Controles hidrológicos sobre precipitación de metales base y zonificación en el pórfido.

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 3786 (2023) Citar este artículo

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La precipitación de mineral en sistemas de pórfido de cobre se caracteriza generalmente por la zonificación del metal (Cu-Mo a Zn-Pb-Ag), que se sugiere que está relacionada de manera variable con la disminución de la solubilidad durante el enfriamiento del fluido, las interacciones fluido-roca, la partición durante la separación de fases del fluido y el mezclado. con fluidos externos. Aquí, presentamos nuevos avances de un modelo de proceso numérico al considerar las limitaciones publicadas sobre la solubilidad dependiente de la temperatura y la salinidad de Cu, Pb y Zn en el fluido mineral. Investigamos cuantitativamente el papel de la separación de vapor y salmuera, la saturación de halita, el contenido inicial de metales, la mezcla de fluidos y la removilización como controles de primer orden de la hidrología física en la formación de minerales. Los resultados muestran que las fases de vapor magmático y salmuera ascienden con diferentes tiempos de residencia pero como mezclas de fluidos miscibles, y los aumentos de salinidad generan fluidos a granel insaturados con metales. Las tasas de liberación de fluidos magmáticos afectan la ubicación de los frentes termohalinos, lo que lleva a mecanismos contrastantes para la precipitación de minerales: tasas más altas dan como resultado una saturación de halita sin una zonificación metálica significativa, tasas más bajas producen capas de mineral zonificadas debido a la mezcla con agua meteórica. Los contenidos variables de metal pueden afectar el orden de la secuencia final de precipitación del metal. La redisolución de metales precipitados da como resultado patrones de capa de mineral zonificados en ubicaciones más periféricas y también desacopla la saturación de halita de la precipitación del mineral.

Los sistemas de pórfido de cobre son nuestros principales recursos para el suministro global de Cu y además contienen una gran variedad de otros metales en grados económicos o subeconómicos1. La precipitación de minerales en sistemas magmático-hidrotermales centrados en pórfidos generalmente produce patrones de zonificación de metales base que realizan una transición hacia arriba y hacia afuera desde Cu-Mo proximal hasta Zn-Pb-Ag distal, con extensiones laterales variables de hasta 8 km1,2. Los estudios experimentales y los modelos termodinámicos indican que el enfriamiento de los fluidos magmáticos acompañado de la interacción fluido-roca es un control de primer orden sobre la precipitación de metales y los patrones de zonación, como resultado de las diferentes solubilidades de los respectivos metales a lo largo de las rutas de los fluidos3,4. Se debaten el momento y el papel de la incursión de fluidos externos para la formación de mineral, y algunos estudios indican que la mezcla de fluidos puede ocurrir ya durante la mineralización primaria y/o que la circulación posterior puede causar la redistribución del metal5,6,7,8.

Los metales como Cu, Pb y Zn en los sistemas de pórfido son transportados predominantemente por fluidos hidrotermales como complejos de cloruro a temperaturas elevadas y condiciones bastante ácidas9,10. Los datos de inclusión de fluidos sugieren que los fluidos que se disuelven desde intrusiones graníticas a granodioríticas en la corteza superior producen salinidades totales de 5 a 15% en peso de NaClequiv11. Dependiendo de la salinidad del fluido, la temperatura, la presión y el contenido de metales del magma parental, los contenidos de metales del fluido magmático monofásico primario varían entre 20 y 20.000 ppm de Cu (media 2660 ppm), 10 y 4500 ppm de Pb (media 330 ppm). ), así como 20 y 6500 ppm Zn (600 ppm)12.

Este fluido primario se disolvió de la fase de magma y se separa al ascender debido a la descompresión en una fase de vapor de baja salinidad y una fase de líquido hipersalino (salmuera). Los análisis de inclusión de fluidos y los estudios experimentales muestran que los metales básicos como Cu, Pb y Zn se dividen preferentemente en la fase de salmuera13, y la aparente partición del Cu en la fase de vapor ahora se explica como un artefacto debido a la difusión posterior al atrapamiento en inclusiones de vapor14,15. Sin embargo, las funciones respectivas de las fases de vapor y salmuera para la mineralización en sistemas de pórfido de Cu siguen siendo debatidas, porque las consideraciones de balance de masa sugieren que la separación de fases en profundidad produce mayores cantidades de vapor que la salmuera16,17 y parte de la fase de vapor ascendente puede condensarse en una fase líquida durante el ascenso y enfriamiento18,19,20. La evidencia geofísica y los modelos numéricos sugieren además que se forman lentes de salmuera debajo de volcanes activos e inactivos21, lo que inspiró propuestas de que estos fluidos hipersalinos ricos en metales con contenidos de Cu de hasta 7000 ppm almacenados en profundidad pueden tener un potencial económico22. Sin embargo, aún se desconoce si tales acumulaciones de salmuera son características de larga duración o más bien transitorias, siendo ambos escenarios permisivos en diferentes configuraciones en simulaciones numéricas22,23.

Además, una gran cantidad de inclusiones de salmuera en etapa mineral se homogeneizan por desaparición de halita, lo que refleja saturación en halita sólida24 o modificaciones posteriores al atrapamiento25. La saturación de halita también ocurre en simulaciones numéricas de sistemas de pórfido utilizando diferentes modelos y configuraciones26,27. La transición de la estabilidad líquido-vapor a la estabilidad vapor-halita del fluido ascendente estaría acompañada por una disminución abrupta y eventualmente desaparición de la fracción de masa líquida. Este proceso conduciría a una disminución abrupta en la capacidad del fluido para transportar metales en solución, lo que podría conducir a la precipitación del metal base24, aunque también puede ser posible un mayor transporte como partículas dispersas durante posibles procesos eruptivos en estas condiciones.

La cuantificación del comportamiento dinámico de la transferencia de masa y calor en sistemas de pórfido se puede abordar mediante simulaciones numéricas utilizando modelos que puedan manejar flujos multifásicos de alta temperatura de fluidos H2O-NaCl en medios porosos28. Estos modelos numéricos pueden simular la evolución de la mineralización y han proporcionado resultados reveladores para procesos específicos de formación de minerales26,29, pero aún dependen de algunas simplificaciones. En particular, todavía se están desarrollando capacidades para el modelado completo del transporte reactivo, incluida la especiación química, el pH y las condiciones redox, así como el papel de la complejación de ligandos para el transporte de metales en la formación de depósitos minerales de alta temperatura. Trabajos anteriores utilizando el software CSMP++ se centraron en la hidrología física e implementaron un proxy simple para el enriquecimiento de Cu dependiente de la temperatura23,26,29. Estas simulaciones numéricas sugieren que las dimensiones de la capa de mineral resultante dependen de la interacción entre la liberación de fluido magmático, la convección de agua meteórica y las distribuciones dinámicas de permeabilidad, reproduciendo cuerpos de mineral de cobre típicos con formas de campana y extensiones laterales de 1 a 3 km 23. Las simulaciones de depósitos de Pb-Zn de dominancia clástica (tipo CD) utilizando el mismo modelo consideraron además la removilización de Pb y Zn mediante la circulación de fluidos calentados, pero basaron sus parametrizaciones solo en la dependencia de la temperatura de la solubilidad del metal30. Estos modelos aún no consideran el efecto de la salinidad del fluido y la partición de metales entre las fases del fluido.

Por lo tanto, para este estudio, desarrollamos una nueva parametrización, que considera las solubilidades individuales dependientes de la temperatura y la salinidad para Cu, Pb y Zn. Las solubilidades de los metales utilizados se basan en cálculos de Kouzmanov y Pokrovski12, similares pero no idénticos a las parametrizaciones en las simulaciones de Blundy et al.22, que también introdujeron en su modelo solubilidades de Cu dependientes de la temperatura y la salinidad y la partición durante la separación de fases. La adición de Pb y Zn proporciona una restricción adicional para la hidrología en la transición pórfido-epitérmica y una oportunidad para probar si la zonación de metales con extensiones laterales variables puede explicarse mediante un simple enfriamiento a lo largo de vías de fluido características. Además, utilizamos la funcionalidad de removilización introducida por Rodríguez et al.30 para limitar su impacto en las capas de mineral de metal base relacionadas con sistemas de pórfido. Hasta la fecha, aún no es posible obtener una representación completa de las interacciones fluido-roca en estas condiciones, porque requeriría un modelo termodinámico internamente consistente que pueda cubrir de manera confiable fases fluidas de alta temperatura y baja densidad. Sin embargo, los nuevos desarrollos marcan un paso adelante hacia un mayor realismo geológico al incluir restricciones geoquímicas adicionales. Utilizamos este modelo numérico aumentado para investigar el papel de la separación de fases, la formación de salmuera, la saturación de halita, la mezcla de fluidos y la removilización como controles de primer orden de la hidrología física en los mecanismos de precipitación de metales base en sistemas de pórfido.

Calculamos el flujo de fluido con un enfoque continuo para medios porosos utilizando el esquema numérico del Método de elementos finitos de volumen de control (CVFEM) que se implementa en la Plataforma de modelado de sistemas complejos (CSMP ++)31. Utilizando una expresión realista de las propiedades de los fluidos no lineales (p. ej., densidad, viscosidad y entalpía) y la separación física de fluidos multifásicos totalmente miscibles (líquido, vapor y halita en el sistema H2O-NaCl), el modelo puede realizar flujos de fluidos compresibles. a temperaturas de hasta 1000 °C y presiones de hasta 500 MPa32,33.

Dada la velocidad de Darcy \(v\) de una fase fluida i (líquido (l) o vapor (v)), utilizando la forma extendida de la ley de Darcy, la circulación de estos fluidos se calcula como

donde \(k\) es la permeabilidad total de la roca y \({k}_{r,i}\) la permeabilidad relativa, \({\mu }_{i}\) la viscosidad dinámica y \({\rho }_{i}\) la densidad de la fase fluida indicada \(i\). La aceleración gravitacional está dada por \(g\) y la presión total del fluido por \(p\)34. Los fluidos salinos pueden precipitar aún más una fase sólida de halita \(h\). Usamos un modelo de permeabilidad relativa lineal con

donde \({S}_{h}\) es la saturación volumétrica de la fase de halita inmóvil. La saturación residual del líquido se da como \({R}_{l}=0.3(1-{S}_{h})\) y la saturación residual del vapor como \({R}_{l} =0,0\).

La conservación de la masa del fluido se calcula como

donde \(\phi\) es la porosidad, \(Q_{{H_{2} O + NaCl}}\) se refiere al término fuente de la masa del fluido y \(t\) es el tiempo. La conservación de la masa de sal viene dada por

con \({Q}_{NaCl}\) como término fuente y \({X}_{i}\) como la fracción de masa de NaCl en la fase fluida indicada. La conservación de energía se describe por la advección de calor a través del fluido y la transferencia de calor a través de la roca con la conductividad térmica \(K\) y está dada por

donde la roca se denota por el subíndice \(r\) y \({h}_{i}\) es la entalpía específica de la fase \(i\). El término de la fuente de calor se da como \({Q}_{e}\) y la temperatura como \(T\). Suponiendo un equilibrio térmico local entre el fluido y la roca, la entalpía total dentro de un volumen de control de la malla se distribuye entre la roca y el fluido en función de sus propiedades termodinámicas.

La permeabilidad \(k\) se modela como una propiedad de elemento dinámico23,26 y se basa en los siguientes supuestos: (1) un perfil de permeabilidad de fondo dependiente de la profundidad, (2) una corteza frágil estresada casi críticamente y un criterio de falla consecuente para fracturas en condiciones de presión de fluido casi hidrostáticas, (3) un comportamiento cada vez más dúctil a través del calentamiento, lo que lleva a una reducción de la permeabilidad y la tensión diferencial, causando criterios de falla en presiones de fluido casi litostáticas (con la transición de frágil a dúctil comenzando en 360 °C), (4) un aumento de la permeabilidad dependiente de la presión, que contrarresta la disminución de la permeabilidad dependiente de la temperatura y (5) un aumento incremental de la permeabilidad en respuesta a la fracturación hidráulica hasta en dos órdenes de magnitud si las presiones del fluido exceden la presión local. Criterio de falla dependiente del estado de tensión. En Weis26 y Weis et al.31 se dan más detalles sobre el enfoque numérico y las soluciones de referencia.

El objetivo principal de este estudio es avanzar en el modelo numérico para sistemas de pórfido de Cu con respecto a (i) la solubilidad de Cu, Pb y Zn en el fluido del mineral en dependencia de la temperatura y la salinidad, (ii) la partición de estos metales entre vapor y líquido, (iii) el transporte de metales por los fluidos del mineral, (iv) concentraciones variables de metales del fluido magmático primario y el potencial de enriquecimiento de metales resultante y (v) la removilización de metales previamente precipitados.

i) Las solubilidades de los metales se calculan utilizando funciones dependientes de la temperatura y la salinidad para los metales individuales \({C}_{i}(T,x)\) aplicando una interpolación simple de los datos de solubilidad saturada de pirita-magnetita-hematita en pH = 5 de Kouzmanov y Pokrovski12 para temperaturas y salinidades elevadas con

donde T es la temperatura en °C, x es la fracción en peso NaCleq en el fluido, a00,Cu = −9,215, a01,Cu = 0,1126, a10,Cu = 0,03875, a20,Cu = −3,209 ∙ 10–5, a11 ,Cu = −1,213 ∙ 10–4, a00,Pb = −3,269, a01,Pb = 0,1068. a10,Pb = 0.01408, a20,Pb = −5.685 ∙ 10–6, a11,Pb = −7.534 ∙ 10–5, a00,Zn = − 2.234, a01,Zn = 0.1245, a10,Zn = 0.01313, a20,Zn = −4,914 ∙ 10–6, a11,Zn = −1,367 ∙ 10–4. Las expresiones resultantes se muestran en la Fig. 1b. Estas relaciones de solubilidad deben refinarse con datos experimentales adicionales para T > 400 °C y salinidades > 40% en peso de NaClequiv, ya que aún no están limitadas por los datos de Kouzmanov y Pokrovski12. Por el momento, utilizamos extrapolaciones a temperaturas y salinidades más altas con esta parametrización, lo que conduce a solubilidades más altas en estos rangos y, en general, está en línea con otros estudios sobre contenidos de Cu en fluidos hidrotermales14. Sin embargo, se espera que la precipitación de metales ocurra dentro del rango de datos cubierto por Kouzmanov y Pokrovski12. Los metales se disuelven completamente en las fases fluidas si \({c}_{t}\le {c}_{metal}(T,x)\) y los metales se precipitan cuando \({c}_{t}>{ c}_{eq}(T,x)\). La capacidad de formar minerales de sulfuro típicos de los sistemas de pórfido (por ejemplo, Cu: calcopirita, bornita, calcocita; Pb: galena; Zn: esfalerita) dependería de la disponibilidad de azufre y otros parámetros químicos como el pH y el redox, que no se pueden resolver aquí.

ii) Las concentraciones totales de metales, \({C}_{t}\), en las fases de vapor y líquida se expresan por

Configuración del modelo y sustitutos de la solubilidad de los metales (a) El dominio de modelado representa una sección transversal bidimensional de la corteza superior con dimensiones de 10 × 30 km de alto y ancho, incluido un depósito de magma con una extensión de 3 × 10 km. El factor radial describe la extensión de la cámara de magma en la tercera dimensión (no resuelta) en relación con la extensión en la dirección horizontal y, por lo tanto, controla el volumen total del depósito de magma en tres dimensiones. Se supone que los fluidos magmáticos se acumulan debajo de una región de cúpula a aproximadamente 5 km de profundidad antes de liberarse a la roca huésped (modificado de Weis26). (b) Representaciones modeladas para las solubilidades de metales dependientes de la temperatura y la salinidad basadas en cálculos termodinámicos de Kouzmanov y Pokrovski 12 para zinc, plomo y cobre.

Los datos analíticos y experimentales indican que la partición del metal entre líquido y vapor depende de la salinidad de la fase respectiva. Nos aproximamos a esta observación calculando primero la solubilidad de las fases individuales con sus respectivas salinidades y luego calculamos la solubilidad del fluido a granel. Si el fluido está saturado en un metal respectivo, dividimos la concentración de acuerdo con las solubilidades de las respectivas fases, lo que lleva a una partición dependiente de la salinidad y la masa. Si el fluido a granel está subsaturado en un metal, usamos el mismo grado de partición asumiendo el mismo grado de subsaturación en ambas fases.

iii) Introducimos Cu, Pb y Zn como trazadores de la conservación de masa como

con la concentración de metal individual en el fluido \({C}_{i}\), el coeficiente de difusión-dispersión D y un término fuente \({Q}_{i}= {C}_{i}^{ inicial} \cdot {Q}_{{H}_{2}O+NaCl}\), que refleja concentraciones variables de Cu, Pb y Zn \({C}_{i}^{initial}\) en el magmático primario fluido mineral. Para simplificar, esta formulación supone que no se almacenan metales en la fase sólida de halita. En nuestras simulaciones, la cantidad de fluido expulsado de la cámara de magma depende del tamaño de la cámara de magma, que está controlado por el factor radial (Fig. 1a). El factor radial describe la extensión de la cámara de magma en la dirección z no resuelta de un dominio de modelado bidimensional. Dada una extensión de 10 km en la dirección x, un factor radial de 0,5 correspondería a una extensión de 5 km en la dirección z (Fig. 1a).

iv) Para garantizar la mejor comparabilidad posible con otros estudios de modelado numérico23,26,29, el fluido magmático primario contiene 500 ppm de Cu, lo que se basa en mediciones de inclusiones de fluidos de densidad intermedia (ID) en sistemas de pórfido de Cu y estudios experimentales. Las concentraciones de Pb de 330 ppm, así como las concentraciones de Zn de 600 ppm, se refieren a valores medios de inclusiones de fluidos ID procedentes de numerosos depósitos de pórfido de Cu12. Para estudiar el efecto de las concentraciones iniciales de metales y la zonificación de metales, también realizamos simulaciones con concentraciones iniciales de Zn más bajas de 330 ppm (igual que Pb) y concentraciones de Pb de 33 ppm. Como indicador de modelado para las distribuciones de leyes de mineral, calculamos los potenciales de enriquecimiento de metales como

con la masa de los metales precipitados \({m}_{i}\) y el volumen de control \(V.\)

v) En un primer conjunto de simulaciones, consideramos que los metales solo se acumulan con el tiempo debido a la precipitación de metales de fluidos sobresaturados. Como funcionalidad adicional, incluimos la removilización de metales previamente precipitados si los fluidos hidrotermales subsaturados fluyen a través de volúmenes que contienen precipitados metálicos. Suponemos que los fluidos pueden removilizar metales hasta que los fluidos se saturan o el volumen respectivo se agota por completo en el metal respectivo. Esta funcionalidad para la removilización también cubre el caso potencial de que Cu, Pb y Zn se almacenen temporalmente como complejos de Cl junto con halita sólida y también se vuelvan a disolver posteriormente mediante la entrada posterior de fluidos menos salinos. Más abajo, los metales pueden volver a precipitarse tan pronto como los fluidos vuelvan a sobresaturarse.

Aunque tomamos en cuenta las solubilidades de los metales dependientes de la temperatura y la salinidad, el modelo actual no puede resolver el efecto de la especiación química (p. ej., incluido el pH, redox, cloruro y bisulfuro) en el transporte, partición, precipitación y removilización de metales. El transporte reactivo total solo ha sido bien establecido para sistemas hidrotermales menos complejos que se forman a temperaturas más bajas35,36,37, pero tiene el potencial de extenderse a temperaturas más altas una vez que se disponga de conjuntos de datos termodinámicos sólidos. Por el momento, tenemos que utilizar los supuestos simplificadores mencionados anteriormente y considerarlos críticamente al evaluar los resultados del modelo.

El dominio de modelado es una sección transversal bidimensional de 30 km de ancho y 10 km de altura y una topografía adicional descrita por un volcán central de aproximadamente 1,5 km de altura (Fig. 1a). Una cámara de magma elíptica (~ 3 km de altura, 10 km de ancho) con una temperatura inicial de 900 °C se coloca a 5 km de profundidad (Fig. 1a). Trabajos de modelado anteriores que resuelven el crecimiento incremental de magma muestran que tales depósitos de magma pueden construirse con flujos de magma del orden de aproximadamente 10-2 km3/y29. Se aplicaron dos factores radiales (0,25 y 0,5) dando como resultado un volumen de magma teórico de ~ 47 km3 y ~ 95 km3, respectivamente. Esto está en línea con un volumen mínimo supuesto de 50 km3 propuesto para formar depósitos de pórfido de Cu1,38. Un volumen de magma aproximadamente duplicado también va acompañado de una tasa de liberación de fluido aproximadamente duplicada, y se supone que los fluidos magmáticos primarios se expulsan exclusivamente de la región de la cúpula de la cámara de magma (Fig. 1a). Trabajos de modelado anteriores que resuelven mecanismos de desgasificación de magma de yacimientos de tamaño similar describen cómo la liberación concentrada de fluidos puede autoorganizarse durante el enfriamiento y la desgasificación39. Con esta configuración, la liberación de fluido está directamente relacionada con el enfriamiento y cristalización del yacimiento de magma debido a la conducción de calor y convección de los fluidos circundantes23. Esta parametrización conduce a la liberación de fluido una vez que el borde exterior ha alcanzado la saturación de agua, con tasas de liberación más altas en las primeras etapas y una disminución gradual a medida que el yacimiento experimenta un enfriamiento radial.

Estudios previos que utilizaron este modelo para sistemas de pórfido de cobre han destacado cómo la evolución dinámica de la permeabilidad controla la evolución térmica23. En general, permeabilidades más altas conducen a leyes potenciales de mineral espacialmente más confinadas. De manera similar, las reservas de pórfido que también se inyectan sobre la región de la cúpula en los sistemas naturales pero que se descuidan en nuestra geometría simplificada también pueden servir como vías de mayor permeabilidad que podrían respaldar la concentración de fluidos. Además, la convección de los fluidos meteóricos circundantes en profundidad generalmente fluye a lo largo de los márgenes del depósito de magma hacia la región de la cúpula. Sin embargo, la topografía de un estratovolcán conduce al transporte lateral de fluidos mixtos magmáticos-meteóricos a niveles menos profundos hacia la base del volcán debido a la carga hidráulica de la columna de agua subterránea26. Aunque las simulaciones con permeabilidad moderada de la roca huésped debajo de un estratovolcán producen capas de mineral de pórfido de cobre menos confinadas, utilizamos esta configuración para el presente estudio, porque es más adecuada para comprender los procesos que controlan la zonificación del metal en la transición pórfido-epitérmica sobre un lateral. distancia de varios kilómetros.

La roca huésped tiene una porosidad de 0,05 y está inicialmente saturada con agua pura bajo un gradiente de presión hidrostática a lo largo de un gradiente térmico de 22,5 °C km-1, que se mantiene mediante un flujo de calor basal de 45 mW m-2. Durante la simulación, el límite superior representa la superficie de la Tierra a presión atmosférica y es permeable. Los fluidos ascendentes pueden descargarse a través del límite superior a temperaturas calculadas por el modelo. Los fluidos de recarga entran en el dominio del modelado como agua líquida sin sal a una temperatura de 10 °C. Sin embargo, los fluidos no pueden salir del dominio del modelo a través de los límites izquierdo, derecho e inferior, ya que se definen como límites sin flujo. Las propiedades de la roca se mantienen constantes, incluida una densidad de 2700 kg m-3, una conductividad térmica de 2 W m-1 C-1, un coeficiente de difusión-dispersión de 10-12 m2 s-1 y una capacidad calorífica de 880 J. kg-1°C-1. Los mismos valores se aplican a la cámara de magma, aunque comenzando con una capacidad calorífica doble que disminuye gradualmente a medida que la cámara de magma se enfría considerando la liberación de calor latente durante la cristalización40.

Presentamos los resultados de las cinco simulaciones más representativas para estudiar la influencia de tres parámetros clave:

Volumen de magma y tasa de liberación de fluido: volumen de magma de ~ 47 km3 (simulación 1) o ~ 95 km3 (simulación 2); concentraciones de fluido iniciales de 500 ppm de Cu, 330 ppm de Pb y 330 ppm de Zn; sin removilización de metales

Contenido de metales: volumen de magma de ~ 47 km3; concentraciones de fluido iniciales de 500 ppm Cu, 33 ppm Pb y 600 ppm Zn (simulación 3); sin removilización de metales

Removilización: volumen de magma de ~ 95 km3 (simulación 4) o ~ 47 km3 (simulación 5); concentraciones de fluido iniciales de 500 ppm de Cu, 330 ppm de Pb y 330 ppm de Zn; con removilización de metales

Nuestras simulaciones muestran que la tasa de liberación de fluidos magmáticos desde la región de la cúpula de una cámara de magma es un control importante en la propagación hacia afuera de los frentes térmico y salino, así como en la ubicación de la división hidrológica (Fig. 2). Esta división hidrológica (indicada por un factor de fluido de poro de 0,7; línea discontinua roja) separa un dominio interior dominado por fluidos magmáticos ascendentes bajo presiones casi litostáticas y un comportamiento de roca nominalmente dúctil de un dominio exterior frágil caracterizado por la convección de fluidos más fríos en condiciones cercanas. -presiones hidrostáticas23,26. La tasa de liberación de fluido es proporcional a las dimensiones, el contenido de agua y la tasa de enfriamiento del depósito de magma. En la simulación 1, que supone un volumen de embalse de ~ 47 km3 (factor radial = 0,25), la división hidrológica se ubica a un nivel de profundidad de ~ 2,2 km, ~ 2,1 km y ~ 3,6 km después de 10, 50 y 100 años, respectivamente. (Figuras 2a-c). En comparación, asumir un volumen total de embalse mayor de ~ 95 km3 (factor radial = 0,5) da como resultado una división hidrológica que se ubica a profundidades comparativamente menores a ~ 1,8 km, ~ 1,9 km y ~ 3,1 km después de 10, 50 y 100 años. , respectivamente (Fig. 2d – f).

Evolución temporal y espacial de la hidrología de sistemas de pórfido de cobre con topografía volcánica después de 10 (a, d), 50 (b, e) y 100 (c, f) kyrs de tiempo de simulación, mostrando distribuciones de temperatura modeladas (isolinas), la salinidad total de la mezcla de fluidos (colores rojos) y la región con fluidos saturados de halita (amarillo). Las capas de mineral están representadas por potenciales de enriquecimiento de metales (ver texto). El factor del fluido de poros (presión del fluido dividida por la presión litostática) de 0,7 indica la transición de presiones de fluido casi hidrostáticas a presiones de fluido casi litostáticas. La simulación 1 utilizó un factor radial de 0,25 y potenciales de enriquecimiento metálico de 250 para Cu, Zn y Pb (a-c). La simulación 2 utilizó un factor radial de 0,5 y potenciales de enriquecimiento de metales de 500 (d–f). Las flechas a una profundidad de 5 km se refieren al lugar de inyección de fluido en la región de la cúpula del depósito de magma.

En ambas simulaciones, las salinidades totales más altas se encuentran en el lado del dominio frágil de la división hidrológica a 10 y 50 años, respectivamente (Fig. 2a, b, d, e). Sin embargo, en la simulación 1, tanto la salinidad total del fluido como la extensión de la pluma térmica y salina son menores en comparación con la simulación 2 con una mayor liberación de fluido magmático (Fig. 2), lo que refleja un comportamiento de separación de fases contrastante. Durante todo el período de desgasificación de la simulación 1, el fluido magmático primario se inyecta como un fluido monofásico que se separa en fase de vapor y salmuera al ascender, pero no se produce saturación con halita sólida. Por el contrario, la simulación 2 se eleva a niveles de la corteza ligeramente menos profundos a presiones más bajas donde la mezcla de líquido y vapor alcanza la saturación de halita (áreas amarillas), ingresando así al campo trifásico (VLH) del sistema H2O-NaCl (Fig. 2d). F). En estas condiciones, la fase líquida puede eventualmente desaparecer por completo y los fluidos ingresan al campo VH de dos fases con una fase de vapor volátil de baja densidad y una fase de halita sólida inmóvil, lo que resulta en las altas salinidades aparentes observadas.

La precipitación de mineral en la simulación 1 ocurre sobre el área de mayor salinidad del fluido a temperaturas relativamente bajas que oscilan entre 400 y 200 °C (Fig. 2b, c). Las capas de mineral están representadas por un potencial de enriquecimiento de metal de 250 y muestran una zonación hacia afuera de Cu a Pb y a Zn (Fig. 2b). Un potencial de enriquecimiento de metal de 1000 corresponde a una ley de mineral de aproximadamente 2,5% en peso, pero solo debe considerarse como un indicador ya que no incluye la eficiencia de la precipitación de Cu26. Este patrón de zonación se vuelve más pronunciado durante un mayor enfriamiento del magma (Fig. 2c). Por el contrario, las capas de mineral en la simulación 2 se desarrollan en el área restringida de saturación de halita del fluido mineral, que se caracteriza por temperaturas más altas que oscilan entre 450 y 350 °C (Fig. 2e). La precipitación de mineral se muestra con un potencial de enriquecimiento de metal de 500, teniendo en cuenta que en la simulación 2 se utiliza el doble de cantidad de fluidos magmáticos en comparación con la simulación 1 (Fig. 2e, f). Las capas de mineral de Cu, Pb y Zn no muestran un patrón de zonación considerable (Fig. 2e, f). Además del retroceso de los frentes térmico y salino causado por el enfriamiento de la cámara de magma, el área de saturación de halita también retrocede mientras las capas de mineral permanecen en su lugar (Fig. 2c, f), lo que muestra que el enriquecimiento de metales está dominado por el primeras fases del sistema hidrotermal con las mayores tasas de liberación de fluidos.

El impacto de diferentes cantidades de fluidos magmáticos expulsados de la cámara de magma se puede ilustrar mejor monitoreando el grado de saturación de Cu (valor entre 0 y 1) y el contenido de Cu (en ppm) del fluido (Fig. 3). Los volátiles magmáticos se inyectan como fluidos monofásicos con contenidos de Cu de 500 ppm y una saturación de Cu de aproximadamente 0,66 en la cúpula de la cámara de magma a una profundidad de ~ 5 km (Fig. 3). Con el ascenso continuo en la parte interna (factor de fluido de poros > 0,7) bajo presiones casi litostáticas, los fluidos se separan en una fase de salmuera de baja salinidad y baja densidad y una fase de salmuera de alta densidad y alta salinidad. Esta región se caracteriza por salinidades totales elevadas entre 30 y 50% en peso de NaCl (Fig. 2b, e), baja saturación de Cu (Fig. 3a, c), pero contenidos de Cu relativamente altos (Fig. 3b, d). Aunque el contenido de Cu aumenta debido a la partición preferencial en las fases de salmuera, la saturación total de Cu se reduce porque las solubilidades de los metales no están correlacionadas linealmente con la salinidad (Fig. 1). La extensión espacial de la región de dos fases es menor en la simulación 1 (Fig. 3a, b) que en la simulación 2 (Fig. 3b, d).

Saturación de cobre (a, c) y contenido de cobre (b, d) de los fluidos dentro del sistema hidrotermal después de 25 años para las simulaciones 1 (a, b) y 2 (c, d). El factor de fluido de poros de 0,7 indica la división hidrológica. La fracción de fluido magmático está representada por isolíneas de 1, 0,9 y 0,5, reflejando un aporte de fluido magmático de 100, 90 y 50% o un aporte de fluido meteórico de 0, 10 y 50%, respectivamente. Las flechas negras muestran esquemáticamente el flujo de fluido en el dominio predominantemente frágil.

Las condiciones de alta presión permiten un mayor ascenso de la salmuera pesada dentro del dominio interior sobrepresurizado y, por lo tanto, se desarrolla una zona dominada por la salmuera encima de la división hidrológica después de la caída de presión a valores casi hidrostáticos (Fig. 2). En la simulación 2, esta es la zona donde ocurre la saturación de halita, que se acompaña de un rápido aumento en la saturación de Cu (Fig. 3c), porque la saturación de la fase de salmuera se reduce en la coexistencia de VLH y puede conducir a la desaparición completa. de la fase de salmuera si el fluido ingresa al campo VH. Posteriormente, Cu, Pb y Zn coprecipitan (Fig. 2e, f) y el contenido de Cu en el fluido mineral disminuye (Fig. 3d). La precipitación de mineral ocurre dentro de fracciones de fluido magmático entre 0,9 y 1, lo que refleja una contribución menor de fluidos meteóricos relativamente fríos y de baja salinidad entre 0 y 10% (Fig. 3c).

En ausencia de saturación de halita, como en la simulación 1, la zona de salmuera se enriquece en Cu (Fig. 3b) y la precipitación del mineral ocurre directamente encima por dilución de las salmueras magmáticas ricas en metales (Fig. 2b). Esta zona se caracteriza por la convección de cantidades importantes de fluidos meteóricos (Fig. 3a). En el momento de la precipitación del mineral, la contribución de agua meteórica en esta simulación aumenta significativamente al 50% en el área de las capas de Cu y Pb e incluso a más del 50% dentro de la capa de Zn (Figs. 2b, c, 3a). De manera similar a la simulación 2, la precipitación del mineral en la simulación 1 va acompañada de una disminución en el contenido de Cu del fluido mineral, lo que indica que la mayoría de los metales se han depositado (Fig. 3a, b). En comparación con la simulación con saturación de halita (Fig. 2f), las capas de mineral potenciales se han movido a ubicaciones más periféricas y se extienden más lateralmente (Fig. 2c), lo que es menos similar a la geometría característica de la capa de mineral de los depósitos de pórfido de Cu. pero se acerca a la extensión máxima de zonificación de metales básicos observada en algunos sistemas de pórfido-epitérmicos.

La simulación 1 produce un patrón de zonación de metales que refleja directamente la tendencia general de las solubilidades de los metales durante el enfriamiento y la dilución (Fig. 1), precipitando primero el Cu, seguido por el Pb y el Zn al final. Sin embargo, algunos depósitos muestran una secuencia de zonificación diferente, como el depósito polimetálico Morococha en Perú con una zonificación Cu-Zn-Pb dirigida hacia afuera2. La precipitación del mineral está relacionada con el momento de saturación de los respectivos metales, que depende del contenido de metal en el fluido de entrada. En la simulación 3, reducimos el contenido inicial de Pb a 33 ppm y aumentamos el contenido inicial de Zn a 600 ppm. Con respecto a la isolínea de saturación máxima de Zn de la simulación 1, los contenidos más altos de Zn solo causan desviaciones menores hacia mayores profundidades (Fig. 4a). Por el contrario, los contenidos reducidos de Pb desplazan la precipitación hacia profundidades marcadamente menores (Fig. 4b).

Variaciones en las saturaciones de Zn (a) y Pb (b) debido a diferentes concentraciones iniciales de metal en las simulaciones 1 (líneas discontinuas) y 3 (contornos) después de 25 años de tiempo de simulación.

En la Fig. 5a, la comparación de las simulaciones 1 y 3 muestra el efecto de variar el contenido inicial de metal fluido en el enriquecimiento final de metal (después de 100 años de tiempo de simulación). Utilizamos un umbral arbitrario de 0,5 kg/m3 del contenido total de metales en la roca (suma de los contenidos de Cu, Pb y Zn) como indicador de una posible capa de mineral polimetálico.

Contenido total de metal modelado de la roca después de 100 años de tiempo de simulación por encima de un umbral de 0,5 kg/m3 (suma de los contenidos de cobre, plomo y zinc) para las simulaciones 1 (a) y 3 (b). Las fracciones de metales individuales dentro de estas áreas de enriquecimiento ilustran la zonación del metal base modelada (c, d).

Considerando contenidos iniciales de metal fluido de 500 ppm de Cu, así como 330 ppm de Pb y Zn (simulación 1), los contenidos totales de metal de roca más altos se encuentran en la intersección de las capas de Cu y Pb y, por lo tanto, indican un predominio de Cu y Pb en el contenido total de metales de la roca (Fig. 5a). Sin embargo, el área del contenido total de metal, que está recubierta por la correspondiente capa de Zn, produce valores bastante intermedios (Fig. 5a). En comparación, la Fig. 5b presenta los contenidos totales de metal más altos directamente sobre y debajo de la intersección de las capas de Cu y Zn y, por lo tanto, indica el predominio de Cu y Zn en el contenido total de metal de roca. Sin embargo, el área del contenido total de roca metálica, que está cubierta por la correspondiente capa de Pb, arroja valores bastante bajos (Fig. 5b).

Las figuras 5c yd muestran las proporciones de los metales individuales en relación con el contenido total de metales. El Cu se encuentra más proximal a la fuente de fluido. Las proporciones de Cu son similares para ambas simulaciones debido al mismo contenido inicial de Cu en el fluido mineral y a un contenido inicial general similar de metal en el fluido mineral (compare 1160 ppm para la simulación 1 y 1130 ppm para la simulación 3). El zinc produce proporciones relativamente altas más allá de la zona enriquecida en Cu (Fig. 5c, d); sin embargo, el aumento del contenido inicial de zinc fluido a 600 ppm provocó que el enriquecimiento de zinc comenzara a mayores profundidades y alcanzara proporciones más altas de hasta > 0,9 (rojo oscuro). ; Figura 5d). Por el contrario, con un contenido de líquido inicial de 330 ppm, el Pb tiene una proporción bastante moderada debido a la superposición parcial con las capas de Cu y Zn y está ubicado proximal a la zona de Cu (Fig. 5c). Los contenidos iniciales de Pb de 33 ppm dan como resultado proporciones bajas ubicadas más distales a la zona de Cu (Fig. 5d).

La removilización de metales desplaza la posición de las conchas de mineral más allá de la zona de salmuera hacia áreas más periféricas (Fig. 6). Debido al flujo descendente de fluidos ambientales de enfriamiento desde el estratovolcán hacia los flancos (ver Fig. 3c), la saturación de metales también se mueve a mayores profundidades con la removilización (Fig. 6). La secuencia de la zonación del metal es similar a simulaciones anteriores, de ahí la apariencia de Zn formando la capa más ancha, Pb la intermedia y la capa de Cu la más estrecha (Fig. 6a-c, respectivamente). Sin embargo, Zn y Pb desarrollan capas de mineral que ocupan exclusivamente los flancos del límite superior de la zona de salmuera, mientras que Cu forma una capa de mineral casi continua después de 25 años de tiempo de simulación (Fig. 6a-c, respectivamente).

Ubicación de potenciales de enriquecimiento de Cu (a), Zn (b) y Pb (c) de 500 después de 25 años de tiempo de simulación con (isolínea roja; simulación 4) y sin (isolínea negra; simulación 2) removilización de metales, así como zinc. (a), saturaciones de plomo (b) y cobre (c) de la simulación 4 (contornos de color).

La Figura 7 muestra una comparación de las formas finales y extensiones de las capas de mineral causadas por la removilización para simulaciones con (simulación 4 con un depósito de magma más grande) y sin saturación de halita (simulación 5 con un depósito de magma más pequeño) después de 100 años de tiempo de simulación. Se muestra un umbral de > 0,5 kg/m3 del contenido total de roca metálica para las simulaciones 4 (Fig. 7a) y 5 (Fig. 7b). Ambas simulaciones exhiben un patrón de zonificación de Cu a Pb y Zn. Los contenidos totales de metal más altos se encuentran en y debajo de la intersección de las capas de Cu y Pb (Fig. 7a, b), mientras que las áreas cubiertas por las capas de Zn relacionadas producen valores más bajos (Fig. 7a, b). Las capas de mineral de Pb y Zn son discontinuas y engrosadas en sus partes más externas, mientras que la capa de Cu correspondiente es continua y bastante estirada hacia mayores profundidades a lo largo de los flancos (Fig. 7a). Por el contrario, la capa de mineral de Zn de la simulación 5 es discontinua y los precipitados periféricos están más bien orientados a profundidades menores, mientras que las capas de Cu y Pb son continuas y se forman regularmente (Fig. 7b).

Contenido total de metal modelado después de 100 años de tiempo de simulación por encima de un umbral de 0,5 kg/m3 (suma de los contenidos de cobre, plomo y zinc) para las simulaciones 4 (a) y 5 (b). Las fracciones de metales individuales dentro de estas áreas de enriquecimiento ilustran la zonación del metal base modelada (c, d).

Los resultados del modelado muestran que la tasa de liberación de los fluidos que se originan en la cámara de magma afecta la ubicación de los frentes térmico y salino (Fig. 2) y, por lo tanto, las relaciones de fase del fluido y los mecanismos para la precipitación de metales. Las tasas de liberación de fluido más altas de un depósito de magma más grande mueven la división hidrológica a niveles de menor profundidad y, por lo tanto, reducen las presiones donde el fluido de dos fases se satura en halita sólida (Fig. 2d, e). Por el contrario, a tasas de liberación de fluido más bajas desde un yacimiento más pequeño, los fluidos meteóricos pueden enfriar y diluir los fluidos magmáticos de manera más efectiva a mayores profundidades y presiones más altas, lo que evita la saturación de halita (Fig. 2a, b).

Las simulaciones con tasas de liberación de fluido más bajas sugieren que los metales se precipitan a partir de un fluido de salmuera y vapor de dos fases y desarrollan patrones de capa de mineral por zonas similares a las observaciones típicas en sistemas de pórfido de Cu1, 2 (Figs. 2b, c, 5, 7). La precipitación de metales ocurre directamente encima de la zona de mayor contenido de Cu fluido (Fig. 3b) mediante la mezcla de agua meteórica circulante relativamente fría y menos salina, que contribuye> 10% al presupuesto total de fluido (Fig. 3a). Nuestras simulaciones indican que la incursión de agua meteórica es generalmente necesaria como componente de fluido de enfriamiento y dilución para los sistemas hidrotermales. La mezcla progresiva de fluidos a lo largo de la transición pórfido-epitérmica está en línea con las interpretaciones de los estudios modernos de isótopos estables, pero la cantidad modelada de incursión de agua meteórica requerida para la precipitación de metales básicos generalmente excede sus estimaciones3. La secuencia modelada de precipitaciones de metales base (Cu–Pb–Zn) sigue la parametrización de las solubilidades de los metales utilizada para este estudio y también es detectable en cuerpos minerales naturales41, especialmente cuando se considera la fuerte superposición de las zonas mineralizadas de Pb–Zn2,42,43 . Otros depósitos de metales básicos relacionados con el pórfido muestran una zonación de Cu a Zn y a Pb, que es más común1,6,44 y podría reproducirse si el fluido inicial es pobre en Pb.

Las simulaciones muestran que el contenido de metal y la solubilidad del fluido de entrada magmático monofásico es un factor limitante que controla la precipitación del mineral, en particular de Cu. Durante el ascenso y la separación de fases del fluido magmático primario casi saturado con Cu, los contenidos de Cu en el fluido bifásico a granel aumentarán considerablemente debido a la partición preferencial en la fase de salmuera y al ascenso más rápido de la fase de vapor. Nuestras concentraciones modeladas son comparables a los valores medidos en inclusiones de salmuera45. Sin embargo, este fluido de dos fases está subsaturado en Cu, porque la solubilidad aumenta de forma no lineal con la salinidad, según datos proporcionados por Kouzmanov y Pokrovski12. La despresurización y el enfriamiento en el frente hidrológico pueden primero aumentar la cantidad de vapor dentro de la zona de dos fases, lo que lleva a contenidos de Cu casi saturados. Sin embargo, una vez que las presiones del fluido alcanzan valores casi hidrostáticos, domina la fase de salmuera de alta densidad, lo que lleva a contenidos de Cu muy superiores a los del fluido de entrada, pero nuevamente a saturaciones de Cu muy bajas. Por lo tanto, la precipitación de Cu sólo se puede lograr mediante un enfriamiento adicional y/o dilución de salmuera.

Las simulaciones ilustran además que la separación de fases es un proceso temporal y espacialmente continuo, lo que dificulta el debate sobre si la fase de vapor o de salmuera transporta y precipita la mayor parte del mineral de Cu. El vapor y la salmuera ascienden juntos, aunque a velocidades diferentes, y en todo momento son completamente miscibles según las relaciones de fase dadas dependientes de TPX. Por lo tanto, incluso si el Cu se divide preferentemente en la fase de salmuera y el S en la fase de vapor, es probable que ambos elementos todavía estén disponibles en la mezcla de dos fases para formar minerales de sulfuro de Cu en caso de sobresaturación18,19,20.

La saturación de halita puede provocar la coprecipitación de Cu, Pb y Zn (Fig. 2e, f). Dada la suposición en la configuración de nuestro modelo de que la halita no puede incorporar ningún metal, la saturación metálica de la salmuera residual aumenta posteriormente rápidamente y hace que los metales precipiten. Sin embargo, la falta de una zonificación metálica significativa contrasta con la distinción típica entre vetas en etapa de mineral que contienen Cu y vetas de Pb-Zn en sistemas de pórfido. Esto posiblemente limita el potencial de saturación de halita de un fluido magmático puro durante la formación del mineral. La saturación de halita modelada es una característica transitoria durante la evolución del sistema hidrotermal, porque la halita se redisuelve por una posterior incursión de fluido. De manera similar, los metales almacenados temporalmente en fases sólidas de sulfuro o cloruro pueden desarrollar patrones de zonificación periférica durante una removilización posterior. Estas salmueras ricas en metales aún podrían contener halita durante la dilución y la removilización durante una incursión meteórica de agua, lo que nuevamente sería permisivo con una interpretación de fluidos minerales saturados de halita. Sin embargo, aún se debate si las inclusiones de fluidos que se homogeneizan por la desaparición de la halita son evidencia indirecta de la saturación de halita24 o son el resultado de modificaciones posteriores al atrapamiento25, y nuestros nuevos resultados de modelado solo pueden confirmar que es una característica efímera posible, pero no inevitable.

Permitir la redisolución de metales ya precipitados dependiendo de su solubilidad y abundancia calculadas desacopla la saturación de halita de la precipitación del mineral y también da como resultado la formación de un patrón de capa de mineral por zonas (simulación 4, Figs. 6, 7). La reprecipitación del metal se produce más allá del área de la salmuera al mezclarse aún más con el agua meteórica en circulación, aunque en ubicaciones más distales y a temperaturas más bajas en comparación con las simulaciones sin removilización. Con la configuración de simulación elegida con un estratovolcán en la superficie, el flujo de fluido en el dominio frágil se dirige hacia abajo y hacia afuera, lo que puede formar capas de mineral discontinuas (Figs. 6, 7a) con enriquecimiento de metal en áreas periféricas.

Las simulaciones presentadas en este estudio produjeron cuerpos minerales de Cu más anchos y más estirados horizontalmente que los observados típicamente en depósitos de pórfido de Cu de alta ley. Sin embargo, estudios previos han demostrado que se puede limitar la extensión de las capas de mineral más extendidas verticalmente a 1-3 km aumentando la permeabilidad de la roca huésped en la parametrización del modelo23. La dimensión de la zonificación periférica con extensiones laterales de hasta 8 km generalmente coincide con las observaciones de algunos sistemas epitermales de pórfido 1,46, en particular cuando también se consideran contenidos de metales de baja ley (Fig. 8). Sin embargo, los frentes de precipitación de Pb y Zn no migran a áreas epitermales cercanas a la superficie incluso considerando la removilización (Fig. 8a, c, d), por lo que muestran venas subepitérmicas típicas1. Por lo tanto, distintos eventos de mineralización epitermal pueden requerir un evento o pulso de fluido distinto que podría conducir a temperaturas de fluido más altas en el régimen epitermal.

Capas de mineral modeladas después de 100 kyrs para simulaciones sin (a, b) y con (c, d) removilización. Los diferentes umbrales para los potenciales de enriquecimiento de metales (25 frente a 50; 250 frente a 500) reflejan las diferentes tasas de liberación de fluido controladas por los diferentes volúmenes de yacimiento utilizados en las respectivas simulaciones.

Nuestras simulaciones comparten muchas similitudes con las simulaciones de Blundy et al.22, pero divergen en los tiempos de residencia de las salmueras magmáticas enriquecidas con metales formadas por separación de fases. Mientras que Blundy et al.22 simulan lentes de salmuera de larga duración y proponen un potencial económico para la extracción de metales, nuestras simulaciones sugieren una aparición bastante transitoria de capas de salmuera hipersalina que se diluyen por la incursión de agua meteórica y se transportan fuera del sistema. La mezcla de fluidos se ve mejorada en nuestro modelo, porque incluye un depósito de magma a 5 km de profundidad como impulsor de la convección externa, mientras que Blundy et al.22 destacan el efecto de la inyección magmática volátil. Los dos modelos también utilizan diferentes parametrizaciones de la permeabilidad de la roca huésped. Por lo tanto, los tiempos de residencia de las salmueras magmáticas pueden depender de la evolución de la permeabilidad y del tamaño y profundidad del reservorio de magma subyacente, parámetros que hasta ahora no suelen estar bien restringidos tanto en los sistemas fósiles como en los activos.

La hidrología física modelada y sus implicaciones geoquímicas se basan en una serie de simplificaciones, algunas de las cuales tienen como objetivo reducir la complejidad del sistema, mientras que otras se deben a la falta de datos o herramientas numéricas adecuadas. Nuestros esfuerzos de modelización aún están restringidos por limitaciones en la formulación de procesos físicos y químicos, por ejemplo, la evolución dinámica de la permeabilidad en condiciones frágiles y dúctiles, reacciones fluido-roca que influyen en las variaciones de pH, condiciones redox, disponibilidad de sulfuros, química mineral y especies de fluidos acuosos. lo que puede tener un efecto significativo sobre la solubilidad de los metales12. Reducir el valor del pH de 5 a 4, por ejemplo, puede aumentar el contenido de metales y las solubilidades del fluido monofásico en un orden de magnitud para el Cu y dos órdenes de magnitud tanto para el Pb como para el Zn12. Estas complejidades sólo podrán resolverse una vez que sea posible modelar completamente el transporte reactivo para sistemas magmáticos-hidrotermales. Sin embargo, nuestras simulaciones ya se pueden utilizar para obtener nuevos conocimientos sobre la viabilidad de la formación de minerales mediante el enfriamiento y la dilución de fluidos magmáticos.

Investigamos el papel de la separación de fases, la formación de salmuera y la removilización en la precipitación de metales base en sistemas de pórfido de Cu utilizando un modelo numérico avanzado que incorpora solubilidades de metales publicadas dependientes de la temperatura y la salinidad. Con base en estas parametrizaciones simplificadas, las simulaciones sugieren algunas retroalimentaciones de primer orden entre la hidrología física y la geoquímica:

Nuestras simulaciones pueden reproducir el patrón general de zonificación de metales con extensiones laterales de hasta varios kilómetros y la mineralización de Pb-Zn es periférica a la mineralización de Cu para escenarios que evitan la saturación de halita por enfriamiento y dilución de salmueras magmáticas debido a una incursión significativa de agua meteórica.

Las fases de vapor y salmuera del fluido de dos fases de la etapa de mineral ascienden juntas con diferentes tiempos de residencia, pero aún en contacto entre sí en todo momento. La fase de salmuera se enriquece en metales base debido a la partición preferencial, pero permanece subsaturada de metales incluso para fluidos de entrada monofásicos primarios saturados si las solubilidades aumentan de forma no lineal con las salinidades del fluido.

Nuestras simulaciones pudieron producir distintas capas de mineral, especialmente cuando las configuraciones del modelo tuvieron en cuenta la posible removilización de metales seguida de reprecipitación. La saturación de halita sólida puede conducir a depósitos de alta ley con precipitación simultánea de minerales metálicos, lo que contrasta con los tipos de vetas característicos en los depósitos, pero por lo tanto enfatiza la importancia de la removilización para futuros enfoques de modelado.

Las lentes de salmuera debajo de los estratovolcanes son características transitorias que conducen a la formación directa de mineral en lugar del almacenamiento a largo plazo de una fase de salmuera rica en metales.

Las simulaciones futuras deberían incluir modelos termodinámicos mejorados, que incluyan complejos de pH, redox, cloruro y bisulfuro para proporcionar una visión más detallada de los procesos geoquímicos relevantes, incluido el papel de las reacciones fluido-roca.

En el estudio se utilizan el software CSMP ++ y el solucionador algebraico de redes múltiples SAMG, que están sujetos a licencia a través de https://mineralsystems.ethz.ch/software/csmp.html y https://www.scai.fraunhofer.de/ de/geschaeftsfelder/schnelle-loeser/produkte/samg.html. La información necesaria sobre el método numérico y las configuraciones de simulación se proporciona en la sección de métodos y las referencias allí contenidas (Weis, 2015; Weis et al., 2012, 2014).

Se ha publicado una corrección a este artículo: https://doi.org/10.1038/s41598-023-34496-y

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Agradecemos a G. Pokrovski y K. Kouzmanov por proporcionar los datos de solubilidad del metal utilizados para derivar la parametrización en este estudio de modelado. Además, agradecemos a dos revisores anónimos por sus revisiones muy esclarecedoras y constructivas, que ayudaron a mejorar el manuscrito. Este proyecto forma parte del grupo internacional de formación en investigación StRATEGy de la Universidad de Potsdam (Alemania) y fue financiado conjuntamente por la Fundación Alemana de Investigación (DFG) y el Estado de Brandeburgo, Alemania.

Financiamiento de Acceso Abierto habilitado y organizado por Projekt DEAL.

Instituto de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Universidad de Potsdam, Karl-Liebknecht-Straße 24/25, 14476, Potsdam, Alemania

Malte Stoltnow, Philipp Weis y Maximilian Korges

GFZ Centro Alemán de Investigación en Geociencias, Telegrafenberg, 14473, Potsdam, Alemania

Malte Stoltnow y Philipp Weis

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MS preparó el primer borrador del manuscrito y las figuras, con el aporte de PW. Todos los autores contribuyeron a las revisiones. PW escribió nuevas funcionalidades y editó partes ya existentes del software para esta configuración específica. PW y MK procesaron datos para nuevas parametrizaciones del Software. MS ha configurado ejecuciones de simulación en el software y ha evaluado e interpretado los datos adquiridos del software en colaboración con PW y MK.

Correspondencia a Malte Stoltnow.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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La versión original en línea de este artículo fue revisada: La versión original de este artículo contenía un error en los Métodos, bajo el subtítulo 'Ecuaciones rectoras', donde la notación de la Ecuación 6 era incorrecta. La información completa sobre la corrección realizada se puede encontrar en la corrección de este artículo.

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Reimpresiones y permisos

Stoltnow, M., Weis, P. & Korges, M. Controles hidrológicos sobre la precipitación y zonificación de metales base en la transición pórfido-epitérmica restringidos por modelado numérico. Representante científico 13, 3786 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-30572-5

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Recibido: 22 de diciembre de 2022

Aceptado: 27 de febrero de 2023

Publicado: 07 de marzo de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-30572-5

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