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Jun 19, 2024

Imágenes de la arquitectura del subsuelo en depósitos de pórfido de cobre mediante tomografía sísmica local

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 6812 (2023) Citar este artículo 2003 Accesos 13 Detalles de Altmetric Metrics Se espera que una parte esencial de los recursos minerales restantes del mundo

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 6812 (2023) Citar este artículo

2003 Accesos

13 altmétrico

Detalles de métricas

Se espera que una parte esencial de los recursos minerales restantes del mundo resida en lo profundo de la corteza terrestre o bajo una cubierta posterior a la mineralización. Para los depósitos de pórfido de cobre, la principal fuente mundial de Cu, Mo y Re, la identificación de los procesos dinámicos que controlan su ubicación en la corteza superior puede guiar la exploración futura. La tomografía sísmica puede limitar estos procesos mediante la obtención de imágenes de estructuras profundas a escala regional. Aquí construimos un modelo tridimensional de la relación Vp/Vs, basado en los tiempos de llegada de las ondas sísmicas P y S, debajo del depósito de pórfido Cu-(Mo) de Cerro Colorado en el norte de Chile. Nuestras imágenes muestran que las anomalías bajas de Vp/Vs (~ 1,55–1,65), que se extienden hasta ~ 5–15 km de profundidad, coinciden con la expresión superficial de depósitos y prospectos de pórfidos de cobre conocidos, además de delimitar estructuras que albergan yacimientos y alteraciones hidrotermales relacionadas. zonas. Los cuerpos Vp/Vs medios (~ 1,68–1,74) y Vp/Vs altos (Vp/Vs ~ 1,85) corresponden a precursores plutónicos félsicos intermedios para intrusiones de pórfido y depósitos de magma máfico que subyacen a yacimientos menos profundos, respectivamente. Obtener imágenes de estos plutones precursores y parentales es crucial para la identificación de yacimientos, ya que actúan como fuente de fluidos para la generación de pórfido de cobre. Este estudio demuestra el potencial de la tomografía sísmica local como herramienta para identificar futuros recursos minerales profundos con un impacto ambiental mínimo.

La transición hacia un futuro con bajas emisiones de carbono depende de una serie de metales clave cuya demanda se espera que aumente sustancialmente en las próximas décadas1,2. Los depósitos de tipo pórfido son la fuente más importante de Cu, Mo y Re en todo el mundo3, son fuentes importantes de Au y Ag y podrían proporcionar cantidades significativas de otros metales menores y críticos como PGE, REE, In, Co, Re, Se. y Te (p. ej., Crespo et al.4). A pesar de su importancia para el suministro global de una variedad de metales, la tasa de descubrimiento de depósitos de pórfido de cobre ha disminuido constantemente en las últimas décadas, ya que se han encontrado y explotado en su mayoría depósitos grandes, poco profundos y de alta ley. Por lo tanto, los descubrimientos de nuevos yacimientos en zonas industriales abandonadas y nuevas se están desplazando a mayor profundidad1. La exploración de yacimientos más profundos (> 2 km de profundidad) conlleva el desafío de identificar las “huellas” débiles de los depósitos de pórfido de cobre profundos y la necesidad de métodos de exploración geoquímicos y geofísicos nuevos, efectivos y no convencionales5.

Los depósitos de pórfido de cobre de clase mundial se forman principalmente a lo largo de arcos magmáticos, sobre zonas de subducción activa, donde están estrechamente asociados con rocas intrusivas de niveles poco profundos3,6. Los sistemas de pórfido de cobre surgen de magmas de arco basáltico hidratados y oxidados generados en la cuña del manto luego de la liberación de fluidos y/o fusión hidratada de la losa en subducción. Estos derretimientos basálticos se diferencian en depósitos de magma de múltiples profundidades en la corteza media a inferior y ascienden a la corteza superior donde evolucionan aún más en grandes cámaras de magma, dando lugar eventualmente a derretimientos evolucionados saturados de fluidos que intruyen en la corteza poco profunda como tapón. -como intrusiones3,7,8. Los fluidos mineralizantes ricos en cobre se exuelven de estas intrusiones poco profundas y se liberan en la roca huésped circundante donde el Cu precipita como sulfuros de Cu.

Sin embargo, la mayoría de las intrusiones corticales poco profundas y evolucionadas en entornos de arco son estériles, siendo la mineralización la excepción, y a pesar de una buena comprensión general de los sistemas de pórfido de cobre, las condiciones críticas para la formación de pórfido de cobre económico siguen siendo poco conocidas7. Esto se debe en gran medida a que los magmas originales de las intrusiones de pórfido, la fuente última de fluidos formadores de minerales, se acumulan en cámaras de magma de la corteza superior a entre 5 y 15 km de profundidad, varios kilómetros por debajo del horizonte de mineralización, donde permanecen en gran medida inaccesibles para el muestreo directo. Un medio potencial para mejorar nuestra comprensión de los controles a escala regional sobre la formación y colocación de sistemas de pórfido mineralizado es emplear métodos de imágenes geofísicas del subsuelo, como la tomografía sísmica, que no se han implementado tradicionalmente en la exploración mineral.

La tomografía local de terremotos es un método geofísico pasivo que puede revelar la arquitectura del interior de la Tierra a través de imágenes de las velocidades de las ondas sísmicas9. Esta técnica utiliza observaciones de los tiempos de llegada de ondas de compresión (P) y de corte (S) producidas por terremotos locales/regionales y, por lo tanto, se aplica principalmente para estudiar el subsuelo de áreas sísmicamente activas, como las zonas de subducción10. En los últimos años, se ha demostrado que la estructura de velocidades sísmicas del manto y la corteza, y en particular la relación entre la velocidad de compresión y la velocidad de corte (Vp/Vs), es una poderosa herramienta para identificar regiones que contienen derretimiento y rutas de fluidos debajo de zonas activas. volcanes11,12 y en zonas de subducción13,14,15. Estudios recientes también han demostrado una relación entre las bajas relaciones Vp/Vs y la ubicación de grandes depósitos de mineral. Se han identificado anomalías bajas de Vp/Vs debajo del supergigante grupo de pórfidos de Cu-Mo Río Blanco-Los Bronces en el centro de Chile16, el depósito IOCG de la Presa Olímpica en Australia17, el complejo de pórfidos de Cu-Mo de Sorskow en Rusia18, el depósito metalogénico del Río Yangtze Medio-Inferior en China19, y el Cinturón de Oro de Maricunga en el norte de Chile20. Por lo tanto, la tomografía sísmica podría convertirse en un activo invaluable para la exploración moderna de objetivos de exploración profundos.

En este estudio, utilizamos tomografía sísmica local para determinar la estructura de velocidad sísmica de la corteza y el manto superior en las cercanías del depósito de pórfido de cobre de Cerro Colorado, y cerca de una variedad de prospectos de pórfido (por ejemplo, Mocha) a lo largo del Paleoceno al Eoceno temprano. y cinturones de cobre del Eoceno tardío al Oligoceno temprano del norte de Chile (Fig. 1). Nuestro objetivo es evaluar el uso de la tomografía sísmica como herramienta para obtener imágenes de estructuras profundas en sistemas de pórfido de cobre, incluida la presencia de fluidos, cuerpos intrusivos y yacimientos mineralizados y alterados hidrotermalmente. Presentamos aquí un modelo tridimensional Vp/Vs de la litosfera superior sobre un segmento de la zona de subducción del norte de Chile construido a partir de 204.943 tiempos de llegada de ondas P y S de eventos sísmicos registrados por 51 estaciones sísmicas entre el 9 de octubre de 2018 y 28 de junio de 2019. Nuestro estudio de caso muestra que la tomografía sísmica local, combinada con modelos geológicos bien establecidos, puede ser una herramienta poderosa para la exploración de depósitos de pórfido de cobre debido a su relación genética y espacial con cuerpos intrusivos, representados por bajos Vp/ Vs anomalías, es decir, rocas de alta rigidez.

Ubicación de depósitos de pórfidos de cobre en los principales cinturones metalogénicos del norte de Chile (~ 19,2°S y 20,3°S). El rectángulo con línea punteada roja corresponde al área de estudio, que incluye los depósitos de pórfido cuprífero Cerro Colorado y Mocha. La distribución de los yacimientos de pórfidos de cobre y cinturones metalogénicos está tomada de Sillitoe y Perelló22. El software utilizado para generar esta figura fue ArcGIS Pro 10.1 (www.esri.com).

La subducción hacia el este de las placas de Farallón y Nazca debajo del continente sudamericano desde el Jurásico medio al tardío en adelante ha llevado a la orogénesis, el magmatismo de arco y la formación de pórfidos de cobre en los Andes21. Los depósitos de pórfido de cobre están alineados en cinturones paralelos a arcos a lo largo del margen andino occidental de América del Sur, correspondiendo cada cinturón a una época metalogénica distinta22. En el norte de Chile, la mineralización de pórfido está asociada con dos pulsos principales de actividad magmática desde el Paleoceno al Eoceno Temprano y desde el Eoceno Tardío al Oligoceno Temprano3,22. Aunque el cinturón de cobre del Paleoceno-Eoceno es económicamente menos relevante que el cinturón de cobre más joven, oriental, Eoceno-Oligoceno, asociado con el sistema de fallas Domeyko con tendencia NS (Fig. 1), alberga una serie de grandes depósitos en el norte de Chile, como Spence y Cerro Colorado (Fig. 1), y se convierte en la provincia cuprífera dominante en el sur del Perú23. Recientemente, la gran distancia entre depósitos en el cinturón de cobre del Paleoceno-Eoceno ha impulsado la búsqueda de depósitos ocultos al norte de Mocha y al sur de Cerro Colorado.

Nuestra área de estudio cubre ~ 15.000 km2 entre 19,2°S y 20,3°S en la Provincia de Tarapacá, norte de Chile, y corre a lo largo de los dos principales cinturones de pórfidos de cobre (Fig. 1). Cerro Colorado es el mayor y único depósito de pórfido Cu-(Mo) con un sitio minero activo en el área seleccionada, que incluye varios prospectos de pórfido más pequeños como Mocha y Sagasca a lo largo del cinturón de cobre del Paleoceno-Eoceno, así como Queen Elizabeth y Yabricoya al este, a lo largo del cinturón cuprífero del Eoceno-Oligoceno. El área está dominada por depósitos de grava del Mioceno y edades más jóvenes al oeste, cubriendo la Pampa del Tamarugal subplanar, y por rocas volcánicas del Mioceno y edades más jóvenes al este a lo largo de la Cordillera Occidental (Fig. 2). Las principales estructuras en el área son fallas con tendencia noroeste, que parten de las fallas generalmente orientadas de norte a sur asociadas con el Sistema de Fallas Domeyko en las cercanías de Yabricoya y se extienden hacia el oeste y suroeste de Cerro Colorado (Fig. 2). Estas fallas con tendencia noroeste delimitan parcialmente hortes de basamento preandino del Paleozoico superior y unidades volcánicas y sedimentarias del Mesozoico que afloran entre los depósitos de grava más jóvenes al oeste de Cerro Colorado25. Se cree que el levantamiento a lo largo de estas fallas con tendencia noroeste comenzó durante la orogenia incaica del Eoceno tardío y se considera como el principal factor que controla la exposición y la erosión de los depósitos de pórfido de cobre del Paleoceno al Eoceno inferior en el área26,27. Cualquier centro de pórfido que estuviera ubicado al norte o al sur de estos bloques elevados quedaría enterrado bajo gruesas formaciones de grava. Los volcánicos mesozoicos y los sedimentos subyacentes a las gravas de la Pampa también están expuestos a lo largo de los valles con tendencia oeste-suroeste, como el cañón de 300 m de profundidad de la Quebrada Parca, que corre a lo largo del borde norte de Cerro Colorado.

Mapa geológico del área de estudio (área mostrada en el rectángulo de la Fig. 1) con depósitos y prospectos de pórfidos de cobre conocidos y principales sistemas de fallas. Modificado de Bouzari y Clark26,27 Morandé, et al.31 y Valenzuela, et al.24 El software utilizado para generar esta figura fue Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com).

Si bien Bouzari y Clark26,27 han establecido bien el marco geológico del depósito de Cerro Colorado, los otros prospectos de cobre incluidos en nuestra área de estudio han sido poco investigados. La mineralización de Cu en Cerro Colorado está alojada en la Formación Cerro Empexa, una espesa sucesión de rocas volcánicas andesíticas y volcánicas sedimentarias en su mayoría del Cretácico Superior26,27,28,29. En las cercanías de la mina, las rocas volcánicas del Cretácico que se superponen discordantemente al granito del basamento del Paleozoico-Triásico tardío se interpretan como la extensión más septentrional de la provincia magmática de Choiyoi27,28,29,30. La mineralización en Cerro Colorado está asociada con stocks hipabisales porfídicos que invadieron los volcánicos del Cretácico entre 53 y 50 Ma, y con una fase anterior de actividad magmática en ca. 60–57 Ma26,27,28. Una intrusión porfídica de edad similar al Paleoceno superior (59–57 Ma) se encuentra en el prospecto Mocha, a unos 30 km al norte de Cerro Colorado31,32.

El sistema de fallas Domeyko con tendencia norte-sur está expuesto a lo largo de la parte oriental de nuestra área de estudio. Esta zona de deformación paralela al orógeno, de 40 a 60 km de ancho, se extiende por más de 1000 km a lo largo de la Precordillera del norte de Chile y consiste en una serie de fallas de rumbo, normales y inversas, asociadas con pliegues y cabalgamientos21,33 . Si bien se debate el origen exacto y la historia de deformación del sistema de fallas de Domeyko, tuvo lugar un pulso tectónico importante entre el Eoceno medio y el Oligoceno temprano, coincidiendo con el evento tectónico incaico, y la formación y emplazamiento de depósitos de pórfido de cobre del Eoceno-Oligoceno en el norte. Chile21,22. En nuestra área de estudio, dos ramas principales del Sistema de Fallas Domeyko que se dirigen aproximadamente hacia el norte encierran el prospecto Queen Elizabeth de ~ 38 Ma34 expuesto a lo largo de la Quebrada Minacucho, a unos 30 km al noreste de Cerro Colorado. Sin embargo, a diferencia de otros segmentos del Sistema de Fallas Domeyko donde se encuentran grandes depósitos de pórfido como grupos discretos en áreas de magmatismo enfocado de larga duración21, las perspectivas de pórfido de cobre del Eoceno-Oligoceno en nuestra área de estudio son de baja ley y relativamente pequeñas. Este es el caso del prospecto Queen Elizabeth, que muestra un enriquecimiento menor de Cu supergénico que podría explicarse por las altas tasas de exhumación en el área y el rápido entierro por unidades volcánicas del Oligoceno tardío-Mioceno34. El plutón Yabricoya del Eoceno-Oligoceno y el prospecto al suroeste de Queen Elizabeth también podrían haber sido enterrados rápidamente bajo una espesa capa volcánica, lo que impidió el alto enriquecimiento de Cu supergénico en esta área34.

El depósito de pórfido de Cu(Mo) de Cerro Colorado aparentemente es único entre los sistemas de pórfido de los Andes centrales documentados en la asociación de mineralización de sulfuro con una alteración argílica intermedia (cuarzo, sericita y arcilla) a argílica avanzada (andalucita, pirofilita y diáspora)26,27 . Estas alteraciones se superponen a una alteración potásico-sódica anterior (biotita, albita y magnetita) y a una alteración transicional sericita-clorita-arcilla. Los yacimientos están dominados por reservas de sulfuro de cuarzo de calcopirita y pirita menor. Además, se produjeron brechas portadoras de molibdenita relacionadas con alteración fílica (cuarzo, sericita, pirita ± turmalina)26. La mineralización en el depósito Mocha se caracteriza por stockworks de cuarzo-calcopirita con mineralización supergénica de cobre menor (calcocita, malaquita y crisocola) asociada con alteración fílica (cuarzo-sericita)32.

Los datos incluidos en este trabajo corresponden a los tiempos de llegada de las ondas P y S generadas por la sismicidad registrada por las estaciones sismológicas desplegadas en el área de estudio entre el 9 de octubre de 2018 y el 28 de junio de 2019 (Fig. 3). La red sísmica temporal estuvo compuesta por 51 estaciones de registro continuo de período corto (4,5 Hz), 3 componentes. Los tiempos de llegada de las ondas P y S se estimaron utilizando el paquete de selección automática del Estimador regresivo (REST) ​​16. REST genera catálogos de hipocentros combinando el enfoque autorregresivo de Pisarenko et al.35 y Kushnir et al.36 con algoritmos de ventanas de Rawles y Thurber37 . Como parte de este procedimiento, parametrizamos el subsuelo mediante una cuadrícula tridimensional de nodos que cubre un volumen de 31 × 32 × 38 km3 (oeste-este, norte-sur y profundidad, respectivamente) en un intervalo espaciado uniformemente de 4 km, para un total de 37.696 nodos. Los 38 elementos a lo largo del eje vertical cubren un total de 145 km, desde 5 km sobre el nivel del mar hasta una profundidad de 140 km. Las ubicaciones iniciales de los eventos fueron determinadas por REST usando un modelo de velocidad 1D siguiendo el procedimiento de Comte, et al.14 La sismicidad registrada generó tiempos de llegada de 103,247 P y 101,696 S, o 204,943 observaciones totales que se usaron para la inversión de la velocidad de las olas.

Distribución de la sismicidad utilizada para la determinación de los modelos Vp/Vs. El color de los círculos está asociado a la escala de profundidad que se muestra en la parte inferior de la figura. Los triángulos blancos corresponden a las estaciones sísmicas y los inicios amarillos corresponden a depósitos de pórfidos de cobre conocidos y prospectos en el área de estudio. El software utilizado para generar esta figura fue QGIS 3.22 (www.qgis.org).

El modelo de velocidad inicial correspondió al mismo modelo 1D utilizado en el autopicking y se determinó una relación inicial Vp/Vs = 1,82 (Apéndice 1; Fig. S1). Como nos centramos en las relaciones Vp/Vs, resolvemos conjuntamente Vp y Vp/Vs y recuperamos Vs por división. El problema inverso implica la determinación simultánea de hipocentros y perturbaciones de la velocidad de las ondas utilizando mínimos cuadrados amortiguados. La regularización se logró agregando un amortiguador estándar y aplicando dos veces una ventana de promedio móvil sobre las perturbaciones determinadas por la inversión que promedia 5 valores en cada una de todas las direcciones (latitud, longitud, profundidad). Como los hipocentros estables generalmente promueven una convergencia sólida, requerimos: (i) que todos los eventos estén asociados con un mínimo de 8 fases; (ii) que cualquier fase tenga un tiempo de viaje absoluto residual inferior a 1,5 s; (iii) que la desviación estándar de todos los residuales de un evento tenga un máximo de 2 s; y (iv) que el desfase azimutal de las estaciones que registraron el evento sea menor a 220° generando un catálogo final de 10,223 sismos para la inversión.

Para evaluar las capacidades de resolución de nuestro conjunto de datos, realizamos pruebas estándar de tablero de ajedrez tanto para Vp como para Vs (Apéndice 2). Perturbamos los modelos 1D iniciales con anomalías de ± 5% en prismas cuadrados de dimensión 10 × 10 km2 en latitud y longitud, y longitud variable en profundidad. La primera anomalía tiene 10 km de profundidad, la segunda y tercera anomalías tienen 20 km de profundidad y la cuarta anomalía tiene 30 km de profundidad (Fig. S3). Con base en los resultados de esta prueba de tablero de ajedrez que se muestra en vista simple (Figs. S4 y S5) y en secciones en profundidad (Figs. S6 y S7), estimamos que tenemos una buena resolución a una longitud de escala de 10 km debajo del sistema de pórfido. estudiado aquí, desde la superficie hasta los 90 km de profundidad.

En este estudio nos centramos en la relación de las velocidades de las ondas de compresión (P) y de corte (S), es decir, Vp/Vs, para determinar nuevas limitaciones en estructuras geológicas profundamente arraigadas que arrojan luz sobre la arquitectura de los depósitos de pórfido de cobre del subsuelo. Observamos que las variaciones en Vp/Vs revelan patrones de anomalías porque la relación Vp/Vs es inversamente proporcional a la rigidez de las rocas.

Se ha demostrado desde hace mucho tiempo que la relación Vp/Vs varía en función de la naturaleza y composición de las rocas37. Las velocidades sísmicas también son sensibles a parámetros físicos como las condiciones de presión y temperatura, la porosidad y la geometría de los poros, la densidad de fracturas y la presencia de fluidos39,40,41. La influencia de todos estos factores en las velocidades sísmicas significa que a menudo son difíciles de interpretar de forma única. Al mismo tiempo, se ha demostrado que las relaciones Vp/Vs reducen esta ambigüedad. Por ejemplo, en sistemas volcánicos, si bien se ha demostrado que Vp es principalmente sensible a la composición de la roca y Vs a la presencia de fluidos (p. ej., Koulakov et al.12), la relación Vp/Vs se puede utilizar para distinguir los fluidos hidrotermales de los derretimientos parciales como así como rocas que contienen gas a partir de rocas que contienen líquido11.

Observamos que a pesar de su eficacia demostrada en la obtención de imágenes del subsuelo, la tomografía local de terremotos se ha aplicado recientemente a la exploración de minerales en zonas industriales abandonadas y nuevas en todo el mundo, y queda mucho por aprender sobre la importancia de las anomalías Vp/Vs en los sistemas minerales.

Los resultados de la tomografía local de terremotos se muestran en las Figs. 4 y 5, incluidas las relaciones Vp/Vs en la vista del mapa y las secciones verticales, respectivamente (Vp y Vs se muestran en el Apéndice 3; Figs. S7 y S8). Es importante señalar que a lo largo del área de estudio contamos con suficiente profundidad y resolución espacial, según los resultados de las pruebas de tablero de ajedrez (Anexo 2). Para facilitar la discusión, caracterizamos los valores de las relaciones Vp/Vs como: Vp/Vs bajo (~ 1,55–1,65), Vp/Vs medio (~ 1,65–1,75), Vp/Vs alto (~ 1,75–1,85) y muy Vp/Vs alto (~ 1,85–1,90).

Mapa en planta para las relaciones Vp/Vs del área de estudio (Figs. 2 y 3). Las líneas negras denotan los perfiles extraídos para las secciones verticales Vp/Vs que se muestran en la Fig. 5. Las estrellas amarillas corresponden a depósitos históricos de pórfidos de cobre y prospectos incluidos en el área de estudio. A1 a A4 corresponden a las anomalías bajas de Vp/Vs descritas en el texto. La georreferenciación de datos se realizó con ArcGIS Pro10.1 (www.esri.com). El software utilizado para generar esta figura fue Leapfrog 2022.1 (www.seequent.com) y la edición final se realizó con Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com).

Secciones verticales para relaciones Vp/Vs a lo largo de los perfiles P1-P8 (consulte la Fig. 4 para la ubicación en el mapa). Las curvas de puntos blancos indican áreas bajas de Vp/Vs. Las estrellas amarillas (superficie) corresponden a depósitos históricos de pórfidos de cobre y prospectos incluidos en el área de estudio. Las anomalías A (A1 a A4), B (B1 y B2) y C (C1 a C4) corresponden a las anomalías de Vp/Vs baja, media y alta, respectivamente, descritas en el texto. La georreferenciación de datos se realizó con ArcGIS Pro10.1 (www.esri.com). El software utilizado para generar esta figura fue Leapfrog 2022.1 (www.seequent.com) y la edición final se realizó con Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com).

La vista del mapa y las secciones verticales muestran cuatro anomalías prominentes de Vp/Vs bajas (A1 a A4 en las Figs. 4 y 5). Estas anomalías bajas de Vp/Vs coinciden con las ubicaciones de depósitos de pórfido de cobre conocidos y prospectos dentro del área de estudio y se extienden hasta ~ 5 a 15 km de profundidad (Fig. 5). La primera (A1) y la segunda (A2) anomalías Vp/Vs están ubicadas al noroeste del prospecto Mocha y al sureste del prospecto Queen Elizabeth, respectivamente. La tercera anomalía Vp/Vs (A3) coincide con la ubicación del depósito Cerro Colorado y limita al sur con el prospecto Sagasca. La cuarta anomalía Vp/Vs (A4) se ubica inmediatamente al sur del prospecto Yabricoya (Fig. 5). Las anomalías Vp/Vs medias (B1 y B2) se encuentran debajo de las anomalías A1 y A2 en la parte profunda de las secciones verticales P1 a P4 (~ 10–35 km) (Fig. 5). En la sección vertical P3, la anomalía B1 parece extenderse a un nivel menos profundo en una estructura similar a un canal (Fig. 5). Las anomalías de Vp/Vs altas (C1 a C4) se encuentran en las secciones verticales P1 a P8, a profundidades superiores a 15 km (Fig. 5). La anomalía de alto Vp/Vs más prominente, la anomalía C3, se encuentra justo debajo del depósito de Cerro Colorado (sección vertical P6; Fig. 5).

El modelo de tomografía de terremoto local tridimensional (3D) se muestra en el Apéndice 4, incluidas las relaciones Vp/Vs en perspectiva y vistas en planta (Fig. S9). Este modelo muestra estructuras altamente heterogéneas correspondientes a cuerpos conectados y aislados caracterizados por anomalías de Vp/Vs bajo, Vp/Vs medio y Vp/Vs alto (Fig. S9). En particular, estos cuerpos se correlacionan con las anomalías A, B y C identificadas en secciones verticales (Fig. S9a). Por debajo de los 35 km de profundidad, las anomalías Vp / Vs bajas y medias aparecen como cuerpos concéntricos compuestos por un núcleo interno (anomalías A), rodeado por una capa más externa (anomalías B) (Figs. S9b, c). Además, el área de estudio se divide en dominios norte y sur. El dominio norte incluye solo la anomalía A1, mientras que el dominio sur incluye las anomalías A2, A3 y A4 que están conectadas entre sí en profundidad (Fig. S9c). De manera similar, la estructura en forma de canal orientada SSE-NNW, descrita previamente en la sección vertical P3 (Fig. 5), separa el sistema en estos dos dominios y conecta el cuerpo B1 más profundo con la anomalía A1 menos profunda (Fig. S9c). A profundidades superiores a 35 km se observan volúmenes prominentes de cuerpos conectados y aislados caracterizados por relaciones Vp/Vs altas a muy altas, y en la parte inferior se observa un pequeño cuerpo en forma de gota (B3) con una relación Vp/Vs media. parte del modelo (~ 100 km) (Fig. S9a).

Con base en las secciones verticales a través del modelo 3D, identificamos cuerpos caracterizados por anomalías de Vp/Vs bajo (cuerpos A), Vp/Vs medio (cuerpos B) y Vp/Vs alto (cuerpos C) (Figs. 5 y S9). , que atribuimos a la presencia de reservorios magmáticos y zonas de fluidos y derretimiento debajo del área de estudio.

A profundidades menores a 15 km, anomalías bajas de Vp/Vs (cuerpos A1 a A4) se correlacionan con la ubicación de los depósitos de pórfido de cobre y los prospectos incluidos en nuestra área de estudio, es decir, Cerro Colorado, Mocha, Queen Elizabeth, Yabricoya y Sagasca (Figs. .5 y S9). La reducción de Vp/Vs en el subsuelo es característica de varios tipos de depósitos minerales hidrotermales, incluidos IOCG17, pórfidos y depósitos epitermales de Au-(Cu)20 y pórfidos de Cu-(Mo)16,18. Con base en estudios previos, inferimos que las anomalías bajas de Vp/Vs en el área de estudio probablemente se deben a una mayor concentración de minerales poco elásticos, por ejemplo, cuarzo con sulfuros impregnados, en comparación con los conjuntos minerales que componen la roca huésped42; la aparición de zonas hidrotermalmente alteradas43,44,45; y la presencia de zonas de fractura llenas de arcilla, así como fracturas saturadas de agua que pueden causar Vp y Vs anormalmente bajos46,47.

Recientemente, Spichak y Goidina18 construyeron un modelo 3D que muestra la fuerte correlación entre Vp/Vs bajos, resistividad eléctrica baja y dominios de baja densidad debajo del depósito Sorskoe Cu-Mo en Rusia hasta una profundidad de 45 km. Se interpretó que estas firmas geofísicas indicaban la presencia de fluidos acuosos en zonas fracturadas, stockworks impregnados de sulfuros, así como gruesas vetas metálicas. En consecuencia, en Cerro Colorado, el depósito de pórfido de cobre más grande en nuestra área de estudio, la aparición de estructuras altamente fragmentadas, incluyendo brechas, vetas y stockworks llenos de sulfuros, cuarzo y arcillas26, podría explicar la baja anomalía de Vp/Vs asociada con el depósito. . Por analogía, sugerimos que en nuestra área de estudio los yacimientos y la alteración hidrotermal asociada están confinados dentro de dominios de Vp/Vs bajos.

A profundidades superiores a 20 km, interpretamos anomalías Vp/Vs medias (cuerpos B) y Vp/Vs altas (cuerpos C) como reservorios de magma, plutones intrusivos y conductos de fusión. Por un lado, las anomalías Vp/Vs medias (cuerpos B) ocurren justo debajo y alrededor de las anomalías Vp/Vs bajas (cuerpos A) y también se caracterizan por una mayor variación porcentual de Vp que los medios circundantes (Figs. S7 y S9c). Por lo tanto, inferimos que los cuerpos B corresponden a intrusiones intermedias a félsicas relacionadas con depósitos de pórfidos de cobre que probablemente se han enfriado. Esta idea está respaldada por el hecho de que la composición del volumen félsico (p. ej., granodiorita) conduce a Vp/Vs ~ 1.738, así como por la presencia de afloramientos de intrusiones intermedias a félsicas en el área de estudio (Fig. 2). De lo anterior se deduce que la característica similar a un canal (cuerpo B1), caracterizada por relaciones Vp/Vs medias, podría corresponder a un conducto de fusión (Fig. S9c). Dado que no observamos una fuerte atenuación en la variación porcentual de Vs (Fig. S2), sugerimos que no queda ninguna fusión parcial. Además, proponemos que la intersección de diferentes planos de falla, relacionados con los sistemas de fallas Duplixa-Juan de Morales y Loa (Fig. 2), puede producir estos conductos para la migración de fluidos magmáticos e hidrotermales48.

Además, los cuerpos de C se caracterizan por la ausencia de sismicidad, anomalías altas de Vp/Vs (Fig. S9a) y áreas con variaciones porcentuales en su mayoría bajas de Vp y Vs (Figs. S7 y S8). Por lo tanto, interpretamos los cuerpos de C como reservorios magmáticos máficos. Esto es consistente con estudios experimentales que sugieren que los aumentos de Vp/Vs están asociados con altas temperaturas y derretimientos, en comparación con las disminuciones de Vp/Vs que pueden estar relacionadas con un alto contenido de gas o fluidos supercríticos49. Consistentemente, la composición masiva máfica de las rocas conduce a Vp/Vs elevados ~ 1,85 (p. ej., gabro)38. Finalmente, el cuerpo en forma de gota profunda caracterizado por Vp/Vs medios (cuerpo B3; Fig. S9a) puede no representar una composición félsica. Más bien, la diferencia entre los cuerpos de B3 y C podría deberse a la presencia de fusión parcial en C, lo que reduce Vs y, por lo tanto, aumenta Vp/Vs.

La distribución espacial de los depósitos minerales está influenciada principalmente por la arquitectura de la corteza terrestre, que está controlada en parte por procesos tectónicos y geodinámicos, debido a sus impactos en el flujo de fluidos a lo largo de la corteza50. Por lo tanto, las características de la corteza y el marco estructural inferidos de la tomografía de terremotos locales pueden conducir a una mejor comprensión del desarrollo de los cinturones metalogénicos de cobre en el norte de Chile. En los sistemas de pórfido de cobre, el espesor de la corteza se considera un control de primer orden sobre la duración y el volumen de la actividad magmática, las fuentes de metales y fluidos, los procesos de formación de minerales, las vías de los fluidos, los sitios de deposición de minerales y la profundidad de emplazamiento de los yacimientos7.

La arquitectura de la corteza y el manto superior debajo del límite de la Placa Nazca-Sudamérica entre ~ 18ºS y 24°S en el norte de Chile se han revelado previamente mediante tomografía local de terremotos13 (Fig. 6a). Debajo del arco volcánico, se ha determinado un espesor total de la corteza continental de ~ 50 a 65 km13,15. El manto continental superior se caracteriza por Vp/Vs ~ 1,76, mientras que la cuña del manto litosférico se caracteriza por Vp/Vs ~ 1,76–1,8 relacionado con la serpentinización del manto13,38. La ubicación del Moho continental se ha estimado a ~ 50 km de profundidad utilizando ondas telesísmicas convertidas de P a S en el norte de Chile51, ~35 km de profundidad utilizando un análisis morfométrico combinado con un modelo numérico de evolución del paisaje para estimar las tasas de elevación a lo largo de los Andes centrales52 , y ~40 km de profundidad presentando un modelo densidad-profundidad a lo largo del margen de subducción Nazca-Sudamérica, desde 18°S a 23,5°S53. La porción inferior de la corteza continental está compuesta de fundidos cristalizados que cubren la corteza provocando su engrosamiento continuo a medida que el arco magmático migraba progresivamente hacia el este15. La migración hacia el este del arco magmático en el norte de Chile comenzó al menos durante el Jurásico provocando la migración del arco volcánico desde la Costa a la Cordillera Occidental53.

Arquitectura del subsuelo debajo de la zona de subducción de los Andes Centrales y el área de estudio. (a) Representación esquemática de la zona de subducción de los Andes Centrales basada en modelos sísmicos y magnetotelúricos13,15. La deshidratación de la losa por subducción (flechas amarillas) provoca la serpentinización de la cuña del manto y proporciona el flujo necesario para reducir la temperatura de fusión. A profundidades de 120 a 150 km, se produce la fusión parcial de las rocas del manto ultramáfico, lo que da lugar a la generación de magmas basálticos (flechas azules). La figura también muestra la ubicación del arco magmático de la Cordillera Occidental. (b) Arquitectura del subsuelo propuesta en el área de estudio basada en el modelo Vp/Vs. La figura muestra estructuras emergentes inferidas arraigadas en el desprendimiento andino que bordea el este dentro de un contexto regional dominado por la compresión55. (c) Modelo de emplazamiento de intrusión de pórfido del Eoceno en una geometría emergente. La figura (a) fue generada por el software Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com) y basada en Comte et al. 13. La figura (b) fue generada por Leapfrog 2022.1 (www.seequent.com) y la edición final se realizó con Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com). La distribución de fallas se basa en Valenzuela, et al.24. La figura (c) fue generada por el software Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com) y modificada de Masterman, et al.59.

Desde el punto de vista estructural, los modelos de tomografía sísmica de este estudio son consistentes con la geología regional (Fig. 2). Las anomalías bajas de Vp/Vs coinciden con la aparición de estructuras emergentes y estructuras de flores típicamente positivas a lo largo de dos fallas principales claras, incluida la falla Duplixa-Juan de Morales en el oeste y la falla Loa en el este (Fig. 6b). Las estructuras emergentes han sido descritas previamente como parte de la arquitectura andina, incluido el sistema de empuje vergente occidental del Mioceno que domina el norte de Chile entre 18°S y 21°S55,56, y las estructuras de cuenca mesozoica reactivadas en el Cretácico Superior y Cenozoico57. La Figura 6b muestra la extensión latitudinal de esta estructura bivergente, siendo la convergencia de los límites oriental y occidental alrededor de ~ 20–25 km de profundidad, lo que es consistente con la posición plausible del destacamento andino en el área55,58. Interpretamos que el emplazamiento de intrusiones de pórfido en la corteza se ve favorecido por estas geometrías emergentes, como se propuso previamente para el depósito de pórfido de Cu-(Mo) de Collahuasi59 que se encuentra en el cinturón de cobre del Eoceno tardío-Oligoceno temprano más al sur del estudio. área (Figura 1). Nuestros resultados de tomografía sísmica muestran que la arquitectura de la corteza terrestre, incluidas las principales estructuras de la corteza terrestre, actúa como un control de primer orden sobre la ubicación de los cinturones metalogénicos de cobre en el norte de Chile.

Un modelo conceptual muestra la arquitectura del subsuelo hasta una profundidad de 120 km, lo que denota los depósitos magmáticos inferidos, los cuerpos intrusivos y las vías de fluidos que formaron el sistema de pórfido de cobre debajo del área de estudio (Fig. 7; Video S1). Combinamos la visualización 3D del modelo Vp/Vs (Fig. S9) con modelos de formación ampliamente aceptados para depósitos de pórfido de cobre3,7,8. Nuestra representación conceptual es consistente con la arquitectura de subducción del margen andino (Fig. 6a) y la migración hacia el este del arco magmático durante la época Cenozoica. Esto último está respaldado por la geocronología de circonio U-Pb de pórfidos intrusivos y la expresión superficial de depósitos de pórfido de cobre, en los que el prospecto más joven Queen Elizabeth (~ 46–38 Ma34) está ubicado más al este con respecto al depósito más antiguo de Cerro Colorado (~ 53–50 Ma29). Además, la posición relativa del arco volcánico moderno se revela por anomalías de Vp bajo y Vs bajo en la parte más oriental del área de estudio, que interpretamos como migración de fusión (Figs. S7 y S8). Consistentemente, esta ubicación se correlaciona con la del volcán activo Isluga que se encuentra más al norte del área de estudio en la longitud 68,83ºW.

Modelo conceptual para la formación del sistema de pórfido de cobre debajo del área de estudio basado en la distribución de las relaciones Vp/Vs (ver también el video complementario S1). Las flechas indican los posibles caminos de fluidos y/o magmas. Las líneas punteadas indican características inferidas y los círculos rosados ​​corresponden a la sismicidad registrada en el área. Usamos una profundidad Moho promedio de Melnick52 y Maksymowicz, et al.53 Los números indicados dentro de los círculos corresponden a las etapas de formación del sistema de pórfido (Etapas 1 a 5) explicadas en el texto principal. Ver texto para discusión. La georreferenciación de datos se realizó con ArcGIS Pro10.1 (www.esri.com). El software utilizado para generar esta figura fue Leapfrog 2022.1 (www.seequent.com) y la edición final se realizó con Adobe Illustrator 2022 (www.adobe.com).

Nuestro modelo conceptual propuesto en la Fig. 7 considera una serie de etapas para explicar la formación del sistema de pórfido debajo del área de estudio. La presencia de la losa subducida buzando hacia el este, a más de 100 km de profundidad, se infiere por la intensa actividad sísmica, así como por la muy alta relación Vp/Vs de los cuerpos en la porción más profunda del modelo (Fig. .S9a). Tenga en cuenta en esta relación que las relaciones Vp/Vs ~ 1,9–2,0 son consistentes con rocas del manto hidratadas como la serpentinita13,38. La etapa 1 comprende la liberación de fluidos oxidantes de la losa en subducción que provoca la hidratación de la cuña del manto, seguida de la fusión parcial del manto que produce magmas de arco basáltico hidratados y oxidados. Durante la etapa 2, los múltiples pulsos de magmas de arco basáltico, representados por cuerpos ascendentes caracterizados por altas relaciones Vp/Vs, ascienden y luego se acumulan en el límite manto-corteza (es decir, Moho), formando reservorios de múltiples profundidades en la parte media a baja. corteza (~ 30–70 km de profundidad)7. La etapa 3 implica la diferenciación de magmas basálticos mediante procesos de cristalización fraccionada, asimilación cortical, recarga y mezcla7. Es importante destacar que la profundidad de la diferenciación magmática está controlada fundamentalmente por el espesor de la corteza y el entorno tectónico60. Estos yacimientos magmáticos podrían tratarse como una fuente potencial de fluidos mineralizantes ricos en Cu, que participan en procesos hidrotermales en la corteza media-baja en la etapa de desarrollo de intrusiones de pórfido que contienen mineral. Durante la etapa 4, los magmas evolucionados ascienden para formar cámaras de magma de la corteza superior a profundidades de ~ 5 a 15 km8, es decir, los plutones parentales para la formación de pórfidos de cobre. Estos reservorios magmáticos son alimentados periódicamente por magmas provenientes de los reservorios de la corteza inferior3,7. Los procesos de descompresión, desgasificación, metamorfismo y diferenciación dan como resultado la exsolución de fluidos formadores de minerales que son capaces de eliminar cantidades significativas de metales de los magmas3,7,60. Las intrusiones relacionadas con pórfido de Cu comprenden plutones precursores compuestos, plutones parentales, así como múltiples fases de intrusiones de pórfido de cobre en forma de tapón que se emplazaron a una profundidad de 1 a 7 km3,7. Interpretamos que el conjunto intrusivo subyacente de rocas caracterizado por relaciones Vp/Vs medias actúa como anfitrión de un grupo de depósitos de cobre en el área de estudio (ver Cerro Colorado y Queen Elizabeth en la Fig. 7). La etapa final (etapa 5) comprende la formación de mineralización de pórfido de cobre que se produce alrededor de intrusiones en forma de tapones mediante la precipitación de sulfuros de Cu de los fluidos formadores de minerales que se liberan de estos tapones3,7,8. En la corteza superior, donde la deformación plástica cambia a frágil, el transporte de fluidos se produce principalmente a lo largo de una red de poros y fracturas18. Por lo tanto, múltiples eventos de alteración hidrotermal y mineralización ocurren como stockworks y brechas, que son estructuras típicas de sistemas dominados por altas relaciones agua/roca3. La etapa 5 se acompaña de anomalías bajas de Vp/Vs a lo largo de conductos de vías de fluidos, zonas hidrotermalmente alteradas y sitios de deposición y acumulación de minerales metálicos18.

A nivel mundial, la exploración y explotación de recursos de pórfido de cobre está avanzando a mayores profundidades1. Los esfuerzos de exploración están influenciados por el hecho de que la mayoría de los depósitos menos profundos y aflorantes se han descubierto en el norte de Chile. Además, la exploración se ha centrado históricamente en entornos industriales abandonados, donde las características inherentes de agrupamiento de la formación de pórfido de cobre hacen que ésta sea una inversión conceptualmente de menor riesgo. Actualmente, las oportunidades para nuevos descubrimientos de depósitos de clase mundial se centran en la exploración totalmente nueva, especialmente bajo cobertura post-mineralización o objetivos ciegos a lo largo de los cinturones metalogénicos de cobre en el norte de Chile.

El desafío de descubrir nuevos depósitos de pórfido de cobre requiere una mejora de la resolución lateral y vertical de los yacimientos profundos para una minería específica. Demostramos el potencial de la tomografía sísmica local para delinear estructuras que albergan sistemas de pórfido de cobre. Nuestros modelos Vp/Vs respaldan firmemente la noción de que la arquitectura de la corteza terrestre, por ejemplo, las geometrías emergentes, actúan como control de primer orden en la ubicación de los yacimientos (Fig. 7), lo que también puede tener implicaciones para la génesis del mineral y el emplazamiento de la intrusión. modelos. Además, el tamaño de los yacimientos de la corteza inferior puede ser un factor importante que contribuya a la mineralización del pórfido, permitiendo una actividad magmática de larga duración7. Curiosamente, el mayor Vp/Vs alto (anomalía de C) se encuentra debajo de Cerro Colorado, el único depósito grande en nuestra área de estudio (sección vertical P6 en las Figs. 5, S9a).

Enfatizamos que la tomografía sísmica local de terremotos por sí sola puede no discriminar suficientemente las zonas potencialmente mineralizadas de las zonas hidrotermalmente alteradas relacionadas y la roca huésped circundante. El trabajo futuro se centrará en modelos 3D integrados a través de datos de múltiples fuentes, por ejemplo combinando modelado geofísico 3D con interpretación geológica, geoquímica y estructural, teledetección y reconocimiento de patrones mediante aprendizaje automático. En última instancia, recomendamos la tomografía sísmica como una herramienta valiosa y respetuosa con el medio ambiente para identificar nuevos depósitos de pórfido de cobre y probablemente otros tipos de sistemas de minerales magmático-hidrotermales, por ejemplo, depósitos de óxido de hierro y oro de cobre (IOCG).

Obtuvimos una visualización de alta resolución de las estructuras profundas debajo de un sistema de pórfido de cobre en el norte de Chile utilizando tomografía local del tiempo de llegada del terremoto. El modelo 3D Vp/Vs obtenido proporciona información sobre los depósitos de pórfido de cobre a escala regional, desde la perspectiva de la arquitectura de la corteza terrestre, las vías de fluidos/derretimiento y los yacimientos, así como las zonas mineralizadas y alteradas hidrotermalmente. Aunque la tomografía sísmica todavía no puede obtener imágenes directas de las zonas de mineralización, puede proporcionar buenos indicadores de las estructuras que albergan depósitos de pórfido de cobre. En el esfuerzo por descubrir nuevos recursos minerales, la tomografía sísmica local podría ser un enfoque poderoso y eficaz para buscar depósitos ocultos con impactos mínimos en el medio ambiente. Nuestros resultados demuestran que los modelos Vp/Vs abren nuevas vías para obtener imágenes de la arquitectura del subsuelo de sistemas minerales relacionados con el magmático desde el manto superior hasta la superficie y, por lo tanto, podrían usarse para la exploración de yacimientos profundos y encubiertos.

Todos los datos generados y analizados durante este estudio se incluyen en este artículo publicado en el Material complementario (archivo Excel; Tabla S1).

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Esta investigación fue financiada por la Agencia Nacional de Investigación y Desarrollo de Chile (ANID) mediante el Proyecto AFB180004, Proyecto AFB220002 y por el proyecto FONDEF ID21I10022.

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CODELCO, Gerencia de Exploraciones, Casa Matriz, Huérfanos 1270, Santiago, Chile

Jimena Vargas & Sergio Pichott

Escuela de Investigación en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional de Australia, Canberra, ACT, 2601, Australia

Joëlle D'Andrés

Ciencias de la Tierra y el Medio Ambiente, Facultad de Ciencias, Instituto Politécnico Rensselaer, Troy, NY, 12180, EE. UU.

Steven Roecker

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DC y JV concibieron y diseñaron el estudio. DC, GP, MP, JD escribieron el artículo. DC, DC-G., SG-F. y SR realizó los métodos, procesamiento y visualización de datos. GP y SG-F. preparó las figuras. Todos los autores han leído y aceptado la versión publicada del manuscrito.

Correspondencia a Gisella Palma.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Vídeo complementario 1.

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Reimpresiones y permisos

Comte, D., Palma, G., Vargas, J. et al. Imágenes de la arquitectura del subsuelo en depósitos de pórfido de cobre mediante tomografía sísmica local. Representante científico 13, 6812 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-33820-w

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Recibido: 05 de enero de 2023

Aceptado: 19 de abril de 2023

Publicado: 26 de abril de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-33820-w

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