Actualmente Marte es un planeta de extremos: hace un frío glacial, tiene una alta radiación y está completamente seco. Pero hace miles de millones de años, Marte albergaba sistemas de lagos que podrían haber permitido vida microbiana. Según fue cambiando el clima del planeta, uno de esos lagos (en el cráter Gale de Marte) se secó lentamente. Los científicos tienen una prueba nueva de que el agua supersalina, o salmuera, se filtró profundamente a través de las grietas, entre los granos de tierra del fondo del lago reseco y alteró las capas de arcilla inferiores ricas en minerales.
Los hallazgos publicados en la edición del 9 de julio de la revista Science y dirigidos por el equipo encargado del instrumento CheMin (a bordo del rover Curiosity Mars Science Laboratory de la NASA) ayudan a comprender dónde se conserva o dónde se destruyó el registro en las rocas que manifiesta evidencias del pasado de Marte y de posibles signos de vida antigua.
“Solíamos pensar que una vez que las capas de minerales arcillosos se formaron en el fondo del lago en el cráter Gale, se quedaban así, preservando durante miles de millones de años, el momento en el que se formaron “, dijo Tom Bristow, investigador principal y autor del artículo de CheMin en el Ames Research Center de la NASA en Silicon Valley, California. “Pero las salmueras posteriores descompusieron estos minerales arcillosos en algunos lugares, lo que restableció el registro en las rocas”.
Los registros en las rocas de Marte Marte tiene un tesoro de rocas y minerales increíblemente antiguos en comparación con la Tierra. Y con las capas de rocas intactas en el cráter Gale, los científicos sabían que sería un sitio excelente para buscar pruebas de la historia del planeta y posiblemente de la vida.
Usando CheMin, los científicos compararon muestras tomadas en dos áreas a 400 metros de distancia de una capa de lutita depositada hace miles de millones de años en el fondo del lago en el cráter Gale. Sorprendentemente, en un área, faltaba aproximadamente la mitad de los minerales arcillosos que esperaban encontrar. En cambio, encontraron lutitas ricas en óxidos de hierro, minerales que le dan a Marte su característico color rojo oxidado.
Los científicos sabían que las lutitas tenían aproximadamente la misma edad y comenzaron igual, cargadas de arcillas, en ambas áreas estudiadas. Entonces, ¿por qué mientras Curiosity exploraba los depósitos de arcilla sedimentaria a lo largo del cráter Gale, los parches de minerales arcillosos, y la evidencia que conservan, “desaparecieron”?
Las arcillas contienen pistas Los minerales son como una cápsula del tiempo; proporcionan un registro de cómo era el medio ambiente en el momento en que se formaron. Los minerales arcillosos tienen agua en su estructura y demuestran que los suelos y rocas que los contienen entraron en contacto con el agua en algún momento.
“Dado que los minerales que encontramos en Marte también se forman en algunos lugares de la Tierra, podemos usar lo que sabemos sobre cómo se forman en la Tierra para decirnos lo saladas o ácidas que eran las aguas en el antiguo Marte”, dijo Liz Rampe, investigadora principal de CheMin y coautora en el Johnson Space Center de la NASA en Houston.
El trabajo anterior reveló que mientras que los lagos del cráter Gale estaban presentes, e incluso después de secarse, el agua subterránea se movía debajo de la superficie, disolviendo y transportando sustancias químicas. Después de que fueron depositadas y enterradas, algunos focos de lutitas experimentaron diferentes condiciones y procesos debido a interacciones con estas aguas, lo que cambió la mineralogía. Este proceso, conocido como “diagénesis”, a menudo complica o borra la historia previa del suelo y escribe una nueva.
La diagénesis crea un entorno subterráneo que puede sustentar la vida microbiana. De hecho, algunos hábitats muy singulares de la Tierra, en los que prosperan los microbios, se conocen como “biosferas profundas”.
“Estos son lugares excelentes para buscar evidencia de vida antigua y medir la habitabilidad”, dijo John Grotzinger, co-investigador de CheMin y coautor en el Instituto de Tecnología de California, o Caltech, en Pasadena, California. “Aunque la diagénesis puede borrar los signos de vida originales en el lago, crea los gradientes químicos necesarios para sustentar la vida subterránea, por lo que estamos muy emocionados de haber descubierto esto”.
Al comparar los detalles de los minerales de ambas muestras, el equipo concluyó que el agua salada que se filtraba a través de las capas de sedimento superpuestas, fue responsable de los cambios. A diferencia del lago de agua relativamente dulce presente cuando se formaron las lutitas, se sospecha que el agua salada proviene de lagos posteriores que existieron dentro de un ambiente más seco. Los científicos creen que estos resultados ofrecen más pruebas de los impactos del cambio climático de Marte que tuvo lugar hace miles de millones de años. También proporcionan información más detallada que luego se utiliza para guiar las investigaciones del rover Curiosity sobre la historia del Planeta Rojo. Esta información también será utilizada por el equipo del rover Perseverance Mars 2020 de la NASA mientras evalúan y seleccionan muestras de rocas para su futuro regreso a la Tierra.
“Hemos aprendido algo muy importante: hay algunas partes del registro en las rocas marcianas que no son tan buenas para preservar muestras de posible vida pasada del planeta”, dijo Ashwin Vasavada, científico del proyecto Curiosity y coautor en el JPL de la NASA. “Lo bueno es que encontramos a ambos muy juntos en el cráter Gale, y podemos usar la mineralogía para saber cuál es cuál”.
Curiosity se encuentra en la fase inicial de investigar la transición a una “unidad portadora de sulfato”, o rocas que se cree que se formaron mientras el clima de Marte se secaba.
La misión es administrada por JPL, una división de Caltech, para la Science Mission Directorate de la NASA, Washington. Los colegas de la Astromaterials Research and Exploration Science Division de la NASA en Johnson y el Centro de Vuelo Espacial Goddard de la NASA en Greenbelt, Maryland, también son autores del artículo, así como otras instituciones que trabajan con Curiosity.
No existe un manual del propietario para el planeta Tierra. Sería conveniente si lo hubiera, porque el sistema climático de nuestro planeta funciona como un motor masivo, uno con el que la humanidad está manipulando ciegamente actualmente al bombear dióxido de carbono a la atmósfera. Ahora estamos operando a niveles de CO 2 no vistos durante al menos 800.000 años . Los científicos que se enfrentan a la difícil tarea de tratar de predecir cómo estos niveles elevados de CO 2 afectarán la vida en la Tierra se han dirigido recientemente a una de las únicas fuerzas tan poderosas como el motor climático: los volcanes.
Los experimentos para comprender cómo los ecosistemas podrían responder al cambio climático son difíciles de realizar debido a la magnitud del problema . Un enfoque ha sido el uso de cámaras abiertas , donde el CO 2 está esencialmente atrapado en una gran burbuja de plástico, que puede ser tan pequeña como un metro de diámetro o tan grande como un invernadero, para que los científicos puedan medir cómo las plantas y los animales el interior se ajusta a las condiciones de alto CO 2 . La famosa Biosfera 2El experimento en Arizona llevó esto al extremo al cambiar la cámara de plástico por un invernadero de tres acres. La información obtenida de este tipo de experimentos se introduce en modelos informáticos que arrojan predicciones de cómo el aumento de los niveles de CO 2 afectará a los bosques y otra vegetación, junto con los animales que dependen de ellos.
Pero las cámaras abiertas no son prácticas para comprender los efectos a largo plazo del CO 2 en escalas espaciales más grandes que un invernadero, lo que obliga a los científicos a ser creativos. ¿La respuesta que se les ocurrió? Volcanes.
Más de 200 volcanes activos salpican el cinturón tropical de nuestro planeta, muchos de ellos cubiertos por una exuberante selva tropical. La roca líquida que se encuentra debajo de estos volcanes emite gases continuamente, una fracción significativa de los cuales es CO 2 , a través de grietas en la tierra. Debido a que los bosques que crecen en los volcanes están constantemente expuestos a altos niveles de CO 2 , un equipo internacional de científicos del Laboratorio de Propulsión a Chorro de la NASA , Occidental College y la Universidad Nacional de Costa Rica tuvo una idea: tal vez podrían usar estos bosques como un laboratorio natural. para estudiar cómo afectará el cambio climático a la fisiología de los árboles.
Los resultados de su estudio se publicaron este mes en la revista Biogeosciences. El equipo, dirigido por Robert Bogue y Florian Schwandner, científicos de la tierra de la Universidad McGill y el Laboratorio de Propulsión a Chorro de la NASA, optó por centrarse en tres especies de árboles: Buddleja nitida (arbusto de mariposa), Alnus acuminata (aliso) y Oreopanax xalapensis , que se encuentran comúnmente. en los bosques de los volcanes Turrialba e Irazú en Costa Rica, que han estado activos durante 75.000 y 3.000 años, respectivamente. Estudios similares sobre pinos y plantas más pequeñas en el Parque Nacional de Yellowstone, que tiene géiseres y fuentes termales similares a volcanes , encontraron queel aumento de CO 2 ha alterado los niveles de rubisco en las plantas. Rubisco es la enzima más abundante en la Tierra y una molécula clave en la fotosíntesis, por lo que sabían que probablemente también encontrarían algunas anomalías en la forma en que los árboles tropicales reaccionaban al CO 2 adicional .
Primero, los investigadores perforaron agujeros en los troncos de 31 árboles de las tres especies de árboles, extrajeron núcleos de madera estrechos y probaron cuánto CO 2 habían incorporado los árboles en sus tallos a medida que crecían. El dióxido de carbono emitido por los volcanes es un isótopo más pesado que el CO 2 atmosférico , lo que significa que también tiene una huella química ligeramente diferente. Lo que encontraron no fue sorprendente: la cantidad de CO 2 pesado que almacenaba un árbol estaba relacionada con la cantidad de CO 2 que fluía del suelo en la ubicación del árbol durante décadas de crecimiento. En otras palabras, estos árboles son capaces de absorber y almacenar el exceso de carbono durante mucho tiempo.
Este hallazgo es, hasta cierto punto, una buena noticia para nosotros. A medida que el CO 2 se ha acumulado en la atmósfera durante las últimas décadas, muchas especies de árboles también han crecido más rápido . Al sacar el carbono de la atmósfera y encerrarlo en sus cuerpos, los árboles han compensado parcialmente el CO 2 que seguimos arrojando de nuestras plantas de energía, tubos de escape y fábricas. Pero esto no es suficiente para salvarnos de lo peor del cambio climático, y la mayoría de los científicos predicen que este llamado efecto de fertilización con carbono no persistirá para siempre. La escasez de otros recursos , como el nitrógeno, eventualmente comenzará a limitar el crecimiento de los árboles.
Bogue, Schwandner y sus colegas también buscaron los impactos a corto plazo del CO 2 elevado en los árboles midiendo el estrés de las hojas, el contenido de clorofila de las hojas y el flujo de gas a través de pequeños poros en las hojas llamados estomas . Descubrieron que las relaciones entre los niveles de CO 2 del suelo y estas variables foliares dependían principalmente de cuál de las tres especies estaban observando. Una especie, el aliso, generalmente se desempeñó mejor en áreas con mayor CO 2 del suelo . Pero las hojas de las otras dos especies no mostraron respuestas negativas o incluso ligeramente negativas al CO 2 elevado .
Dado que los bosques tropicales son algunos de los ecosistemas con mayor biodiversidad del planeta, está claro que comprender si el CO 2 estresa o ayuda a los árboles individuales requerirá mucha más investigación. Pero este estudio sugiere que medir cómo las emisiones de CO 2 de los volcanes han afectado a bosques enteros podría ayudarnos a predecir hacia dónde nos dirigimos a medida que cambia el clima de la Tierra.
La investigación también reveló que la conexión entre árboles y volcanes no es una calle de un solo sentido. Sorprendentemente, los árboles pueden decirnos tanto sobre los volcanes como los volcanes sobre los árboles. Los datos de isótopos de carbono de los núcleos de árboles, tanto árboles vivos como muertos conservados en la zona volcánica, pueden ayudar a los científicos a reconstruir las emisiones históricas de CO 2 de estos volcanes. Y, una frase realmente alucinante en la introducción del artículo sugiere que incluso podría ser posible predecir futuras erupciones volcánicas al monitorear el verdor de los árboles (lo que los científicos llaman productividad) desde el espacio .
Es de todos conocido el hecho que durante el Virreinato hubo un buen número de ciudadanos españoles o sus descendientes dedicados a la minería e indudablemente también a la prospección y exploración de filones y cuerpos mineralizados. La importancia que España daba a la explotación minera en el país ha quedado evidenciada en la Memorias de los Virreyes. De especial interés son las del Virrey Toledo quien dictó las primeras ordenanzas de minería, pero también es interesante anotar que en la memoria de Don Juan de Mendoza, Marqués de Montesclaros, Virrey del Perú del año 1615, en el capítulo de los mineros dice: “Asientos formados: Potosí, Pasco, Oruro, Vilcabamba, Castrovirreyna, Nueva Potosí, éstos de plata; Carabaya y Laruma de oro; Huancavelica de azogue”. A pesar de la importancia que, a juzgar por estas referencias de los virreyes se daba a la minería, no fue hasta la segunda mitad del Siglo XVIII que la corona española muestra verdadero interés por la descripción y estudio de diversos distritos mineros. Es así como encontramos en la literatura escritos como el llamado “Derrotero de Monroy” y cuyo título completo es “Representación dirigida al Virreinato del Perú en julio de 1769 para el restablecimiento del mineral de Castrovirreyna en el Departamento de Huancavelica, fundada en el reconocimiento que hizo de ese mineral don Alvaro de Monroy”. Este documento contiene una descripción detallada del distrito minero de Castrovirreyna. Luego vendría al Perú la misión presidida por el Barón de Nordenflicht que luego de visitar Potosí (vía Montevideo) a fines de 1788, llegó a Lima en abril de 1789. La misión Nordenflicht hizo trabajos mineros en Cerro de Pasco y otros asientos mineros, pero concentró sus actividades principalmente en Hualgayoc.
Durante la República, poco es el interés que muestra el Gobierno de Lima por el desarrollo de la minería, pero aparecen figuras como don Antonio Raimondi y Mariano de Rivero y Ustáriz que publicaron textos sumamente valiosos referentes a las riquezas minerales de nuestro país. Si bien es cierto, los sucesivos Gobiernos de Lima no prestaron mayor atención al conocimiento de nuestro potencial minero, es justo reconocer que en 1876 se funda la Escuela de Ingenieros del Perú de donde egresan un grupo de ingenieros de minas que aparte de su capacidad técnica, muestran un gran entusiasmo por la minería. Son conscientes que para desarrollar nuestros recursos minerales era necesario primero conocerlos y darlos a conocer.
Es así como el Cuerpo de Ingenieros de Minas fundado en 1902, inició la publicación de Monografías sobre distintas partes de nuestro territorio. Los nombres de Lisson, Fuchs, Bravo, Málaga Santolalla, Dueñas, Balta, Denegri y tantos otros aparecen como autores de estos interesantes y valiosos estudios. La Sociedad Geológica del Perú se funda en 1924 y contribuye también al conocimiento de la Geología del territorio nacional.
Las colecciones de los Boletines del Cuerpo de Ingenieros de Minas del Perú y de la Sociedad Geológica del Perú constituyen dos valiosas fuentes de información para quienes estén interesados en conocer la historia de muchos de nuestros yacimientos. Las descripciones geológicas que allí se encuentran pueden parecer hoy en día desactualizadas. Sin embargo, tienen observaciones interesantes que pueden haber pasado desapercibidas. A pesar de todo lo anterior, fue sólo con la promulgación del Código de Minería de 1950 que se produce en el Perú el verdadero despegue de actividad minera. Se amplían las operaciones mineras, se pone en marcha nuevas operaciones y se inicia la exploración de prospectos mineros, muchos de ellos descritos en los boletines a que he hecho referencia en párrafos anteriores. Fue así como se puso en evidencia la importancia por ejemplo, de Tintaya, Antamina y Marcona. En esa época se descubrió Cuajone. Conviene por eso señalar que el Código de 1950 no solo impulsó la producción minera. En mi opinión, tan o más importante que el aumento de la producción, el Código de 1950 fue el impulso que se dio a la exploración minera que puso en evidencia la existencia de importantes yacimientos aún por explorar y eventualmente, como en efecto ha sucedido, ponerlos en producción.
Desafortunadamente, el Código de Minería se mantuvo incólume solamente por unos pocos años. Al poco tiempo de su promulgación se iniciaron los recortes a unas disposiciones promocionales. A pesar de ello se logró mantener el artículo que establecía los contratos de estabilidad tributaria, al amparo del cual se firmó el contrato de Cuajone en los primeros años de la década de los setenta. Fue el último contrato que se firmó al amparo de ese dispositivo legal y bien puede decirse que marcó el fin de la vida del Código del 50.
Vinieron luego 20 años de marcado estatismo durante los cuales se estatizó la gran minería con excepción de Southern Perú Copper Corporation, operadora de Toquepala y Cuajone.
A partir de 1990 se revisa la legislación minera y se inicia un agresivo y exitoso programa de privatización. Se logra la estabilización de nuestra economía que había llegado a una inflación de más de 7000 % por año, restableciendo así el clima favorable para la inversión minera que había imperado en los años 50. Fue en esas circunstancias que en 1992 la empresa Cía. de Minas Buenaventura, en asociación con el Bureau des Recherches Géologiques et Minières y Newmont Mining Co., logró poner en producción el yacimiento de Yanacocha que habíamos venido explorando tímidamente desde 1983.
Yanacocha resultó ser el detonante de este exitoso período de exploración al que los peruanos nos hemos referido con un boom minero y que en realidad deberíamos llamarlo boom de exploraciones.
Palabras de Don Alberto Benavides Tomado de Proexplo 99.
En el vasto y fascinante campo de la exploración mineral, cada elemento tiene una historia que contar. Uno de los protagonistas menos conocidos, pero increíblemente revelador, es el torio (Th). Este elemento, a menudo eclipsado por otros más famosos como el oro o el cobre, es clave en la exploración de minerales debido a su peculiar relación con los procesos hidrotermales.
¿Qué es el Torio?
El torio es un elemento radiactivo que se encuentra de manera natural en la corteza terrestre. Aunque es menos conocido que el uranio, su presencia en las rocas puede ser un indicativo invaluable de fenómenos geológicos importantes.
El Torio y la Exploración Mineral
En el ámbito de la exploración mineral, el torio es especialmente valioso por su habilidad para indicar la circulación de fluidos hidrotermales. Estos fluidos, que son agua caliente y rica en minerales disueltos, son los arquitectos subterráneos que moldean vastos depósitos de minerales. Cuando estos fluidos se mueven a través de la corteza, alteran las rocas por las que pasan, enriqueciéndolas con nuevos minerales, incluido el torio.
Indicador de Procesos Geológicos
La distribución y concentración de torio en las rocas puede revelar la presencia y el camino de estos fluidos hidrotermales. Los geólogos utilizan técnicas como la espectrometría de masas con fuente de plasma acoplado inductivamente (ICP-MS) para medir precisamente las cantidades de torio. Un aumento inusual en los niveles de torio en una muestra puede sugerir que esa área fue un antiguo conducto para fluidos hidrotermales, lo que podría significar que otros minerales de valor comercial están cerca.
Aplicaciones Prácticas
Identificar zonas con alta actividad hidrotermal histórica es crucial para la minería, pues estas zonas tienen mayor probabilidad de contener depósitos de minerales económicos. El torio no solo actúa como un marcador de estas zonas, sino que también ayuda a entender la historia geológica y a predecir la ubicación de otros recursos minerales.
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.
En esta ocasión, exploraremos un tema fundamental para el éxito de cualquier empresa: el flujo de caja. Nos sumergiremos en el fascinante mundo de una pequeña mina de oro y cómo optimizar su flujo de caja para garantizar un rendimiento financiero sólido.
Introducción: La Importancia del Flujo de Caja
El flujo de caja, o cash flow, es la piedra angular de la estabilidad financiera de cualquier negocio. Para una pequeña mina de oro, donde los desafíos pueden ser únicos, entender y gestionar eficientemente el flujo de caja es crucial. Este indicador no solo refleja la liquidez de la empresa, sino que también sirve como una herramienta valiosa para la toma de decisiones estratégicas.
Desafíos en la Industria Minera
La minería de oro presenta desafíos particulares, desde la volatilidad en los precios del oro hasta los costos operativos y las regulaciones medioambientales. Ante estos desafíos, el flujo de caja se convierte en un salvavidas financiero, permitiendo a la empresa sortear obstáculos y mantenerse a flote incluso en condiciones adversas.
Estrategias para Optimizar el Flujo de Caja
Gestión Eficiente de Costos:
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Diversificación de Ingresos:
Explorar oportunidades para diversificar las fuentes de ingresos, como la venta de subproductos o la participación en proyectos conjuntos.
Gestión de Inventario:
Optimizar los niveles de inventario para evitar excesos que afecten la liquidez y escaseces que obstaculicen la producción.
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