las comunicaciones pueden verse perturbadas debido a las corrientes inducidas en la transmisión. líneas durante tormentas geomagnéticas ( Trivedi et al., 2005 ). Como ejemplo, la Estación Espacial Internacional requiere blindaje adicional para abordar este problema ( McFee, 1999 ) y el Telescopio Espacial Hubble interrumpe la adquisición de datos mientras pasa por el SAA. Además, la salud de los astronautas también se ve afectada por el aumento de la radiación en esta región, que se cree que es responsable de las peculiares «estrellas fugaces» que ocurren en su campo visual ( Casolino, 2003 ).
Gracias a los modelos geomagnéticos de alta resolución actuales conocemos el origen interior del SAA. El SAA en la superficie de la Tierra es la respuesta de una trayectoria de flujo inverso en el límite núcleo-manto (CMB) de la componente radial del campo geomagnético ubicado aproximadamente debajo del Océano Atlántico Sur generando la asimetría hemisférica del campo geomagnético (por ejemplo, Heirtzler , 2002 ). El comportamiento del SAA parece indicar que esta asimetría podría estar relacionada con la disminución general del campo dipolar y con el aumento significativo del campo no dipolar en la región del Atlántico Sur (p. ej., Gubbins et al., 2006 ; Aubert, 2015 ; Finlay et al., 2016 , entre otros).
Dado que el campo geomagnético cambia en el espacio y el tiempo y su fuerza dipolar magnética disminuye continuamente ( Thébault et al., 2015 ), el futuro de esta gran anomalía es un desafío de importancia teórica y práctica debido a los efectos de gran influencia sobre la salud humana y el impacto en la eficiencia instrumental. De hecho, la disminución de los valores de intensidad del SAA está lejos de ser un efecto regional, y los valores deprimidos del SAA cubren una gran área en el Océano Atlántico Sur y áreas adyacentes (Figura 1 ). Además, estudios muy recientes ( De Santis et al., 2013 ) indican que la extensión del área de la SAA sigue una aceleración logarítmica periódica que se asemeja al comportamiento de un sistema crítico que avanza hacia una transición crítica. Este comportamiento del campo geomagnético parece presente ya que se dispone de mediciones históricas o instrumentales del campo geomagnético. Otra característica interesante es que este bajo valor de la intensidad del campo geomagnético en latitudes bajas se complementa con un aumento en las regiones polares (como el caso de la llamada Alta Siberia) y este es el escenario clásico para una excursión o inversión del campo geomagnético.
La SAA durante los últimos 200 años
Para comprender mejor el comportamiento actual del SAA hemos realizado un estudio de la evolución espacial y temporal de este accidente geomagnético durante los últimos dos siglos.
Para el período más antiguo, utilizamos el modelo geomagnético histórico GUFM1 ( Jackson et al., 2000 ). Este modelo global fue desarrollado utilizando funciones armónicas esféricas (SH) en el espacio hasta el grado 14 y splines cúbicas en el tiempo, cubriendo el período de 1590 a 1990. Jackson et al. (2000) resolvieron la falta de información de intensidad antes de 1832 asumiendo una extrapolación lineal del primer coeficiente de Gauss.gramo01 antes de 1840 según su evolución durante las épocas más recientes, es decir, 1840-1990. Este coeficiente es una clave importante para estudiar el comportamiento del SAA ya que de él depende fuertemente el elemento de intensidad. En otras palabras, las intensidades del modelo GUFM1 no están bien restringidas antes de ~1840 y esto debe tenerse en cuenta cuando se calcula la extensión del área SAA. De hecho, si calculamos la extensión del área SAA siguiendo las nuevas versiones proporcionadas por Gubbins et al. (2006) y Finlay (2008) se encuentra una clara diferencia antes de 1840 (ver Figura 2 ) entre los diferentes modelos. Estos últimos autores desarrollaron los nuevos modelos utilizando todos los datos paleomagnéticos de intensidad disponibles ( Korte et al., 2005 ) desde 1590 hasta 1840 siguiendo diferentes enfoques y proporcionaron un nuevo valor para el primer coeficiente de Gauss para este período. Sin embargo, actualmente no se puede dar una respuesta definitiva sobre qué modelo es el mejor. Por esta razón, preferimos comenzar nuestro estudio después de 1840, dondegramo01 El coeficiente está bien restringido por datos de intensidad histórica/instrumental.
FIGURA 2. ÁREA DE EXTENSIÓN SAA SEGÚN DIFERENTES MODELOS HISTÓRICOS GLOBALES (VER LEYENDA) .
De 1900 a 2015 utilizamos la última generación del Campo de Referencia Geomagnético Internacional, es decir, el IGRF-12 ( Thébault et al., 2015 ). Este modelo, propuesto cada 5 años por la Asociación Internacional de Geomagnetismo y Aeronomía (IAGA), proporciona una descripción global del campo geomagnético principal hasta el grado armónico 13 utilizando datos de satélites y de observatorios y estudios de todo el mundo. El IGRF-12 también contiene nuevos datos satelitales de alta calidad de la misión Swarm desde noviembre de 2013.
El uso de modelos globales para analizar el comportamiento de las SAA no es innovador y ya se han realizado algunos estudios utilizando el modelo GUFM1, como el trabajo de Hartmann y Pacca (2009) . Aplicaron el modelo GUFM1 junto con datos de cuatro observatorios geomagnéticos ubicados en América del Sur (Argentina y Brasil). Los resultados muestran que la SAA en la superficie de la Tierra se caracteriza por una deriva hacia el oeste-sur con tasas variables durante los últimos 400 años. Definieron la región SAA por la isolínea de intensidad de 28.000 nT y, según eso, la intensidad dentro de esta región está disminuyendo, como también lo corroboran los datos del observatorio. Finalmente, estos autores analizaron en la superficie terrestre la contribución no dipolar del modelo GUFM1 indicando que el SAA se rige por los términos cuadrupolar y octupolar. Un estudio más reciente ( De Santis y Qamili, 2010 ) modeló el SAA como la superposición del campo geomagnético axial y un monopolar equivalente local generado en la proximidad del CMB utilizando las predicciones del modelo GUFM1. Utilizando esta aproximación, caracterizaron el SAA como un “monopolo equivalente” que se mueve cerca del CMB con una deriva media de 10 a 20 km/año en una rotación anticiclónica centrada en 55°S de latitud y 0°E de longitud. De Santis et al. (2013) definieron la SAA en la superficie de la Tierra como la región limitada por la isolínea de intensidad de 32.000 nT y calcularon la extensión del área utilizando el modelo GUFM1. Los resultados de ese trabajo indican que la extensión del área de la SAA ha ido creciendo continuamente desde que hay datos geomagnéticos históricos o instrumentales disponibles (ver Figura 2 ).
En este estudio revisitamos el uso del modelo GUFM1 y, por primera vez, utilizamos el IGRF-12, ambos para analizar diferentes características de la SAA durante los últimos 200 años:
(a) Intensidad mínima del SAA en la superficie terrestre . Para ubicar la posición y el valor de la intensidad mínima dentro de la región SAA, hemos realizado un enfoque iterativo basado en el campo de gradiente de intensidad utilizando ambos modelos globales en pasos de 5 años desde 1840 hasta 2015. Las Figuras 3A , B muestran la movimiento y el valor de la intensidad mínima, respectivamente. La curva de intensidad mínima se caracteriza por una disminución continua con un SV medio de −30 nT/año. Por otro lado, como indican Hartmann y Pacca (2009) , el movimiento del SAA está directamente relacionado con la deriva hacia el oeste del campo geomagnético debido a la evolución del campo no dipolar. De hecho, la velocidad de la intensidad mínima de las últimas décadas concuerda bastante bien con la velocidad de la actual deriva hacia el oeste, es decir, ~0,18°/año ( Dumberry y Finlay, 2007 ).
(b) Extensión del área SAA en la superficie de la Tierra . Hemos calculado la extensión del área de la SAA utilizando ambos modelos. El área se ha calculado por interpolación en una cuadrícula regular sobre la superficie terrestre de 4 × 10 4 puntos. La región SAA estaba delimitada por la línea de contorno de intensidad de 32.000 nT. Nuestros resultados (ver Figura 4A ) concuerdan con los de De Santis et al. (2013) que muestran cómo la extensión del área SAA ha ido creciendo continuamente. Sin embargo, nuestros resultados revelan más detalles (ver Figura 4B ): la extensión del área SAA está aumentando con períodos de aceleraciones (1840–1875 y 1900–1960) y desaceleraciones (1975–1900 y 1960–2015). Para complementar este estudio, se proporciona como material complementario una animación que muestra la evolución de la SAA (cada 5 años) en términos de mapas de intensidad (Figura S1).
FIGURA 3. UBICACIÓN (A) Y VALORES (B) DE LA INTENSIDAD MÍNIMA DE 1840 A 2015 DADOS POR LOS MODELOS GUFM1 (PUNTOS ROJOS) Y EL IGRF-12 (PUNTOS AZULES)FIGURA 4. ÁREA DE EXTENSIÓN DE SAA (A) Y SU PRIMERA DERIVADA TEMPORAL (B) DADA POR LOS MODELOS GUFM1 (PUNTOS ROJOS) E IGRF-12 (PUNTOS AZULES)
El origen de la SAA: un estudio de caso de los últimos 200 años
Según Gubbins et al. (2006) la decadencia actual del campo geomagnético dipolo está relacionada con la extensión del área de la SAA. Sin embargo, este efecto debe considerarse a escala global porque el campo dipolar, que está definido por el grado armónico n = 1, tiene en cuenta las longitudes de onda espaciales más grandes. En otras palabras, la decadencia del campo dipolar aumenta el área de extensión del SAA y disminuye el campo de intensidad total promediado a escala global. Por otro lado, según otros estudios ( Hartmann y Pacca, 2009 ; De Santis et al., 2013 ), el comportamiento de los SAA durante los últimos siglos está relacionado con los grados armónicos superiores n = 2 y 3, es decir, los campos cuadrupolos y octupolos. Este es un tema importante porque estas contribuciones no dipolares juegan un papel importante durante las inversiones geomagnéticas que se caracterizan por altas proporciones entre la contribución no dipolar sobre la dipolar (por ejemplo, Valet et al., 1999 ).
En este artículo hemos analizado con más detalle cómo ambas contribuciones, es decir, la dipolar ( n = 1) y la no dipolar ( n > 1), afectan a la evolución de la SAA durante los dos últimos siglos. Para ello, primero estudiamos el origen del SAA utilizando la componente radial del campo geomagnético proporcionada por los modelos GUM1 e IGRF-12. La Figura 5 muestra diferentes mapas de este elemento geomagnético en el CMB para cuatro épocas separadas desde 1840 hasta 2015. Como era de esperar, cuando se considera solo el campo dipolar (mapas A, B, C, D) el elemento B r presenta una clara simetría. en el CMB con valores positivos/negativos en el hemisferio geomagnético Sur/Norte. Sin embargo, la adición del cuadrupolo ( n = 2) al anterior rompe esta simetría justo debajo del Océano Atlántico Sur mostrando una clara anomalía en esta zona en el CMB (mapas E, F, G, H). Finalmente, cuando se incluye el octupolo ( n = 3) la simetría desaparece totalmente (mapas I, J, K, L) y aparece una región de polaridad de flujo inverso que se expande en el tiempo bajo el Océano Atlántico Sur convirtiéndose en un flujo inverso claro y aislado. polaridad en 2015 (Mapa L). Para complementar estos mapas, también hemos trazado los mapas de intensidad en la superficie de la Tierra para resaltar el efecto en el SAA utilizando las mismas contribuciones armónicas y épocas (consulte la Figura S2 del material complementario). Como muestran los diferentes mapas, el dipolo afecta los valores de intensidad a escala global mostrando valores bajos en los tiempos más recientes (decaimiento del campo dipolar, mapas A, B, C, D en la Figura S2). Por el contrario, los campos cuadrupolares y octupolares crean un claro camino de inversión en el CMB que genera valores de baja intensidad en la superficie de la Tierra centrada sobre el Océano Atlántico Sur y áreas adyacentes.
FIGURA 5. MAPAS DEL ELEMENTO RADIAL DEL CAMPO GEOMAGNÉTICO, BR, EN EL CMB PARA DIFERENTES ÉPOCAS Y DIFERENTES CONTRIBUCIONES ARMÓNICAS (VALORES DADOS POR LOS MODELOS GEOMAGNÉTICOS GLOBALES GUFM1 E IGRF-12). (A – D) Campo dipolo; (E – H) Campo dipolo + cuadrupolo; y (I – L) Campo dipolo + cuadrupolo + octupolo.
El siguiente paso es calcular el área de extensión de SAA utilizando las diferentes contribuciones armónicas. El procedimiento para calcular el área de extensión SAA es el detallado en la Sección anterior Extensión del Área SAA en la Superficie Terrestre. La diferencia radica en los valores de los coeficientes de Gauss involucrados en los primeros tres grados armónicos. Hemos mantenido constante el valor del coeficiente de Gauss al inicio de las ventanas temporales, es decir, en 1840. La Figura 6 muestra los resultados de las diferentes áreas de extensión de SAA según las diferentes contribuciones armónicas constantes. La línea negra es el área de extensión SAA original cuando se modifica cualquier coeficiente de Gauss (igual al de la Figura 4A ). El efecto cuantitativo en el área de extensión SAA debido a un dipolo constante (línea roja) o cuadrupolo (línea azul) es aproximadamente el mismo con una reducción del área alrededor de un 50 % más pequeña que la original para la ventana temporal total. Este porcentaje aumenta hasta el 85% cuando consideramos ambas aportaciones juntas (línea amarilla). Finalmente, una contribución octupolar constante no afecta significativamente el área de extensión (línea verde), pero cuando esto se suma al dipolo y cuadrupolo constantes anteriores, el área de extensión SAA no presenta cambios importantes durante los últimos 200 años (línea violeta).
FIGURA 6. ÁREA DE EXTENSIÓN DEL SAA MANTENIENDO CONSTANTES ALGUNAS CONTRIBUCIONES ARMÓNICAS EN 1840, ES DECIR, LA ÉPOCA INICIAL DE LA MEDICIÓN DE INTENSIDAD INSTRUMENTAL . El área de extensión la proporciona la isolínea de intensidad de 32.000 nT en la superficie de la Tierra mediante los modelos GUFM1 e IGRF-12.
Discusión
La última inversión completa del campo magnético de la Tierra ocurrió hace 780.000 años: la inversión de polaridad Matuyama-Bruhnes (M-B), donde el polo norte magnético se desplazó hacia el polo geográfico sur alcanzando la polaridad normal actual. Esta característica ha sido profundamente estudiada hasta convertirse en el evento geomagnético pasado mejor documentado en base a la enorme densidad de datos paleomagnéticos que registran esta transición de polaridad (ver Valet et al., 1999 para una revisión). Durante la última década, estos datos paleomagnéticos se han utilizado para modelar el comportamiento del campo geomagnético durante esta transición ( Leonhardt y Fabian, 2007 ) o para limitar las simulaciones numéricas de geodinamo (por ejemplo, Aubert et al., 2008 ) señalando diferentes escenarios. para la fase precedente de una inversión geomagnética.
Una de las hipótesis más aceptadas es que las transiciones geomagnéticas están precedidas por la aparición de parches de flujo de polaridad invertida en latitudes bajas o medias que luego migran hacia los polos reduciendo el campo dipolar axial ( Aubert et al., 2008 ; Wicht y Christensen, 2010 ; entre otros). De hecho, durante una inversión, la fuerza dipolar (momento dipolar geomagnético, DM) decae hasta valores entre un 10 y un 20% inferiores a los característicos de un cron geomagnético (véanse las curvas DM proporcionadas por Valet et al., 2005 ; o Channel et otros, 2009 ). Al mismo tiempo, las contribuciones no dipolares desempeñan un papel importante, como lo pone de relieve la diversidad en las trayectorias de los polos geomagnéticos virtuales encontradas en estudios paleomagnéticos centrados en el mismo evento geomagnético (ver, por ejemplo, Laj et al., 2006, donde Laschamp Se analiza la excursión geomagnética).
De acuerdo con los patrones antes mencionados, se podría pensar que el actual campo geomagnético está pasando a una transición porque: (a) lo caracterizan un aumento de las contribuciones no dipolares y una conocida decadencia del campo dipolar; (b) dos parches prominentes de polaridad inversa se encuentran en el CMB en la parte sur de América y África; (c) cálculos estadísticos simples muestran que el tiempo promedio entre reversiones es de 400 kaño y la última reversión ocurrió hace 780 kaño.
Para analizar con más detalle al menos los dos primeros patrones anteriores, hemos utilizado los modelos geomagnéticos GUFM1 e IGRF-12 de 1840 a 2015.
La Figura 7 contiene la energía de los campos dipolar y no dipolar, en términos de los espectros de potencia de los coeficientes de Gauss en la superficie de la Tierra, para ambos modelos desde el inicio de las mediciones instrumentales del elemento de intensidad, es decir, 1840. Resultados muestran que el campo dipolar está disminuyendo a una tasa de −12% por siglo y esta tasa es más rápida de lo esperado para la difusión geomagnética y concuerda con las tasas de desintegración encontradas en las transiciones geomagnéticas ( Laj y Kissel, 2015 ). Además, la energía del campo no dipolar aumenta con el tiempo a un ritmo pronunciado del +70% por siglo.
FIGURA 7. ENERGÍA, EN TÉRMINOS DE ESPECTROS ESPACIALES DE POTENCIA, DEL VALOR CUADRÁTICO MEDIO, DEL CAMPO DIPOLAR (EJE VERTICAL IZQUIERDO Y PUNTOS AZULES) Y DEL CAMPO NO DIPOLAR (EJE VERTICAL DERECHO Y PUNTOS ROJOS) EN LA SUPERFICIE DE LA TIERRA PARA EL ÚLTIMOS 200 AÑOS SEGÚN LOS MODELOS GUFM1 E IGRF-12 . El campo no dipolar viene dado por las contribuciones armónicas del 2 al 6.
Sin embargo, el escenario anterior parece estar alejado de los que caracterizan una transición geomagnética, porque el valor actual del DM no parece ser anómalo si lo comparamos con el DM durante el Holoceno (últimos 12 ka) y la cronología completa de la polaridad de Brunhes. (últimos 0,78 ka). Para el primer caso, es decir, el Holoceno, hemos utilizado el modelo global SHA.DIF.14k ( Pavón-Carrasco et al., 2014 ). Como se indica en la Figura 8A , durante el Holoceno la DM oscila entre 4 y 11 × 10 22 A·m 2 con un valor medio igual a 8,1 ± 1,6 × 10 22 A·m 2 . Para tiempos más antiguos, utilizamos las curvas SINT800 ( Guyodo y Valet, 1999 ) y PISO-1500 ( Channel et al., 2009 ) que proporcionan el DM (en este caso es el momento dipolar axial virtual) para los últimos 800 ka y 1,5 Ma, respectivamente. Ambas curvas muestran los valores de DM durante las transiciones geomagnéticas: 7 excursiones (flechas rosadas en la Figura 8B ) y la inversión B-M (flecha verde en la Figura 8B ). Como se muestra, los valores de DM para estos eventos son bajos con valores alrededor de 3 × 10 22 A·m 2 para la excursión y menores que 1 × 10 22 A·m 2 para la inversión de BM. El DM promedio para todo el cron es 6.0 ± 1.5 × 10 22 y 7.1 ± 2.7 × 10 22 A·m 2 considerando SIN800 y PISO-1500, respectivamente.
FIGURA 8. (A) Momento dipolar y error en 2σ (curva azul) según el modelo SHA.DIF.14k para los últimos 12 ka. (B) Momento dipolar axial virtual dado por las curvas paleomagnéticas SINT800 (curva roja con error en 1σ) y PISO-1500 (curva amarilla con error en 1σ) para los últimos 900 ka. Las flechas rosadas corresponden a excursiones geomagnéticas y la flecha verde a la transición B-M. Las líneas horizontales negras muestran el valor del momento dipolar en 2015,0 dado por el producto de Nivel2 de Swarm.
La comparación con el valor actual del DM (7,7 10 22 A·m 2 , proporcionado por los productos Swarm Level2 en 2015.0) muestra que incluso si el campo dipolar está decayendo durante los últimos siglos, el valor del DM concuerda con la media valor de la MS durante el Holoceno y es superior a los valores típicos de MS durante las excursiones (~3 × 10 22 A·m 2 ) y la inversión de BM (inferior a 1 × 10 22 A·m 2 ).
En términos de parches de polaridad inversa en el CMB, hemos analizado el componente radial en el CMB (solo hasta el grado armónico 6) utilizando los modelos geomagnéticos de 1840 a 2015 (ver Figura 9 ). Al comienzo de nuestras ventanas temporales, solo hay un parche de polaridad inversa en el CMB que cubre la mayor parte del Océano Atlántico Sur (Figura 9A ). Este parche se movió hacia el oeste, creció en extensión y luego, alrededor de 1900, se dividió en dos parches diferentes (Figuras 9B a D ; consulte la serie de mapas cada 5 años en la Figura S3 del Material complementario). A partir de este momento, la extensión del área de la mancha de flujo inverso ubicada en América del Sur (con el centro cerca de las Islas Malvinas) se mantiene constante durante los últimos 115 años, sin embargo, la otra mancha ubicada en el océano Atlántico entre África y la Antártida se convierte en más acentuado y con clara deriva occidental. Sin embargo, queremos advertir que este comportamiento antes de 1900 (es decir, un parche de inversión) podría no ser real debido a la menor resolución del modelo GUFM1 en comparación con el modelo IGRF-12. Este estudio se complementa con el comportamiento de los valores mínimos del elemento radial geomagnético B r para ambos parches de inversión (ver Figura 9E ). El valor mínimo de B r para la zona africana está disminuyendo a una tasa de −2,54·10 5 nT por siglo, lo que provoca el crecimiento del área de esta zona en el CMB. Por el contrario, el parche americano parece estar desapareciendo ya que el valor mínimo de B r presenta una tasa de cambio positiva: +0,67·10 5 nT por siglo.
FIGURA 9. ELEMENTO RADIAL BR DEL CAMPO GEOMAGNÉTICO EN EL CMB EN (A) 1840, (B) 1900, (C) 1950 Y (D) 2015. (E) Evolución temporal del mínimo del campo radial en el CMB para cada parche de reversión desde 1900 hasta 2015.
Los parches encontrados parecen estar de acuerdo con la hipótesis revisada recientemente por Tarduno et al. (2015), donde los autores sugieren que la aparición de estos parches de polaridad inversa está relacionada con los límites de la gran provincia africana de baja velocidad de corte (LLSVP). El LLSVP es un área abrupta en el CMB bajo Sudáfrica caracterizada por una anomalía de ondas sísmicas bajas. Tarduño et al. (2015) proponen que el flujo central en áreas cercanas al LLSVP africano desarrolla un componente ascendente a pequeñas escalas, lo que permite que haces de flujo de polaridad invertida se filtren hacia arriba, pero también admiten que se necesitan simulaciones teóricas y numéricas más detalladas para confirmar su hipótesis.
Finalmente, en términos estadísticos, la ocurrencia promedio de transición geomagnética durante los últimos 83 Ma es de 400 kaño ( De Santis et al., 2013 ). Calcularon el valor medio sólo para los últimos 83 Ma para evitar el Supercrono Normal del Cretácico (de 83 a 121 Ma), donde el campo geomagnético mantuvo la misma polaridad normal durante 38 Ma.año. Si tenemos en cuenta que la última inversión se produjo hace 780 ka, este sencillo estudio estadístico sugiere que el campo geomagnético está tardando mucho en alcanzar una nueva inversión, superior al valor medio de 400 kaño. Sin embargo, también señalamos que Constable y Korte (2006) han demostrado que la probabilidad de observar un cron tan largo como el actual Brunhes chron no es improbable.
Volviendo a las tres características de una inversión, es decir, (a) campo dipolar de desintegración, (b) parches de inversión en el CMB en latitudes medias y (c) una tasa media de 400 kaño para las inversiones, podemos concluir que los patrones (b) y (c) concuerdan con una próxima transición del campo magnético de la Tierra. Sin embargo, el primero (a) no está claro: aunque el campo dipolar decae más rápido de lo esperado por la difusión geomagnética, el valor actual del DM no es comparable con los dados por las transiciones geomagnéticas registradas en las rocas. Sin embargo, es interesante observar que el ritmo actual de decadencia es comparable al ocurrido durante reversiones anteriores ( Laj y Kissel, 2015 ).
Conclusiones
En este trabajo hemos analizado en detalle los pros y los contras de una posible transición geomagnética próxima, prestando especial atención al continuo aumento del área de extensión SAA. Nuestros resultados, realizados durante los últimos 200 años, revelan que el campo geomagnético presenta dos parches de polaridad inversa en el CMB que están creciendo y moviéndose hacia el oeste. Ambas zonas se caracterizan por valores negativos de la componente radial del campo geomagnético y la zona africana está creciendo a una tasa de −2,54·10 5 nT por siglo. Además, hemos demostrado que el campo cuadrupolo controla principalmente estos parches de inversión en el CMB y esto concuerda con la fase previa de una transición geomagnética. Sin embargo, el DM obtenido no es tan bajo si se compara con datos paleomagnéticos recientes para el Holoceno y con el valor medio de DM para toda la polaridad geomagnética de Brunhes (último ~0,8 Ma), y esto es una clave importante en la fase de preparación de una inminente transición geomagnética. La nueva misión Swarm está proporcionando más datos geomagnéticos nuevos y de alta calidad que pueden arrojar luz sobre este desafío, porque el seguimiento continuo del reciente SAA es fundamental para comprender las próximas direcciones del campo geomagnético.
Los metales preciosos se pesan en onzas troy (oz), pero el prefijo «troy» generalmente se omite:
1 onza troy = 31.103 g
1 onza troy se subdivide en 20 pesos (abreviado dwt)
1 peso = 1.555 g
1 peso se subdivide en 24 granos (abreviado gr)
1 grano = 0.0648 g
En lugar de pesos, la literatura antigua a menudo solo se refiere a pesos, por ejemplo, «el mineral tenía 3 pesos por tonelada larga». Esto debería leerse como «el mineral tenía 3 pesos troy por tonelada larga». En términos métricos, esto sería 4.6 g/t.
Nota: Dos errores comunes al convertir las calidades de metales preciosos son:
Se confunde la onza troy de metal precioso (onza troy a 31.103 g) con la onza de peso normal (onza avoirdupois) a 28.350 g.
La abreviatura gr para grano se confunde fácilmente con g para gramo, lo que resulta en una multiplicación involuntaria por el factor 15.4.
La proporción de oro puro en una amalgama a menudo se expresa en términos de «fineness» o partes por 1,000. El oro puro es 1,000 fine. También se utiliza la unidad quilate. 24 quilates equivalen al 100% de oro o un «fineness» de 1,000. Correspondientemente, 12 quilates equivalen al 50% de oro o un «fineness» de 500.
Una unidad frecuentemente utilizada en conexión con metales preciosos, especialmente en ensayos de oro, es la «assay ton*» (o tonelada métrica de ensayo). Esta unidad designa la masa de muestras individuales que se van a ensayar. Se remonta a tiempos previos al procesamiento de datos, cuando los químicos de ensayo preferían trabajar con cantidades que indicaran en cifras convenientes la calidad deseada, en este caso, 1 onza/tonelada corta, sin necesidad de conversiones prolongadas.
Una tonelada de ensayo (o tonelada métrica de ensayo) equivale a un peso de muestra de ensayo de aproximadamente 30 g. (La cantidad exacta es 907.2/31.103 = 29.17 g. Relacionado con la tonelada métrica, esto sería 1,000/31.103 = 32.15 g.)
Bajo ciertas circunstancias de calidad, es necesario utilizar muestras con al menos una tonelada de ensayo, a veces incluso hasta dos toneladas de ensayo, para obtener ensayos significativos de metales preciosos. Hay reglas prácticas simples para elegir el tamaño de la muestra. Sin embargo, es más aconsejable calcular el peso de la muestra mediante métodos estadísticos, teniendo en cuenta el tamaño de las partículas de oro y la calidad esperada de oro (ver, por ejemplo, Clifton et al. 1969, también Wellmer 1998, Stat. Eval., p. 101ff).
Finalmente, debe mencionarse una unidad adicional de peso de metales preciosos que tiene una cierta importancia regional. A través de los comerciantes indios, la unidad «tola» se extendió desde la India hasta el este y sur de África: 1 tola = 11.6638 g. Una unidad que encontramos con frecuencia al evaluar depósitos es 1 unidad en concentrados. Una «unidad» (abreviada como 1 u) siempre es el 1% del metal contenido en el concentrado. Hoy en día, la mayoría de los precios se refieren a toneladas métricas, es decir, 1 unidad = 10 kg. Sin embargo, solían referirse a toneladas largas: 1 unidad = 22.4 libras = 10.16 kg. En el caso de toneladas cortas: 1 unidad = 20 libras = 9.07 kg. La abreviatura para 1 tonelada métrica de unidad es a veces «m.t.u.»
Unidades Especiales de Masa
a. Para las gemas, también se utiliza la unidad «quilate», pero en un sentido diferente que con metales preciosos (ver Sección 1.1.4) porque es, en este caso especial, una unidad absoluta:
1 quilate = 0.2 g
1 quilate se subdivide en 20 puntos (pt; 1 pt = 0.05 quilates o ct)
b. El mercurio se vende en «frascos», 1 frasco = 34.473 kg
1 frasco contiene 76 libras
c. El precio del estaño (Sn) de Malasia, que es de importancia internacional, hasta hace poco se cotizaba como el precio por «picul»:
1 picul = 60.47899 kg
*Un assay ton es una unidad de peso de mineral que se utiliza para el análisis. Equivale a 29166²/₃ miligramos. El número de miligramos de metal precioso en esta cantidad de mineral es igual al número de onzas troy por cada 2000 libras. El assay ton se utiliza para expresar el rendimiento esperado de metal precioso a partir de un mineral. El símbolo del assay ton es AT. La palabra assay ton se formó en inglés en los años 1880. El primer uso conocido del término fue en 1881, en Transactions of American Institute of Mining Engineers 1880–1
Descargar Tabla de conversion entre medidas de masa y equivalencias
En años 1996, Yanacocha anunció una serie de descubrimientos en su gran proyecto. Barrick examina el proyecto de Pierina que era de propiedad de Arequipa Resources y con solamente 9 taladros de diamantina y un pequeño túnel deciden la compra del proyecto por 750 millones de dólares. Esta situación crea un auge extraordinario en el mundo minero y entran las juniors. Denuncian 50 kms al norte siguiendo el “trend” de Yanacocha y 50 kms al sur de Pierina siguiendo el “trend” de Pierina. Nosotros también aprovechamos de esta situación para ofrecer a Barrick el proyecto Santa Rosa en Puno, que llegó con una viada extraordinaria, para un proyecto relativamente pequeño envió 2 helicópteros, 5 geólogos, 20 ayudantes y 6 camionetas. La exploración se realiza en el mes de enero de 1998 y se identifica un área pequeña donde había 27 metros con 0.8 gpt/Au de ley. Al examinar esta zona con una visita de Ángel Alvarez, decidimos continuar la exploración y nos ayudaron los geólogos Dante Loayza aquí presente y Pedro Juárez
En el Primer ProExplo del año 1998, decidimos poner los testigos de la perforación diamantina. Un amigo mío me ofreció enviar al geólogo canadiense John Bradford “sin costo alguno”; lo cual me llamó la atención por tratarse de un técnico caro y de alto nivel. A los 2 meses recibimos copia del informe que indicaba un cierto potencial. Para hacer corta esta historia; mis amigos nos presentaron una oferta por $ 3 millones y en menos de 5 días el precio aumentó a 5 M. , oferta que no aceptamos y decidimos poner el proyecto Santa Rosa en producción. En las exploraciones que realizamos se encontró el alineamiento SE/NO que coincide con la orientación general de los Andes. Al SE se encontró Alicia y al NO Huilcani. Como el “trend” continuaba fuera de nuestras concesiones, compramos una imagen satelital que cubría esta zona. Era el mes de Diciembre 2001, al observar la fotografía reconocimos “una caldera” de aproximadamente 2 kms de diámetro. Verificamos que la zona estaba libre y colocamos 2 concesiones de 1000 hectáreas, Enviamos a un geólogo junior para reconocimiento de campo de la caldera. El llegó en vehículo hasta la comunidad de Aruntaya, de donde se moviliza con caballos hasta llegar a la zona de la caldera. Allí se encontró con un cuerpo espectacular de silice tipo buggy; en el viaje de reconocimiento tomó 20 muestras, resultando 3 ubicadas en el mismo macizo, con 0.8 gpt/Au de ley. Ordenamos inmediatamente la construcción de una carretera de acceso y contratamos a Jeff Hedenquist, consultor de Geología, quien visitó el prospecto con el suscrito.
El 15 de Julio del 2001, 3 compañías presentaron propuestas de adquisición de proyecto: Placer Dome, RTZ Río Tinto y Newmont. El 30 de Julio, Aruntani respondió que continuará con el desarrollo del proyecto. Se inicia un programa de 7,000 m. de perforación diamantina, se completa la construcción de un túnel de 700 m. En el año 2003, se construye la planta de cianuración tipo Merryl Crowne y los pads de lixiviación con una velocidad extraordinaria. En enero del 2004, nos faltaba solamente la certificación de operaciones para el inicio del proyecto. Nunca supimos por qué la Directora General de la época, una dama cuyo nombre no quiero recordar, pero que todos sabemos quién es, se demoró 15 meses en darnos esta autorización.
El proyecto Tukari entró oficialmente en producción y a la fecha ha producido 2 millones de onzas. Se han desarrollado también como pueden observar en el siguiente cuadro, 5 proyectos adicionales; el proyecto Anama entrará en producción el próximo mes y el proyecto Anubia que es un proyecto de óxidos de cobre que está en construcción entrará en producción en el año 2015.
ARASI
En octubre del 2004 escuchamos que Anglo American estaba ofertando el proyecto La Rescatada, en la zona de Lampa, Puno, contactamos a Chris Lodder, quien era Presidente de Anglo Perú, mencionó que estaba en venta y que habían 11 compañías interesadas; entre ellas Newmont y Barrick. Anglo había encontrado 2 zonas mineralizadas, Valle y Carlos Alto, donde tenían reservas indicadas de alrededor de 100,000 onzas. Aruntani ofreció poner el proyecto en producción por el 50 % del depósito.
En vista que el depósito era una sílice muy dura con costos elevados de perforación enviamos una perforadora blast hole que se usaba en el tajo Tukari, esta máquina perforó 7 m/hr, de esta forma en 3 meses habíamos bloqueado 300,000 onzas como reserva inicial.
En el año 2005, Anglo decide cerrar las operaciones en Perú y se traslada a Colombia, nos comunica que no continuará con la sociedad, pero sí decide vender el yacimiento que nosotros adquirimos en una suma muy elevada. El proyecto entro en producción en el año 2007 con la Mina Andrés con una capacidad de 15,000 tpd, y con exploraciones posteriores se encontró el cuerpo mineralizado de Jessica ubicado a 4 kms. de Arasi que se encuentra en actual producción.
ANABI
El depósito de Anabi está ubicado en el distrito de Quiñota provincia de Chumbivilcas, una de las más alejadas del Cusco y con poquísimas vías de comunicación, este proyecto fue explorado por 15 años inicialmente por South Western que se asoció con Cambior y quien compró el proyecto de Minaspata. Es muy posible que por la distancia y las dificultades para llegar nunca fue explorado en forma consistente. El último que realizó exploraciones en esta zona fue Newmont en los años 2004-2005.
En el año 2007 la compañía Iamgold adquirió Cambior con propiedades en Canadá y Guyana y en el Perú exploraba los proyectos Minaspata y La Arena. Nosotros adquirimos Minaspata por $ 4.5 m y le pusimos el nombre de Anabi. Cuando llegamos a visitar el depósito conocimos al Padre Jeremías, que era el párroco de Santo Tomas, tenía 30 años como sacerdote de la provincia de Chumbivilcas, y era originario de Boston, USA, nos informó que toda la provincia estaba controlada por el SUTEP, el brazo izquierdista de Patria Roja que controlaba a profesores de colegios fiscales. Cuando visitamos al Alcalde del distrito de Quiñota, que era ex profesor Sutep, se encontró con Arnold Quispe, nuestro Jefe de Ingeniería y le manifestó que en el distrito no se iba a instalar ningún proyecto minero. Además insinuaron los ayudantes de Arnold que invite al famoso Alcalde al “Takanakuy” para resolver la autorización del proyecto con una pelea a golpes que se realiza el 25 de Diciembre todos los años en Santo Tomás. Se inicia una campaña implementando un bus clínico que tiene un laboratorio de análisis, una sección de rayos x y ecografías y otra sección de odontología.
Este sistema ya lo habíamos usado en Moquegua y Puno, nos dio excelentes resultados porque empezábamos haciendo exámenes a los niños de los colegios y después continuábamos con los exámenes a los adultos en las comunidades. Otro programa era ofrecer becas a los estudiantes que habían terminado la secundaria que consistía en capacitación por 6 meses para entrenarlos como técnicos en manejo de equipos pesados y que eventualmente tendrían trabajo como operadores en la mina. El estudio de impacto ambiental, EIA, fue ejecutado por la compañía Vector y la audiencia pública se realizó en el distrito de Quiñota. Por experiencia sabíamos que las audiencias duraban 10 horas, preparamos almuerzos para 600 personas y asistieron 1200 comuneros. Vector envío a un representante, un “rubio” que resaltaba dentro de las cabezas negras de los comuneros y como había preocupación no sabíamos que podía pasar, llevamos 30 policías y 40 agentes de seguridad, todos vestidos de civiles.
Durante la audiencia pública, se presentó el alcalde de Quiñota y gritó a toda la gente que disuelvan la reunión, porque no se iba a aprobar ningún proyecto minero, hubo un momento de tensión y cuando no se movió la gente, el alcalde volvió a repetir su arenga, luego se retiró en vista que ningún comunero se movió exclamando: la voluntad del pueblo es la voluntad de Dios, hagan lo que a ustedes les dé la gana y se mandó mudar. Nosotros estábamos muy contentos y logramos aprobar el estudio de impacto ambiental La construcción del proyecto se realiza en tiempo record, Anabi era nuestro 4to proyecto después de la Mina Andrés de Arasi, es también una operación de 15,000 tpd y tiene una planta de cianuración para 1,000 m3/h. También hemos abierto el proyecto Apumayo y tenemos en construcción el proyecto aurífero Anama que entrará en producción el próximo mes y el proyecto Anubia de cobre entrará en producción en el año 2015
Fuente: Proexplo 2014.
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